کتابچه راهنما برای شناسایی ساختارها و گودال های برخوردی شهابسنگی

برخوردهای شهاب سنگی

برخوردهای شهاب سنگی و تشکیل گودال های برخوردی به دلیل اثرات ناگهانی و فاجعه بار آنها در طول تاریخ شکل گیری کره زمین و منظومه خورشیدی، توجهات زیادی را در بین دانشمندان به خود معطوف کرده است. حتی عموم مردم نیز از آنها تحت عنوان منقرض کننده دایناسورها در گذشته یا به بیانی نابود کننده احتمالی تمدن انسانی در آینده یاد می کنند. جامعه بزرگ علوم زمین و جغرافیا، این برخوردها را به عنوان فرآیندی در نظر می گیرند که از درون منظومه خورشیدی برخاسته و هنوز هم پس از گذشت میلیاردها سال همچنان به تغییر مورفولوژی سیارات مشغول است. علاوه بر ارزش بررسی علمی و زمین شناسانه گودال های برخوردی، مطرح شدن ارزش های اقتصادی، تاریخی، فیزیکی و بیولوژیکی آنها نیز در سال های اخیر رو به افزایش گذاشته است. تا کنون بیش از ۱۷۰ ساختار برخوردی ثبت شده و تخمین زده می شود که چند صد ساختار دیگر هنوز ناشناخته باقی مانده اند. با این وصف محققانی که به دنبال دستور العمل ها و اطلاعاتی در مورد این موضوع می باشند گاه با ادبیات و مستنداتی روبرو می شوند که با وجود گستردگی زیاد، تخصصی و پراکنده نیز هستند.

در ایران نیز تا کنون بررسی و ارزیابی گودال ها و دهانه های برجای مانده از برخوردهای احتمالی شهابسنگ ها به دلیل تمرکز عمده پژوهشگران بر روی سایر پدیده های متنوع زمین شناسی و ژئومورفولوژیک عرصه گسترده ایران، در کانون توجه قرار نگرفته و عمدتاً به حاشیه رانده شده است. با این حال در طی چند سال اخیر حرکت ها و فعالیت هایی مستقل و ارزشمند برای جستجو و کشف گودال های احتمالی برجای مانده از برخوردهای شهابسنگ ها در کشور آغاز شده است و این مبحث جذاب توانسته جای خود را در مطالعات طبیعی و جغرافیایی کشور پیدا کند. با این حال هنوز هیچ کتاب یا رساله مقدماتی، کامل و یا سیستماتیک در این باره برای علاقه مندان ایرانی منتشر نشده است. با انتشار “کتابچه راهنما برای شناسایی ساختارها و گودال های برخوردی شهابسنگی” که به همت پژوهشگاه شاخص پژوه و توسط انتشارات شرافت اصفهان در زمستان ۱۳۹۷ به چاپ رسیده است، برای اولین بار در کشور زمینه ای دقیق و کلی از فرآیندهای برخوردی، تشکیل گودال ها و دگرگونی های ژئومورفولوژیک مربوطه به صورت یک کتاب مدون به علاقه مندان ارائه می شود. این کتاب تلاش می کند علاوه بر حفظ جنبه های تخصصی، برای خوانندگان عمومی هم قابل درک باشد. فصول این کتاب به نحوی طراحی شده اند که بسته به زمینه مورد علاقه و نیازهای خوانندگان به طور مستقل قابل مطالعه باشند. در فصل اول یک مرور کلی از منابع و مستندات علمی برای شروع مطالعه ارائه شده است. در فصل دوم اهمیت و ارزش مطالعه گودال های برخوردی از دیدگاه زمین شناسی، مطالعات هوا–فضا، اقتصاد و انرژی مورد بحث قرار گرفته است. در فصل سوم منظر و سیمای فیزیکی گودال های برخوردی، تیپ های مورفولوژیک و اثرات ساختاری حاصل از برخورد معرفی شده است. در فصل چهارم اثرات شوک برخورد در سنگ ها و کانی ها، دگرشکلی ها و دگرگونی های حاصله به طور تخصصی بررسی شده است. در فصل پنجم با رویکردی عمومی و ساده تر تلاش شده تا به طور اجمالی روش کشف، شناسایی و مطالعه گودال های برخوردی ارائه گردد. در فصل ششم به ارزیابی شواهد گودال های احتمالی شناسایی شده در ایران و خاورمیانه پرداخته شده است. در همین فصل با جنبه عملی و ملموس تر و مثل یک مرور تمرینی، ارزیابی سریعی از کلیه ساختارهای زمینی معرفی شده توسط علاقه مندان ایرانی به انجام رسیده است. در نهایت در فصل هفتم به طور خلاصه اهمیت برخوردهای شهابسنگی در سرنوشت و آینده زمین بحث شده است. امیدوارم این کتاب مورد توجه همه علاقه مندان و محققان حوزه علمی شهابسنگ، جغرافیا و علوم زمین قرار گیرد.

محمدرضا منصوری دانشور

استروماتولیت

در تصویر، نمونه ای از سنگ لایه لایه ی دولومیتی متعلق به سازند سلطانیه که در مسیر جاده ی چالوس برونزد یافته است دیده می شود. این لایه های بسیار نازک در واقع موجوداتی تک سلولی هستند که فسیل شده و پس از گذشت حدود ۵۷۰ میلیون سال امروزه در برونزدهای سنگی مربوط به پرکامبرین البرز یافت می شوند. این ساخت های لایه لایه، استروماتولیت نامیده می شوند.

استروماتولیت (Stromatolite)  به سنگ‌های رسوبی لایه‌لایه و به حالت پشته‌ای و ستونی گفته می‌شود که بر اثر گسترش لایه‌ای بر روی لایه‌ای دیگر از سیانوباکتر که میکروبی تک‌سلولی فتوسنتزی است، تشکیل شده‌است. سن برخی از استروماتولیت‌های فسیل‌شده به ۳٫۷ میلیارد سال می‌رسد که در بر دارنده شواهدی از زندگی بر روی زمین است.

واژه ی استروماتولیت بر گرفته از کلمه ی یونانی “استروما” به معنی پوسته، بستر یا چینه و “لیتوس” به معنی صخره یا سنگ می باشد که در گذشته به آن “لامینه های جلبکی” گفته می شد.

استرو ماتولیت ها  فسیل نیستند و به  ما سن معینی را نمی دهند ولی برای تفسیر محیط رسوبی کمک شایانی را می کنند. این ساختها معمولاً در محیط­های ساحلی و نزدیک ساحل ایجاد می شوند .استروماتولیت ها بروی کره ی زمین در دوره ی پرکامبرین فراوان بوده و بهترین ارگانیسم سازنده ی سازنده ی این دوران می باشند. چنانچه به طور کلی پالئوزوئیک زیرین را دوره ی گسترش تریلوبیت ها بدانیم باید پروتروزوئیک را دوره ی مربوط به استروماتولیت ها در نظر گرفت.

سازندهایی که حاوی این ساختارها (استروماتولیت ها) هستند اکثراً دارای سن پر کامبرین بالایی تا کامبرین آغازی بوده که از آن جمله می توان به استروماتولیت های سازند بایندور (پرکامبرین پایانی) و سازند سلطانیه (پرکامبرین پایانی تا کامبرین آغازی) بویژه عضو دولومیت بالایی اشاره کرد. حداکثر تکامل استروماتولیت ها در پروتروزوئیک می باشد و در اواخر پرکامبرین این تکامل نقصان می پذیرد. یکی از نظراتی که در مورد رشد و تکامل استروماتولیت­ها در پروتروزوئیک وارد است، نبود جانوران حفار و زیر­زمینی و بویژه علفخوران (شکمپایان) برای ناپدید کردن رسوبات می باشد. چون این جانوران با بهم زدن رسوبات ، از رشد کف پوشها در نتیجه از رشد استروماتولیت ها جلوگیری می کنند. این ساختار ها (استروماتولیت ها)، تنوع و تعدادشان در طول پالئوزوئیک کاهش یافته و در دریای پیشرفته ی امروز کمیاب می شوند.

با توجه به نکاتی که در بالا بیان شد می توان به این نتیجه رسید که بهترین مکان ها برای تشکیل استرو ماتولیت ها محیط هایی می باشند که موجودات پر سلولی همچون ماهی­ها و شکمپایان نتوانند پوشش­های جلبکی را بخورند و آنها را از بین ببرند در نتیجه محیط باید:

الف) به شدت شور باشد.

ب) بیشترین نور خورشید را دریافت کند.

ج) دارای بیشترین رطوبت باشد.

د) دارای انرژی زیادی باشد.

به همین دلیل هست که استروماتولیت­های عهد حاضر را در مناطق گرم، مرطوب و آب­های شور محیط هایی چون  سواحل جنوبی خلیج فارس، باهاماس و شارک بی ملاحظه می کنیم.

استروماتولیت ها از اتصال مواد رسوب به یک بستر جلبکی یا پوششی از سیانوباکترها (که قبلاً جلبک­های سبز آبی گفته می شد) تشکیل می شوند.

مکانیسم تشکیل استروماتولیت ها بدین صورت می باشد که سیانو باکترها از آب، دی اکسید کربن و نور خورشید جهت تهیه غذا استفاده می کنند که محصول دو گانه این جریان اکسیزن و کربنات کلسیم بوده که به صورت لایه ای از لعاب اغلب بالای کف پوش­ها تشکیل می­دهند که دارای حالت چسبندگی می باشد. این مسئله همراه با حالت رشته ای این جلبک­ها باعث به تله افتادن و محصور شدن ذرات رسوبی شده و تکرار این عمل باعث ایجاد استروماتولیت می شود. در نتیجه این ساختارها، از زوج هایی از لایه های تیره غنی از مواد آلی که به طور متناوب با لایه های روشن غنی از رسوب قرار دارند تشکیل می شوند.

طبقه بندی استروماتولیتها اغلب بر اساس شکل و مورفولوژی آنها صورت می­گیرد که این تغییر در مورفولوژی خود وابسته به انرژی محیط است به طوری که اگر انرژی محیط کم باشد لامینه ها به صورت موازی و اگر انرژی زیاد باشد این اشکال به صورت گنبدی و اگر انرژی خیلی زیاد باشد به صورت گنبد های جدا از هم و ستونی دیده می شوند . بدین ترتیب انواع استروماتولیت ها از نگاه مورفولوژی به ۵ دسته تقسیم می شوند:

۱) استروماتولیت های مسطح (Planar Stromatolites) :

ساده ترین نوع استروماتولیت ها می باشند که به طور تیپیک در پهنه های جذر و مدی بسته تشکیل می شوند بنابراین ممکن است چند ضلعی های حاصل از خشک شدگی را نشان دهند و حاوی روزنه های لامینه ای (Laminoid Fenestrate)  یا حفرات کشیده بوده که توسط کانی های تبخیری پر شده اند .

۲) استروماتولیت های گنبدی (Domal Stromatolites)  :

در این نوع استروماتولیت ها لامینه ها از یک گنبد تا گنبد بعدی ادامه می یابد. این نوع استروماتولیت­ها در یک طبقه بندی که توسط آقای لوگان و همکاران در سال ۱۹۶۴ ارائه شده تحت عنوان نیمکره های به طور جانبی متصل به هم (کاسه های کنار هم چیده شده) (Hemispheroides (Laterally Linked  معرفی شده اند .

۳) استروماتولیت های ستونی (Columnar Stromatolites):

ساختمان های منفردی می باشند که ممکن است چندین متر ارتفاع داشته باشند که نتیجه اجبار رشد عمودی برای نفوذ نور خورشید به ارگانیسم­های فتوسنتز کننده به وجود آیند این نوع استروماتولیت ها در تقسیم بندی آقای لوگان تحت عنوان نیمکره های به طور عمودی انباشته (کاسه های روی هم قرار گرفته شده) Vertically)(Staked Hemipheroids معرفی شده اند.

۴) استروماتولیت های پیچیده (Complex  Stromatolites):

بعضی از استروماتولیت ها ممکن است ترکیبی از گنبد ها و ستون ها باشند. بدین حالت استروماتولیت های پیچیده گفته می شود.

۵) استروماتولیت های کروی (انکوئید ها)(Oncoids) :

نوعی ساختمان رسوبی رسوبی می باشند که دارای لامیناسیون داخلی متحد المرکز بوده و ممکن است نامتقارن باشد.

کلمات کلیدی: زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم  ,سنگ شناسی  ,ساخت های رسوبی  ,دولومیت استروماتولیت  ,ایران  ,سازند سلطانیه  ,پرکامبرین  ,محیط رسوبی

منبع: رازهای زمین شناسی

 

موج نما (Ripple Mark)

به طور کلی ریپل به یک پشته کوچک ماسه ای که شبیه چینی بر روی آب است و بر روی سطح طبقه بندی یک رسوب تشکیل می شود گفته می شود.

ریپل مارک‌ها یا موج نماها اشکال موجی هستند که معمولا در سطوح صاف ماسه‌ها بوجود می‌آیند. ریپل مارک در اثر فعالیت امواج آب و یا باد بوجود می‌آید و اغلب در سطح تپه‌های شنی در صحراها و یا ماسه‌های کنار دریا تشکیل می‌شوند. اندازه و دامنه و طول ریپل مارک‌ها بستگی به سرعت و شدت باد و یا امواج آب دارد.

علت ایجاد ریپل مارک‌ها اختلاف جهش دانه‌ها به هنگام عمل حمل و نقل می‌باشد، زیرا در مقابل باد، ذرات ماسه بیشتر تحت اثر قدرت باد قرار می‌گیرد و به حرکت در می‌آیند و در سطح مخالف که دارای شب بیشتری است سقوط می‌کنند.

ریپل مارک‌های نامتقارن در مقطع مانند تپه‌های شنی ، شکل نامتقارنی دارند. یعنی یک طرف آن دارای شیب کم (Luv) و طرف دیگر دارای شیب بیشتری (Lee) است. در ریپل مارک های متقارن یا ریپل های موجی نیز شیب در دو طرف ریپل به یک اندازه است و در اثر حرکت امواج تشکیل شده اند.

ریپل های جریانی ممکن است به اشکالی مختلفی مثل مستقیم، مارپیچی یا سینوسی، زنجیره ای، زبانه ای و هلالی دیده شود که همگی حاصل حرکت باد به اشکال مختلف هستند.

گاهی اوقات به دلیل شرایط رسوبی مساعد برخی از آثار ریپل مارک های کهن پس از سنگ شدن رسوبات، از میلیون ها سال پیش تاکنون باقی مانده اند. اما نمونه های امروزی این آثار رسوبی را می توان به وفور در بیابان ها بر روی تلماسه ها و در کنار دریاها بر روی سواحل شنی مشاهده نمود. در تصویر، موج نماها (ریپل مارک) بر روی تلماسه های بیابانی در اطراف میبد استان یزد دیده می شود.

کلمات کلیدی: موج نما ، ریپل مارک ، بیابان ، ساحل ، ساخت رسوبی ، زمین شناسی ، زمین گردشگری ، ژئوتوریسم ، توریسم ، طبیعت گردی ، ایرانگردی ، تلماسه ، میبد ، استان یزد ، زمین گشت

فرسایش پوست پیازی

فرسایش پوست پیازی (Onion skin weathering) فرآیندی است که بوسیله آن ، فلس ها ، صفحات یا پوسته های هم مرکز سنگ ، با ضخامت کمتر از ۱ سانتی متر تا چند متر ، بطور متوالی لایه لایه می شوند یا از سطح برهنه توده بزرگ سنگی کنده می شوند. این حالت توسط نیروهای فیزیکی و شیمیایی حاصل می شود که تنش های تفریقی درون سنگ را موجب می شود. مثلاً بوسیله انبساط کانی ها در نتیجه هوازدگی شیمیایی نزدیک سطحی یا بوسیله آزاد شدن فشار احاطه کننده سنگی که زمانی در اعماق دفن شده بوده (هنگامی که بوسیله فرسایش به سطح نزدیک می رسد) (درز و شکاف رهایی از فشار). این حالت معمولاً باعث حالت توده سنگی گرد شده یا تپه گنبدی شکل می شود.

فرسایش پوست پیازی نوعی خاص از فرسایش است که معمولاً در گرانیت ، گرانودیوریت ، مونزونیت ، تونالیت و … دیده می شود. بطورکلی این نوع فرسایش مختص خانواده گرانیت (آذرین درونی) است .

به طور عمده فرسایش پوست پیازی را می توان نشان دهنده شرایط درهم ریختگی محیط در نظر گرفت. این فرسایش به دو صورت فیزیکی و شیمیایی ایجاد می شود. این نوع هوازدگی غالباً در ارتباط با نیروهای کششی (هوازدگی در حجم متغییر ) دیده می شود و آنرا هوازدگی در حجم ثابت نیز می نامند ولی کاربرد صحیح اصطلاح فوق در مواقعی است که سنگ از تمامی جهات دچار هوازدگی گردد . نه فقط قسمتهای بالایی. ایجاد این وضعیت در سنگها به دو طریق زیر ممکن است :

۱- هوازدگی قلوه های کوچک که از تمامی جهات آزاد می باشد.

۲- قلوه هایی که در عمق بوده اند و اکنون در سطح ظاهر شده اند و قبلاً دچار هوازدگی شده که ناشی از تغییرات حجم آب است.

تصویر فوق که فرسایش پوست پیازی در سنگ های آذرین در نزدیکی نیکشهر استان سیستان و بلوچستان توسط “علی جلالی” به ثبت رسیده است.

کلمات کلیدی: ایران , پوست پیازی , دگرسانی , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سیستان , فرسایش , گدازه

فرسایش و درزه داری

ایجاد درزه و شکستگی در سنگ ها علل گوناگونی دارد که در “درزه داری” در بخش آموزش مفصل به آن پرداخته شده است. اما ایجاد درزه ها و شکستگی ها در یک سنگ، در واقع تماس سطوح توده سنگ را با هوا و سایر عوامل فرسایش بیشتر می کند. درزه های سیستماتیک که ناشی از تنش های زمین ساختی هستند، از یک سنگ بکر و مستحکم، بلوک های سنگی کوچک و قابل خرد شدن  ایجاد می کند. این بلوک های کوچک به راحتی جابجا و حمل می شوند و توسط نیروی ثقل و گرانش بر روی دامنه ها به سمت پایین حرکت می کنند. توسط آب های جاری از ارتفاعات به زمین های پست تر جابجا می گردند و در پایان چیزی جز رسوبات تخریبی ریزدانه از آنها باقی نمی ماند.

نیروهای زمین ساختی علاوه بر این که باعث ایجاد کوه ها و ارتفاعات، بالا آمدن زمین ها و شکل گیری فلات های مرتفع می گردند، با اعمال نیروهای خود باعث تخریب سنگ ها و کمک به فرسایش آنها نیز می شوند. زمین سیاره ای پویا و زنده است که شرایط طبیعی آن بر مبنای تعادل شکل گرفته است. نیروهای زمین ساختی و کوهزایی به همراه نیروی فرسایش این تعادل را در ارتفاعات و اعماق زمین برقرار می کنند و همزمان با افزایش ارتفاع کوهستان ها، نیروهای فرسایشی هم در حال تخریب و کاهش ارتفاع آنها هستند.

در تصویر، بلوک بلوک شدن لایه های سنگ آهکی سازند میشان، از محل دسته درزه های سیستماتیک ایجاد شده در آنها مشاهده می شود. به خوبی مشخص است که چگونه لایه های سنگ آهکی مستحکم از محل درزه ها خرد شده و  بلوک های  سنگی در شیب دامنه به سوی پایین دست آن حرکت می کنند. ابعاد واریزه های سنگی می تواند نشانه ای از استحکام سنگ مادر خود باشد. سنگ های نرم فرسا، واریز های ریزدانه و شن مانند تولید می کنند اما سنگ های مستحکم تر بلوک های سنگی درشت و تیزگوشه ایجاد می نمایند.

این تصویر در شمال فیروزآباد استان فارس و در کوه های قلعه دختر که از جنس سنگ آهک و متعلق به سازند میشان می باشند گرفته شده است. سن این سنگ ها به زمانه ای حدود ۲۰ تا ۵ میلیون سال قبل یعنی دوره میوسن باز می گردد.

کلمات کلیدی: تکتونیک , درزه داری , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سیستم درزه ها , فرسایش , واریزه

چین خوردگی مرتبط با گسلش

در رژیم های تکتونیکی ارتباط بسیار نزدیکی بین چین خوردگی و گسلش وجود دارد. این ساختارها در اثر اعمال نیروهای زمین ساختی ایجاد می شوند و رفتار زمین در هنگام اعمال این نیروها باعث بوجود آمدن گسل ها و یا چین ها بر روی پوسته زمین می گردد. هر چند که چین ها معمولاً در رژیم های فشارشی ایجاد می گردند اما چین های مرتبط با گسلش در رژیم های کششی و خنثی، در امتداد گسل های نرمال و امتداد لغز هم دیده شده اند.

در رژیم های فشارشی با شروع اعمال نیروهای فشاری، لایه های سنگی شروع به چین خوردگی می کنند و با پیشرفت چین خوردگی و جایی که اعمال نیروها از تاب سنگ ها عبور می کنند، سنگها دچار گسیختگی و گسلش می گردند. گسله های معکوس با ادامه ی فشار به گسله های رانده و رورانده بدل می گردند. در اثر اعمال نیروهای فشاری در اطراف راندگی، چین خوردگی هایی ایجاد می گردد که به آنها “چین های مرتبط با گسلش” (fault related fold) گفته می شود. به طور کلی سه نوع چین در ارتباط با گسله های راندگی شناخته شده است. چین های خم گسلی، چین های انتشار گسلی و چین های جدایشی. یکی از مهمترین چین های مرتبط با گسلش، چین خوردگی پیشانی گسل (fault propagation fold) می باشد که در هنگام حرکت کمربالای گسله بر روی کمر پایین آن در پیشانی راندگی ایجاد می گردد.

این چین ها  از نظر اقتصادی بسیار مهم می باشند. چین های مرتبط با گسله های راندگی تله های هیدروکربنی را در بسیاری از کمربندهای چین خورده – رانده تشکیل می دهند. البته از نظر مقیاس چین های مرتبط با گسلش می توانند از مقیاس میلیمتری تا چندصد کیلومتری را شامل شوند. مکانیزم تشکیل این چین ها را می توان در هنگام جابجا شدن توده های خاک توسط لودرها و بولدوزرها بر وی زمین مشاهده کرد که شبیه سازی نزدیک به واقعیتی از این سیستم های فشارشی را گسلش و چین خوردگی ارائه می دهد.

در تصویر، یک چین مرتبط با گسلش در توف و شیل های سازند کرج در حوالی رودهن و در رژیم فشارشی البرز نمایش داده شده است. عملکرد رژیم فشارشی باعث گسیختگی لایه های سنگی و ایجاد گسله ای معکوس و ادامه روند حرکتی آن باعث ایجاد چین های مرتبط با گسلش بر روی لایه های شکل پذیر شیل و توف سازند کرج شده است.

کلمات کلیدی: fault propagation fold , fault related fold , چین خوردگی , چین خوردگی مرتبط با گسلش , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند کرج , گسلش

لایه بندی

لایه بندی یا چینه بندی یکی از مهمترین خصوصیات سنگ های رسوبی است. طبقه یا لایه را می توان به صورت جسم ورقه مانندی تعریف کرد که دو بعدش در مقایسه با بعد سوم (ضخامت) زیاد است. ضخامت لایه از چندین میلیمتر تا چندین متر تغییر می کند. از نظر ابعاد نیز طبقات متفاوت‌اند و ممکن است تا چندین کیلومتر نیز گسترش داشته باشند. هر طبقه از طبقات مجاور خود توسط یک سری خصوصیات مشخص، متمایز می‌شود. این خصوصیات ممکن است اختلاف در اندازه ذرات (شیل ،ماسه سنگ و کنگلومرا و غیره) باشد و یا اینکه اختلاف در ترکیب (ذغال، شیل و آهک)، سختی، رنگ و مشخصاتی نظیر آنها باشد که سبب مشخص شدن لایه شود. در بعضی موارد نیز ممکن است دو طبقه با مشخصات مشابه ، بوسیله یک طبقه نازک از یکدیگر جدا شوند.

هرچند که طبقه ممکن است از یک منطقه وسیع به حالت مستوی و مسطح دیده شود ، ولی غالباً در نتیجه تاثیر نیروهای تکتونیکی ، از حالت مستوی خارج شده و در حالت کلی بایستی آنرا بصورت یک سطح در نظر گرفت. وضعیت اولیه طبقات هنگام تشکیل معمولا افقی است اما در اثر اعمال نیروهای زمین ساختی به حالت شیب‌دار در خواهند آمد. در بعضی موارد ، شرایط اولیه رسوبگذاری طوری است که طبقه تشکیل شده، از همان ابتدا به حالت غیر افقی است. مثلاً هنگامی که رسوبگذاری در دامنه دره‌ها و قسمت های شیب‌دار کف دریاها  طبقات در حالت تشکیل نیز به صورت شیب‌دار خواهند بود.

در تصویر، لایه بندی نازک و منظمی از توف و شیل های سازند کرج دیده می شود. لایه ها در اثر عملکرد نیروهای زمین ساختی از حالت افقی خارج شده و شیبدار شده اند. این لایه ها در اثر ته نشست رسوبات ریز دانه خاکستر های آتشفشانی و دریایی در زمانه ائوسن (۵۵ تا ۳۸ میلیون سال قبل) در کف دریاهای آن زمان تشکیل شده اند. بیش از ۳۳۰۰ متر ضخامت این رسوبات در حال حاضر است.

زمانی که لایه ها منظم و در ضخامت های نسبتاً مساوی تشکیل شده باشند به آنها ” خوب لایه بندی شده” گفته می شود. این حالت در تصویر به خوبی دیده می شود.

مشخصات طبقه

در حالت کلی می‌توان طبقه را قسمتی از سنگهای رسوبی دانست که بین دو صفحه موازی محدود است. سطح بالایی به نام سقف یا کمر بالا و سطح پایین لایه خوانده می شود. شیب و امتداد این صفحه به نام شیب و امتداد سطح لایه بندی معروف است. رخنمون لایه محلی است که طبقه در سطح زمین مشاهده می شود و به عبارت دیگر ، فصل مشترک طبقه با سطح زمین را رخنمون آن می گویند.

لایه بندی مجازی

در بسیاری موارد ، به ویژه در مورد سنگهای دگرگونی ، پدیده هایی مشاهده می شود که شبیه لایه بندی است. ولی بایستی آنها را از لایه بندی حقیقی تشخیص داد. کلیواژهای قوی و سیستم درزه های موازی در ماسه سنگ و آهک بخصوص هنگامی که تحت تاثیر هوازدگی نیز قرار گرفته باشد ، حالت لایه بندی را دارد. در چنین مواردی بایستی با مطالعه دقیق ، سطح لایه بندی واقعی را با استفاده از نحوه قرار گرفتن اجزا ، فسیل‌ها ، وجود لایه های نازک و عواملی نظیر آنها مشخص کرد.

در مورد سنگهای دگرگونی نظیر شیست‌ها و گنایس‌ها ، لایه بندی اولیه سنگ معمولا در اثر پدیده های ثانوی مثل شیستوزیته و تورق ، به کلی از بین می رود و تشخیص آن فوق العاده مشکل است. در بعضی موارد ، وجود باندهای رنگین و ردیف کنکرسیون‌ها در سنگهای رسوبی نیز ممکن است شبیه لایه بندی واقعی باشد. در این حالت نیز با توجه دقیق بایستی ، آنها را از لایه بندی واقعی تشخیص داد.

ساختمان داخلی لایه

ساختمان داخلی لایه ، به شرایط فیزیکی و جغرافیایی محیط رسوبگذاری بستگی دارد و با توجه به تنوع این شرایط ، در حد وسیعی تغییر می کند. در حقیقت ، ساختمان داخلی لایه تابع نحوه قرار گرفتن ذرات تشکیل دهنده آن است. بدیهی است ساختمان داخلی لایه ، در مورد سنگ هایی مثل کنگلومرا و ماسه سنگ که دارای ذرات درشت اند، واضح تر مشاهده می‌شود. فسیل‌های حیوانی نظیر گراپتولیت‌ها و نیز بقایای گیاهی ، غالباً در سطح طبقه بندی قرار دارند. ذرات پهن سنگهای رسوبی نیز (مثل قطعات میکا) اکثرا موازی سطح لایه بندی است.

بعضی از سنگهای رسوبی ، مثل شیل و نیز برخی از ذغالها ، به صورت ورقه های نازکی در امتداد لایه بندی جدا می شوند. این خاصیت ، ناشی از نحوه قرار گرفتن ذرات میکا و رس موجود در این سنگها است، ذرات میکا و سایر کانی‌های پهن ، در اثر جریان آب ، به موازات جریان قرار می‌گیرند. در بعضی موارد ، در اثر فشار ناشی از وزن طبقات رویی ، بعدها این قطعات به موازات سطح لایه بندی (افقی) قرار خواهند گرفت. ذرات کنگلومرایی که در نزدیکی سواحل تشکیل می شوند ، در امتدادهای خاصی قرار می‌گیرند ، زاویه تمایل این ذرات به سوی دریا است و امتداد محور بزرگ آنها ، غالباً موازی خط ساحل می باشد.

قلوه سنگ‌هایی که بوسیله رودخانه‌ها عمل می‌شوند ، طوری در برابر جریان قرار می گیرند که حداقل مقاومت را داشته باشند. و بدین ترتیب ، زاویه تمایل آنها در خلاف جهت جریان می باشد. نحوه قرار گرفتن فسیل‌ها نیز تابع جریان آب است. مثلا صدفهای طویل اغلب به موازات جریان آب رودخانه‌ها قرار می‌گیرند. صدفهایی که به شکل مخروط‌اند ، به طریقی قرار می گیرند که نوک مخروط ، در جهت جریان باشد. علاوه بر مطالب یاد شده ، نحوه قرار گرفتن اجزا تشکیل دهنده سنگ ، ساختمانهای داخلی مختلفی به وجود می آورد که برخی از آنها را در زیر می‌آوریم.


لایه بندی چلیپایی یا مورب

در بعضی موارد ، در داخل لایه ، یک نوع چینه بندی با مقیاس کوچکتر مشاهده می شود که غالبا ضخامت آنها کم است و نسبت به طبقه بندی اصلی به حالت متقاطع قرار گرفته‌اند. این نوع لایه بندی ، به نام لایه بندی چلیپایی یا متقاطع نامیده می شود. این گونه لایه بندی ، در سنگهایی مثل کنگلومرا ، ماسه سنگ ، سنگهای رسی و به ندرت در سنگ آهک مشاهده می شود. لایه بندی چلیپایی ، غالباً در رودخانه‌ها و به خصوص در رسوبات دلتایی و رسوبات کنار رودخانه دیده می شود. هنگام ورود رودخانه به آب ساکن ، ذرات سنگین آن ، بطور ناگهانی سقوط کرده و لایه بندی چلیپایی را بوجود می آورند. چینه بندی متقاطع در لایه‌ای رسوبات بادی نیز بوجود می‌آید. زیرا هنگام حرکت تلماسه‌ها (تپه‌های ماسه‌ای) ، ماسه‌های ریز از بالای تپه سرازیر شده و طبقات متقاطع را بوجود می‌آورد.

اثر شکنجی یا ریپل مارک

این ساخت در رسوباتی مثل رسوبات ماسه ای که ذرات آن مجزا بوده و قادرند آزادانه در آب یا هوا حرکت کنند ، به وجود آید. تشکیل اثر شکنجی ممکن است در اثر جریان (آب و یا باد) و یا در نتیجه امواج در قسمت های کم عمق دریا باشد. بدین ترتیب ، این گونه اشکال را می توان به دو دسته کلی تقسیم کرد:

  • ریپل مارکهای جریانی :
    ریپل مارکهای جریانی نسبت به سطح افق نامتقارن اند و نوک آنها نیز تیز نیست. بلکه به حالت گرد می باشد. این گونه آثار شکنجی را می توان در رسوبات بادی و نیز بعضیرسوبات رودخانه‌ای مشاهده کرد.
  • ریپل مارکهای موجی :
    اثرات شکنجی در قسمت های ساحلی کم عمق و در نتیجه حرکت قرینه آب به وجود می آید و به همین دلیل ، به حالت قرینه است. با توجه به اینکه امواج دریا فقط در اعماق کم موثر است، بنابراین ، آثارریپل مارک را فقط در رسوبات ساحلی می‌توان مشاهده کرد و برعکس ، وجود این آثار ، نشانه عمق کم رسوبگذاری است.
  • لایه بندی دانه ترتیبی:
    تغییرات تدریجی در ابعاد ذرات تشکیل دهنده لایه ، به این نام خوانده می شود. در حالت کلی ، ذرات درشت معمولا در کف طبقه قرار دارند و هرچه از پایین به بالای طبقه نزدیک شویم ، ابعاد ذرات کاهش می یابد. بدین ترتیب در حالت کلی ، یک تغییر ناگهانی در ابعاد ذرات دو طبقه مجاور وجود خواهد داشت.

 

 

طرز تشخیص بالا و پایین طبقه

اگر وضعیت کلی چینه شناسی ناحیه مشخص باشد ، می توان انتظار داشت که بالا و پایین طبقات ، از این وضعیت کلی تبعیت می کند ولی اگر منطقه نا آشنا و وضعیت کلی چینه شناسی آن روشن نباشد، برای تشخیص بالا و پایین لایه بایستی از بعضی نشانه ها کمک گرفت که اینک به شرح آنها می پردازیم:

  • ترکهای گلی:
    هنگامی که رسوبات رسی در مجاورت هوا خنک شوند ، در اثر انقباض ناشی از خشک شدن ، ترک‌هایی در سطح آنها بوجود می‌آید. بعدها ممکن است این ترکها ، بوسیله رسوبات ماسه‌ای و یا رسوبات رسی با ترکیب های متفاوت پر شود. بدین ترتیب به کمک این ترکهای پر شده ، می‌توان بالا و پایین طبقه را مشخص کرد.
  • اثر قطرات باران:
    برخورد قطرات باران با سطح رسوبات رسی نرم ، باعث ایجاد حفره‌های کوچک در آن می‌گردد. اگر ریزش باران ادامه یابد ، این حفره ها محو می شوند ولی ممکن است اثرات قطرات مجزای باران در اینگونه رسوبات حفظ شود و در اثر پوشش بوسیله سایر رسوبات ، برای مدتها محفوظ بماند. وجود چنین آثاری نمایشگر سطح لایه خواهد بود.
  • اثرات شکنجی:
    در ریپل مارکهای موجی ، قسمت تیزی به طرف بالا (طبقات جوان) و قسمت منحنی به طرف پایین (طبقات قدیمی) متوجه است.
  • لایه بندی چلیپایی:
    طبقات متقاطع ، تقریبا بر قسمت پایین طبقه مماس‌اند و طی زاویه تندی به قسمت بالای آن وصل می شوند. با استفاده از این خاصیت ، در بسیاری موارد می توان وضعیت اصلی طبقات را توجیه کرد.
  • لایه بندی دانه ترتیبی:
    در لایه بندی دانه ترتیبی ، ذرات درشت کف طبقه رسوب می کنند و هرچه به بالای آن نزدیک شویم ، ابعاد ذرات کوچکتر می شود. به کمک همین مشخصه می‌توان زیر و روی طبقه را تعیین کرد.
  • استفاده از فسیل ها:
    در بعضی ازرسوبات آواری دانه ریز ، اثرات حرکت کرمها به صورت مجراهایی حفظ شده که تماما به سطح طبقه سوراخ شده اند. صدف بعضی ازفسیل‌ها مثل در کفه‌ای‌ها نیز اغلب به حالتی قرار می گیرد که قسمت محدب آن به طرف بالای طبقه باشد.
  • ساخت بالشی:
    در بعضی از گدازه‌های زیردریایی بویژه گدازه‌های بازی یک نوع ساخت بالشی بوجود می آید. نحوه قرار گرفتن آماری این قطعات طوری است که قسمت محدب آنها به طرف بالا می‌باشد.

کلمات کلیدی: خوب لایه بندی شده , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , لایه بندی

منبع: دانشنامه رشد

لغزش و خزش

حرکات دامنه ای به مجموعه ای از حرکت زمین بر روی دامنه ی شیب های طبیعی کوه ها و تپه ها گفته می شود که می توانند جنس سنگی و یا خاکی داشته باشند. بسته به عوامل دخیل، سرعت و نوع حرکت و جنس مواد حرکت کرده، نوع حرکت دامنه ای و نامی که برای آن در نظر گرفته اند متفاوت خواهد بود. لغزش و خزش دو نوع حرکت دامنه ای هستند که تفاوت هایی با یکدیگر دارند.

زمین لغزش به محدوده ی متنوعی از پدیده ها اطلاق می گردد که  نتیجه ی آنها جابجایی به طرف پایین و به طرف خارج مواد سازنده شیب هاست که شامل سنگ، خاک و خاکریز های مصنوعی یا ترکیبی از آنها می باشد. مواد می توانند بوسیله ی حالاتی چون سقوط، واژگون شدن، لغزیدن، پهن شدن و یا روان شدن جابجا گردند. لغزش به سرعت و دفعتاً اتفاق می افتد و نتیجه ی غلبه نیروهای رانشی بر نیروهای مقاوم است. معمولاً زمین لرزه یکی از عوامل مهم و تاثیرگذار در وقوع زمین لغزش است. اما عواملی چون جنس زمین، شیب لایه ها و دامنه ها، جهت شیب آنها و تاثیر آب محیطی و زیرزمینی، قدرت زهکشی دامنه و … نیز در وقوع زمین لغزش ها نقش دارند.

خزش حرکت پیوسته و به صورت نامحسوس آهسته و رو به پایین خاک و سنگ بر روی سطح دامنه های شیب دار است. این حرکت دامنه ای معمولاً بسیار کند است و در دامنه های خاکی و بر روی سطوح شیبدار و بر اثر غلبه نیروهای برشی بر نیروهای مقاوم رخ می دهد.

 بصورت معمول سه نوع خزش وجود دارد:

۱)      فصلی:  در این حالت جابجایی در درون  عمق خاکی اتفاق می افتد که رطوبت و دمای آن تحت تاثیر تغییرات فصلی قرار دارد. نوعی از این خزش به نام خاکسره (Solifluction) در اثر یخزدگی خاک در زمستان و باز شدن یخ آن در فصول گرم ایجاد می شود که باعث جابجایی خاک بر روی دامنه می گردد و با خطوط موازی و افقی موجدار بر روی دامنه قابل تشخیص اند.

۲)      پیوسته: جایی که تنش برشی متناوبا بر مقاومت مواد غلبه می کند.

۳)      پیشرونده: جایی که شیب ها به نقطه شکست می رسند به طوریکه انواع دیگر جابجایی توده رخ می دهد.

خزش به کمک آثاری چون تنه ی کج شده ی درختان، فنس ها یا دیوارهای نگهبان خمیده، پرچین ها و تیرهای کج شده، و یا با موج ها و برآمدگی های کوچک خاک شناسایی می شوند.

در تصویر، دامنه ای دیده می شود که در آن یک زمین لغزش قدیمی و خزش های رخداده بر روی سطح دامنه به خوبی قابل تشخیص می باشند. این تصویر در دامنه های البرز مرکزی در محدوده ی الموت استان قزوین گرفته شده است. جایی که حجم فراوانی از خاک حاصل از هوازدگی و دگرسانی بر روی سنگ های سازند کرج انباشته شده و در دامنه هایی که شیب لایه بندی با شیب توپوگرافی همسو است، خزش و خاکسره های فراوانی رخ داده است.

کلمات کلیدی: الموت , حرکات دامنه ای , خاکسره , خزش , زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم , لغزش

درپوش آتشفشانی

درپوش آتشفشانی (Volcanic plug) هنگامی که مواد مذاب آتشفشانی باقیمانده در مجرای آتشفشان فعال سرد می شوند، ایجاد می گردد. این ساختار را گردن آتشفشانی یا گردن گدازه ای (volcanic neck or lava neck) نیز می نامند. در زبان فارسی نام های مختلفی به آن داده شده است. دودکش آتشفشانی، تنگه یا گردنه آتشفشانی و درپوش آتشفشانی که به نظر می رسد این نام که در واژه نامه زمین شناسی دکتر فرید مور آمده به تعریف این ساختار نزدیک تر است.

سرد شدن ماگما در مسیر مجرای خروجی آتشفشان باعث مسدود شدن دهانه آتشفشان در پایان فوران خود می گردد. در نتیجه در زمان فعالیت مجدد آتشفشان، در اثر افزایش فشار گازها و مواد مذاب از پایین، این بخش مسدود شده با انفجار به صورت ذرات خاکستر، لاپیلی ها و بمب ها به بالا پرتاب شده و مسیر مجرای آتشفشان مجدداً گشوده می شود.

اما اگر در آخرین فعالیت آتشفشان، مجرای خروجی با مواد مذاب پر شود و پس از آن آتشفشان دیگر فعالیتی نداشته باشد، به مرور زمان و با فرسایش مواد اطراف مجرای مسدود شده، این بخش از آتشفشان به دلیل مقاومت بالایی که دارد، به صورت یک ستون برجسته و برافراشته نسبت به اطراف، خودنمایی می کند.

ZG-VolcanicPlug-01

در تصویر نمایی از یک درپوش آتشفشانی که در سنگ آهک های کرتاسه نفوذ کرده و پس از فرسایش سنگ های اطراف به صورت یک ستون برافراشته باقی مانده است دیده می شود. این درپوش آتشفشانی که به نظر می رسد جنس آن ریوداسیتی باشد در ۱۳ کیلومتری شمال اسفندقه استان کرمان و در جنوب روستای حسین آباد سربرافراشته است. عکس توسط م.ح. نوری گرفته شده است.

کلمات کلیدی: Esfandagheh , Iran Geology , Iran Geotourism , Kerman province , Volcanic plug ,استان کرمان , اسفندقه , ایران مرکزی , درپوش آتشفشانی , ریوداسیت , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , گدازه , گردن آتشفشانی , گردن گدازه ای , ماگما

مختصات محل:

 ۲۸°۴۶’۸٫۳۸”N ,  ۵۷° ۹’۵۲٫۰۱”E

لغزش در سطح لایه بندی

لغزش ها انواع مختلفی دارند که بر اساس جنس زمین، شیب زمین، جهت شیب لایه بندی، جنس مواد جابجا شده، سرعت حرکت مواد و … دسته بندی می شوند. یکی از انواع لغزش ها، لغزش در سطح لایه بندی است. این نوع لغزش  در دسته لغزش بلوکی قرار می گیرد. لغزش بلوکی یک لغزش انتقالی است که توده ی متحرک از یک جنس یا واحدهای بسیار نزدیک به هم تشکیل شده است و به صورت یک توده ی به هم چسبیده بر روی شیب به طرف پایین جابجا می شود. حال اگر شیب لایه بندی همراستا با شیب توپوگرافی باشد به آن ” لغزش در سطح لایه بندی (Bedding Plane Slip)” گفته می شود و لایه ها بر روی لایه های زیرین خود به سمت پایین دامنه سر می خورد.

در تصویر، لغزش لایه های توفی همراه با میانلایه های شیلی نازک بر روی شیب لایه بندی در برونزدهای سنگی سازند کرج در جاده ی چالوس دیده می شود. دید عکس به سوی جنوب است.

برای اطلاعات بیشتر در مورد زمین لغزش ها می توانید به مقاله ” زمین لغزش و انواع آن “ در زمین گشت مراجعه نمایید.

کلمات کلیدی: bedding plane slip , Iran Geology , Iran Geotourism , البرز مرکزی , ایران , توف , جاده چالوس , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند کرج , شیب لایه , لغزش , لغزش در سطح لایه بندی