نوشته‌ها

گسلش مارن های پلیوسن زنجان

سازند امیران در لرستان

سازند آواری امیران شامل حدود ۸۷۱ متر شیل، سیلت سنگ، ماسه سنگ و مقداری سنگ آهک و کنگلومرای فیلیش گونه است، به همین دلیل گاهی با نام “فیلیش های امیران” از آن یاد می شود. در حوالی خرم آباد، بخش پایینی فیلیش های امیران کنگلومرایی است که به آن “بخش کنگلومرای خرم آباد” نام داده اند (مطیعی، ۱۳۷۲).

ZG-AmiranFm-Lorestan-04

سازند امیران فقط در شمال خاوری استان لرستان برونزد دارد. به همین دلیل برش الگوی آن در تاقدیس امیران، در کنار راه اندیمشک – خرم آباد (نزدیک روستای معمولان) اندازه گیری شده است. مرز پایینی امیران با مارن های خاکستری رنگ سازند گورپی همشیب و تدریجی است. مرز بالایی آن ممکن است به سنگ آهک های سازند تله زنگ و یا کنگلومرای سازند کشکان برسد. امیران به طور جانبی به سازند های گورپی و پابده تبدیل می شود. سن سازند امیران کرتاسه بالا – پالئوسن تعیین شده است.

ZG-AmiranFm-Lorestan-05

در تصویرها بخشی از سازند امیران شامل تناوبی از شیل های تیره، سیلتستون و لایه های ماسه سنگی دیده می شود. این عکس ها در مسیر آزادراه خرم آباد – پل زال و پس از خروج از تونل اثر ۳ گرفته شده است. سازند امیران در این منطقه در یال شمالی تاقدیس ریت بر روی سازند گورپی و در زیر سازند آهکی تله زنگ برونزد یافته است.

ZG-AmiranFm-Lorestan-03

در تصویر بالا مرز بالایی سازند فیلیشی امیران با سازند آهکی تله زنگ در محل خروجی تونل اثر ۳ (در زمان احداث) در آزادراه خرم آباد – پل زال دیده می شود.

ZG-AmiranFm-Lorestan-map

ZG-FoldAmiranFm-Lorestan-Sat

کلمات کلیدی: Amiran formation , formation , Iran , Iran Geology , Iran Geotourism , Lorestan , Sandstone , shale , zamingasht , امیران , ایران , تله زنگ , خرم آباد , زاگرس , زمین گردشگری , ژئوتوریسم , سازند , شیل , عکس زمین شناسی , گورپی , لرستان , ماسه سنگ

منابع:

  • کتاب زمین شناسی ایران دکتر آقانباتی
  • نقشه زمین شناسی خرم آباد انتشارات شرکت ملی نفت ایران

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

سازند آسماری

سازند آسماری یکی از سازندهای شاخص ایالت ساختاری – رسوبی زاگرس است. این سازند در زاگرس گسترش قابل توجهی دارد و جوان ترین سنگ مخزن هیدرو کربن ها در زاگرس است. نام این سازند از برش الگوی آن در کوه آسماری در جنوب خاوری مسجد سلیمان گرفته شده است.  در کوه آسماری ستبرای این سازند ۳۱۴ متر است و شامل سنگ آهک های مقاوم کرم تا قهوه ای رنگ با چهره ای صخره ساز و درزه های فراوان به همراه میانلایه های شیلی می باشد. سن این سازند با توجه به فسیل های آن الیگو میوسن (۳۶ تا ۱۸ میلیون سال قبل) دانسته شده است و از زیست چینه ای به سه واحد آسماری پایینی، میانی و بالایی تقسیم می شود. ولی این تقسیم بندی در همه جا وجود ندارد.

سازند آسماری دارای دو عضو است. یکی “عضو ماسه سنگی اهواز” در جنوب باختر خوزستان و دیگری “عضو تبخیری کلهر” در لرستان که نشان از متفاوت بودن محیط رسوبی این سازند در نقاط مختلف ایران در زمان تشکیل این عضوهای سنگی دارد.

در بیشتر نقاط زاگرس مرز پایینی سازند آسماری با سازند شیلی پابده است. ولی در لرستان مرکزی این سازند با سازند کربناتی شهبازان و در فارس داخلی با سازند جهرم به طور ناپیوستگی موازی (Para-conformity) همبر است. در همه جای زاگرس سازند آسماری با سازند انیدریتی گچساران پوشیده می شود. ولی در فارس داخلی سازند آواری رازک جانشین سازند گچساران می شود.

تصویر فوق درمحدوده ی  دریاچه سد کارون ۴ گرفته شده است. در این محدوده سازند آسماری با سنگ آهک های ستبر لایه کارستی و میانلایه های شیلی با شیب به سوی شمال خاور بر روی سازند پابده با تناوبی از مارن و سنگ آهک های مارنی نازک لایه قرار گرفته است. روی این سازند را سازند گچساران با انیدریت، گچ و میانلایه های مارنی سبز و قرمز و لایه های ماسه سنگی پوشانده است. در این بخش از منطقه سازند آغاجاری وجود ندارد و سازند کنگلومرایی بختیاری مستقیماً بر روی گچساران نشسته است.

در منطقه دریاچه سد کارون چهار سازند آسماری بر روی سازند پابده نهشته شده و بر روی آن سازند گچساران قرار گرفته است.

در منطقه دریاچه سد کارون چهار سازند آسماری بر روی سازند پابده نهشته شده و بر روی آن سازند گچساران قرار گرفته است.

پل زیر قوسی که در تصویر دیده می شود بر روی رودخانه ارمند و مخزن سدکارون ۴ در استان چهار محال بختیاری ساخته شده تا به کمک دو تونل حفر شده در طرفین آن، در مسیرجایگزین بخشی از محور ارتباطی شهرکرد به ایذه باشد که اکنون در زیر دریاچه سد قرار گرفته است.

سازند آسماری از سنگ آهک های ستبر لایه مستحکم و با مقاومت بالایی تشکیل شده که در آنها شیارها و حفرات کارستی نشانگر میزان بالای کربنات کلسیم در این سازند می باشد. سن سازند آسماری الیگومیوسن و فسیل شاخص این سازند نومولیت می باشد.

کلمات کلیدی:  الیگومیوسن , انیدریت , ایذه , ایران , پل , پل زیرقوسی , دریاچه , زاگرس , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند آسماری , سازند بختیاری , سازند پابده , سازند گچساران , سنگ آهک , شهرکرد , شیل , عضو اهواز , عضو کلهر , مارن , نومولیت

منشورهای بازالتی چگونه شکل گرفته اند؟

روانه های گدازه بازالتی غالباً به صورت منشورهای کم و بیش منظم انجماد می‌یابند. این منشورها معمولاً شش‌گوش‌اند ولی گاهی ممکن است دارای ۴ یا ۵ و حتی ۷ ضلع باشند. درازای منشورها از چند دسیمتر تا ۲۵ متر هم رسیده است و پهنای آنها نیز در حدود ۳۰ تا ۱۲۰ سانتیمتر است. اگر چه بسیاری از آنها شش‌گوش هستند ولی تقارن هندسی ندارند. جدار قائم آنها مسطح و غالباً موج‌دار است. در طول منشور،شکستگیهای عرضی دیده می‌شود که بر محور قائم منشور عمودند. هرگاه، ارتفاع منشور کم‌ یعنی در حدود کمتر از ۱۰ سانتیمتر باشد به آن‌ دبی‌سنگفرشی می‌گویند.

حد فاصل بین دو منشور که روی هم قرار داشته باشند سطح صاف نیست، این سطح عموماً در وسط صاف و به سمت خارج دارای اشکال مقعر و محدب‌است. سطح فوقانی منشورهای بازالتی از یک قشر اسکوری که ضخامت آن گاه تا ۴۰ سانتیمتر هم رسد پوشیده شده است. این قشر در هر گدازه در حال سرد شدن نیز بوجود می‌آید که ناشی از خروج و تجمع گازها در سطح فوقانی و در حال خروج است. در زیر این قشر، منشورهای فوقانی با ستون‌بندی نامنظم و در هم بر هم دیده می‌شود، ولی در بخش تحتانی ستون‌ها منظم و تا حدی موازی و ضخیم‌ترند.

شکاف های بین ستون های منشوری منشاء اولیه دارند یعنی در زمان سرد و سنگ شدن روانه های گدازه اتفاق می افتند. این شکاف ها با درزه ها و شکاف هایی که در اثر فعالیت ها و نیروهای تکتونیکی و بعد از تشکیل سنگ ها در آنها ایجاد می شوند تفاوت دارند.

شایع‌ترین شکافها در سنگها به شرط آنکه عوامل تکتونیکی در آن دخالت نداشته باشند عبارتند از:
الف ـ در رس‌ها: همه ما مسئله خشک شدن رسها،به خصوص هنگامی که آب سطحی آنها خشک شده باشد دیده‌ایم. این عمل نتیجه خشک شدن و انقباض است. در اینجا، حجم کانیها با از دست دادن آب به سرعت کاهش می‌یابد.

ب ـ بمب‌های قشر نانی: در آتشفشان‌های نوع استرومبولی که شیب دامنه آتشفشان نسبتاً تند است، قطعات گدازه در حال انجماد که در امتداد شیب دامنه به پایین می‌غلطد و اشکال مدور با شکاف‌ها ۳ تا ۵ سانتیمتر ایجاد می‌کند. در گذشته به آن بمب قشر نانی می‌گفتند. در واقع این اشکال به خصوص اگر از نوع بازالتی باشد، بمب نبوده بلکه قطعات جریانی Block Flow می‌باشند که نمونه‌ای از آن در دماوند به قطر ۴۰ سانتیمتر هم دیده‌ شده است. در هنگام انجماد شکافهای ناشی از انقباض در سطح این بمب ها بوجود می‌آید و چون بخش درونی هنوز حالت خمیری دارد، لذا پس از توقف شکل آن تغییر می‌کند و کوتاه می‌شود. ترکها در قطعات جریانی، فقط در سطح تماس با هوا بوجود می‌آید و در محل تماس با زمین یا ترک دیده نمی‌شود یا آنکه بسیار ریز و میلیمتری است. این نکته خود در تشخیص این قطعات سرخورده از دامنه وسیله خوبی بشمار می‌آید.

ج ـ اگنیمبریت‌ها: یکی از موارد تشخیص روانه‌های ایگنیمبریتی، ستون‌بندی منشوری در آنها است. خاطر نشان می‌کنیم که ایگنیمبریت روانه‌های نیمه جامد و بسیار داغ و دمایی نزدیک به نقطه سولیدوس دارند. ستون های منشوری در ایگنمبریت ها تشکیل می شود زیرا قطعات شیشه زیاد دارند و بسیار روان هستند.

د ـ در بازالتها و آندزیت‌ها به خصوص هنگامی که بسیار روان و داغ باشند.

به طور کلی ستون‌بندی منشوری در شرایط زیر امکان‌پذیر است:
۱ـ گدازه باید دارای جریان صفحه‌ای باشد.
۲ـ دمای آن زیاد و در حدود دمای سولیدوس باشد
۳ـ سرد شدن سریع باشد زیرا هر قدر مقدار شیشه سنگها زیادتر باشد شکاف بارزتر و مشخص‌تر است.
۴ـ واجد گاز اندک باشد. به همین دلیل در ستون‌ها، حباب گاز بسیار ناچیز است.

تمام عوامل فوق به هم وابسته‌اند. چنانکه وقتی دما زیاد باشد ویسکوزیته آن کم، گازها به آسانی خارج می‌شوند و اختلاف درجه حرارت با محیط زیادتر خواهد بود.

نحوه تشکیل ستون‌های بازالتی
اسپری، پک و میناکامی ۱۹۷۵، نحوه تشکیل ستون‌های بازالتی در دریاچه گدازه‌ها و اپی را مورد بررسی قرار دادند. آنها نشان دادند با انجماد گدازه، پوسته‌ای در سطح دریاچه به وجود می‌آید. هنگامی که ضخامت پوسته به حدود ۰/۵ سانتیمتر می‌رسد شکافهایی عمود بر سطح گدازه پدید می‌آید. در این حالت دمای پوسته در حدود ۹۰۰ درجه سانتیگراد است. در حالی که دمای بخش زیرین کمی بالاتر از دمای سولدوس یعنی حود ۱۰۵۰ درجه سانتیگراد است. با کاهش بیشتر دما در بخش درونی، شکافها به سمت داخل گسترش می‌یابند. اگر چه برای تشکیل ستون‌بندی بازالتها، نظریه‌های مختلف ابراز شده است، ولی با توجه به شرایط تشکیل که در بالا ذکر شد می‌توان نتیجه گرفت که عامل اصلی جمع‌شدگی و انقباض است.

مسلماً در حالت مذاب، ماده فاقد شکاف است و شکاف تنها در حالت جامد حاصل می‌شود. در حالت انجماد، وزن حجمی زیاد می‌شود و در نتیجه حجم کاهش می‌یابد. این عمل با جمع‌شدگی و انقباض توأم است. حال فرض می‌کنیم که یک توده نیمه جامد از قسمتهای سطحی در حال سردشدن باشد، انقباض سبب کاهش سطح از نقطه مرکزی می‌شود. در این نقطه بین هم چسبی (Cohesion) ماده و انقباض تعادل برقرار است با ادامه سرد شدن، نیروی انقباض بیشتر از نیروی هم چسبی می‌شود و در نتیجه شکاف به طرف بخش زیرین گسترش می‌یابد. بنابراین در دمای معین، در سطح گدازه شکافهایی با زاویه به وجود می‌آید. باز شدن این زاویه در ترازهای مختلف موجب پیدایش نوعی لغزش متفاوت با مقیاس کوچک می‌شود که ادامه آن موجب تغییر شکل در سطح سنگ می‌گردد. مقدار این تغییر شکل بسیار محدود است. زاویه در اینجا تابع صلبیت Rigidity سنگ است. هر قدر صلبیت سنگ بیشتر باشد زاویه کوچکتر می‌شود.

اگر سرد شدن خیلی سریع باشد، انقباض به سرعت در سطح گسترش می‌ یابد و با توجه به دما و ضخامت گدازه به درون کشیده می‌شود و زاویه شروع به باز شدن می‌نماید و سریعاً به مقدار ماکزیمم خود می‌رسد. در این حالت لازم است شکاف دیگری با فاصله معین در سنگ ایجاد شود میزان این فاصله به استحکام سنگ و درجه حرارتی که مقدار انقباض را مشخص می‌کند وابسته است. چون این دو عامل (استحکام سنگ و دما) در یک سطح افقی مشابه هم تغییر می‌کند، لذا شکافها متساوی الفاصله خواهند بود و فواصل نقاطی که نقش مرکز را بازی می‌کنند مساوی خواهد بود (یعنی فاصله خط المرکزین آنها با هم یکسان است). بنابراین از به هم وصل شدن مرکز شکافها یک مثلث متساوی‌الاضلاع به وجود می‌آید که محل شکافها عمود منصف اضلاع این مثلث است.
اگر سرعت سرد شدن زیاد باشد انقباض سریعتر انجام می‌شود و زاویه با سرعت رشد می‌کند. این عمل موجب شکافهای متعدد می‌شود و به این ترتیب منشورهایی با ابعاد کوچکتر به وجود می‌آید. این واقعیت را می‌توان از مقایسه منشورهای کوچک فوقانی نسبت به ستون بزرگتر اعماق و یا ستون‌های حاشیه‌ای به ستون‌های داخلی سنجید.

در ۲۵ کیلومتری ماکو در کنار جاده ماکو -چالدران ذخیرگاه نادری از منشورهای بازالتی زیبا در ایران وجود دارد که زمان تشکیل آن به دوران سوم زمین شناسی (دوران سنوزوئیک) بر می گردد .ستون های منشوری بازالتی ماکو ، یکی از نمونه های کم نظیر جهان است که از انجماد گدازه های آتش فشانی در عهد حاضر یعنی دوره ی کواترنزی پدید آمده است. انقباض ناشی از انجماد گدازه و نیروی کششی در سه جهت موازی با سطح گدازه و با فاصله زاویه ای ۱۲۰ درجه از یکدیگر اثر می کنند.

منبع: پایگاه ملی داده های علوم زمین

تصاویر منشورهای ماکو از خبرگزاری مهر

باداب سورت

باداب سورت چشمهٔ پلکانی تراورتنی بی‌نظیر در ایران و کم‌نظیر در جهان است که واقع در روستای ارست بخش چهاردانگه‌ی شهرستان ساری می‌باشد. این چشمه توسط سازمان میراث فرهنگی در سال ۱۳۸۷ پس از کوه دماوند به عنوان دومین میراث طبیعی ایران در فهرست آثار ملی ایران ثبت شد. ثبت جهانی این باداب نیز پس از پاموک‌کاله ترکیه، به عنوان دومین چشمهٔ آب شور جهان بوده است. سال‌ها پیش محله ایی قدیمی از ارست به نام سورت در نزدیکی باداب وجود داشته که امروزه از میان رفته است.

این چشمه ها در استان مازندران و در جنوب شرقی شهرستان ساری  و در حد فاصل دو پارک ملی  قرار دارد. پارک ملی پابند در شمال آن و پارک ملی کیاسر در جنوب آن واقع شده است. گفتنی است فاصله چشمه های باد آب سورت  با جنوبی ترین مرز طبیعی پارک ملی پابند (نرو) حدود ۶ کیلومتر راه کوهنوردی و تا شمالی ترین مرز پارک ملی کیاسر (روستای لنگر)  حدود ۴۸ کیلومتر و تا شهر کیاسر حدود ۶۱ کیلومتر فاصله دارد.

این چشمه‌ها در بلندای ۱۸۴۱ متری از تراز دریا جای دارند، در ایران بی‌نظیر هستند. اطراف چشمه پوشیده از درختچه‌های زرشک وحشی و ارتفاعات بالاتر پوشیده از جنگل‌های سوزنی برگ است.

badab02-zg

این باداب شامل چندین چشمه با آب‌های کاملاً متفاوت از لحاظ رنگ، بو، مزه و حجم آب است. چشمهٔ پرآب دارای آب بسیار شور و استخری با قطر حدود ۱۵ متر و عمق زیاد است. در قسمتی از کف این دریاچه حفره ای عمیق به نام برمودای اروست وجود دارد. در کناره های این دریاچه نیز رسوبات سیاه رنگی وجود دارد که همراه با آب دریاچه جهت درمان دردهای کمر و پا امراض پوستی روماتیسم و میگرن سودمند است. همچنین به علت شوری زیاد این دریاچه و دارا بودن املاح و مواد معدنی فراوان به هیچ عنوان در فصل زمستان یخ نمی زند و هیچ جانوری نیز در آن زیست نمی کند.

چشمهٔ دوم که در بالادست و شمال غربی این چشمه قرار دارد، ترش مزه و دارای آبی به رنگ قرمز و نارنجی است، در اطراف چشمه کمی رسوب آهن نشسته‌است.

ده چشمه دیگر که در مجاورت چشمه ی اصلی قرار دارند، بسیار کوچکتر هستند و به اکسیر حیات معروف اند. جریان آب‌های رسوبی و معدنی این چشمه‌ها طی سال‌ها، در شیب پایین دست کوهستانی خود، صدها طبقه و ده‌ها حوضچهٔ پلکانی بسیار زیبا به رنگ‌های نارنجی، زرد و قرمز در اندازه‌های مختلف پدید آورده‌است. این طبقات و حوضچه‌ها در واقع جاذبهٔ اصلی و ویژگی منحصر به فرد چشمه‌های باداب سورت است. زیبایی این طبقات و محل ویژهٔ قرارگیری چشمه در دامنهٔ کوهستان و چشم اندازهای اطراف به ویژه در غروب تحسین برانگیز است.

همچنین دارای آب هایی به رنگ نارنجی و کمی ترش مزه اند که به صورت دائمی و نشتی همانند نوشابه ایی گاز دار از دل زمین می جوشند. همچنین در اطراف دهانه چشمه ها کمی رسوب اکسید آهن نشسته است.

badab01-zg

آب های رسوبی چشمه های باداب سورت در مسیر جریان خود از بالای کوه به پائین طی هزاران سال مانند آبشاری پلکانی با هنرنمایی خود دهها حوضچه کوچک بسیار زیبا در رنگ های نارنجی، زرد، قرمز و طلایی در اندازه های مختلف ایجاد کرده است که اسراری از دنیای مستور و پوشیده طبیعت بکر و دل انگیز را به نمایش گذاشته است.

تصاویر توسط م.س.میرکاظمیان گرفته شده و در اختیار سایت قرار داده شده است.

داغ ترین مکان بر روی زمین

سالها عنوان “داغ ترین مکان بر روی زمین” در اختیار العزیزیه لیبی در صحرای آفریقا قرار داشت، جایی که در ۱۳ سپتامبر ۱۹۲۲ یک دماسنج در یک ایستگاه هواشناسی، دمای ۵۸ درجه ی سانتیگراد را ثبت کرد. این رکورد تا قبل از آن در اختیار دره مرگ (Dead valley) امریکا قرار داشت که در ۱۰ جولای سال ۱۹۱۳ به ثبت رسیده بود. اما این رکوردها مربوط به مناطقی بود که در آنها ایستگاه های هواشناسی وجود داشت و در حقیقت گرم ترین مکان بر روی سطح کره ی زمین ناشناخته باقی ماند. امروزه و با پیشرفت تکنولوژی سنجش از دور و کمک ماهواره ها و رادارهای فضایی این معما حل شده است. جدیدترین مطالعات بر روی داده های حرارت سنجی ماهواره ای نشان می دهد که گرم ترین نقطه بر روی سطح زمین متعلق به دره مرگ و العزیزیه نیست و محل آن می تواند هر سال تغییر کند.

بر اساس تحقیقات جدید دانشگاه مونتانا با استفاده از داده های زمین شناسی ماهواره لندست عنوان “داغ ترین مکان بر روی زمین” در پنج سال اخیر از هفت سال بررسی داده های مادون قرمز (که درجه حرارت را نشان می دهند) به مکانی در دشت لوت ایران تعلق می گیرد.

تصویر ماهواره ای دشت لوت در طول موج فروسرخ که توسط ماهواره لندست در ۶ جولای ۱۹۹۹ گرفته شده است.

دشت لوت قبلاً نیز در لیست بیابان های گرم زمین مانند صحرای بزرگ آفریقا، بیابان گبی در شمال چین، بیابان سونوران در آمریکای شمالی، قرار داشت که به دلیل شرایط بد و سخت آب و هوایی آنها امکان احداث ایستگاه های دائمی هواشناسی در آنها وجود نداشت و در نتیجه به سادگی امکان اندازه گیری توسط ابزارهای زمینی در طول سال در این نقاط ممکن نبود.

در حال حاضر ماهواره ها می توانند با گذر از روی سخت ترین و صعب العبور ترین نقاط سطح زمین که دسترسی زمینی به آنها ممکن نیست، هر بخش از آنها را اسکن و داده های مختلفی از جمله داده های حرارتی سطح زمین را در اختیار محققان قرار دهند.

این داده ها هر سال ثبت، جمع آوری، آنالیز و مطالعه می شوند. بالاترین درجه حرارت ثبت شده بر روی پوسته ی زمین در سال ۲۰۰۵ و در کویر لوت ثبت شد که دمای خیره کننده ی ۷۵/۵ درجه ی سانتیگراد را نشان می داد. در سال های ۲۰۰۴، ۲۰۰۶، ۲۰۰۷ و ۲۰۰۹ نیز دشت لوت بالاترین درجه حرارت ثبت شده را داشت.

لوت بالاترین دمای سطح در سال ۲۰۰۴، ۲۰۰۶، ۲۰۰۷ و ۲۰۰۹ هم داشت. این در حالی است که داغ ترین مکان بر روی زمین ممکن است سال به سال تغییر کند اما شرایطی مانند خشک بودن محیط، تیره رنگ بودن زمین و سنگی بودن آن به جذب گرما کمک می کند، مواردی که همگی در دشت لوت با هم جمع شده اند.

منبع: لایو ساینس

 

 

نهشته های سرخ الیگوسن

پس از رویداد پایانی (رخداد پیرنئن)، هوازدگی و فرسایش در خور توجهی بر پوسته ی ایرانزمین تحمیل شد و مواد حاصل، در محیط های رسوبی آبرفتی، دشت سیلابی و یا دریاچه های موقت گرمسیری و در شرایط اکسیدی نهشته شدند. این نهشته ها که بین سنگ های ائوسن بالا (عمدتاً آذرآواری و آذرین) و الیگوسن پسین قرار دارند در ایران مرکزی با عنوان سازند سرخ پایینی” یا سازند قرمز زیرین شناخته می شوند. نام این سازند نخستین بار توسط گانسر در سال ۱۹۵۵ پیشنهاد شد که به رسوبات سرخ رنگ بین سنگ های آتشفشانی – رسوبی ائوسن و لایه های دریایی الیگوسن میوسن (سازند قم) گفته می شود.

این سازند معرف ردیف های قاره ای سرخ رنگ الیگوسن باختر ایران مرکزی است که به ویژه در نواحی قم، تفرش، جنوب خاوری تهران، شمال گرمسار و شمال سمنان گسترش قابل توجهی دارند.

تصویر فوق از ردیف های قرمز پایینی در روستای قزلجه در ۲۰ کیلومتری شمال باختر شهر تفرش گرفته شده است. در این منطقه، تناوبی از مارن ماسه ای قرمز رنگ و کنگلومرا با میانلایه های مارن ماسه این سبز و خاکستری سازند قرمز زیرین را می سازند. لایه هایی از ماسه سنگ الیگومیوسن به صورت ناپیوسته بر روی آنها قرار گرفته است.

به دلیل نرم فرسا بودن لایه های مارنی و فرسایش سریعتر آنها، زیر لایه های ماسه سنگی خالی شده و به صورت سنگ افت بر روی دامنه ریزش کرده اند. همچنین لایه های ماسه سنگی از محل درزه هایشان جدا شده و بلوک های ایجاد شده بر روی شیب دامنه در اثر نیروی ثقل به طرف پایین شیب توپوگرافی به حرکت در آمده اند.

تنگ ها و گودهای زاگرس چگونه تشکیل شده اند؟

به تصاویر زیر نگاه کنید. این تصاویر مربوط به تنگه ها و گودهایی است که در چین خوردگی های زاگرس ایجاد شده اند. اگر در نرم افزار گوگل ارث بر روی زاگرس چین خورده به دنبال چنین ساختارهای مورفولوژیکی بگردید به وفور آنها را در طاقدیس های این منطقه از ایران خواهید یافت. کسانی هم که به این مناطق سفر کرده اند حتماً در طول سفر خود از جاده های زیادی عبور کرده اند که از میان این تنگه ها گذر می­ کرده اند.

zg-010-1

تا به حال از خود سئوال کرده اید که این ساختارها چگونه شکل گرفته و گسترش یافته اند؟ و عامل موثر در تشکیل آنها چه بوده است؟ در این نوشتار سعی می شود به این سئوال ها پاسخ داده شود. اما ابتدا به چند وجه مشترک در مورد این ساختارها اشاره می شود.

    • تقریباً از میان همه ی این تنگه ها و گودها آبراهه ای جریان دارد.
    • اکثر قریب به اتفاق این ساختار ها در یال جنوبی چین خوردگی ها ایجاد شده اند.
    • راستای این ساختارها عمود بر راستای چین است.
    • این ساختارها در طاقدیس هایی ایجاد شده اند که جوانترین واحد آن از سنگ های مستحکم مانند سنگ آهک تشکیل شده اند.

 

با این حساب می توان حدث زد که عوامل مختلفی به کمک هم این تنگه ها و گودها را ایجاد نموده اند.

    • شرایط تکتونیکی چین ها و درزه داری سنگ ها
    • شیب لایه های سنگی
    • آب و هوا، جریان آبراهه ها و فرسایش آبی
    • اختلاف دمای روز و شب
    • مقاومت مختلف سنگ ها در برابر فرسایش

 

این عوامل مختلف، چگونه به کمک هم این ساختارها چگونه شکل می دهند؟

زمانی که لایه های سنگی در حال چین خوردن و بالا آمدن توسط نیروهای تکتونیکی هستند. دسته درزه های متعدد و مختلفی در اثر اعمال نیرو در آنها ایجاد می شود. یکی از مهم ترین درزه هایی که بر روی یک طاقدیس ایجاد می شود، درزه هایی عمود بر محور چین است که موازی با راستای اعمال نیرو ایجاد می شوند و به خاطر سرشتشان “درزه های کششی” نامیده می شوند. این درزه ها محل ضعف سنگ های مستحکم هستند و بارندگی ها به مرور زمان، آبراهه هایی را بر روی آنها ایجاد می کنند. آبراهه ها بر روی شیب لایه بندی و در محل درزه ها با سرعت به پایین جریان می­یابند و بستر خود را حفر می کنند. به مرور زمان در محل این شیارهای باریک، فضای خالی بر روی سطح گسترش می یابد و بلوک های سنگی از محل درزه های سیستماتیک سنگ بکر به دلیل اختلاف دمای روز و شب توسط فرایند فرسایش مکانیکی جدا شده و بر روی شیب دامنه به سمت پایین حرکت می کنند. این گونه، فضای فرسایش یافته گسترش پیدا کرده و شیارهای باریک به فضاهای کاسه مانند تبدیل می شوند. حفر بستر سنگی توسط آبراهه باعث نمایان شدن سنگ های نرم فرساتر و گسترش سرعت فرسایش آبی و مکانیکی می گردد. جریان آب سنگ های نرم فرساتر مانند مارنها را شسته و از محل خارج می کند و سرعت حفر بستر آبراهه افزایش می یابد. در نتیجه زیر سنگ های مستحکم اما درزه دار خالی شده و بلوک های سنگی آنها از بالا به درون تنگه ی ایجاد شده سقوط می­کنند. این فرایند ده ها هزار سال ادامه می­یابد و تنگه از طرفین به گسترش جانبی خود ادامه می دهد و به یک گود فرسایشی تبدیل می شود.

تصاویر زیر که از یال جنوبی طاقدیس چناران به موازات جاده ی خرم آباد – اندیمشک گرفته شده، نمایانگر مراحل مختلف ایجاد یک تنگه است. در حال حاضر چندین تنگ و گود بزرگ در این طاقدیس ایجاد شده و آبراهه های عمیق بر روی یال های این چین در حال گسترش اند. رودخانه ی زال در میان یکی از تنگه ها و گودهای ایجاد شده در این طاقدیس  جریان دارد که با عبور از آزادراه خرم آباد – پل زال می توانید این تنگه ها را ببینید. همچنین با عبور از جاده ی خرم آباد – اندیمشک بعد از تنگ فنی نیز می توانید دو گود و تنگ ایجاد شده در این طاقدیس را که یکی از آنها تنگ لیلم نامیده می شود ببینید.

 

tang01-zg

بلوک های سنگی در از محل درزه های تکتونیکی از پیکره توده سنگ جدا شده و بر اثر نیروی وزن بر روی شیب دامنه به پایین می غلتند.

 

tang02-zg

درزه های کششی عمود بر محور چین نقطه ی ضعف سنگ ها و محل ایجاد آبراهه ها هستند.

 

tang03-zg

حفر بستر سنگی توسط آبراهه ها باعث گسترش فرسایش در سنگ ها می گردد.

 

tang04-zg

آبراهه بستر خود را حفر می کند تا به سنگ های نرم فرساتر برسد. بلوک های سنگی از طرفین سقوط کرده و تنگه را گسترش می دهند.

 

tang05-zg

آبراهه به کف بستر رسیده و تنگه را ایجاد می کند. شسته شدن سنگ های نرم فرسا و افتادن بلوک های سنگی مستحکم از بالا به گسترش تنگه کمک می کند.

 

  • نویسنده: سید مجید میرکاظمیان
  • بازنشر این مطلب تنها با ذکر نام نویسنده و منبع آن بلامانع است.