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

فروچاله های ابرکوه

فروچاله ­ها (Sinkhole) حفره­ هایی هستند که در سطح زمین­ های آهکی و یا دیگر سنگ­ های انحلال­ پذیر بوجود می­ آیند، تقریباً استوانه ­ای و قیفی شکل ­اند و متوسط ابعاد آن­ها حدود سه متر است. عوامل طبیعی و انسانی مختلفی در ایجاد این پدیده نقش مؤثری دارند. فروچاله­ ها که به آهستگى و به تدریج گسترش مى­ یابند، شاید همانند سیل و زلزله، خطرهاى ناگهانى و فاجعه بار نداشته باشند، اما خسارت­هاى ناشى از وقوع فروچاله­ ها ترمیم ناپذیر، پرهزینه و مخرب­ اند.

شهرستان ابرکوه که در جنوب غرب استان یزد واقع شده، از جمله مناطقی است که با معضل فروچاله روبروست. در سال­های اخیر وقوع فروچاله در دو روستای فیض آباد و هوروک این شهرستان، خسارت­ های چشمگیری به زمین­ های کشاورزی و نیز تأسیسات منطقه وارد آورده است.

طی سال های ۱۳۷۹ تا ۱۳۸۵ حدود ۳۱ فروچاله ی پوششی و فرونشستی در دو روستای شهرستان ابرکوه واقع در جنوب غرب استان یزد بوقوع پیوسته است. فروچاله ها در دو منطقه ی فیض آباد و هوروک واقع در این شهرستان رخ داده اند که خسارتهایی به زمین های کشاورزی و نیز تأسیسات آبی در منطقه وارد کرده اند. در شمال این شهرستان، دشت ابرکوه قرار دارد که اراضی اطراف دو روستای واقع در این دشت (فیض آباد و هوروک) با پدیده ی فروچاله مواجه شده اند. اراضی اطراف روستای فیض آباد دارای ۲۸ فروچاله و اراضی اطراف روستای هوروا دارای ۳ فروچاله است.

با توجه به نقشه زمین شناسی منطقه، فروچاله ها در واحد کواترنر قرار گرفته اند. در پارهایی از گزارشات، سالهای ۱۳۷۲ تا ۱۳۷۹ زمان ایجاد ای فروچاله ها ذکر شده است. عمیق ترین این فروچاله ها دارای ۱۳/۵ متر عمق و کم عمق ترین آنها دارای عمق ۰/۵ متر است. همچنین عریض ترین این فروچاله ها، فروچاله ای با طول ۶۵ متر و عرض ۲۰ متر می باشد. روستای هوروک در شمال غرب شهر ابرکوه قرار دارد. در این ناحیه تعداد ۲ فروچاله دیده می شود. این فروچاله ها سالهاست که توسعه عمقی و سطحی نیافته اند و به نظر می رسد علت ایجاد آنها از بین رفته است.

تصویر بالا توسط “سیامک محمودی سیوند” گرفته شده است و برای اطلاعات علمی بیشتر در مورد فروچاله های دشت ابرکوه می توانید به اینجا مراجعه نمایید.

کلمات کلیدی: ابرکوه , استان یزد , زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم , سینک هول , فروچاله , کواترنری

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

طاقدیس کوه منگشت

طاقدیس کوه منگشت در شمال خاور استان خوزستان و در مرز استان های چهارمحال و بختیاری و کهگیلویه و بویر احمد، از شمال باختر شهر ایذه به سوی جنوب خاور با طول ۱۱۵ کیلومتر گسترده شده است. این چین خوردگی عظیم با میل دوگانه (پلانچ دوبل)، دو بار چین خورده و محوری خمیده دارد. قدیمی ترین سنگ های برونزد یافته در این طاقدیس سنگ آهک های کرتاسه (سازند خانه کت) و جوانترین لایه ها ماسه سنگ ها و مارن های میوسن – پلیوسن (سازند آغاجاری) هستند.

در این ساختار بزرگ، همچنین سازندهای نیریز (مارن، دولومیت و سنگ آهک – ژوراسیک)، سورمه (دولومیت و آهک دولومیتی – ژوراسیک)، سازندهای فهلیان – داریان (سنگ آهک – کرتاسه)، کژدمی (شیل و آهک رسی – کرتاسه)، سازندهای سروک – ایلام (سنگ آهک با میانلایه های مارنی – کرتاسه)، گورپی (مارن و سنگ آهک – کرتاسه)، پابده (مارن، سنگ آهک و شیل – ائوسن)، سازندهای آسماری – جهرم (دولومیت و سنگ آهک – ائوسن تا میوسن) و سازند گچساران (مارن و گچ – میوسن) نیز برونزد یافته اند.

ساختار چین خورده کوه منگشت که در مرز دو بخش از زاگرس چین خورده و زاگرس بلند (چین خورده – رانده شده) قرار گرفته است تاثیرات هر دو بخش را بر پیکره خود دارد. در این ساختار، در اثر فعالیت نیروهای تکتونیکی گسله ها و مه درزه های فراوانی بوجود آمده اند که مهمترین آنها گسله راندگی کوه منگشت است که بخشی از واحد های قدیمی تر را بر روی لایه های جوانتر رانده و بخشی از واحد های میانی را حذف نموده است. در این بخش از زاگرس، همه ی ساختارهای چین خورده و راندگی ها و گسله های بزرگ از روند اصلی زاگرس (شمال باختر – جنوب خاور) پیروی می کنند.

در تصویر (با دید به سوی جنوب) یال شمال خاوری طاقدیس کوه منگشت دیده می شود. ارتفاعات بلند پیشین دولومیت ها و سنگ آهک های صخره ساز سازندهای آسماری – جهرم هستند و پس از یک دره که در تصویر دیده نمی شود و سازندهای زودفرسای پابده و گورپی را میزبانی می کند، ارتفاعات بلند و برفگیری دیده می شوند که سنگ آهک های سازندهای ایلام – سروک را تشکیل داده اند. در جلوی تصویر و تپه های با ارتفاع کم سازند ماسه سنگی و مارنی آغاجاری دیده می شود. پهنه های صاف و هموار با شیب کم نیز تراس های کواترنر هستند که با دامنه های واریزه یی ممذوج شده اند. در تصویر دریاچه سد کارون ۴ که بر روی رودخانه کارون احداث شده است نیز قابل رویت است.

این تصویر در محل روستای سه بلوطک و با دید به سوی جنوب گرفته شده است. با ساختن سد و آبگیری آن راه ارتباطی تعدادی روستاها با ایذه و مرکز شهرستان قطع شده است و مردم برای جابجایی در محل دریاچه از شناورهای بزرگ که وزارت نیرو در اختیار گذاشته است استفاده می کنند. در حال حاضر با ساختن یک پل بزرگ بر روی دریاچه و چند تونل راه جدیدی در حال ایجاد است.

کلمات کلیدی: Iran Geotourism , Zamin gasht , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , ایران , کوه منگشت , طاقدیس , تاقدیس , دهدز , لرستان , خوزستان  , سازند آسماری , دریاچه سد کارون ۴ ,

چین خوردگی لایه های آهکی سازند گورپی

سازند گورپی یک سازند شیلی شناخته می شود که دارای تناوبی از مارن، شیلهای خاکستری مایل به آبی است که میانلایههایی از سنگآهکهای نازک رُسی می باشد. این سازند دارای دو عضو آهکی رسمی (امام حسن، سیمره) و یک عضو غیر رسمی (آهک منصوری) است (مطیعی، ۱۳۷۲).

« عضو آهکی امام حسن » ۱۱۴ متر سنگ‎آهک‎ رُسی، ستبرلایه، ریز دانه و خاکستری به همراه میان‎لایه‎های مارن است. به دلیل سختی بیشتر، در درون شیل‎های گورپی برجستگی دارد. این عضو بیشتر در لرستان و فروافتادگی دزفول دیده شده است، اما در ایلام نیز برونزد دارد.

عضو آهکی امام حسن در میانه ی سری رسوبی سازند گورپی قرار دارد و مرز زیرین گورپی با سازند ایلام (درزیر) تدریجی دانسته شده، ولی سطح هوازده در این مرز میتواند نشانگر دگرشیبی خفیف باشد. مرز بالایی این سازند با سازند پابده نیز ناپیوسته است. سن این سازند کرتاسه بالایی (۶۵ تا ۶۳ میلیون سال قبل) دانسته شده است.

در تصویر، لایه های آهکی چین خورده در محور یک تاقدیس در مسیر آزادراه خرم آباد – پل زال دیده می شود. این لایه های منظم با میانلایه هایی از مارن همراه اند. در پسزمینه تصویر، سازند های پابده و آسماری دیده می شوند.

کلمات کلیدی: folding , Geology , Geotourism , Iran , khorramabad , Limestone٬zagros , zamingasht , چین خوردگی , زاگرس , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند گورپی , سنگ آهک , لایه های منظم

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

کوه هزاربند

قله ی هزاربند با ارتفاع ۳۳۵۶ متر یکی از ده ها قله ی بالای ۳۰۰۰ متر در البرز مرکزی به شمار می رود. این قله به دلیل مسیرهای متعدد دسترسی و نزدیکی به جاده ی چالوس مورد توجه کوهنوردان است. این قله درکیلومتر ۶۰ جاده کرج – چالوس و درجنوب خاوری قله کرچان قرار دارد. از جاده ی چالوس و از طریق دره های متعددی می توان به این قله دست یافت. روستاهای همه جا، سرخدر و حسنکدر در کنار آبراهه هایی قرار دارند که از این قله منشاء گرفته اند.

ZG-Hezarband-02

از سه جبهه می توان به این قله صعود کرد. از جبهه شمالی و از طریق روستای حسنکدر، دره آبرو را به سمت باختر و خلاف جهت رودخانه که در مسیر سازندهای میلا، دورود و روته و همچنین سازند شمشک قابل مشاهد هستند. از جبهه جنوبی و از طریق روستای روستای همه جا است. مسیری بسیار دشوار که به دلیل صخره ای و ریزشی بودن کمی سخت تر است. در این مسیر سازند های کرج، سلطانیه، باروت-زاگون و لالون، میلا، دورود و روته در مسیر برونزد دارند. همچنین گسله ی بزرگ و لرزه زای مشا-فشم در مرز دو سازند کرج و سلطانیه را می توان در این مسیر پیگیری نمود که باعث رانده شدن سنگ های پالئوزوئیک بر روی آذرآواری های ائوسن شده است. چین خوردگی لایه ها، دایک ها و سیل های آذرین و سایر ساخت های مرتبط با گسل مشاء از دیگر جاذبه های زمین شناسی در این مسیر است. و نهایتاً از جبهه غربی می توان از طریق روستای کیاسر و گردنه کرچان به هزاربند صعود کرد که با توجه به بهمنگیر بودن مسیر برای صعود زمستانی پیشنهاد نمی گردد. در این مسیر هم سازندهای کرج، سلطانیه، باروت-زاگون، لالون، میلا، جیرود، دورود و شمشک و روته در مسیر رویت می شوند. در این مسیر هم گسله ی مشاء با روند شمال باختری – جنوب خاوری مسیر کوهنوردی را قطع خواهد کرد.

ZG-Hezarband-03

با توجه به مسیرهای ذکر شده بهترین مسیر صعود جبهه شمالی و بهترین زمان صعود اوایل خرداد و مهرماه می باشد. اما با توجه به اعتدال دما در منطقه در تابستان نیز می توان به این قله صعود کرد.
در تصویر، قله ی کوه هزاربند از دره ی سرخدر دیده می شود (دید به سوی باختر). سنگ های قرمز رنگ جلوی تصویر سازند ماسه سنگی لالون است. به سمت بالای دره سازند های آهکی میلا، ماسه سنگی دورود و در بخش های بالایی و روی قله نیز سازند آهکی روته برونزد دارند. سازند های لالون تا میلا مربوط به دوران پالئوزوئیک و دوره کامبرین و سازند های دورود و روته نیز مربوط به دوره پرمین هستند.
همه ی سازند های پالئوزوئیک و مزوزوئیک البرز در این بخش بوسیله ی گسله ی راندگی مشاء بر روی سازند کرج که از آنها جوان تر (ائوسن) است رانده شده اند. گسله های معکوس، با کارکرد خود نه تنها موجب شکل‌گیری واحدهای فیزیوگرافی شده اند. بلکه بلوکهای ساختاری متفاوتی را نیز به وجود آورده اند. وحدتی دانشمند (۱۹۹۹) در فرایند تهیه و تلفیق نقشه زمین شناسی مرزن آباد (با مقیاس ۱:۱۰۰٫۰۰۰) با بهره‌گیری از نامگذاری های اشتوکلین (۱۹۷۴)، کوههای البرز (ازجمله در محدوده جاده چالوس ) را به ۶ بلوک ساختاری تقسیم کرده است که کوه هزاربند و اطراف آن در باریکه “پالئوزوئیک – مزوزوئیک جنوبی” قرار دارد که به وسیله راندگی مشاء (در جنوب) و راندگی طالقان (در شمال) محدود شده است.
ZG-Hezarband-04
سازندهای پالئوزوئیک البرز  که در این محدوده برونزد یافته اند مختصراً به شرح زیر می باشند:

(۱) پالئوزوئیک پیشین

این بخش در همبری با گسله مشاء (۱/۵ کیلومتری جنوب گرماب و یا ۲ کیلومتری شمال (شهرستانک) و با سازند سلطانیه آغاز می‌گردد. رخساره این سازند شامل سنگهای کربناته چهره ساز با رخساره دولومیت – دولومیت های آهکی و سنگ آهکهای سیلیسی خاکستری است که برپایه مطالعه کونودونت های موجود در آنها سن آن به کامبرین پیشین نسبت داده شده است. سازند سلطانیه همچنین با میانلایه هایی از شیل‌های رسی – سیلت دار آهکی با رنگ سبز تیره می‌باشد که با نام «شیل‌های چپقلو» معرفی شده است. دولومیت های موجود در بخش بالایی سازند سلطانیه شامل دولومیت های توده‌یی متبلور و صخره‌ساز است که در آن می‌توان اثرات فسیلی « استروماتولیت» را مشاهده نمود. همانگونه که پیش تر نوشته شد، در امتداد جاده چالوس و در فاصله ۲ کیلومتری شمال سه راه شهرستانک، سازند سلطانیه با رخساره دولومیتی ستبرلایه و رنگ تیره و چهره ساز کاملاً قابل شناسایی است.

سازند سلطانیه به تدریج به مجموعه‌یی از شیل های رسی – سیلتی و ماسه‌ای ریزدانه، دارای میکا با رنگ ارغوانی، تبدیل می‌گردد که در فرهنگ چینه‌شناسی ایران با نام سازند باروت شناخته می‌شود. شیل های سازند باروت همچنین با میانلایه‌هایی از سنگاهک و دولومیت‌ حاوی چرت و استروماتولیت نیز همراهی می‌گردد.

سازند باروت با سن کامبرین همانگونه که با سازند سلطانیه (در پایین) همبری تدریجی دارد، به سوی بالای ردیف رسوبی نیز با سازند جوانتر تعیین سازند زاگون نیز مرز عادی و تدریجی دارد.

پیش از این سازند باروت را به عنوان سازند «اینفراکامبرین» در نظر می‌گرفتند ولی یافته‌های فسیل‌شناسی جدید، جایگاه چینه شناختی آن را کامبرین پیشین تائید کرده‌اند.

سازند باروت به تدریج به مجموعه یی همگن از شیل های آهک دار، ماسه سنگ ریزدانه آرکوزی، سیلتستون میکادار زودفرسا با رنگ متمایل به سرخ ارغوانی تبدیل می‌گردد. این سازند نیز در فرهنگ چینه شناسی ایران به نامه سازند «زاگون» شناخته می‌شود.

یکی از ویژگی های سازند زاگون تغییرات رخساره‌یی جانبی و تبدیل آن به سازند باروت است و به همین علت، ستبرای این سازند در هر نقطه که گزارش شده، متفاوت است. برپایه نظر لاسمی (۱۳۶۹) بخش زیرین این سازند به دلیل داشتن گلسنگ و سیلتستون سرخ رنگ و سایر نشانه ها مربوط به یک محیط قاره یی خشک و به گمان قوی در یک محیط پلایایی تشکیل شده است ولی سنگهای بالایی این سازند معرف محیط رودخانه ماندری (پیچان رود) می‌باشد. برپایه مطالعات فسیل شناسی سن سازند زاگون معادل کامبرین پیشین در نظر گرفته شده است.

به سوی بالای ردیف رسوبی ماسه سنگهای کوارتزی و کواتز آرنایت با لایه بندی نازک تا ستبر و رنگ خاکستری تا سرخ و ارغوانی “سازند لالون” ظاهر می‌گردند (نام روستای سرخدر از رنگ سرخ- ارغوانی این سازند گرفته شده است). این سازند بدلیل سختی و استحکام از جمله سازندهای چهره ساز به شمار می‌آید. در بالاترین بخش این سازند نیز کوارتزیت سفید رنگی است که با نام تاپ کوارتزیت شناخته می‌شود.

سازند میلا با رخساره دولومیتی – سنگ آهک لایه لایه و درشت دانه- سنگاهک گلاکونیت‌دار و انواع سنگاهک متعلق به کامبرین میانی البرز می‌باشد. این سازند برپایه تفاوت های رخساره‌یی به ۵ واحد تفکیک گردیده است. مهمترین فسیل یافت شده در این سازند، تریلوبیت می‌باشد. همراه با لایه های آهکی می‌توان میانلایه هایی از شیل‌های آهکی – مارن نیز وجود دارد.

سازند لشکرک با رخساره شیل – ماسه سنگ همراه با دولومیت و سنگ آهک گرهک دار متعلق به اردوویسین البرز می‌باشد.

سازند جیرود شامل ماسه سنگ – آهک ماسه ای – شیل همراه با گدازه های بازالتی متعلق به دونین البرز می‌باشد.

 

 (۲) پالئوزوئیک پسین

پالئوزوئیک پسین در البرز شامل چندین سازند مهم می‌باشد سازند مبارک ( با سن کربونیفر) شامل سنگاهک‌های تیره رنگ- متوسط لایه همراه با مارن و آهک مارنی می‌باشد که در این محدوده به دلیل عملکرد گسله وجود ندارد.

پرمین نیز شامل سه سازند دورود، روته و نسن می‌باشد.

سازند دورود با رخساره ماسه سنگ و شیل و رنگ قرمز و سن پرمین پیشین ازجمله سازندهای گسترده در البرز می‌باشد. سازند روته (پرمین میانی) شامل سنگ آهک متبلور، سنگ آهک دولومیتی است که گسترش بسیار زیادی در البرز دارد. ولی برعکس، فرصتی برای شکل‌گیری سازند نسن (پرمین پسین) در همه جا میسر نبوده و تنها در چند نقطه از البرز می‌توان سنگ آهکها و یا گدازه های بازالتی این سازند را مشاهده نمود.

 

کلمات کلیدی: البرز , تصویر , دورود , روته , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند , عکس ,کوه , کوه هزار بند , لالون , میلا

بستر ماسه ای رودخانه قزل اوزن

بستر رودخانه قزل اوزن از رسوبات غیر چسبنده با اندازه ها و ابعاد مختلف پوشیده شده است. تراس های قدیمی تر از رسوبات بسیار ریزدانه رس و لای تشکیل شده اند. در بخش هایی رسوبات ماسه ای و در بخش هایی نیز شن و قلوه سنگ های ریز تا درشت بستر را میزبانی می کنند. تخته سنگ های کوچک تا نسبتاً بزرگ هم در جای جای بستر رود خودنمایی می کنند که نمایانگر رژیم های سیلابی رودخانه در ادوار گذشته اند.

شناسایی و مطالعه ی دقیق بستر رودخانه ها، اطلاعات بسیار ذی قیمتی از زمین شناسی دوره کواترنر و عهد حاضر در اختیار زمین شناسان قرار می دهد. در تصویر اثر پای یک زمین شناس بر روی ماسه های بستر رودخانه قزل اوزن در میانه آذربایجان شرقی مشاهده می شود. در پایان تابستان و اوایل پاییز به دلیل کم شدن نزولات جوی بستر رودخانه تقریباً خشک و بی آب است و زمان بسیار مناسبی برای مطالعه بستر این رود می باشد.

کلمات کلیدی: ایران , بستر رود , رودخانه , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , قزل اوزن , قلوه سنگ , ماسه

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