نوشته‌ها

گسلش مارن های پلیوسن زنجان

گسلش در سنگ های مستحکم

رفتار سنگ ها در برابر نیروهای وارد به آنها بر اساس مقاومت آنها در برابر نیروهای وارد شده گوناگون است. برخی سنگ ها که مقاومت بسیار کمی دارند، در برابر نیروهای وارده شکل پذیری مناسبی از خود نشان می دهند و در نتیجه چین می خوردند. اما سنگ های مقاوم تر با تحمل نیروهای وارد شده در برابر آنها مقاومت می کنند تا جایی که نیروها از تاب سنگ بیشتر شده و در نتیجه دچار شکستگی، گسیختگی و گسلش می شوند.

در البرز که نیروهای وارده در اثر فشارهای تکتونیکی بسیار زیاد است، سنگ های نرم و شکلپذیر چین می خورند اما سنگ های مقاومتر مانند ماسه سنگ های ستبر لایه سازند لالون دچار گسلش و شکستگی های فراوان می شوند. در تصویر نمونه ای از یک دامنه سنگی در البرز مرکزی در جاده چالوس دیده می شود که میزبان آن ماسه سنگ های سازند لالون است. این سنگ ها به دلیل مقاومت بالایی که در برابر تنش های وارد دارند به جای چین خوردن دچار شکستگی و گسلش می شوند. همانطور که در تصویر گویا شده است دامنه ای کوتاه و چندصد متری میزبان چندین گسله و مه درزه شده است.

در تصویر زیر یکی از گسله ها با دقت بالاتری به تصویر کشیده شده است. زون گسله حدود یک متر است و زون خرد شده آن در تصویر دیده می شود. نیروهای وارده آنچنان قوی هستند که ماسه سنگی با مقومت حدود ۱۰۰ مگا پاسکال را خرد و به خاک تبدیل کرده اند.

 

 

کلمات کلیدی: زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم , گسلش , گسل , شکستگی , ماسه سنگ , سازند لالون , گسل , زون خرد شده , زمین گشت

 

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

سازند میلا در البرز مرکزی

سازند میلا، واحد سنگ چینه ای معرف سنگ های کامبرین میانی – بالایی البرز، آذربایجان و دیگر نواحی ایران (به جز کرمان) است. برش الگوی سازند میلا توسط روتنر و همکاران در سال ۱۹۶۳ در میلا کوه دامغان، به ضخامت ۵۸۵ متر اندازه گیری و معرفی شده است. این سازند در برش الگو به دلیل ناهمگونی سنگ های آن به ۵ عضو تقسیم شده است.

عضو ۱: شامل ۱۸۹ متر دولومیت بدون فسیل همراه با میانلایه های مارنی و شیلی زردرنگ

عضو ۲: ۸۹ متر سنگ آهک لایه لایه، کمی ماسه ای به رنگ قهوه یی تا خاکستری تیره با میانلایه های ناچیزی از مارن و آهک مارنی است.

عضو ۳: بارزترین عضو این سازند با ۸۲ متر سنگ آهک دانه درشت روشن رنگ بلورین گلوکونیت دار است.

عضو ۴: شامل ۹۶ متر سیلت سنگ، ماسه سنگ، سنگ آهک درشت دانه گلوکونیت دار و مارن است.

عضو ۵: ۱۲۹ متر شیل بدون فسیل، ماسه سنگ و سنگ آهک های نازک لایه است. این عضو فاقد سنگ واره است و در مقطع تیپ در زمان معرفی سازند جزء سازند میلا در نظر گرفته شده است اما در سایر نقاط ایران تعلق عضو پنجم به زمان اردوویسین حتمی است. فرسایش پس از اردوویسین سبب شده تا این عضو در همه جا وجود نداشته باشد. با توجه به رخساره و محیط رسوبی، این باور وجود دارد که عضو پنجم سازند میلا در دریایی به نسبت ژرف و در پنجه های زیردریایی و دشت حوضه ای نهشته شده است. در نتیجه به دلیل این که همبری عضو پنجم سازند میلا با عضو های دیگر این سازند ناپیوسته و از نوع دگرشیبی موازی است و تعلق آن به سن اردوویسین اثبات شده، به توصیه کمیته ملی چینه شناسی، عضو پنجم میلا امروزه دیگر جزء سازند میلا قلمداد نمی شود.

اما در مرز زیرین سازند میلا ردیف هایی از کوارتزیت سفید رنگ دیده می شود که در گذشته با عنوان “کوارتزیت رویی  Top Quartzite” بخشی از سازند لالون به شمار می آمد ولی امروزه پذیرفته شده که کوارتزیت رویی، مرز ناپیوسته ای با ماسه سننگ های لالون دارد و در واقع ردیف های پیشرونده کامبرین میانی – بالایی است. در نتیجه به توصیه کمیته ملی چینه شناسی، این لایه های کوارتزیتی از سازند لالون حذف و با عنوان “کوارتزیت قاعده یی Base Quartzite” به بخش ابتدایی سازند میلا اضافه گردیده است.

اکنون با حذف عضو پنجم و اضافه شده کوارتزیت قاعده یی به سازند میلا، این سازند کماکان دارای پنج عضو خواهد بود.

تصویر بالا برونزد سازند میلا را در جاده ی چالوس و محدوده ی روستای حسنکدر در البرز مرکزی نشان می دهد. مرز زیرین این سازند با سازند لالون ناپیوستگی رسوبی و هم شیب است و لایه کلیدی کوارتزیت سفید رنگ این مرز را مشخص می نماید. مرز بالایی این سازند در این منطقه با عملکرد گسله حسنکدر و برونزد گدازه های سازند جیرود مشخص می گردد. لورنز، همه ضخامت سازند میلا (بدون کوارتزیت) در دره کرج را ۳۹۵ متر اندازه گرفته است. در این منطقه به جز عضو کوارتزیتی تنها سه عضو زیرین سازند میلا شناسایی شده اند.

در تصویر سازند های لالون (La)، میلا (Mi)، روته (Ru)، جیرود (Je)، الیکا (El) و عضو کوارتزیتی سازند میلا (BQ) دیده می شوند. تکتونیک فعال و قدرتمند البرز با گسلش های فراوان لایه ها را جابجا کرده و موقعیت آنها را نسبت به یکدیگر تغییر داده است.

 

کلمات کلیدی: Alborz , Cambrian , Elika formation , Iran Geology , Iran Geotourism , Lalun formation , Limestone , Mila formation , Paleozoic , Quartzite , Ruteh formation , البرز , البرز مرکزی , ایران , بیس کوارتزیت , پالئوزوئیک , تاپ کوارتزیت٬ , حسنکدر , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند الیکا , سازند روته , سازند لالون , سازند میلا , کامبرین , کوارتزیت زیرین , گسل ,گسلش

کوهستان البرز

تصویر بالا، ارتفاعات کوهستانی مشرف به شهر تهران را نشان می دهد. کوهستانی که از شمال تهران تا دریای خزر را پوشانده است با نام ” البرز “ شناخته می شود. این عکس توسط “امیر حسین عزیزیان” در یک روز بهاری و از معدود ایامی که تهران دارای هوایی پاک بوده است،از فراز برج میلاد تهران گرفته شده است. در منتهی الیه سمت راست عکس قله دماوند خودنمایی می کند.

کوهستان البرز شامل بلندی‌های شمال صفحه ایران است که به شکل تاقدیسی مرکب (Anticlinorium) در یک راستای عمومی خاوری – باختری از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد.

از دیدگاه زمین ریخت شناسی، مرز شمالی البرز منطبق بر تپه – ماهورهای متشکل از نهشته های ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمین شناختی نیز مرز شمالی البرز محدود به زمین‌ درز (suture zone) تتیس کهن است که از برخورد لیتوسفر قاره‌یی البرز با لیتوسفر توران، در تریاس پسین به وجود آمده است. ولی حد جنوبی البرز چندان روشن نیست. برخی پژوهشگران مرز جنوبی البرز را گسله های مختلف مانند گسله تبریز، گسله عطاری، گسله گرمسار، گسله سمنان در نظر گرفته‌اند. ولی چنین به نظر می‌رسد که مرز شاخصی در جنوب البرز وجود نداشته باشد. به بیان دیگر مرز بین پهنه البرز با ایران مرکزی را باید تدریجی در نظر گرفت.

برپایه مطالعات انجام شده، مشخص گردیده که بسیاری از واحدهای سنگچینه‌ای البرز و ایران مرکزی از دیدگاه رخساره و شرایط تشکیل همانند یکدیگرند، به گونه ای که البرز را می‌توان چین های حاشیه ای ایران مرکزی دانست که در شکل‌گیری آن، برخورد دو صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشته اند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است، ولی در دامنه شمالی تقاوت‌هایی گزارش شده است.

سرگذشت ساختاری و چینه‌ای البرز در همه‌ جا یکسان نیست. به همین‌ رو جدا از واژه‌های جغرافیایی مانند البرز باختری، البرز مرکزی و یا البرز شمالی، از نظر زمین شناسی نیز تفاوت هایی وجود دارد. برای نمونه می‌توان از زون رشت – گرگان نام برد که شامل مناطق جنوبی دریای خزر می‌باشد.

از دیدگاه چینه شناسی، از نظر برخی کارشناسان کهن‌ترین سنگهای البرز، دگرگونی‌های جنوب گرگان (شیست‌های گرگان) است. ولی امروزه مشخص شده که کهن‌ترین سنگ ها در پهنه البرز، سازند کهر با سن نوپروتروزوئیک پسین می‌باشد.

علوی (۱۹۹۱) با تکیه بر سنگ رخساره‌ها به ویژه نقش زمین ساخت برحوضه رسوبی البرز، همه سنگ های البرز را به چند واحد زمین ساختی- چینه نگاشتی بزرگ به شرح زیر تقسیم کرده است:

  • توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردوویسین
  • سنگ های ماگمایی (درونی و بیرونی) اردوویسین میانی – دونین
  • توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی
  • نهشته های پیش خشکی تریاس بالایی – ژوراسیک میانی
  • توالی فلات قاره ژوراسیک میانی – کرتاسه با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی
  • مجموعه ماگمایی البرز به سن سنوزوئیک
  • رسوبات همزمان با کوهزایی سنوزوئیک با دو رخساره ناهمسان در البرز شمالی و جنوبی.

سنگ های ماگمایی اردوویسین – دونین معرف یک مرحله بازشدگی و جدایش سکوی پرکامبرین پسین – پالئوزوئیک پشین البرز اند.

در تریاس پسین نیز لیتوسفر قاره یی البرز و ورق توران با یکدیگر برخورد کرده و در اثر این برخورد، ضمن پایان گرفتن حیات فلات قاره، پدیده های فراخاست (uplifting)، دگرگونی، جایگیری توده های گرانیتوئیدی انجام و حوضه های رسوبی پیش خشکی (foreland) تریاس پسین- ژوراسیک میانی شکل گرفته اند. بررسی جغرافیایی دیرینه البرز نشان می دهد که رسوبات پالئوزوئیک دامنه شمالی، ستبرای بیشتری داشته و در پاره‌یی نقاط همچون کندوان، ناپیوستگی رسوبی میان سنگ های پرمین و تریاس در کمترین اندازه است. در ضمن، ستبرای رسوبات زغالدار تریاس بالا – ژوراسیک میانی در دامنه شمالی، چندین برابر دامنه جنوبی است و با سنگ های کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی از سنگ های آتشفشانی برونزد دارند. این نکته‌ها نشان می‌دهد که در زمان های پالئوزوئیک – مزوزوئیک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیق‌تر از دامنه جنوبی بوده است. در حالی که در سنوزوئیک به بعد، شرایط دیرینه جغرافیا تغییر عمده کرده و در حالی که در دامنه شمالی، گسلش راندگی و فراخاست روی داده، در دامنه جنوبی البرز، دریای پسرونده، کم‌ژرفا و در حال فرونشستی وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشته‌های آذر آواری – تخریبی همزمان با کوهزایی برجای نهاده شده است.

هم شیبی نسبی و حتی تدریجی بودن احتمالی گذر سازند کهر به ردیف‌های جوانتر مانند سازند سلطانیه نشان می‌دهد که شواهدی روشن از عملکرد رویداد «کاتانگایی» در کوه های البرز دیده نشده است. در بیشتر نواحی البرز، رسوبات پالئوزوئیک – تریاس میانی به رغم نبودهای چینه‌ای فراوان، هم شیب اند که نشانگر حرکت های زمین ساختی از نوع بوم زا (epeirogeny) است. در تریاس پسین، همزمان با رویداد کوهزایی سیمرین پیشین، اگرچه رویدادهای ناشی از برخورد حاشیه قاره‌ای فعال و پویای توران با حاشیه قاره‌ای ناپویای البرز، موجب شکل‌گیری گسله‌های راندگی و فرارانش مجموعه‌ های اقیانوسی تتیس کهن بر روی لبه شمالی البرز شده، ولی نخستین کوهزایی آلپی واقعی در پالئوسن، همزمان با رویداد لارامید (Laramide)، رخ داده که با گسلش راندگی چین خوردگی و فراخاست (Uplifting)، پیدایش حوضه های رسوبی میان کوهی، انباشت آواری‌های همزمان با کوهزایی و مهاجرت پیش خشکی به سمت جنوب همراه بوده است.

کوهزایی بعدی در آغاز اولیگوسن روی داده، که پیامدهای آن ماگماتیسم درونی، از آب خارج شدن گسترده زمین و گسترش حوضه های میان کوهی بوده است. آخرین فاز کوهزایی آلپی نیز در اواخر پلیوسن یا اوایل پلئیستوسن صورت گرفته که حاصل آن گسلش، راندگی، مرتفع شدن و شکل‌گیری  سیمای امروزی البرز است.

در البرز ساختارهای زمین‌شناسی بیشتر از نوع چین‌های ملایم و ناهماهنگ (Dis-harmonic) با روند عمومی خاوری – باختری است. در بخش باختری البرز، ساختارها روند شمال باختری- جنوب خاوری دارند. ولی در بخش خاوری روند ساختارها بیشتر شمال خاوری – جنوب باختری است. این دو روند ناهمسان در البرز مرکزی به یکدیگر می‌رسند.

لازم به یادآوری است که در شکل گیری ساختارهای چین خورده البرز، عواملی مانند برخورد صفحه ایران و توران، عملکرد گسله ها (راندگی) و بالاخره عملکرد گسله های امتداد لغز شمال باختری – جنوب خاوری جدا از چین خوردگی- راندگی نیز نقش مهمی در ساختار البرز بازی کرده اند. برپایه مطالعات انجام شده، در دامنه شمالی البرز شیب راندگی ها به سوی جنوب بوده و فرادیواره به سمت شمال حرکت می‌کند. در حالی که در دامنه جنوبی، شیب راندگیها به سوی شمال و حرکت فرادیواره به سوی جنوب می‌باشد.

البته بررسی های اخیر علوی (۱۹۹۱) در چند منطقه مانند بینالود- جنوب گرگان، کیاسر، شمال تهران و تالش، نتایجی را د رمورد سازوکار و نقش راندگیها بدست آورده که به چند مورد آن در زیر اشاره می‌گردد:

  • الگوی ساختاری چیره در البرز از نوع گسلش راندگی است، که موجب حمل ورقه‌های ساختاری فراوان شده و سیستم‌های دوپلکس (Duplex) را به وجود آورده است. سیستم های دوپلکس محصول دو نسل گسلش راندگی می‌باشند: سن نسل اول راندگی ها متعلق به ژوراسیک میانی و در ارتباط با رویدادهای برخوردی سیمرین پیشین می‌باشد. ولی سن نسل دوم راندگی ها مربوط به سنوزوئیک و در ارتباط با کوهزایی آلپی است.
  • مهمترین ویژگی راندگی‌های سیمرین شکل‌پذیر بودن آنهاست ولی راندگیهای سنوزوئیک (راندگیهای آلپی) سرشتی شکننده دارند.
  • هر دو نسل گسلش شیبی به سوی شمال خاوری دارند و روند آنها شمال باختر – جنوب خاور یعنی موازی روند البرز است.
  • در نتیجه عملکرد دو نسل راندگی مورد نظر، ورقه های گونه‌گون از پس خشکی (hinterland) شمال باختر به سمت پیش خشکی (Foreland) جنوب باختر جابه‌جا شده‌اند. در اثر این راندگی‌ها سنگ های کهن بر روی سنگ های جوانتر رانده شده‌اند ولی گاهی سنگ های جوانتر نیز بر روی سنگ های قدیمی تر رانده شده‌اند.

چندین گسله طولی موازی (بیشتر با سازوکار معکوس) در تکوین روند ساختاری کوه های البرز، نقشی بسیار مهم داشته اند. برخی از این گسله ها  از جمله گسله های مهم ایران نیز شمرده می‌شوند. گسله های مشاء فشم، طالقان، کندوان، خزر  و … از این دسته اند.

گذر چندین گسله طولی و موازی با روند ساختاری کوه های البرز، موجب تفکیک البرز به چندین بخش ساختاری شده است. این بخش بندی برپایه نظر پژوهشگران، نامگذاری های متفاوتی پیدا کرده اند. رایج ترین این بخش بندی ها مربوط به اشتوکلین است .

۰۰۱

این بخش‌بندی‌ها به شرح زیر می‌باشد (از جنوب به شمال):

الف: باریکه (زون) ترشیری جنوبی

مرز جنوبی این باریکه از کرج، جنوب تهران و جنوب گرمسار گذشته و از سوی شمال به وسیله گسله راندگی مشاء – فشم محدود گردیده است. برخی از پژوهشگران، بخش جنوبی این باریکه را به بخش شمالی ایران مرکزی نسبت داده و برخی دیگر نیز آن را مرز تدریجی البرز به ایران مرکزی می‌دانند.

سنگ های این باریکه از نوع آتشفشانی ائوسن با ستبرای زیاد می‌باشد و بر روی آن نیز سنگ های نئوژن که محصول محیط خشکی اند قراردارد. این باریکه که با راندگی های ملایم به سوی جنوب مشخص است، در ناحیه پروژه آنجا که گسله مشاء – فشم سنگ های پرکامبرین را بر روی سنگ های آتشفشانی تر شیری جنوبی رانده است، ظاهر شده و قابل پی‌گیری است. کیلومترهای ابتدایی گالری موردمطالعه (قطعه اول بهسازی) از این باریکه آغاز می‌گردد.

ب: باریکه جنوبی – مرکزی

در این باریکه رسوبات کم‌ژرفای پیش از ائوسن همراه با حجم زیادی از سنگ های آتشفشانی ائوسن پوشیده شده است. وجود راندگی های پس از ائوسن از جمله ویژگی های این باریکه می‌باشد. در مقیاس بزرگتر، باریکه جنوبی – مرکزی به دوبخش تفکیک گردیده است:

(۱) باریکه پالئوزوئیک – مزوزوئیک جنوبی

در این باریکه، سنگ های پالئوزوئیک به وسیله گسله معکوس «حسنکدر» در همبری با سنگهای مزوزئیک (تریاس و ژوراسیک) قرار گرفته اند.

(۲) باریکه ترشیری مرکزی

این باریکه از شمال راندگی طالقان آغاز شده و تا راندگی کندوان ادامه می‌یابد. در این محدوده همانگونه که از نامش بر می‌آید، محل رخنمون سنگ های ترشیری شامل سنگ های سازند کرج (با سن پالئوسن- ائوسن) و سنگ های الیگومیوسن می باشد.

باریکه ترشیری مرکزی، خود میزبان گسله های معکوس گچسر، وارنگه رود و چندین گسله متوسط و کوچک نیز می‌باشد.

پ: باریکه مرکزی – شمالی

در این زون که رسوبات پایاب با سن پرکامبرین پسین تا کرتاسه بالایی انباشته شده اند در مطالعات بزرگ مقیاس نیز به دو بخش تفکیک شده است.

(۱) باریکه مزوزوئیک شمالی

از جنوب به وسیله راندگی کندوان و از شمال به وسیله گسله معکوس دونا- سیاه بیشه محدوده گردیده و محل رخنمون سنگهای مزوزوئیک (بیشتر تریاس و ژوراسیک) می‌باشد.

(۲) باریکه پالئوزوئیک مرکزی

حدفاصل گسله معکوس دونا – سیاه بیشه تا راندگی دشت نظیر – تاتر، محدوده رخنمون سنگ های پرکامبرین و پالئوزوئیک (سازندهای کهر، باروت، زایگون، میلا، مبارک، روته) می‌باشد.

ت: زون مزوزوئیک شمالی

از راندگی دشت نظیر –تاتر به سوی شمال محدوده رخنمون سنگ های مزوزوئیک همراه با سنگهای نئوژن می‌باشند. مرز شمالی این باریکه، گسله خزر می‌باشد که در جنوب آن دشت ساحلی خزر (Khazar coastal plain) واقع است.

در شمال خاوری این باریکه نیز برآمدگی (spur) گرگان میزبان سنگ های دگرگونی و سنگ های مزوزئیک می‌باشد. برآمدگی یا پیش‌آمدگی گرگان دارای روند خاوری – باختری بوده و به نظر می‌رسد که بخشی از منشور فزاینده (accretionary prism) تتیس کهن باشد.

کلمات کلیدی: اشتوکلین , البرز , برج میلاد , تکتونیک البرز , تهران , چینه شناسی البرز , دماوند , راندگی , زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم,  علوی , فراخاست , کوهزایی , گسلش , لارامید

دره تالون در البرز مرکزی

سازند کرج با بیش از ۳۰۰۰ متر رسوبات آذرآواری و رسوبی یکی از شاخص ترین سازندهای البرز به شمار می رود. ته نشست این حجم از رسوبات در دوره ائوسن (۵۵ تا ۳۸ میلیون سال قبل) در دریایی عمیق تناوبی از رسوبات آذرآواری شامل انواع توف و توفیت، همراه با لایه های شیلی را بوجود آورده که امروزه شاخص ترین سازند البرز در بخش جنوبی تشکیل داده اند. این تنوع سنگ شناسی باعث شده تا زمین شناسان این سازند را به ۵ بخش تقسیم کنند. سه بخش شیلی و دو بخش توفی عضوهای سازند کرج را می سازند که در اثر گسلش و چین خوردگی لایه ها ممکن است بارها تکرار شده باشند. برخی از لایه های شاخص به دلیل ریخت شناسی، جنس و رنگ خاص و ضخامتشان به عنوان لایه های کلیدی کمک زیادی به زمین شناسان برای شناخت و اندازه گیری های چینه شناسی و ساختاری می باشند.

در تصویر، که از ارتفاعات شمال باختری روستای تالون در کوهستان البرز در شمال استان تهران گرفته شده، لایه های سنگی با جنس های مختلف از سازند کرج در اثر عملکرد نیروهای کوهزایی چین خورده و گسلیده شده و شیب زیادی پیدا کرده اند. محود یک ناودیس از سمت راست تصویر عبور می کند که چرخش لایه ها از روی جهت شیب آنها قابل تشخیص است. لایه های ستبر که به رنگ روشن در تصویر دیده می شوند، خاکستر توف و توف برش از واحد شیلی آسارا هستند که بخاطر نمودهای ریخت شناسی خاص خود به صورت یک لایه کلیدی در همه جا قابل پیگیری اند. در روی آن و در جلوی تصویر شیل با میانلایه های ماسه سنگ توفی و سیلتستون و زیر لایه کلیدی و در پسزمینه تصویر تناوب شیل با سیلتستون توفی دیده می شوند.

گسلش در لایه ها به خوبی در تصویر مشخص است. چند گسله چپ بر لایه ها را جابجا کرده اند. خود دره نیز یک دره گسله است.

همچنین در تصویر، تونل های در دست احداث قطعه ۱ آزادراه تهران – شمال که از درون این لایه های سنگی عبور خواهند کرد دیده می شوند.

دید تصویر به سوی باختر و روند دره شمال باختر – جنوب خاوری است.

کلمات کلیدی: آزادراه تهران شمال , ایران , تالون , تهران , توف , چین خوردگی , زمین شناسی , زمین گردشگری , ژئوتوریسم , سازند کرج , شیل , گسلش , زمین گشت