نوشته‌ها

سازند سلطانیه

در زمانه ۸۰۰ تا ۷۵۰ میلیون سال قبل اتفاقی در پهنه ایران زمین افتاد که اثرات قابل توجهی بر سرنوشت سرزمین ایران داشت. عملکرد نیروهای زمین ساختی منجر به کوهزایی بزرگی به نام “کاتانگایی” در ایران شد که اثرات قابل توجهی بر روی قدیمی ترین سنگ های ایران داشت. در پی این رخداد روندهای ساختاری کلی ایران شکل گرفت. گسله های پی سنگی و بزرگ ایران ایجاد شد و حوضه های رسوبی جدید بنیان نهاده شد. این کوهزایی باعث ماگماتیسم ها، دگرگونی ها، دگر شکلی ها و تقسیم پی سنگ یکپارچه ی ایران به بلوک های جدا از هم گردید. هر چند که اثرات این کوهزایی در همه جای ایران یکسان نبوده و در باختر ایران مرکزی و البرز اثرات کمتری داشت.

بعد از رخداد کاتانگایی چه اتفاقی افتاد؟

یکی از پیامدهای کوهزایی کاتانگایی، ایجاد چرخه های رسوبی از نوع برقاره یی یا دریای درون قاره یی (Epicontinental) بوده است که از زمان پرکامبرین (۸۰۰ میلیون سال قبل) تا تریاس میانی (۲۲۷ میلیون سال قبل) در گستره های وسیعی از ایرانزمین چیره بوده و طی آن، پوشش سکویی اپی کاتانگایی ایران شکل گرفته است. در بیشتر نقاط ایران مرز پرکامبرین – کامبرین پیوسته و تدریجی است.

در ردیف های سکویی پالئوزوئیک ایران، شواهد زیادی از ناپیوستگی رسوبی دیده می شود که به جز برخی استثناء ها، به طور عموم از نوع “ناپیوستگی موازی” است. در نتیجه این باور وجود دارد که در پالئوزوئیک شرایط زمین ساختی  به نسبت آرامی بر سرزمین ایران حاکم بوده و تنها در حرکت های تناوبی رو به بالا و پایین زمین، گاهی از وسعت دریا کاسته می شده و زمانی نیز با پسروی کامل دریا، سکوی پالئوزوئیک به خشکی تبدیل می شده است.

پس از رویداد زمین ساختی کاتانگایی و در زمانه پرکامبرین (۸۰۰ تا ۵۴۰ میلیون سال قبل) یعنی پیش از کامبرین، رسوبات کنار قاره یی ایران بیشتر از انواع آواری کم عمق، گاهی تبخیری و آتشفشانی بودند. شرایط جغرافیایی و حوضه رسوبی آن زمان در گستره ی وسیعی در ایران و حتی کشورهای همجوار یکسان بوده و در نتیجه سنگ ها رخساره ی بسیار همگن دارند. اما بر اساس تغییرات رخساره سنگی در طول زمان، مجموعه ی سنگی به چند واحد سنگ چینه یی تقسیم شده اند. در گذشته سازند های بایندور، سلطانیه، باروت و زاگون جزء سنگ های پرکامبرین البرز دانسته می شدند؛ اما با تکمیل مطالعات و یافتن شواهد فسیلی جدید، امروزه مرز پرکامبرین – کامبرین در البرز را میانه سازند سلطانیه می دانند و این به دلیل آرامش نسبی موجود در حوضه رسوبی در آن زمانه است.

سازندی در مرزهای تاریخ

سازند سلطانیه به دلیل واقع شدن در مرز زمانی دو فصل از تاریخ زمین (پروتروزوئیک و پالئوزوئیک) در البرز از اهمیت دو چندانی برخوردار است. این سازند از ۵ عضو برخوردار است که ۲ عضو زیرین آن سن پرکامبرین و ۳ عضو بالایی آن سن کامبرین دارند.

در برش الگو

این سازند برای اولین بار در کوه های سلطانیه زنجان مطالعه و معرفی شد. در محل برش الگو، این سازند از سه عضو تشکیل شده است:

  • دولومیت پایینی با ستبرای ۱۲۳متر (بعداً تا ۲۵ متر)
  • شیل چپقلو با ستبرای ۲۴۷ متر (بعداً ۱۲۰ متر)
  • دولومیت بالایی (بعداً میانی) با ستبرای ۷۹۰ متر (بعداً ۴۰ تا ۷۲ متر)

عضو شیلی چپقلو در دره کرج

مطالعات تکمیلی

در مطالعات بعدی، دو عضو دیگر به این سازند اضافه گردید:

  • عضو شیل بالایی با ستبرای ۴۰ تا ۲۱۲ متر
  • عضو دولومیت بالایی با ستبرای ۲۵۰ تا ۷۹۰ متر

محیط رسوبی

به نظر می رسد، بخش بیشتر سازند سلطانیه که از سنگ های کربناتی پدید آمده است، در سکو های نوع رمپ نهشته شده است و شامل دو توالی پسرونده بزرگ است. توالی نخست با پیدایش نهشته های پیشرونده کربنات های دولومیت پایینی آغاز و با بالا آمدن سطح آب دریا و ژرف تر شدن حوضه، نهشته های کربناتی جای خود را به شیل های تیره رنگ (بخش شیل زیرین) داده است. پس از پایین افتادن دوباره سطح آب، رخساره های کربناتی سکو (بخش دولومیت میانی) بر جای گذاشته شده اند. توالی دوم با شیل های تیره رنگ و فسفات دار (عضو شیل بالایی) آغاز شده و با دولومیت بالایی پایان می یابد.

عضو های سازند سلطانیه

در نهایت ۵ عضو سازند سلطانیه به این صورت تقسیم بندی شدند:

  • عضو دولومیتی پایینی: شامل تا ۲۵ متر دولومیت لایه یی چرت دار، خاکستری تیره حاوی فسیل های پوسته دار. این عضو در بیشتر نقاط وجود ندارد و سازند سلطانیه با شیل پایینی آغاز می شود.
  • عضو شیل پایینی: شامل ۱۲۰ متر شیل های رسی – سیلتی میکادار و گاهی ماسه ریزدانه که حاوی عدسی هایی از سنگ آهک سیلت دار است.
  • عضو دولومیت میانی: شامل ۴۰ تا ۷۲ متر سنگ های کربناتی چهره ساز است که ۴۰ متر زیرین آن سنگ آهک های سیلیسی خاکستری تیره و بقیه آن دولومیت تا دولومیت آهکی روشن رنگ است.
  • عضو شیل بالایی: شامل ۴۰ تا ۲۱۲ متر شیل های رسی – سیلتی آهکی متمایل به سبز است که به طرف بالا به سنگ آهک های رسی خاکستری تیره رنگ تبدیل می شود. در عضو شیل بالایی اوناع گوناگونی از فسیل های پوسته دار، شکم پایان، اسفنج ها و … وجود دارند.
  • عضو دولومیت بالایی: شامل ۲۵۰ تا ۷۹۰ متر دولومیت های توده یی، متبلور، صخره ساز با رنگ روشن تا خاکستری روشن است. جلبک های استروماتولیتی به فراوانی در این عضو دیده می شوند.

جلبک های استروماتولیتی در عضو دولومیت بالایی سازند سلطانیه

شایان ذکر است که ستبرای سازند سلطانیه در همه جا یکسان نیست. تغییرات شدید ضخامت دولومیت ها و شیل ها در همه جا وجود دارد. در برخی نقاط با کاهش ضخامت دولومیت ها، به ضخامت شیل ها افزوده می شود و حتی ممکن است در برخی نقاط، عضو هایی دیده نشوند و یا به یکدیگر تبدیل شده باشند.

به عنوان مثال ستبرای این سازند که در برش الگو ۱۱۶۰ متر است؛ در دره کرج ۱۰۰۰ متر، در محدوده ی کوه کهار ۴۰ تا ۲۰۰ متر و در محدوده ولی آباد تا ۶۰۰ متر و در جنوب زنجان ۹۸۵ متر گزارش شده است.

در دره کرج،گسله مشاء سازند سلطانیه را بر روی سازند کرج رانده است. در این بخش شیل های چپقلو، عضو دولومیت میانی، شیل های بالایی و عضو دولومیتی بالایی برونزد یافته اند.

نمایی نزدیک تر از شیل های تیره چپقلو، دولومیت میانی، شیل بالایی و دولومیت بالایی در دره کرج

نمایی نزدیک از شیل های تیره رنگ چپقلو در جاده چالوس

نمایی از دولومیت های ستبر لایه و صخره ساز بخش بالایی سازند سلطانیه

مرزهای سازند سلطانیه

مرز زیرین سازند سلطانیه در برش الگو با سازند بایندور هم شیب و پیوسته است. اما گسترش جغرافیایی این سازند محدود به کوه های سلطانیه زنجان و شمال باختری آذربایجان است و در بیشتر نقاط سازند سلطانیه با یک ناپیوستگی تند ناهمزمان مستقیماً بر روی سازند کهار (کهر) قرار می گیرد. سازند کهار قدیمی ترین سنگ های البرز را شامل می شود که مجموعه یی از ردیف های شیلی، توفی، ماسه سنگی سبز رنگ با سن نئوپروتروزوئیک می باشند.

مرز بالایی سازند سلطانیه نیز با سازند باروت تدریجی است. با اینکه بخش عمده سازند باروت شیل های سیلتی – رسی و ماسه یی ریز دانه میکادار به رنگ ارغوانی است اما میانلایه هایی از آهک و دولومیت حاوی چرت و استروماتولیت را همچنان در خود دارد.

گذر تدریجی سازند سلطانیه به سازند باروت در جاده چالوس. در بخش های ابتدایی سازند باروت همچنان میانلایه هایی از دولومیت دیده می شود.

منبع: زمین شناسی ایران – دکتر آقانباتی

برای مطالعه ی بیشتر در مورد سازند سلطانیه در زنجان: مدل دولومیتی شدن سازند سلطانیه در جنوب باختر زنجان

همچنین بخوانید: کوه هزار بند

موقعیت تصاویر بر روی نقشه: زمین نگار

کلمات کلیدی: سازند سلطانیه , دولومیت , شیل , چپقلو , پرکامبرین , کامبرین , جاده چالوس , زنجان , سنگ آهک , کاتانگایی , کوهزایی , پالئوزوئیک , گسل مشاء , البرز , آذربایجان , سازند باروت , سازند بایندور , سازند کهار , ناپیوستگی , درون قاره , نهشته , رسوبگذاری , زمین گشت , زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم

گنبد آتشفشانی گئچی قالاسی

 

 

آنهایی که تاکنون مسیر تبریز به مرز بازرگان را طی کرده اند، حتما از دیدن زیبایی های طبیعی و زمین شناختی فراوان این مسیر لذت برده اند. یکی از این زیبایی های طبیعی که در مسیر مرند – ماکو و در حوالی کوشکسرای از دور خودنمایی می کند، یک کوه منفرد است که در زبان محلی “گئچی قالاسی” نامیده می شود که به زبان فارسی “قلعه ی بز” معنا می شود.
این کوه منفرد که در سمت چپ جاده ی مرند – ماکو با ارتفاع ۲۰۵۰ متر از سطح دریا از دور مشخص است در واقع یک “گنبد آتشفشانی” است و اطراف آن را سنگ های رسوبی فرا گرفته اند.
گنبد آتشفشانی (Volcanic dome) در واقع زمانی شکل می گیرد که گدازه ای به سطح زمین برسد و بخاطر چسبندگی و ویسکوزیته بالایش نتواند به راحتی جریان یابد و در اطراف محل خروج و یا دهانه خروجی جمع شود. در نتیجه شکلی گنبد گونه به خود می گیرد. گاهی اوقات گنبدها در اثر خروج های مکرر گدازه های چگال از یک خروجی تولید می شوند و گاهی نیز گدازه بسیار چگال از دهانه آتشفشان به بیرون فشار داده می شود مانند خروج خمیر دندان از تیوب در اثر فشردن آن.
با بالا آمدن گدازه جدید، توده های قدیمی تر شکافته شده و بوسیله ی نیروی اعمال شده از پایین باز می شوند و گدازه های جدید از میان درزه های و شکستگی ها بالا می آیند و از طریق این شکاف ها به سطح رسیده و جریان های کوچک به آهستگی روی دامنه به سمت پایین جریان می یابند و با تکرار این عمل گنبد به آرامی شکل می گیرد. همانطور که گنبد شکل می گیرد، پوسته ی در حال گسترش آن شکسته می شود و به سمت پایین می غلتد تا پشته ای از قطعات سنگی زاویه دار (برش) در دور تا دور دامنه شکل بگیرد. ادامه ی این عمل می تواند به دفن شدن گنبد در میان پشته های واریزه یی منجر شود.

 

در نتیجه یک گنبد آتشفشانی می تواند روزها، ماه ها، سال ها و قرن ها در حال رشد باشد. از درون با تزریق ماگما و از بیرون با سنگ های ناپایدار و شکننده. حتی ممکن است در اثر فشار فزاینده ی گازهای ماگما، یک گنبد آتشفشانی منفجر شده و جریان های آذرآواری، لاهار و سایر فرایندهای یک آتشفشان انفجاری را از خود بروز دهد.
جنس گدازه های خروجی که سازنده ی گنبدهای آتشفشانی هستند می تواند از بازالت تا ریولیت متفاوت باشد، اگر چه اکثر گنبدها از ترکیبات حدواسط مانند داسیت – آندزیت ساخته شده اند. اما مشخصه همه ی این گدازه ها چگالی بالای آنهاست. چگالی بالا از دو روش بدست می آید: سطح بالای سیلیس در ماگما و یا با خروج گاز از ماگمای سیال. از آنجایی که گنبدهای آندزیتی و بازالتی چگال به سرعت هوازده شده و به راحتی با ورود گدازه های بعدی از بین می روند؛ بیشتر گنبدهای باقی مانده کنونی دارای محتوای سیلیس بالا بوده و از جنس ریولیت یا داسیت هستند.

 

جنس گنبد آتشفشانی گچی قلعه سی “داسیتی – تراکی داسیتی” است و در زمانه نئوژن در میان سنگ های رسوبی میوسن نفوذ کرده است. در نتیجه انتظار وجود سنگ های دگرگون شده مجاورتی را نیز می توان در اطراف این کوه داشت. در دامنه های این کوه رگه های زیبایی از سنگ مرمر سبز رنگ وجود دارد که موید دگرگونی سنگ های اطراف این کوه در اثر حرارت درونی آن است. سنگ های در بر دارنده این کوه مارن قرمز، کنگلومرا، ماسه سنگ همراه با گچ و نمک، مارن گچی، ماسه سنگ آهکی و سنگ آهک ست که سن میوسن را به آنها نسبت داده اند.

 

با دگرگونی سنگ های آهکی اطراف کوه در طی زمان، بلورهای درشتی از کلسیت (CaCo3) را بنام مرمر اونیکس (Onyx marble) ایجاد کرده است. در این محل، آب ترش و سرد و گازداری از اعماق زمین خارج می شود که در مسیر جاری شدن خود لایه های زیبایی از رسوبات آهندار قرمز و لیموئی را ایجاد نموده است.
چندین گنبد دیگر نیز در ادامه به سمت مرند و همراستا با گئچی قالاسی و راستای گسله شمالی میشو بیرون زده اند که همجنس با این گنبد هستند اما از بلندای چندانی برخوردار نیستند.
در تصویر قله زیبای گئچی قالاسی از جاده ی مرند – ماکو و در نزدیکی روستای کوشکسرای با نگاه به سوی جنوب باختر به تصویر کشیده شده است. قله ی گنبدی شکل، واریزه های دامنه یی و واحد های مارنی و رسی به خوبی قابل مشاهده اند.

کلمات کلیدی: زمین شناسی ,زمین گردشگری ,ژئوتوریسم ,ژئوپارک ارس ,گئچی قالاسی ,مرند ,کوشکسرای ,آذربایجان , گنبد آتشفشانی ,داسیت ,تراکیت

اثر هنری جنوب میانه، تلفیق رسوبگذاری و تکتونیک

گدازه های بازالتی کواترنر ماکو

بازالت های کواترنری آذربایجان حاصل آخرین مرحله آتشفشانی در ایران هستند. این گدازه ها با ترکیب کانی شناسی اولیوین بازالت گسترش متفاوتی در مناطق ماکو، سیه چشمه، اهر، کلیبر، مشکین شهر، باختر ارومیه و … دارند. در منطقه ماکو گدازه های بازالتی بر روی دشت های آبرفتی گسترده شده اند و مساحت زیادی از زمین های پست را پوشانده اند. این گدازه ها تیره رنگ و دارای تخلخل فراوان هستند. گسترش آنها در زمین های هموار و پست به گونه ای است که جریان یافتن آنها را تداعی می کند که نمونه ی امروزی آنها در جزایر هاوایی دیده می شود. انواع ساخت های مرتبط از جمله ساخت های طنابی در این گدازه ها دیده می شود.

جدا از مناطق آذربایجان و کردستان، سنگ های آتشفشانی کواترنری را می توان در گستره های وسیعی از خاور ایران (جنوب طبس، جنوب بیرجند، نهبندان و …) دید که بطور عموم به نام بازالت های کواترنری شناخته می شوند اگر چه برخی از آناه ترکیب های دیگری داشته باشند.

در تصویر، گدازه های بازالتی باختر ماکو به رنگ سیاه دیده می شوند که در دشتی آبرفتی گسترده شده اند. در پسزمینه تصویر قله آتشفشانی آرارات که اکنون در خاک ترکیه واقع شده است دیده می شود.

برای مشاهده تصویر فوق بر روی نقشه اینجا کلیک کنید

کلمات کلیدی: زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم , گدازه , بازالت , کواترنری , آتشفشان , آرارات , ماکو , آذربایجان , زمین گشت

دومین دریاچه شور دنیا

دریاچه اُرومیه نام دریاچه‌ای در شمال غربی ایران است. طبق تقسیمات کشوری، این دریاچه میان دو استان آذربایجان غربی و استان آذربایجان شرقی قرار گرفته است. مساحت این دریاچه در تابستان ۱۳۹۴ در حدود شش هزار کیلومتر مربع بود که در ردیف ۲۵امین دریاچه بزرگ دنیا از نظر مساحت قرار می‌گیرد. دریاچهٔ ارومیه، بزرگ‌ترین دریاچهٔ داخلی ایران و دومین دریاچهٔ بزرگ آب‌شور دنیا است. آب این دریاچه بسیار شور بوده و بیشتر از رودخانه‌های زرینه‌رود، سیمینه‌رود، تلخه رود، گادر، باراندوز، شهرچای، نازلو و زولا تغذیه می‌شود.

این دریاچه با داشتن بیش از یک‌صد جزیره کوچک سخره‌ای محل توقف پرندگان مهاجر از جمله فلامینگو، پلیکان، کفچه‌نوک، اکراس، لک‌لک، اردک پیسه،نوک‌خنجری٬ چوب‌پا، و مرغ نوروزی می‌باشد.

به خاطر شوری بیش از حد دریاچه هیچ نوع ماهی در این دریاچه زندگی نمی‌کند. با این‌حال دریاچه ارومیه یکی از زیست‌گاه‌های مهم سخت‌پوست آرتمیاشناخته‌می‌شود. این سخت پوست یکی از منابع اصلی تغذیه پرندگان مهاجر از جمله فلامینگو به شمار می‌آید. در اوایل سال ۲۰۱۳ از رئیس وقت مرکز مطالعات آرتمیای ارومیه نقل شد که آرتمیا در این دریاچه منقرض شده‌است. این نظر توسط برخی کارشناسان دیگر رد شده‌است.

این دریاچه از اواسط دهه ۸۰ شروع به خشک شدن کرد و امروزه در خطر خشک شدن کامل قراردارد. بررسی تصاویر ماهواره‌ای نشان می‌دهد که در سال ۹۴ دریاچه ۸۸ درصد مساحت خود را از دست داده (گزارش‌های قبلی تنها به از دست رفتن ۲۵ تا ۵۰ درصد مساحت دریاچه اشاره کرده‌بودند). دلایل بسیاری برای خشک شدن دریاچه ذکر شده است از جمله خشکسالی، احداث بزرگراه بر روی دریاچه، و استفاده بی‌رویه از منابع آب حوزه آبریز دریاچه. تحقیق جدیدی توسط چند تن از محققان در آمریکای شمالی نشان می‌دهد که خشک‌سالی تنها باعث کاهش ۵ درصدی بارش در حوزه آبریز دریاچه شده و عوامل انسانی شامل پروژه‌های جاه‌طلبانه توسعه اقتصادی-آبی به همراه ساخت بزرگراه ۱۵ کیلومتری بر روی دریاچه با دریچه کوچک ۱/۲ کیلومتری وضعیت دریاچه را به بحران کشانیده است. تا سال ۹۱ بیش از دویست سد بر روی رودخانه‌های حوزه آبریز دریاچه در مرحله آماده بهره‌برداری، یا پایان مراحل طراحی بودند.

بر اساس بررسی‌ها در آبان ۱۳۹۴ تراز آب دریاچه ارومیه ۱۲۷۰٫۰۴ متر عنوان شد که نسبت به زمان مشابه سال پیش از آن ۴۰ سانتیمتر کاهش نشان می‌داد.

طول دریاچه از شمال به جنوب در حدود ۱۴۰ کیلومتر و عرض آن بین‏ ۲۰ تا ۵۰ کیلومتر تغییر می‏ کند. حداکثر عمق آن ۲۱ متر و عمق متوسط آن‏ ۶ متر می ‏باشد. در فصل تابستان،آب دریاچه در حدود ۱ متر پایین‏ می‏رود،به طوری که از مساحت دریاچه که در حدود ۶ هزار کیلومتر مربع‏ می‏ باشد،حدود ۱۵۰۰ کیلومتر مربع آن خشک می‏ شود و در سواحل دریاچه‏ زمین‏ های باتلاقی تشکیل می‏دهد. مقدار آب دریاچه را در حدود ۱۲ میلیارد متر مکعب تخمین می‏ زنند. تغییر سطح آب دریاچه در ایام سال‏ کاملا محسوس است. در ماه‏های شهریور، مهر و آبان آب آن کم می‏ شود.در مواقع سرما و یخبندان،ارتفاع سطح دریاچه تقریبا ثابت است. در اوایل‏ فروردین،به واسطهء ذوب برفها و فراوانی آب رودها،دریاچه به حداکثر وسعت خود می‏ رسد که گاهی ۴ تا ۵ متر از سطح عادی بالاتر می‏ آید و بخشهایی از ساحل آن به زیر آب فرو می‏ رود.

پسروی ساحل و تغییرات سطح آب در سواحل غربی دریاچه‏  در مورد پیدایش این دریاچه نظرات مختلفی بیان شده است. نخست‏ این که دریاچه نسبتاً جوان است و بعد از آخرین فعالیت یخچالی و بر اثر فعالیت های تکتونیکی پدید آمده است. از دید “شرودر” چاله این دریاچه بخشی از یک فرورفتگی است که از ارومیه تا دختر کشیده‏ شده و خود یک کمربند آتشفشانی است. برخی اعتقاد دارند که دریاچه ارومیه یک چین زمین‏ شناسی است و طبقات رسوبی به سمت مرکز دریاچه‏ امتداد دارند. نظریه دیگر این است که این دریاچه در اثر حرکت گسل ارومیه به وجود آمده است.

دریاچه در گودالی قرار دارد که در آن آهکهای دوران سوم‏ {نظریه وی ائوژئوسنکلاین (ناودیس طویل و باریکی که فعالیت آتشفشانی در آن‏ زیاد است) نام دارد} (الیگوسن)، فلیش دوران دوم(کرتاسه پایینی) را پوشانده است. این‏ دریاچه از نظر زمین‏ شناسی در بین دو سیستم فعال گسل تبریز در شمال و گسل‏ زرینه ‏رود در جنوب واقع شده است.

نظریهء دیگر بر آن است که‏ دریاچه ارومیه در اثر رویدادهای زمین ساختی و در میوسن میانی، بعد از فروافتادگی چاله تبریز-ارومیه، چاله مزبور را اشغال می‏کند و بنابر این حالت ژئوسنگلینالی دارد. «کارل»و«بوتزر» پیدایش دریاچه‏ را ناشی از ازدیاد بارندگی می‏ دانستند.

از نظر میزان گسترش آب، وسعت آن در دوره پلیوستوسن(دوران‏ چهارم) خیلی بیشتر از امروز بوده است و سطح امروزی آن در حدود ۳۵۰ متر پایین تر از آن زمان می‏ باشد،لذا در دوران چهارم به موازات‏ تغییرات اقلیمی، سطح آن دائماً تغییر می‏ کرده است. شواهد این تحولات‏ را به صورت پله‏ ها و تراسهایی می‏ توان در اطراف دریاچه پیدا کرد. سکوها دلتاهای قدیمی بیرون از آب، وسعت و منطقه گسترش دریاچه را نشان‏ می‏ دهد. ادامه تراس های دریاچه‏ ای در منطقه دامنه تشکیلات‏ خروجی کوه بز و داغی با عظمتی چشمگیر وجود دارد. در این تراس ها، ناپیوستگی‏هایی دیده می‏ شود که نشانه‏ ای از وجود یک سطح فرسایش قدیمی به‏ شمار می‏ رود. نحوه عمل رسوب‏گذاری در این ناپیوستگی‏ ها مؤثر بوده است. در زمان‏هایی که نوسانی در پوستهء زمین وجود داشته،نهشته‏ ها حالت‏ دگرشیبی نیز به خود گرفته‏ اند.

«کارل»و«بوتزر»مراحل گسترش دریاچه ارومیه را مربوط به‏ دوره‏ های بارانی دوران چهارم می‏ دانستند. به نظر آنان دریاچه زمانی به‏ حداکثر گسترش خود می‏ رسیده که دوره‏ های یخبندان به حداکثر توسعه خود می‏ رسیدند. به نظر«بوبک»علت توسعهء دریاچه در دورهء پلیو – پلئیستوسن و دوره‏ های سرد پلئیستوسن، پایین آمدن حرارت متوسط هوا به میزان ۵ درجه سانتیگراد کمتر از امروز بوده است. بر اساس‏ نظریه «کارلتن-کورن»در این حوضه، از پلئیستوسن پیشین به این طرف ناپیوستگی ظاهر شده در سونداژهای تراس دریاچه ‏ای واقع در پایکوه های ناهمواری بزوداغی در غرب دریاچه ارومیه جنگلهایی وجود داشته که هم اکنون از بین رفته است. دلیل این‏ مدعا، پیدایش استخوان حیوانات وحشی در غار تام‏تاما در ارومیه می‏باشد. دکتر«بوبک» حداکثر ارتفاع دریاچه ارومیه از سطح دریا را ۱۳۷۰ متر نوشته است اما با پیدایش نظریه امکان‏ رطوبت بیشتر هوا و گسترش دریاچه در دوره یخبندان وورم، اصولا بایستی سطح آب بیشتر از این مقدار بوده باشد.

دکتر«ربین» در عمق ۲- ۳ متری تراس دریاچه‏ ای ۱۴۵۰ متری موجود در تبریز، اثر بسیار ظریف‏ باستانی متعلق به دورهء حجر جدید بافته بود که مسایلی را به دنبال داشت. علم باستانشناسی برای این مرحله از تاریخ،قدمتی در حدود ۸۰۰۰ سال‏ پیش از میلاد قائل است. بدین ترتیب ظاهراً هزاران سال بعد از پایان‏ یخبندان دورهء وورم آبهای دریاچه به ارتفاع ۱۴۵۰ متر بالاتر از سطح‏ دریا می‏ رسیده که نظر دکبر«بوبک»را نفی می‏کند.

نظریه دیگر درباره پیدایش و گسترش دریاچه مبتنی بر این فرض است که در دوره‏ های‏ سرد پلئیستوسن، بعد از گسترش دریاچه، سردی هوا موجب توقف گسترش‏ گیاهان شده و در نتیجه عوامل بازدارنده فرسایش یعنی گیاهان مانعی‏ در برابر جریان‏های متناوب سیلابی ایجاد نمی‏ کرده است، به نظر می‏ رسد که این دریاچه همانند سایر دریاچه‏ های داخلی ایران،به علت کاهش میزان‏ تبخیر پدید آمده باشد. از دورهء وورم به این طرف، بالاآمدن میزان درجه‏ حرارت به ویژه در فصل تابستان، موجب شده مقداری از آب دریاچه خشک‏ شود و قشر نمکی بر جای بماند. این پدیده از پاپان دورهء وورم تا به حال‏ ادامه داشته است. بنابراین در دوره پلئیستوسن تأثیر دقیق میزان دما در میزان تبخیر، و اهمیت مقدار و شدت بارندگی‏ های محلی (نه میزان‏ بارندگی سالیانه) در پیدایش و گسترش دریاچه بی‏ تأثیر نبوده ‏اند. لذا می‏توان کرونولوژی ساده‏ ای را تنظیم کرد:

پس از تشکیل حوزه‏ه یا نئوژن آذربایجان و فعالیت گسل تبریز در میوسن‏ میانی، چاله تبریز-ارومیه به وسیله نهشته‏ های دریاچه‏ ای پوشانده می‏ شود که می‏ توان آن را به اواخر دوره پلیوسن نسبت داد. در فاصله زمانی طولانی‏ دوره یخچالی که دران چهارم دیرینه را از بحران‏ های آب و هوایی دوران‏ چهارم جدید جدا می‏ کند، تراس هایی پدیدار می‏ شود که پایینترین آن، ناشی از آخرین مرحله آب و هوای سرد و مرطوب بوده که می‏وان آن را با تاردی گلاسیر همزمان دانست. چون در اثنای دوره یخچالی دوران‏ چهارم، این بخش از ایران،تحت تأثیر پرفشار قطبی و دارای اقلیمی سرد و نسبتاً کم آب بوده، روند فرسایش در آن همانند اغلب قسمت های نیمه شمالی‏ ایران بوده و در این دوره‏ ها (دوره‏ های سرد) عملکرد فرسایش با حاکمیت‏ قلمرو خاکسره (Solifluction) مشخص می‏ شده است. اما در دوره ‏های بین‏ یخچالی تحت تأثیر قلمرو فرسایش بارانی بوده است.

در این که تحولات دوران چهارم، تراس هایی را به وجود آورده،همه‏ متفق‏ القولند. «شوایتزر» جمعا چهار مرحله از ارتفاعات سطح آب دریاچه‏ را مشخص کرده که ارتفاع هر یک از آنها در مقایسه با ارتفاع‏ امروزی ۱۲۷۳ تا ۱۲۸۰ متر بالاتر از سطح دریای آزاد به ترتیب به قرار زیرند:

دوره سرد میندل ۲۱۵ متر،دورهء سرد ریس ۸۵-۸۰ متر، دورهء سرد وورم I 65-60 متر،دوره وورم H 30 متر.

این موارد نوسانات بسیار آب دریاچه ارومیه را در دوران چهارم نشان‏ می‏ دهد.

همان طور که قبلا نیز ذکر شد، سطح دریاچه ارومیه در حال حاضر نیز دارای نوساناتی می‏ باشد. نوسان سطح آب آن بیش از ۱ متر است و دامنه نوسان ادواری آن نیز بیش از ۴ متر می‏ باشد، لذا وسعت، شکل‏ و سایر خواص مورفومتری دریاچه در خلال زمان متغیر می باشد. در نتیجه‏ نوسانات سطح دریاچه نوار شوره ‏زاری در پیرامون آن تشکیل می ‏شود. پهنای این نوار متناسب با شیب و وسعت جلگه‏ های ساحلی در جهات مختلف‏ تغییر می‏ کند. عرض این نوار در جلگه‏ های مصبی بیشتر می ‏باشد. پایینترین سطح آب دریاچه در اوایل پاییز دیده می‏ شود.

دریاچه ارومیه یکی از دریاچه‏ های نادر و غیر عادی در جهان است که‏ آب آن فوق اشباع از نمک بوده و از نظر اندازه،عمق و ترکیبات شیمیایی‏ آب آن، نوع رسوب، اکولوژی و گردش آب اختصاصات ویژه‏ ای دارد. درباره علت شوری دریاچه ارومیه باید از وجود سنگ های گچی و نمکی نئوژن در حوضه آبریز آن نام برد که مخصوصاً در بخش‏ شمالی آن، آغشته به نمک بوده و در چند جا، گنبدهای نمکی آنها را قطع‏ می ‏کند. درجه شوری آب دریاچه نیز دستخوش تغییر است. در کف دریاچه‏ چشمه‏ هایی وجود دارد که آب آنها درجه شوری را پایین می‏ آورد. رودهای شوری نظیر تلخه‏ رود نیز در افزایش شوری آن مؤثرند. شوری آب دریاچه شرایط استخراج نمک آن را فراهم‏ کرده است.

میزان کلرورسدیوم آن از ۳۰/۶۵ تا ۹۰/۲۷۱ گرم در لیتر متفاوت‏ است. نسبت مول Mg/Ca آن در حدود ۲۸ به ۱ است و PH آن‏ در حدود ۲/۷ تا ۶/۷ می‏ باشد. وزن مخصوص آب دریاچه‏ از ۱۱۳/۱ تا ۱۵۵/۱ متفاوت می‏ باشد. رسوبات شیمیایی این‏ دریاچه به ترتیب فراوانی عبارتند از نمک طعام، گچ، آراگونیت و کلسیت، رسوبات تخریبی همانند فلدسپات و خاکسترهای آتشفشانی (احتمالا مربوط به سهند).

دریاچه ارومیه دارای ۱۰۲ جزیره است. جزایر دریاچه ارومیه اغلب صخره‏ ای می‏ باشند که مهمترین آنها شامل‏ تشکیلات خروجی(شاهی) و آهک‏ های میوسن بر روی ماسه سنگ‏های‏ کرتاسه (کبودان یا قویون داغی) می‏ باشند.

کلمات کلیدی: آذربایجان , ایران , دریاچه ارومیه , دومین دریاچه شور , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم

منابع

۱-اهلرز،اکارت-مبانی یک کشور شناسی جغرافیایی(ایران)-ترجمهء محمدتقی‏ رهنمایی-تهران-گیتاشناسی-۱۳۶۵٫

۲-ایرانپناه،دکتر اسد-اصول چینه‏شناسی-انتشارات دانشگاه تهران-چاپ دوم- تیرماه

۳-بدیعی،دکتر ربیع-جغرافیای مفصل ایران-جلد اول-اقبال-تهران- ۱۳۶۲

۴-جداری‏عیوضی،دکتر جمشید-جغرافیای آبها-دانشگاه تهران-چاپ دوم- مهر ۱۳۶۶

۵-جداری عیوضی،دکتر جمشید،-ژئومورفولوژی درهء کوزه کنان-نشریهء گروه‏ آموزشی جغرافیا-تهران-شمارهء ۱-دی ۱۳۵۶

۶-جداری عیوضی،دکتر جمشید-کویر کبودان-موسسهء جغرافیا-دانشگاه‏ تهران-شمارهء ۱۸-مهرماه ۱۳۶۱

۷-خسرو تهرانی،خسرو-درویش‏زاده،علی-زمین‏شناسی ایران-تهران- تربیت معلم-۱۳۶۳

۸-خیام،دکتر مقصود-ملاحظاتی چند در سفره‏های آبرفتی و نهشته‏های کواترنر جلگهء تبریز-مجموعهء مقالات سمینار جغرافیایی-انتشارات آستان قدس رضوی.

۹-دهقان،علی-رضائیه،سرزمین زرتشت-ابن‏سینا-تهران-

۱۰-سیاهپوش،دکتر محمد تقی-پیرامون آب و هوای باستانی فلات ایران- ابن‏سینا-تهران-۱۳۵۲

۱۱-گابریل،آلفونس-تحقیقات جغرافیایی راجع به ایران-ابن‏سینا-تهران-

۱۲-گل گلاب،حسین-مشخصات جغرافیای طبیعی ایران-نوشتهء م.پتروف- تهران-ابن‏سینا-

۱۳-محمودی،دکتر فرج‏اللّه-تحول ناهمواریهای ایران در کواترنر-پژوهش‏های‏ جغرافیایی-موسسهء جغرافیا-دانشگاه تهران-شهریور ۱۳۶۷

۱۴-نقشهء زمین‏شناسی شمال غرب ایران-مقیاس ۱۰۰۰۰۰۰/۱-شرکت ملی نفت‏ ایران-شمارهء ۱-۱۹۷۸

۱۵-ودیعی،دکتر کاظم-مقدمه بر جغرافیای طبیعی ایران-تبریز-فروردین ۱۳۳۹

۱۶-ودیعی،دکتر کاظم-مطالعات جغرافیایی-نوشتهء ژاک دومورگان-تبریز-

ژئوپارک ارس

ژئوپارک ارس (ارسباران) در شمال باختر ایران و در استان آذربایجان شرقی واقع شده است. این ژئوپارک شامل پنج ژئوسایت کوه علی‌باشى، کوه کیامکى، کوه گئچى قالاسى، آبشار ماهاران و آبشار آسیاب خرابه است که هر کدام نمونه‌هاى زمین‌شناسى کم‌نظیرى دارند. ژئوپارک ملی جلفا و ژئوپارک جهانی ارس در شمال استان آذربایجان شرقی درمنطقه جلفا، دومین محدوده پیشنهادی رسمی کشور به سازمان یونسکو است که شناسایی و پیشنهاد اولیه آنها توسط بهرام نکوئی صدری در سال ۱۳۸۷ انجام شده‌است.

مناطق دیدنی این ژئوپارک شامل ژئوسایت های زمین شناسی، مناطق فسیلی، چشمه های معدنی، آبشارهای مختلف و مقاطع متفاوت زمین شناسی در مناطق پارک کوهستان، چشمه تراورتن ساز کوه گچی قالاسی، آبشار آسیاب خرابه، آبشار ماهاران و کوه کیامکی است.

۱- آبشار آسیاب خرابه

این آبشار در ۲۷ کیلومتری هادی شهر در شهرستان جلفا قرار دارد. آب آن بعد از آنکه به شکل آبشار سرازیر شد، به صورت یک رشته جویبار به هم پیوسته به سمت دره جریان پیدا می کند. در محل ریزش آب در تمام سطوح دیواره آبشار ، گیاهان آبزی و کنارآبزی نظیر خزه ، پرسیاوش و بولاغ اوتی روییده است که بر زیبایی آن افزوده است. تمام سنگ های بالای آسیاب خرابه آهکی است و بوسیله رسوب گذاری آب شکل گرفته اند. و رسوبات اطراف این منطقه شامل رسوبات فلیش کرتاسه به ضخامت (۳۰ متر) در غرب روستاى سیه رود ، مرکب از کنگلومرا، ماسه‌سنگ، سیلت‌سنگ و گل‌سنگ یا مارن است.

۲- کوه کیامکی

بلندترین کوه منطقه‌ جلفا به ارتفاع ۳۳۴۷ متر به نام کیامکی در شمال غرب استان قرار گرفته که منطقه حفاظت شده و پناهگاه حیات وحش است. از مهمترین زیستگاه‌های پناهگاه حیات وحش کیامکی می‌توان به مناطق ییلاقی جنوب آن اشاره کرد که در برگیرنده ارتفاعات مهمی بوده و زیستگاه حیوانات وحشی می باشد این ارتفاعات در اثرفعالیت تکتونیکی شدید ترشیاری که اواسط ائوسن آغاز می شود و همراه با نفوذ ولکانیکهای داسیتی الیگوسن بوده،  بوجود آمده است.

۳– کوه علی باشی

این ارتفاعات در باختر شهرستان جلفا واقع شده و شامل مناظری طبیعی هستند، در مسیر کلیسای تاریخی سنت استپانوس( جاده مرزی جلفا- سد ارس) بطور عمده سنگهای پرمین و تریاس رخنمون داشته و فعالیت های تکتونیکی حادث شده در این واحدها منشا شکل گیری کوه ها و دره ها و بصورت کلی شکل گیری سیمای امروزی این مسیر شده است. بطورکلی شامل سنگ آهک به رنگ خاکستری تیره و سنگ آهک مارنی برنگ قرمز و همچنین شیل در بخش بالایی و دارای فسیلهای به سن پرمو-تریاس می باشد و یکی از کامل‎ترین بُرش‎های پرمین ایران در منطقه مرزی جلفا مطالعه شده است. کوه علی باشی در حال حاضر تنها نقطه ای از ایران است که توالی رسوبات پرمین و تریاس به صورت پیوسته به یکدیگر می رسند. این منطقه همواره به دلیل پیوستگی چینه شناسی مرز پرمین و تریاس مورد توجه زمین شناسان بوده است. همچنین ضخامت زیاد نهشته های پرمین و تریاس در این منطقه مطالعه این نهشته ها را برای زمین شناسان جذاب نموده است.

۴- آبشار ماهاران

ماهاران‌ یکی‌ از زیباترین‌ مناطق‌ دیدنی‌ این‌ منطقه‌ می‌باشد،که‌ در کنار روستای‌ قشلاق‌ و در ۱۷کیلومتری‌ هادیشهر قرار گرفته‌ است. چشمه‌ آبی‌ زلال‌ از آن‌ محل‌ جاری ‌است‌ که‌ در حول‌ و حوش‌ آن‌ منظره‌هــای‌ سرسبزی‌ وجود دارد، آب‌ چشمه‌ های این‌ منطقه‌ بدون‌ املاح‌ و آهک بوده‌ و از بهترین‌ آبهای منطقه‌ می‌باشد. منطقه در اثر فعالیت تکتونیکی شدید ترشیاری که اواسط ائوسن آغاز می شود تحت تاًثیر قرار گرفته ‌ و در اواخر الیگوسن گدازه های ولکانیکهای داسیتی فوران یافته و کوه قشلاق بوجود آمده است. نفوذ این گنبدهای نفوذی و جریان گدازه های ولکانیکی مربوط به آن باعث خرد شدن و پوشیده شدن سنگهای قدیمی تر شده است.

۵- کوه گئچی قالاسی

تنها کوه‌ منفرد شهرستان‌ جلفا می‌باشد که‌ به‌ ارتفاع‌ ۲۰۵۰ متری‌ در ۵۰۰ متری‌ جنوب‌ شرقی‌شهر جلفا واقع‌ شده‌ است‌ در بعضی از  قسمتهای این منطقه سنگهای دگرگونی دیده می شود که در اثر نوعی از دگرگونی بنام دگرگونی همبری در حدود ۳۸ میلیون سال قبل بوجود آمده است. جنس این کوه شامل مارن قرمز، ماسه سنگ و توف به سن ائوسن و همچنین ماسه سنگ، سنگ آهک ماسه ای با میانلایه هایی از آهک ماسه ای دارای فسیل نومولیت به سن پالئوسن می باشد.

کوه آتشفشانی گئچی قالاسی در اواخر الیگوسن (۳۸ میلیون سال پیش) فوران کرده است. در دامنه ی این کوه رگه های زیبایی از سنگ معدن مرمر سبز بوجود آمده است. فوران گدازه های این آتشفشان سنگهای آهکی اطراف این کوه را پخته و در طی زمان بلورهای درشتی از کلسیت (CaCo3) را بنام اونیکس (Onyx) ایجاد کرده است. در اصطلاح زمین شناسی به چنین حالتی دگرگونی مجاورتی (Contact Metamorphism) می گویند. در محل این معدن آب ترش و سرد و گازداری از اعماق زمین خارج می شود که در مسیر جاری شدن خود لایه های زیبایی از رسوبات آهندار قرمز و لیموئی را ایجاد نموده است. چشمه های تراورتن ساز در این منطقه باعث ایجاد ذخایر مناسبی از سنگ تراورتن شده اند.

منبع: دفتر ژئوپارک ارس

کوهستان زیبای میانه

مسیر راه آهن میانه – اردبیل که از میانه آغاز می شود٬ در کنار رودخانه ی قزل اوزن از منطقه ای کوهستانی با دامنه های پرشیب و دره های ژرف و قله های برافراشته همراه با دیواره های سنگی که از دو طرف رودخانه را دربر گرفته اند عبور می کند.

سنگ های میزبان در این ناحیه سنگ های آتشفشانی و نیمه ژرف هستند که به دلیل مقاومت و استحکام زیاد٬ ارتفاعات ناحیه را بوجود آورده اند. همچنین سنگ های آذرآواری زودفرسا٬ بخش های پایین دستی قله ها و ستیغ ها و دامنه های کم شیب را میزبانی می کنند.

این سنگ ها به سن ائوسن ادامه ی باختری سازند کرج محسوب می شوند و شامل انواع توف سنگی٬ توف بلوری٬ توف های شیلی – ماسه ای و توف برش با ترکیب داسیتی همراه با گدازه های آندزیتی و گدازه های زیردریایی می باشند. بخش های ستیغ ساز که در عکس دیده می شود گدازه ها و بخش های فرسوده تر توف برش ها می باشند.

 

کلمات کلیدی: زمین شناسی , زمین گردشگری , میانه , البرز , کوهستان , آذرآواری , گدازه , ائوسن , سازند کرج , آذربایجان , ژئوتوریسم