گروه زمین شناسی ناحیه 3 استان اصفهان

ژئومورفولوژي

زمین‌ ریخت‌شناسی

زمین‌ریخت‌شناسی یا ژئومورفولوژی، شاخه‌ای از رشته جغرافیای طبیعی است که به بررسی چگونگی به‌وجود آمدن اشکال مختلف طبیعی در سطح زمین می‌پردازد و تغییرات حاصل از عوامل درونی و بیرونی زمین را بر روی این اشکال دنبال می‌کند تا بتواند رفتار آنها را تبیین نموده، به پیش بینی آینده آن نایل شود. زمین ریخت‌شناسی در ابتدا به وسیله ویلیام دیویس (۱۸۵۰-۱۹۳۴) جغرافی‌دان امریکائی شکل گرفت و با تحقیقات ارزشمند جغرافی‌دانانی نظیر والترپنک، کینگ، لانگبین، لئوپلد،چرلی به قوانین و اصول علمی خود رسید.

زمین‌ریخت‌شناسی علم شناسایی اشکال ناهمواریهای زمین است.

* دید کلی

زمین‌ریخت‌شناسی جدید بیشتر مبتنی بر مقایسه سیستماتیک اشکال ناهمواریها و نهشته‌هایی است که موجب تعیین سن آنها می‌گردد و همچنین تعیین اشکال اولیه و اصلی ناهمواریها و بالاخره شناسایی فرآیندها و محیط ریخت‌اقلیمی (مورفوکلیماتیک) هنگامی که ناهمواریها را بوجود آورده‌اند، مورد توجه است.

همچنین زمین‌ریخت‌شناسی از مطالعات آماری برای بررسی اشکال ناهمواریها بهره می‌گیرد و سعی دارد در تحول ناهمواریهای زمین علیرغم پیچیده بودن مساله دینامیک طبیعت، سهم فرآیندهای مختلف ناشی از آب و هوا و پوشش گیاهی و ماهیت سنگها و ساخت زمین و تغییر شکلهای زمین‌ساختی (تکتونیکی) و میراث مراحل اولیه تکامل را از نظر دور ندارد. تاریخچه این علم از دیرباز به وسیله جغرافی دانان یونانی بی‌آنکه عنوان مشخصی داشته باشد شناخته شده بود و بعدها در دوره نوزایی (رنسانس)، لئوناردو داوینچی و برنارد پالیسی در گسترش آن پیش قدم شدند. لئورناردو داوینچی در یادداشت‌های خود از روابط مهمی که بین ابعاد دره‌ها و رودخانه‌ها وجود دارد سخن می‌گوید و در سده نوزدهم زمین‌ریخت‌شناسی یکی از شاخه‌های نظام‌مند علوم مربوط به زمین می‌گردد. سیرتحولی و رشد کاربرد زمین‌ریخت‌شناسی در اوایل قرن ۱۹ به‌وسیله مهندسین هیدرولیک که مامور ایجاد کانالهای آبی و تنسیق رودخانه‌ها بودند، مورد توجه قرار گرفت و زمین‌ریخت‌شناسی دینامیکی نیز در تنظیم طرحهای ایمنی و حفاظت راه‌ها مورد توجه مهندسین عمران ناحیه‌ای واقع شد، از جمله مهندس سورل در سال ۱۸۷۲ نظریه جدیدی در مورد چگونگی تحول و تکامل و دگرگونی رودخانه‌ها ارائه داد. و مهندس دوس آب شناس معروف در سال ۱۸۴۱ مفهوم نیمرخ متعادل رودخانه‌ها را بیان داشت.

• جنگلبانان نیز به نوبه خود دریافتند که در جهت مبارزه علیه فرسایش خاک به وسیله سیلابها می‌توان از علم زمین‌ریخت‌شناسی کمک گرفت و به همین منظور در سده نوزدهم درخت کاری حوضه‌های سیلابی متداول گردید.

• پژوهش‌های علمی زمین‌ریخت‌شناسی از اواخر سده ۱۸ آغاز گردیده بود و سوسور اهل ژنو ضمن بررسی یخچالها و اشکال نهشته‌های یخچالی دریافته بود که گسترش یخچالها در گذشته فوق العاده بیشتر از عصر حاضر بوده است: مطالعات نامبرده در سده ۱۹ به وسیله یک سوئیسی دیگر به نام آگاسیز دنبال شد.

• زمین شناسان نیز به نوبه خود در جهت تعیین تاریخ زمین شناسی، تحول ناهمواریها را مورد توجه قرار داده‌اند. چنانچه در اواخر قرن ۱۸ هوتون مبتکر این روش بوده و تحقیقات نامبرده چند سال بعد به وسیله پلیفر و جیکی و لئیل تعقیب شده است. در اواسط قرن ۱۹ زمین شناسان انگلیسی اولین کسانی بودن که مفهوم پیدایش دشتگون را بیان داشته‌اند.

• در کشور فرانسه ژنرال دولانوئه و مارژری که اولی توپوگراف و دیگری زمین شناس بود، اشکال کلاسیک ناهمواری ژورایی را با توجه به ساختهای چین خورده آن بررسی کرده‌اند و در سال ۱۸۸۸ کتاب جالبی تحت عنوان مقدمه‌ای بر زمین‌ریخت‌شناسی به چاپ رسانیده‌اند.

• در ایالات متحده، کشف قسمت‌های نیمه خشک غرب به پوول اجازه داد که ضمن بازبینی زمینی کیفیت تخریب رودخانه‌ای را در کانیون کُلرادو تجزیه و تحلیل کند، و همچنین ژیلبرت در این زمینه سازوکار آبهای جاری را تعیین کرده و ماک جی نیز نقش آبهای جاری سفره‌ای شکل را بررسی نموده است.

• این قبیل بررسی‌ها بعدا به وسیله ویلیام موریس داویس نظریه‌پرداز معروف تکمیل گردیده و نامبرده تئوری معروف چرخه فرسایش را پیشنهاد می‌کند و با ارائه این نظریه، زمین‌ریخت‌شناسی وارد مرحله جدیدی می‌شود و داویس شخصیت علمی جهانی پیدا می‌کند.
* قلمرو زمین‌ریخت‌شناسی

در مطالعه ناهمواریهای پوسته جامد زمین می‌توان سه ناحیه به شرح زیر تشخیص داد:

• زمین‌هایی که در آب فرو رفته‌اند (اعماق دریاها و دریاچه‌ها).

• زمین‌هایی که خارج از آب هستند یعنی خشکیها.

• ناحیه تلاقی این دو یعنی ساحل که خود قلمرو ویژه‌ای است

* انواع زمین‌ریخت‌شناسی :

• زمین‌ریخت‌شناسی ساختمانی : زمین‌ریخت‌شناسی ساختمانی از ماهیت سنگها و طرز قرار گرفتن آنها و پدیده‌هایی که از عمل تکتونیک (مانند خمیدگیهای طبقات، شکستگیها، چین‌ها و...) حاصل می‌شود، بحث می‌کند که می‌توان گفت قسمت عمده شکل گیریهای پوسته زمین به وسیله این علم شناخته می‌شوند.

• زمین‌ریخت‌شناسی فرسایشی: گروه دیگر مانند آبهای جاری، باد، یخچالها که موجب کنده کاری ناهمواریها گشته و کم و بیش موجب تخریب و از بین رفتن آنها می‌گردند، مطالعه این گونه عوامل، زمین‌ریخت‌شناسی فرسایشی را تشکیل می‌دهد که گاهی به آن با کمی تفاوت در معنی عبارت زمین‌ریخت‌شناسی دوره‌ای اطلاق می‌شود.

+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان |

بيگ بنگ - انفجار بزرگ - Big Bang

بيگ بنگ - انفجار بزرگ

يگ بنگ - انفجار بزرگ

پيدايش كائنات براى انسان يك نادانسته بود و بشر مى خواست بداند كه اين پيدايش از كجا شروع شد.آيا به صورت يكنواخت بوده و همين گونه نيز ادامه دارد يا نه؟ چنان كه برخى اعتقاد داشته اند كه كائنات همين ساختار را داشته و بدون تغيير باقى مى ماند. خب نتيجه اينكه نظريه هاى مختلفى در اين رابطه وجود داشت و نظريه پردازيهاى زيادى مى شد. يكى از اين نظريه ها كه حدود سى و هفت يا سى و هشت سال قبل ارائه شد بيگ بنگ ياهمان انفجار بزرگ نام داشت كه توانست به خيلى از ابهامات پاسخ بدهد. اين نظريه، آغاز كائنات را از يك هسته اتم در فضا و زمان صفر مى داند زيرا آن هنگام هنوز فضا وزمان آغاز نشده بود. تصور بكنيد كه تمام كائنات در يك هسته اتم ياحتى كوچكتر از آن جاى داشت و در يك لحظه اين فضا و زمان آغاز مى شود يعنى اينكه يك انفجار بزرگ كه حاصل گرانش شديد ناشى از فشردگى بوده، شروع شد.

اين واقعه بين سيزده تا پانزده ميليارد سال پيش رخ داده است، درحقيقت اين حادثه از آن نقطه صفر شروع مى شود. قابل ذكر است كه باوجودچنين فشردگى اى طبيعتاً دماى بسيار زيادى در لحظه كمى قبل از انفجار بزرگ حاكم بوده است. هنگامى كه فضا وزمان شروع به بزرگ و باز شدن كرد، دما مدام رو به كاهش بوده به طورى كه تخمين زده مى شود وقتى فقط يك ثانيه ازتشكيل كائنات مى گذشته است ده ميليارد كلوين نزول دما داشته ايم.

انبساط جهان به قدرى شديد رخ داده است كه از اندازه كوچكتر از يك هسته اتم در يك لحظه به اندازه كره زمين بزرگ مى شده، يعنى انبساط و تورم بعد از بيگ بنگ شروع شده بود اما هنوز كهكشانها به وجودنيامده بودند. نور آغاز كائنات بود سپس بعداز نور، ماده ايجاد شد و شايد بعد از دو ميليارد سال از انفجار بزرگ كهكشانها شكل گرفتند و خورشيد ما يكى از ذرات كوچك آنهاست.
كهكشانها چگونه و چه زمانى شكل گرفتند؟
كهكشانى كه ما در آن هستيم (كهكشان راه شيرى) حدود ده ميليارد سال پيش به وجود آمده است البته اگر قبول كنيم كه بيك بنگ سيزده ميلياردسال پيش رخ داده است.

اما كهكشانها انواع مختلفى دارند كه عبارت است از: نامنظم، بيضوى و مارپيچى. ازمواد اطراف كهكشانها كه باقى مانده بودند بازوهاى كهكشانى شكل گرفتند اما چون فشردگى مواد را در آن قسمت فضا داشتيم ونيز كهكشانهاى شكل گرفته بسيار نزديك به هم بودند طبيعتاً برخوردها هم زياد بوده است يعنى دوكهكشان با هم ادغام شده و يك كهكشان بزرگتر تشكيل مى دادند يا سبب ساز بازوهاى كهكشانى بزرگتر مى شدند. اين اثرات در بحث انتقال به سمت قرمز يا رد شيفت مى گنجند.
اين انفجار چقدر طول كشيد؟
براى لحظه انفجار بزرگ عدد ده به توان منفى چهل و سه را در نظر مى گيرند و بعد از آن لحظه، حادثه شروع مى شود كه حتى هنوز به هزارم ثانيه نرسيده، تغييرات در حال رخ دادن بوده است.

عالم در ابتدا چگونه به نظر مي آمد؟

آشكار است براي آگاهي از چگونگي اولين ثانيه ها و يا بهتر بگوييم اولين اجزاي ثانيه هاي پس از انفجار اوليه نبايد از ستاره شناسان پرسيد بلكه در اين مورد بايد به فيزيكدان هاي متخصص در امر فيزيك ذره اي مراجعه كرد كه در مورد تشعشعات و ماده در شرايط كاملا سخت و غير عادي تحقيق مي كنند و تجربه مي كنند. تاريخ كيهان معمولا به 8 مقطع كاملا متفاوت و غير مساوي تقسيم مي شود :
مرحله اول - صفر تا 43- 10 ثانيه
اين مساله هنوز برايمان كاملا روشن نيست كه در اين اولين اجزاي ثانيه ها چه چيزي تبديل به گلوله آتشيني شد كه كيهان بايد بعدا از آن ايجاد گردد . هيچ معادله و يا فرمول هاي اندازه گيري براي درجه حرارت بسيار بالا و غير قابل تصوري كه در اين زمان حاكم بود در دست نمي باشد.
مرحله دوم- 43- 10 تا 32- 10 ثانيه
اولين سنگ بناهاي ماده مثلا كوارك ها و الكترون ها و پاد ذره هاي آنها از برخورد پرتوها با يكديگر به وجود مي آيند. قسمتي از اين سنگ بناها دوباره با يكديگر برخورد مي كنند و به صورت تشعشع فرو مي پاشند. در لحظه هاي بسيار بسيار اوليه ذرات فوق سنگين - نيز مي توانسته اند به وجود آمده باشند. اين ذرات داراي اين ويژگي هستند كه هنگام فروپاشي ماده بيشتري نسبت به ضد ماده و مثلا كوارك هاي بيشتري نسبت به آنتي كوارك ها ايجاد مي كنند. ذرات كه فقط در همان اولين اجزاي بسيار كوچك ثانيه ها وجود داشتند براي ما ميراث مهمي به جا گذاردند كه عبارت بود از : افزوني ماده در برابر ضد ماده

مرحله سوم- از 32- 10 ثانيه تا 6- 10 ثانيه

كيهان از مخلوطي از كوارك ها - لپتون ها - فوتون ها و ساير ذرات ديگر تشكيل شده كه متقابلا به ايجاد و انهدام يكديگر مشغول بوده و ضمنا خيلي سريع در حال از دست دادن حرارت هستند
مرحله چهارم- از 6- 10 ثانيه تا 3- 10ثانيه
تقريبا تمام كوارك ها و ضد كوارك ها به صورت پرتو ذره ها به انرژي تبديل مي شوند. كوارك هاي جديد ديگر نمي توانند در درجه حرارت هاي رو به كاهش به وجود آيند ولي از آن جايي كه كوارك هاي بيشتري نسبت به ضد كوارك ها وجود دارند برخي از كوارك ها براي خود جفتي پيدا نكرده و به صورت اضافه باقي مي مانند. هر 3 كوارك با يكديگر يك پروتون با يك نوترون مي سازند. سنگ بناهاي هسته اتم هاي آينده اكنون ايجاد شده اند.

مرحله پنجم - از 3- 10 ثانيه تا 100 ثانيه

الكترون ها و ضد الكترون ها در برخورد با يكديگر به اشعه تبديل مي شوند. تعدادي الكترون باقي مي ماند زيرا كه ماده بيشتري نسبت به ضد ماده وجود دارد. اين الكترون ها بعدا مدارهاي اتمي را مي سازند

مرحله ششم - از 100 ثانيه تا 30 دقيقه

در درجه حرارت هايي كه امروزه مي توان در مركز ستارگان يافت اولين هسته هاي اتم هاي سبك و به ويژه هسته هاي بسيار پايدار هليم در اثر همجوشي هسته اي ساخته مي شوند. هسته اتم هاي سنگين از قبيل اتم آهن يا كربن در اين مرحله هنوز ايجاد نمي شوند. در آغاز خلقت عملا فقط دو عنصر بنيادي كه از همه سبكتر بودند وجود داشتند : هليم و هيدروژن
مرحله هفتم - از 30 دقيقه تا 1 ميليون سال پس از خلقت
پس از گذشت حدود 300000 سال گوي آتشين آنقدر حرارت از دست داده كه هسته اتم ها و الكترون ها مي توانند در درجه حرارتي در حدود 3000 درجه سانتي گراد به يكديگر بپيوندند و بدون اينكه دوباره فورا از هم بپاشند اتم ها را تشكيل دهند . در نتيجه آن مخلوط ذره اي كه قبلا نامرئي بود اكنون قابل ديدن مي شود.
مرحله هشتم - از يك ميليون سال پس از خلقت تا امروز
از ابرهاي هيدروژني دستگاههاي راه شيري ستارگان و سيارات به وجود مي ايند. در داخل ستارگان هسته اتم هاي سنگين از قبيل اكسيژن و آهن توليد مي شوند. كه بعد ها در انفجارات ستاره اي آزاد مي گردند و براي ساخت ستارگان و سيارات و حيات جديد به كار مي ايند.
عناصر اصلي حيات زميني چه زماني پديدار شد؟
براي زمين با توجه به گوناگوني حيات كه در آن وجود دارد 3 چيز از اهميت خاصي برخوردار بوده است:

از همان ابتداي خلقت هميشه ماده بيشتري نسبت به ضد ماده وجود داشته و بنابراين همواره ماده براي ما باقي مي ماند.

در مرحله ششم هيدروژن به وجود آمد اين ماده كه سبك ترين عنصر شيميايي مي باشد سنگ بناي اصلي كهكشانه ها و سيارات مي باشد. هيدروژن همچنين سنگ بناي اصلي موجودات زنده اي است كه بعدا روي زمين به وجود آمدند و احتمالا روي ميلياردها سياره ديگر نيز وجود دارند. در مركز ستارگان اوليه هسته اتم هاي سنگين از قبيل اكسيژن و يا كربن يعني سنگ بناهاي اصلي لازم و ضروري براي زندگي و حيات بوجود آمدند.
آيا عالم همواره در حال انبساط خواهد بود؟
جنبش انبساطي يا به عبارت ديگر از همديگر دور شدن كهكشانه ها به هر حال رو به كند شدن است. زيرا جزاير جهاني متعدد در واقع به سمت يكديگر جذب مي شوند و در نتيجه حركت انبساطي آن ها كند تر مي شود. اكنون پرسش فقط اين است كه آيا زماني تمام اين حركت ها متوقف خواهد گرديد و اين عالم در هم فرو خواهد پاشيد؟ اين مساله بستگي به تراكم ماده در جهان هستي دارد. هر چه اين تراكم بيشتر باشد نيرو هاي جاذبه بين كهكشانه ها و ساير اجزاي گيتي بيشتر بوده و به همان نسبت حركت آن ها با شدت بيشتري متوقف خواهد شد. در حال حاضر چنين به نظر مي رسد كه تراكم جرم بسيار كمتر از آن است كه زماني عالم در حال انبساط را به توقف در آورد. به هر حال اين امكان وجود دارد كه هنوز جرم هاي بسيار بزرگ ناشناخته اي از قبيل ( سياهچاله هاي اسرار آميز) يا ( ابرهاي گازي شكل تاريك) وجود داشته باشند و نوترينو ها كه بدون جرم محسوب مي شوند جرمي هرچند كوچك داشته باشند. اگر اين طور باشد در اين صورت حركت كيهاني زماني شايد 30 ميليارد سال ديگر متوقف خواهد شد. در آن زمان كهكشان ها با شتابي زياد حركت به سوي يكديگر را اغاز خواهند كرد تا در نهايت به شكل يك گوي آتشين عظيم با يكديگر متحد شوند. آن زمان شايد مي بايد روي يك انفجار اوليه جديد ديگر و تولد يك عالم جديد حساب كنيم. با توجه به سطح كنوني دانش بشر و ميزان پژوهش هاي انجام شده بايد اينطور فرض كرد كه عالم تا ابديت انبساط خواهد يافت.

با توجه به بزرگى وعظمت كائنات، پيدايش حيات غيرزمينى چقدر احتمال دارد؟ با يك حساب سرانگشتى متوجه مى شويم كه باوجود اين تعداد ستاره احتمال حيات بسيار زياد است. حتى بعضى از ستاره ها داراى سياره نيستند و يا اين سياره بسيار دور از ستاره يا بسيار نزديك به آن هستند و برخى هم گازى مى باشند اگر تمام اين موارد را از كل ستاره ها كم كنيم تقريباً بيست وپنج درصد آنها امكان وجود حيات را دارند.

آيا ميدانستيد …؟

- فقط حدود 4درصد عالم از ماده ، به شكلي كه ما مي شناسيم تشكيل شده است ، يعني ماده معمولي كه ما مي شناسيم و در آزمايشگاه وجود دارد، فقط 4درصد كل عالم را مي سازد. 23درصد عالم را ماده تاريك سرد تشكيل داده كه دانشمندان اطلاعات خيلي كمي درباره اش دارند و 73درصد باقي مانده را انرژي تاريك عجيب تشكيل مي دهد كه تقريبا تنها چيزي كه در موردش مي دانيم ، اين است كه وجود دارد!

+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان |

فاکتورهاى موثر در تشکیل ذخایر معدنى

1-گاهى آبهاى فرورو در اعماق زمین به توده هاى نفوذى در حال سرد شدن برخود مى نمایند. در نتیجه درجه حرارت ،قابلیت احلال این آبها افزایش مى یابد ودر نقطه بخصوصى بعلت کاهش وزن مخصوص (افزایش حجم) تشکیل یک چرخه مى دهند که در امتداد گسلها به سمت بالا آمده ودر طى مسیر خود یک سرى مواد وترکیبات مربوط به سنگهاى اطراف خود از قبیل مس ،سرب،روى ،جیوه ،آرسنیک ،طلا، نقره وغیره را حل مى نماید. این مواد در اعماق خاص تحت تاثیر تغییرات مربوط به عواملى چون حرارت وفشار شروع به ته نشینى وایجاد ذخایر گرمابى مى نمایند. بنابراین در تشکیل اکر ذخایر گرمابى، آبهاى سطحى نقش اساسى دارند.

2- آبهاى دریائى-اقیانوسى
نوعى از آب هاى سطحى را شامل مى شوند که در تشکیل بعضى از ذخایر رسوبى وماسیو سیولفیدها نقش اساسى دارند.در این مورد نقش بخارات بروندمى (exhalites) از کف دریا در تشکیل ذخایر ماسی. سولفیدى قابل اهمیت مى باشد.از ماسیو سولفیدها مى توان تیپ هاى قبرس Cyprus type،بشى Besshi type کورکو kuroko type را نام برد.

3 - آبهاى فسیل
شامل آبهاى مدفون مانده در بین ذرات تشکیل دهنده رسوبات است که در اصل مى تواند همان آبهاى جوى باشند که دیرزمانى در داخل رسوبات مدفون مانده با کانیهاى مشکله سنگها واکنش انجام داده،ویژگیهاى متفاوتى پیدا مى نمایند ودر تشکیل ذخایر معدنى از جمله ذخایر تیپ دره مى سى سى پى (MVT)،نقش کارا دارند.

4 - آبهاى دگرگونى
هرگاه آبهاى محصور بین ذرات رسوبى تحت تاثیر فشار وحرارت ناشى از دگرگونى قرار گیرند،این فشار وحرارت موجب مى شود تا آبها،فضاهاى بین دانه ها را ترک کنند وشروع به حرکت نمایندواین آبها مى توانند بعضى از مواد را در خود حل کنند وآنها را در شکستگیها وگسلها بصورت ذخایر رگه اى بر جاى مى گذراند.

5- آبهاى ماگمایى
ماگما ماده روان سنگ ساز که بطریق طبیعى تشکیل شده،ونفوذ وخروج آن طى عمل سرد شدن(solidification) سنگهاى آذرین را بوجود مى آورد مى باشد. ماگماهاى مافیک واولترامافیک از مانتل بالایى منشا مى گیرند ولى ماگماهاى اسیدى اغلب حاصل ذوب آناتکسى پوسته قاره اى است ومقدار کمى از آن حاصل تفریق ماگماى مافیکى مى باشد.
میزان آزاد شدن آب از یک گداخته ماگمایى که از افقهاى ژرف به افقهاى بالاتر پوسته راه مى یابد براى سنگهاى بازالتى وگرانیتى متفاوت است.
تبلور این نوع مواد معدنى همراه با سیلیکاتها را مى توان تابع شرایط فیزیکوشیمیایى ماگما، شعاع یونى عناصر شرکت کننده در ساختمان این نوع ماده مواد معدنى وهمچنین درجه حرارت تبلور آنها دانست.
در صورتى که ماگماى اولترامافیکى – مافیکى در اقیانوسها بفرم سنگهاى آتشفشانى(exhalation) سرد شوند، اگر ترکیب شیمیایى ماگما، عمق آب،شرایط ph,Eh آب وغیره مناسب باشد.ذخایر ماسیو سولفاید نوع مس- روى ویا نیکل-کبالت تشکیل خواهد گردید.
- بخش محدودى از ماگماهاى اولترامافیک که از اعماق بسیار زیاد منشاء مى گیرند وبطور استثنائى گازهاى HCI,H2O,B,F,CO2 در آن خیلى زیاد است کیمبرلیت ها را تشکیل مى دهد،کیمبرلیت ها بدلیل وجود الماس وهمچنین وجود قطعاتى از سنگهاى مانتل بالایى وپوسته سیالیک زیرین حائز اهمیت مى باشند.
- در ماگماهاى حد واسط واسیدى که مقدار آب آنها بالا است ،نحوه تشکیل ذخایر معدنى آنها با آنها با ماگماهاى مافیک واولترامافیک تفاوت دارد.چرا که مقدار آب موجود در این ماگماها بین کمتر از 1 درصد تا 8 درصد درنوسان است.در ماگماهاى حد واسط واسیدى،آب وکمپلکس هاى B,CL,F وs-- از عوامل مهم در انتقال وتمرکز عناصر نظیر Sn,Mo,Au,Zn,Pb غیره شناخته شده است.عناصر داراى شعاع یونى بزرگ مانند U,Sn,Cu وغیره در فاز محلول متمرکز شده وبا یون هاى B-,F,Cl- و...... تشکیل کمپلکس هاى مختلف را مى دهند.وجود ترکیبات تمک(NaCl,KCl) در انکلوزیونهاى سیال معرف اهمیت کمپلکس هاى کلریدى در محلول هاى ماگمایى است زیرا Cl عامل موثر در جذب یون هاى فلزى وانتقال آنها است در این راستا فلزاتى مانندZn,Pb,Mn تشکیل کمپلکس هاى چهار وجهى وبا Cu +2تشکیب کمپلکس دگر شکل یافته اند.در شرایط PH اسیدى وفشار پائین اکسیژنCl-و F-وSn2+ تشکیل کمپلکس هاى تریگونال هرمى شکل پایدار را مى دهد.
ارتباط ژنتیکى ذخایر فلزى خصوصاً MoوSn با f- به اثبات رسیده است وبهمین دلیل عنصر F- در پى جویى ذخایر مولیبدن وقلع از اهمیت ویژه برخوردار است.
کاهش درجه حرارت وافزایش PH در محلول هاى ماگمایى سبب بى ثباتى کمپلکس هاى clوF- مى شود در نتیجه کانیهاى غنى از Cl-و F- نظیر میکا، توپاژ ،فلوریت وآپاتیت کریستالیزه مى شوند.این کانیها در زون گرایزن ودر بخش فوقانى توده هاى نفوذى اسیدى در سیستم هاى قلع ومولیبدن پورفیرى یافت مى شود ودر آنجا مواد معدن بصورت رگچه اى و پراکنده در بام آن قرار دارند.
هنگامیکه ماگمایى از نوع کوارتز مونزونیت حاوى آب ،به طرف سطح زمین حرکت کند، به ترتیب پیروکسن ،پلاژیوکلاز ،هورنبلند،فلدسپات هاى پتاسیک وکوارتز آن متبلور خواهد شد وهمزمان با آن محلول هاى غنى از Zn,pb,Cu وغیره در بالاى سیستم متمرکز مى شوند ودر شرایط مناسب تشکیل ذخایر مس پورفیرى را مى دهند.

ج- نحوه مهاجرت وانتقال مواد
بطور کلى حمل مواد معدنى :
» بصورت محلول ویا غیر محلول در آب
» بصورت ترکیبات ساده یونى وبا ترکیبات پیچیده(کمپلکس)
توسط ماگما،محلول هاى ماگمایى،گرمابى وآبهاى سطحى صورت مى گیرد مواد معدنى در محلول هاى ماگمایى وگرمابى اغلب به صورت کمپلکس هاى مختلف حمل مى شوند.از جمله:

» عناصر Cu,Ag,Zn,Pb بصورت کمپلکس هاى کلریدىCl-
» عناصر Sb,As,Hg,Au در حرارت پائین ودر محلول هاى گرمابى بصورت کمپلکس هاى بى سولفیدى-H2S,HS
» عناصر Mo,Sn در محلول هاى ماگمایى بصورت کمپلکس هاى فلوئور(F-) حمل مى شوند.
در شرایط Ph وEh مناسب،بعضى از مواد بصورت محلول وبا غیر محلول بوسیله آبهاى سطحى وفرورو از محیط اولیه جابجا شده ودر محیط مناسب ثانویه نظیر ذخایر پلاسرى وذخایر اورانیوم رسوبى(ذخایر رسوب شیمیایىChemical precipitate)را بر جاى مى گذارند.

د- نحوه ته نشینى مواد معدنى
مواد معدنى تحت تاثیرعوامل:
» وزن مخصوص
» تغییرات PH,Eh
» تغییرات درجه حرارت وفشار

وزن مخصوص : وزن مخصوص مواد معدنى ،یکى از فاکتورهاى مهم در ته نشینى وتجمع آنها است.نظیر ذخایر پلاسرى که مواد به علت مقاومت شیمیایى شان پس از حمل مکانیکى در محلى که متناسب با وزن مخصوص آنها باشد تجمع پیدا مى نمایند.
در ماگماى مافیک-اولترمافیک (که ترکیب شیمیایى مناسب دارند) کانیهایى که وزن مخصوص آنها بالاست نظیر کرومیت،مگنتیت ،پنتلاندیت وغیره همزمان با سیلیکاتهایى چون اولیوین ، پیروکسن ها متبلور مى شوند و ماگماى باقى مانده در بردارنده کانیهاى با وزن مخصوص سبکتر مى گردد.

تغییرات Ph,Eh : دانشمندى سوئدى به نام Svant Arrhenius تجزیه الکترولیتى (Electrolytic dissociation)را پیشنهاد نمود بر این مبنا که:
طى عمل تجزیه الکترولیتى برخى ملکولهاى یک ماده در یک محلول رقیق ، متلاشى شده ، یون ها با بار مثبت (کاتیون) (positive charges) و یونهاى با بار منفى آنیون (negative charges) در آن از هم جدا مى شوند. گسترش این فروپاشى وابسته به ضریب ثابتى است .
این مقدار ثابت ضریب فروپاشى بیشتر به ترکیب ماده محلول و دماى محلول بستگى دارد. به طوریکه افزایش دماى محلول باعث افزایش ضریب ثابت فروپاشى مى شود.محلولها و آب خالص خود نیز فروپاشیده یا تجزیه شده به یک کاتیون هیدرژن (H+) ویک آنیون هیدروکسیل ( (OH- تبدیل مى شود.
لگاریتم (LOG 10) عکس غلظت یون هاى هیدروژن در یون محلول آبى را اندیس غلظت یون هیدروژن(Index of hydrogen ion concentration) در نظر مى گیرند که به آن PH مى گویند . مقدار آن اگر 7 باشد PH سترون یا خنثى است،PH با افزایش دما و فشار پایین مى آید.
شاخص دیگرى که براى مشخص کردن محلول هاى کانه دار اهمیت دارد پتانسیل اکسیداسیون –احیاء Oxidation –reduction potential(Eh) مى باشدو نشانگر فشار جریان الکترولیتى است که در مدت اکسیداسیون –احیاء میان مواد در حال واکنش جریان الکتریکى است که در مدت اکسیداسیون-احیاء میان مواد در حال واکنش بوجود مى آید.این شاخص بر حسب میکروولت بیان مى شود وممکن است مثبت یا منفى باشد در مورد آب این اندیس گنجایش عوامل اکسیده کننده را براى گرفتن هیدروژن وگنجایش عوامل احیاء کننده را براى گرفتن اکسیژن نشان مى دهد وبه این ترتیب حدى پایه از جدا شدن الکترونها در مورد مواد اکسیده کننده واحیاء‌شونده بدست مى آید.

+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان |

معرفی زونهای زمین شناسی ایران

پهنه رسوبی – ساختاری البرز
پهنه رسوبی – ساختاری البرز شامل بلندی‎های شمال صفحه ایران است که به شکل تاقدیسی مرکب(Anticlinorium) ، در یک راستای عمومی خاوری – باختری، از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد.
از نگاه زمین‎ریخت‎شناسی، مرز شمالی البرز منطبق بر تپه ماهورهای متشکل از نهشته‎های ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمین‎شناختی، مرز شمالی البرز محدود به زمیندرز تتیس کهن است که از برخورد سنگ‎کره (Lithosphere) قاره‎ای البرز با سنگ کره توران، در تریاس پسین به وجود آمده است. ولی، در بیشتر نقاط، محل زمیندرز با ورق‎های رانده شده از شمال به جنوب پوشیده شده است. حد جنوبی البرز چندان روشن نیست. گسل تبریز (علوی، ۱۹۹۱)، آنتی البرز(Anti Alborz) (ریویه، ۱۹۴۱) گسل گرمسار (بربریان، ۱۳۷۵)، گسل سمنان (نبوی، ۱۳۵۶) و گسل عطاری (علوی‎نایینی، ۱۹۷۲)، مرز جنوبی البرز دانسته شده‎اند. ولی چنین به نظر می‎رسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد. از نظر کوه‎نگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوه‎های پاراپا میسوس افغانستان (علوی، ۱۹۹۱) گسترش دارد.
فراوانی سنگ‎های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنه جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشه زمین‎ساخت اروپا (خاین، ۱۹۷۲)، البرز بخشی از بزرگ ناودیس قفقاز – ترکیه دانسته شود. ولی، وجود سنگ‎های ماگمایی همسان با آن در دیگر نواحی ایران، و به ویژه با دستیابی به یافته‎های بیشتری از زمین‎شناسی ایران، یقین شد که بسیاری از واحدهای سنگ‎چینه‎ای البرز و ایران مرکزی، از دیدگاه رخساره و شرایط تشکیل، هماننداند به گونه‎ای که البرز را می‎توان چین‎های حاشیه‎ای ایران مرکزی دانست که در شکل‎گیری آن برخورد دو صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشته‎اند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوت‎هایی دارد (اشتوکلین، ۱۹۶۸) .
به ظاهر، سرگذشت ساختاری و چینه‎ای البرز در همه جا یکسان نیست. به همین‎رو، جدا از واژه‎های جغرافیایی: البرز باختری، البرز مرکزی، البرز خاوری، البرز شمالی، البرز جنوبی، از نظر زمین‎شناسی، از زیرزون‎هایی همچون ماکو – تبریز، رشت – گرگان، بینالود (نبوی، ۱۳۵۵) و حتی کپه‎داغ یاد شده است که نیاز به بازنگری دارند. برای نمونه، زون رشت – گرگان که شامل مناطق جنوبی دریای خزر است، در شمال گسل البرز، به گفته بهتر در شمال زمیندرز پوشیده ‎تتیس کهن قرار دارد و از این رو، وابستگی آن به لبه جنوبی ورق توران به مراتب بیشتر است و یا زون بینالود، خویشاوندی زمین‎شناختی بیشتری با ایران مرکزی دارد تا البرز. مهم‎تر آنکه، شرایط زمین‎شناختی حاکم بر کپه‎داغ با البرز متفاوت است و از این رو، شمول آنها در البرز توجیه علمی قوی ندارد. در این نوشتار با اعتقاد به ضروری نبودن تفکیک البرز از ایران مرکزی، تنها به ویژگی‎های زمین‎شناسی اصلی، به ویژه ساختار البرز، بسنده می‎شود. ولی، تفاوت‎های ناحیه‎ای نادیده گرفته نشده و به آنها نیز اشاره می‎شود
● تاریخچه چینه ای البرز
در بسیاری از گزارش‎های زمین‎شناسی، کهن‎ترین سنگ‎های البرز را دگرگونی‎های جنوب گرگان (شیست‎های گرگان) دانسته‎اند. افزون بر آن، دگرگونی‎های اسالم – شاندرمن (کلارک و همکاران، ۱۹۷۵) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، ۱۹۶۲) واحدهای سنگ‎چینه‎ای پرکامبرین البرز انگاشته شده‎اند. ولی، امروزه یقین شده است که این دگرگونی‎ها، بیشتر سنگ‎های پالئوزوییک و یا مزوزوییک هستند که در اثر زمین‎ساخت برخوردی تریاس پسین (رویداد سیمرین پیشین) و یا به طور همبری دگرگون شده‎اند. یافته‎های دیرینه‎شناختی امروز البرز، گویای آن است که کهن‎ترین سنگ‎های رخنمون شده البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارک‎هــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است. علوی (۱۹۹۱)، با تکیه بر سنگ رخساره‎ها به ویژه نقش زمین‎ساخت بر حوضه رسوبی البرز، همه سنگ‎های البرز را به چند واحد زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم می‎کند.
۱) توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،
۲) سنگ‎های ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،
۳) توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی
۴) نهشته‎های پیش‎خشکی تریاس بالایی – ژوراسیک میانی،
) ۵توالی فلات قاره ژوراسیک میانی – کرتاسه، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی.
۶)مجموعه ماگمایی البرز به سن سنوزوییک، با ترکیب شیمیایی کلسیمی - قلیایی در البرز غربی – مرکزی و قلیایی در البرز شرقی.
۷) رسوبات همزمان با کوهزایی سنوزوییک، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی، گفتنی است که:
ـ هر یک از واحدهای یاد شده در بالا شامل چند یا چندین سازند است که همگی در شرایط زمین‎ساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمین‎ساختی مشابه، انباشته شده‎اند.
ـ در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوسته قاره‎ای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقاره‎ای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.
ـ بنا به گزارش اشتامفلی (۱۹۷۸)، بربریان و کینگ (۱۹۸۱)، سنگ‎های ماگمایی اردویسین – دونین معرف یک مرحله بازشدگی (Opening Stage) و جدایش(Break Up) سکوی پرکامبرین پسین – پالئوزوییک پیشین البرز اند.
ـ در تریاس پسین، سنگ کره قاره‎ای(Lithosphere) البرز و ورق توران برخورد کرده و در اثر این برخورد، ضمن پایان گرفتن حیات فلات قاره، پدیده‎های فراخاست، دگرگونی، جایگیری توده‎های گرانیتوییدی انجام و حوضه‎های رسوبی پیش‎خشکی ((Foreland تریاس پسین – ژوراسیک میانی شکل گرفته‎اند.
ـ بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان می‎دهد که رسوبات پالئوزوییک دامنه شمالی ستبرتراند ‎ و در پاره‎ای نقاط همچون آمل، کندوان ناپیوستگی رسوبی میان سنگ‎های پرمین و تریاس در کمترین اندازه است. در ضمن، ستبرای رسوبات زغالدار تریاس بالا – ژوراسیک میانی در دامنه شمالی، چندین برابر دامنه جنوبی است و یا سنگ‎های کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی سنگ‎های آتشفشانی دارند. این نکته‎ها نشان می‎دهند که در زمان‎های پالئوزوییک – مزوزوییک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیق‎تر از دامنه جنوبی بوده است در حالی که از سنوزوییک به بعد شرایط دیرینه جغرافیا تغییر عمده کرده و در حالی که در دامنه شمالی گسلش راندگی و فراخاست روی داده، در دامنه جنوبی البرز، دریای پسرونده، کم ژرفا و در حال فرونشستی وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشته‎های آذرآواری – تخریبی همزمان با کوهزایی بر جای نهاده شده است.
خرد قاره ایران مرکزی بخشی از ایران میانی است که با زمیندرزهای افیولیتی سیستان، نائین، بافت، گسل دورونه و افیولیت‎های کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسل‎های طویلی که به سمت باختر خمیدگی دارند و از نوع امتداد‎لغز راستگرد‎اند، قابل تقسیم به بلوک لوت، فرازمین شتری، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشت‎بادام، فرو‎افتادگی بیاضه – بردسیر و بلوک یزد ۰۰۰ است.
● پهنه رسوبی – ساختاری ایران مرکزی
در گذشته، خردقاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی می‎دانستند ولی، به باور اشتوکلین (۱۹۶۸) ، پس از سخت‎شدن پی‎سنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوییک ویژگی‎های سکویی داشته و در زمان‎های مزوزوییک و سنوزوییک به منطقه‎ای پر تحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، باید گفت که الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوک‎های جدا شده با گسل‎های عمده است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد قاره در همه جا یکسان نیست. شواهد موجود نشان می‎دهندکه:
ـ کوهزایی کاتانگایی در این ناحیه در پرکامبرین پسین و پیش از یک رژیم سکویی حاکم شده است.
ـ به جز بلوک لوت و لبه جنوب باختری که سنگ‎های ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگ‎های ترشیری در کمترین مقداراند.
ـ در ردیف‎های پالئوزوئیک این ناحیه، نبودهای چینه‎نگاری مهمی وجود دارد که مهم‎ترین آنها نبودهای چینه‎ای آغاز دونین میانی (هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.
ناهمسانی‎های ساختاری – رسوبی گسترده سبب شده تا بتوان خرد ‎قاره ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.
● بلوک لوت
بلوک لوت، با درازایی حدود ۹۰۰ کیلومتر، خاوری‎ترین بخش خردقاره ایران مرکزی است. مرز خاوری آن با گسل نهبندان و حوضه فلیشی خاور ایران و مرز باختری آن با گسل نایبند و بلوک طبس مشخص می‎شود. در روی نقشه زمین‎ساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، ۱۹۷۳)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته می‎شود. در ۱۹۶۸، اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاوری و باختری تقسیم کرد که با رشته کوه‎های شتری از یکدیگر جدا می‎شد. یافته‎های بعدی نشان داد که ویژگی‎های زمین‎شناسی این دو بلوک قابل قیاس نیستند. برای نمونه، روانه‎های آذرین بسیار ستبر (۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ متر) سنوزوییک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و یا حرکت‎های زمین‎ساختی سیمرین پیشین، به ویژه سیمرین میانی که با دگر شکلی و پایداری نسبی بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانه‎های زمین‎زایی ملایم دارند. به همین دلیل، به ویژه به دلیل یافته‎های نوین، در گستره بلوک لوت بازنگری و بلوک طبس، فرونشست‎ جازموریان و کوه‎های بزمان ، به عنوان کمان ماگمایی، از این بلوک حذف شده است.
▪ تاریخچه چینه‎ای بلوک لوت
تاریخچه چینه‎ای بلوک لوت بسیار نزدیک با دیگر نواحی خردقاره ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینه‎نگاری بلوک لوت حاکم است.
۱) تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – ری‎یر و محافظ، ۱۹۷۲) بر سنگ‎های کهن‎تر از تریاس میانی.
۲) چین‎خوردگی، آتشفشانی و پلوتونیسم به نسبت شدید ژوراسیک میانی (سیمرین میانی) به ویژه در نواحی ده‎سلم، چهارفرسخ که با سخت‎شدگی و پایداری نسبی بلوک همراه است.
۳) فراوانی سنگ‎های آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود ۲۰۰۰ متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را می‎پوشاند.
۴) نهشته‎های دریاچه‎ای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چین‎خوردگی در این بلوک است.
« بلوک طبس » که میان گسل نایبند در خاور و گسل کلمرد – کوهبنان در باختر قرار دارد بخشی از یک قلمروی ساختاری است که در کناره‎ها و بستر خود توسط گسل‎هایی از پی‎سنگ بریده شده به گونه‎ای که در پالئوزوییک و مزوزوییک توالی چینه‎شناسی متفاوتی از نواحی مجاور داشته است و از پایان مزوزوییک به سبب عملکرد تنش‎های زمین‎ساختی همگرا در راستای بیشتر خاوری – باختری، با خروج زمین‎ها و فراخاست کوه‎ها به خشکی تبدیل شده است. (قاسمی و همکاران ۱۳۸۱). بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریخت‎شناسی – زمین‎ساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چین‎خوردگی کهن در چرخه زمین‎ساختی آلپی است.
بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و هم‎آهنگی ندارد . برای نمونه:
ـ نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.
ـ سنگ‎های کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.
ـ تکاپوهای آتشفشانی مافیک و حدواسط ، هر چند ناچیز، از ویژگی‎های پالئوزوییک بلوک طبس است و از این نظر می‎توان بلوک طبس را با کوه‎های البرز مقایسه کرد.
ـ کانی‎سازی سرب، روی و مس در سنگ‎های پرمین تریاس و ژوراسیک البرز در بلوک طبس، نیر عمومیت دارد که تائیدی بر همسانی میان این دو ناحیه است.
ـ فرونشینی شدید از ویژگی‎های بلوک طبس است. در گذشته چنین گمان می‎رفت که این فرونشینی محدود به کوه‎های شتری و شیرگشت باشد، اما در حال حاضر مشخص شده است که بخش بیشتر بلوک در پالئوزوییک ، به ویژه مزوزوییک تا کرتاسه، نشست در خور توجه داشته به گونه‎ای که در این بلوک حجم بزرگی از سنگ‎های فانروزوییک وجود دارند که ردیف‎های پالئوزوییک آن ۲ تا ۳ هزار متر و سنگ‎های مزوزوییک آن گاهی تا ۱۰۰۰۰ متر ستبرا دارند.
« بلوک کلمرد» بخشی کوچک از خرد قاره ایران مرکزی است که روند شمال خاوری دارد و میان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشیده نائینی در باختر قرار دارد. سرگذشت این فرازمین به دو خروج طولانی وابسته به دو رخداد کوهزایی کاتانگایی و سیمرین میانی اشاره دارد. به سخن دیگر، در دو مقطع زمانی طولانی این بلوک ویژگی فرازمین داشته است.
کهن‎ترین سنگ‎های این فرازمین انباشته‎های شیلی – سنگ ماسه‎ای ستبر سازند کلمرد به سن پرکامبرین هستند که در اثر رخداد کاتانگایی به خوبی چین‎خورده و با دگرشیبی زاویه‎ای با نهشته‎های اردویسین (سازند شیرگشت) پوشیده شده‎اند که گواهی بر نخستین ایست رسوبی طولانی است. در این بلوک ردیف‎های اردویسین تا تریاس میانـی، ضمن داشتن ایست‎های رسوبـی پی‎درپی و چنـد باره، یک واحـد زمین‎ساختی- چینه‎ نگاشتی محدود میان رخداد کاتانگایی – سیمرین پیشین‎اند که در محیط‎های سکویی کم‎ژرفا انباشته‎اند و سیر تکاملی آن با بلوک طبس تفاوت آشکار دارد. در اینجا، سنگ‎های تریاس بالایی گزارش نشده و به نظر می‎رسد که وقفه رسوبگذاری ناشی از سیمرین پیشین، در مقایسه با بلوک طبس طولانی‎تر باشد. ردیف‎های ژوراسیک این بلوک محدود به رسوب‎های لیاس – دوگر میانی است و نبود نهشته‎های جوان‎تر از دوگر میانی (سازند بادامو) نشان می‎دهد که خروج طولانی دوم این فرازمین از دوگر میانی به بعد بوده که رخداد کوهزایی سیمرین میانی عامل اصلی آن به شمار می‎آید.
از نگاه ساختاری، در نیمه شمالی فرازمین کلمرد روند کلی چین‎ها شمال خاوری – جنوب باختری است که به ویژه در نهشته‎های پالئوزوییک نمود آشکار دارند. شیب لایه‎ها در پهلوی خاوری ساختارها زیاد و گاهی برگشته است ولی در پهلوی باختری شیب لایه‎ها ملایم‎تر است. عملکرد گسل‎های طولی برگشته سبب گردیده که ساختارهای بُرشی همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقدیس بُرشی کوه راهدار از آن جمله است.
« فرونشست بیاضه – بردسیر»، میـان گسل پشت‎بادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. اگرچه بسیاری از ویژگی‎های این فرونشست، نظیر پی‎سنگ پرکامبرین دگرگونی، ردیف‎های سکویی پالئوزوییک-تریاس میانی و نهشته‎های شیلی – سنگ‎ماسه‎ای تریاس بالایی – ژوراسیک میانی مشابه سایر نواحی خرد قاره است ولی این فرونشست دو ویژگی دارد، یکی تاثیر شدید‎تر رخداد سیمرین میانی که با خروج گستره و دگرگونی همراه بوده است. دوم، حوضه‎های فلیشی کرتاسه که معرف حوضه‎های با فرونشست شدید‎اند و به ویژه ردیف‎های کرتاسه بالایی آن را می‎توان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.
« بلوک یزد » بخش باختری خرد‎قاره ایران مرکزی است که از شمال به گسل دورونه و از باختر به نوار افیولیتی نائین – بافت محدود است. نکته ویژه بلوک یزد دو تا است. یکی دگرگونه‎های انارک، دوم ردیف‎های تریاس نخلک. در ناحیه انارک که گاهی به نام ماسیف انارک – خور از آن یاد می‎شود، مجموعه‎ای از رسوبات پلیتی – پسامیتی به همراه سنگ‎های کربناتی و آتشفشانی متعلق به شیب قاره وجود دارند که به صورت ناحیه‎ای و در رخساره‎های شیست سبز و شیست آبی دگرگون شده‎اند و به صورت ورق‎های بُر خورده با افیولیت‎ها، سنگ‎آهک‎های پلاژیک و رسوب‎های آشفته همراه‎اند. اگرچه داود‎زاده و لنچ (۱۹۸۱) افیولیت‎های انارک را بخشی از پوسته اقیانوسی تتیس کهن هرات میباشد
● پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان
سنندج – سیرجان باریکه‎ای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگی‎های سنگی و ساختاری سنندج – سیرجان معرف یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همین‎رو ویژگی‎های زمین‎شناختی آن با پهنه‎های مجاور تفاوت‎های آشکار دارد. تفاوت‎های ویژه این زون سبب شده است تا از گذشته‎های دور مورد توجه و مطالعه زمین‎شناسان باشد.
سری‎هیتات (پیلگریم، ۱۹۰۸)، زون همدان (گرگوری، ۱۹۲۹)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگ‎های دگرگونی (فالکن، ۱۹۶۱) سنندج – سیرجان (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون دگرگونی زاگرس (برو و ریکو، ۱۹۷۱)، اسفندقه – رضاییه (تکین، ۱۹۷۱)، مریوان – منوجان (هوشمندزاده، ۱۹۷۶)، اسفندقه – مریوان (نوگل، ۱۹۷۷)، اُلاکوژئوسینکلینال پروتروزوییک – تریاس (سبزه‎ئی، منتشر نشده) نام‎های ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها، « سنندج – سیرجان » شناخته شده‎تر است و کاربرد بیشتر دارد.
درازای زون سنندج – سیرجان حدود ۱۵۰۰ و پهنای آن ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز می‎شود و در یک راستای شمال باختری – جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه می‎یابد. نیاز به یادآوری است که در پهنه مکران باریکه‎ای از پوسته قاره‎ای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مک‎کال (۱۹۸۵) آن را ادامه خاوری زون سنندج – سیرجان می‎داند. در جهت شمال باختر، گودی درون قاره‎ای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه می‎یابد (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می‎شود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگ‎های ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخساره‎ها و نیز دگرشکلی‎های پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگی‎های دریاچه ارومیه، توزلوگل، گاوخونی و جازموریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
راستای مستقیم سنندج - سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه، به طور محلی نمایانگر سامانه‎ای راستالغز است. در راستای جنوبی این ناحیه، گسل‎های مستقیمی مانندآباده، ده‎شیر، شهربابک و بافت مشخص‎اند که بعضی از آنها نشانگر جابه‎جایی امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنری می‎باشند (شیـخ‎الاسلامی، ۱۳۸۱). همخوانی روند ساختـاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگی‎ها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زون‎های برخوردی، سبب شده است تا زمین‎شناسانی مانند فالکن (۱۹۶۱)، برو و ریکو (۱۹۷۱)، هینز و مک‎کوییلن (۱۹۷۴)، فرهودی (۱۹۷۸) و علوی (۱۹۹۴)، سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی، ترتیب رسوبات، چارچوب زمین‎ساختی و به ویژه رویدادهای زمین‎ساختی و فعالیت‎های ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمین‎شناسان، ویژگی‎های سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند. با این حال، تفاوت‎هایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگ‎های آتشفشانی دوره ترشیری، محدودیت گسترش سنگ‎های ترشیری، فراوانی نفوذی‎های گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانی نسبی سنگ‎های آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالی رویدادهای زمین‎ساختی پیش از پرمین، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبش‎های سیمرین پیشین از ویژگی‎های بارز سنندج – سیرجان ‎است که وابستگی آن را با زون‎های مجاور پرسش‎آمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد می‎کند. ویژگی‎های بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمه جنوب خاوری این زون پدیده‎های دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است در حالی که در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (۱۳۵۹)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سیرجان تقسیم می‎کند.
● تاریخچه چینه‎نگاری سنندج – سیرجان
در زون سنندج – سیرجان، پدیده‎های دگرگونی، ماگماتیسم و زمین‎ساخت پی در پی و هم‎آهنگ با فازهای زمین‎ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است. به همین‎رو، این زون ناآرام‎ترین و به گفته‎ای دیگر پویا‎ترین پهنه زمین‎ساختی ایران است.
درباره پی‎سنگ پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنی در دست نیست. در پاره‎ای از گزارش‎ها پی‎سنگ، متشکل از آمفیبولیت، گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است. سبزه‎ئی (۱۳۷۳)، پی‎سنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پی‎سنگ را نوعی پوسته اقیانوسی می‎داند.
از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضه‎ای در حال نشست تبدیل و با نهشته‎های آواری انباشته شده است. نیروهای کششی مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قاره‎ای شده که اوج آن در دونین بالایی است. نبود سنگ‎های کربنیفر بالایی نشان می‎دهد که حرکت‎های خشکی‎زای فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستی و بلندی است. ولی، تیله و همکاران (۱۹۶۸) بر این باورند که فاز هرسی‎نین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است، ولی سنگ‎های شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط مانند حاجی‎آباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه ‎است. به جز موارد نادر، سنگ‎های پرمین را شیست‎های تریاس بالا – ژوراسیک پوشانده‎اند و شواهد موجود گویای این است که در میانه‎های تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجه آن سنگ‎های زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شده‎اند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایین‎تر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی، همراه با سنگ‎های ماگمایی انباشته شده است این توالی‎ها، زیر تأثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفته‎اند که حاصل آن پایداری و سخت شدن بخش‎های شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونه‎ای که در نواحی باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم) چین‎خوردگی ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، ۱۳۵۹). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگ‎های سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.
از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخ‎الاسلامی (۱۳۸۱) نکته‎های زیر را باور دارد.
الف) بازشدگی درون قاره‎ای به سن پالئوزوییک در حاشیه شمالی گندوانا.
ب) جدا شدن ورق ایران از گندوانا در حاشیه جنوبی خود به دنبال بازشدگی تتیس جوان پس ار پرمین میانی.
ج) از آغاز تریاس پسین، سنگ کره اقیانوسی تتیس جوان در اثر فرورانش در زیر ورق ایران، شروع به از میان رفتن کرده است. از این زمان به بعد، سنندج – سیرجان یک گوه برافزایشی را شکل داده است.
د) بسته شدن تتیس جوان در انتهای مزوزوییک. در این زمان حاشیه قدیمی ایران (سنندج – سیرجان) با مجموعه دگرگون همراه با افیولیت‎های تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شده‎اند.
با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده می‎توان پذیرفت که زون سنندج – سیرجان دارای یک زمینه ساختاری اصلی است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وارونگی زمین‎ساختی پایان یافته و سپس حوضه‎های توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همه سنگ‎های سنندج – سیرجان را می‎توان در سه واحد زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.
تاریخچه چینه‎ای زاگرس
همه سنگ‌های زاگرس را می‌توان به دو گروه پی‌سنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پی‌سنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (۱۹۶۸)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر می‌داند.
ـ مرحلة فلات قاره (پرکامبرین پسین – تریاس میانی)
ـ مرحلة بزرگ ناودیسی ( تریاس میانی – پلیوسن)
ـ مرحلة پس از کوهزایی (پلیوسن – زمان حال)
علوی (۱۹۹۴)، با توجه به رخساره‎های سنگی و پیامد رویدادهای زمین‎ساختی، سنگ‌های زاگرس را به واحدهای زمین‎ساختی – چینه‎شناختی(Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم می‌کند:
۱)رخساره‌های سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی
۲) رخساره‌های فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه
۳) رسوب‌های پیش‌خشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده‌اند.
اوبراین (۱۹۵۰)، بر پایة رفتارشناسی سنگ‌ها، ردیف‌های رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم می‌کند:
۱) گروه پی‌سنگ (پرکامبرین)
۲)گروه متحرک زیرین، شامل سری هرمز به سن پرکامبرین پسین - کامبرین، به ضخامت تا ۴ هزار متر
۳)گروه مقاوم، شامل سازندهای زمان کامبرین تا میوسن ، به ضخامت ۶ تا ۷ هزار متر
۴)گروه متحرک بالایی، شامل سازند گچساران، با ۱۶۰۰ متر ضخامت
۵)گروه نامقاوم، شامل سازندهای میشان، آغاجاری، بختیاری، به ضخامت ۳ تا ۴ هزار متر
بررسی چینه‌نگاری ترادفی (Sequence Stratigraphy) پهنة زاگرس نشانگر آن است که این بخش از ایران، در فاصلة زمانی پرکامبرین – تریاس میانی بخشی از ابرقارة گندوانا بوده است. از تریاس میانی، با تکوین تتیس جوان، شرایط دریایی ویژه‎ای بر آن حاکم بوده است. از کرتاسة پسین به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتیس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ایران مرکزی، محیط‌های رسوبی از نوع همزمان با کوهزایی بوده‌اند. اگرچه پیشینة فاز کوهزایی در پلیوسن بوده است، ولی دگرشکلی، همچنان بر زاگرس تحمیل می‌شده است.
● زیرپهنه‎های زاگرس
برای بیان ویژگی‌های عمومی زاگرس می‌توان از تلفیق دو دیدگاه زمین‎ریخت‎شناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنة « زون راندگی‎ها » و « زاگرس چین‎خورده » تقسیم کرد.
الف) زیرپهنة راندگی‌ها (Thrust Zone) : این زون با پهنای ۱۰، تا ۶۵ کیلومتر، به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوه‌های زاگرس را تشکیل می‌دهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته می‎شود. زون راندگی‌هـا (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون راندگی‌های هم‎پوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، ۱۹۶۹)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده ( (Crushed Zone نام‌های دیگری است که به این بخش داده شده است.
مرز شمال خاوری این زیر پهنه به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یک راندگی مهم بسته می‎شود که از شمال کوه کی‌نو و جنوب دهنگان و کوه سبزو می‌گذرد (مطیعی، ۱۳۷۴).
در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده است. سنگ‌های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی آن رخسارة گندوانایی دارند و همسان دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگ‌های لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیک به ۳۵۰۰ متر بیشتر از نوع مارن‌های گلوبی ژرین‌دار، رادیولاریت، افیولیت و انباشته‎های آواری از نوع فلیش‎اندکه گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراه‌اند. سنگ‌های یاد شده نشان می‌دهند که این بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوییک تا اوایل سنوزوییک گودترین بخش حوضة زاگرس بوده است. چنین می‎نماید که در اثر نیروهای کششی وابسته به رخداد کوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگی‎ها کاهش یافته، به طوری که در بخش شمال باختری آن (کرمانشاه) در طی تریاس پسین – کرتاسه، گودی باریک و عمیق پدیدار شده و در آن رسوب‌های شبه توربیدیت، متشکل از آهک (سنگ‌آهک‌ بیستون)، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانه‌های آتشفشانی انباشته شده‎اند. ولی، در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته، موجب اقیانوس‌زایی و تشکیل مجموعه‌های افیولیتی گردیده است. گفتنی است که در ناحیة نیریز، آمیزه‌های افیولیتی یاد شده، به گونة دگرشیب، با سنگ‌آهک مرجانی – ریفی کرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شده‎اند، در حالی که بخش شمال باختری در نتیجةکوهزایی لارامید دچار چین‌خوردگی و دگرشکلی شده است. بدین‌سان می‌توان نتیجه گرفت که :
۱) در زون راندگی‌ها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمین‎ساختی یکسان و همزمان نبوده‎اند.
۲) دگرشکلی زاگرس مرتفع کهن‌تر از بخش چین‌خوردة آن است.
گفتنی است که فالکن (۱۹۷۴)، به دو فاز چین‌خوردگی در این بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر کرتاسه رخ داده است که رابطة ناهمساز فلیش‌های کرتاسه با رسوبات ائوسن میانی مبین آن است. فاز دوم را از اواخر میوسن تا امروز می‌داند که شدت آن در پلیوسن در بیشترین مقدار بوده است.
یکی از ویژگی‌های زاگرس مرتفع، وجود راندگی‌های فراوان است. شیب راندگی‌ها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابه‎جایی آنها به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظة راندگی سنگ‌های کامبرین بر روی ردیف‌های پلیوسن می‌توان به تصوری از مقدار جابه‎جایی دست یافت (مطیعی، ۱۳۷۴). چنین وانمود می‎شود که در این محدوده، نخست چین‌ها در کرتاسة پسین شکل گرفته و سپس در فاز بعدی، راندگی‌ها به وجود آمده باشند (فالکن، ۱۹۷۴) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (۱۹۷۴) پدیده‌های چین‌خوردگی و راندگی را به حرکت‌های کوهزایی پس از پلیوسن نسبت می‌دهند.
کازمین و همکاران (۱۹۸۶)، فلس‌های روراندة زاگرس مرتفع را نهشته‌های انباشته در حاشیة غیر فعال سکوی عربستان می‌دانند که در محل جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مرکزی در بخش‌های ژرف تتیس انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق، به صورت سفره‌های نابرجا، بر روی سکوی عربستان رانده شده‌اند.
ب)زیرپهنه زاگرس چین‌خورده (Folded Zagros) : زاگرس چین‌خورده، به گفته‎ای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر، ناوة (Trough) حاشیه‌ای و کراتونی سپر عربستان است که در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادف‌های ستبر رسوبی در آن انباشته ‌می‎شده است. در گسترة زاگرس چین‌خورده، سنگ‎های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، رخسارة گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی، توالی‌های مزوزوییک و سنوزوییک آن، با رسوب‌های همزمان دیگر نواحی ایران، رخساره‌های سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخساره‌های جنوب تتیس جوان است. این نکته نشان می‌دهد که از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چین‌خورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است.
در زاگرس چین‌خورده، رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده و حفاری‌های نفتی نیز تاکنون به پی‌سنگ نرسیده ‌است. با توجه به بررسی‌های ژئو‎فیزیکی، باور بر این است که پی‌سنگ پرکامبرین زاگرس ادامة شمال – شمال خاوری سپر نوبی – عربی(Arabian – Nubian Shield) است که از شمال خاور افریقا تا عربستان و حتی در زیر حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبی روی پی‌سنگ، با مجموعه‌ای از سنگ نمک، انیدریت، سنگ‎آهک، دولومیت سنگ‌های آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز می‌شود که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود ۱۱۵ گنبد نمکی، از زمان ژوراسیک به بعد به سطح زمین رسیده‌اند.
بین سنگ‌های کامبرین (سازند میلا) و اردویسین (سازند ایلبیک)، نبود چینه‌نگاشتی مهمی وجود ندارد. به نظر می‌رسد که یک نبود چینه‌نگاشتی مهم به بزرگی حدود ۴۰ میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانه سیلورین در ردیف‌ پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینه‌شناختی دیگر به بزرگی بیش از ۷۰ میلیون سال، بین اواخر فرازنین از دونین، تمامی کربنیفر تا اشکوب ساکمارین(Sakmarian) از پرمین مشخص است. در پرمین پسین تمامی زاگرس در زیر یک پیشروی گسترده قرار گرفته که سازند دالان حاصل آن است. سنگ‌های تریاس زاگرس چین‌خورده، رخسارة کربناتی- تبخیری دارد و شامل دو سازند کنگان (در زیر) و دشتک (در بالا) است. رسوبات ژوراسیک تا نئوژن زاگرس چین‌خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شیب بر روی توالی فلات قاره پالئوزوییک قرار دارند. در توالی ژوراسیک – نئوژن این ناحیه هیچ‎گونه دگرشیبی ناحیه‌ای دیده نمی‌شود با این حال، وجود گودی‌های مستقل جدا شده با پشته‌های برآمده، و به ویژه حرکت‌های مشخص زمین‌ساختی، موجب تغییراتی در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گردیده است. چنین تغییراتی به حرکت‌های خشکی‌زای پیش از کوهزایی نسبت داده شده است که گاهی سبب پسروی کامل دریا، نبود‌های رسوبی و حتی پدیدة لاتریتی شدن گردیده است.
● پهنه رسوبی– ساختاری مکران
« مکران » شامل کوه‌های خاوری – باختری است که از سواحل دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باختری این کوه‌ها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی زاگرس جدا می‌شود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه می‌یابد. در امتداد محور لاس بلا، گسل‌های چپگرد « چمن(Chaman Fault) » و «اُرناچ نال (Ornach Nal) » معرف یک زون ترادیسی بین زون فرورانش مکران و زون برخوردی هند – اوراسیا است. گفتنی است که از ۱۶۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران، حدود ۷۰ هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.
از دیدگاه زمین‌شناسی، اشتوکلین (۱۹۷۴) بر این باور است که این رشته کوه، یک زمیندرز‌ کهن است که به چهره یک منشور بر افزایشی، از کرتاسه پسین یا ترشیری پیشین تا هولوسن، در فرا دیواره یک زون فرورانش کم ژرفا و کم شیب قرار دارد.
زمین ریخت‌شناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری، شدت چین‌خوردگی و سنگ رخساره‎ها دارد. در یک نگاه کلی، بلنــدی این رشته کوه از شمال به جنوب کاستی می‎گیرد. اسنید (۱۹۷۰)، مکران را به سه واحد فیزیوگرافی « پـادگانه‌های دریایی » به موازات ساحــل، « نهشته‌هـای آبرفتی شمال پادگانه‌هــا » و « تپه‌ها و بلندی‌های مکران » تقسیم می‌کند. از سیمای ریخت‎شناختی شاخص مکران می‌توان به آمیزه‌های رنگین، برونزدهای چهره‌ساز فلیش‌های وحشی(Wild Flysch) ، آمیزه‌های زمین‎ساختی(TectonicMelange) و سواحل بالا آمده ( (Raised Beach پلکانی، خلیج‎های نعلـی شکل و گل‎فشان‎ها اشاره کرد. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره پهنـــای کمی دارد و در فاصله ۲۵ کیلومتری از ساحل، ژرفای آب به ۲۰۰ متر می‎رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسل‎های راندگی از عوامل چهره‌ساز مکران‎اند.
● پهنه رسوبی– ساختاری کپه‎داغ
پهنه رسوبی – ساختاری کپه‎داغ شامل کوه‎های هزار مسجد در شمال خاور ایران است که در یک راستایWNWتاESE، از خاور دریای خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ایران، وارد خاک افغانستان می‎شود. در نتیجه، کپه‎داغ به عنوان یک میدان گازی بزرگ بین سه کشور ایران، ترکمنستان و افغانستان مشترک است. میدان‎های گازی بسیار عظیم خانگیران در ایران، دولت‎آباد – دونمز، شاتلیک، گازلی، بایران علی و مهری در ترکمنستان و گوگر در افغانستان، در این حوضه کشف شده‎اند (افشارحرب، ۱۳۸۰).
از نگاه جغرافیایی و کوه‎نگاری، کپه‎داغ بخشی از ادامه خاوری کوه‎های البرز است، ولی ویژگی‎های زمین‎شناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، ۱۳۵۵).
مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشق‎آباد است که روند N ۳۱۰ درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپه‎داغ، دیدگاه‎ها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمون‎های ناپیوسته منشورهای برافزاینده ‎تتیس کهن مشخص می‎شود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .
از نگاه ریخت‎شناسی، کپه‎داغ منطقه‎ای کوهستانی است که فازهای آلپ پایانی در شکل‎گیری سیمای امروزی آن نقش اساسی داشته‎اند. ریخت‎شناسی منطقه، جوان است و توپوگرافی ناحیه، رابطه‎ای مستقیم با ساختارهای زمین‎شناسی دارد. به طور معمول، تاقدیس‎ها ارتفاعات، و ناودیس‎ها دشت‎های میان‎کوهی را می‎سازند و سازندهای کربناتی مزدوران (ژوراسیک بالایی) و تیرگان (کرتاسه پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشت‎های سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتاده کپه‎داغ‎اند.
جدا از میدان‎های عظیم گازی، جای گیری پهنه کپه‎داغ در فصل مشترک دو ابرقاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمین‎شناسان باشد. گریسباخ (۱۸۸۱)، شرکت نفت امیرانین (۱۹۳۸)، کلاپ (۱۹۴۰)، گانسر (۱۹۵۱)،‌گُلدشمیت (۱۹۵۲)، پَرَن (۱۳۳۵)، انصاری (۱۳۴۰) و از ۱۳۴۱ به بعد افشار حرب، پژوهشگرانی هستند که به زمین‎شناسی کپه‎داغ پرداخته‎اند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.
شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمین‎ساختی حاکم بر پهنه کپه‎داغ شباهت به پهنه زاگرس دارد که از آن جمله می‎توان به زمان چین‎خوردگی نهایی، روند عمومی چین‎ها، نبود تکاپو‎های ماگمایی، یکسان بودن رژیم‎های فشارشی اشاره کرد.

+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان |

گروه زمین شناسی ناحیه 3 استان اصفهان

ژئومورفولوژي

بيگ بنگ - انفجار بزرگ - Big Bang

فاکتورهاى موثر در تشکیل ذخایر معدنى

معرفی زونهای زمین شناسی ایران

نوشته های پیشین