9: بلوك لوت :

توده اي با روند شمالي-جنوبي به طول 900 كيلومتر كه طي كيمري پيشين كه بجز زاگرس در تمام ايران علاوه بر چين خوردگي سبب دگرگوني نيز شده است (به نحوي كه آنرا به عنوان كوه زايي پالئو بلوچ معرفي كردند) پايدار گشته و به عقيده اشتوكلين توسط گسل نايبند به 2 بلوك لوت و طبس در پركامبرين كه اين گسل در امتداد محور اورال – عمان- ماداگاسكار قرار داشته است.

 

 

 

 

مقدمه: خاوري‎ترين بخش خرده قارة ايران مركزي است. مرز خاوري آن با گسل نهبندان و حوضة فليشي خاور ايران و مرز باختري آن با گسل نايبند و بلوك طبس مشخص مي‎شود. در مرز شمالي اين بلوك به فروافتادگي جنوب كاشمر و مرز جنوبي آن به فرونشست جازموريان بسته مي‎شود. به ويژه به دليل يافته‎هاي نوين، در گسترة بلوك لوت بازنگري و بلوك طبس، فرونشست‎ جازموريان و كوه‎هاي بزمان ، به عنوان كمان ماگمايي، از اين بلوك حذف شده است.

 

تاريخچه چينه‎اي بلوك لوت:

تاريخچه چينه‎اي بلوك لوت بسيار نزديك با ديگر نواحي خردقارة ايران مركزي است. ولي، چهار ويژگي بر چينه‎نگاري بلوك لوت حاكم است.

1- تأثير درخور توجه كوهزايي سيمرين پيشين (پالئوبلوچ – ري‎ير و محافظ، 1972) بر سنگ‎هاي كهن‎تر از ترياس مياني.

2- چين‎خوردگي، آتشفشاني و پلوتونيسم به نسبت شديد ژوراسيك مياني (سيمرين مياني) به ويژه در نواحي ده‎سلم، چهارفرسخ كه با سخت‎شدگي و پايداري نسبي بلوك همراه است.

3- فراواني سنگ‎هاي آتشفشاني سيستم ترشيري، به ويژه ائوسن، كه با داشتن ضخامتي حدود 2000 متر، بيش از نيمي از بلوك لوت را مي‎پوشاند.

4- نهشته‎هاي درياچه‎اي، به تقريب افقي، پليوسن – پليستوسن به نام « سازند لوت » كه نشانگر عملكرد ضعيف بازپسين رخداد چين‎خوردگي در اين بلوك است.

بحثي دربارة پايداري بلوك لوت

اگرچه فرضية تودة مياني (Median Mass) براي ايران مركزي مردود دانسته شده است ولي گروهي از زمين‎شناسان بر اين باورند كه در اثر رويداد كوهزايي سيمرين پيشين، و به ويژه رخداد سيمرين پسين، گستره‎هاي وسيعي از بلوك لوت دگرگون و پايدار  (Stable ) شده‎اند به گونه‎اي كه حركت‎هاي زمين‎ساختي پس از كرتاسه، بر اين بلوك اثر چنداني نداشته‎اند. ولي:

* اگرچه « سازند لوت » افقي و به دور از دگرشكلي است اما، همين سازند در حاشية باختري بلوك لوت، به ويژه در همبري با قسمت‎هاي گسليده، داراي چين‎هاي نامتقارن با دامنه‎هاي پرشيب و گاهي برگشته است (كنراد و همكاران، 1977).

* سنگ‎هاي آتشفشاني حاشية باختري لوت تا اندازه‎اي به دور از دگرشكلي اند. ولي، گسلش به نسبت شديد و به ويژه تداوم گسل‎ها در انباشته‎هاي آبرفتي كواترنر، نشانة جنبا بودن بخش باختري بلوك لوت است.

* پويا بودن بلوك لوت، به ويژه در حاشية خاوري آن آشكارتر است. در اين ناحيه، به ويژه در مرز تماس با پهنة فليش‎هاي خاور ايران، گسلش، راندگي، خردشدگي و دگرگوني درخور توجه است. در اين جا، سنگ‎هاي پالئوزوييك و به ويژه پرمين، و سنگ‎هاي مزوزوييك، دگرشكلي فشرده و پرشيب دارند و كم و بيش دگرسان شده‎اند.

* در سطح بلوك لوت، حدود 40 مخروط آتشفشان كواترنر وجود دارد.

* در سال‎هاي گذشته بلوك لوت جايگاه رخداد زمين‎لرزه‎هاي مخرب و گسلش‎هاي مهمي بوده است.

* چين‎خوردگي پس از نئوژن، به نسبت پيچيده است. ولي بررسي‎هاي ساختاري نشان مي‎دهد كه اين بلوك از نئوژن به بعد، همچنان پذيراي تنش‎هايي در راستاي شمال خاوري – جنوب باختري بوده است.شواهد ياد شده و همچنين وجود چند گسل و خطوارة جديد در بلوك لوت، دلايلي هستند كه سختي و پايداري اين بلوك را به ويژه در قسمت‎هاي حاشيه‎اي پرسش‎آميز مي‎كنند.

 

بحثي دربارة آتشفشاني‎‎هاي لوت:

همانگونه كه گفته شد، بلوك لوت، ميان دو گسل بزرگ شمالي – جنوبي نايبند و نهبندان جاي گرفته است. نيروهاي فشاري وارد بر ناحيه، سبب شده‎اند تا در امتداد اين گسل‎ها، جابه‎جايي‎ها از نوع امتداد لغز و بُرشي باشند. در چنين رژيمي، سازوكار تغيير شكل در كمترين شدت ولي بازشدگي شكستگي‎ها در بالاترين ميزان است.

فعاليت ماگمايي لوت شمالي از كرتاسة پسين، يعني بيش از 77 ميليون سال پيش، آغاز شده و 5 ميليون سال ادامه داشته است سنگ‎هاي ماگمايي از نوع گدازه‎هاي بازالتي، آندزيتي، داسيتي، ريوليتي همچنين مقدار كمتري نفوذي‎هاي نيمه عميق هستند..گفتني است كه آتشفشاني‎هاي بخش شمالي لوت، مي‎تواند حاصل فرورانش بلوك افغان به زير بلوك لوت (افتخارنژاد، 1972) و آتشفشاني‎هاي حاشية جنوبي لوت بخشي از كمان ماگمايي زون فرورانش مكران هستند.

 

توان اقتصادي بلوك لوت:

در بلوك لوت تاكنون كاني‎سازي مس، سرب و روي، آنتيموان، جيوه و طلا از نوع رگه‎اي گزارش شده است كه از آن جمله مي‎توان به كانسار مس طلادار قلعه‎زري و كانسار آنتيموان، جيوه شوراب – كله‎نگينان اشاره كرد.

« منطقة معدني بزمان »، واقع در حاشية جنوبي بلوك لوت، بخشي از كمان ماگمايي حاصل از فرورانش پوستة اقيانوسي عمان به زير مكران است كه از اواخر كرتاسه پويا بوده است. در اين منطقه، كاني‎سازي مس و طلا از نوع اسكارن و طلا، نقره، جيوه، موليبدن از نوع گرمابي آتشفشاني و گرمابي پلوتون‎زاد ديده مي‎شود كه كاني‎سازي طلا و نقره در گيابان از آن جمله است (قرباني، 1381).

 

 

 

*دگرگوني در ايران

كه منظور دينامو ترمومتامورفيسم مي باشد كه 2 فاز در پركامبرين و يك فاز در مزوزوئيك داريم . قابل ذكر است كه دگرگوني مجاورتي مد نظر نمي باشد :

الف) دگرگوني پركامبرين (انتهاي پركامبرين)

اكثر سنگهاي پركامبرين ايران 2 فاز دگرگوني را تحمل كرده اند (بعضي حتي 4 فاز)

1.فشار متوسط تا زياد_حرارت متوسط (ديستن و سيليمانيت)2  .فشار كم _حرارت متوسط (كورديريت)

در ايران مركزي از بافق تا نائين و به سمت شرق كسلهاي كماني چاپدوني –پشت بادام و غيره وجود دارد كه بين آنها كمپلكس هايي با ساختمان يكسان از شمال به جنوب ديده مي شود كه منظره جزاير قوسي پس از الحاق قاره ها رادارد(اشتوكلين1974 و بربريان و كينگ 1981 ) سيستم جزاير قوسي را ناشي از فرورانش با شيب به سمت شرق مي داند. اين فرورانش متعلق به پركامبرين توسط رضوي (1372) تاييد گشته است به صورتي كه كمپلكس بنه شورو و تاشك به ترتيب تركيب تولئيتي و كالكوآلكالن  را نشان دادند.

 

ب) دگرگوني مزوزوئيك (ترياس و يا كرتاسه فوقاني ) :

1.دگرگوني عمومي(ديستن+استروليت+آندالوزيت+گرونا) ضعيف تا متوسط كه گروهي آنرا آبوكوما مي دانند ولي بايد توجه كرد كه شيست آبي به شيست سبز بر مي گردد.

2.دگرگوني مجاورتي(كورديريت)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

گسل ها ولرزه خيزي ايران

 

نوگل سادات (1978) سه روند اصلي گسلهاي ايران را به  شرح زير مشخص مي كند:

:گسلهاي با امتداد غرب- جنوب شرق {راستگرد}a

:گسلهاي با امتداد شمال- جنوب{راستگرد} b

:گسلهاي با امتداد شمال شرق- جنوب غرب{چپگرد} c

كه در نوع  اول كه با روند زاگرس تطبيق دارد به علت زاويه ي بين نيروهاي اصلي (پليت عربي )و شكستگي ها حداكثر جمع شدگي (كوتاه شدگي) را داريم .كه اين عمل باعث خميدگي هايي مي شود كه گسل هاي زندان يا ميناب و كازرون  نتيجه آن است.

شكل زير وضعييت گسلهاي اصلي فعلي و موقعييت زون هاي مختلف ساختماني را نشان مي دهد (نوگل سادات1978) .

 

 

 

بنا به نوشته نبوي (1355) اكثر گسلهاي مهم ايران راستگرد بوده ولي گسلهاي فعال كنوني چپگرد مي باشند ناگفته نماند جهت حركت گسل با توجه به زمان مي تواند تغيير كند حتي در طول يك گسل مناطق فشارش وكشش مي تواند ديده شود.

به عقيده بربريان گسلي فعال مي باشد كه از پلئيستوسن تاكنون (از 2 ميليون سال پيش) حداقل يك بار در طولش نشاني از جابحايي ديده شود .با اين حساب اگر 20 كيلومتر اطراف گسلهاي ايران را منطقه خطر فرض كنيم 35 درصد مساحت ايران مورد تهديد زلزله محسوب مي گردد.سازمان انرژي اتمي ايران با تهيه نقشه سايزوموتكتونيك، زلزله هاي بين سال هاي 1900تا 1981 ايران از نظر عمق و بزرگي  كه 842 زلزله را در 81 سال ثبت كرده ، آمار زير را  ارائه داده است:

در ضمن( 1995) jackson etal با بررسي زمين لرزه هاي ايران در حد فاصل سال هاي 1909 الي 1992 تنها 10 تا 20 درصد  از مجموع دگرشكلي رخ داده در اثر همگرايي صفحات عربستان و اوراسيا را از نوع لرزه اي به حساب آورده است.

الف) تعداد زلزله ها بر حسب درصد:

 زون زاگرس واجد بيشتر زلزله ها منحصرا در راندگي اصلي 50/83

 ايران مركزي13/94

لوت   11/93

 البرز10/43

  كپه داغ4/85

زون سنندج –سيرجان    4/28

74/3 مكران و شرق ايران

                                   ............................................................................................

ب)بزرگي زلزله در زونهاي مختلف.

                                  ............................................................................................

پ)كانون زلزله كه :80  %  زلزله ها واجد عمق تا 50 كيلومتر

                       2 /12 % زلزله ها واجد عمق تا بيش از 50 كيلومتر 

                       8/7  % زلزله ها محاسبه نشده است.

                                  .............................................................................................

ت) كليه زلزله ها با بزرگي بيش از 7 ريشتر مربوط به گسلهاي بزرگ بوده است.

                                  ............................................................................................

 

از عواول ديگرمؤثر در لرزه خيزي ايران مي توان به موارد زير اشاره كرد :*

_ايران به عنوان بخش مياني كمربند كوهزايي آلپ_هيماليا  در معرض فاز آلپ نهايي است.

_فرو نشستن كف درياي خزر در امتداد گسل البرز و زيرراندگي پوسته ي اقيانوسي خزر به زير ايران كه مي تواند عامل تحرك گسلهاي شمالي ايران باشد.

_تصور ايران محصور بين دو خط برخورد البرز در شمال و زاگرس در جنوب (فعال) به صورت ميني پليت.

_فرو نشيني مكران و فرورانش با سرعت5سانتيمتر در سال پوسته اقيانوسي درياي عمان به زير بلوك لوت (لوپيشون 1968) .

_دياپيرهاي نمكي مؤثر در زلزله خيزي هاي محلي .

_تقسيم شدگي )  ( partitioning واتنش به مؤلفه هاي شيب لغز و امتداد لغز در درازاي كمربندهاي كوهستاني.

 

 

                                                        **کلیاتی در مورد گسلهای ایران **

مقدمه

گسل‌ها نوعي ساختار خطي، همراه با جابه‎جايي هستند كه بر تحولات زمين‌ساختي و همچنين تكوين حوضه‌هاي ساختاري – رسوبي ايران اثر در خور توجه داشته‌اند. از اين ميان، اثر گسل‌هاي طولي عمده، همزمان با جنبش‌هاي كوهزايي كاتانگايي (پركامبرين پسين) به مراتب بيشتر است. روند اين گسل‌ها در بيشتر جاها با روند‌هاي زمين‌ساختي مربوط به چين‌خوردگي كاتانگايي همخوان است و در راستاي شمالي – جنوبي قرار دارد، ولي روندهاي شمال باختري – جنوب خاوري (روند زاگرس) نيز گزارش شده است. جدا از دو روند گفته شده. روند سومي در راستاي شمال خاوري – جنوب باختري، بر گسل‌هاي ايران حاكم است، به گونه‎اي كه سه امتداد اصلي (شكل 9-1) قابل تشخيص است (نوگل سادات، 1978)

1- جهت شمال باختري – جنوب خاوري كه با امتداد زاگرس، زون سنندج – سيرجان، كمان ماگمايي اروميه- بزمان و البرز باختري هم روند است.

2- جهت شمال خاوري – جنوب باختري كه با امتداد البرز خاوري، گودال كوير بزرگ موازي است.

 3- روند شمالي – جنوبي، كه با جهت يافتگي لوت و تمام مناطق خاور گسل نايبند و شمال بزمان، مشخص است.گسل‌هاي ياد شده، به طور عموم مرز واحدهاي ساختاري – رسوبي مختلف ايران را تشكيل مي‌دهند و با فعاليت خود، موجب تغييرات عمده در رخساره‌هاي سنگي، ستبراي رسوبات به ويژه تحولات زمين‌ساختي (ماگماتيسم، دگرگوني، شدت و الگوي چين‌خوردگي) مي‌شوند و لذا، شناخت آنها از نظر زمان تشكيل، فعاليت‌ها، تأثير آنها بر زمين‌شناسي ايران و لرزه‎زمين‎ساخت بسيار ضروري است. 

 

                                                 *ويژگي‌هاي عمومي گسل‌هاي ايران*

 

توضيح

به جز حالت‌هاي استثنايي، ويژگي‌هاي زير در گسل‌هاي ايران عموميت دارد.

1- گسل‌هاي داراي روند شمالي – جنوبي و يا شمال باختري – جنوب خاوري، به سن پركامبرين پسين، و حاصل كوهزايي كاتانگايي هستند.

2- گسل‌هاي شمالي – جنوبي و شمال باختري – جنوب خاوري از انواع امتداد‌لغز راستگرد هستند.

3- گسل‌هاي داراي روند شمال خاوري – جنوب باختري، به سن دونين و حاصل عملكرد‌هاي احتمالي جنبش‌هاي زمين‌ساختي كالدوني هستند

4- گسل‌هاي شمال خاوري – جنوب باختري تغيير شكل برشي چپگرد دارند.

5- گسل‎هاي مربوط به رخدادهاي زمين‎ساختي چرخة آلپي بيشتر موازي روند زاگرس، يعني امتداد تقريبي N140 درجه دارند.

6-گسل‌هاي ايران نقاط ضعيف پوسته هستند كه رها شدن انرژي‌ متمركز را ممكن مي‌سازند و لذا گسل‌ها به ويژه انواع طولي عمده (با طول بيش از ده كيلومتر) در لرزه‌خيزي ايران نقش دارند (به جز گسل‌هايي كه در 700 هزار سال گذشته حركت نداشته‌اند). در اين ميان، نبايد گسل‌هاي بي‌نام ناديده گرفته شوند، چراكه بسياري از گسل‌هاي بي‌نام نيز مي‌توانند لرزه‌زا باشند. براي مثال مي‌توان به بزرگ‎ترين زمين‌لرزة ايران با بزرگي 7/7 در 16 سپتامبر 1978 (شهريور 1357) در شهر طبس اشاره كرد كه بر روي يك گسل بي‌نام و ناشناخته روي داده است (بربريان، 1980)

7- قرارگيري كانون زمين‌لرزه‌هاي سدة بيستم در درازاي بسياري از گسل‌هاي ايران، نشان مي‌دهد كه بسياري از گسل‌هاي ايران هنوز فعال‌ هستند.

8- گسل‌ها در تحولات زمين‌ساختي گوناگون (دگرشيبي، چين‌خوردگي، ماگماتيسم و 000) نقش مؤثري داشته‌اند. براي نمونه، بسياري از تكاپوهاي آتشفشاني شكافي ايران از طريق گسل‌ها و بازشدگي آنها به سطح زمين رسيده‎اند.

9- در ريخت زمين‎ساخت امروز ايران، گسل‌هاي طولي و عمده نقش سازنده داشته‌اند به گونه‎اي كه بسياري از روندهاي ساختاري كنوني ايران‎زمين نتيجة حركت افقي و قائم گسل‎ها است (شكل 9-1)

10- در بين گسل‌هاي ايران، انواع برگشته و راندگي‌ها، نقش بيشتري در دگرشكلي پوسته داشته‎اند. به گفتة ديگر، دگرشكلي كنوني ايران بيشتر در ارتباط گسل‌هاي معكوس حدكوه و دشت به ويژه راندگي‎ها، و كمتر در ارتباط با گسل‌هاي امتداد لغز مي‎باشند.

11- بيشتر گسل‎هاي قديمي داراي حركت‎هاي راستگرد هستند در حالي كه گسل‎هاي فعال كنوني همگي امتداد لغزچپ‎گرداند.

12- برخي از گسل‌هاي فعال كنوني ايران، از نوع عميق چند نقش مي‎باشند. براي نمونه مي‌توان به گسل‌هاي طولي برگشته – راندة پهنه‌هاي مكران و كپه‌داغ اشاره كرد كه در زمان تشكيل حوضة رسوبي از نوع عادي بوده‌اند ولي پس از برقراري رژيم‌هاي فشارشي به انواع برگشته تبديل شده‌اند.

13- يك گسل در گذر تكاملي فعاليت خود، ممكن است گاه راستگرد، گاه چپگرد و گاه بدون حركت باشد.

14- در طول يك گسل، مقدار و سازوكار جابه‎جايي، يكسان و همانند نيست و ممكن است بخشي از يك گسل به صورت فشارشي و بخش ديگر آن به صورت كششي عمل كند.

دسته ‌بندي گسل‌هاي ايران

توضيح

گسل‌هاي ايران را مي‌توان بر اساس زمان پيدايش، زمان آخرين حركت و پراكندگي جغرافيايي دسته‌بندي كرد.در نقشة لرزه‎زمين‎ساخت ايران (بربريان، 1976) گسل‌هاي ايران به سه دسته عمدة زير تقسيم شده‌اند:

1- گسل‌هاي زمين‌لرزه‌اي جوان: كه در طي رويدادهاي زمين‌لرزه‌اي و مخرب زمان حال به وجود آمده‌اند و يا دوباره فعال شده‎اند مانند گسل ايپك، گسل دشت بياض و .... .

2-گسل‌هاي كواترنري: گسل‌هايي هستند كه در دو ميليون سال گذشته حركت داشته‌اند (مانندگسل كلمرد) ولي به ظاهر زمين‌لرزة تاريخي و ثبت شده ندارند.

3-گسل‌هاي پيش از كواترنري: اين گسل‌ها سني بيش از دو ميليون سال دارند ولي به احتمال از زمان جنبش‎هاي آلپ پاياني تاكنون حركتي نداشته‌اند. با اين حال، نبايد اين گسل‌ها را مرده تصور كرد چراكه ممكن است حركت‌هاي جوان آنها ناشناخته باشد.

 در ضمن، در بسياري از حالات، ممكن است در اثر فرسايش، پوشش گياهي و يا عملكرد انسان، نشانةحركت‌هاي جوان اين گسل‌ها از بين رفته باشد. لذا، هرگز نبايد اهميت اين گسل‌ها را ناديده گرفت. در اين نوشتار، دسته‌بندي گسل‌ها بر اساس پراكندگي جغرافيايي آنها است دربارة زمان پيدايش، زمان آخرين حركت و لرزه‌خيزي آنها مطالبي بيان شده است (شكل 9-2)

 

                                                       * رخدادهای زمین ساختی سنوزوئیک *

 

رخداد ائوسن – اليگوسن (پيرنئن Pyrnean)در بيشتر نواحي ايران، حتي در زاگرس، كپه‎داغ و مكران – زابل، در مرز تقريبي ائوسن – اليگوسن، شواهدي از جنبش‎هاي زمين‎ساختي فشارشي بس بزرگ وجود دارد كه با رخداد زمين‎ساختي پيرنئن (حدود 37 ميليون سال پيش) در ديگر نقاط جهان قابل قياس است. مهم‎ترين پيامد رخداد پيرنئن بر زمين‎شناسي ايران، عبارتست از:

تغيير در جغرافياي ديرينة ايران: كه با پسروي گستردة درياي آزاد و شكل‎گيري خشكي‎هاي گسترده در ايران مركزي، نواحي سكويي زاگرس، پهنة كپه‎داغ، حوضة رسوبي خاور ايران (نهبندان – خاش) و البرز همراه بوده است. در برخي اين مناطق (باختر ايران مركزي، زاگرس) پسروي ناشي از رويداد پيرنئن چندان طولاني نبوده و خشكي‎هاي پيرنئن با درياي پيشروندة اليگوسن پسين (شاتين) پوشيده شده‎اند، ولي در كپه‎داغ، گسترة وسيعي از ايران مركزي، كوه‎هاي خاور ايران، البرز جنوبي، نشانه‎اي از بازگشت دوبارة دريا وجود ندارد. به همين‎رو، در اين‎گونه نواحي، رديف‎هاي جوان‎تر از ائوسن به طور عمده نهشته‎هاي قاره‎اي هستند كه در حوضه‎هاي ميان كوهي رسوب كرده‎اند. يكي از حوضچه‎هاي داخلي اين زمان، كوير بزرگ ايران است كه نشست قابل توجهي داشته و هزاران متر رسوب خشكي نوع كويري متعلق به ميوسن – پليوسن در آن نهشته شده است (اشتوكلين، 1968)

.فرابوم‎هاي ناشي از رخداد پيرنئن را به ويژه در كپه‎داغ، البرز، زاگرس، ايران مركزي و خاور ايران مي‎توان ديد. در كپه‎داغ باختري، پسروي ناشي از پيرنئن، از اواخر ائوسن آغاز شده و در پايان ائوسن و يا به احتمال اوايل اليگوسن، به خاور كپه‎داغ رسيده است (افشارحرب، 1370). در زاگرس، در ائوسن مياني، با خروج نواحي سكويي فارس، چرخة رسوبي جهرم خاتمه يافته و اين خروج تا پيشروي بعدي دريا در اليگوسن پسين ادامه داشته، ولي در ناوه‎هاي لنگه و خوزستان، رسوبگذاري سازند پابده ادامه داشته است. در ايران مركزي، به دنبال فراخاست عمومي زمين و فرسايش شديد، مواد تخريبي در حوضچه‎هاي بسته داخلي و در محيط‎هاي قاره‎اي نهشته شده‎اند. از همين‎رو است كه نهشته‎هاي اليگوسن ايران مركزي (سازند سُرخ زيرين) بيشتر قاره‎اي – آواري و سُرخ‎رنگ‎ است. نبود سنگ‎هاي اليگوسن در البرز و پوشيده شدن توفيت‎هاي سبز ائوسن با نهشته‎هاي قاره‎اي قرمزرنگ ميوسن (سازند سُرخ بالايي)، نتيجة فاز پيرنئن دانسته شده است. در كوه‎هاي مكران، اگرچه ايست رسوبي پيرنئن با چين‎خوردگي همراه بوده، ولي بر خلاف زون نهبندان – خاش، پسروي دريا چندان طولاني نبوده و در نتيجه رديف‎هاي اليگوسن - پليوسن آن، ستبراي درخور توجهي دارند.

ماگمازايي: به صورت روانه‎هاي خروجي و يا توده‎هاي نفوذي همراه با كاني‎زايي، يكي از ويژگي‎هاي بارز رخداد پيرنئن است. سنگ‎هاي آتشفشاني وابسته به رخداد پيرنئن به ويژه در كمان ماگمايي اروميه – بزمان و نواحي وسيعي از بلوك لوت و حتي در پهنة فليشي خاور ايران برونزد دارند كه از نوع گدازه‎هاي اسيد است و بيشتر ويژگي سنگ‎هاي آتشفشاني قاره‎اي دارند. توده‎هاي نفوذي فاز پيرنئن، از كل توده‎هاي نفوذي كه تا پيش از اين زمان وجود داشته‎اند، بيشتر است. اين توده‎ها به ويژه در نواحي زاهدان – خاش، كاشمر، آذربايجان، كوه‎هاي طارم، قصر فيروزة تهران و سد كرج از نوع گرانيت تا گرانوديوريت و مونزونيت ‎است. ولي در پيرامون تهران (گابروي سد كرج، گابروي مبارك‎آباد، گابروي رودهن) و در شمال باختري سنندج – سيرجان (توده‎هاي كامياران – كلاه‎سر، خار سره)، از نوع بازيك ‎است. بخشي از گرانوديوريت كركس به سن پرتوسنجي 33 تا 38 ميليون سال (اليگوسن آغازي) است (ري‎ير و محافظ، 1972) و لذا، يكي از فاز‎هاي گرانيت‎زايي كركس وابسته به رخداد پيرنئن است.

دگرگوني: ناحيه‎اي فاز پيرنئن چندان گسترده نيست. در هر حال، سخت شدن و تبلور دوبارة گدازه‎ها و آذرآواري‎هاي ائوسن كه همراه با پيدايش كاني‎هاي ثانوي مانند زئوليت، آناليسم و آلبيت است، بيشتر حاصل عملكرد رخداد پيرنئن است كه در دو رخسارة بسيار ضعيف و ضعيف، شكل گرفته‎اند. بر خلاف دگرگوني ناحيه‎اي، دگرگوني همبري ناشي از جايگيري نفوذي‎هاي ائوسن – اليگوسن، گاه (زاهدان، طارم) درخور توجه است.يافته‎هاي جديد نشان مي‎دهند كه دگرگوني فاز پيرنئن بيش از حد شناخته شده است. براي نمونه، در ايران مركزي راديوايزوتوپ‎ها به رويداد پيرنئن اشاره دارند. به گفتة ديگر، رويداد پيرنئن ممكن است يكي از فازهاي چندگانه‎اي باشد كه بر گستره‎هايي از ايران مركزي اثرگذار بوده‎اند.

كاني‎زايي: از جمله پيامدهاي رخداد پيرنئن است. به باور مؤمن‎زاده (1360)، اين كاني‎زايي بخشي از يك فاز فلززايي همزاد است كه از اواخر كرتاسه آغاز و در اليگوسن به پايان رسيده و ذخاير مس، آهن، سرب، روي، باريت، سلستيت، آلونيت، بنتونيت، كائولينيت و فسفات اين فاز درخور توجه است. از بين آنها كاني‎سازي مس از اهميت ويژه‎اي برخوردار است و ذخاير اصلــي مس ايــران در اين فاز تشكيل شده‎انـد كه ممكن است همزاد، ديرزاد و يا همزمان با نفوذ باشند. ذخاير آهن اين فاز، مانند كانسار آهن تايباد، پس از ذخائر فاز پركامبرين پسين، در اولويت دوم قرار دارند. عناصر موليبدن و طلا به صورت عناصر اصلي، و يا همراه مس به مقدار قابل توجه در مناطق كيقال – سونگون (شمال باختري اهر)، انارك و سرچشمه تشكيل شده‎اند. وجود كانسارهاي مس، سرب – روي،‌ آنتيموان در سنگ‎هاي آتشفشاني و نيمه عميق بخش شمالي لوت سبب شده تا لطفي (1364) فاز پيرنئن را يك عصر فلززايي در ناحية شمالي لوت مركزي بداند.

رخداد اليگوسن پسين – ميوسن پيشين (ساوين) ( Savian ) : در حاشية باختري ايران مركزي (قم، همدان، كاشان، تفرش تا حاشية جنوبي جازموريان) و نواحي بي‎شماري از آذربايجان و همچنين در نواحي سكوي زاگرس، شواهدي از يك پيشروي دريايي گسترده وجود دارد كه بخشي از فرابوم‎هاي فاز پيرنئن را زير پوشش داشته است. رديف‎هاي كربناتي اين درياي پيشرونده را در زاگرس سازند آسماري و در آذربايجان – ايران مركزي سازند قم نام داده‎اند. پيشروي درياي آسماري – قم حاصل يك فاز كششي همراه با فرونشست دانسته شده كه به ويژه در بخش‎هايي از آذربايجان (تكاب و قافلانكوه) با تكاپوهاي آتشفشاني همراه بوده است. اين رخداد را مي‎توان با فاز ساوين در ديگر نقاط هم‎ارز دانست.

رخداد ميوسن مياني (استيرين)(Styrian): گذر از رديف‎هاي كربناتي اليگوسن – ميوسن زاگرس (سازند آسماري) و ايران مركزي (سازند قم) به نهشته‎هاي تبخيري – آواري جوان‎تر، ناگهاني و گاه از نوع ناپيوستگي دگرشيب است. تغيير ناگهاني سنگ‎شناسي، دگرشيبي محلي و به ويژه تكاپوهاي آتشفشاني ميوسن مياني ايران، نتيجة عملكرد يك رخداد زمين‎ساختي قابل قياس با فاز استيرين است. سن پرتوسنجي برخي از ريوليت‎ها و توده‎هاي آذرين منطقة نطنز – نايين 17 تا 22 ميليون سال است (عميدي، 1975). پرتو سنجي بيوتيت‎هاي گرانوديوريت كركس سن 16 تا 18 ميليون سال را نشان مي‎دهد (ري‎ير و محافظ، 1972). سينيت‎هاي لواسان، سن پرتوسنجي 5/17 ميليون سال دارند. سن ايگنيمبريت‎هاي شمال درياچة حوض سلطان به روش پتاسيم -‌آرگون، 15 ميليون سال است (درويش‎زاده، 1370).در ايران، سازند سُرخ بالايي به سن ميوسن، به طور هم‎شيب بر روي سازند قم قرار مي‎گيرد. تنها در حاشية حوضه اين ارتباط مي‎تواند ناپيوسته باشد و لذا به نظر مي‎رسد كه حركات استيرين در ايران، به طور عمده خشكي‎زا بوده و ممكن است بيشتر با اُفت عمومي سطح آب‎هاي آزاد ارتباط داشته‎ باشد.

رخداد ميوسن پسين – پليوسن (آتيكن)(Atikan) : يكي از رخدادهاي زمين‎ساختي ايران، فاز آتيكن است كه به ويژه در البرز، زاگرس، ايران مركزي و خاور ايران، نشانه‎هاي روشني از چين‎خوردگي، دگرشكلي و گاه ماگماتيسم دارد.

به باور بربريان و كينگ (1983) در ميوسن پاياني (5 ميليون سال پيش) تمام ايران تحت تأثير حركات كوهزايي مهمي قرار گرفته كه با شروع دومين مرحلة بازشدگي درياي سُرخ و خليج عدن همزمان است. در نتيجة اين حركات، كه با ايجاد نيروهاي فشاري همراه بوده، با فراخاست زمين و پسروي دريا، چرخه‎هاي فرسايشي چيره شده و حاصل آن، پر شدن سريع گودي‎ها با رسوبات آبرفتي – كوهپايه‎اي است كه به نام سازندهاي بختياري و هزاردره نام‎گذاري شده‎اند. در ناحية مكران، نهشته‎هاي پس از فاز آتيكن از نوع شبه مولاس ‎است كه به طور دگرشيب، فليش‎هاي ميوسن بالايي را مي‎پوشانند. ارتباط دگرشيب مولاس‎ها و رديف‎هاي كنگلومرايي پس از كوهزايي با سنگ‎هاي كهن‎تر، نشانگر اين فاز زمين‎ساختي است. افزون بر آن، بايد به ماگماتيسم به نسبت شديد اين فاز اشاره كرد كه در آذربايجان (اهر و سبلان)، نوار اروميه – بزمان و خاور ايران برونزد دارد. براي نمونه مي‎توان به گدازه‎هاي اولية سهند به سن 12 ميليون سال (معين وزيري و همكاران، 1356) و يا سري پيش از پيدايش كوه سبلان (ديدون و ژُمن، 1976) و همچنين آتشفشان‎هاي جنوب بيجار اشاره كرد كه سن ميوسن فوقاني (8 – 9 ميليون سال) دارند (بوكالتي و ديگران، 1976). تغيير در سازوكار برخي گسل‎هاي ايران از كششي به فشارشي (به ويژه انواع شمال باختري – جنوب خاوري)، مي‎تواند وابسته به فاز آتيكن باشد.بيشتر كاني‎سازي مس – موليبدن پورفيري همراه با اسكارن‎هاي فلزي (اسكارن كوه تخت) و سيليكاتي و كانسارهاي سرب و روي، باريت، طلا، آرسنيك، آنتيموان و جيوه وابسته به ماگمازايي رخداد آتيكن هستند.

رخداد اواخر پليوسن (پاسادنين) ( Pasadenian ) : مهم‎ترين رخداد زمين‎ساختي سراسري و چهره‎ساز ايران، در زمان پليوسن پسين – پليستوسن پيشين (حدود 8/1 ميليون سال پيش) صورت گرفته كه با رويداد كوهزايي پاسادنين قابل قياس است. در ايران هم، رخداد پاسادنين ماهيت كوهزا داشته و مهم‎ترين پيامد آن عبارت است از:

* تأثير قابل توجه همراه با چين‎خوردگي پيشرفته در كوه‎هاي زاگرس و كپه‎داغ و به پايان بردن گذر تكاملي اين دو پهنه.

* كوتاه و ستبرشدگي به دليل فشارهاي وارده كه حاصل آن چين‎خوردگي، گسلش فشاري و شكل‎گيري سيماي ريخت‎زمين‎ساختي امروزي ايران است.

* پايين افتادن بيشتر فرونشست‎هاي ميانكوهي مانند خزر جنوبي، جازموريان، كوير بزرگ، كوير هرابرجان و 000 و رانده شدن كوه‎هاي پيرامون بر روي آنها.

* پيوستگي فرورانش در زون فعال مكران همراه با زايش كمان ماگمايي كلسيمي - قليايي بزمان – تفتان و توسعة گسلش‎هاي راندگي در حاشية شمالي اين كوه‎ها.

* به تله افتادن صفحة ايران، بين صفحه‎هاي عربستان (در باختر)، هند (در خاور) و توران (در شمال) و تغيير ماهيت حركت‎هاي امتداد لغز به فشارشي، همراه با كوتاه و ستبرشدگي پوسته و رويداد زمين‎لرزه با سازوكار به طور عمده فشاري.

* چين‎خوردگي نهشته‎هاي قاره‎اي نئوژن و همچنين كنگلومرايي همزمان با كوهزايي (بختياري، هزاردره، آقچه‎گيل و معادل‎هاي آن)

* تكرار تكاپوهاي آتشفشاني در آتشفشان‎هاي سهند، سبلان و بزمان و آغاز فعاليت‎ در دماوند و تقتان.

* جايگيري توده‎هاي نفوذي جوان ايران مانند گرانيت سفيد علم كوه، آكاپل، قهرود كاشان و آتشفشاني‎هاي عميق داسيتي البرز، عباس‎آباد – سبزوار و...

* فعاليت دوبارة گسل‎هاي كهن در البرز همراه با جابه‎جايي صفحه‎ها از پس‎خشكي (NE) به پيش‎خشكي (SW) و ايجاد ساختار‎هاي دوپلكس مركب بزرگ مقياس (علوي، 1991)

رخدادهاي زمين‎ساختي جوان : رخداد زمين‎ساختي پاسادنين، پايان حركت‎هاي زمين‎ساختي ايران نيست. موارد زير نشان مي‎دهند كه فلات ايران همچنان تحت تأثير نيروهاي زمين‎ساختي قرار دارد.

* چين‎خوردگي دوبارة رديف‎هاي كنگلومرايي پس از كوهزايي آلپ پاياني.

* كج شدگي پادگانه‎هاي آبرفتي كواترنري.

* بالا آمدن سواحل پله مانند مكران.

* فعاليت‎هاي آتشفشاني دماوند و تفتان. در اين مورد بايد گفت كه سن گدازه‎هاي فلدسپاتوييددار در پايانة جنوبي گسل نايبند، 5000 تا 50000 سال پيش تعيين شده و در سال‎هاي 1349 و 1350 شمسي نيز خروج گدازه از دهانة تفتان گزارش شده است (درويش‎زاده، 1370).در ضمن در بخش‎هايي از آذربايجان (باختر اروميه و ماكو)، كردستان‌ (قروه)، خاور ايران (در امتداد گسل نهبندان)، جنوب طبس (در امتداد گسل نايبندان)، بخش‎هاي وسيعي از بلوك لوت و ... بازالت‎هاي كواترنر، پس از خروج از مخروط‎هاي آتشفشاني و يا گسل‎هاي طولي، به صورت روانه‎هاي بازالتي با ساخت طنابي و منشورهاي بازالتي روانه‎ها و يا سر تخت‎هاي بازالتي گسترده‎اي را تشكيل داده‎اند.

* بريدگي رسوبات آبرفتي عهد حاضر با گسل‎هاي قديمي و يا گسل‎هاي زمين‎لرزه‎اي جوان.

* رخداد زمين‎لرزه‎هاي امروزي همراه با ايجاد گسل‎هاي زمين‎لرزه‎اي جوان، مانند دشت بياض، ايپك، گسل طبس، بم و...

* پيوستگي فرورانش پوستة اقيانوسي عمان به زير صفحة قاره‎اي مكران به ميزان حدود 5 سانتيمتر در سال (ژاكوب، 1977)

* تداوم كوتاه شدگي امروزي زاگرس به ميزان 5/3 تا 8/4 سانتيمتر در سال.

 

 

                                                                  *فاز کوهزایی لارامین *

رخداد ژوراسيك پسين (طبسين) : در نقاطي از سنندج – سيرجان، زاگرس، ايران مركزي و كپه‎داغ، در بين سنگ‎هاي ژوراسيك بالايي شواهدي از يك ايست رسوبي و چرخه‎هاي فرسايشي ديده مي‎شود. به جز زاگرس، در ديگر نواحي، به دورة فرسايشي موردنظر چندان توجه نشده و لذا در گزارش‎هاي زمين‎شناسي موجود، اطلاعات لازم ناچيز است. با توجه به يافته‎هاي چينه‏‎شناسي و با تكيه بر جدول زمان زمين‎شناسي منتشر شده توسط اتحادية بين‎المللي علوم زمين (1999) زمان اين رويداد را مي‎توان در مرز آشكوب‎هاي كالووين – آكسفوردين (152 ميليون سال پيش) و هم‎ارز با رخداد زمين‎ساختي نوادين دانست كه در اين نوشتار نام طبسين انتخاب شده است. در بيشتر نواحي ايران، اثرهاي اين رويداد تنها به صورت ايست‎هاي رسوبي كوتاه، همراه با دگرشيبي موازي است كه موارد زير از آن جمله‎اند.

 * در كوه‎هاي شُتري و شيرگشت در ايران مركزي، نشانه‎هاي فرسايشي رويداد طبسين را مي‎توان بين دو سازند بَغَمشاه (زير) و سازند قلعه‎دختر و يا سنگ‎آهك اسفنديار ديد. در اينجا، حدود 194 متر بخش پاييني سازند قلعه‎دختر از ماسه‎سنگ‎هاي كوارتزي است كه با تغيير سنگ‎شناسي شديد و حد بسيار ناگهاني، در روي سازند بَغَمشاه قرار داد. حدود 125 متر بخش زيرين سنگ‎آهك اسفنديار نيز ماسه‎سنگي است كه به طور هم‎ساز ولي با تغيير سنگ‎شناسي ناگهاني روي مارن‎هاي دريايي بَغَمشاه ديده مي‎شود. رديف‎هاي آواري موجود در پاية سازندهاي قلعه‎دختر و اسفنديار، حكايت از كاهش شديد ژرفاي حوضه و به احتمال يك ايست رسوبي دارد.

* در حد فاصل كلمرد (باختر طبس) تا راور سازند بَغَمشاه با واحد سنگ‎چينه‎اي آهك پكتن‎دار (هم‎ارز سازند قلعه‎دختر و سنگ آهم اسفنديار) پوشيده شده است. اين دو سازند هم‎شيب هستند ولي سطوح سخت و رديف‎هاي ماسه‎سنگي سُرخ‎رنگ در اين حد، نشانگر يك ايست و چرخة فرسايشي، هر چند كوتاه است.

* در كوه سه كُنج در خاور ماهان كرمان، مارن‎هاي سازند بَغَمشاه وجود ندارد و سنگ‎آهك پكتن‎دار با يك افق كنگلومرا روي سازند هُجدك نشسته است (سهندي، 1374).در جنوب ناحية جام، سازند بَغَمشاه جوان‎ترين نهشته‎هاي دريايي ژوراسيك است. به گزارش علوي ناييني (1972) در زمان كالووين با كاهش ژرفاي حوضة رسوبي رخساره‎هاي مارني سازند بَغَمشاه، ابتدا به انواع ماسه‎اي تبديل شده و سپس درياي ژوراسيك پسين از ناحية پس رفته و اين خروج از آب تا كرتاسة پيشين ادامه داشته است.

* در بخشي از كوه‎هاي زاگرس، (لرستان و شمال فروافتادگي دزفول) در زمان ژوراسيك مياني، سازند شيلي سرگلو ته‎نشين شده است. همبري سازند سرگلو با نهشته‎هاي آكسفوردين (سازند نجمه) از نوع دگرشيبي فرسايشي است (مطيعي، 1372) كه نشانگر يك ايست رسوبي و چرخة فرسايشي قاره‎اي در اواخر ژوراسيك مياني است.در كوه‎هاي كپه‎داغ، گاه بخش پاييني سازند مزدوران آواري است. در تنگ شوريجه 130 متر و در بُرش شورآب 230 متر از لايه‎هاي پاييني سازند مزدوران به ماسه‎سنگ تبديل شده است (افشارحرب، 1373)

 شايد آواري شدن پايين سازند مزدوران و حذف ناحيه‎اي سازند چمن‎بيد نشانه‎اي از رويداد طبسين باشد.براي اثبات رويداد طبسين به شواهد و مطالعات بيشتري نياز است. نكات ياد شده نشانه‎هايي هستند كه به احتمال مي‎تواند تأثير اين رويداد را در ايران ثابت كند.

رخداد ژوراسيك – كرتاسه (سيمرين پسين) : از ديدگاه بسياري از زمين‎شناسان، در ايران، مرز ژوراسيك –كرتاسه با رويداد كوهزايي سيمرين پسين رقم زده مي‎شود. ولي، پيوستگي رسوبگذاري از ژوراسيك (آشكوب تيتونين) به كرتاسه (آشكوب بريازين) و وجود سنگ‎هاي پلاژيك نواحي ژرف در اين مرز، نشانگر آن است كه در بيشتر نقاط ايران مرز دو سيستم ژوراسيك – كرتاسه با آرامش زمين‎ساختي نسبي و پيوستگي رسوبگذاري مشخص مي‎شود. به عبارت ديگر، در ايران، رخداد موسوم به سيمرين پسين، نشانه‎هاي كوهزايي ندارد. براي مثال:

* پيرامون شيراز (در پهنة زاگرس)، رسوبگذاري كربناتي از منشأ دريايي به نسبت عميق، بدون انقطاع، از اواخر ژوراسيك تا آغاز كرتاسه ادامه داشته و به همين‎رو، سازند سورمه (ژوراسيك مياني – پسين) به آرامي به سازند فهليان (كرتاسة پيشين) مي‎رسد و در روي زمين، به طور عملي تفكيك اين دو ناممكن است. با وجود اين، در نقاط زيادي از زاگرس، وجود ناهم‎سازي محلي بين سازند سورمه و سازند فهليان نشانگر يك ايست رسوبي است، ولي گاه، اين ايست، بر پاية تفاوت‎هاي سنگ‎شناسي قابل شناخت نيست و بايد از مطالعات ديرينه‎شناسي كمك گرفت.

* در ايران مركزي، ارتباط رديف‎هاي كرتاسه آغازي و سنگ‎هاي قديمي‎تر به دو گونه است. در نواحي اصفهان، كاشان، اردكان، خرانق، يزد و ...

سنگ‎هاي اُربيتولين‎دار كرتاسة زيرين، با حضور رديفي از سنگ‎هاي آواري، در روي نهشته‎هاي شيلي و ماسه‎سنگي گروه شمشك قرار دارد. اين همبري آشكارا دگرشيب است. در اين نواحي، سن سنگ‎هاي ژوراسيك از آشكوب باژوسين و سرانجام باتونين فراتر نمي‎رود و هيچ‎گاه ديده نشده كه نهشته‎هاي ژوراسيك بالايي و كرتاسة پيشين، اين چنين دگرشيب باشند. ولي در كوه‏هاي شُتري، كلمرد، شيرگشت، شمال كرمان، بافق، جنوب سبزوار، بيارجمند و ميامي شاهرود، رسوب‎هاي دريايي ژوراسيك بالا – نئوكومين گزارش شده است. يافته‎هاي گوناگون نشان مي‎دهد كه در نگاه نخست، دگرشيبي پاية كرتاسه وابسته به رويداد سيمرين پسين نيست. دوم آنكه به احتمال نخستين رخداد زمين‎ساختي كرتاسه در زمان نئوكومين بوده و نه در مرز ژوراسيك – كرتاسه.

* در البرز شمالي، به ويژه در نواحي تالش، رشت، چالوس، گرگان، راميان، مينودشت، ساري، گلندرود، خلخـال، سنگ‎هاي پلاژيك با سنگواره‎هاي تيتونين و نئوكومين وجود دارد. همگني اين سنگ‎ها به حدي است كه تفاوت‎هاي سنگ‎شناسي كارساز نيست و تعيين مرز ژوراسيك – كرتاسه، بيشتر به كمك يافته‎هاي فسيلي امكان‎پذير است. در اين نواحي در مرز ژوراسيك – كرتاسه نشاني از رويداد زمين‎ساختي ديده نمي‎شود و اين گذر آرام و تدريجي است.

* در البرز جنوبي، به دليل كمبود سنگواره‎هاي شاخص، تعيين دقيق مرز ژوراسيك – كرتاسه دشوار است. با اين حال، بين شهر دماوند تا باختر فيروزكوه، مجموعه‎اي از گچ، مارن، و گدازه‎هاي بازيك به نام «واحد گچ و ملافير» وجود دارد كه مارن‎هاي آن داراي جلبك‎هاي نئوكومين است. و يا در 5/8 كيلومتري خاور فيروزكوه و نيز در محور دماوند – فيروزكوه، در بخش بالايي سنگ‎آهك‎هاي پلاژيك سازند لار، جنس و گونه‎هاي متعددي از خانوادة كالپيونلا و جلبك به سن نئوكومين وجود دارد كه نشانگر آشكوب تيتونين و بريازين است (كشاني، 1361). اگرچه پيوستگي رسوبگذاري و گذر آرام ژوراسيك به كرتاسه در البرز جنوبي به اندازة البرز شمالي، نيست ولي شاهدهاي موجود نشان مي‎دهند كه در البرز جنوبي هم، رويداد سيمرين پسين از نوع دگرشيبي موازي و از مرز ژوراسيك – كرتاسه جوان‎تر است.

* زون سنندج – سيرجان از گستره‎هايي است كه به طور عموم گذر از ژوراسيك پسين به كرتاسة آغازي تدريجي است. در ناحية گل‎گهر، گذر پيوسته‎اي بين سنگ‎هاي ژوراسيك بالا تا اواخر نئوكومين و حتي اوايل بارمين وجود دارد (سبزه‎ئي، 1373). در ناحية خبر و باغات، رديف‎هايي غني از سنگواره‎هاي پلاژيك از نوع كالپيونليد وجود دارد كه محدودة سني آنها بين ژوراسيك پسين – كرتاسة پيشين است. در ناحية نيريز، گروه گلو معدن جلبك و روزنه‎داراني به سن ژوراسيك پسين تا كرتاسة‌ پيشين دارد (ريكو، 1974). در ناحية سبزواران، ميكرايت‎هاي ژوراسيك بالا داراي انواعي از كالپيونلا و راديولر هستند كه نشانگر يك محيط رسوبي ژرف و سن ژوراسيك پسيـن و به احتمال كرتاسة پيشين ‎است (ديميتريويچ، 1973). وضع مشابهــي در جنوب سيــرجان (كوه خواجو) وجود دارد. در ناحية سُنقُر، سنگ‎هاي مرز ژوراسيك – كرتاسه بيشتر رخسارة رسوبي – آتشفشانـي دارند كه در جايگاه چينه‎شناسي بالاتري نسبت به شيست‎هاي همــدان قرار دارند. ميان‎لايه‎هاي آهكــي اين مجموعه، سنگواره‎هايــي به سن ژوراسيك پسين – نئوكومين دارند (اشراقــي و جعفريان، 1373 )

* اگرچه در بعضي نقاط (كپه‎داغ خاوري، لرستان، ايران مركزي) نهشت رسوب‎هاي آواري و تبخيري ژوراسيك پسين گوياي كاهش ژرفاي حوضه و آغاز پسروي دريا است، اما، حتي در اين نواحي پسروي كامل دريا و ايست رسوبگذاري، در كرتاسة آغازي بوده است.

* هرچند سنگ‎هاي آتشفشاني همراه با رسوب‎هاي ژوراسيك بالايي (ناحية سُنقُر) و كرتاسة آغازي (دامنه‎هاي شمالي البرز، سنندج – سيرجان، البرز جنوبي، بوكان، سقز) نشانة ناآرامي‎هاي زمين‎ساختي است، ولي تكاپوهاي آتشفشاني اين زمان چندان زياد نيست و به تقريب به نظر مي‎رسد كه هيچ تودة نفوذي جايگير نشده است.

* سن سنگ‎هاي دگرگوني ژوراسيك ايران محدود به آشكوب باژوسين – باتونين است و هيچ‎گاه ديده نشده كه سنگ‎هاي ژوراسيك بالا، در زمان ژوراسيك پاياني – كرتاسة آغازي، دگرگون شده باشند.پيوستگي رسوبگذاري از ژوراسيك به كرتاسه (هرچند با رخساره‎هاي آواري و قاره‎اي)، نداشتن تكاپوهاي آتشفشاني درخور توجه، نبود تودة نفوذي، دگرگون نشدن سنگ‎هاي ژوراسيك بالا گوياي آن است كه بر خلاف نظر رايج:

* رويداد سيمرين پسين نه در مرز ژوراسيك – كرتاسه، بلكه در زمان نئوكومين (پيش از بارمين) رخ داده است.* در اثر اين رويداد، پسروي دريا و خروج زمين از آب صورت گرفته و چرخه‎هاي فرسايشي پيش از بارمين، گاه با حذف سنگ‎هاي كرتاسة پاييني (نئوكومين – بريازين) و ژوراسيك بالايي (تيتونين و حتي كيمريجين) همراه بوده است.

* اين رويداد به دور از چين‎خوردگي، دگرگوني و پلوتونيسم است و در نتيجه نه از نوع كوهزا، كه از نوع زمين‎زا است با اين حال، جدا از حركات رو به بالاي زمين، در برخي نواحي مانند ناحية بيابانك و پشت‎بادام در اثر فعاليت‎ دوبارة گسل‎ها، پايين‎افتادگي زمين صورت گرفته و براي تشكيل حوضه‎هاي فروبوم كرتاسة پيشين، شرايط لازم فراهم آمده است.

* بسياري از پديده‎هاي منسوب به مرز ژوراسيك – كرتاسه، در ارتباط با رويداد كهن‎تري است كه در حدود 152 ميليون سال پيش روي داد و در اين نوشتار از آن با نام «سيمرين مياني» ياد شده است.

رخداد كرتاسة پسين (اتريشين – ساب‎هرسي‎نين (Austrian – Subhercynian ) : بررسي‎ چينه‎شناسي زماني و مكاني و همچنين مطالعة فازهاي ماگمازايي و دگرگوني كرتاسه، نشانگر ناآرامي‎هاي زمين‎ساختي مكرر است كه گاه موضعي و گاه سراسري است، به گونه‎اي كه به نظر مي‎رسد رخدادهاي قابل قياس با كوهزايي آلپ مياني، بر ايران اثرات درخور توجه داشته است. براي نمونه:

 * رديف‎هاي كرتاسة پاييني گستره‎هايي از البرز – آذربايجان (خاور دماوند، زنجان، قزوين – رشت، آمل، ساري، خوي، چالوس، بندرانزلي، جواهرده، پل‎رود)، سنندج – سيرجان (حاجي‎آباد، گلپايگان، اقليد، كبودرآهنگ) و ايران مركزي (قائن، خارتوران، انار، نايين، كمان ماگمايي اروميه- بزمان، سروبالا) داراي همراهاني از گدازه‎هاي قليايي و بازيك ‎است كه گاه خاستگاه انفجاري دارند.

رخداد كرتاسة پسين – ترشيري (لارامين) : از اواخر كرتاسه تا اوايل پالئوژن، در بيشتر نواحي ايران، شواهد روشني از چين‎خوردگي، ماگمازايي و دگرگوني وجود دارد كه با رخداد كوهزايي لاراميد قابل قياس است. آغاز، پايان و پيامد اين رخداد زمين‎ساختي مهم، در همه جاي ايران و حتي در يك حوضة ساختاري – رسوبي شاخص، يكسان نيست. براي مثال، در گرگان، رديف‎هاي آهكي – گل‎سفيدي سانتونين – كامپانين آخرين نهشته‎هاي كرتاسه است و نبود رديف‎هاي ماستريشتين ممكن است نتيجة خروج البرز خاوري از آب در اثر كوهزايي لاراميد باشد. در حالي كه در لاهيجان، جنوب رشت و همچنين در دامنة جنوبي البرز، درياي ماستريشتين، تحت تأثير حركت‎هاي زودرس لارامين قرار داشته تا سرانجام در اواخر ماستريشتين، اين مناطق به خشكي تبديل شده‎اند، به طوري كه در منطقة الرم رديف‎هاي ماستريشتين با دگرشيبي آشكار در زير سنگ‎آهك‎هاي آلوئولين‎دار و نوموليت‎دار ائوسن‎ و در تخت علي و سيدآباد، در زير كنگلومراي فجن و در دربندك و جنوب زره در زير رسوبات تخريبي پالئوسن – ائوسن قرار دارند (صادقي، 1378). با وجود اين، در نقاط زيادي ديده مي‎شود كه نهشت رديف‎هاي كرتاسة بالا، به آرامي تا اوايل پالئوسن ادامه داشته است. براي نمونه، در ناحية انزلي – ماسوله، رسوبات آهكي ماستريشتين، به آرامي به سنگ‎آهك‎هاي آشكوب دانين (پالئوسن) مي‎رسند و يا در جنوب چالوس، مارن‎هاي گلوبوترونكانادار سانتونين – ماستريشتين به طور هم‎شيب و پيوسته به رسوبات دانين مي‎رسند. تدريجي بودن رديف‎هاي كرتاسه به پالئوسن و عملكرد رويداد لاراميد در زمان پس از آشكوب دانين، محدود به البرز نيست. در خاور بياضه (ايران مركزي) سنگ‎آهك‎هاي خاكستري روشن سازند فرخي، سن سنونين پسين – دانين دارند (آيستوف، 1974). و يا در ناحية لرستان، مرز بالاي سازند شيلي گورپي تا پالئوسن ادامه دارد، در حالي كه در فارس، مرز بالايي سازند گورپي نشان از دگرشيبي فاز كرتاسة پاياني (لاراميد) دارد كه با گرهك‎هايي از فسفات، دندان ماهي، گلوكونيت و در برخي نقاط كنگلومرا، مشخص مي‎شود. در كپه‎داغ نيز مرز بالايي سازند شيلي نفته با سازند پسته‎ليق به سن پالئوسن، هم‎شيب و تدريجي است (افشارحرب، 1370) و سرانجام، در مرز ايران و پاكستان، مي‎توان رسوبگذاري تدريجي و پيوستة بين فليش‎هاي كرتاسة بالايي، پالئوسن و ائوسن را ديد. بنابراين، جنبش‎هاي زمين‎ساختي لاراميد از زمان كرتاسة پسين آغاز شده و در پالئوسن (پس از دانين) بيشترين شدت را داشته است به همين دليل دورة ترشيري، در همه جاي ايران مركزي و دامنه‎هاي جنوبي البرز، با حضور رسوبات آواري پس از كوهزايي و با دگرشيبي زاويه‎اي آشكار آغاز مي‎شود. تداوم اين حركات را مي‎توان به صورت فازهاي كششي در ائوسن مياني ديد. در يك نگاه كلي، رخداد لاراميد ويژگي‎هاي دوگانة فشارشي و كششي داشته كه به دنبال هم عمل كرده‎اند. در فاز فشارشي، بسته شدن كافت‎هاي مزوتتيس آغاز شده كه حاصل آن، شكل‎گيري آميزه‎هاي رنگين ايران و رانده شدن آنها بر روي لبة قاره‎ها است. جايگيري توده‎هاي نفوذي، دگرگوني و چين‎خوردگي همچنان از پيامدهاي فشارشي اين فاز است.

فاز كششي رخداد لاراميد نوعي رهايي پس از فشردگي است كه در پالئوسن – ائوسن رخ داده و اوج آن در ائوسن مياني و حاصل آن آتشفشاني شديد ائوسن با تركيبي بيشتر آندزيتي است.مهم‎ترين اثرات رخداد لاراميد بر زمين‎شناسي ايران به شرح زير است:

چين‎خوردگي: ناشي از رويداد لاراميد را به ويژه مي‎توان در دامنه‎هاي جنوبي البرز و ايران مركزي ديد. در اين نواحي نهشته‎هاي آواري پس از كوهزايي (سازند فجن، كنگلومراي كرمان) با دگرشيبي آشكار رديف‎هاي كهن‎تر را مي‎پوشانند. اين دگرشيبي در جنوب نايين، جنوب خاوري يزد (كوه دوسر) و نواحي گوناگون كرمان مانند كوه سيدي ديده مي‎شود. ولي در برخي مناطق، مانند جندق و خور، رسوبات كرتاسة بالا به تدريج به رسوبات مردابي – كولابي پالئوسن مي‎رسند. در كپه‎داغ دگرشيبي وجود ندارد و ارتباط نهشته‎هاي آواري سُرخ‎رنگ پالئوسن (سازند پسته‎ليق) و سنگ‎هاي كهن‎تر هم‎شيب است. در زاگرس، شيل‎هاي ارغواني بخش زيرين سازند پابده مي‎تواند نشانگر كاهش ژرفاي حوضه در اثر رويداد لاراميد باشد. در نواحي همدان، بروجرد، اراك، شهركرد از زون سنندج – سيرجان، دگرشكلي لاراميد، شيست‎وارگي فاز ژوراسيك را چين داده و شيست‎وارگي تازه‎اي در راستاي N140E به وجود آورده است.چين‎خوردگي ناشي از رخداد لاراميد تا ائوسن مياني ادامه داشته كه در برخي نقاط مانند باختر اروميه، تفرش، كاشمر و خاور ايران به صورت چرخة فرسايشي و دگرشيبي آشكار، در ائوسن مياني، قابل شناسايي است.

ايجاد فرابوم: در البرز شمالي، يكي از پيامدهاي مهم لاراميد است. به همين‎رو، در البرز شمالي رديف‎هاي ائوسن تا ميوسن، گسترش محدود دارند و اين باور وجود دارد كه در اثر رخداد لاراميد، دامنة شمالي البرز، از آب خارج و تا زمان ميوسن فرابوم بوده است. با وجود اين، رخنمون‎هايي از ترشيري در نواحي بلده، جنوب انزلي وجود دارد.

 ماگمازايي: وابسته به رخداد لاراميد، حاصل تغيير ماهيت نيروهاي فشارشي به كششي است، كه با ايجاد و يا فعال شدن گسل‎ها همراه بوده است. از اين شكاف‎ها، مواد آذرين فراوان به صورت خاكستر و گدازه، با تركيب آندزيتي تا تراكيتي به بيرون راه يافته‎اند كه اوج آن در ائوسن مياني بوده تا روانه‎ها و آذرآواري‎هاي ترشيري دامنة جنوبي البرز و ايران مركزي را به وجود آورند. جدا از روانه‎ها و خاكسترهاي آتشفشاني، جايگيري چند تودة نفوذي، از پيامدهاي ماگمازايي لاراميد است. گرانيت الوند همدان به سن پرتوسنجي 64 تا 70 ميليون سال (برو، 1975) و هم‎ارزهاي آن مانند برخي از گرانيت‎هاي گلپايگان، گرانيت سُديمي بروجرد، گرانوديوريت جنوب باختري ملاير و همچنين مونزونيت سرده در البرز باختري و گرانيت بزمان در شمال جازموريان از آن جمله ‎است. كانسارهاي رسوبي – ولكانوژنيك آهن و منگنز در محور ملاير – اصفهان (شمس‎آباد و آهنگران)، منگنز همراه با رسوبات پلاژيك مجموعه‎هاي افيوليتي (محور سنندج – اسفندقه)، وابسته به ماگمازايي اين فاز هستند.

دگرگوني: وابسته به فاز لاراميد، بيشتر در گودال‎هاي عميق بخش شمال باختري سنندج – سيرجان و يا در كافت‎هاي درون قاره‎اي مزوتتيس ديده مي‎شود كه چندان گسترده نيست. در مهاباد، پيرانشهر و سنندج از بخش شمال باختري سنندج – سيرجان، نيروهاي فشاري فاز لاراميد موجب دگرشكلي و دگرگوني فليش‎هاي كرتاسة بالا در رخسارة شيست سبز شده ولي در نواحي كه دگرگوني با جايگيري توده‎هاي نفوذي دنبال شده، دگرگوني فراتر از شيست سبز است. به همين دليل در ناحية سقز در نوار مرزي عراق، عدسي‎‏هاي بزرگ سنگ‎آهك به مرمر تبديل شده‎اند. فليش‎هاي كرتاسة پسين خاور ايران، دگرگوني ضعيفي را متحمل شده‎اند. اشتوكلين (1972) اين دگرگوني را به سن كرتاسة پسين مي‎داند. در اثر فاز لاراميد، مجموعه‎هاي افيوليتي كرتاسة بالاي ايران به دو صورت استاتيك و ناحيه‎اي دگرگون و دگرشكل شده‎اند. فاز دگرگوني ناحيه‎اي مربوط به زمان بسته شدن زميندرز است كه در دو رخسارة گلوكوفان شيست و شيست سبز تا آمفيبوليت صورت گرفته است.

بستــه‎شدن: كافت‎هاي مزوتتيس ايران و فــرارانش مجموعه‎هاي افيوليتي بر روي لبــة پوسته‎هاي قاره‎اي، شايد مهم‎ترين پيامد رويداد لاراميد باشد. در زميندرز زاگرس، مجوعة افيوليتي نيريز، به طور دگــرشيب با سنگ‎آهك‎هاي تاربور و در زميندرز پيرامون ريزقارة ايران مركزي، با رديف‎هاي كم عمق پالئــوسن – ائوسن پوشيده شده‎اند و در نتيجه به نظر مي‎رسد كه زميندرزهاي مزوتتيس در يك زمان بسته نشده‎اند.

 

 

بنج شنبه ۰۹/۰۳/۱۳۸۷ ساعت ۳۰/۱ بامداد بدرم برای همیشه رفت...روحش شاد

عملکرد اتشفشان روی سطح زمین و اصولا بر خاک چه واکنش هایی به جا میگذارد؟

باعث میشود خاک به یک خاک مستعد تبدیل شود که این عمل اثرات مثبت ومنفی را بر سطح زمین دارد

 

اثر مثبت:مثل اتشفشان تفتان که با مستعد کردن خاک های اطرافش باعث بوجود امدن طبیعت زیبای اطراف تفتان شده و همچنین دارای اب وهوای کوهستانی است این درحالیست که سیستان وبلوچستان دارای اب وهوای گرم و بیابانی میباشد.

اثر منفی:بطور مثال اگر در منطقه ای که دارای زمین های حاصلخیز است اتشفشان وجود داشته باشد امکان دارداتشفشان  باعث گوگرد زایی شده که در نهایت منجر به نابودی همین زمینهای حاصلخیز شود

 

رو سلسله  :  یوکاریوت

سلسله       : جانوران

Phylum Archeocyathaشاخه       :ارکئوسیاتا 

ارکئوسیاتا شاخه ی از بین رفته ای از موجودات بی مهره دریایی می باشند که در جنب شاخه اسفنج ها قرار دارند این موجودات بعلت زمان زندگی کوتاه (کامبرین) و گسترش جغرافیایی وسیع(امریکای شمالی،اروپا،اسیا،شمال افریقا،استرالیا،قاره قطب جنوب) و نداشتن هیچ گونه معادل تشریحی چه در سنگواره ها وچه در موجودات امروزی از سنگواره ها ی بسیار خوب و با ارزش می باشند . علت قرار دادن این شاخه بین اسفنج ها و مرجان ها ، بدلیل اختصاصات ساختمانی ان است زیرا وجود حفره مرکزی و تیغه های شعاعی در سنگواره های این شاخه ،فکر وجود حفره  عمومی وپرده های (سپتاها)مرجانها را در ذهن اولین پزوهشگران تلقین کرد و همچنین اسکلت متخلخل این موجودات که یک حفره ی مرکزی را در بر گرفته برای عده ای دیگر از محققین یاداور ساختمان اسفنجها شد . این شاخه به سه رده تقسیم شده است . محققین اتحاد شوروی ،بر روی این شاخه کار کرده اند ودر حدود 700 گونه از انها را تابحال گزارش کرده اند . محیط مناسب زندگی این موجودات عمق 30-20 تا 50 متری دریای گرم کامبرین بوده است. بعلت گسترش زیاد انها در پلاتفورم سپری محققین اتحاد شوروی کامبرین زیرین سیبریرا به یازده زون از روی ارکئوسیاتا تقسیم کرده اند که بعضی از این زون ها را در نقاط دیگر جهان نیز می توان دنبال کردید.

بطور خلاصه اختصاصات ارکئوسیاتا بقرار زیر است :

1)ارکئوسیاتا موجوداتی با اسکلت اهکی بوده اند.این اسکلت عموما مخروطی شکل بوده است.

2)اسکلت اهکی از دو لایه متحدالمرکز تشکیل شده که بوسیله  فضای بین دیواره ای با فاصله مساوی از هم جدا شده اند.

یخرفتهای برفی:

حمل برفهای انباشته شده بوسیله بوران ،پدیده خزش و پدیده جهش صورت می گیرد .پدیده بوران یا تعلیق اشفته مهمترین مکانیسم حمل برف را شامل می شود ودر این حال حرکت یخ بصورت یک ائروسل میباشد.

 

یخچال:

یخچال را می توان نوعی سیستم رسوبی در نظر گرفت که در پاسخ به کاهش یا افزایش نیرو ماده در ان تجمع یافته ،حمل می شود یا رسوب می کند.

در حرکت یخچال سه گروه فرایند دخالت دارند که بطور قردادی انها را تغییر شکلهای درونی ،لغزش قاعده و تغییر شکلهای بستری می خوانند.

سرعت اکثر یخچالهادر طی بیشتری از مسیرشان 3 تا 300 متر در سال است ولی این سرعت در دامنه های یخی پر شیب به 1 تا 2 کیلومتر در سال می رسد .

در خصوص ژئومورفولوژی یخچالها به این مطالب دست می یابیم :

1)ضخامت یخ نقش مهمی در انواع فرسایش ورسوب گذاری دارد .فرسایش دریک نقطه به افزایش میزان اصطکاک  در ان نقطه و میزان مواد بستگی دارد .

2)نفوذ پذیری بستر در نفوذ ابی که در کف یخچال تحت فشار است اهمیت زیادی دارد و در نتیجه سبب تجمع مواد تخریبی می شود .

3)براثر کشش ذرات جورشدگی ناهمگن بوجود می اید که در خصوصیات رسوبهای یخچالی موثر خواهد بود.

 

انواع یخچالها:

سه نوع اصلی و مهم یخچالها بر مبنای اهمیت نسبی حجم یخ و ماهیت توپوگرافی انها تشخیص داده می شود .

ََََََََ1)پهنه ها یا کلاهکهای یخی که به شکل گنبدهستند بر سطح توپوگرافی بخش زیر بنائی منطقه یخی قرار دارند ،شعاعهای یخی از قسمت مرکزی به صورت صفحه ای به سمت خارج امتداد دارد این پهنه های یخی در نزدیکی یا مجاورت سطح بیرونی گنبد ذوب شده به صورت جریانی در بخش انتهائی و بر سطح زمین قرار می گیرند اختلاف بین یک پهنه یخی و یک کلاهک یخی در اندازه انهاست ،بدین معنا که کلاهک یخی معمولا مساحتی کمتر از 50 هزار کیلومتر مربع را اشغال می کند در صورتی که پهنه ی یخی مساحت بیشتری را در می گیرد.

2)جریانهای یخچالی :بر خلاف پهنه یخی یا کلاهک یخی،جریان یخچالی به شدت تحت تاثیر توپوگرافی منطقه است .این نوع از یخچالها مختص کوههای با شیب تند هستند .و ممکن است در نواحی قطبی یا در هر قسمت دیگری از کره زمین قرار گرفته باشد.

3)فلات یخی :در اصل پهنه یا کلاهک یخی شناوری است که کم و بیش با

عوارض توپوگرافی کنترل می شود .این فلات بر خلاف یخچالهای دیگر با بستر هیچ اصطکاکی ندارد . ویخ ازادانه میتواند پهن و گسترده شود .

4)یخ یخچالی: برف متراکم در هر محل الزاما ؟ دچار تغییر ات می شود و بر اثر ان یخ یخچالی ایجاد می شود .

 

اصطلاح فیرن به برفی اطلاق می شود که از مرحله تابستانی مصون مانده سپس مرحله تغییر شکل در ان شروع شده است. وقتی عمل فشردگی یخ به حدی برسد

که حبابهای مجزا هوا در ان پدید اید . فیرن به یخچالی تغییر شکل می دهد. به محض شکل گیری یخ واکنش ان کاملا به درجه حرارت یخ بستگی خواهد داشت . اگر یخ در زیر نقطه فشار ذوب قرار داشته باشد بعنوان یخ سرد یا یخ قطبی شناخته

می شود .دیگر اینکه یخ به اندازه کافی به نقطه فشار ذوب نزدیک و حاوی مقدار اب است که به ان یخ گرم اطلاق می شود .

یخ سرد در دو حالت تشکیل می شود در حالت اول فیرن در محیط های که اب و هوای بسیار سردی دارند ، انباشته می شود و این نوع یخ را ایجاد می کند.

حالت دوم ایجاد یخ سرد بر اثر سرمای زمستانی موجود در لایه های سطحی یخچال است .این نوع یخ سرد در سطح تمامی یخچالهای زمستانی وجود دارد.

یخ گرم وقتی ایجاد می شود که حرارت کافی برای بالا بردن درجه حرارت یخ نسبت به درجه حرارت ذوب فشاری وجود داشته باشد.

ترکیبات یخ گرم وسرد در دو وضعیت اصلی متبلور میشوند.

الف) یخچالهای که کلا حاوی یخ سردند.

  ب) یخچالهایی که هم یخ سرد وهم یخ گرم روی یخ سرد قرار  گرفته است.(چطوره ؟اصلا مهندس خوندیش)

 

 

 

همزمان با حرکت یخ و مواد تخریبی همراه ان چشم انداز سطح زمین تغییر می یابد . شکلهایی که اساسا توسط فرسایش یخچالی ایجاد شده باشند نسبتا کم هستند و شامل دو گروه برامدگی وفرورفتگیها میشوند . که گروه برامدگیها به دو دسته ، که اولی در امتداد جریان و شامل اشکال پشت نهنگی و دروملین سنگی میشود و دومی بطور بخشی در امتداد جریان که اشکال پشت گوسفندی میشود.

فرورفتگیها نیز به دو دسته که اولی در امتداد جریان مانند شیارهای یخچالی و دومی بطور بخشی در امتدادجریان که شامل حوضه یا محوطه سنگی میشود. ممنون که اومدی

سواحل سدی

 

سواحل سدی 13درصداز سواحل کنونی جهان را تشکیل میدهند و مخصوصا در نقاطی با درجه انباشتگی وشیب کم ودر محیطی با فراوانی مواد رسوبی نا پیوسته تشکیل می شوند به نظر می رسد ان دسته امواج سطحی که از نواحی دور دست می ایند تشکیل این جزایر با شیب کم را تسهیل می کند

سواحل فرسایشی

فرسایش سنگ های ساحلی تقریبااز اختلاط سه دسته از فرایندهای وابسته به هم نتیجه می شود این سه دسته فرایند شامل عمل مکانیکی موج .هوازدگی وفرسایش بیولوژیکی می باشد . که باید به انها جا به جایی توده ای سنگ ها واثر عوامل ابروفتی یخچالی و بادی رانیز اضافه کرد.

صخره ها

صخره های پر شیب در مناطق خاصی بوجود می ایند اول جایی که بالا امدن سطح اب پس از ذوب یخچالها باعث فرسوده شدن زمین های اطراف با شیب تند می شود. یا جایی که هجوم و ضربه امواج قوی بر روی سنگها یی که براحتی خرد می شوداعمال می شود . در این سنگها هوازدگی به منطقه ی زیر ابی محدود می شود و حرکت توده سنگها به مقدار خیلی کم اثر می کند .

بنابراین روشن است که علاوه برتاثیر شکل هندسی خط ساحلی تغییرات سنگ شناسی و ساختمانی نیز تاثیر زیادی روی شکل صخره دارد به خصوص جایی که فرایندهای تخر یبی دریایی فرایندهای نیمه خشکی را تحت تاثیر قرار می دهند .(از مطالب خوشت اومده؟)

تقسیم بندی انواع صخره هااز نظر اب وهوایی:

1)صخره های استوایی که بوسیله ریف های جزایر مر جانی و پوشش گیاهی فراوان  ومتراکم مشخص می شوند. این صخره ها معمولا به اهستگی پسروی می کنند و زوایای ملایمی دارند .

2)صخره های مناطق بیابانی وخشک که فراوانی مواد حمل شده توسط رودها باعث تقویت وهجوم وقدرت  تخریب امواج و ایجاد صخره ها می شود .

3)صخره های مناطق معتدل با انرژی زیادکه در اینجا امواج در مسیر بادهای غربی قرار دارند .

4)صخره هایی که در عرض های جغرافیایی بالا تشکیل می شوند این دسته از صخره ها بعلت انرژی کم امواج و فرایندهای دوران های پیش از یخچالی زوایای ملایمی دارند.

 

سکوهای ساحلی :

گسترش سکوهای ساحلی بصورت کاملا مشخص با پسروی دریا بارها مرتبط است.ظهور سکوهای ساحلی در جایی اتفاق می افتد که صخره یا دریابار عقب نشینی می کند و در طول ساحل موادخرده ریز هم به طور موثری جا به جا می شوند.فعالیتهای دریایی عامل کنترلی در شکل گیری سکوهای ساحلی هستند.

کانیون ها یا دره های بزرگ زیر دریایی:

بزرگترین عاملی که در ایجاد سطوح نا منظم دریایی اثر دارد. و در سطوح شیب قاره ای و سکوی قاره ای پستی وبلندی ایجاد میکند کانیون های زیر دریایی می باشد.

جریانهای اشفته بعنوان عامل اصلی تشکیل کانیون ها مطرح می شود و جریانهای پر چگالی زیر دریائی که با سرعتی معادل یا بیشتر از 2/2 متر در ثانیه حرکت می کنند قادر به حرکت دادن رسوبها و  فرسایش بخش های کم شیب هستند .(اگه خسته شدی بقیه شو فردا بخون)

 

صخره های مرجانی :

جزءگروه ساختمانی الی به شمار می روند ودر ابهای کم عمق دریاهای گرمسیری بوسیله ی مرجانها وجلبک واسفنجها ساخته می شوند.

 این صخره هااز سه رخساره عمده تشکیل شده اند :اول رخساره های ریفی:بخش عمده رشد فعال مرجانها به سمت دریاست.دوم رخساره های بخش قدامی ریف و سوم رخساره های پشت ریف.

 

تپه های ماسه ای ساحلی:

پشت ساحل تشکیل می شوند در این مناطق باد به اندازه ی کافی وجود دارد همچنین  بادهای طوفانی با حرکتی مداوم  وکافی برای انباشت ماسه ها در مکان مناسب موجود است.

1)رشته تپه های ساحلی عرضی:این تپه ها موج دار و بدون گیاه است و بیش از یک کیلومترطول و حدود 30 تا 50 متر یا بیشتر ارتفاع دارند شیب انها 30 تا 34 درجه به طرف خشکی بوده و با سرعت 30 متر در سالجابجا می شوند.

جای که مقدارماسه کاهش می یابد  تپه های عرضی به بارخان های کوچک تبدیل می شوند.

2)تپه های ماسه ای گیاهدار:این تپه هاردیف های با سطح موجدار یا صاف تشکیل می دهند  که بطور ممتد کشیده شده اند اما در جایی که پوشش گیاهی تحلیل رفته باشد بوسیله باد نامنظم پر از حفره می شوند .

3)تپه های پارا بولیک:اشکالی منفردند که بیش از 5 تا 10 متر ارتفاع و1تا 2 کیلومتر طول دارند  ودر فرو رفتگیهای حاصل از تخریب گیاهی و فرسایش بادی قرار می گیرند.

امروز تولد وبلاگ من است از امروز مطالب بسیار زیادی در خصوص زمین شناختی در این وب خواهید دید