نوشته‌ها

نهشته های دریاچه یی اردل

شهر اردل مرکز شهرستان اردل در ۳۹ درجه و ۵۰ دقیقه دارازای جغرافیایی و ۵۰ درجه و ۳۲ دقیقه پهنای جغرافیایی در استان چهارمحال و بختیاری، در بلندی ۱۸۰۰ متری از سطح دریا قرار دارد. اردل در فاصله ۸۶ کیلومتری بروجن و ۷۵ کیلومتری جنوب باختری شهرکرد، در مسیر جاده ارتباطی استان خوزستان به استان چهارمحال و بختیاری قرار دارد. آب و هوای آن معتدل مایل به سرد و خشک و بیش‌ترین درجه حرارت در تابستان‌ها ۳۵ درجه و کم‌ترین درجه حرارت در زمستان‌ها ۷ درجه زیر صفر می‌باشد. میزان باران سالانه اردل به طور متوسط ۵۰۰ میلی‌متر است.

رودخانه بهشت آباد که از تنگه ای در ارتفاعات شمال خاور شهر اردل وارد دشت میان کوهستانی اردل می شود، با پیچ و خم های فراوان از میان ارتفاعات جنوبی گذر می کند. این رودخانه با خود رسوبات و نهشته های مناطق بالادست را به سمت نقاط پایین دست حمل می کند.

نهشته های مارن و کنگلومرا در پیرامون شهر اردل که در دشت میان کوهستانی اردل نهشته شده اند، محصول رسوبگذاری دریاچه ای بوده اند که به دلایل زمین شناختی در محدوده ی این دشت ایجاد شده و پس از یک دوره زمانی تخلیه شده است. سکوهای فرسایشی موجود اگرچه محصول بی قراری های تکتونیکی اند و در نقشه زمین شناسی به کواترنری نسبت داده شده اند، اما در مورد سن آنها داده ی دقیقی در دست نیست.

رودخانه اردل را می توان مرکز این دریاچه در نطر گرفت زیرا هر چه از این رودخانه دور می شویم، نهشته های کنگلومرایی فراوان تر می شوند. فراوانی رخنمون های کنگلومرایی همراه با نهشته های ریزدانه روشن رنگ نشان دهنده ی تغییرات فراوان و سریع در ابعاد دریاچه است. رودخانه اردل هم اکنون در کف دره ای قرار دارد که خود در نهشته های دریاچه ای حفر کرده است و وجود چند پادگانه در طرفین بستر رود کنونی نشانه ی فراخاست زمین و فعالیت های زمین ساختی منطقه است.

کلمات کلیدی: Iran Geotourism , Zamin gasht , اردل , چهار محال و بختیاری , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , نهشته های دریاچه ای

 

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 ,

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

زاگرس؛ ۶۵ میلیون سال

در زمانه ای ما بین ۶۵ تا ۲ میلیون سال قبل که در تقویم زمین شناسی ترشیاری نامیده می شود، در محدوده ی زاگرس کنونی، چند محیط جغرافیایی و رسوبی مختلف وجود داشته است. پس از حرکات کرتاسه ی پسین (۱۳۸ تا ۹۶ میلیون سال قبل) و در اوایل ترشیاری تمامی زاگرس در زیر آب دریا قرار داشت. در نتیجه در مناطق ساحلی این دریا رسوبات آواری (سازند ساچون) و در مناطق کم عمق آن  رسوبات کربناته (سازند جهرم) و در مناطق عمیق آن رسوبات ریز دانه شیلی (سازند پابده) در حال تشکیل و نهشت بوده اند.

در همین زمان در مناطق پست، سه دریای موازی وجود داشتند به نام های لنگه، خوزستان و تتیس که با کوه های مرتفعی از یکدیگر جدا می شدند. مواد فرسایشی این کوه ها وقتی به درون گودی ها که سه دریای اشاره شده بودند، حمل می شد، تداخل هایی با سازندهای در حال تشکیل پابده و جهرم ایجاد می کرد. در نتیجه رسوبات آواری که با سازند پابده همراه هستند، “سازند امیران” و در نقاطی که با سازند جهرم تداخل دارند “سازند کشکان” نامیده شدند.

در مناطق مرکز و شمالی لرستان سازندهای امیران، تله زنگ، کشکان و شهبازان جایگزین پابده شده اند که نشانگر تغییرات حوضه رسوبی در این منطقه در طول زمان پالئوسن تا الیگوسن در این منطقه است.

در مناطق مرکز و شمالی لرستان سازندهای امیران، تله زنگ، کشکان و شهبازان جایگزین پابده شده اند که نشانگر تغییرات حوضه رسوبی در طول زمان پالئوسن تا الیگوسن در این منطقه است.

در ائوسن میانی (حدود ۴۵ میلیون سال قبل) همزمان با کوهزایی پیرنئن و در اثر نیروهای آن و افزایش ارتفاع، آب دریا عقب نشینی کرده و زاگرس از آب بیرون آمد. تنها در بخش های مرکزی و عمیق تر دریاها که هنوز باقی مانده بودند، یعنی در لنگه و خوزستان، رسوبگذاری سازند پابده همچنان ادامه داشته است. در نتیجه در جاهایی که سازند جهرم نهشته شده مرز این سازند با سازند بالایی ناپیوسته و فرسایشی است.

در ائوسن پسین – الیگوسن (حدود ۴۰ تا ۲۲٫۵ میلیون سال قبل) لرستان و فارس از آب بیرون بوده ولی در دریاهای خوزستان و لنگه رسوبات دریای عمیق سازند پابده در حال تشکیل بوده است. در پایان الیگوسن (۲۲٫۵ میلیون سال قبل) دریا به آرامی شروع به پیشروی می کند. در نتیجه رسوبات “سازند آسماری” در بخش هایی از زاگرس شروع به نهشته شدن می کنند. در مرز دوره های الیگوسن و میوسن (۲۲٫۵ میلیون سال قبل) یعنی در زمانی که در اکثر نقاط زاگرس رسوبات سازند آسماری در حال تشکیل بوده اند، در اهواز لایه های ماسه سنگی در حال تشکیل بوده اند (بخش ماسه سنگی اهواز) و در لرستان رسوبات تبخیری (بخش کلهر) نهشته می شده اند. در سایر نقاط زاگرس دریا کم عمق و نهشته های کربناتی آسماری در حال تشکیل بوده اند.

 

با شروع دوران سنوزوئیک، بیشتر نقاط زاگرس در زیر دریایی عمیق و سازند شیل و مارنی پابده در حال نهشته شدن بوده و این رسوبگذاری تا زمان الیگوسن که دریا کم عمق شده و سازند کربناته آسماری شروع به تشکیل نموده، ادامه داشته است. ردیف رسوبی این دو سازند در گود کناردان در استان هرمزگان در تصویر دیده می شود.

با شروع دوران سنوزوئیک، بیشتر نقاط زاگرس در زیر دریایی عمیق قرار داشته و سازند شیل و مارنی پابده در حال نهشته شدن بودهاست. این رسوبگذاری تا زمان الیگوسن که دریا کم عمق شده و سازند کربناته آسماری شروع به تشکیل نموده، ادامه داشته است. ردیف رسوبی این دو سازند در گود کناردان در استان هرمزگان در تصویر دیده می شود.

 

توالی رسوبی پابده و آسماری در استان فارس، جنوب کوار - سنگ آهک های ستبر لایه آسماری بر روی مارن و شیل های سازند پابده نشسته اند.

توالی رسوبی پابده و آسماری در استان فارس، جنوب کوار – سنگ آهک های ستبر لایه آسماری بر روی مارن و شیل های سازند پابده نشسته اند.

در اوایل میوسن (حدود ۲۰ میلیون سال قبل) با پیشروی گسترده ی دریا تمام لرستان و بخش اعظم خوزستان نیز به زیر آب رفته و رسوبگذاری سازند آسماری تا اواخر میوسن پسین (حدود ۱۶٫۶ میلیون سال قبل) ادامه یافته است. در این زمان با افت سطح دریا و ایجاد شرایط ساحلی و بسیار کم عمق، رسوبات تبخیری ایجاد و نهشته می شود. این رسوبات “سازند گچساران” را در دریای خوزستان ساخته اند که گسترش آن در بیشتر مناطق زاگرس دیده می شود. در همین زمان “سازند آواری رازک” در فارس و “سازند کربناتی میشان” در فروافتادگی خوزستان در حال نهشته شدن بوده اند.

توالی رسوبی سازند های آسماری، گچساران و بختیاری در کنار دریاچه سد کارون 4 در این تصویر سازند آغاجاری وجود نداشته و سازند بختیاری مستقیماً بر روی گچساران نشسته است.

توالی رسوبی سازند های آسماری، گچساران و بختیاری در کنار دریاچه سد کارون ۴ – در این تصویر سازند آغاجاری وجود نداشته و سازند بختیاری مستقیماً بر روی گچساران نشسته است.

 

درست در زمانی که سازند تبخیری گچساران در بیشتر نقاط زاگرس در حال تشکیل بوده، در فارس محیط رسوبی متفاوتی وجود داشته و سازند آواری رازک با سیلت و ماسه سنگ و مارن در حال تشکیل بوده است. تصویر فوق مربوط به جنوب کوار و برونزد سازند رازک در ناودیس رودخانه ی قره آغاج بر روی سازند آسماری است.

درست در زمانی که سازند تبخیری گچساران در بیشتر نقاط زاگرس در حال تشکیل بوده، در فارس محیط رسوبی متفاوتی وجود داشته و سازند آواری رازک با سیلت و ماسه سنگ و مارن در حال تشکیل بوده است. تصویر فوق مربوط به جنوب کوار و برونزد سازند رازک در ناودیس رودخانه ی قره آغاج بر روی سازند آسماری است.

 

در فروافتادگی خوزستان به جای سازند تبخیری گچساران، عضو آهکی سازند میشان یعنی آهک گوری در حال تشکیل بوده است. در تصویر آهک ریفال گوری در شمال فیروزآباد فارس دیده می شود.

در فروافتادگی خوزستان به جای سازند تبخیری گچساران، عضو آهکی سازند میشان یعنی آهک گوری در حال تشکیل بوده است. در تصویر آهک ریفال گوری در شمال فیروزآباد فارس دیده می شود.

 

با تغییر محیط رسوبی و پیشروی دریا نهشت رسوبات کربناته سازند میشان در خوزستان بر روی رسوبات تبخیری گچساران ادامه داشته اما در لرستان رسوبگذاری نهشته های آواری سازند آغاجاری آغاز شده است. این نهشت رسوبات آواری از میوسن میانی تا پلیستوسن (۱۱ تا ۱ میلیون سال قبل) در زاگرس ادامه داشته و پس از آن رسوبات آبرفتی – کوهپایه ای حاصل از فرسایش ارتفاعات (سازند بختیاری) روی آنها را پوشانده است.

در لرستان، سازند آغاجاری مستقیماً بر روی سازند گچساران نشسته است اما در سایر نقاط زاگرس بر روی سازند میشان قرار دارد. پس از پایان رسوبگذاری سازند آغاجاری و چین خوردگی لایه های آن سازند بختیاری با یک ناپیوستگی بر روی آن قرار گرفته است. در تصویر این ناپیوستگی در منطقه پل زال دیده می شود.

در لرستان، سازند آغاجاری مستقیماً بر روی سازند گچساران نشسته است اما در سایر نقاط زاگرس بر روی سازند میشان قرار دارد. پس از پایان رسوبگذاری سازند آغاجاری و چین خوردگی لایه های آن سازند بختیاری با یک ناپیوستگی بر روی آن قرار گرفته است. در تصویر این ناپیوستگی در منطقه پل زال دیده می شود.

در دوره کواترنری (از ۱٫۸ میلیون سال قبل تاکنون) زاگرس از آب بیرون بوده است. در این زمان کوهزایی ها شکل کنونی زاگرس را شکل داده اند و رسوبات و نهشته های این زمانه محدود به آبرفت هاست.

برگرفته از کتاب “زمین شناسی ایران” دکتر آقانباتی

 

کلیدواژه: Aghajari formation , Amiran formation , Asmari formation , Bakhtiyari formation , Gachsaran formation , Iran Geology , Iran Geotourism , Kashkan , ترشیاری , خوزستان , زاگرس , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند , سازند آسماری , سازند آغاجاری , سازند امیران , سازند بختیاری , سازند پابده , سازند تله زنگ , سازند جهرم , سازند رازک , سازند شهبازان , سازند کشکان , سازند گچساران , سازند میشان , سنوزوئیک , فارس , لرستان

عضو آهکی امام حسن

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.

تصویر فوق برونزدهای سنگ آهکی عضو امام حسن را در طاقدیس انجیر در جنوب شهر ایلام نشان می دهد. سنگ آهک های ستبرلایه و خوب لایه بندی شده با میانلایه هایی از مارن در تصویر دیده می شوند.

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.

کلیدواژه: Cretaceous , Emam Hasan member , Gurpi formation٬Ilam , Iran Geology , Iran Geotourism , Zagros Mountain , Zamin gasht , ایلام , تاقدیس , زاگرس , زمین شناسی , زمین گردشگری , زمین گشت , ژئوتوریسم , سازند گورپی , طاقدیس , طاقدیس انجیر , عضو امام حسن , کرتاسه

زمین لغزش و انواع آن

پدیده ی زمین لغزش در کشور ما یکی از مخاطرات طبیعی است که همواره با میلیارد ها ریال خسارات مالی و جانی همراه است. شناخت عوامل ایجاد و گونه های مختلف آن برای زمین شناسان و مهندسین عمران از اهمیت بالایی برخوردار می باشد. داشتن اطلاعات پایه ای در این زمینه برای طراحی های جاده ای و شهری سازه ها کمک شایانی به جلوگیری از وقوع زمین لغزش  و اعمال تمهیدات برای پایدارسازی دامنه ها و نتیجتا پیشگیری از خسارات مالی و جانی می کند .

اطلاعاتی که در زیر ارائه می شود مقدمه ای از اطلاعات پایه ای علمی در مورد شناخت و مطالعه ی زمین لغزه ها و انواع مختلف آنهاست. همچنین برخی اطلاعات ابتدایی در مورد چگونگی شکل گیری و آغاز این پدیده  به عنوان یک مخاطره ی طبیعی ارائه می شود.

واژه زمین لغزش به محدوده ی متنوعی از پدیده هایی اطلاق می گردد که  نتیجه ی آنها جابجایی به طرف پایین و به طرف خارج مواد سازنده شیب ها که شامل سنگ، خاک و خاکریز های مصنوعی یا ترکیبی از آنهاست می باشد.مواد می توانند بوسیله ی حالاتی چون سقوط، واژگون شدن، لغزیدن، پهن شدن و یا روان شدن جابجا گردند.

شکل ۱: نمایی شماتیک از یک زمین لغزش که بخش های مختلف آن مشخص و نامگذاری شده است.

اگرچه زمین لغزش ها معمولا در ارتباط با مناطق کوهستانی شکل می گیرند، اما در مناطق کم ارتفاع نیز امکان رخداد آنها وجود دارد. در مناطق کم ارتفاع، زمین لغزش ها در اثر خطای خاکبرداری و خاکریزی (در حفاری های راه سازی و ساختمان سازی)، گسیختگی دیواره های رودخانه ها، گسترش جانبی زمین لغزش ها، فروپاشی توده های دپو شده ی باطه ی معادن (بخصوص ذغال)، و نمونه های متنوعی ازگسیختگی شیب ها در ارتباط با معادن سنگ لاشه و معادن روباز اتفاق می افتند.

رایج ترین گونه های زمین لغزش در زیر شرح داده شده اند.

انواع زمین لغزش ها

–         لغزش چرخشی (Rotational slide)

در این لغزش سطح گسیختگی به صورت یک منحنی با تقعر رو به بالاست و جابجایی لغزشی تقریبا چرخشی و حول محوری موازی سطح زمین در سراسر عرض لغزش اتفاق می افتد.

 

–         لغزش انتقالی (Translational slide)

در این نوع لغزش، توده ی لغزشی در راستای یک سطح تقریبا مسطح با چرخش یا واژگونی کم جابجا می شود.

–         لغزش بلوکی (Block slide)

یک لغزش انتقالی است که توده ی متحرک از یک جنس یا واحدهای بسیار نزدیک به هم تشکیل شده است و به صورت یک توده ی به هم چسبیده بر روی شیب به طرف پایین جابجا می شود.

 

–         فرو ریزش (Fall)

فرو ریزش، جابجایی ناگهانی توده هایی از مواد زمین، مانند سنگ ها و تخته سنگ هایی است که از شیب های تند و صخره ها جدا شده اند. این جدایش سنگ ها و تخته سنگ ها در راستای ناپیوستگی ها مانند شکستگی ها، درزه ها و سطوح لایه بندی رخ می دهد. حرکت آنها نیز به صورت افتادن آزادانه، پرش و یا غلطیدن خواهد بود. فروریزش ها قویا به گرانش، هوازدگی مکانیکی و حضور آب بین منفذی وابسته است.

–         واژگونی (Topple)

شکستگی واژگونی با چرخش به جلوی یک واحد (یا واحدها) حول تعدادی نقطه محوری در پایین آن، تحت اثر نیروی ثقل و نیروهایی که از واحدهای مجاور وارد می شود و یا فشار آب بین منفذی در شکاف های سنگ ها اتفاق می افتد.

–          جریان واریزه (Debris flow)

جریان واریزه نوعی از جابجایی سریع توده مواد است که شامل مجموعه ای از خاک سست و غیر چسبنده، سنگ، مواد آلی،  هوا و آب جاری به عنوان روانه گل می باشد و به صورت ناگهانی به طرف پایین شیب ها جریان می یابد. جریان های واریزه کمتر از ۵۰ درصد خاک و مواد دانه ریز دارند. این جریان ها معمولا در اثر شدت جریان آب سطحی بوجود می آیند. بارش سنگین تگرگ و یا ذوب شدن سریع برف باعث فرسایش و جابجایی خاک غیر جسبنده یا سنگ های روی دامنه های پر شیب می شود. جریان های واریزه همچنین نسبت به دیگر انواع زمین لغزش هایی که بر روی دامنه های پرشیب اتفاق می افتند رایج تر هستند، تقریبا اشباع از آب هستند و بخش زیادی از مواد آنها در اندازه سیلت و ماسه می باشد. خاستگاه جریان های واریزه اغلب در ارتباط با آبگذرهای پرشیب توسعه می یابند. و نهشته های جریان واریزه معمولا در دهانه ی این آبگذر ها بادزنه های واریزه ای را تشکیل می دهند. آتش سوزی باعث برهنه شدن دامنه های پرشیب از گیاهان، و مستعد شدن این شیب ها برای جریان واریزه می شود.

–          بهمن واریزه ای (Debris avalanche)

شامل مجموعه ای متنوع از جریان واریزه ای خیلی سریع تا بشدت سریع می باشد.

–          خاکروانه (Earthflow)

این جریان ها شکلی شبیه به ساعت شنی دارند. مواد دامنه ای به حالت روانه در آمده و به راه می افتد و  یک محدوده کاسه مانند یا فرو رفتگی را در بالا به وجود می آورد. خود جریان کشیده و باریک است و معمولا در مواد ریز دانه یا سنگ های حاوی گل بر روی دامنه های با شیب متوسط و تحت شرایط اشباع به راه می افتد. هر چند که ایجاد جریان های خشک از مواد ریز دانه نیز محتمل می باشد.

–          روانه گل (Mudflow)

روانه گل یک حالت از جریان یافتن زمین (earthflow) است که در آن مواد برای جریان یافتن سریع  به اندازه کافی مرطوب هستند. این روانه حداقل از ۵۰ درصد ماسه، سیلت و رس تشکیل شده است.

لازم به ذکر ایت که در گزارش های خبری به روانه گل و جریان واریزه ای معمولا لغزش گلی (mudslide) گفته می شود.

–          خزش (Creep)

خزش حرکت پیوسته و به صورت نامحسوس آهسته و رو به پایین خاک و سنگ بر روی سطح دامنه های شیب دار است. این جابجایی در اثر اعمال تنش برشی ای است که برای ایجاد یک تغییر شکل دائمی کافی است اما برای ایجاد یک گسیختگی برشی کم است. 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.

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

–          گسترش جانبی (Lateral Spreads)

این حالت در شیب های بسیار ملایم یا زمین های مسطح اتفاق می افتد. شیوه بارز جابجایی بازشدن جانبی به موازات شکستگی های برشی یا کششی است. شکست به علت روانگرایی رخ می دهد. فرایندی که بوسیله ی آن رسوبات فاقد چسبندگی، سست و اشباع از آب (معمولا ماسه و سیلت) از وضعیت جامد به مایع تغییر شکل می یابند. این شکست معمولا بوسیله ی حرکت سریع زمین مانند آنچه که در زمان وقوع یک زمینلرزه تجربه می کنیم و یا به صورت القایی و مصنوعی ایجاد شود. زمانی که مواد چسبنده، سنگ بستر یا خاک، تکیه گاه موادی باشند که روان شده اند، واحد بالایی متحمل شکستگی و بازشدگی شود و ممکن است دچار فرونشست، برگشتن، چرخش، فروریختن، ویا روان شده و جریان یابند.

گسترش جانبی در مواد ریز دانه بر روی شیب های کم ژرفا معمولا پیشرونده است. شکستگی به طور ناگهانی در یک منطقه کوچک اتفاق می افتد و به سرعت گسترش می یابد. اغلب شکستگی اولیه یک فرو نشست است؛ اما در برخی مواد جابجایی بدون هیچ علت مشخصی رخ می دهد.

ترکیب دو یا بیشتر از انواع لغزش که در بالا توضیح داده شد به عنوان یک زمین لغزش مرکب (complex landslide) نامیده می شود.

ترجمه: سید مجید میرکاظمیان

منبع: سایت ژئولوژی

دریاچه مهارلو

دریاچه مَهارلو واقع در شهرستان سروستان، از دریاچه‌های استان فارس ایران است. نام این دریاچه، برگرفته از نام روستای مهارلو از توابع شهرستان سروستان است که در مجاورت آن قرار گرفته است و این روستا در بخش ساحلی دریاچه واقع است.

این دریاچه ۲۸ کیلومتر طول، ۱۰الی۱۵ کیلومتر عرض دارد و به طور کلی مساحت آن ۲۵۷ کیلومتر مربع می باشد و به دریای آزاد راه ندارد. دریاچه مهارلو در حدود ۱۸ کیلومتری جنوب خاوری شیراز در ارتفاع ۱۵۶۰ متری از سطح دریا قرار دارد و در باختر دریاچه بختگان قرار گرفته‌ و خاوری‌ترین بخش جلگه شیراز است. این دریاچه به وسیله سه رودخانه خشک، حمزه و سروستان و همچنین روان آب های کوه های مجاور تغذیه می شود. آب چند چشمه نیز عمدتاً از قسمت‌های غربی و شمالی وارد این دریاچه می‌شوند.

از آنجا که میزان تبخیر در دریاچه مهار لو بالاست، بخشی از بستر آن را لایه ای از نمک می پوشاند و فقط در بخش های شمالی و مرکزی آن با عمق بسیار کم و شوری زیاد، آب وجود دارد. جدا از تبخیر زیاد، نهشته‎هاى گچى سازند ساچون و دو گنبد نمکى واقع در خاور این دریاچه، در شورى بی‎اندازه آن تأثیر به سزایى دارند.

مهارلو دارای آبی بسیار شور است و در فصل‌های خشکی یکی از کانسارهای بزرگ نمک ایران به‌شمار می‌آید. فرآوری نمک از این دریاچه توسط مجتمع استحصال نمک وابسته به پتروشیمی شیراز انجام می‌شود.

یکی از پدیده های جالب این دریاچه وجود پدیده کشند قرمز می باشد. کشندهای قرمز نوعی از جلبک ها می باشند که نسبت به شوری مقاوم بوده و زمانی که شوری آب بالا می رود، این جلبک ها رشد بیشتری می یابند. تکثیر بیش از حد این موجودات سبب می شود که تراکم جلبک ها در سطح آب بالا رفته و به صورت لایه ای قرار گیرند که مانع از تبادل هوا با آب و در نهایت کاهش اکسیژن می شود. در این حالت دریاچه به رنگ قرمز در می آید.

در سال ۱۳۸۵ خ. با تصویب هیأت وزیران، دریاچه مهارلو به عنوان یکی از ۷ منطقه نمونه گردشگری ایران برگزیده‌شده‌است. مهارلو ، محمودآباد ،بکت، برمشور، قنبری، دوبنه (شیراز) ، انجیره و اعلاالدوله از روستاهای گردشگری پیرامون این دریاچه هستند. از کوه‌های مشرف به دریاچه می‌توان به کوه قلعه گریخته، کوه شرقی و کوه شمالی اشاره کرد.این دریاچه به واسطه همجواری با کلانشهر شیراز، از مناطق گردشگری و تفرجگاهی محسوب می شود.

دریاچه مهارلو در یک فرونشست ناودیس مانند با روند شمال باخترى – جنوب خاورى، شکل گرفته که گسل جوان و لرزه‎اى سروستان از آن می‎گذرد. به نظر می‎رسد که حرکات این گسل به ویژه از زمان پلیستوسن پسین به بعد، موجب تشکیل این فرونشست ناودیس گونه شده باشد. به باور کرینسلى (۱۹۷۰) به دلیل نبود سواحل کهن یا پادگانه‎هاى بلند، امکان وجود دریاچه‎اى در زمان پیش از پلیستوسن کم است و اگر دریاچه‎اى هم وجود داشته، در نقاطى بوده که امروزه در حاشیه دریاچه فعلى قرار می‎گیرد.

تصویر فوق از ارتفاعات شمالی مشرف بر دریاچه مهارلو و در کنار روستای چاه شیرین در مسیر جاده ی آسفالته ی شیراز به گشنکان از توابع شهرستان کفترک گرفته شده است. دیوارهای سنگچین که در تصویر دیده می شود محل سابق روستای چاه شیرین در زمانی بوده که سطح آب دریاچه بالا بوده و امروزه با پایین رفتن سطح آب مردم روستا به دشت کناره دریاچه نقل مکان کرده و این ساختمان ها متروکه رها شده اند. دید تصویر به سمت خاور است و در آن بخشی از دریاچه مهارلو، جاده ی شیراز به گشنکان، دشت ساحلی دریاچه و ارتفاعات سنگ آهکی مشرف بر دریاچه که سازند آسماری می باشد دیده می شود. مسیر راه آهن شیراز – بوشهر – عسلویه بر روی همین ارتفاعات در شمال دریاچه ساخته خواهد شد.

 

گود دارنجان

گود دارنجان کاسه ای فرسایشی در یال جنوب باختری طاقدیس کوه سپیدار است. این طاقدیس با روندی شمال باختر – جنوب خاور از جنوب شهر کوار استان فارس می گذرد و محوری با خمیدگی های متعدد دارد. طول این طاقدیس ۸۶ کیلومتر و بیشینه عرض آن ۹ کیلومتر است. قدیمی ترین واحدهای برونزد یافته در هسته ی این طاقدیس سازند سروک به سن کرتاسه و جدیدترین واحد که گسترش فراوانی هم دارد سازند آسماری به سن الیگومیوسن است. سازند آسماری در اثر اندرکنش نیروهای تکتونیکی و فرسایش دچار درزه های فراوان و گسترش آنها توسط فرسایش شده و شیارها، تنگه ها و گودهای فرسایشی فراوانی در یال های شمالی و جنوبی طاقدیس کوه سپیدار ایجاد شده است. در یال جنوبی تنگه ها و گودها از گسترش قابل توجهی برخورداراند بطوری که این یال میزبان بیش از ۱۵ گود فرسایشی است (برای کسب اطلاعات بیشتر در مورد چگونگی تشکیل گودهای فرسایشی می توانید به مقاله “تنگ ها و گودهای زاگرس چگونه تشکیل شده اند؟ ” مراجعه کنید).

zg-darenjangowd-02

بزرگترین گود فرسایشی این طاقدیس، گود دارنجان است. این گود در یال جنوبی طاقدیس کوه سپیدار و در نزدیکی دو روستای دارنجان و بورزکان و مشرف به دره ای است که رودخانه ی تنگاب در آن جریان دارد. محیط این گود ۱۰۸۰۰ متر و مساحت آن بیش از ۸ کیلومتر مربع است.

با پیشروی فرسایش در طول زمان و از بین رفتن پوشش سنگ آهکی سازند آسماری، مارن ها و سنگ آهک های مارنی نازک لایه سازند پابده نیز در داخل گود برونزد یافته اند. به مرور با افزایش فرسایش سازند نرم فرسای پابده و خالی شدن زیر سنگ های مستحکم تر، بلوک های سنگی سازند آسماری نیز از محل درزه ها جدا شده و به صورت سنگ افت (Rock fall) به درون گود سقوط کرده اند. در حال حاضر پوششی از خاک سطحی و واریزه و آبرفت کف گود و روی برونزدهای سنگی داخل گود را با ضخامت های متفاوت پوشانده است. این پوشش جزئی از رسوبات کواترنری به حساب می آید.

zg-darenjangowd-03

گود دارنجان و سایر شیارها، تنگه ها و گودهای ایجاد شده بر روی طاقدیس کوه سپیدار به دلیل اینکه مقاطع عرضی مناسب و قابل دسترسی هستند امکان مطالعه، بررسی و شناخت علمی طاقدیس را محیا نموده اند.

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

تنگ رازیانه

مسیر ایلام به پلدختر که در امتداد کبیرکوه و در دامنه ی دره – رود گراب کشیده شده است، تقریباً ۴ کیلومتر بعد از روستای چنارباشی، رودخانه در عمق تنگه ای جریان می یابد که به آن “تنگ رازیانه” می گویند. این تنگه یکی از مناطق زمین گردشگری استان ایلام شناخته می شود. طبیعت کم نظیر و زمین منظر زیبای این منطقه باعث شده تا در سال ۸۸ در لیست آثار ملی طبیعی ایران قرار گیرد.

zg-razianeh-02

این تنگه ی باریک و ژرف که رود گراب در آن روان است نزدیک ۳ کیلومتر طول دارد و تنها در بخشی که سنگ آهک های سازند آسماری در کف دره برونزد یافته اند ایجاد شده است. دره – رود گراب در حقیقت ناودیسی است که بین دو طاقدیس کبیرکوه و سرتنگ و به موازات آنها قرار دارد. جوان ترین سازندی که در این منطقه میزبان رودخانه ی گراب است سازند گچساران به سن میوسن است. مجموعه ای سنگ های تبخیری شامل نمک و گچسنگ به همراه مارن با میانلایه های آهکی  توالی رسوبی سازند گچساران را می سازند.

نقشه زمین شناسی تنگ چناران

جریان رودخانه بر روی این سنگ های نرم فرسا قاعدتاً باید دره ای پهن و عریض را بسازد که در طور مسیر آن بستر رودخانه اینچنین است. اما در این محدوده ی ۳ کیلومتری از رودخانه که سنگ آهک های سازند آسماری برونزد یافته اند، به دلیل مقاومت بالای سنگ های این سازند، بستر رودخانه به تنگه ای باریک و ژرف تبدیل می شود. در محل تنگه شیب لایه های سنگ آهکی کم (حدود ۲۰ درجه) و مقاومت آنها زیاد است. در نتیجه سنگ آهک ها تنها از نقاط ضعف مانند درزه های تکتونیکی،فرسوده می شوند؛ یعنی همان مسیری که رود برای جریان خود انتخاب کرده است. با فراخاست زمین که در کل منطقه ی زاگرس در اثر نیروهای تکتونیکی  وجود دارد، رودخانه بستر خود را بیشتر حفر می کند و در نتیجه تنگه عمیق تر می شود.

zg-razianeh-01

رودخانه ی گراب با خروج از برونزدهای آهکی سازند آسماری از تنگه نیز خارج می شود و دوباره در سازند گچساران با بستری پهن قرار می گیرد. این رودخانه در ادامه ی مسیر به رودخانه ی بزرگ سیمره پیوسته و به سد سیمره می رسد.

تنگ رازیانه در موقعیت ” Zone 38: 3700421.08 N , 669444.64 E ” در استان ایلام واقع است.

تصاویر از سایت های کارناول و ایلام تودی انتخاب شده اند. نقشه زمین شناسی هم بخشی از نقشه یکصدهزارم کوه ورزرین از انتشارات شرکت نفت می باشد.

دریاچه تار و هویر

دریاچه ی تار در ۳۰ کیلومتری خاور شهر دماوند و در ارتفاعات البرز مرکزی قرار دارد. مساحت این دریاچه که در ارتفاع ۲۹۰۵ متری از دریای آزاد شکل گرفته است ۳۶۸ هزار متر مربع بوده و آب شیرین آن حاصل جمع آوری آبهای سطحی توسط آبراهه هایی است که به این دریاچه منتهیمی شوند. بیشینه طول این دریاچه یک کیلومتر در راستای شمار باختر – جنوب خاور و بیشینه عرض آن ۶۰۰ متر در راستای خاوری – باختری است.

در خاور دریاچه ی تار، و به فاصله ی یک کیلومتری از آن دریاچه ی دیگری با نام “دریاچه هویر” قرار دارد که با ۸۶ هزار متر مربع و در ارتفاع ۲۸۸۰ متری از سطح دریای آزاد شکل گرفته است. بیشینه طول این دریاچه ۵۰۰ متر در راستای شمال – جنوب و بیشینه عرض آن ۱۸۰ متر در راستای خاوری – باختری است. این دریاچه نیز آبی شیرین دارد و آب انباشته شده در آن حاصل جمع آوری آب های سطحی از ارتفاعات شمالی توسط آبراهه ها می باشد.

تمامی آبراهه هایی که از ارتفاعات شمالی و جنوبی منشاء گرفته اند به درون دره ای با راستای باختری – خاوری تخلیه می شوند. این دره که از شهر دماوند به طول ۴۰ کیلومتر به طرف خاور ادامه دارد و در نهایت به جاده ی فیروزکوه می رسد، میزبان رودخانه ای است که از محل دریاچه سمت باختر، “رودخانه ی هویر” و به سمت خاور “رودخانه ی دلیچای” نامیده می شود. این دره – رودخانه در محل عبور گسله دهنار – مشاء شکل گرفته است.

گسله ی راندگی دهنار – مشاء با طول بیش از ۴۰ کیلومتر سنگ های پالئوزوئیک و مزوزوئیک را بر روی سنگ های آذرآواری و گدازه های ائوسن (سازند کرج) رانده است. راستای این گسله باختر شمال باختر – خاور جنوب خاور است و شیب صفحه ی آن به سمت شمال می باشد. سازند کرج در محل عبور این گسله شامل مجموعه ای از توف های سبز رنگ و جریان گدازه های آندزیتی بازالتی قرمز رنگ و گدازه های برشی هستند. این بخش از سازند کرج دارای دگرسانی پیشرفته بوده و تحت تاثیر زون گسله به شدت خرد شده هستند. در نتیجه سنگ ها استحکام خود را از دست داده اند و به مجموعه ای نسبتاً ناپایدار از سنگ و خاک بدل شده اند که هر لحظه آماده ی لغزش و ریزش اند. این همان اتفاقی است که باعث ایجاد دو دریاچه ی تار و هویر شده است.

zg-taarlake-03

در دامنه ی شمالی ارتفاعات جنوبی مشرف به دریاچه ها (زرین کوه) زمین لغزشی رخ داده است که باعث تخلیه ی خاک و سنگ در کف دره، ایجاد سدی طبیعی و بسته شدن راه تخلیه ی آب های سطحی  و در نتیجه جمع شدن آب و ایجاد دو دریاچه تار و هویر شده است. طول تاج این لغزش قاشقی ۲/۵ کیلومتر و مساحت کاسه لغزش ۱/۳۲ کیلومتر مربع و مساحت زون انباشت آن ۱/۸۴ کیلومتر مربع است. این زمین لغزش بزرگ که در سنگ های ناپایدار سازند کرج و در محل عبور گسله ایجاد شده است دلیل اصلی ایجاد دو دریاچه است و مواد خاکی و سنگی آن جبهه جنوبی دو دریاچه را اشغال کرده اند. سنگ های سست، دامنه ی شمالی آبدار، و احتمالاً زمینلرزه ای کهن همگی در ایجاد این زمین لغزش با یکدیگر مشارکت داشته اند.

zg-taarlake-02

عکس ارائه شده، تصویری پانوراما از دریاچه ی تار را با دیدی به سمت شمال نشان می دهد. در تصویر از نزدیک به دور سازندهای میلا، مبارک و جیرود، شمشک دیده می شوند. سازندهای دلیچای و لار ارتفاعات پس زمینه عکس را تشکیل داده اند.

از چند مسیر می توانید خود را به این دو دریاچه برسانید: یک مسیر از شهر دماوند، آبادی چنار عربها، جاده معدن، آخر جاده خاکی تا دریاچه تار است. مسیر دوم از طریق جاده ای که از راه  اصلی تهران – فیروزکوه و روستای دلیچای منشعب شده و از روستاهای یهر، مومج، دهنار و هویر عبور کرده و در ۲۸ کیلومتری به دریاچه تار می رسد. این جاده از ضلع جنوبی دریاچه عبور کرده به جاده ای که از طریق دماوند به دریاچه منتهی می شود متصل می گردد. مسیر سوم هم از شهر دماوند، جاده فیروزکوه، جاده آسفالته آبادی آرو، پل دلیچای و دهنار و دریاچه هویر است.