P30World Forums > آموزش > موضوعات علمی > عـلـوم زمـیـن > مبانی زمین شناسی ساختمانی
PDA
View Full Version : مبانی زمین شناسی ساختمانی
bb
08-30-2006, 08:56 AM
فصل اول - ساختمان های گنبدیبطور کلی ، ساخت های گنبدی را می توان بعنوان ساختهایی تعریف کرد که در نتیجه نیرو های قائمی – که از پائین به بالا اثر می کنند – تشکیل می شوند . بدیهی است که در اینجا ، مقصود آن دسته از ساختمان های گنبدی شکلی است که تشکیل انها ، غیر از عوامل تکتونیکی بوده است و از جمله مهم ترین انها ، می توان گنبد های نمکی را نام برد .مقطع این ساختمانها دایره ای است و در مواردی که محیط اطراف انها متجانس نباشد ، میدان تنش حاصله نیز متجانس نبوده و ممکن است مقاطع انها غیر دایره ای باشد . در مجموع می توان گفت که این ساختمانها زمانی تشکیل می شوند که در زیر طبقات ناحیه ای ، لایه ای که خاصیت تغییر شکل پلاستیک عالی دارد که ( مثل نمک ، گچ و بعضی انواع رس ها) موجود است . هرگاه این طبقه پلاستیک ، به علتی تحت فشار واقع شود ، به علت وضعیت خمیری ، این فشار را به حالت هیدرواستاتیک به تمام نقاط منتقل می کند و در حالتی که در قسمتی از لایه ها نقطه موجود باشد . به سمت بالا حرکت کرده و ساخت گنبدی را بوجود می اورد . عامل تنش متفاوت است و در مورد نمک ، اختلاف وزن مخصوص قابل توجه بین نمک و سنگهای اطراف سبب حرکت نمک به سمت بالا می شود .ساختمان گنبد های تبخیری ( گنبد های نمکی)گنبد های تبخیری عموما از جنی نمک است و ندرتا ممکن است از ژیپس یا انیدریت تشکیل شوند . این ساختمان ها به شکل گبند های مجزا و یا به صورت هسته تاقدیس ها دیده می شوند . این گنبد ها از نظر اقتصادی اهمیت زیادی دارند زیرا این ساخت ها عموما نفت گیر ها را بوجود می اورند و از سوی دیگر منابع گوگرد و نمک نیز قابل توجه است .شکل گنبد های نمکیهسته گنبد های نمکی از نمک تشکیل و تزریق ان به زیر سنگهای اطراف سبب تغییر شکل انها می شود . هسته گنبد ، کم و بیش دایره ای و در بعضی موارد بیضوی طویل است .بعضی از گنبد های نمکی در سطح زمین بیرون زدگی دارند و گنبد های انها مشخص است بطوری که ارتفاع انها نسبت به زمین های اطراف به 13 متر و در مواردی نادر به 25 متر می رسد .عمق گنبد های نمکی هم متفاوت است . بر اساس اطلاعات حاصله از تحقیقات ژئوفیزیکی و گمانه های اکتشافی دربسیاری حالات ، عمق انها بر چند کیلومتر می رسد . شکل خارجی توده نمک ، همواره مخروطی و گنبدی نیست و در بعضیموارد شکل توده های دیواره مانند است . گاهی نیز به شکل توده های استوانه ای است .ترکیب گنبد هامعمولا قسمت اصلی گنبد های تبخیری را نمک تشکیل می دهد و چند در صدی نیز ممکن است از انیدریت باشد .ساختمان داخلی گنبد هاساختمان داخلی دارای شکل های متفاوتی است و به صورت لایه لایه تا توده های نامنظم دیده می شود . عموما چین خوردگی در همی دارد . در قسمت هایی که لایه ها مشخص اند ، شیب زیادی دارند و در پاره ای حالات نیز قائم است .پوشش رسیبعضی از گنبد های مکی توسط پوششی از شیل و یا سایر سنگهای رسی احاطه شده است . در بعضی موارد قشر های کنگلومرا نیز ممکن است دیده شود .ساختمان سنگهای رسوبی اطراف گنبد های نمکیاین سنگها به شکل گنبد یا تاقدیس در مایند . در بعضی موارد ، لایه بندی سنگها رسوبی رونی توده نمک ، به موازات فصل مشترک نمک و سنگهای درونگیر است که این قبیل گنبد های سوراخ نکننده معروف است . علت ایجاد وضعیت بدین خاطر است که گنبد های نمکی ، قبل از رسوب سنگهای رویی بوجود امده و در معرض فرسایش قرار گرفته است و بدین ترتیب این گنبد ها نیر در اعماق لایه های اطراف خود متقاطع اند .تکامل ساختمان گنبد هادر بعضی موارد با بررسی وضعیت طبقات درونگیر گنبد ها زمان تشکیل انها را مشخص کرد .ناودیس حاشیه ای گنبد های نمکیکی از پدیده هایی که معمولا همراه با گنبد های نمکی دیده می شود ، ناودیس حاشیه ای انهاست . بطوری که ذکر شد مکی که گنبد های نمکی را بوجود می اورد ، از نزدیکترین قسمت های لایه اصلی نمک به گنبد تامین می شود . این امر سبب نازک شدن لایه نمک در اطراف توده و در مرحله بعد باعث فرونشینی طبقات رویی و در این قسمت و ایجاد ناودیس حاشیه ای می شود .اهمیت اقتصادی گنبد های نمکاین گنبد ها از نظر اقتصادی اهمیت زیادی دارند .و در بسیاری موارد ، ساختمان تاقدیس سنگهای روی گنبد های نمکی ، نفتگیر های اقتصادی را تشکیل مدهد و گاهی نیز این امر در پوشش سنگ گنبد ها به چشم می خورد بعلاوه در بسیاری حالات ، کانسار های ارزشمند گوگرد در داخل پوشش سنگها دیده شده است .فصل دوم – مشخصات تکتونیکی زمینپوسته زمین همواره تحت تاثیر عوامل تکتونیکی است .حرکات کوهزایی و خشکی زاییحرکات پوسته زمین را می توان به دو دسته کلی تقسیم کرد :حرکات کوهزایی و خشکی زاییحرکات کوهزایی به ان دسته از حرکات پوسته اطلاق می شود که سبب تغییر شکل سریع توده های عظیم سنگها می شود و مدت زمان تاثیر ان در مقیاس زمین شناسی ، کوچک و شدت ان زیاد است ، این گونه حرکات یبب گسل ها ، چین ها و کوها می شود .حرکات خشکی زایی حرکاتی از پوسته زمین را شامل می شود که مدت تاثیر شان زیاد و شدت انها کم است از جمله این حرکات می توان پائین رفتن پوسته و تشکیل حوضه ها و نیز بالا امدن قسمت هایی را نام برد . حرکات خشکی زایی سبب پیشروی و پسروی دریا ها می شود .در مورد حرکات کوهزایی اصطلاحات زیر وجود دارد :الف ) فاز کوهزایی : تغییر شکل هایی که طی فاصله زمانی محدود و معینی انجام می گیرد بدین نام خوانده می شود .ب ) پریود کوهزایی : چند فاز کوهزایی متوالی ، بنام پریود کوهزایی نامیده می شود .ج ) کوهزایی با سلسله جبالی : این نام به منطقه نسبتا باریکی که تغییر شکل پیدا کرده اطلاق می شود .د ) کمربند کوهزایی : به مجموعه چند سلسه جبال که از نظر تکتونیکی به هم وابسته و طی یک کوهزایی چین خوردگی پیدا کرده اند ، کمر بند کوهزایی گفته می شود .بطور کلی تغییر شکل پوسته زمین را می توان در نتیجه تجمع تنش دانست که به مرور در سنگ ذخیره می شود و هنگامی که میزان تنش از حد الاستیک سنگ تجاوز کند ، تغییر شکل دایمی ان را سبب می شود . بدین ترتیب لحظه شروع تغییر شکل سنگها به نحوه اعمال نیروها و نیز به مشخصات مکانیکی انها بستگی دارد .حرکات خشکی زاییبه حرکات ارام پوسته که در طول مدت زمان طولانی تاثیر می کند، اطلاق می شود . بطور کلی این حرکات به پائین رفتن تدریجی کف حوضه ها و یا بالا امدگی ارام قسمت هایی از پوسته گفته می شود .بنا به عقیده بعضی از دانشمندان این دو دسته حرکات یاد شده را نبایستی از یکدیگر جدا کرد بلکه حرکات خشکی زایی نیز دسته دیگری از حرکات کوه زایی ، منتها با شدت کم است .ایزوستازیاجزای مختلف پوسته زمین مثل کوهها ، دشت ها و دریا ها ، به صورت فرو رفتگی های نامنظمی که در قسمت بالایی پوسته قرار گرفته ، نیستند بلکه تمام این اجزا به حالت تعادل نسبی قرار دارند که این امر به کاهش یا افزایش وزن مخصوص و نیز تغییر ضخامت انها حاصل می شود . مطابق نظریه ایزوستازی در زیر سطح زمین ، سطحی به موازات زمین سطح زمین وجود دارد که فشار وارده از کوهها ، دشتها و دریا ها در ان سطح مساوی است . این سطح بنام سطح تعادل یا سطح ایزوستازی نامیده می شود .توزیع قاره ها و اقیانوس ها در زمینبیش از 70% سطح زمین بوسیله اقیانوس ها پوشیده شده و هر یک از سه اقیانوس عمده (کبیر ،اطلس ، هند ) به تنهایی از وسعت قاره اوراسیا بزرگتر است .توزیع قاره ها در سطح زمین یکنواخت نیست و قسمت اعظم انها در قسمت خاصی از ان متمرکز شده است بطوری که اگر قطری از زمین را که اسپانیا و نیوزلند را بهم وصل می کند در نظر بگیریم بیش از 81% تمام خشکی های زمین و نیمکره ای قطب ان اسپانیا است قرار می کند . 47% نیمکره یاد شده را خشکی و 53 % ان را دریا تشکیل می دهند . در صورتی که نیمکره مقابل ان حاوی 11% خشکی و 89% اب است .ساختمان سطح زمینیکی دیگر از مسایل مهم تکتونیکی زمین ، وضعیت پستی و بلندی های سطح زمین و نحوه توزیع انها ست . از نقطه نظر تکتوکنیکی ، سطح زمین را می توان به واحد های مختلفی تقسیم کرد که این واحد را در فصل بعدی بررسی خواهیم کرد .سطح زمین را می توان به سه قسمت کلی قاره ها ، حوضه اقیانوس ها و حاشیه قاره ها تقسیم کرد .هر چند در وحله اول به نظر می رسد که سواحل دریا ها را بایستی فصل مشترک حوضه اقیانوس ها و قاره ها در نظر گرفت ، اما این فصل مشترک ، مرز واقعی دریا هاو قاره ها نیست . در حقیقت قسمت قابل توجهی از قاره ها در ناحیه فلات قاره ای و شیب قاره ای – که وسعت انها بالغ بر 10.9% درصد کل سطح زمین و 25% سطح قاره هاست – در زیر اب قرار دارد . بدین ترتیب ، مرز واقعی قاره ها و حوضه اقیانوسها را بایستی در محل شیب قاره ای در نظر گرفت .فصل سوم – واحد های مهم تکتونیکی زمیندر سطح زمین واحد های تکتونیکی مهمی وجود دارد که می توان انها را به سه دسته زیر تقسیم کرد :الف ) واحد های مربوط به قاره ها مثل کراتن ها ، پلاتفرم ها و کمربند های چین خورده .ب ) ژئوسینکلین ها .ج ) ویژگی های تکتونیکی اقیانوس ها مثل سلسه جبال های کف اقیانوس و تراشه های ان .در این فصل این قسمتها را مورد بررسی قرار خواهیم داد .واحد های تکتونیکی قاره هااز نظر تکتونیکی ، قاره ها را می توان به دو قسمت عمده بنام های مناطق ارام و پیدار و مناطق فعال تقسیم کرد .منطق ارام عبارتند از قدیمی ترین و پایدارترین قسمت قاره ها هستند که تقریبا در تمام قاره ه وجود دارند و پس از پر کامبرین به جز فرسایش ، تغییرات عمده دیگری را متحمل نشده اند .قسمت پیدار قاره ه تحت عناوین مختلفی نامگذاری شده است . بعضی ها این قسمت ها را بنام کراتن می خوانند . عده ای دیگر ، این مناطق را بنام پهنه های قدیمی نامگذاری کرده اند . قسمت مرکزی نواحی پایدار سپر نام دارد . سنگهای این قسمت از قاره ها ، مرکب از شیست و سنگهای دگرگونی پر کامبرین است . که بوسیله گرانیت و سنگهای اذرین پوسته زمین در نظر گرفت که بوسیله لایه نازکی از سنگهای رسوبی اتشفشانی ، پوشیده شده است .زمان تشکیل پی سنگهای نواحی ارام زمین (3.8 تا 3.5 میلیارد سال قبل ) و سنگهای جوانتری که مربوط به 2تا1.8 میلیارد سال هم باشد نیز وجود دارد .براساس مطالعات انجام شده ، پی سنگهای نواحی پایدار را می توان مرکب از دو قسمت مجزا در نظر گرفت . قسمت اول ، توده های عظیم سنگهای اذرین ، دگرگونی و رسوبی متعلق به ارکئن است و قسمت دوم ، توده های چین خورده جوانتر متعلق به الگونکین را شامل می شود که در لابه لای قسمت اول به صورت نوارهایی به چشم می خورد .نواحی فعال قاره هابرای بررسی نواحی فعال قاره ها نحوه توزیع اتشفشان ها ، زلزله ها ، کمربند های چین خورده و سلسله جبال ها را مورد بررسی قرار می دهیم .الف ) توزیع اتشفشان ها – تاکنون در حدود 800 اتشفشان ، که در گذشته و حال فعال بوده یا هستند ، شناخته شده است . بیش از 75% این اتشفشان ها در منطقه اطراف اقیانوس کبیر ، که بنام کمربند اتش معروف است ، متمرکز شده اند . این منطقه بر سلسله جبال های جوان غرب امریکا و قوسهای جزیره ای اتشفشانی موجود در غرب اقیانوس کبیر ، منطبق است .ب ) توزیع زلزله ها – بطوری که می دانیم ، زلزله ها را از نقطه نظر کانون به دسته کم عمق ، متوسط و عمیق که عمق انها به ترتیب کمتر از 70 کیلومتر ، بین 70تا 300 کیلومتر و بین 300 تا 700 کیلومتر ، تقسیم می کنند .بطوری که دیده می شود ، نواحی زلزله خیز ، منطبق بر مناطقی است که در انجا فعالیت اتشفشانی انجام می شود . بیش از 80% زلزله های کم عمق در اقیانوس کبیر اتفاق می افتد . همین منطقه بیش از 90% زلزله های متوسط و تقریبا تمام زلزله های عمیق را در بر می گیرد .از جمله منطق دیگر زلزله خیز ، می توان کمربند سلسه جبال های مدیترانه اسیا را نام برد .ج ) کوه ها – نواحی از سطح زمین که از مناطق اطراف خود مرتفع تر هستند . کوه ها بر اساس شیب ، ارتفاع و مشخصات نظیر اینها به اسامی مختلفس تقسیم می شوند .انواع کوهها :.1. کوهای ناشی از چین خوردگی.2. کوهای ناشی از فعالیت اتشفشانی.3. کوه های گسلیژئوسنکلین هامیزان نشیت کف حوضه 12 متر به ازای هر میلیون سال است .ساختمان ژئو سنکلین هاقسمت های اصلی ژئو سنکلین ها نواحی گود ان است که معمولا در همه جا به شکل گودی طویل می باشد . در یک ناحیه ژئو سنکلین ممکن است که چندین گودی وجود داشته باشد که معمولا تمام انها در جهت طویل اند و به وسیله گسله هایی محدود شده اند . کف قسمت اصلی ژئو سنکلین ممکن است از جنس اقیانوسی و لایه ها ی بازالت که بوسیله سنگهای رسوبی پوشیده شده ، و یا از جنس پوسته قاره های باشد که در این حالت قسمت اصلی ان از سنگهای ضخیم ، اذرین و دگرگونی چین خورده تشکیل شده و در زیر ان قشر بازالتی قرار دارد .در حاشیه ژئو سنکلین ها ، ممکن است قطعات به سمت بالا حرکت کنند و ژئو انتی سنکلین را بوجود اورد . در چنن مواردی ، مواد رسوبی و اتشفشانی که در گود های رسوب کرده اند . چین خوردگی پیدا می کنند وبدین ترتیب گودی ژئوسنکلین به شکل ناودیس شکنجی ، در می آید . از جمله دیگر قسمت های مهم ژئو سنکلین ها ، حوضه های کوهزایی آنهاست .انواع ژئو سنکلین هاالف ) میوژئوسنکلین - این نام به آن دسته از ژئو سنکلین ها اطلاق می شود که تقریبا تمام نهشته های آن را سنگ های رسوبی تشکیل می دهند . از جمله سنگهایی که در این دسته ژئو سنکلین ها دیده می شود می توان از آهک ، شیل ، ماسه سنگ کوارتزی و کنگلومرا نام برد . وجود بعضی از مشخصات از جمله ترک های گلی ، اوولیتها ، آثار آلگ ها و مشخصات مشابه ان ، موید این مطلب است که رسوبگذاری در ابهای کم عمق انجام گرفته است . ندرتا ممکن است سنگ های اذرین نفوذی یا آتشفشانی نیز در داخل رسوبات این دسته مشاهده می شود .ب ) ایوژئوسنکلین – ایوژئوسنکلین ، به نوعی ژئوسنکلین اطلاق می شود که در آن ، بطور متناوب سنگهای رسوبی و آتشفشانی قرار گرفته اند . ضخامت این رسوبات به مراتب بیشتر از رسوبات میوژئوسنکلین است . سنگهای رسوبی این دسته ، عموما آواری و شامل شیل ، گریواک و کنگلومراست . سنگهای آتشفشانی آن نیز معمولا جریان های گدازه ، توف ، سیل و دایک های کم عمقی است که جنس انها غالبا آندزیت و ندرتا بازالت یا ریولیت است .ج ) پارالیاژئوسنکلین – این نام به ان دسته از ژئو سنکلین ها گفته می شود که در حاشیه ارام قاره ها قرار دارند . رسوبات این حوضه ها ، گسترش وسیعی دارند و سرعت رسوبگذاری در انها به 34 متر در سال می رسد . و معمولا در بین رسوبات ان مواد اتشفشانی وجود ندارد .مراحل مختلف ژئوسنکلینالف ) مرحله اصلی – فاز اولیه از مرحله اصلی ژئو سنکلین معمولا توام با تشکیل بعضی گسل های است که کف ان را قطع می کند . بعضی از قطعات کف ژئو سنکلین ، از اطراف به توسط گسلها محدود شده و فرونشینی انها سبب ایجاد گودی ژئو سنکلین می شود . مطالعه رابطه بین گسل ها و قطعات موجود نشان دهنده این است که عامل اصل بوجود اورنده انها ، حرکات افقی یا قائمی است که در فواصل متفاوتی ادامه داشته است.از جمله ویژگی های مهم گودی سنکلین ها ، سیستم گسل های عمیق و نیز نواحی ای است که فاقد پوسته قاره ای اند . که بعد ها در طی توسعه ژئو سنکلین ها حقیقی ، سنگهای گسل های عمیق مربوط به قشر های بازالتی و یا حتی قسمت های بالای گوشته ، ممکن است و در امتداد گسله ها به سطح زمین رانده شده و در انجا نمایان شود. در فاز نهایی مرحله اصلی ، تقریبا تمام گودی ژئو سنکلین از رسوبات متناوب رس و ماسه سنگ موسوم به فلیش پر می شود . در داخل این رسوبات ، لایه های مارلو و کربن های مختلف نیز مشاهده می گردد.ب ) مرحله کوهزایی پس از خاتمه چین خوردگی در مرحله اصلی در اثر فرونشینی ، گودیهای دیگری موسوم به گودیهای کوهزایی بوجود می اید و در همین زمان ، بالا امدگی کوهزایی نیز تشکیل می شود . گر چه در بعضی موارد ، این گودیها عمیق ترین قسمت ژئو سنکلین ها را تشکیل می دهد ولی این امر در تمام موارد صادق نیست ، گودیهای موجود در حواشی کراتن ها از جمله معروفترین گودیهای کوهزایی به شماره می ایند . این گودیها معمولا با رسوبات ضخیمی از مواد رسوبی و اتشفشانی پر می شود.فصل چهارم - درزه هادرزه شکستگی است که در ان هیچ گونه جابجایی در بخش های طرفین شکستگی نسبت به هم رخ نداده است و یا به قدری کم است با چشم غیر مسلح دیده نمی شود . در صورتی که در طرفین شکستگی رخ دهد گسل نامیده می شود . ابعاد درزه از چند سانتی متر تا چند صد متر متفاوت است . درزه راهی برای دخول اب در سنگها بوجود می اورد و عمل فرسایش را تسریع می کند . دهانه بسیاری از درزه ها بسته است ولی در اثر هوازدگی وسیعتر شده و در نهایت به یک شکاف باز تبدیل می گردد.تقسیم بندی هندسی درزه هاالف ) درزه امتدادی – نوعی درزه استه که امتداد ان موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه بندی یا شیستوزیته طبقات اطراف می باشد .ب ) درزه شیبی – درزه ای است که امتداد ان موازی یا تقریبا موازی جهت شیب سطح لایه بندی یا شیستوزیته طبقات اطراف می باشد .ج ) درزه مایل - اگر امتداد درزه نسبت به امتداد یا جهت شیب سطح لایه بندی یا شیستوزیته سنگهای اطراف به حالت غیر مشخص باشد بدین نام خوانده می شود .د ) درزه طبقه ای – اگر سطح درزه موازی سطح لایه بندی سنگها باشد بنام درزه طبقه ای خوانده می شود .طبقه بندی بر اساس وضعیت درزه ها نسبت به همدر این تقسیم بندی وضعیت درزه ها نسبت به هم مورد مطالعه قرار گرفته و بر اساس ان می توان انواع درزه های زیر را تشخیص داد :الف ) درزه های منظم – اگر درزه های یک منطقه با هم موازی یا تقریبا موازی باشند درزه های منظم خوانده می شوند معمولا امتداد مشترک این درزه ها امتداد محور چین خوردگی اصلی ناحیه و یا امتداد گسل های اصلی می باشد .ب ) درزه های نامنظم - این درزه ها وضعیت مشخصی نداشته و بطور نامنظم پراکنده اند . معمولا مجموعه درزه های موازی موجود در یا ناحیه بنام یک دسته درزه نامیده می شود و اجتماع دو یا چند دسته درزه بنام سیستم درزه خوانده می شود .اهمیت مطالعه درزه هامطالعه درزه ها در بسیاری از کار های مهندسی ضرورت دارد . مثلا هنگام استخراج سنگهای ساختمانی ، بخصوص سنگهایی که بایستی به قطعات بزرگ استخراج شود (مثل مرمر و تراورتن) ، شناسایی درزه ها محل ضروری است .هنگام انتخاب محل تونل های راهسازی و معدنی ، بایستی قبلا وضعیت درزه های محا را بررسی کرد زیرا وجود انها ، از طرفی مسایلی در امر حفر تونل بوجود می اورد و از طرف دیگر ، نگهداری ان را مشک می سازد . قبل از احداث سد ها نیز مطالعه درزه های منطقه ضروری است .هنگام پی جویی منابع معدنی نیز وقوف به وضعیت درزه های محل ضروری است زیرا بسیاری از رگه ها معدنی ، از شکستدگی های سنگها و از جمله درزه ها تبعیت می کنند . از نظر زمین شناسی ساختمانی نیز مطالعه درزه ها اهمیت شایان دارد زیرا با مطالعه اماری انها ، می توان مشخصات تنش های وارده به سنگهای ناحیه را مشخص کرد .نتایج تحقیقات تجربیبرای تجزیه و تحلیل رابطه بین نیروهای خارجی اعمالی و درزه های حاصله ، نمونه های مختلف سنگها را تحت ازمایش های کششی ، فشارش ، کوپل و پیچش قرار می دهند .عوامل بوجود اورنده درزه هاالف ) عوامل تکتونیکیب ) تنش های باقی مانده در زمینج ) انقباضد ) حرکات سطحی زمینفصل پنجم – گسلهتعریف گسل – گسل ها ، شکستگی هایی همراه با تغییر مکان نسبی هستند که به موازات سطح گسل انجام گرفته اند . . بعضی از گسل ها فقط چند سانتی متر طول دارند و جابجایی انها در حدود سانتی متر است ، در صورتی که گسل هایی هم با صد ها کیلومتر جابجایی در حدود چند کیلومتر و حتی دهها کیلومتر دیده می شوند .عناصر و ویژگی های گسلالف ) شیب و امتداد گسلدر حالت کلی سطح گسل را می توان به صورت یک سطح مستوی در نظر گرفت ، لذا شیب و امتداد ان را همانند شیب و امتداد طبقات اندازه گیری می نمایند . در حالت کلی ، امتداد گسل ، امتداد یک خط افقی در سطح گسل است ، که مقدار ان نسبت به شمال بیان می شود .زاویه بین سطح افق و سطح گسل را شیب گسل می نامند .ب ) کمر بالا و پائینقطعه ای واقع در بالای سطح گسل بنام کمر بالا و قطعه پائین ان بنام کمر پائین نامیده می شود . بدیهی است این تعاریف در مواردی صادق است که گسل قائم نباشد زیرا در این حالت بالا و پائین صفحه گسل مفهومی نخواهد داشت .ج ) اثر گسلمحا تقاطع صفحه گسل با سطح زمین بنام اثر گسل یا خط گسل نلمیده می شود . خط گسل در بسیاری حالات یک خط مستقیم است اما در مواردی که شیب صفحه کم بوده و پستی و بلندی سطح زمین زیاد باشد ، ممکن است به حالت نامنظم دیده شود .د ) زاویه ریک یا پیچاین زاویه عبارت است از زاویه بین خطی که اثر حرکت گسل را در روی صفحه ان نشان می دهد یا خط افقی که در صفحه گسل قرار دارد .ه ) زاویه میلزاویه های بین خط موجود در صفحه گسل با صفحه افقی را زاویه میل نامند .تقسیم بندی هندسی گسل هاالف ) گسل امتداد لغزگسلی است که در ان لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد در این حالت لغزش کلی گسل معادل لغزش امتدادی بوده و در جهت شیب ، مولفه لغزش وجود نخواهد داشت . همچنین زاویه ریک لغزش کلی در این حالت معادل صفر خواهد بود .ب ) گسل شیب لغزگسلی است که در ان لغزش کلی در جهت شیب سطح گسل می باشد به عبارت دیگر در مورد این گسل ها . لغزش کلی و شیبی با یکدیگر مساوی بوده و مولفه لغزش امتدادی معادل صفر خواهد بود زاویه ریک لغزش کلی در مورد این دسته از گسل ها معادل 90 درجه است .ج ) گسل مورب لغزدر این دسته از گسل ها ، لغزش کلی نسبت به امتداد یا شیب به سطح گسل مورب می باشد . بدیهی است در این گسل ها لغزش کلی دارای هر دو مولفه امتدادی و شیبی خواهد بود . زاویه ریک لغزش کلی در این حالت از صفر بیشتر و از 90 درجه کمتر می باشد .تقسیم بندی بر اساس زاویه شیب گسلدر این روش ، زاویه شیب گسل مبنا قرار گرفته می شود :الف ) گسل های پر شیبگسل هایی پر شیب انهایی هستند که زاویه شیبشان از 45 درجه بیشتر است .ب ) گسل های کم شیبهرگاه زاویه شیب کل کمتر از 45 درجه باشد ، بدین نام خوانده می شود .تقسیم بندی بر اساس حرکت ظاهریالف ) گسل عادی یا مستقیمگسلی که در ان کمر بالا نسبت کمر پائین به طرف پائین حرکت کرده باشد .ب ) گسل رانده یا معکوسگسل معکوسی که در ان کمر بالا به طرف بالا حرکت کرده باشد . در حالت کلی شیب گسل بیشتر از 45 درجه است .تقسیم بندی زایشی گسل هامعیار تقسیم بندی در این جا حرکت ظاهری گسل است :الف ) گسل راندهگسلی که در ان کمر بالا نسبت به کمر پائین به سمت بالا حرکت کرده باشد . معمولا گسلهای رانده را بر حسب زاویه شیب به سه دسته تقسیم می کنند . اگر زاویه شیب بیش از 45 درجه باشد گسل ، بنام گسل معکوس و اگر کمتر از 45 درجه باشد بنام رانده خوانده می شود . اگر زاویه شیب این گسل ها کمتر از 10درجه و لغزش کلی انها زیاد باشد گسل بنام رورانده موسوم است تشکیل گسل های رانده با کوتاه شدن لایه ها و طبقات همراه است .ب ) گسل عادیهرگاه کمر بالا به کمر پائین بطرف پائین حرکت کرده باشد ، گسل حاصل بنام گسل عادی یا مستقیم موسوم است این گسل ها بنام گسل های وزنی نیز خوانده می شوند .ج ) گسل موربگسلی است که امتداد ان نسبت به امتداد لایه بندی یا شیستوزیته سنگهای اطراف به حالت مورب می باشد .د ) گسل طولیهر گاه امتداد گسل تقریبا موازی امتداد عمومی ساختمانهای زمین شناسی منطقه باشد ، بنام گسل طولی خوانده می شود .ر ) گسل عرضیهرگاه امتداد گسل ، عمود یا تقریبا عمود بر امتداد عمومی ساختمانهای زمین شناسی منطقه باشد ، بنام گسل عرضی خوانده می شود .تقسیم بندی بر اساس وضعیت گسل ها نسبت به همالف ) گسل های موازیدر بعضی موارد گسل های موجود در یک منطقه دارای شیب و امتداد یکسان یا تقریبا یکسانند که به مجموعه انها گسل های موازی اطلاق می کنند . اگر امتداد عمومی گسل های منطقه یکسان بوده شیب انها متفاوت باشد ، می توان انها را به دو یا چند دسته گسل های موازی تقسیم کرد .ب ) گسل های پوششیگسل های نسبتا کوچکی که یکدیگر را می پوشانند بدین نام خوانده می شوند .ج ) گسل های محیطیاین دسته گسل های دایره ای یا قوسی شکل هستند که یک منطقه دایره ای شکل یا قسمتی از منطقه دایره ای شکل را محدود می کند .د ) گسل های شعاعیاین به گروه گسل هایی اطلاق می شود که تقریبا همگی از یک منطقه منشعب می شوند . گسل جدا شونده نوعی خاص از گسل های عادی است که در ان زاویه شیب گسل کم است .ح ) گسل امتداد لغزگسلی است که در ان لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد به عبارت دیگر در این دسته گسل ها ، لغزش شیبی در مقایسه با لغزش امتدادی ناچیز است .پرتگاه هاپرتگاه به قسمت های نسبتا پر شیبی از سطح زمین گفته می شود که ارتفاع انها از چند سانتی متر تا چندین صد متر تغییر می کند .بایستی توجه داشت که پرتگاه ها نیز مشخصه قطعی گسله نیستند و ممکن است منشا دیگری ، بجز گسله داشته باشد . پرتگاه ها به انواع زیر تقسیم می شوند :.1. پرتگاه های گسلی – این پرتگاه ها ، مستقیما در اثر گسله ها بوجود می اید و اختلاف ارتفاع انها مربوط به حرکت نسبی گسله است . بعبارت دیگر ، پائین رفتن یا بالا امدن یکی از قطعات گسله ، باعث تشکیل این پرتگاه ها شده است .در بعضی موارد ، که گسله امتداد یک رودخانه را قطع می کند ، در پائین پرتگاه گسلی، ممکن است در اثر تجمع اب ، یک دریاچه یا باتلاق کوچک بوجود می اید ..2. پرتگاه های خط گسله – در این نوع پرتگاه ها ، ارتفاع پرتگاه مربوط به اختلاف فرسایش طبقات در طرفین سطح گسله است . مثلا هرگاه گسله ای باعث شود کهدو طبقه با مقاومت مختلف – مثل ماسه سنگ و شیل – در مجاورت یکدیگر قرار گیرد ، پس از مدتی ، در اثر فرسایش بیشتر طبقات شیلی ، اختلاف ارتفاعی بین انها بوجود خواهد امد . بعدها ، طبقه ماسه سنگ نیز فرسوده می شود و این بار ، ممکن است اختلاف ارتفاعی در جهت عکس حالت اول ، بوجود اید ..3. پرتگاه های مرکب – در این نوع پرتگاه ها ، قسمتی ار اختلاف ارتفاع مربوط به لغزش اولیه گسله و قسمتی از ان نیز ، به علت اختلاف در قابلیت فرسایش طبقات طرفین گسله است ..4. پرتگاه های کوهپایه ای – این پرتگاه ها که بنام اسکار پلت نیز نامیده می شوند ، در پای سلسله کوهها تشکیل می شوند .این گونه پرتگاه ها ، بیشتر در نواحی که گسله های فعال دارند ، مشاهده می شود و ارتفاع انها از چند سانتی متر تا چندین ده متر در تغییر است .پرتگاه های کوهپایه ای ، معمولا مستقیم نیستند و در انها فرسایش تاثیری ندارند و یا به طور خفیف موثر بوده است . به عبارت دیگر ، سطح پرتگاه در حقیقت همان سطح گسله است . بعضی از این پرتگاه ها ، در سنگهای بستر نیز تاثیر کرده اند . در صورتی که عده ای دیگر ، تنها به طبقات نامتحجر روئی محدوداند . گاهی نیز پرتگاه های گسلی حاصله در سنگهای روئی ، در نتیجه وجود گسله های اصلی در سنگهای بستر ، بوجود می ایند ..5. پرتگاه های مثلثی – در بعضی موارد ، سطح پرتگاه در اثر عوامل فرسایش مثل رودخانه یا یخچال فرسوده می شود و بریدگی های مثلث شکلی در ان به وجود می اید که در نهایت ، باعث می شود که سطح پرتگاه به قطعات مثلثی شکلی ، تقسیم شود .سایر نشانه های تشخیص گسلهعلاوه بر نشانه هایی که گفته شد ، در پاره ای موارد پدیده های دیگری نیزهمراه گسله ها بوجود می اید که به کمک انها ، می توان گسله ها را تشخیص داد این پدیده عبارتند از :.1. چشمه ها – چشمه هایی که در پای کوهها دیده می شود ، غالبا ناشی از وجود گسله در ان محل است و به خصوص اگر اب چشمه ها گرم باشد به احتمال زیاد می توان انها را با گسله ها در ارتباط دانست . در حقیقت در چنین حالاتی گسله معبر عبور اب و بخصوص ابهای گرم در اعماق زمین است ..2. تغییر ناگهانی مسیر رودخانه ها – هرگاه گسله ای ، امتداد رودخانه را طی زاویه نسبتا بزرگی قطع کند ، باعث تغییر ناگهانی مسیر ان شود ..3. تغییر ناگهانی در نیمرخ بستر رودخانه – اگر در حوالی بستر رودخانه ، گسلی بوجود اید ، باعث بالا امدن یا پائین رفتن زمین می شود . و اگر فرسایش رودخانه با بالا امدن یا پائین رفتن متناسب نباشد ، در حوالی گسله ، شیب بستر رودخانه با سایر نقاط تفاوت پیدا می کند که این امر ، می تواند نشانه ای برای تشخیص گسله باشد .فصل ششم - چینبطور کلی چین ها را می توان بعنوان پیچ و موج های حاصله در سنگها تعریف کرد . بعبارت دیگر ، چین ها ان دسته از تغییر شکل های سنگها هستند ، که فقط باعث تغییر وضعیت سنگ می شوند ، بدون انکه در ان گستگی بوجود اورند .مشخصه های چین.1. لولای چین – لولای چین خط فرضی است که نقاطی از یک لایه را که دارای حداکثر انحنا هستند ، به یکدیگر وصل می کند . لولای چین می تواند افقی ، قائم و مایل باشد ..2. سطح محوری چین – سطح فرضی که تمام لولا های چین را در برداشته باشد ، بنام سطح محوری چین خوانده می شود . این سطح ، حتی المقدور چین را به دو قسمت متقارت تقسیم می کند ..3. محور چین – محور چین خطی است که به موازات لولای ان است و در حقیقت می توان ان را بصورت خط مستقیمی تعریف کردکه هرگاه به موازات خود در فضا حرکت کند ، چین را بوجود می اورد . در بعضی از کتاب ها محور و لولای چین را بعنوان دو مفهوم مترادف بکار می برند ..4. دامنه های چین – طرفین چین ، بنام دامنه های ان خوانده می شود ..5. اثر محوری چین – فصل مشترک سطح محوری با یک سطح افقی یا قائم بنام اثر محوری ان نامیده می شود . معمولا سطح افقی را ، سطح زمین در نظر گرفته می شود ..6. خط الراس یا ستیغ – خط الراس چین ، خط فرضی ای است که بالاترین نقاط یک چین را بهم وصل می کند . بایستی توجه داشت که اگر چه در بعضی موارد خط الراس و لولای چین خط واحدی هستند ولی این امر الزامی نیست و در پاره ای اوقات باهم متفاوت هستند ..7. خط القعر – خط القعر هر چین ، خط فرضی است که پائین ترین نقاط ان را به یکدیگر وصل می کند ..8. قله – بالترین نقطه یک چین بنام قله ان نامیده می شود ..9. زاویه میل چین – وضعیت هر چینی را می توان با لولای ان مشخص کرد . در حالت کلی ، لولای چین مورب است و بنابراین ، برای مشخص کردن ان بایستی ازیموت و شیب ان را مشخص کرد .تاقدیس و ناودیستاقدیس – در حالت کلی ، تاقدیس را می توان به صورت چینی که تحدب ان رو به بالاست . از انجا که در بسیاری موارد ، خط الراس چین فرسایش می یابد و نمی توان حالت یاد شده را در ان مشاهده کرد ، لذا در تعریف جامع تر ، تاقدیس به صورت چینی تعریف می شود که طبقات قدیمی تر در مرکز ان قرار دارند .شیب دو دامنه تاقدیس در جهت خلاف یکدیگر است .ناودیس – در حالت کلی ، ناودیس عبارت از چینی است که تحدب ان به طرف پائین است . در اینجا تعریف جامع تر ان ، عبارت از چینی است که طبقات جوانتر در مرکز ان قرار دارند .شیب دو دامنه به سوی یکدیگر است .تقسیم بندی هندسی چین ها.1. چین متقارن – چین متقارن چینی است که سطح محوری ان قائم باشد و چین را به دو قسمت متقارن تقسیم کند ..2. چین نا متقارن – در حالتی که سطح محوری چین قائم نبوده و ان را به دو قسمت قرینه تقسیم نکند . دو دامنه این نوع چین دارای شیب زیاد است ..3. چین برگشته - چین برگشته . چینی است که سطح محوری ان مایل و هر دو دامنه ان در یک جهت شیب داشته باشد . شیب دو دامنه این چین ها مختلف و یکی از انها برگشته است ..4. چین خوابیده – در حالتی که سطح محوری چین افقی یا تقریبا افقی باشد ، بنام چین خوابیده خوانده می شود ..5. چین هم شیب - این نام به چین هایی اطلاق می شود که در یک جهت شیب داشته و شیب انها مساوی باشد . دامنه های این چین ها ممکن است قائم ، و مایل و یا افقی باشد ..6. چین جناغی – اگر دو دامنه چین طی زاویه تندی نسبت بهم قرار گرفته باشند ، چین حاصله بنام چین جناغی نامیده می شود ..7. چین جعبه ای – اگر قسمت لولای چین مسطح باشد ، ان را بنام چین جعبه ای می خوانند ..8. چین بادبزنی – چین بادبزنی چینی است که هر دو دامنه ان برگشته است . در چین بادبزنی تاقدیسی ، هر دو دامنه به سوی یکدیگر است در صورتی که در چین بادبزنی ناودیسی ، شیب دو دامنه از هم دور می شوند ..9. چین از دو سو متمایل – اگر لولای چین ، از هر دو سو ، شیب داشته باشد ، به نام چین از دو متمایل خوانده می شوند..10. گنبد – عبارت است از تاقدیس که امتداد مشخصی ندارد . به عبارت دیگر ، شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف خارج متوجه است ..11. تشتک – ناودیسی است که امتداد و محور معینی ندارد و شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف مرکز ان ، متوجه است .تقسیم بندی چین ها بر اساس عمق انهاالف ) چین های موازی – چینی که در ان ضخامت لایه ها ضمن چین خوردگی ثابت می ماند .ب ) چین های مشابه - چین مشابه چینی است که وضعیت ان نسبت به عمق ثابت مانده و تغییری نکند . بطوری که دیده می شود ، در این چین ها ، ضخامت لایه ثابت نیست بلکه اندازه ان در قسمت های بالا و پائین چین به مراتب بیشتر از ضخامت لایه در دامنه های ان است .ج ) چین های هماهنگ و ناهماهنگ – در بسیاری موارد ، طبقات رویی و زیرین ، در مراحل مختلف چین خوردگی پیدا می کنند . اگر وضعیت عمومی چین خوردگی سنگها بالا و پائین یکسان باشد ، یعنی یک تاقدیس در قسمت های پائین هم چنان تاقدیس باقی بماند ، چین خوردگی ، بنام هماهنگ و در غیر این صورت بنام ناهماهنگ نامیده می شود .د ) چین های سوراخ کننده – ممکن است چندین لایه روی هم قرار گرفته و طبقات زیرین ، از جنس مواد شکل پذیری مانند نمک ، گچ و مواد نظیر انهاباشد . ممکن است این مواد شکل پذیر ، در نقطه ای جمع شوند و طبقات روئی را به صورت گنبد در اورند .سیستم چین هاطول موج چین - بطوری که گفتیم چین ها منفرد نیستند . فاصله بین دو قله دو تاقدیس یا ناودیس متوالی ، بنام طول موج چین خوانده می شود .طول موج چین ممکن است از چند سانتی متر تا چندین کیلومتر تغییر کند .دامنه چین – نصف فاصله عمودی بین خط الراس یک تاقدیس و خط القعر یک ناودیس مجاور ، بنام دامنه چین خوانده می شود .ناودیس شکنجی – در بسیاری موارد ناودیس بزرگ ، خود از چین های کوچک و متعددی تشکیل یافته است که در این حالت بنام ناودیس شکنجی نامیده می شود .تاقدیس شکنجی – تاقدیس شکنجی نیز تاقدیس بزرگی است که از چین های کوچک متعدد تشکیل یافته است . پهنای تاقدیس شکنجی نیزدرحدودچندکیلومتر است. دررشتهجبال البرز نمونه های متعددی از ناودیس و تاقدیس های شکنجی رامی توان مشاهده کرد.ژئوسینکلینال – گرچه از نظر لغوی ژئوسینکلینال به معنی ناودیس زمین است اما نبایستی ان را به جای ناودیس بزرگ بکار برد . ژئو سیکلینال حوضه رسوبی وسیعی است که ضخامت رسوبات ان به چند هزار متر می رسد . علیرغم ضخامت زیاد رسوبات ژئوسیکلینال ها ، محیط رسوبگذاری انها عمیق نیست و علت اصلی تجمع رسوبات ، فرورفتن تدریجی کف ژئو سیکنلینال می باشد .ژئو آنتی کلینال – ژئو انتی کلینال ، یک بالا امدگی وسیع است که ابعاد ان در مقایسه با ابعاد ژئو سیکلینال است . چنین پدیده ای ممکن است در داخل یا خارج ژئو سینکلینال دیده شود .چین های پوششی - در موارد ، چین های منفرد و مجزایی دیده می شوند که توسعه چندانی ندارند ولی روی یکدیگر می پوشانند . این چین ها بنام چین های پوششی نامیده می شود .تک چین و پادگانه ساختمانیاگر در ناحیه ای سنگ ها ، نسبت به سنگهای مجاور خود ، بدون ایجاد شکستگی بالاتر قرار گیرند ، سنگ های بین انها از حالت افقی خارج شده و به حالت شیب دار قرار خواهند گرفت ، این چین خوردگی که در ان ،لایه ها در ناحیه ای بطور ملایم شیب دار می شوند ، به نام تک چین نامیده شود . بنابراین ، تک چین به طبقات شیب داری گفته می شود که شیب انها در یک جهت باشد . اگر طبقات تک چین را در امتداد شیب ان تعقیب کنیم ، در منطقه محدودی شیب لایه ها کمتر شده و به طبقات اولیه قبل از تغییر شکل ، تبدیل می شود . این گونه طبقات بنام پادگانه ساختمانی نامیده می شود .ریز چینهر گاه دو لایه مقاوم یک لایه نامقاوم را احاطه کند که این لایه بر اثر (تکتونیک) حرکتی انجام دهد زیر چین در لایه نامقاوم حاصل خواهد شد .[B]فصل هفتم – ساخت های اولیه سنگهای اذرین خروجی[/b]گدازه – هنگامی که ماگما به سطح زمین راه می یابد ، در سطح زمین جریان یافته و پس از سرد شدن ، گدازه ها را بوجود می اورد .گدازه ها ، توده های اذرین لایه شکلی هستند که ضخامتشان در مقایسه با گسترش عرضی انها ناچیز است . حالت گدازه تابع مشخصات زمینی است که در ان جریان می یابد . مثلا در مواردی که زمین تقریبا مسطح باشد ، گدازه نیز قشر کم و بیش افقی خواهد بود ، در صورتی که در دامنه اتشفشانها ، گدازه ها به حالت شیب دار مشاهده می شود .مشخصات گدازه ها – ضخامت گدازه ها معمولا در حدود چند متر است و گدازه های باضخامت بیش از 100 متر ، فوق العاده نادر است . گسترش عرضی گدازه ها تا حد زیادی به جنس انها بستگی دارد . گرانروی گدازه های بازی و متوسط کم است ، بنابراین ، این دسته از گدازه ها ، به اسانی جریان افتاده و سطح وسیعی را در بر می گیرند . ضخامت این دسته از گدازه کم و بیش در سرتاسر ان یکسان است . گدازه های اسیدی ، لزج ترند و بنابراین ، گسترش چندانی ندارند و غالبا به صورت توده های عدسی شکل اند .ساخت گدازه هاالف ) ساخت منشوریب ) ساخت بالشیج ) تغییرات داخلی قشر گدازهآتشفشان هااتشفشان ها نیز اشکال دیگری از ساخت های اولیه سنگهای اذرین خروجی اند که در اثر خروج ماگما ، بوجود می ایند .مهم ترین قسمت های یک اتشفشان از نظر زمین شناسی ساختمانی ، مخروط و دهانه اتشفشان است که اینک به بررسی انها می پردازیم ..1. مخروط آتشفشانی – مخروط اتشفشانی در اثر سرد شدن و تجمع مواد خروجی اتشفشان به وجود می اید این گونه ساختمانها را از نظر های مختلف می توان تقسیم بندی کرد . مثلا اساس تقسیم بندی سنگ شناسی ، جنس سنگهای تشکیل دهنده مخروط و اساس طبقه بندی فیزیوگرافی ، مرحله فرسایش ان است اما در زمین شناسی ساختمانی ، مخروط ها را از نظر ساختمان داخلی طبقه بندی می کنند . در این تقسیم بندی ، می توان انواع مخروط های زیر را تشخیص داد :الف ) مخروط گدازه ای – این مخروط ها از گدازه های خیلی سیال تشکیل شده و به همین جهت دارای دامنه های کم شیب اند . این مخروط ها تماما از جنس گدازه اند . و در مورد انها قسمت اعظم ماگما از درون دهانه اصلی اتشفشان ، خارج شده است .در مواردی که ماگماهنگام خروج از اتشفشان سرد و لزج باشد ، در فاصله کمی پس از خروج از دهانه ، منجمد می شود و مخروط پر شیبی را به وجود می اورد که بنام هورنیتو موسوم است .ب ) مخروط های اذر اواری – این مخروط ها در نتیجه تجمع مواد اذر اواری که از اتشفشان خارج می شود تشکیل شده و در بعضی موارد ممکن است دارای دامنه های پر شیب باشد .ج ) مخروط مرکب – این مخروط ها از قشر های متناوب گدازه و مواد اذر اواری تشکیل می شود . در این گونه مخروط ها ، قسمت اعظم ماگما از دهانه های فرعی اتشفشان خارج می شود ..2. دهانه – قسمت بالایی مخروط اتشفشان ، بنام دهانه خوانده می شود بسته به وضعیت دهانه ، حالات زیر را می توان تشخیص داد :الف – کرارترکرارتر فرورفتگی موجود در انتهای مخروط اتشفشان است که در حالت کلی ، به صورت یک مخروط ناقص در بالای ان قرار دارد . قطر قسمت پائین کرارتر معمولا کم است و ندرتا از 300 متر تجاوز می کند اما قطر قسمت بالای ان ، در اثر ریزش دیواره ، ممکن است خیلی زیاد باشد .کرارتر معمولا در اثر انفجار در قسمت های بالایی دود کش اتشفشان ، بوجود می اید .ب – کالدراکالدرا فرورفتگی بسیار بزرگی است که در قسمت های بالایی اتشفشان به وجود می اید . مقطع این فرورفتگی ، معمولا دایره و در بعضی موارد نامنظم است . قطر کالدرا ممکن است به جندین کیلومتر برسد .کالدرا در نتیجه تخریب دیواره دهانه اتشفشان به وجود می اید .فصل هشتم – ساخت های اولیه سنگهای اذرین نفوذی[/b]تقسیم بندی توده های نفوذیدر زمین شناسی ساختمانی ، توده های نفوذی را بسته به وضعیت انها نسبت به سنگهای مجاور ، به دو دسته توده های هم شیب و ناهم شیب تقسیم می کنند . هر یک از این گروه ها ، بسته به شکل و ابعاد توده خود به گروه های کوچک تر تقسیم می کنند .معمولا در مجاورت توده نفوذی ، طبقات رسوبی یا سنگهای دگرگونی حاوی شیستوزیته وجود دارد . اگر توده نفوذی با سطح لایه بندی طبقات رسوبی یا شیستوزیته سنگهای دگرگونی مجاور موازی باشد ، ان را توده نفوذی هم شیب و در غیر این صورت ، ناهم شیب می گویند .توده های نفوذی هم شیب.1. سیل ها – سیل ها ، که بنام ورقه نیز خوانده می شوند ، توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که به موازات لایه بندی یا شیستوزیته طبقات مجاور ، تشکیل می شوند . گسترش سیل ها در بعضی موارد فوق العاده زیاد و ممکن است به چندین هزار کیلومتر مربع برسد . نکته جالب ان است که در بسیاری حالات ، ضخامت سیل نیز تقریبا ثابت باقی می ماند . بدیهی است سن سیل همواره از سن سنگهای درون گیر خود ، کمتر است .از نظر وضعیت ، سیل ممکن است به حالت افقی ، قائم و یا مایل دیده می شود . و بدیهی است در هر حالت ، تابع مشخصات لایه های اطراف خود باشد . ضخامت سیل از چند سانتیمتر تا چند صد متر ممکن است تغییر نماید ..2. لاکولیت ها - لاکولیت ها توده های نفوذی عدسی مانندی هستند که در فصل مشترک لایه ها نفوذ کرده و طبقات رویی را به صورت گنبد در می اورند . باتوجه به این تعریف ،در می یابیم که لاکولیت مشابه سیل ها هستند با این تفاوت که گسترش عرضی لاکولیت ها فقط چند برابر ضخامت انها ست در صورتی که در مورد سیل ها ، ممکن است به چندین برابر برسد . سنگهای اذرین تشکیل دهنده لاکولیت معمولا از نوع متوسط و بازی ( مثل آندزیت نفلین سنییت) می باشد ..3. لوپولیت ها – لوپولیت ها توده های نفوذی وسیعی اند که در نتیجه نفوذ ماگما در ساختمان های تشتکی شکل به وجود می ایند . ماگما تشکیل دهنده لوپولیت معمولا از نوع بازی می باشد ..4. فاکولیت ها – فاکولیت ها توده های نفوذی کوچکی هستند که به شکل عدسی ، در خط الراس تاقدیس ها و یا در خط القعر ناودیس ها ، تشکیل می شوند . بایستی توجه داشت که تنها در حالاتی فاکولیت ها جزو ساختمانهای اولیه سنگهای اذرین به شمار می ایند که سنگها ، قبلا به صورت تاقدیس یا ناودیس چین خورده باشند و در حالتی که یک توده نفوذی مثل سیل ، همراه با طبقات درون گیر خود چین بخورد ، ساختمان حاصله را بایستی در گروه ساخت های ثانوی ، طبقه بندی کرد .توده های نفوذی ناهم شیب.1. دایک ها – دایک ها توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که طبقات اطراف خود را قطع می کنند . دایک ها غالبا در نتیجه تزریق ماگما در داخل شکستگی سنگها به وجود می ایند . در حقیقت فرق دایک و سیل ، تنها در نحوه قرار گرفتن این توده ها نسبت به طبقات اطراف است و در مورد انها نیز همانند سیل ها ، می توان انواع ساده مکرر ، مرکب و تفریق شده راتشخیص داد .ضخامت دایک ها معمولا چند سانتی متر تا چند متر است ولی در بعضی موارد می توان دایکهای خیلی نازک یا خیلی ضخیم را نیز مشاهده کرد . گسترش دایک ها نیز متفاوت است و در بعضی موارد می توان تا چندین کیلومتر یک دایک راتعقیب کرد ..2. دودکش های آتشفشانی - قسمت هایی از ماگما را که در داخل دود کش آتشفشانی منجمد می شود ، بایستی جزو توده های نفوذی نا هم شیب منظور کرد . بدیهی است این گونه توده ها را ، تنها پی از فرسایش قسمت های رویی ، می توان مشاهده کرد . فصل مشترک دود کش های اتشفشانی با سنگهای اطراف ، اغلب به حالت قائم و یا با شیب زیاد است . مقطع انها نیز غالبا دایره ای و گاهی نیز به حالت غیر مشخص است . قطر دود کش های اتشفشانی متفاوت است و از چندین ده متر تا 1.5 کیلومتر تغییر می کنند ..3. باتولیت ها – باتولیت ها توده های نفوذی بزرگی اند که قسمت بالایی شان به شکل گنبد است . بر اساس مطالعات انجام شده ، گسترش باتولیت ها با عمق زیاد می شود . به عبارت دیگر ، فصل مشترک این توده های نفوذی با سنگهای اطراف ، به طرف خارج توده شیب دارد . گسترش باتولیت ها زیاد و عموما بیش از 100 کلیومتر مربع است . عمق باتولیت ها دقیقا مشخص نشده است و بنابر بعضی از عقاید ، این توده های نفوذی با منبع ماگما اولیه مرتبط می باشند ..4. استوک ها – استوک ها نیز توده های نفوذی مشابه باتولیت ها اند ولی وسعت انها از 100 کلیومتر مربع کمتر است . شکل کلی استوک ها نامنظم است و در بعضی موارد ، به حالت کم و بیش استوانه ای دیده می شوند .ماگما تشکیل دهنده استوک ها معمولا از نوع متوسط تا بازی است .
mosika
08-30-2006, 11:45 AM
احسنت خيلي جالب استزنده باد زمين شناسيايكاش با عكس بود
bb
09-10-2006, 07:03 AM
زمين‌شناسي ساختمانيتغيير شكل هر توده سنگي به خصوصيات فيزيكي سنگ و نحوه دگرگوني توسط دما، فشار و زمان وابسته است كه بررسي آنها مي‌تواند اصولي براي تغيير شكل و ايجاد ساختارهايي چون گسلها،چينها و گنبدهاي نمكي در اختيار قرار دهد. براي مطالعه علمي در خصوص ساختمانهاي پوسته زمين در يك منطقه و يا حتي كل سطح زمين بايد به علومي مانند سنگ شناسي، رسوب شناسي، چينه‌شناسي، زمين ريخت‌شناسي (ژئومورفولوژي)، زمين‌شناسي اقتصادي، فتولوژي و ... آشنايي داشته و مطالعات صحرايي وسيعي در خصوص منطقه مورد مطالعه انجام داد. كه اين بررسي‌ها در چهارچوب علم زمين‌شناسي ساختماني مي‌گنجند. بنابرآنچه گفته شد مي‌توان علم زمين‌شناسي را به صورت علمي كه به بررسي ساختمانهاي پوسته زمين، موقعيت و عوامل پديدآورنده آنها مي‌پردازد تعريف نمود.ناپيوستگي‌هاي ايجاد شده در رگه‌هاي معدني توسط گسلها، تمركز مواد نفتي و گازي در تاقديسها، رابطه مستقيم جنس زمين با مقاومت و ايمني سدها و ساختمانها و ...، تغيير شكل پوسته توسط نيروهاي عمل‌كننده بر روي زمين و تأثير آن بر سازه‌ها، تعيين سن نسبي لايه‌هاي سنگي با توجه به راندگي‌ها، بر شكستگي‌ها و ... و هزاران مورد ديگر از جمله مواردي هستند كه ارتباط و لزوم زمين شناسي ساختماني را بازندگي روزمره‌ي انسانها نشان مي‌دهند.زمین شناسی ساختمانی مقدمه ای بر مطالعه رشته کوهها است.
Dr.Adeli
09-17-2006, 01:58 AM
مرز صفحاتصفحات تشکیل دهنده سنگ کره بصورت یک توده بهم چسبیده، نسبت به یکدیگر در حال حرکت هستند. با وجود اینکه قسمتهای داخلی صفحات ممکن است متحمل مقداری تغییر شکل گردند، ولی تمام اندرکنشهای اصلی بین صفحات جداگانه، در طول مرز بین آنها اتفاق می­افتد. در حقیقت تلاشهای اولیه برای مشخص کردن مرز بین صفحات بر اساس محل وقوع زمین لرزه­ها بود. صفحات در مرزها سه رفتار کلی نسبت به هم دارند:
Dr.Adeli
09-17-2006, 01:59 AM
مزرهای دورشوندهجائی که صفحات در نتیجه بالا آمدن مواد از گوشته از هم دور می­شوند و بستر جدیدی در اقیانوسها ساخته می­شود. جداشدگی صفحات، غالبا در رشته­کوههای میان اقیانوسی رخ می­دهد. شکافهای ایجاد شده در اثر دور شدن صفحات، بلافاصله با سنگهای مذاب که از استنوسفر بالا می­آید، پرمی­شوند. این مواد گرم، به آرامی سرد شده و بستر جدید اقیانوسی را تشکیل می­دهند. این پدیده میلیونها سال بطور مداوم تکرار می­شود و بدین ترتیب هزاران کیلومتر مکعب بستر جدید ایجاد می­گردد.این مکانیزم کف اقیانوس آتلانتیک را در 160 میلیون سال گذشته پدید آورده است که به این پدیده "گسترش بستر دریا" اطلاق می­شود. سرعت بستر سازی در قسمتهای مختلف متفاوت است. این سرعت از 5/2 سانتیمتر در سال در آتلانتیک شمالی تا 20 سانتیمتر در سال در قسمت شرقی اقیانوس آرام متغیر است. با اینکه بیشترین نرخ بستر سازی در مقیاس تاریخ بشر بسیار کند است، ولی کمترین نرخ تولید سنگ­کره به اندازه کافی سریع است که در طول 200 میلیون سال گذشته بستر تمام اقیانوسهای زمین را ایجاد کرده باشد. در حقیقت بستر تمام اقیانوسها که تعیین عمر شده­اند از 180 میلیون سال تجاوز نمی­کند.
Dr.Adeli
09-17-2006, 02:01 AM
مرزهای همگرادر این نواحی، صفحات به سوی هم حرکت می­کنند و در نتیجه پدیده فرونشست پوسته اقیانوسی در گوشته اتفاق می­افتد. همگرائی ممکن است در مرز تصادم دو پوسته قاره­ای نیز اتفاق بیفتد و باعث ایجاد سامانه­های کوهستانی گردد.درحالی که پوسته جدید در رشته­کوههای اقیانوسی اضافه می­شوند، سیاره زمین بزرگتر نمی­شود و مساحت سطحی آن همواره مقدار ثابتی باقی می­ماند. برای جادادن به پوسته تازه ایجاد شده، پوسته قدیمی اقیانوسی در طول مرزهای همگرا دوباره به گوشته بازمی­گردد. وقتی دو صفحه به هم می­رسند، یکی از صفحات به زیر صفحه دیگر خم شده و به زیر آن می­لغزد. حاشیه­هایی از صفحات که پوسته اقیانوسی در حال اضمهلال است به نام "مناطق فرورانش" شناخته می­شوند. در این مناطق صفحه فرورفته درحال حرکت به سمت پایین، وارد محیط با دما و فشار بالا می­شود. مقداری از مواد فرو رفته و نیز مقدار بیشتری از استنوسفر که در بالای صفحه فرورفته قرار می­گیرد، ذوب شده و به سوی بالا حرکت می­کند. بندرت این سنگ مذاب ممکن است که به سطح زمین برسد و انفجارات آتشفشانی را ایجاد نماید. بهرحال بیشتر این مواد مذاب به سطح زمین نمی­رسد و در همان عمق جامد شده و به ضخیمتر شدن پوسته می­انجامند
Dr.Adeli
09-17-2006, 02:03 AM
مرزهای گسل امتداد لغزمرزهایی که در آنها صفحات بصورت سایشی از کنار هم عبور می­کنند و هیچگونه اضمهلالی در مرزها ایجاد نشده و پوسته جدیدی تولید و پوسته قدیمی نابود نمی­شود. این گسلها در جهت حرکت صفحات ایجاد شده برای اولین بار در امتداد رشته ­کوههای اقیانوسی یافت شند. باوجود اینکه بیشتر گسلهای امتداد­لغز در طول رشته کوههای اقیانوسی قرار گرفته است، تعدادی نیز در داخل قاره­ها وجود دارند. دو مثال از این گسلها، گسل سن­آندریاس در کالیفرنیا و گسل آلپین در زلاندنو می­باشد. در طول گسل سن آندریاس، صفحه "آرام" درحال حرکت به سمت شمال غربی نسبت به صفحه مجاور (صفحه آمریکای شمالی) است. حرکت درطول این مرز ناشناخته نمانده است، چرا که این حرکت باعث ایجاد کرنش در سنگهای دو سمت گسل می­گردد و گاه سنگها انرژی ذخیره شده را بصورت زلزله­های بزرگی رها می­کنند، مانند زلزله سال 1906 که سان فرانسیسکو را ویران کرد.
bb
09-17-2006, 04:39 AM
واقعا دست شما درد نكنه ابته فكر كنم من عكس هايي از اين مطالب رو داشته باشم در صورتي كه لازم شد بگيد تا بگذارم .
bb
09-17-2006, 04:46 AM
چند تا سئوال داشتم :1- پديده ماگماتيسم رو ميشه بيشتر توضيح بديد.2- چه مقدار دمايي لازمه تا 1 متر مكعب از پوسته اقيانوسي ذوب بشه با توجه به جنس پوسته اقيانوسي ؟ البته فكر كنم سئوال سختي باشه
s831153
10-01-2006, 02:43 PM
واقغآ دستتون درد نكنه......
Dr.Adeli
10-08-2006, 01:56 AM
چند تا سئوال داشتم :1- پديده ماگماتيسم رو ميشه بيشتر توضيح بديد.2- چه مقدار دمايي لازمه تا 1 متر مكعب از پوسته اقيانوسي ذوب بشه با توجه به جنس پوسته اقيانوسي ؟ البته فكر كنم سئوال سختي باشهعجب سوال های قشنگی :blink: در مورد دمای لازم برای تشکیل پوسته اقیانوسی میشه گفت:همونطور که می دونید جنس پوسته اقیانوسی از بازالت هستش ، ذوب پوسته اقیانوسی هم در زون های فرورانش اتفاق می افته یه سر به لینک زیر بزن تا من یه کم به کتابهای قدیم رجوع کنم به زودی جواب می دمhttp://www.gl.ciw.edu/conferences/mysen/abstracts/abs34.htmhttp://www-geology.ucdavis.edu/~billen/research_current.html
Dr.Adeli
10-08-2006, 11:46 PM
چند تا سئوال داشتم :پديده ماگماتيسم رو ميشه بيشتر توضيح بديد.دیکشنری علوم و تکنولوژی، ماگماتیسم رو شکلگیری سنگ آذرین از ماگما تعریف کرده magmatism (′mag·mə′tiz·əm)(petrology) The formation of igneous rock from magma.
Dr.Adeli
10-11-2006, 01:24 AM
چند تا سئوال داشتم :1- پديده ماگماتيسم رو ميشه بيشتر توضيح بديد.2- چه مقدار دمايي لازمه تا 1 متر مكعب از پوسته اقيانوسي ذوب بشه با توجه به جنس پوسته اقيانوسي ؟ البته فكر كنم سئوال سختي باشهاز جمله عوامل مهم در ذوب پوسته اقیانوسی، وجود بخار آب هستش که موجب تغییرات دمای ذوب سنگ ها می شود.من منحنی دما و فشار رو پیدا کردم اما منحنی زمان و دما رو جایی ندیدم.البته با یکی از بزرگان زمین شناس هم صحبت کردم و ایشان گفتند اگر کمی مهلت بدهیم جواب را به ما می گویند.
bb
10-13-2006, 05:35 AM
از جمله عوامل مهم در ذوب پوسته اقیانوسی، وجود بخار آب هستش که موجب تغییرات دمای ذوب سنگ ها می شود.واقعا ممنون از جوابتون

vBulletin v3.6.4, Copyright ©2000-2006, Jelsoft Enterprises Ltd.

سنگ شناسی رسوبی از دو کلمه Sedimentary به معنی رسوبی و Petrology به معنی سنگ شناسی گرفته شده است.
دید کلی سنگهای رسوبی به دلیل داشتن منابع مهم نظیر نفت ، گاز ، ذغال ، آهن ، اوارنیم و نیز مواد مورد نیاز در مصالح ساختمانی مانند آهک ، گچ و غیره از اهمیت خاصی برخوردارند لذا سنگ شناسی رسوبی یکی از مهمترین شاخه‌های علوم زمین محسوب می‌گردد. در حدود 70٪ از سنگهای سطح زمین ، دارای منشا رسوبی هستند، و این سنگها عمدتا از ماسه سنگها ، سنگهای آهکی ، شیل ها و به مقدار کمتری اما با همان معروفیت از رسوبات نمک ، سنگهای آهندار ، ذغال و چوب تشکیل شده است.
تاریخچه و سیر تحولی
مطالعه سنگهای رسوبی از نظر مشخصات ساختی ، بافتی و ترکیب شیمیایی آنها ، اولین بار در سال 1879 توسط سوربی انگلیسی انجام گرفت. وی مطالعه سنگهای رسوبی در مقاطع نازک را برای اولین بار ابداع نمود. بعدها در 1899 ، کایوی فرانسوی پاره‌ای از مشخصات میکروسکوپی و مشخصات ماکروسکوپی بعضی از سنگهای رسوبی در کشور فرانسه را ، به صورت مصور تشریح و تفسیر کرد.از آن تاریخ به بعد ، به پیروی از کایو ، بررسیهای سنگهای رسوبی و کوشش اکثر سنگ شناسان ، عمدتا بر کانی شناسی و تشخیص کانی‌های تشکیل دهنده این سنگها متمرکز گردید. که در این میان ماسه سنگها و رسوبات ماسه‌ای و از میان کانی‌ها هم ، کانیهای سنگین (دارای وزن مخصوص بیش از 2.85) ، بیشتر مورد توجه قرار گرفتند.
در سال 1919 ، ونت ورث آمریکایی برای سنجش اندازه ذرات و دانه های تشکیل دهنده رسوبات تخریبی مقیاسی ارائه داد و به کمک مقیاس ونت ورث مطالعه دانه سنجی و تجزیه‌های کمی و مکانیکی رسوبات بر مبنای اندازه دانه ها و فراوانی آنها ، میسر گردید.
سرانجام در 1933 ، آدن و کرمباین ، مقیاس‌های جدیدتری برای اندازه گیری دانه‌های رسوبی ارائه دادند و در مکانیسم تجزیه‌های مکانیکی رسوبات تخریبی ، تسهیلات زیادتری ایجاد کردند. امروز هم ، مقیاسهای اندازه گیری متداول برای مطالعات رسوب شناسی و سنگهای رسوبی ، به نام همین افراد معروف بوده و مورد استفاده سنگ شناسان و رسوب شناسان قرار دارد.
گروههای اصلی سنگهای رسوبی رسوبات سیلیسی آواری :رسوبات سیلیسی آواری (همچنین تحت عنوان رسوبات تریجنوس یا اپی کلاستیک خوانده می‌شوند) آنهایی هستند که از خرده سنگهای قبلی که توسط فرآیند فیزیکی حمل و رسوب کرده‌اند، تشکیل شده‌اند. این گروه شامل سنگها زیر می‌باشد:
کنگلومراها :در این سنگها ، مواد دانه درشت گرد شده در زمینه‌ای از مواد دانه ریز قرار دارند.
برش‌ها :مواد دانه درشت گرد نشده در زمینه‌ای از مواد دانه ریز قرار دارند.
ماسه سنگها :اندازه دانه‌ها در ماسه سنگها ، کمتر از 2 میلیمتر است.
گلسنگها :اندازه دانه‌ها کمتر از 2 میکرون می‌باشد.رسوبات بیوژنیک ، بیوشیمیای و آلی :رسوباتی هستند که بیشتر منشا بیو ژنیکی ، بیو شیمیایی و آلی دارند و شامل:
سنگهای آهکی :سنگهای آهکی می‌توانند هم از طریق ته نشست مستقیم CaCo3 از آب دریا و هم از طریق رسوب کردن اسکلت‌های کربناتی موجودات به وجود آید.
چرت‌ها :چرت ، یک واژه خیلی کلی برای رسوبات سیلیسی دانه ریز ، با منشا شیمیایی ، بیو شیمیایی یا بیوژنیکی است.
فسفاتها :یکی از مهمترین کانی‌های رسوبی فسفاتها ، آپاتیت می‌باشد.
ذغال و شیل نفتی :ذغال و شیلهای نفتی که از بقایای موجودات زنده قدیمی می‌باشند، انعکاسی از فرآیندهای دیانژ و دگرگونی دارند.رسوبات شیمیایی :این رسوبات منشا شیمیایی دارند و شامل موارد زیر می‌باشند:
تبخیر‌ی‌ها: تبخیری‌ها عمدتا رسوبات شیمیایی هستند که پس از تغلیط نمک‌های محلول در آب (بر اثر تبخیر) رسوب کرده‌اند.
سنگهای آهن‌دار :آهن ، عملا بر اندازه چند در صد در تمام سنگهای رسوبی وجود دارد، ولیکن بطور غیر معمول ، در جایی که مقدار آهن بیش از 15٪ باشد، سنگهای آهن‌دار را تشکیل می‌دهد.رسوبات آذر آواری :رسوبات آذر آواری رسوباتی هستند که عمدتا از دانه‌های با منشا ولکانیکی ، که از فعالیت‌های آتشفشانی همزمان سرچشمه گرفته‌اند، تشکیل شده‌اند. و شامل موارد زیر می‌باشند:
رسوبات اتوکلاستیک :سنگهای ولکانوژیکی هستند که توسط برشی شدن در جای لاوا تشکیل شده‌اند.
رسوبات پیروکلاستیک – ریزشی :این رسوبات به راحتی از طریق خرده‌های آتشفشانی خارج شده از یک مجرا یا یک شکاف ، بر اثر انفجار ماگماتیکی ، تشکیل می‌شوند.
رسوبات ولکانی کلاستیک – جریانی :این رسوبات توسط انفجارات فورانی در محیط‌های خشکی ایجاد می‌شوند.
هیدروکلاستیک‌ها :هنگامی که لاوای خارج شده ، با آب تماس پیدا کند، سرد شدن و خاموشی سریع ، باعث قطعه قطعه شدن لاوا می‌شود. این قطعات پس از حرکت در آب و دانه دانه شدن رسوبات هیدروکلاستیک را تشکیل می‌دهند.
رسوبات اپی کلاستیک :رسوباتی هستند که از حرکت و ته نشست مجدد رسوبات ولکانی کلاستیک ایجاد شده‌اند.
اهمیت مطالعه سنگهای رسوبی
سنگهای رسوبی در ادوار گذشته زمین شناسی در محیطهای طبیعی متفاوتی که امروزه وجود دارد، رسوب کرده‌اند. مطالعه این محیطهای عهد حاظر و رسوبات و فرآیندهای آنها به درک بیشتر معادل قدیمی آنها کمک می‌کند.
دلایل زیادی برای مطالعه سنگهای رسوبی وجود دارد زیرا ارزش اقتصادی کانی‌ها و مواد موجود در آنها کم نمی‌باشد. سوخت‌های نفت و گاز از پختگی مواد آلی در رسوبات مشتق شده و سپس این مواد به یک سنگ مخزن مناسب ، که عمدتا یک سنگ رسوبی متخلخل است، مهاجرت می‌کند. ذغال ، سوخت فسیلی دیگری است که البته در توالی‌های رسوبی نیز وجود دارد. روشهای رسوب شناسی و سنگ شناسی به طور گسترده در پی جویی ذخایر جدید این منابع سوختی و سایر منابع طبیعی مورد استفاده قرار می‌گیرد. سنگهای رسوبی بیشتر آهن ، پتاس ، نمک و مصالح ساختمانی و بسیاری دیگر از مواد خام ضروری را تامین می‌کنند.
محیطها و فرآیندهای رسوبی و جغرافیای قدیمی و آب و هوای قدیمی ، همگی را می‌توان از مطالعه سنگهای رسوبی استنباط کرد. اینگونه مطالعات به شناسایی و درک تاریخ زمین شناسی زمین کمک فراوانی می‌کند. سنگهای رسوبی حاوی زندگی گذشته زمین ، به فرم فسیل‌ها هستند که اینها مفاهیم اصلی انطباق چینه شناسی در فازوزوئیک می‌باشند

فلدسپات
از ویکی‌پدیا، دانشنامهٔ آزاد.
Jump to: navigation, search
فِلدِسپاتها مهم‌ترین کانیهای سنگی آذرین بشمار می‌آیند. فلدسپاتها به سه گروه کلسیک، پتاسیک و سدیک تقسیم‌بندی می‌شوند. آنورتیت به فرمول شیمیایی (CaAl2Si2O8) فلدسپات نوع کلسیک است و آلبیت به فرمول شیمیایی (NaAlSi3O8) فلدسپات نوع سدیک و پتاسیم فلدسپات به فرمول شیمیایی (KAlSi3O8) فلدسپات نوع پتاسیک آن است.
چندریختیهای پتاسیم فلدسپات عبارت‌اند از: سانیدین، ارتوکلاز، سیکروکلین و آدولاریا. آنوتیت و آلبیت به این امتیاز که می‌توانند جانشین شوند و در ساختمان کانی پلاژیوکلاز شرکت می‌کنند، میان فلدسپات سدیم (آلبیت) و فلدسپات پتاسیم، جانشینی محدرودی وجود دارد و فلدسپاتهای این سری به انواع آلکانی فلدسپاتها شهرت دارند.
فهرست مندرجات[مخفی شود]
۱ ساختار فلدسپاتها
۲ ترکیب فلدسپاتها
۳ موارد مصرف فلدسپاتها
۴ جستارهای وابسته
۵ منابع
//

[ویرایش] ساختار فلدسپاتها
ساختار فلدسپات همانند ساختار چند ریختیهای گوناگون SiO4 و همچنین AlO4 تشکیل شده است. ساختار فلدسپاتها را می‌توان حالت پرشده ساختارهای SiO2 از راه ورود AL به شبکه چهاروجهی و هم‌زمان با آن جایگزینی Na+ (یا K+ یا Ca2+) در حفره‌های موجود فرض کرد. هنگامی که فقط یک Si4+ به‌وسیله Al3+ جانشین می‌شود، ساختار می‌تواند با ورود یک K+ یا یک Na+ خنثی شود.
به همین ترتیب وقتی Si4+ توسط Al3+ جانشین می‌شود، بار الکترواستاتیکی شبکه می‌تواند توسط یک کاتیون دوظرفیتی مانند Ca2+ موازنه شود. اینکه یک فلدسپات دمای بالای اولیه خاصی، ساختار دمای بالای (بی‌نظم) خود را حفظ کرده یا (در اثر سرد شدن) به ساختار دمای پایینتر (منظم‌تر) تبدیل می‌شود، تا حد زیادی تحت تأثیر آهنگ سرد شدن فرآیند است. میکروکلین در واقع مشخصه سنگهای عمیق و پگماتیتها، ارتوکلاز مشخصه سنگهای نفوذی شکل‌یافته در دماهای حد واسط و سانیدین مشخصه گدازه‌ای خروجی دما بالاست. ساختار عمومی اعضا سری پلاژیوکلاز بسیار شبیه میکروکلین است.

[ویرایش] ترکیب فلدسپاتها
سری فلدسپاتهای قلیایی (NaAlSi3O8 تا KAlSi3O8) محلول جامد کاملی را فقط در دماهای بالا نشان می‌دهند. برای مثال اعضای سری سانیدین- آلبیت دمابالا، در دماهای زیاد پایدار است، اما در دماهای پایین دو فاز مجزای آلبیت دماپایین و میکروکلین پایدار می‌شوند. تنها محلول بسیار محدودی بین KAlSi3O2 (میکروکلین) و CaAl2Si2O8 (آنورتیت) وجود دارد. با این حالب یک محلول جامد اساسا کامل در دمای بالا در سری پلاژیوکلاز (NaAlSi3O8 تا CaAl2Si2O8)وجود دارد.
فلدسپاتهای پتاسیم میکروکلین دارای فرمول شیمیایی KAlSi3O8 است. میکروکلین یکی از سازنده‌های مهم در سنگهای آذرینی مانند گرانیتها و سینیتها که به کندی و در عمق زیاد سرد شده‌اند، است. در سنگهای رسوبی در آرکوز و کنگلومرا و در سنگهای دگرگونی در گناسیها یافت می‌شود.
ارتوکلاز دارای فرمول شیمیایی KAlSi3O8 است. یکی از سازنده‌های اصلی در گرانیتها، گرانودیوریتها و سینیتهایی است که در عمق متوسط و نسبتاً سریع سرد شده‌اند. در گرانیتها و سینیتهایی که کندتر سرد شده‌اند، میکروکلین فلدسپات پتاسیم شاخص است.
سانیدین دارای فرمول شیمیایی K,Na)AlSi3O8) است. محلول جامد کاملی در دمای بالا بین سانیدینو آلبیت دمابالا وجود دارد. به صورت متوکرسیت در سنگهای آذرین بیرونی مانند ریولیتها و تراکیتها یافت می‌شود. سانیدین مشخصه سنگهایی است که در هنگام فوران، دمای بالایی داشته و به سرعت سرد شده‌اند. بسیاری از سانیدین‌ها نهان پرتیتی هستند.
فلدسپاتهای پلاژیوکلاز فلدسپاتهای پلاژیوکلاز در دماهای بالا، سری محلول جامد اساس کاملی از آلبیت (Ab)خالص، Na AlSi3O8، تا آنورتیت (An) خالص، CaAl2Si2O8، تشکیل می‌دهند. فلدسپاتهای پلاژیوکلاز به عنوان کانیهای سنگ ساز، نسبت به فلدسپاتهای پتاسیم توزیع گسترده‌ای داشته و فراوانتر هستند و در سنگهای آذرین، دگرگونی و کمتر از آنها در سنگهای رسوبی یافت می‌شوند.

[ویرایش] موارد مصرف فلدسپاتها
آلکانی فلدسپاتها مصارف صنعتی فراوانی دارند، ولی کاربرد صنعتی پلاژیوکلازها اندک است. آلکانی فلدسپاتها همراه با گرانیتها، آپلیتها، آراسکیتها و رگه‌های کوارتز فلدسپات پیدا می‌شوند. آلکانی فلدسپاتها از پگماتیتها به روش نمک جوری جدا می‌شوند. در حالی که تهیه آنها از گرانیتها، آپلیتها و الاسکیتها به روش فلوتاسیون انجام می‌گیرد. میکاوتورمالین از جمله کانیهای مزاحم آنها به حساب می‌آیند.
از فلدسپات سدیک به سبب این که دمای ذوب پایین (cْ 115) چسبندگی مکم و سایر موارد در تهیه انواع لباسها و شیشه استفاده می‌کنند، حال آنکه فلدسپات پتاسیک در اکثر موارد به عنوان کمک ذوب و ماده اصلی سازنده ساخته‌های سرامیکی کاربرد دارد. از آن جا که میزان مصرف فلدسپات پتاسیک در سطح بالاتری قرار دارد، ارزش اقتصادی آن نیز از فلدسپات سدیک بیشتر است.
در حدود 65 درصد از آلکالی فلدسپاتها در صنایع شیشه سازی، 30 درصد در صنایع سرامیک و 5 درصد دیگر به عنوان پرکننده و دیگر موارد به مصرف می‌رسد. در صنایع شیشه سازی از فلدسپات برای تأمین آلومینیوم و سدیم مورد نیاز شیشه استفاده می‌شود. در ساخت انواع محصولات سرامیکی از آلکانی فلدسپات بهره می‌برند.

[ویرایش] جستارهای وابسته
فهرست کانی‌ها

[ویرایش] منابع
دانشنامه رشد

ریشه لغوی
Sedimentologg یا رسوب شناسی نام خود را از واژه لاتین Sedimentum گرفته است که به معنای رسوب کرده است.
دید کلی
سنگهای رسوبی ، از انباشت ذرات ناشی از خرد شدن انواع سنگهای دیگر بوجود آمده‌اند. این ذرات ، معمولا به کمک نیروی گراویته ، آب ، باد و یا یخ به محل جدید خود منتقل شده و در آنجا به ترتیبی جدید نهشته می‌شوند. برای مثال ، امواجی که به ساحل صخره‌ها برخورد می‌کنند، ممکن است که از این طریق ، ذرات ریگ و شن دیگری را در همان نزدیکی فراهم آورند. این نهشته‌های ساحلی اگر سخت می‌شدند، سنگی رسوبی تشکیل می‌یافت. یکی از مهمترین خاصه‌های سنگهای رسوبی ، لایه بندی رسوبات تشکیل دهنده آنهاست.
تاریخچه و سیر تحولی
تا قبل از سال 1815 میلادی بیشتر مطالعات بر اساس چینه شناسی بود و از شکل هندسی ، تعیین ضخامت و ارتباط جانبی رسوبات با یکدیگر استفاده می‌گردید. در سال 1815 ، ویلیام اسمیت نقشه زمین شناسی انگلستان را تهیه کرد و گسترش و قرار گرفتن توالی سنگهای رسوبی منطقه را با شکل نشان داد.
ویلیام اسمیت
هنری سربی از سال 1859 از میکروسکوپ پلاریزان جهت مطالعه سنگهای رسوبی استفاده کرد و مقاله‌ای در سال 1879 در انجمن زمین شناسان لندن ارائه نمود که در آن اهمیت میکروسکوپ پلاریزان را در مطالعه سنگهای رسوبی بیان داشت، که این خود یکی از مهمترین پیشرفت‌های رسوب شناسی محسوب می‌شود. بر همین اساس هنری سربی به نام "پدر پتروگرافی" لقب گرفت
هنری سربی
در سال 1891 برای اولین مرتبه رسوبات عهد حاضر کف دریاها بوسیله کشتی چالنجز به سطح آب آورده شد و مورد مطالعه قرار گرفت. در سال 1919 ونتورت نیز مقاله‌ای در رابطه با اندازه و گردشدگی ذرات درسنگهای آواری ارائه کرد که قدم بسیار بزرگی در تقسیم بندی اندازه ذرات بوده است.
گرابو درسال 1904 مقاله ای درباره طبقه‌بندی سنگها و بعدها در سال 1913 کتابی تحت عنوان "اصول چینه شناسی" نوشت که تمام مسائل رسوبگذاری تا زمان خود را در آن نیز عنوان نمود که این خود یکی از پیشرفتهای مهم در رسوب شناسی می‌باشد.
هنز کلوز در سال 1938 ساختمانهای رسوبی را مورد بررسی قرار داد و از مطالعه آنها میزان انرژی محیط و همچنین جهت حرکت رسوبات از منشا به حوضه رسوبگذاری را تفسیر نمود. در سال 1942 ، کینگ رخساره‌های مختلف رسوبی را تعبیر و تفسیر نمود بالاخره در سال 1952 گارلز به مطالعه ژئوشیمیایی رسوبات(اختصاصات فیزیک و شیمیایی مانند PH و Eh ) پرداخت. از آن زمان به بعد نیز تحقیقات زیادی در زمینه‌های مختلف رسوب شناسی توسط محققان این رشته در سراسر جهان انجام گردیده و یا در حال انجام است.
تقسیم بندی کلی ذرات رسوبات
• ذرات آواریذرات تشکیل دهنده این گروه از تخریب سنگهای موجود در سطح زمین حاصل شده‌اند. این ذرات باید دارای مقاومت مکانیکی و ثبات شیمیایی زیادی در مقابل عمل هوازدگی باشند تا در رسوبات باقی بمانند ، زیرا اگر مقاومت آنها کم باشد در منشا یا بعد از رسوبگذاری تجزیه و کانیهای جدید به ویژه "رسی" را به وجود می‌آورند. ذرات آواری خود به دو دسته زیر تقسیم می‌شوند:
▪ ذرات آواری غیر آلی ، مانند: کوارتز و فلدسپات
▪ ذرات آواری آلی یا کربن‌دار ، مانند: کروژن
نمونه ای از رسوبات آواری
• ذرات جامد شیمیایی و بیوشیمیایی:این ذرات از تخریب سنگهای قدیمی حاصل شده‌اند و درون حوضه رسوبی بر اثر فعل و انفعالات شیمیایی و بیوشیمیایی تشکیل گردیده‌اند. این گروه خود به دستهای زیر تقسیم می‌شود:
▪ خرده‌های اسکلتی
▪ دانه‌های غیر اسکلتی کربنات کلسیم
▪ کانیهای تبخیری که به طور فیزیکی حمل شده‌اند
▪ گلاکونیت
کاربرد رسوب شناسی
• مهمترین کاربرد رسوب شناسی در ارتباط با اکتشاف منابع طبیعی از قبیل نفت و گاز می‌باشد، در گذشته بیشتر کمپانیهای نفتی برای کشف مخازن در جستجوی طاقدیسها بودند، اما با پیشرفت زمان به این نتیجه رسیدند که علاوه بر نفتگیرهای ساختمانی ، نفتگیرهای چینه شناسی نیز از اهمیت خاصی برخوردار است.
زیرا در این گونه نفتگیرها سنگهای با تخلخل و نفوذپذیری زیاد به طور جانبی و عمودی به سنگهای با نفوذپذیری کم تبدیل می‌شوند و از حرکت نفت و گاز به طرف بالا جلوگیری می‌کنند.
• یکی دیگر از کاربردهای مهم رسوب شناسی در رابطه با روش لرزه نگاری ، مطالعه طبقات رسوبی در زیر سطح زمین است. بدین وسیله می‌توان محیط رسوبی ، ارتباط جانبی طبقات و همچنین توالی عمودی رسوبات را تعبیر و تفسیر نمود.
• از مطالعات رسوب شناسی می‌توان در رابطه با کارهای اکتشافی زغال سنگ استفاده کرد و گسترش وضعیت لایه‌های زغالی را تعبیر و تفسیر نمود.
• بعضی از کانیهای فلزی مانند سرب و روی بطور محدود در سنگهای رسوبی میزبان ، نظیر ریفها یا رسوبات جلبکی فسیل شده ، وجود دارند. بنابراین درک رسوب شناسی به اکتشاف سرب و روی در این گونه سنگها کمک فروانی می‌کند.
• اورانیوم و پلاسرهای مختلف در داخل رسوبات رودخانه‌ای قدیمه تجمع یافته‌اند، بنابراین با استفاده از مطالعات رسوب شناسی می‌توان محیط رسوبگذاری سنگهای رسوبی حاوی اورانیوم و پلاسرها را تعبیر و به اکتشاف این گونه مواد کمک فراوانی نمود.
• در رابطه با هیدروژئولوژی ، مطالعات رسوب شناسی به شناخت و چگونگی تشکیل سنگهای آبدار در محیطهای رسوبی مختلف کمک زیادی می‌نماید. لذا ، بدین وسیله می‌توان به گسترش سنگ آبدار پی برد و از حفاریهای مکرر برای یافتن آب که متحمل مخارج زیادی است، جلوگیری کرد.

زون فلیشی یا زون نهبندان – خاش

حد شرقی آن مغرب پاکستان و افغانستان و حد غربی آن گسل نهبندان و حد جنوبی آن با زون مکران گسل بشاگرد است این زون به علت فراوانی افیولیت ، ملانژهای مشرق ایران ، به نام زون منطقه کالر ملانژ هم گفته شده است (اشتوکلین و دیگران 1972) براساس مطالعات جدید (کمپ و گریفیت 1981 تیرول و دیگران 1983) زون فلیش نهبندان – خاش زون جوش خورده بین بلوک لوت و افغانستان و به عبارتی زون جوش خورده سیستان نامیده شده است که مطابق شکل 4-12 زون مزبور شامل دو مجموعه ملانژ افیولیتی (مجموعه رتوک در مغرب و نه در مشرق) است که به وسیله یک حوضه رسوبی (حوضه سفیدابه) از هم مجزا می شوند .

گسترش شمال – جنوبی این زون در حدود 800 کیلومتر و پهنای آن در حدود 200 کیلومتر است . در سمت شمال برخی از شاخه های آن به طرف شمال غربی و مغرب یعنی بصیران و بیرجند امتداد می یابد و گرانیت شاه کوه را دور میزند و در جنوب بیرجند هم به صورت گسل از لوت جدا می شود .

در این زون رسوبات قدیم تر از کرتاسه وجود ندارد . رخساره کرتاسه فوقانی نیز از نوع رسوبات فلیش مخلوط با سنگ های آتشفشانی است که ضخامت ان تا 3000 متر هم می رسد زون فلیش به شدت خرد شده و تکتونیکی بوده و دگرگونی ضعیفی را در کرتاسه پایانی متحمل شده است و به اسلیت ، فیلیت و شیست های براق بدل شده اند . سن شیست ها و فیلیت های دگرگونی اطراف زاهدان ( از روی میکا) با روش پتاسیم – آرگون 15 83 میلیون سال بدست آمده است که ممکن است همسن افیولیت های همین منطقه باشد . زیرا چنان که گفته شد زون فلیش مزبور محل پیدایش ریفت و جدایی بلوک افغان از ایران بوده و براساس سن دیرینه شناسی قدیمی ترین سنگ هایی است که در منطقه جوش خورده سیستان یعنی حد بین بلوک افغان و بلوک لوت بیرون زده است ریفت زایی طی سنومانین اتفاق افتاده است (تیرول و دیگران 1983) این سن با داده های سن مطلق اولیه که از افیولیته های جنوب نصرت آباد و سایر بخش های افیولیتی داخل ایرانمرکزی با روش پتاسیم ، آرگون بدست آمده است (60 تا 100 میلیون سال دلالویه و دیگران 1980) تطبیق می کند .

با توجه به حضور ملانژ افیولیتی در مجموعه رتوک که در آن شیست های گلوکوفان دار متعلق به همین مجموعه به وسیله آهک های رودبست دار ، ماستریشتین به طور ناپیوسته پوشیده می شود زیرا باید زیر راندگی مطابق شکل a و b طی ماستریتیشن صورت گرفته باشد چنانکه اگر توده های تونالیتی چشمه استان نتیجه همین زیر راندگی به وجود آمده باشد شروع زیر راندگی باید قدیم تر و حتی به آغاز سنونین ربط داده شود . (تیرول و دیگران1983) علی رغم و وفور گدازه های کلکو آلکالن ائوسن ، به ویژه در بخش شمالی بلوک لوت(تیرول و دیگران 1983) جهت زیر راندگی را به سمت شمال و شرق ، یعنی به زیر بلوک افغان در نظر می گیرند و در این مورد موقعیت منشورهای به هم افزوده در پیشانی حوضه قوس سفیدآبه و محل سنگ های دگرگونی فشار زیاد به دربخش شرقی یعنی نزدیک به بلوک افغان را دلیل این امر می دانند . وجود آهک های هیپوریت دار به سن ماستویشتین بر روی مجموعه رتوک در این زمان است . با توجه به قطع رسوب گذاری دریایی طی ائوسن میانی از یک ظرف و چین خوردگی های مهمی که در حوضه سفیدآبه رخ داده است باید ائوسن پایانی را زمان برخورد بلوک لوت با مجموعه زیر راندگی و نزدیکی آن به بلوک افغان در نظر داشت در فصل هشتم خواهیم دید که اختلاط دگرگونی در حد بین زون فلیش و بلوک لوت نیز قبل از ترسیر ، ولی بالاآمدگی کامل منطقه در ائوسن میانی – پایانی صورت گرفته است . در زون نهبندان – خاش بیرون زدگی هایی از سنگ های آتشفشانی آهک های گلویوترونکادار شیل های سیلیسی رادیولاریت ، دیاباز و اولترابازیک به صورت عدسی وجود دارد که مجاورت آنها با فلیش های مزبور کاملا تکتونیکی و خرد شده است (اشتوکلین و دیگران سال 1352) .

در داخل رسوبات تخریبی پالئوژن گرانیت هایی نفوذ کرده است که مهم ترین آنها گرانیت زاهدان – خاش و میرآباد است که سن احتمالی آنها الیگوسن آغازی است در اطراف این گرانیت ها سنگ های دگرگونی کرتاسه پایانی در بسیاری از نقاط قابل مشاهده است به نظر می رسد که رسوبات زون فلیش طی نئوژن نیز دچار چین خوردگی شده اند . آتشفشان پیلو – کوارترنر تفتان واقع در جنوب زاهدان از داخل این فلیش ها سربرآورده است .

بلوک لوت

در این جا بلوک یا قطعه لوت همان مفهومی را در بر دارد که اشتوکلین و همکاران (1972) آ را نام گذاری کرده اند و شامل آن قسمت از شرق ایران می شود که در مغرب زون فلیش و بین آن و بلوک طبس (ایران مرکزی) واقع است . بلوک لوت از نظز نام بردگان توده ای است کشیده و مستحکم که طول آن در جهت شمال به جنوب در حدود 900 کیلومتر است . استحکام و پایداری آنرا به تراکم و سخت شدگی سنگ های دگرگونی شده زیر ساخت آن نسبت می دهند که در تریاس میانی بر اثر کوهزایی سیمرین پیشین پدید آمده است . اثرات کوهزایی مذکور گرچه در تمام ایران به جز زاگرس دیده می شود ولی در ایران مرکزی و بلوک لوت به ویژه در کوههای شتری ، (اشتوکلین و همکاران 1965) و شمال ایران شدیدتر بوده است به عقیده (ریر و محافظ 1972)حرکات تکتونیکی تریاس میانی علاوه بر چین خوردگی شدید شبب دگرگونی زیاد در این قسمت از ایران شده ایت به نحوی که ان را کوهزایی پالئوبلوچ نام نهاده اند . از مشخصات چینه شناسی این بلوک رسوبات ضخیم مزوزوئیک است که ضخامت آن به بیش از 5000 متر می رسد و به ویژه در بخش غربی چین های بسیار ملایم داشته و یا تقریبا افقی اند . هر قدر به سمت مغرب توجه کنیم سنگ های آتشفشانی ائوسن زیادتر می شود به نحوی که ضخامت این سنگ ها که شامل ریولیت ، داسیت ، آندزیت و توف های وابسته است در حدود 300 متر هم رسیده است . شیست ها و رسوبات دگرگون شده (متاسدیمان) و آمفیبولینت هایی ، در جنوب غربی بزمان دیده می شوند که سن پیش از کامبرین (احتمالا پرکامبرین) داشته و به وسیله رسوبات آهکی پرمین و واحدهای سنگی پالئوزویک پوشیده شده اند . مرز این بلوک با زون فلیش گسلی و به شدت خرد شده و در هم ریخته بوده و با دگرگونی نیز همراه است . بلوک لوت شکل نامنظمی داشته و روند ساختمانی آن شمال – جنوبی است و همان طور که گفته شد قطعه مستحکمی است که توسط کوه های شرقی و مرکزی ایران احاطه شده است در قسمت شمالی ، گسل نای بند و ارتفاعات شتری این بلوک را به دو قسمت تقسیم می کند : بلوک لوت در شرق و بلوک طبس در غرب قرار دارد . به نظر اشتوکلین (1968) احتمالا گسل مزبور قبلا در اواخر تریاس پدید آمده و ممکن است به منطقه گسلدار قدیمی (پرکامبرین) مربوط باشد .

بنا به نوشته اشتوکلین (1968) بلوک طبس تنها منطقه ای در ایران است که در آن رسوبات زیاد دوران مزوزوئیک تقریبا به طور موازی و چین نخورده روی هم باقی مانده است . همین محقق خاطر نشان می کند که بلوک لوت یک توده وسطی حقیقی است ولی اندازه های ان کوچکتر از ابعادی است که زمین شناسان قبلا برای یک توده وسطی در ایران می پنداشتند .

گسل نهبندان یا گسلهای محدود کننده مشرق بلوک لوت

با نگاهی به نقشه زمین شناسی شرکت ملی نفت ایران (مقیاس 1000000: 1) در حد شرقی بلوک لوت ، چندین گسل با روند شمالی – جنوبی به دنبال هم و گاه به موازات هم دیده می شوند که نبوی (1355) آنها را گسل نهبندان نام نهاده و طول آن را 750 کیلومتر ذکر کرده است . به عقیده وی ، گسل مزبور در جنوب دارای انحنا به سمت مشرق و به سوی مرز ایران – پاکستان می رود و در شمال به طرف مغرب گرایش دارد .

در واقع گسلهای شمالی – جنوبی مزبور که حد جدا کننده بلوک لوت از فلیش های شرق ایران است در شمال نه دو شاخه دارد ، که شاخه غربی آن درامتداد افیولیت ها ملانژهای حاشیه شمال شرقی لوت به سمت مغرب انحنا داشته ، ولی شاخه شرقی آن تا عرض 34 درجه شمالی ادامه پیدا می کند .

در ناحیه نه بربریان (b 1976) آنرا به نه شرقی و نه غربی تقسیم و نامگذاری کرده است گسل نه شرقی روند شمالی – جنوبی داشته و در مشرق نهبندان واقع است . طول آن 200 کیلومتر و در ناحیه نهبندان رسوبات آبرفتی عهد حاضر را قطع می کند . ممکن است کانون زلزله مارس 1928 که چند خانه را ویران کرد ، بر روی این گسل قرار داشته باشد (بربریان ،b 1976) آخرین حرکت این قسمت از گسل مزبور در تاریخ 2/11/1370 موجب انهدام 300 خانه در شهرستان نهبندان و روستاهای شورک و سهل آباد و ... شده است .

در 50 کیلومتری شمال نصرت آباد گسل شمالی – جنوبی فوق دو شاخه شده و در سمت جنوب به تدریج از هم دور می شوند . شاخه جنوب شرقی را می توان گسل نصرت آباد – ایرانشهر نامید که در واقع حد جدا کننده افیولیت و فلیش های شرق ایران از بلوک لوت است شاخه جنوب غربی گسل کهورک است که تا شمال آتشفشان های بزمان ادامه داشته و گودال لوت در بخش غربی آن وجود دارد .

گسل نای بند

نام این گسل از دهکده ای که در نزدیکی مرکز گسل قرار دارد گرفته شده است . بنا به نوشته نبوی (1355) این گسل تقریبا 600 کیلومتر طول داشته و از بشرویه تا بم و در امتداد شمالی – جنوبی کشیده شده است بربریان (a1976) طول گسل نای بند را 400 کیلومتر و گسل مغرب بم را به طور جداگانه در نظر می گیرد . گودال کویر لوت در سمت مشرق این گسل واقع شده و به عقیده نبوی (1355) فرورفتگی کویر بجستان و بشرویه ممکن است با این گسل در ارتباط باشد . از روی شواهد موجود این گسل را از نوع راست گرد می دانند (ولان 1966 ، مهاجر اشجعی و دیگران 1975(نبوی 1355) و بنا به نوشته بربریان (b 1976) به نقل از اشتوکلین و دیگران (1965) در چشمه آب گرم واقع در حدود 35 کیلومتری حد جنوبی نقشه شتری گسل نای بند رسوبات پلایایی کواترنر را قطع می کند و آن را حدود 20 متربه طور قائم جا به جا کرده است . در نای بند گسل مزبور پادگانه های آبرفتی کوارتز را قطع می کند و در سمت جنوب همین ناحیه دو مخروط آتشفشانی کوارتر بر روی همین خط گسل واقع است به علاوه بنا به نوشته مولتون (1975) گدازه های فلدسپاتوئیددار بازاتیت – تقریت به سن 5000 تا 50000 سال در انتهای جنوبی همین گسل قرار دارند با توجه به فوران های بازاتیت آلکالن همراه با نودول پریدوتیت در نیمه جنوبی این گسل (واره 1970) این گسل را باید از نوع گسل های بسیار عمیق ایران محسوب داشت (درویش زاده 1976) تمام شواهد مزبور حاکی از فعالیت این گسل در حال حاضر است .

به نظر نبوی (1355) گسل نای بند در بوجود آمدن حوضه رسوبی کوه های شتری نقش اساسی داشه است و چون در کوه های شتری کهنسال ترین سنگی که دخنمون دارد دونین است لذا سن این گسل بیش از دونین بوده و حتی ممکن است به علت حرکات کوهزایی کاتانگان و یا قدیم تر از آن بوجود آمده باشد . در حالی که به نظر بربریان (a1976) و بر اساس نقشه چهارگوش بشرویه منشا سیستم گسلی مهم ، لااقل مزوزوئیک است و طبق نقشه تکتونیک ایران (اشتوکلین و نبوی 1973) شاخه اصلی گسل در رشته کوه های شتری ، سنگ های آتشفشانی اسید سنوزونیک را قطع می کنند . در خاتمه باید خاطر نشان کنیم که طبق نوشته بربریان (b 1976) به جز یک کانون زلزله در قطعه شمالی (جنوب شرق طبس) و یک کانون در قطعه جنوبی (جنوب غربی شهدا) طی سالهای (1900 تا 1976) زلزله مهمی در طول گسل نای بند اتفاق نیفتاده است .

زون های مشرق و جنوب شرقی ایران

منظور از زون های ساختمانی و رسوبی مشرق و جنوب شرق ایران جنبه جغرافیایی قضیه است ، ولی از نظر زمین شناسی تقسیماتی درآن منظور شده است که عبارتند از :

1- زون فلیش یا زون نهبندان – خاش

2- بلوک لوت

3- زون مکران

حد شمال شرق ایران را گسل میامی یا گسل شاهرود ، حد شرقی آن را مرز ایران با پاکستان و افغانستان و حد جنوبی آن را فرورفتگی جازموریان و افیولیت های جنوب آن در نظر گرفته شده است زون مکران بخش جنوبی آن را شامل می شود . بخش وسیعی از شرق ایران به وسیله شن ، ماسه و سنگ های آتشفشانی نوزوئیک پوشیده شده است و در جنوب آن نیز کویر وسیع لوت قرار دارد که عبور از آن به علت وجود کلوت و ماسه های بیابانی مشکل است . اختلاف درجه حرارت سالانه در مشرق ایران بسیار زیاد و زمستان سخت و سرد و تابستان گرم و طولانی دارد و باران متوسط سالانه نیز از 10 سانتی متر تجاوز نمی کند. آنچه که در مشرق ایران اهمیت دارد فراوانی کانسارهای فلزی (مس ، سرب ، روی ، قلع ، کرم ، تنگستن ) و غیر فلزی (پنبه سوز – منیزیت) است که به ماکماتیسم منوزوئیک و افیولیت های ملانژهای کرتاسه پسین پالئوسن ارتباط دارند . چنانکه قبلا گفته شد ایران و افغانستان که به صورت قطعه واحدی از گندوانا جدا شد و به سوی او رازی به حرکت در آمد و سرانجام به آن پیوست این وضعیت تا اوایل کرتاسه ادامه داشته است (فصل دوم) با گسترش اقیانوس نئوتتیس که شاخه هایی از آن به صورت گسل های ترانسفورم به داخل ایران مرکزی کشیده شد ، خرده قاره های مجزا از هم پدیدار گشت و از آن جمله بلوک لوت از بلوک افغان جدا و بین آنها اقیانوس بلوچ پدیدار شد . به این ترتیب پوسته اقیانوسی در این ناحیه به وجود آمد ولی چنانکه خواهیم این وضعیت دوام چندانی نیافت و در اواخر کرتاسه – پالئوسن دولبه قاره ای (بلوک لوت و بلوک افغان) بهم دوخته شد و در نتیجه کوه های شرق ایران روندی شمالی – جنوبی به خود گرفت . در مکران نیز فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس ، افیولیت های ملانژهای حاشیه شمالی مکران به وجود آمد که از فرسایش شدید آن در ترسیر ، رسوبات ضخیم فلیش در حوضه مکران بجا ماند در اینجا اختصاصات زمین شناسی و ساختمانی مهم هر یک از تقسیمات سه گانه فوق را به اختصار توضیح می دهیم .

سازند کلمرز یا کلمرد

سازند کلمرد قدیم ترین واحد چینی سازی منطقه کلمرد (غرب طبس) است که از شیل و ماسه سنگ تشکیل یافته و متعلق به پرکامبرین بالاست که در دو زون زمین ساختی مختلف به دو صورت متفاوت بیرون زدگی دارد (آقانباتی 1977) .

الف : زون مرکزی در حد بین گسل کلمرد و گسل نائینی قرار دارد و از سنگ هایی غیر دگرگونی تشکیل یافته است و آن را سازند کلمرد یا کلمرز نامیده اند (اشتوکلین 1968 و آقانباتی 1977) که نام آنرا کاروانسرای کلمرز کلمرد .اقع در کنار جاده یزد – طبس گرفته شده است (اشتوکلین 1968) این سازند شمال اسلیت سبز و ماسه سنگ آرکوزی چین خورده ای است که با دگرشیبی مشخصی در زیر آهک های دونین (؟) – پرمین قرار دارد و هسته بالا زده غرب طبس را تشکیل می دهد که اول بار به وسیله گانسر (1955) مشاهده شد و نام برده آنرا به کامبرین – سیلورین نسبت داد بعدها اشتوکلین (1961) بر اساس شباهت لیتولوژیکی زیادی که بین سازند کلمرد و سری مراد وجود داشت سن آنرا پرکامبرین تعیین کرد به نوشته اشتوکلین (1972) اگرچه به استثنای سری مراد سازند کهر و سازند تکنار هم از نظر موقعیت چینه سازی و لیتولوژی با سازند کلمرز قابل مقایسه اند ، ولی برخی عوامل مانع از انطباق کامل سازندهای مزبور است در داخل این سازند کلمرد واحدهای نفوذی با ترکیب گرانودیوریتی نفوذ کرده است که با توجه به مطالعات صحرایی ، سن آن را باید در حد بین پرکامبرین و اینفراکامبرین دانست .

سازند سرخ شیل

نام این سازند از گدار سرخ واقع در رشته کوه های شتری گرفته شده است مقطع نمونه در گدار سرخ در دامنه جنوبی کوه جمال در جنوب رشته کوه شتری انتخاب شده و به وسیله اشتوکلین و دیگران (1965) توصیف شده است . این محققان لایه شیلی قرمز رنگی را که اولین بار به وسیله گانسر (1955) در قله کوه شتری دیده می شد و در حد بین سازند جمال (پرمین فوقانی)وسازند شتری تریاس قرار دارد به نام سازند سرخ شیل نامیده اند (شکل 7-4 و7-5)

ضخامت مقطع نمونه 122 متر است از نظر لیتولوژی سازند مزبور شامل شیل های آهکی و رسی به رنگ سرخ سفالی ویژه ای است که در سراسر منطقه از مسافت های دور قابل تشخیص است . در محل مقطع نمونه سازند مزبور بیشتر ازنوع شیلی است و در آن لایه هایی از آهک صورتی تا زرد رنگ به صورت بین لایه ای وجود دارد . در سطوح چینه بندی این سازند ریپل مارک های فراوان و گلوله هایی از رس همراه با آثاری از کرم ها دیده می شود و از این نظر سازند مزبور با آهک ورمیکوله تریاس قابل قیاس است . در کنتاکت زیرین سازند سرخ شیل سازند آهکی جمال به طور هم شیب قرار دارد که سازند اخیر به طرف قله به تدریج به رنگ سرخ درمی آید و به این ترتیب رسوب گذاری حالت پیوسته داشته است . به وی سازند سرخ شیل سازند شتری قرار می گیرد که حالت پیوسته رسوب گذاری در بین آنها برقرار است و در کنتاکت آنها تناوبی از شیل آهکی زرد تا سبز و دولومیت دیده می شود .

سن و گسترش : سن سازند سرخ شیل با توجه به دو کفه ای ها و شکم پایان کوچک و آثاری شبیه کرم های سرپولای موجود در آن و موقیت چینه سازی و تطابق منطقه ای اوایل تریاس تعیین شده است . ساند سرخ شیل ، سازندی شاخص و بسیار همه و کلیدی در زمین شناسی شرق ایران شناخته می شود . سازند مزبور در منطقه شیرگشت بر اثر فرسایش قبل از ژوراسیک به کلی ناپدید شده است (روتنر و دیگران 1968) ولی دوباره در سمت مشرق در کوههای گناباد ظاهر می شود . در سمت جنوب سازند مزبور در جنوب کوه های شتری کوه نای بند ، کوه دربند ، ولکرکوخ مشرق راور قابل رؤیت است در کوه دربند . در حد بین سازند سرخ شیل و شتری لایه ضخیمی از گچ به نام لایه حد واسط وجود دارد . در جنوب لکرکوه ، لایه حد واسط مزور از نوع گچ – ماسه ای است (اشتوکلین 1961) در کوه های مغرب حوضه طبس از کوه های پیرحاجت در شمال تا کوه های بهاباد در جنوب سازند سرخ شیل وجود داردکه در منطقه اخیر رخساره حد واسط گچ – ماسه ای هم دوباره توسعه می یابد این مسئله نشانه آن است که د مناطق جنوب شرق ایران و در مشرق کرمان در اواخر تریاس زیرین محیط های رسوبی از نوع تبخیری وجود داشته که خود ممکن است معرف آغاز حرکات سیمیرین پیشین در مناطق فوق باشد .

سازند شتری

نام این سازند از کوه های شتری در مشرق طبس انتخاب شده (اشتوکلین و دیگران1965) و شامل واحد دولومیتی ضخیم لایه (820 متر) است که در برخی مناطق در بخش فوقانی آن آهک (آهک اسپهک) وجود دارد . سازند شتری به حالت تدریجی سازند سرخ شیل را می پوشاند و در چند نقطه از کوه های شتری هم قله ارتفاعات را تشکیل می دهد (شکل 7-4 و 7-5) به عبارت دیگر قسمت اعظم آنها بر اثر کوه زایی سیمیرین پیشین از آب بیرون مانده و فرسایش یافته است مقطع نمونه د دو محل جداگانه انتخاب شده و شامل دو بخش دولومیتی و آهک است . بخش دولومیتی در محلی به نام کمرزرک در جنوب کوه های شتری و بخش آهکی بر روی یک تاقدیس به نام کمر مشکوه واقع در 14 کیلومتری جنوب شرقی شهرک اسپهک واقع است وبه همین دلیل به آن آهک اسپهک گفته اند . بخش دولومیتی 820 متر ضخامت داشته و به آن دولومیت اصلی گفته شده و شامل دولومیت های زرد رنگ لایه لایه و متراکم است بخش آهکی (آهک اسپهک) 152 متر ضخامت داشته و رنگ آن سفید کرم رنگ تا آبی خاکستری است ولی در کل ضخیم لایه ، متراکم و ریز متبلور است . کنتاکت فوقانی آن با سازند نای بند مطابق شکل 7-2 دگرشیب یا از نوع دگرشیبی فرسایشی است که در آن لاتریت و بوکسیت (خاک فرسایش یافته قدیمی) دیده می شود . سن و گسترش

اگرچه در بخش دولومیتی تعدادی آلگ ، براکیوپود و شکم پایان غیر قابل تشخیص مشاهده شد و در بخش آهکی آن تعدادی فسیل بدست آمده است ، ولی از نظر موقعیت چینه شناسی سن سازند شتری را باید قبل از نورین دانست و ان را به تریاس میانی نسبت داد . همانطور که در بالا ذکر شده آهک اسپهک فقط در جنوب رشته کوه های شتری دیده می شود ، از کوه های شتریبه طرف جنوب تا کوه نای بند و کوه دربند ، دولومیت های اصلی شتری به تدریج به دولومیت ماسیو همراه با افقی از ژیپس (در کنتاکت خود با سرخ شیل) تبدیل می شود (اشتوکلین 1961) از کوه نای بند به طرف جنوب یعنی تا لکرکوه در مشرق کرمان دولومیت های شتری به طور کامل به آهک هایی تبدیل می شود که قسمتی از آن به شدت اُاُلیتی است . اما به طرف شمال کوه های شتری تا کوه های شیرگشت ، رخساره دولومیتی تا اندازه ا به آهک های مارنی متراکم تبدیل می شود . به عقیده گانسر (1955) سنگ ها ی تریاس کوه های شتری ، با سنگ های تریاس البرز شباهت زیادی دارند و به نظر می رسد که سازند شتری با بخش دولومیتی فوقانی سازند الیکا در البرز مشابه باشد و سازند سرخ شیل هم با آهک ورمیکوه یا بخش زیرین تریاس قابل قیاس است . در سازند شتری تعدادی رگه های باریت ، سرب و روی و آلمینیوم (به صورت لاتریت) و سرانجام فلئوریت دیده شده است .

سازند نای بند

این نام به وسیله کمیته چینه شناسی در مورد سکانس از سنگ های تریاس فوقانی فسیل دار وضع شد که قبا به وسیله داگلاس توصیف شده بود (1929) توضیح آنکه طبق نوشته اشتوکلین (1972) سازند نای بند مورد بحث ما با گروه نای بند یا سری نای بند داگلاس که فقط بخشی از تریاس فوقان را شامل می شود فرق داشته و شامل یک سری از رسوبات تخریبی شیلی – ماسه سنگ آهکی و واجد فسیل های بسیار زیاد از مرجان ها ، بازوپایان و نرمتنان است سن این واحد ، تریاس فوقانی معرفی شده و در قسمت بالایی آن یک بخش آهکی به نام حوض خان تشخیص داده شده است (نبوی 1355) مقطع نمونه سازند نای بند در دامنه های جنوبی و جنوب غربی کوه نای بند در جنوب شهرک نای بندان (شمال شرق کرمان) انتخاب شده است کنتاکت زیرین به طور دگرشیب بر روی سازند شتری همراه با یک سطح فرسایشی کارستی و ضخامتی از خاک قدیمی خاک فسیل به ضخامت 2 تا 5 متر) آغشته به اکسیدآهن دیده می شود و به طور محلی مقادیری از باریت و گالن و برخی از کانی های خاص ناحیه کارستی در آن دیده می شود . بنا به نوشته شمیرانی (1365) از لحاظ لیتولوژی و فسیل شناسی در سازند نای بند ، 3 واحد قابل تشخیص وجود دارد که داگلاس به هر کدام نام یک گروه داده است :

1- گروه حوض شیخ ، این گروه شامل شیل خاکستری رنگ سرشار از فسیل ، به سن تریاس میاین (؟) تا آغاز تریاس بالایی است . به نظر داگلاس رخساره مزبور یک رخساره آلپی به شمار می آید .

2- گروه نای بند این گروه شامل ماسه سنگ آهکی و کوارتزیت های پرفسیل به سن نورین است . و به نظر داگلاس ، از لحاظ محتویات جانوری ، گروه نای بند با تریاس جنوب شرقی آسیا و عمان قابل مقایسه است .

3- گروه حوض خان ف شامل آهک های تیره رنگ و شیل ، با فسیل های فراوان از کیسه تنان . بازوپایان است وسن آن رسین می باشد .

به طور کلی تا کنون مقطع نمونه ای از سازند نای بند توصیف نشده است ، ولی ضخامت کل سازند در ناحیه نای بند را در حدود 2800 متر می دانند وسن آنرا تریاس پسین (نورین – رسین) در نظر می گیرند . سکانس های مشابه این سازند در یزد ، انارک ، آباده ، کوه های قهرود ، تفرش و شمال دریاچه توزلو با همان فسیل ها ولی با ضخامت بسیار کمتر یافت شده است (اشتوکلین ، 1972)