+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
گروه زمین شناسی ناحیه 3 استان اصفهان
زمین شناسی
بارم بندی کتاب زمین شناسی سال سوم
| ضمن عرض تبریک بهار علم ودانش به همه همکاران فرهنگی ودانش آموزان عزیز، بارم بندی پیشنهادی (گروه زمین شناسی دفتر تالیف )کتاب سال سوم دبیرستان جهت استفاده شماعزیزان تقدیم می گردد. شماره فصل نوبت اول نوبت دوم وشهریور 1 2 75/0 2 2 75/0 3 4 1 4 5 5/1 5 7 5/3 6 - 3 7 - 3 8 - 5/2 9 - 5/3 جمع کل 20 20 |
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
پدیده ای به نام زمین لغزش
دیده ای بنام زمین لغزش
حرکت و جابجایی بخشی از مواد دامنه در امتداد یک سطح گسیختگی مشخص را «لغزش» مینامیم...
در لغزشهای دامنهای تغییر شکل از نوع «برش ساده» است. لغزش انواع مختلف داشته و در هر نوع مصالحی میتواند ایجاد شود. ویژگیهای توده متحرک و شکل سطح گسیختگی معمولا به عنوان عوامل طبقه بندی لغزشها بکار گرفته میشوند.
انواع لغزشهای دامنهای
لغزش انتقالی یا ساده
در لغزش انتقالی ، تودهای از مواد به روی یک سطح کم و بیش مسطوی به سمت پایین دامنه میلغزند. شرایط زمین شناسی و در راس آن وجود ناپیوستگیهای ساختی دارای جهتیابی مناسب ، از جمله عوامل ایجاد یک لغزش انتقالی است.
لغزش دایرهای یا چرخشی
لغزش دایرهای یا چرخشی عمدتا در دامنههای خاکی و خرده سنگی طبیعی و مصنوعی و به مقدار کمتر در دامنههایی که از سنگ خرد شده یا ضعیف و هوازده ساخته شدهاند، دیده می شود. در این حالت گسیختگی در راستای سطوحی منحنی و قاشقی شکل ، که حداکثر تنش برشی را تحمل می کنند، صورت میگیرد. برای ایجاد یک لغزش دایرهای معمولا نیاز به شرایط زمین شناسی ویژه و گسستگیهای ساختی نیست.
لغزش مسطوی در سنگ
این نوع لغزش انواع مختلفی دارد. از آن جمله است لغزش یک یا چند واحد سنگی در امتداد یک یا چند سطح مسطوی ، سر خوردن یک قطعه کوچک یا ورقهای از سنگ به روی دامنه ، لغزش توده عظیمی از سنگ و سرانجام لغزش گوهای در امتداد فصل مشترک دو صفحه متقاطع.
شرایط مناسب برای لغزش مسطوی
سنگهای لایهلایه رسوبی که شیبشان به سمت خارج دامنه و مقدار آن مساوی یا کمتر از شیب دامنه است.
گسلها ، درزها و فولیاسیونهایی که سطوح ضعیف ممتدی را ساخته و سطح دامنه را قطع میکنند.
درزهای متقاطع که گسیختگیهای گوهای را میسازند.
سنگ سخت و درزدار که سر خوردن قطعات سنگ را به همراه دارد.
پوسته پوسته شدن در تودههای گرانیتی که سرخوردن ورقههایی از سنگ را باعث میشود.
لغزش چرخشی در سنگ
در این نوع لغزش تودهای قاشقی شکل از سنگ ، بر اثر لغزش در امتداد سطحی استوانهای ، گسیخته میشود. ایجاد ترکهایی در راس بخش ناپایدار و برآمدگیهایی در پاشنه آن نشانههای حرکات آغازیناند. پس از گسیختگی نیز معمولا پرتگاهی در بالای دامنه و به هم ریختگیهایی در پایین آن متساعد میشود. افزایش شیب دامنه ، هوازدگی و نیروهای آب نشستی از دلایل اصلی این نوع لغزشند.
لغزش چرخشی در سنگهای سخت یکپارچه دیده نمیشود. در مقابل درستیهای دریایی و دیگر سنگهای نرم ، همچنین در سنگهای رسوبی لایهلایه به شدت درزدار و دارای لایههای ضعیف ، فراوان ایجاد می شود. شیب طبیعی شیلهای دریایی متورم شونده و به شدت ترکدار ، کم و پایدارسازی آنها معمولا مشکل است. این نوع گسیختگیها معمولا پیشرونده و وسیع اند.
لغزش چرخشی در خاک : رایجترین نوع لغزش در خاک ، حرکت چرخشی یک یا چند قطعه از آن در امتداد سطوح استوانهای است.
علل اصلی لغزش چرخشی در خاک
نیروهای آب نشستی
افزایش شیب دامنه
ساختهای قبلی باقیمانده در خاک برجا
لغزشهای چرخشی از ویژگیهای رسوبات نسبتا صخیم خاک چسبنده و بدون سطوح ضعیف است. عمق سطح گسیختگی وابسته به شرایط زمین شناسی است. لغزشهای عمیق در زمینهای رسی و لغزشهای کم عمق در واریزهها انجام میشود. نشانههای اولیه این نوع لغزش ، ترکهای کششی در راس و برجستگیهای در قاعده دامنه است.
گسترش جانبی و گسیختگی متوالی
نوعی گسیختگی صفحهای است که سنگ و خاک دیده میشود. در اینجا مواد در امتداد یک سطح ضعیف بطور جانبی تحت تنش قرار گرفته و متوالیا بصورت قطعاتی میشکنند. علل اصلی این نوع لغزش عبارت است از نیروهای آب نشستی و افزایش شیب و ارتفاع دامنه. این نوع گسیختگی را معمولا نمیتوان با روشهای ریاضی پیش بینی کرد. زیرا از قبل نمیتوان محل تشکیل اولین ترک و در نتیجه اولین قطعه را مشخص کرد. با این حال ، چون در انواع خاصی از سنگ و خاک ایجاد میشود، تشخیص حالات ناپایدار بالقوه امکان پذیر است. گسترش جانبی معمولا به تدریج توسعه یافته و میتواند حجم زیادی داشته باشد.
این نوع گسیختگی در دره رودها رایج است و بطور مشخصی در رسهای سخت شکافدار ، شیلهای رسی و لایههای افقی یا کم شیب ، که حاوی مناطق ضعیف ممتدی هستند، دیده میشود. واریزههایی که به روی خاک برجا یا سنگ دارای شیب ملائم قرار گرفتهاند، متوالیا بصورت گسترش جانبی گسیخته میشوند. نشانه این نوع گسیختگی در مراحل آغازین ترکهای کششی است، البته در برخی شرایط مثل بارگذاری ناشی از زمین لرزه ، ممکن است ناگهانی باشد. در خلال گسترش پیشرونده ، ترکهای کششی بار شده و پرتگاههایی ایجاد میشود. گسیختگی نهایی ممکن است تا سالها اتفاق نیافتد.
لغزش واریزه
این نوع لغزش به حرکت تودهای از خاک ، یا خاک و قطعات سنگ که بطور یکجا یا در واحدهای جداگانه در روی یک سطح مسطوی پرشیب میلغزند، اطلاق میشود. این لغزش اغلب حالت پیشرونده داشته و ممکن است به بهمن یا جریان منتهی شود. علل اصلی لغزش واریزهای عبارتست از افزایش نیروی آب نشستی و شیب دامنه. این نوع لغزش در جاهایی که واریزهها یا خاک برجا به روی سطح شیبدار و نسبتا کم عمق سنگی قرار گرفته باشد، ایجاد میشود. آغاز حرکت در این نوع لغزش هم با ترکهای کششی مشخص میشود.
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
النینو چیست
رویداد ال نینو / نوسان جنوبی یکی از مهمترین و شاخص ترین رویداد هایی است که منجر به ظهور نا بهنجاری های بزرگ آب و هوایی در بسیاری از نقاط جهان می شود . هواشناسان و اقیانوس شناسان جهان در سالهای اخیر مطالعات زیاد و دقیقی در مورد مکانیزم ایجاد ال نینو و تاثیرات متقابل جو و اقیانوس انجام داده اند ، بویژه مطالعات گسترده ای در ارتباط با ناموزونی دما در سطح دریا و نوسانات فشار جو در سالهایی که ال نینو رخ می دهد انجام گرفته است ، مجموعه این تغییرات را بنام نوسانات جنوبی می نامند که با کلمه اختصاری ENSO (ElNino Southern Oscillation )یعنی ترکیبی از دو کلمه ال نینو و نوسانات جنوبی است بکار می رود . برای نخستین بار واکر (1932) و بلیس (1937) بر وجود نوسانی در فشار سطح و در مقیاس جهانی اشاره کردند و آن را نوسان جنوبی SO نامیدند . بدین سان SOیک الگوی ارتباط از راه دور جهانی در اتمسفر است و به دلیل تمیز آن از سایر الگوهای ارتباط از راه دور ( بویژه نوسانات اطلس شمالی و آرام شمالی ) جنوبی نامیده شده است . مراکز عمل SO توسط یک گردش مداری شرق به غرب در امتداد صفحه استوا همراه با صعود هوا در غرب اقیانوس آرام و نزول هوا در شرق اقیانوس آرام به یکدیگر مربوط می شود و به این ترتیب گردش شکل می گیرد که توسط بژرگنس (1969) گردش واکر نامیده شد . ال نینو مولفه اقیانوسی ENSO می باشد و با دگرگونیهای بزرگ در دماهای سطح دریا در منطقه آرام حاره ای پدیدار می گردد .
مشخصات ال نینو :
در طول پدیده ال نینو باد ها در استوا بر روی اقیانوس از غرب به شرق می وزند . این بادها در سطح آب اقیانوس جابجا شده و آبهای گرم سطح اقیانوس را که بوسیله خورشید در مناطق گرمسیری حرارت دیده اند ، به سواحل غربی شمال و جنوب قاره آمریکا می آورد . به دنبال آبهای گرم ، بارندگی نیز به سمت مشرق متمایل می شود ، به همراه سیل در پرو و خشکسالی در اندونزی و استرالیا . نشانه کلیدی ال نینو ، افزایش دمای غیر عادی در امتداد و هر دو طرف خط استوا در اقیانوس آرام مرکزی و شرقی است . این جریان هر چند سال یکبار با یک گرمایش عظیم و غیر معمول همراه می شود . بطوری که در این حال دماهای سطح دریا حداقل برای چند ماه پیاپی در 3 تا 5 محل ساحلی بالای حد نرمال می رود . و در پی آن دمای سطح دریا برای یک سال و یا حتی بیشتر بصورت غیر عادی باقی می ماند و برای برگشت به شرایط عادی منطقه ، حداقل تا ژانویه یا مارس آینده زمان لازم است .
ال نینو اصولاً تغییراتی در موقعیت تندبادها بوجود آورده و موجب پدید آمدن رفتارهای آب و هوایی غیر معمول در کره زمین می گردد . تغییرات در تند بادها که توسط ENSO صورت می گیرد بر آب و هوا نه تنها در شمال و جنوب قاره آمریکا بلکه در نقاط دوردستی همچون آفریقا و نواحی جنوبگان تاثیر می گذارد .
در حالت عادی آب و هوای نواحی گرمسیری منطقه غرب دارای دمای بیشتر از 10 درجه سانتیگراد نسبت به سواحل شرق پرو و اکوادور می باشد . فشار هوا در بالای آب های گرم کاملاً پایین است . هوای مرطوب برخاسته از منطقه باعث تشکیل ابر های سنگین و بارانهای شدیدی مشابه بارانهای جنوب شرق آسیا ، گینه نو و شمال استرالیا می شود. که نهایتاًمنجر به افزایش بارندگی در مناطق جنوبی آمریکا و پرو و خشکسالی در قسمت غربی اقیانوس آرام که استرالیا و کشور های مجاور را نیز تحت تاثیر قرار می دهد ، می گردد . در طی یک رویداد ال نینو نابهنجاری های دمای سطح دریا ، سطحی به وسعت 5 میلیون کیلومتر مربع را در طی مراحل انتقال تا تکامل پوشش می دهد .
دلایل وقوع ال نینو :
گردش واکر : این گردش یک گردش اتمسفری ، در صفحه ای عمود بر استوا می باشد که با صعود هوا در غرب آرام استوایی و نزول هوا در شرق آرام استوایی شکل می گیرد و همراه با آن بادهای سطحی شرقی و بادهای غربی فوقانی به موازات استوا در سطح وسیعی از حوضه آرام استوایی ایجاد می شود . در واقع گردش واکر اتمسفر ، به گرادیان دمای سطح دریا در طول استوا ، میان دماهای بالا در غرب آرام استوایی و دماهای پایین در شرق آرام استوایی می باشد و قویاً در ارتباط با رویداد ENSO است .
حال این گرادیان دما در سطح دریا چگونه شکل می گیرد ؟
در شرایط عادی منطقه ، در غرب آرام حاره ای به واسطه بادهای تجارتی جنوب شرقی نسبتاً آرام ، گرایش حاصل از تشعشع خورشیدی موجب گرم شدن آبهای اقیانوس می شود .
به طور همزمان بادهای تجارتی جنوب شرقی موجب فرا رفت آبهای گرم به سمت غرب می شوند . بنابراین در غرب آرام حاره ای یک انباشتگی از آبهای با دما های بالا بوجود می آید و تراز دریا در این منطقه بالا است . حال به دلیل تنش باد شرقی در آرام استوایی حرکتی به سمت قطب در لایه اکمن اقیانوسی ایجاد می شود و در پی آن به دلیل پیوستگی ، فراجهندگی آب سرد در نواحی مرکزی و شرقی آرام استوایی به وجود می آید که این علتی بر وجود زبانه آب خنک در نواحـــــی مــرکزی و شرقی آرام استوایی می باشد . بدین ترتیب در شرایط عادی منطقه ، در غرب آرام استوایی آبهای سطحی با دماهای بالا و در مرکز و شرق آرام استوایی ، زبانه ای از آبهای سطحی با دماهای پایین وجود دارد . حال در نواحی استوایی توزیع فعالیتهای همرفتی قوی در اتمسفر به میزان زیادی به همگرایی بادهای تجارتی و دمای سطح دریا بستگی دارد به طوری که منطقه همگرایی درون حاره ای (ITCZ - Inter Tropical Convergence Zone) و منطقه همگرایی آرام جنوبی (SPCZ - South Pacific Convergence Zone) بر روی مناطقی واقع شده اند که دارای آب های سطحی با دمای بالاتر از 27 درجه سانتیگراد می باشند . بنابراین در غرب آرام استوایی توسط بادهای تجارتی همگرایی و در نتیجه صعود هوای گرم و مرطوب اتفاق می افتد و به دنبال آن در اثر فعالیتهای همرفتی و بارندگی ، گرمای نهان به طور گسترده ای در اتمسفر فوقانی آزاد می شود و در این حال زمینه ای مساعد جهت یک شارش برگشتی به سمت شرق و به موازات استوا در اتمسفر فوقانی پدید می آید و در پی آن هوای خشک در شرق آرام استوایی نزول می کند . بنابراین در شرق آرام استوایی ناحیه پر فشار سطحی و در غرب آرام استوایی ناحیه کم فشار سطحی شکل میگیرد و به دلیل گرادیان فشار به وجود آمده ، حرکتی از شرق به غرب در سطح و موازات استوا ایجاد شده و بدین سان گردش واکر که حاصل گرمایش آدیاباتیک در نواحی استوایی است شکل می گیرد . همراه با بادهای تجاری جنوب شرقی قوی، گردش واکر شدت می یابد اما قدرت گردش واکر با دمای سطح دریا در شرق آرام استوایی نیز در ارتباط است به این ترتیب زمانی که دماهای سطحی دریا در شرق آرام استوایی پایین تر از حد نرمال است (شرایط عکس ال نینو که لانینا نام گرفته است ) بادهای تجاری و گردش واکر در قویترین وضعیت خود قرار دارند . تحت این شرایط ، شرق استرالیا ، اندونزی و هندوستان از هوایی مرطوب و باران زا برخوردارند و شرق آرام استوایی هوای خشک حاکم است واین شرایط عادی منطقه می باشد . اما زمان وقوع رویداد ENSO یعنی شرایط غیر عادی منطقه ، زمانی است که گردش واکر ضعیف شده و به دنبال آن هوای خشک و کم باران حاکم می شود .
راههای مشاهده ، ثبت و اندزه گیری :
نوسان جنوبی یک رفتار الاکلنگی در تودة اتمسفری است که مستلزم تبادل هوا میان دو نیمکره شرقی و غربی بوده و در عرضهای جغرافیایی حاره ای و جنب حاره ای متمرکز می باشد . مراکز عمل آن اطراف اندونزی و شرق آرام جنوبی در بخش حاره ای است . زمانی که فشارهای سطح در شرق آرام جنوبی حاره ای (تاهیتی در 17 درجه جنوبی و 150 درجه غربی ) بالای نرمال است در بیشتر نواحی غرب آرام جنوب حاره ای (داروین در 12 درجه جنوبی و 130 درجه شرقی ) فشارهای سطح زیر حد نرمال است، که این فاز سرد نوسان جنوبی نام گرفته و با پدیده لانینا (عکس ال نینو ) همراه است . در این حالت دماهای سطح دریا در شرق آرام جنوبی حاره ای پائین تر از نرمال است و بادهای تجارتی و گردش واکر در قویترین وضعیت خود قرار دارند . اما زمانی که فشارهای سطح در شرق آرام جنوبی حاره ای پائین تر از نرمال است در اکثر نواحی غرب آرام جنوبی حاره ای فشار های سطح بالاتر از نرمال است و این شرایط فاز گرم نوسان جنوبی نام گرفته و در اکثر مواقع با پدیده ال نینو همراه است . با اندازه گیری فشارهای سطح در حوزة آرام جنوبی حاره ای یک شاخص اتمسفری (Southern Oscillation Index-SOI) برای نوسان جنوبی به صورت زیر تعریف شده است :
اگر فشار تاهیتی منهای فشار داروین عددی مثبت شود شرایط غیر ال نینو است و اگر فشار تاهیتی منهای فشار داروین عددی منفی شود شرایط ال نینو برقرار است .
به طور کلی مدارکی قوی وجود دارد دال بر اینکه یک گرمایش کلی در اتمسفر جهانی در حدود چند ماه بعد از یک رویداد قوی ال نینو به وجود می آید . بر این اساس پروفسور ویرتکی از دانشگاه هاوایی در سال 1985 پیشنهاد نمود که مقیاس زمانی برای وقوع رویداد ال نینو بایستی با محاسبه زمان لازم برای اندوختن آب گرم در مناطق حاره ای جهت شارژ سیستم تعیین شود زیرا به هنگام ظهور ال نینو حرارتی شارژ شده به سمت عرض های جغرافیایی بالا و نیز به داخل اتمسفر آزاد می شود . در طول مرحله تکامل ، یک پریشیدگی به شکل منبع حرارتی در غرب آرام استوایی ایجاد می شود و این منبع حرارتی یک سلسله رویدادهایی را ایجاد می نماید و سرانجام شرایط غیر ال نینو در منطقه حاکم می شود .
برای گرد آوری داده های لازم NOAA از یک شبکه چند شناوری استفاده می کنند که دما و جریان ها و بادهای خطوط استوایی را اندازه گیری می کند . این شناورها به طور روزانه داده میفرستند که بلافاصله در دسترس محققان و پیش بینی کنندگان در سراسر دنیا قرار می گیرد .
در اقیانوس آرام استوایی ، ال نینو به روشهای مختلفی هم چون ماهواره ها ، شناورهای متصل به لنگر گاه ها ، تجزیه و تحلیل سطح دریا و XBT ها ردیابی می شود . بسیاری از این سیستمهای بررسی اقیانوس جزیی از برنامه «اقیانوسهای گرمسیری ـ اتمسفر جهانی » بوده اند و هم اکنون در طرح « سیستم بررسی ENSO » به کار گرفته شده اند .
تاثیر ال نینو بر محیط و زندگی بشر :
همراه با رویداد ال نینو تولیدات بیولوژیکی به دلیل کاهش فرا جهندگی آب سرد در سرتاسر سواحل پرو و اکوادور کاهش می یابد که این سبب مرگ و میر ماهیان و به خصوص ماهی کولی که غذای عمدة پرندگان دریایی است می شود . به دنبال مرگ و میر ماهیان ، میلیونها پرنده دریایی به علت عدم وجود غذای عمدة خود یعنی ماهی کولی در ساحل نابود می شوند که این لطمه اقتصادی جبران نا پذیری را در صنایع ماهیگیری و کود مرغ ( دریایی ) گیری برای کشور های پرو و اکوادور به بار می بارد . از آسیب های محلی دیگر ، بارندگی های سیل آسا در بخش هایی که به طور معمول لم یزرع سواحل پرو و اکوادور است که سبب ته نشست های گلی و تخریب شالوده این مناطق می شود و در مجموع به دلیل شرایط نا به هنجار به وجود آمده ، پدیده ال نینو در منطقه به عنوان فاجعه طبیعت شناخته شده است . همچنین این پدیده رابطه ای قوی با خشکسالی در هند ، شرق استرالیا ، مالزی ، اندونزی و کلاً آسیای جنوب شرقی دارد . مثلاً ال نینوی 1983–1982 که شدید ترین رویداد اقلیمی دریایی از این نوع بوده است موجب انقال زنجیره باران های حاره ای به طرف شرق و مرکز اقیانوس آرام گردید . که این مطلب از تفسیر نقشه های ماهواره ای و تشعشعات موج بلند بازتابیده از سطح اقیانوس ثابت شده است . از نتایج این واقعه بارانهای شدید به مقدار 2000 میلیمتر و جاری شدن سیل های مخرب در جنوب اکوادور و شمال شرق پرو می باشد .
اطلاعاتی در مورد واژه ال نینو :
ال نینو لغتی اسپانیولی و به مفهوم پسر بچه و با تعمیم معنا ، کودک مسیح است . علت این نام گذاری به دلیل اعتقادات قلبی و مذهبی سکنه ساحل نشین کشور های اکوادور و پرو است . عبارت ال نینو در اصل به یک جریان گرم و ضعیف سالیانه اطلاق می شود که حدوداً در زمان کریسمس به سمت جنوب در امتداد سواحل پرو و اکوادور جریان می یابد . از این رو کودک مسیح نامیده شده است . لانینا (Lanina) یعنی دختر کوچک و بعضــی مواقع (El-viejo) یا (Anti Elnino ) خوانده می شود .
منبع : eduphysics.com ارسال ش
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
نقشه های توپوگرافی
طریقه ترسیم نیم رخ توپوگرافی و تشخیص یالها و دره ها و تعاریف نقشه های توپوگرافی و چگونگی تشخیص قله ه
طریقه ترسیم نیم رخ توپوگرافی و تشخیص یالها و دره ها و تعاریف نقشه های توپوگرافی و چگونگی تشخیص قله ها و دره ها
نمايش گودال، بر روي نقشه هاي ، ظاهراً شبيه به منحنيهاي ميزان كوهستان مي باشد ، با اين تفاوت كه ارتفاعات ، بر عكس مي گردد.
يال
و آبراهه از نظر شكل خطوط منحني ميزان شبيه به هم ميباشد وتنها از روي
ارتفاع خطوط ميزان مشجص مي گردند هر چند در نقشه هاي توپوگرافي ، آبراهه
هاي اصلي به رنگ آبي مي باشند ، ولي بسياري از ابراهه هاي فرعي ، فاقد رنگ
آبي بوده و تنها از روي ارتفاع خطوط ميزان مشخص مي گردند.
همچنين
گاهي يك علامت ضربدر ، درون دايره قله مشاهده مي كنيم كه در كنار آن يك
عدد نوشته شده و آن نشان مي دهد كه انتهايي ترين نقطه قله ، چه ارتفاعي
دارد
2-ابتدا، يك امتداد معيني را روي نقشه ترسيم نماييد (تصوير 1-4 امتداد BA ) بهتر است امتداد رسم شده عمود بر عارضه باشد طول آن با توجه به هدف و به دلخواه مي تواند انتخاب گردد .
برای دانش آموزان عزیز پایه سوم متوسطه و مقطع پیش دانشگاهی
نقشه هاي تو پوگرافي
1.تعريف توپوگرافي:
توپوگرافي از نظر لغوي ، به معني پستي و بلندي مي باشد و در اين كتاب منظور از توپوگرافي ، پستي و بلنديهاي سطح زمين و يا همان ارتفاع عوارض زمين از سطح دريا مي باشد. ارتفاع گاهي بصورت نسبي و گاهي بصورت مطلق بيان ميگردد. به طور مثال اگر ارتفاع كوه دماوند را نسبت به ارتفاع تهران مقايسه نمائيم به آن ارتفاع نسبي مي گويند. ( مثلاً بگوئيم كوه دماوند به اندازه h متر از تهران بلند تر مي باشد.) ولي چنانچه ارتفاع يك عازضه نسبت به يك سطح مبنا بيان گردد به آن ارتفاع مطلق مي گويند.
|
تصوير شماره (1) مقايسه ارتفاع نسبي و ارتفاع مطلق كوه دماوند |
سطح مبناي ارتفاعات عموماً سطح درياها و آبهاي آزاد مي باشد.كه در ايران سطح درياي آبهاي بندر فاو در خليج فارس انتخاب شده است . و ارتفاع تمام عوازض خشكي ، اعم از كوه، دشت، ، دامنه،و...نسبت به آن سنجيده مي شود.
محتوي نقشه هاي تو پوگرافي شامل عناصر مختلف طبيعي و انساني مي باشد. ناهمواريهاي سطح زمين تا حد كوچكترين تپه ها م حتي شيارهاي ناشي از سيلابها،جنگل ها، بيشه ها ، با تلاق ها، ماسه زارها ، درياچه ها ، آبهاي جاري ، انواع راه ها ، پل ها ، كانال، از شهرهاي بزرگ گرفته تا روستاها بعضاً تا حد خانه هاي منفرد و ده ها عناصر ديگر روي اين نقشه ها نشان داده مي شود.
2.مشخصات كلي نقشه هاي توپوگرافي:
الف-پايه و اساس نقشه هاي توپوگرافي بر روي خطوط تراز است. خطوط تراز با خطوط ميزان منحني عبارت است از كليه نقاط هم ارتفاع منطقه كه به وسيله منحني نمايش داده مي شود
ب-هر نقشه به وسيله دو نوع منحني ميزان مشخص مي شود.
خطوط ميزان اصلي ضخامت بيشتري داشته و فاصله دو خط ميزان اصلي است كه بستگي به اشل نقشه دارد.
تعداد خطوط ميزان فرعي كه در بين دو منحني خط ميزان اصلي قرار گرفته اند بستگي به اشل نقشه داشته و از طرف ديگر ضخامت كمتري نسبت بخطوط اصلي دارند.خطوط ميزان منحني در نقشه هاي رنگي با رنگ قهوه اي مشخص مي شوند.ج- هر چه تعداد خطوط ميزان فرعي زيادتر باشد نقشه دقيق تر مي باشد . مثلاً در نقشه هاي با مقياس000/250 : 1 كه فاصله دو خط ميزان اصلي 50 متر است 5 خط ميزان فرعي قرار گرفته است.
د-هر چه خطوط ميزان به هم نزديكتر باشند شيب تندتر است و بر عكس . بنابراين در مناطق كوهستاني و دامنه هاي پرشيب منحني ها به هم نزديكتر بوده كه گاهي شمارش آنها مشكل مي باشد . ولي در مناطق مسطح و دشتي منحني ها از يكديگر دور مي شوند.
كه دره ها و ستيغ ها را در روي نقشه هاي توپوگرافي بآساني مي توان مشخص نمود . اگر ارتفاع افزايش يابد نمايش دهنده يك يال و ستيغ و اگر ارتفاع كاهش يابد دره ها را نشان مي دهد.
3.نمايش عوارض مختلف سطح زمين در نقشه هاي توپوگرافي:
قبل از كار با نقشه هاي توپوگرافي لازم است كاربر، شناخت جامعي نسبت به چگونه تشخيص دادن عوارض سطح زمين ، به كمك خطوط توپوگرافي را داشته باشد.در همين خصوص چند عارضه مهم ، از قبيل: كوه دامنه ملايم ، دامنه تند ، دشت ، گودال ، آبراهه ، يال، قله ، گردنه و پرتگاه با رسم شكل تشريح مي گردد.
1-3- نمايش كوه بر روي نقشه توپوگرافي:
كوه غالباً به شكل دواير بسته نشان داده مي شوند. به اين صورت كه ، اولين دايره اي كه كوچكتر از ديگر دواير مي باشد، مريوط به قله كوه و ساير دواير كه دايره قله را احاطه مي كنند ، دامنه كوه مي باشد. اين دواير از سمت قله به طرف پاي كوه بزرگتر مي گردند و بزرگترين دايره مربوط به پاي كوه مي باشد.
تصوير 2: رسم كوه از روي خطوط ميزان منحني در راستاي پروفيل AB(شكل الف) و نمايش كوه بصورت خطوط ارتفاعي ( شكل ب)
2-3-دامنه ملايم و دامنه تند:
دامنه هاي كم شيب تپه هاي و كوه ها در نقشه هاي توپو گرافي از روي فواصل خطوط توپوگرافي آنها ، نسبت به دامنه هاي پر شيب متمايز مي گردند. بدين صورت كه فواصل منحنيهاي ميزان ،در دامنه هاي كم شيب ، تقريباً ، يكسان بوده و فاصله آنها از يكديگر، كمي بيشتر از دامنه هاي پر شيب ديده مي شود .
تصوير 3 نمايش شيب ملايم، شيب تند و شيب غير يكنواخت
همجنين نوعي ديگري از دامنه هم وجود دارد كه شيب آن در طول دامنه ، گاهي تند و گاهي تند و گاهي كند مي شود، كه به آن دامنه غير يكنواخت گويند
3-3-دشت و اراضي مسطح:
اراضي دشتي بر روي نقشه ها ي تو پو گرافي ، توسط فاصله بين خطوط ميزان ، مشخص مي شوند . در يك نقشه توپوگرافي با مقياس مشخص ، مثلاً1:50000 مناطق مسطح داراي منحنيهاي ميزان ، تقريباً صاف و فاصله خطوط منحني آن نسبت به بخش كوهستان بيشتر مي باشد.
در كويرها فواصل خطوط ميزان منحني از يكديگر به اندازه اي زياد مي شود كه حتي خطوط ميزان فرعي (خطوط10متري)هم قابل نمايش مي باشند.
تصوير 4: مقايسه خطوط منحني ميزان در دشت و كوهستان
4-3 گودال:
|
تصوير 5 : نمايش خطوط ميزان منحني گودال ( چاله) |
5-3- يال و آبراهه:
|
تصوير 6 – شكل يال و آبراهه |
همان طور كه در تصوير 6 مشاهده مي شود، براي رسيدن به يك قاعده كلي ، جهت تشخيص يال و آبراهه مي توان گفت: چنانچه بر روي نقشه توپوگرافي ، از ارتفاعات كم، به سمت ارتفاع زياد نگاه كنيم ،هركجا خطوط ميزان به شكل علامت 7 باشند نشانه يال و چنانچه به شكل 8 باشند نشانه آبراهه مي باشد.
6-3- قله ، گردنه ،دامنه، و پرتگاه:
الف( قله: همان طور كه درتصوير 7 آمده است . شكل قله بر روي نقشه هاي توپوگرافي به شكل دواير بسته بوده و كوچكترين دايره كه عموماً بالاترين ارتفاع را نسبت به خطوط منحني ميزان اطراف خود دارد ، قله كوه با قله تپه ناميده مي شود.
|
تصوير 7 : نمايش قله ، گردنه ، و پرتگاه در نقشه هاي توپوگرافي |
ب)گردنه: هنگامي كه دو قله ، كنار هم قرار بگيرند ، بين آنها يك گردنه وجود دارد كه در نقشه هاي توپوگرافي به صورا يك فاصله ( تصوير7) مشاهده مي شود.
گردنه از نظرتعريف ، يك منطقه نسبتاً مسطح مي باشد كه هميشه بين دو قله قرار دارد.
ج) دامنه : فاصله بين دو يال و آبراهه ، دامنه ناميده مي شود.
د)پرتگاه : همان طوركه در تصوير 8 آمده است. چنانچه خطوط توپو گرافي يك دامنه ، خيلي به يكديگر نزديك شوند؛به طوري كه تقريباً روي يكديگر قرار بگيرند ، به معني آن است كه دامنه داراي شيب بينهايت بوده و به شكل ديواره و يا پرتگاه در سطح زمين مشاهده مي شود.
تصوير8: شكل قله ، گردنه،دامنه و پرتگاه را بر روي زمين و همچنين بر روي نقشه تو پوگرافي نشان مي دهد.
تصوير8: شكل قله ، گردنه،دامنه و پرتگاه را بر روي زمين ورسم آن بر روي زمين و رسم آن بر روي نقشه توپو گرافي به طور كلي اگر خط الرأس ها و دامنه ها را يكجا در نظر بگيريم اين دو عارضه در يك مكان و در كنار يكديگر اشكال متنوعي از ناهمواريها را ايجاد مي كنند كه مي توان آنها را به سه دسته تقسيم نمود .
1-ناهمواريهاي متقارن
2-ناهمواريهاي نامتقارن
3-تركيبي از ناهمواريهاي متقارن و نامقارن (ناهمواريهاي مركب )
در ناهمواريهاي متقارن فواصل منحني هاي تراز دو دامنه شيب به يكديگر يك خط الرأس تقريباً يكنواخت است اگر در محل تلاقي منحني هاي تراز زاويه تند تشكيل شود ناهمواري را زاويه دار متقارن مي خوانند اگر محل تلاقي منحني هاي تراز زاويه تند تشكيل دهند ناهمواريها را منحني وار و متقارن مي نامند ( مثل قله دماوند )
در ناهمواريهاي نا متقارن فواصل منحني هاي تراز دو دامنه نسبت به يك خط الرأس يكنواخت و يكسان نمي باشد . بررسي نقشه هاي توپوگرافي . اگر خط الرأس ها را مشخص منحني هاي تراز از يكديگر فاصله مي گيرند اين نوع ناهمواريها نيز مي توانند زاويه دار يا منحني وار نا متفاوت در ناهمواريهاي مركب تركيبي از وضعيت هر دو ناهمواري قبلي مشاهده مي شود .
4-ترسيم نيمرخ توپوگرافي :
نقشه يك تصوير كاملاً افقي از سطح زمين است و نگاه ما به سطح نقشه به صورت يك ديد عمودي و از بالاست از اين رو ، درك پستي ها و بلنديها براي افراد ،بويژه افارد غير ماهر ، بسيار مشكل است . نيمرخ تو پو گرافي ، يك ديد افقي از عوارض موجود در نقشه براي ما فراهم مي سازد تصاوير شماره 1-4 تا 4-4 مراحل تهيه نيمرخ توپو گرافي را نشان مي دهد
|
|
3-يك نوار كاغذي در كنار امتداد تعيين شده قرار داده و سپس رقم ارتفاعي هر منحني را در محل برخورد با لبه كاغذ روي آن بنويسيد
4-يك محور مختصات ترسيم نماييد ( تصوير 3-4 ) محور عمودي ، نشانگر ارتفاع منحني ها و محور افقي ، بيانگر فاصله افقي و محل قراردادن لبه كاغذ است .
سپس نوار كاغذي را در زير محور افقي قرار داده ومحل نقاط ارتفاعي را نشان مي دهد.
- مقياس ارتفاعي نيمرخ :
در پاره اي موارد ازجمله در نقاط كم شيب ، براي اينكه عارضه در نيمرخ ، نمود بهتري داسته باشد بهتر است درمقياس ارتفاعي مبالغه صورت پذيرد به عبارتي در سطوح كم عارضه چنانچه بخواهيم نيمرخ را هم مقياس با نقشه ترسيم نماييم امكان دارد به طور برجسته و خوب نمايش داده نشوند تصوير شماره 5-4 دو نيمرخ ترسيم شده را در دو مقياس ارتفاعي متفاوت نشان مي دهد .
تهيه نيمرخ از مسير رود خانه :
يكي اززمينه هاي كاربردي نيمرخ ، ترسيم نيمرخ آبراهه در حوضه هاي آبخيز است همچنين در نقشه هاي زمين شناسي يا ژئومورفولوژي ، نيمرخها را به صورت منحني و يا شكسته ترسيم مي نمايند اصول ترسيم مي نمايند . اصول ترسيم با روش ذكر شده
يكسان است فقط بايد لبه نوار كاغذي همزمان با انحناي مسير نيمرخ حركت داده شود و ارتفاع منحني ها بصورت تكه تكه برداشت گردد
- اندازه گيري فاصله از روي نيمرخ :
نقشه ، تصوير افقي است بنابراين فاصله ها و مسافت ها را در يك امتداد كاملاً افقي به دست مي دهد چنانچه بخواهيم فاصله دو نقطه را در راستاي توپو گرافي منطقه اندازه گيري نماييم ساده ترين روش ، ترسيم يك نيمرخ از آن مسير در مقياس ارتفاعي واقعي است و سپس اندازه گيري طول منحني نيمرخ با استفاده از دستگاه كورويمتر و ساير روشهاي اندازه گيري فاصله است .
- نكات قابل اهميت در ترسيم نيمرخ:
در انتقال نقاط به لبه كاغذ ، در سطوح كه شيب يكنواخت و به عبارتي فاصله منحني ها تراز يكسان ، علامت زدن محل برخورد تمام منحني ها به لبه كاغذ لازم نيست بلكه فقط تغيير شيب ها بايد علامت زده شود .
رأس قله ها و گودي خط القعر ها و نيز ارتفاع :
هر كدام بايد به تقريب مشخص شده وروي نيمرخ انتقال داده شود .
- امتداد نيمرخ بايد يا توجه به هدف تعيين گردد يا در شرايط عمومي بايد عمود بر عارضه باشد و بهتر است از خطوط بيشترين شيب پيروي نمايند .
منابع و مأخذ :
آلن فوكو ژان فرانسو رائو ، پور كرماني ، محسن ، مقاطع و نقشه هاي زمين شناسي سال 1386 چاپ سوم
احمدي – حسن ، ژئوموروفولوژي كاربردي جلد 1 فرمايش آبي ، انشارات دانشگاه تهران ،سال 1383 چاپ سوم
بهنيا فر ، ابولفضل ، توصيف و تفسير نقشه هاي توپو گرافي و زمين شناسي ، جزوه درس مقطع . كارشناسي ارشد ، آذر ماه سال 1384
جعفري ، عباس ، نقشه خواني ، انتشارات سازمان جغرافيايي وزارت دفاع و پشتيباني نيروهاي مسلح ، سال 1385 ، چاپ ششم
جداري عيوضي ، جمشيد ، و نقشه و نقشه خواني در جغرافيا ، انتشارات دانشگاه پيام نور ، سال 1373
قاسمي آريان ، عليرضا ة كارتو گرافي در منابع طبيعي با كاربرد در تهيه طرح ، انتشارات پژوهش توس ، سال 1382 ، چاپ اول
يماني – مجتبي – مباني نقشه خواني ، انتشارات دانشگاه تهران ، چاپ سوم ، سال 1384
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
سیستم های تصویری
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
زمین شناسی بخوانیم یا نخوانیم
زمين شناسي بخوانيم يا نخوانيم؟!
(قابل توجه همكاران مدرس زمين شناسي وهمكاران محترم مشاوره در مدارس ودانش آموزان علاقه مند به داروسازي ورشته هاي زيرگروه 2
زمين شناسي دفترچه جدا و وقت جدايي دارد از زمان آن نمي توان براي درسهاي ديگر استفاده كرد. )
بگذاريد اين مقاله را با چند سئوال شروع كنم.فكر ميكنيد در كنكور سراسري ،بين شركت كنندگان رشته تجربي در سراسر كشور،چند نفر زمين شناسي را 100درصد زده اند؟چند نفر زمين شناسي را بالاتر از 90درصد زده اند؟چند نفر زمين شناسي را بالاتر از90درصد زده اند؟چند نفر زمين شناسي را بالاي 50درصد زده اند؟
به اين سئوالات از روي آمار رسمي منتشر شده توسط«سازمان سنجش آموزش كشور»پاسخ مي دهيم.اگر چه كتابچه اي كه سازمان سنجش كشور اخيرا در اين باره منتشر كرده ،مربوط به آمارهاي كنكور سراسري سال 1380-۱۳۸۱است ،ولي اوضاع در كنكور سال بعد هم تا حدود زيادي همين گونه بوده است .به اين دو جدول آمار مربوط به پذيرفته شدگان كنكور 80راارئه مي دهد توجه نماييد(جدول سمت راست صفحه بعد اطلاعات خام وجدول سمت چپ فراواني تجمعي را نشان مي دهد.
فراواني وميانگين نمرات خام درس زمين شناسي بين پذيرفته شدگان كنكور سراسري 80
|
درس نمره خام(درصد) |
زمين شناسي | |
|
ميانگين نمرات |
تعداد | |
|
(۳۰-)-(۳۳/۳۳-) |
۰/۰ |
۰ |
|
(۲۰-)-(۳۰-) |
۰/۲۴- |
۵ |
|
(۱۰-)-(۲۰-) |
۳/۱۲- |
۱۱۷ |
|
۰-(۱۰-) |
۰/۳- |
۲۳۰۵ |
|
0-10 |
3/2 |
۱۹۹۹۶ |
|
۲۰-۱۰ |
14/5 |
۱۰۲۵۳ |
|
۳۰-۲۰ |
24/3 |
۸۲۴۵ |
|
۴۰-۳۰ |
34/3 |
۴۱۴۶ |
|
۵۰-۴۰ |
43/9 |
۲۳۷۶ |
|
۶۰-۵۰ |
54/0 |
۸۶۸ |
|
۷۰-۶۰ |
63/8 |
۳۶۰ |
|
۸۰-۷۰ |
73/6 |
۸۴ |
|
۹۰-۸۰ |
83/1 |
۲۸ |
|
۱۰۰-۹۰ |
94/7 |
۱ |
|
۱۰۰درصد |
۰/۰ |
۰ |
|
در مجموع |
15/0 |
۴۸۷۸۴ |
همان طور كه ملاحظه مي فرماييد ،در كنكور مورد اشاره هيچ كس اين درس را 100درصد نزده است!نكته جالب ديگر هم اين است كه فقط يك نفراين درس را بالاي 90درصد زده (وآن هم دقيقا ۷/۹۴درصد بوده)است؛وفقط ۲۸نفراين درس را بين 80تا90درصد پاسخ داده اند.خيلي جالب است،نه؟!ما جدول فراواني تجمعي را هم براي راحتي كارشما تهيه كرده ايم وزده ايم بغل همان جدول اولي .مثلا اگر بخواهيد ببينيد كه كلا بين ۴۸۷۸۴نفر پذيرفته شده در دانشگاه در آن سال ،چند نفر زمين شناسي را بالاي ۵۰درصد زده اند،به راحتي پاسخ را به دست خواهيدآورد:جمعا فقط 1341نفر!(البته قبول دارم كه اين آمار مربوط به پذيرفته شدگان است نه كل شركت كنندگان ،ولي قبول كنيد كه بسيار بعيد است كسي بين نزديك به 49هزار نفر پذيرفته شده دانشگاه نيامده باشد،ولي زمين شناسي را مثلا 100درصدزده باشد!)
مطالعه آماري كنكور سراسري سال 81(يعني يك سال بعد )نشان ميدهد كه وضع داوطلبان در درس زمين شناسي در اين سال حتي مقداري هم بدتر شده است(شايد هم آزمون سخت تر بوده !)به نحوي كه از مجموع ۴۹۵۸۶نفر پذيرفته شده دانشگاه سراسري سال81(از حدود 400هزار شركت كننده)،فقط 598 نفر توانسته اند نمره خام بيش از 50 درصدكسب كنند(وكلا فقط ۱۱نفر نمره خام 80درصد به بالا كسب كرده اند).
فراواني تجمعي پذيرفته شدگان كنكور سراسري 80 در زمينه پاسخگويي به درس زمين شناسي
|
تعداد (نفر) |
نمره خام(درصد ) |
|
۰ |
۱۰۰ |
|
۱ |
۹۰≥ |
|
۲۹ |
۸۰≥ |
|
۱۱۳ |
۷۰≥ |
|
۴۷۳ |
۶۰≥ |
|
۱۳۴۱ |
۵۰≥ |
|
۳۷۱۷ |
۴۰≥ |
|
۷۸۶۳ |
۳۰≥ |
|
۱۶۱۰۸ |
۲۰≥ |
|
۲۶۳۶۱ |
۱۰≥ |
|
۴۶۳۵۷ |
۰≥ |
|
۴۸۶۶۲ |
۱۰≥- |
|
۴۸۷۷۹ |
۲۰≥- |
|
۴۸۷۸۴ |
۳۰≥- |
فراواني وفراواني تجمعي پذيرفته شدگان كنكور سراسري 81 توجه به نمره خام
|
فراواني نفر |
نمره خام (درصد ) |
|
فراواني تجمعي |
نمره خام(درصد) |
|
۱ |
۱۰۰ |
۱ |
۱۰۰ | |
|
۱ |
≥100-90> |
۲ |
۹۰≥ | |
|
۹ |
≥90-80> |
۱۱ |
۸۰≥ | |
|
۲۱ |
≥80-70> |
۳۲ |
۷۰≥ | |
|
۱۵۵ |
≥70-60> |
۱۸۷ |
۶۰≥ | |
|
۴۱۱ |
≥60-50> |
۵۹۸ |
۵۰≥ | |
|
۱۳۹۶ |
≥50-40> |
۱۹۹۴ |
۴۰≥ | |
|
۲۷۵۷ |
≥40-30> |
۴۷۵۱ |
۳۰≥ | |
|
۶۶۲۲ |
≥30-20> |
۱۱۳۷۳ |
۲۰≥ | |
|
۹۹۶۹ |
≥20-10> |
۲۱۳۴۲ |
۱۰≥ | |
|
۲۴۸۱۹ |
≥0-10> |
۴۶۱۶۱ |
۰≥ | |
|
۳۴۲۵ |
۰>(درصد منفي) |
۴۹۵۸۶ |
كل |
۱- فكر مي كنيد چرا اين گونه است؟آيا علت مثلا اين است كه درس زمين شناسي خيلي سخت است وواقعا نمي توان حتي نصف سئوالات آن را هم پاسخ داد؟!من فكر نمي كنم اين طور باشد .علت اين است كه اغلب داوطلبان اين درس را اصلا نمي خوانند يا خيلي كم مي خوانند وخلاصه خيلي آن را جدي نمي گيرند.البته اگر به همان جدول ها مراجعه كنيد،ملاحظه خواهيد كرد كه در كنكور 80، تعداد ۱۹۹۹۶نفر(يعني حدودا 40 درصد پذيرفته شدگان)زمين شناسي را بين۱۰-۰ زده اند(خود صفر را شامل مي شود ،ولي خود 10را شامل نمي شود.اي كاش آمار صفر خالي را داشتيم!ولي متاسفانه ندارم).اين بدان معناست كه بيش از 60درصد پذيرفته شدگان (واحتمالا بيش از 70يا80درصد آن ها)اقدام به زدن اين درس كرده اند.(حتي 2427 نفر هم آن را منفي زده اند!)اما دركنكور 81هم،۲۴۸۱۹نفر زمين شناسي را بين۱۰-۰زده اند كه ۱۱۴۸۲نفرآن ها دقيقا«صفر»زده اند.(حالا با اقدام نكردهاند به زدن،يا زده اند وغلط ودرست ها يشان ير به ير شده!)اين مي شود نزديك به ¼كل قبول شدگان .پس مي توان نتيجه گرفت كه حداقل حدود ¾ پذيرفته شدگان دانشگاه هاي سراسري،به هر حال اقدام به زدن درس زمين شناسي كرده اند.(در سال ۸۱،تعداد ۳۴۲۵نفر هم اين درس را منفي زده اند!)
خب ، حالا اين همه روضه خوانديم كه چه بشود ؟مي دانيد چرا بچه ها اين درس را كم مي خوانند؟چون اهميت آن در قبولي در بسياري از رشته ها آگاهي كافي ندارند.
۲- فكر مي كنيد ميزان تاثير درس زمين شناسي را درنمره تراز همه زير گروه ها(به جز گروه ۱)مي دانيد؟
باور كنيد نمي دانيد !به اطلاعات جدول زير حاوي زير گروه ها و ضريب درس ها ي گوناگون در آن ها در كنكور سراسري 83 توجه كنيد .
*اما گستردگي رشته هايي كه زمين شناسي در آن ها ضريب دارد،در كنكور دانشگاه آزاد ،حتي از اين حد هم بيش تر است .در واقع در آزمون غير پزشكي دانشگاه آزاد (گروه علوم تجربي با همان مجموعه ۲)، درس زمين شناسي در همه زير مجموعه ها داراي ضريب است.
به جدول در اين زمينه توجه فرماييد:
مجموعه دو- گروه علوم تجربي ،كشاورزي ودامپزشكي دانشگاه آزاد ۱۳۸۳
|
زير مجموعه |
نام رشته هاي تحصيلي |
ضرايب درس هاي عمومي
|
ضرايب درس هاي تخصصي |
موارد امتحاني عمومي و تخصصي | |||||||
|
درس۱ |
درس۲ |
درس۳ |
درس۴ |
درس۵ |
درس۶ |
درس۷ |
درس۸ |
درس۹ | |||
|
۱ |
زيست شناسي (كليه گرايش ها) ،بيولوژي دريا، دامپزشكي«دكتراي حرفه اي وكارداني»علوم تجربي «كارداني» |
۳ |
۲ |
||||||||
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
نمونه سوال
1 |
متن زير به كداميك از مراحل اصلي حل مسائل علمي اشاره دارد؟ "در تعيين مقاومت كانيها در برابر هوازدگي در سطح زمين مي توان گفت كه اگر سري واكنشي باون را در نظر بگيريم، كوارتز مقاومترين كاني و اليوين ناپايدارترين كاني محسوب مي شود. بنابراين رابطه اي كه بدست مي آيد اينست كه هر چقدر كانيها در مراحل آخر تبلور ماگما بوجود آيند مقاومت بيشتري دارند." الف)فرضيه سازي ب)گزارش دادن ج)مدل سازي د)تفسيركردن |
|
2 |
اگر براي شناسايي كاني CaCo3 از كاني Ca,Mg(Co3)2 اسيد كلريدريك را استفاده كنيم و نتيجه را مشاهده كنيم، از كدام علم استفاده كرديم؟ الف) زمين شناسي ب) شيمي ج) فيزيك د) زيست شناسي |
|
3 |
شهر گرگان تقريبا در شرق درياي خزر واقع شده است. در يكي از روزهاي تير ماه حوالي ساعت 12 ظهر دستگاه بادنما مستقر در ساحل اين محدوده جهت وزش باد را به چه سمتي نشان مي دهد؟(با فرض اينكه محور چرخش بادنما به سمت شما ل-جنوب است) الف)Nبه سمت S ب) S به سمت N ج) Wبه سمت E د)E به سمت W |
|
4 |
خودروها در شهري مانند تهران سريعتر از شهري مانند رشت از بين مي روند.علت اين پديده چيست؟ الف) بارندگي زياد در تهران ب) بارشهاي اسيدي زياد در تهران ج) كوهستاني بودن تهران د) رطوبت كم در رشت |
|
5 |
اگر دستگاه فشار سنج در زير دريايي كه در اعماق اقيانوس آرام قرار دارد معادل 67 اتمسفر را نشان مي دهد. محدوده عمق قرار گيري اين زير دريايي چقدر است؟ الف) حدود 660 متر ب) حدود 700 متر ج) بيشتر از 670 متر د) بيشتر 700 متر |
|
6 |
تصور كنيد آب حوضه A در عمق 800 متري از سطح، وارد حوضه B شده و آب از حوضه B در عمق 400 متري از سطح وارد حوضه Aگردد( بصورت چرخشي). طبق اين فرض كدام گزينه صحيح است. الف)شوري آب در حوضه A بيشتر از حوضه B است. ب) دماي آب در حوضه A بيشتر از حوضه Bاست. ج) چگالي آب در حوضه B كمتر از حوضه A است. د) گزينه الف و ج صحيح است. |
|
7 |
نقطه C در محدوده فلات قاره و نقطه D در محدوده دشت مغاكي يك اقيانوس قرار دارند. كدام گزينه شرايط صحيح را نشان مي دهد. الف)در نقطه C ميزان رسوب CaCo3 كمتر از نقطهD مي باشد زيرا انرژي آب در نقطه C بيشتر از نقطه D مي باشد. ب) در نقطه C ميزان رسوب SiO2بيشتر از نقطهD مي باشد زيرا PH آب در نقطه C بيشتر از نقطه D مي باشد. ج) در نقطه C ميزان رسوب CaCo3 بيشتر از نقطهD مي باشد زيرا PH آب در نقطه C بيشتر از نقطه D مي باشد. د) در نقطه C ميزان رسوب SiO2كمتر از نقطهD مي باشد زيرا آشفتگي آب در نقطه C كمتر از نقطه D مي باشد. |
|
8 |
يك سنگ رسوبي بشكل مكعب مستطيل با طول300 سانتيمتر و عرض 2متر و ارتفاع 50سانتيمتر داراي 5/1 متر مكعب فضاي خالي بدون ارتباط با يكديگر است. ميزان تخلخل كل و ميزان نفوذپذيري آن با كدام گزينه مشخص مي شود؟ الف) تخلخل 50 درصد و بدون نفوذپذيري ب) تخلخل 50 درصد با نفوذپذيري عالي ج) بدون تخلخل و داراي نفوذ پذيري متوسط د) بدون تخلخل و بدون نفوذپذيري
|
|
9 |
يك غار زيرزميني از منطقه A تا B به طول 60 كيلومتر كشيده شده است كه يك رودخانه زير زميني هم دارد. منطقه A از سنگهاي آذرين و منطقه B از ماسه سنگ با سيمان آهكي تشكيل شده است. منطقه C درمحدوده كيلومتر 35 واقع شده است و تركيب سنگهاي آن گچي مي باشد. كدام گزينه در مورد غار مذكور صدق مي كند؟ الف) ميزان املاح آب موجود در منطقه A از ساير مناطق بيشتر است. ب) ميزان املاح آب موجود در منطقه B از ساير مناطق بيشتر است. ج) ميزان املاح آب موجود در منطقه C از ساير مناطق بيشتر است. د) ميزان املاح از نقطه C به A افزايش پيدا مي كند. |
|
10 |
به چه علت از خاك رس در سدهاي خاكي به عنوان هسته سد استفاده مي كنند؟ الف)مقاومت بيشتري در مقابل امواج آب دارند. ب) سنگينتر هستند و پايداري فيزيكي سد را كنترل مي كنند. ج) دليل خاصي ندارد و مي تواند با خاكهايي مانند ماسه جايگزين شوند. د) به علت دانه ريز بودن، سد را نفوذناپذير مي كنند. |
|
11 |
از رسوبات دانه درشت تا دانه ريز كدام جمله صدق مي كند؟ الف) تخلخل مفيد افزايش مي يابد. ب) تخلخل كل افزايش مي يابد. ج) نفوذپذيري افزايش مي يابد. د) خاصيت موئينگي آب در آنها كاهش مي يابد. |
|
12 |
براي تشكيل معدن خاك چيني(كائولن) در آينده چه نوع آتشفشانهايي در منطقه مورد نياز است؟ الف)با درصد سيليس كمتر از 40 درصد. ب) با عناصر غني از آهن و منيزيم. ج)فوق بازيك. د) اسيدي. |
|
13 |
اگر فرض شود كه برخورد دو صفحه ايران و روسيه از نوع پر فشار و كم حرارت باشد، انتظار مي رود چه كانيهايي در محدوده برخورد حاصل آيد؟ الف) گلوكوفان ب) سيليمانيت ج) استاروليت د) اليوين |
|
14 |
در كداميك از سنگهاي دگرگوني زير بافت فولياسيون وجود ندارد؟ چرا؟ الف)گنيس – به علت حرارت زياد ب) گنيس- به علت فشار زياد ج) هورنفلس – به علت حرارت زياد د) الف و ب |
|
15 |
شيستوزيته در سنگهاي دگرگوني دقيقا حاصل كدام شرايط است؟ الف) فشار همه جانبه ب)فشارجهت دار ج) حرارت زياد د) فشار همه جانبه و حرارت زياد |
|
16 |
كداميك از سنگهاي زير هم مي توانند بصورت شيميايي و هم بصورت آلي تشكيل شوند؟ الف) چرت ب) ماسه سنگ ج) سنگ نمك د) دولوميت |
|
17 |
با فرض اينكه در خليج "قره بغاز" در شرق درياي خزر با درجه شوري 50 هيچ رسوب شيميايي تشكيل نشود. اگر درجه شوري اين محيط به 170 برسد كدام تركيب زير تشكيل خواهد شد؟ الف) CaCo3 ب) NaCl ج) KCl د) CaSo4.2H2O |
|
18 |
در كف اقيانوس اطلس(در محل شكاف ميان اقيانوسي) كدام نوع دگرگوني بشدت اتفاق مي افتد؟ الف) دفني ب) حركتي – حرارتي ج) هيدروترمال د) هيچكدام |
|
19 |
سنگ رسوبي شيل از نظر بافت داخلي به كدام دسته از سنگهاي زير شباهت دارد؟ الف) هورنفلس ب) كوارتزيت ج) مرمر د) اسليت |
|
20 |
كدام يك از گزينه هاي زير مي تواند سنگ مادر گنيس باشد؟ الف) پريدوتيت – كوارتزآرنيت ب) ريوليت – كوارتزآرنيت ج)گرانيت – آركوز د) گرانيت – سنگ آهك |
|
21 |
عموما ارتباط ذرات و كانيها با همديگر در هورنفلس چگونه است؟ چرا؟ الف) كانيها بصورت دندانه اي در هم فرو رفته اند – به علت دماي زياد هاله دگرگوني. ب) كانيها بصورت نقطه اي باهم تماس دارند – به علت دماي زياد هاله دگرگوني. ج) كانيها باهمديگرموازي اند – به علت فشار زياد. د) كانيها موازي همديگرند – به علت دماي زياد. |
|
22 |
در مراحل ابتداي ذوب سنگ دگرگوني(حدود 800 درجه سانتيگراد) كدام كاني احتمالا دست نخورده باقي مي ماند؟ الف)كلريت ب) سيليمانيت ج) بيوتيت د) اليوين |
|
23 |
اگر يك محدوده زمين شناسي با لايه هاي كلسيتي و كوارتزي تحت فرايندهاي دگرگوني دراز مدت قرار گيرد، انتظارتشكيل كدام كاني مي رود؟ الف) دولوميت ب) سرپانتين ج) آزبست د) نوعي پيروكسن |
|
24 |
فرض كنيد در اعماق 15 كيلومتري زمين از بالا به پايين به ترتيب لايه آهكي، لايه رسي و لايه زغالي موجود باشد. در عمق مذكور در چه صورتي گرافيت مشاهده مي شود؟ الف) در صورتي كه سنگ آهك و شيست ديده شود. ب) در صورتي كه سنگ مرمر و شيل ديده شود. ج) در صورتي كه سنگ مرمر و شيست ديده شود. د) در صورتي كه سنگ آهك و شيل ديده شود. |
|
25 |
اغلب برشها از ذرات هم جنس تشكيل مي شوند. علت اين امرچيست؟ الف) زيرا برشها مسافت زيادي را حمل نشده اند و لذا به سنگ منشا خود نزديكترند. ب) زيرا برشها از خرد شدن سنگهاي مناطق گسل خورده حاصل شده و حمل نشدند. ج) از آنجا كه برشها داراي ذرات زاويه دار هستند لذا استنباط مي شود كه در مناطق خشك حاصل شده و حمل نشدند . د) برشها همان كنگلومرا با ذرات متفاوت بوده اند كه در اواخر مسير خرد و زاويه دار شدند. |
|
26 |
در كداميك از سنگهاي زير گرد شدگي و جور شدگي مي تواند ديده شود؟ الف) سنگ نمك ب) زغال سنگ( ليگنيت) ج) چرت د) كوكينا |
|
27 |
در آبهاي ساكن مانند درياها كدام دسته از سنگهاي رسوبي زير در عمق زيادي از لايه هاي رسوبي تشكيل مي شود؟ الف) شيل ب) گلسنگ ج) برش د) آركوز |
|
28 |
در مورد سنگ رسوبي مانند"chert" كدام گزينه صحيح است؟ الف) سنگ رسوبي با بافت ريز دانه ب) سنگ رسوبي با بافت درشت دانه تا متوسط دانه ج) سنگ رسوبي با بافت ريز بلور د) سنگ رسوبي با بافت درشت بلور |
|
29 |
سنگ رسوبي متوسط دانه با مشخصات تركيبي زير موجود است. نام اين سنگ چيست؟ " كوارتز93 درصد، فلدسپات 4درصد، موسكوويت 1 درصد و ميزان سيمان سيليسي حدود 2 درصد" الف) گرانيت ب) كوارتزآرنيت ج) ماسه سنگ آركوز د) شيل يا گلسنگ |
|
30 |
پگماتيتهاي صورتي رنگ منطقه خواجه مراد در مشهد كدام شرايط و مشخصات زير را مي تواند داشته باشد؟ الف)در اواخر تبلور ماگماهاي اسيدي تشكيل و محتوي كانيهاي فراوان از جمله كوارتز و پلاژيوكلاز Ca دار هستند. ب) در اواخر تبلور ماگماهاي اسيدي تشكيل و محتوي كانيهاي فراوان از جمله تورمالين و اليوين هستند. ج) در اواخر تبلور ماگماهاي بازيك تشكيل و محتوي كانيهاي فراوان از جمله تورمالين و اليوين هستند. د) در اواخر تبلور ماگماهاي اسيدي تشكيل و محتوي كانيهاي فراوان از جمله كوارتز و ارتوز هستند. |
|
31 |
اگر كره زمين از شرق به غرب مي چرخيد، جهت وزش بادهاي عمومي در عرض جغرافيايي 0 تا30 درجه شمالي چگونه خواهد بود؟ الف) شمال غرب به جنوب شرق ب) شمال شرق به جنوب غرب ج) جنوب غرب به شمال شرق د) جنوب شرق به شمال غرب |
|
32 |
براي بدست آوردن 22 گرم كلريد منيزيم از آب خليج فارس چند كيلوگرم آب نياز داريم؟ الف)4/4 ب) 5 ج) 44 د)5/0 |
|
33 |
نقطه A از يك حوضه آبريز در نزديكي خط الراس كوه قرار دارد. و نقطه B از همان حوضه در نزديكي مصب رود واقع شده اند. كدام جمله صحيح است؟ الف) مقدار آبدهي A كمتر از آبدهي B است. ب)نقطه B به خط تقسيم نزديكتر است. ج) سرعت آب در A بيشتر از B است. د) مورد الف و ج |
|
34 |
احتمال وجود معدن نمك در سطح زمين در كدام مورد بيشتر است ؟ الف ) دامنه غربي زاگرس ب) دامنه شمالي البرز ج) دامنه جنوبي البرز د) الف و ج |
|
35 |
سطح شكست در كانيهاي ارتوز و آمتيست به ترتيب چگونه است؟ الف)يكجهتي –دوجهتي ب)ندارد- دوجهتي ج)دوجهتي- ندارد د) سه جهتي غير عمود برهم – سه جهتي عمود برهم |
|
36 |
سنگ رسوبي آواري در اختيار داريم كه قطر ذرات آن بين 5/0 تا 5/1 ميليمتر و حدود 90 درصد آن از كانيهاي الف ) كوارتز آرنيت ب) كنگلومرا ج) شيل د) آركوز |
|
37 |
كدام يك از سنگهاي زير در دماي پايينتري ذوب ميشود؟ الف) آندزيت ب) گرانيت ج ) پريدوتيت د) ديوريت |
|
38 |
از سنگ گرانيت در منطقه Aرس و ماسه ،ودر منطقه Bفلدسپات و رس بوجود آمده است .نوع آب و هواي هر منطقه چگونه است ؟ الف) A مرطوب B خشك ب) A خشك B خشك ج ) A مرطوب B مرطوب د) نوع آب و هوا تاثيري در اندازه و جنس ذرات ندارد. |
|
39 |
با تبلور كاني اوژيت چه عناصري در ماگما كاهش مي يابد؟ الف)Ca-Mg-Fe ب)K-Mg-Fe ج )Al-K-Si د) Al-K-Na |
|
40 |
سيلت سنگ به چه روشي دياژنز مي يابد؟ الف) سيماني شدن ب) تبلور دوباره ج)متراكم شدن د) همه موارد |
|
41 |
احداث كارخانه سراميك سازي در نزديكي كدام ماده معدني صرفه اقتصادي دارد ؟ الف ) ماسه سنگ ب) شيل ج) سنگ آهك د) چرت |
|
42 |
درسنگ آذرين بازالت احتمال وجود كدام كاني نيست ؟ الف) كوارتز ب) فلدسپات كلسيم دار ج ) اليوين د) پيروكسن |
|
43 |
كدام جمله زير در مورد گلسنگ صحيح نمي باشد؟ الف) از ذرات در حد سيلت و رس تشكيل شده است. ب ) داراي بافت غير آواري است . ج) تورق پذير نيست. د) لمس صاف دارد . |
|
44 |
اگر ميزان رطوبت هوا ثابت و دما افزايش يابد كدام جمله صحيح است؟ الف) رطوبت نسبي كاهش مي يابد. ب ) رطوبت مطلق هوا كاهش مي يابد . ج) رطوبت مطلق تغيير نميكند. د) الف و ج |
|
45 |
چرا در هتروسفر ابتدا نيتروژن و سپس اكسيژن قرار دارد؟ الف) چون نيتروژن فراوانتر است . ب) چون اكسيژن سبكتر است . ج) چون اكسيژن نقش مهمتري در هتروسفر دارد. د) هيچكدام. |
|
46 |
از كدام كاني براي توليد اشعه ليزر استفاده مي كنند. الف) زبرجد ب)زمرد ج) گارنت د ) الماس |
|
47 |
فراوانترين كانيهاي سازنده پوسته زمين كدام گزينه مي باشد. الف) گرونا ب) كلريد ها ج) سولفاتها د)فلدسپاتها |
|
48 |
فراوانترين كاني سنگهاي آذرين اسيدي كدام است؟ الف)CaCo3 ب) (Fe,Mg)2Sio4 ج) Mg,Ca(CO3)2 د)SiO2 |
|
49 |
در يك آزمايشگاه مقداري گرانيت ذوب شده را به آرامي سرد مي كنيم .اولين بلوري كه تشكيل مي شود، كدام كاني است؟ الف) اليوين ب) كوارتز ج ) بيوتيت د) آمفيبول |
|
50 |
تشكيل كدام ماده نتيجه دياژنز نيست؟ الف ) آنتراسيت ب) ليگنيت ج) نفت د) گرافيت |
[ 88/02/05 ] [ 11:55 ] [ گروه زمین شناسی استان قم ]
[ ]
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
برنامه عملياتي ساليانه گروه آموزشي زمین شناسی ناحیه 3
|
برنامه |
رديف |
فعاليت |
زمان بندي |
واحد |
مقدار |
|
1- بهبود روش هاي ياددهي – يادگري (طراحي آموزشي) |
1 |
شرکت در مجامع استان
|
طول سال تحصیلی
|
برنامه |
3مورد |
|
2 |
نقد وبررسی تغییرات کتاب سال سوم |
مهر و ابان |
برنامه |
1 مورد |
|
|
3 |
تجزیه وتحلیل افت نمرات زمین شناسی سال چهارم نسبت به سال سوم دبیرستان |
بهمن ماه |
برنامه |
1مورد |
|
|
4 |
مقایسه میانگین نمرات پایه سوم دبیرستانهای مختلف ناحیه ونقدوبررسی آنها |
اسفند ماه |
برنامه |
دبیرستانهای ناحیه |
|
|
5 |
نقد وبررسی سئوالات کنکور درسال91 |
دی ماه |
برنامه |
1 مورد |
|
|
|
6 |
انجام فعالیت های اعلام شده از طرف گروهای استان |
طول سال تحصيلي |
برنامه |
1 مورد |
|
|
7 |
نظر سنجي از دبيران ودانش آموزان در رابطه با جذابيت و...........كتاب جديد سال سوم |
طول سال تحصيلي |
پروژه |
مدارس ناحيه |
|
2- ارتقاء هدفهای آموزشی (خلاقیت و نو اوری) |
1 |
ارزيابي سئوالات امتحاني خرداد 91 وباز خورد آن به همكاران |
مهر وآبان |
برنامه |
20 مورد |
|
2 |
ارائه نمونه سوالات برگزيده همكاران در حيطه فرا دانش در مجامع عمومي بخصوص غير انتفاعي |
بهمن |
برنامه |
12 مورد |
|
|
3 |
بازديد از مدارس بخصوص غير انتفاعي |
پائيز وزمستان |
برنامه |
12 مورد |
|
|
4 |
برگزاري مسابقه طراحي سوالات استانداد |
زمستان |
پروژه |
1 مورد |
|
برنامه |
رديف |
فعاليت |
زمان بندي |
واحد |
مقدار |
|
3- مشارکت در برنامه ریزی درسی (نقد و تحلیل کتب درسی) |
1 |
سوق دادن همکاران وتشویق انان به شرکت در گردهمایی های استان |
طول سال |
برنامه |
3مورد |
|
2 |
بازدید از فرایند تدریس همکاران در بازدید از مراکز آموزشی |
طول سال |
برنامه پروژه |
1مورد |
|
|
3 |
نقد وبررسي مطالب تغيير يافته كتاب زمين شناسي سوم |
پاییز و زمستان |
پروژه برنامه |
1مورد |
|
|
4 |
نقد وبررسي سئوالات امتحان نهايي سال سوم وچهارم سال 91-90 |
مهر وابان |
برنامه |
تمام دبیرستانها |
|
|
5 |
تهيه گزارش از وضعيت دبيران مرتبط وغيز مرتبط |
پاييز |
برنامه |
3مورد |
|
|
|
6 |
تهيه يك نمونه طرح سوال |
پاييز |
|
|
|
|
7 |
برگزاری مجامع عمومي با موضوعيت جديدترين تحولات علوم زمين |
فروردين 92 |
1مورد |
1نمونه |
|
|
8 |
تشكيل نمايشگاه وسائل كمك آموزشي ساده تهيه شده توسط دبيران ودانش آموزان در مدارس |
طول سال |
برنامه |
در مدارس ناحيه3 |
|
4- ارتقاء سطح يادگيري و نظارت بر ارزشيابي |
1 |
تهيه مقالات علمي |
طول سال |
برنامه |
3مورد |
|
2 |
دعوت از همكاران جهت برگزاري يك جلسه به صورت تدريس فعال وخلاقانه |
مهر و ابان |
برنامه |
20مورد |
|
|
3 |
برگزاري مسابقه طرح مدل ها وابزار كمك آموزشي ساده با هدف يادگيري بهتر |
بهمن |
برنامه |
1مورد |
|
|
4 |
برگزاري جشنواره روش تدريس در صورت اعلام از سوي وزارتخانه |
طول سال |
برنامه |
12مورد |
|
|
5 |
فراخوان توليد محتوي الكترونيكي با محوريت بررسي شيوه هاي نوين تدريس مبتني بر ICT در درس زمين شناسي |
تا نيمه بهمن |
|
1مورد |
|
|
|
6 |
فراخوان سوالات امتحان نهايي سال 91 |
ابان ماه |
|
|
|
|
7 |
فراخوان در يافت مقاله براي چاپ در فصل نامه |
قبل بهمن |
|
|
|
|
8 |
فراخوان استاني مسابقه كتاب خوانيonline |
اسفند |
|
1مورد |
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
مجامع عمومی
تاریخ و عناوین مجامع عمومی گروه زمین شناسی
| تاریخ | عنوان | مکان | زمان |
| 91/8/29 | تکتونیک صفحه ای و وضعیت تکتونیک ایران | شمس آبادی | 14-16 |
| 91/10/4 | کارگاه آموزشس کتاب زمین شناسی سال سوم | قزلباش | 15-17 |
| 91/11/23 | بازدید از ایستگاه لرزه نگاری اصفهان | شمس آبادی | 14-16 |
| سال 92 | بازدید از قار نخجیر لاهیجان | قزلباش | 6 صبح |
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
شیوه نامه اجرای مسابقات و فراخوان ها
همکاران محترم برای اطلاع از شیوه نامه اجرایی مسابقات و فراخوان ها به سایت گروه آموزشی زمین شناسی استان رجوع فرمایید. لطفا مطالب خود را ده روز قبل از تاریخ اعلام شده در سایت استان به گروه زمین شناسی ناحیه 3 تحویل نمایید.
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
ژئومورفولوژي
زمین ریختشناسی
زمینریختشناسی یا ژئومورفولوژی، شاخهای از رشته جغرافیای طبیعی است که به بررسی چگونگی بهوجود آمدن اشکال مختلف طبیعی در سطح زمین میپردازد و تغییرات حاصل از عوامل درونی و بیرونی زمین را بر روی این اشکال دنبال میکند تا بتواند رفتار آنها را تبیین نموده، به پیش بینی آینده آن نایل شود. زمین ریختشناسی در ابتدا به وسیله ویلیام دیویس (۱۸۵۰-۱۹۳۴) جغرافیدان امریکائی شکل گرفت و با تحقیقات ارزشمند جغرافیدانانی نظیر والترپنک، کینگ، لانگبین، لئوپلد،چرلی به قوانین و اصول علمی خود رسید.
زمینریختشناسی علم شناسایی اشکال ناهمواریهای زمین است.
* دید کلی
زمینریختشناسی جدید بیشتر مبتنی بر مقایسه سیستماتیک اشکال ناهمواریها و نهشتههایی است که موجب تعیین سن آنها میگردد و همچنین تعیین اشکال اولیه و اصلی ناهمواریها و بالاخره شناسایی فرآیندها و محیط ریختاقلیمی (مورفوکلیماتیک) هنگامی که ناهمواریها را بوجود آوردهاند، مورد توجه است.
همچنین زمینریختشناسی از مطالعات آماری برای بررسی اشکال ناهمواریها بهره میگیرد و سعی دارد در تحول ناهمواریهای زمین علیرغم پیچیده بودن مساله دینامیک طبیعت، سهم فرآیندهای مختلف ناشی از آب و هوا و پوشش گیاهی و ماهیت سنگها و ساخت زمین و تغییر شکلهای زمینساختی (تکتونیکی) و میراث مراحل اولیه تکامل را از نظر دور ندارد. تاریخچه این علم از دیرباز به وسیله جغرافی دانان یونانی بیآنکه عنوان مشخصی داشته باشد شناخته شده بود و بعدها در دوره نوزایی (رنسانس)، لئوناردو داوینچی و برنارد پالیسی در گسترش آن پیش قدم شدند. لئورناردو داوینچی در یادداشتهای خود از روابط مهمی که بین ابعاد درهها و رودخانهها وجود دارد سخن میگوید و در سده نوزدهم زمینریختشناسی یکی از شاخههای نظاممند علوم مربوط به زمین میگردد. سیرتحولی و رشد کاربرد زمینریختشناسی در اوایل قرن ۱۹ بهوسیله مهندسین هیدرولیک که مامور ایجاد کانالهای آبی و تنسیق رودخانهها بودند، مورد توجه قرار گرفت و زمینریختشناسی دینامیکی نیز در تنظیم طرحهای ایمنی و حفاظت راهها مورد توجه مهندسین عمران ناحیهای واقع شد، از جمله مهندس سورل در سال ۱۸۷۲ نظریه جدیدی در مورد چگونگی تحول و تکامل و دگرگونی رودخانهها ارائه داد. و مهندس دوس آب شناس معروف در سال ۱۸۴۱ مفهوم نیمرخ متعادل رودخانهها را بیان داشت.
• جنگلبانان نیز به نوبه خود دریافتند که در جهت مبارزه علیه فرسایش خاک به وسیله سیلابها میتوان از علم زمینریختشناسی کمک گرفت و به همین منظور در سده نوزدهم درخت کاری حوضههای سیلابی متداول گردید.
• پژوهشهای علمی زمینریختشناسی از اواخر سده ۱۸ آغاز گردیده بود و سوسور اهل ژنو ضمن بررسی یخچالها و اشکال نهشتههای یخچالی دریافته بود که گسترش یخچالها در گذشته فوق العاده بیشتر از عصر حاضر بوده است: مطالعات نامبرده در سده ۱۹ به وسیله یک سوئیسی دیگر به نام آگاسیز دنبال شد.
• زمین شناسان نیز به نوبه خود در جهت تعیین تاریخ زمین شناسی، تحول ناهمواریها را مورد توجه قرار دادهاند. چنانچه در اواخر قرن ۱۸ هوتون مبتکر این روش بوده و تحقیقات نامبرده چند سال بعد به وسیله پلیفر و جیکی و لئیل تعقیب شده است. در اواسط قرن ۱۹ زمین شناسان انگلیسی اولین کسانی بودن که مفهوم پیدایش دشتگون را بیان داشتهاند.
• در کشور فرانسه ژنرال دولانوئه و مارژری که اولی توپوگراف و دیگری زمین شناس بود، اشکال کلاسیک ناهمواری ژورایی را با توجه به ساختهای چین خورده آن بررسی کردهاند و در سال ۱۸۸۸ کتاب جالبی تحت عنوان مقدمهای بر زمینریختشناسی به چاپ رسانیدهاند.
• در ایالات متحده، کشف قسمتهای نیمه خشک غرب به پوول اجازه داد که ضمن بازبینی زمینی کیفیت تخریب رودخانهای را در کانیون کُلرادو تجزیه و تحلیل کند، و همچنین ژیلبرت در این زمینه سازوکار آبهای جاری را تعیین کرده و ماک جی نیز نقش آبهای جاری سفرهای شکل را بررسی نموده است.
• این قبیل بررسیها بعدا به وسیله ویلیام موریس داویس نظریهپرداز معروف تکمیل گردیده و نامبرده تئوری معروف چرخه فرسایش را پیشنهاد میکند و با ارائه این نظریه، زمینریختشناسی وارد مرحله جدیدی میشود و داویس شخصیت علمی جهانی پیدا میکند.
* قلمرو زمینریختشناسی
در مطالعه ناهمواریهای پوسته جامد زمین میتوان سه ناحیه به شرح زیر تشخیص داد:
• زمینهایی که در آب فرو رفتهاند (اعماق دریاها و دریاچهها).
• زمینهایی که خارج از آب هستند یعنی خشکیها.
• ناحیه تلاقی این دو یعنی ساحل که خود قلمرو ویژهای است
* انواع زمینریختشناسی :
• زمینریختشناسی ساختمانی : زمینریختشناسی ساختمانی از ماهیت سنگها و طرز قرار گرفتن آنها و پدیدههایی که از عمل تکتونیک (مانند خمیدگیهای طبقات، شکستگیها، چینها و...) حاصل میشود، بحث میکند که میتوان گفت قسمت عمده شکل گیریهای پوسته زمین به وسیله این علم شناخته میشوند.
• زمینریختشناسی فرسایشی: گروه دیگر مانند آبهای جاری، باد، یخچالها که موجب کنده کاری ناهمواریها گشته و کم و بیش موجب تخریب و از بین رفتن آنها میگردند، مطالعه این گونه عوامل، زمینریختشناسی فرسایشی را تشکیل میدهد که گاهی به آن با کمی تفاوت در معنی عبارت زمینریختشناسی دورهای اطلاق میشود.
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
بيگ بنگ - انفجار بزرگ - Big Bang
بيگ بنگ - انفجار بزرگ
پيدايش كائنات براى انسان يك نادانسته بود و بشر مى خواست بداند كه اين پيدايش از كجا شروع شد.آيا به صورت يكنواخت بوده و همين گونه نيز ادامه دارد يا نه؟ چنان كه برخى اعتقاد داشته اند كه كائنات همين ساختار را داشته و بدون تغيير باقى مى ماند. خب نتيجه اينكه نظريه هاى مختلفى در اين رابطه وجود داشت و نظريه پردازيهاى زيادى مى شد. يكى از اين نظريه ها كه حدود سى و هفت يا سى و هشت سال قبل ارائه شد بيگ بنگ ياهمان انفجار بزرگ نام داشت كه توانست به خيلى از ابهامات پاسخ بدهد. اين نظريه، آغاز كائنات را از يك هسته اتم در فضا و زمان صفر مى داند زيرا آن هنگام هنوز فضا وزمان آغاز نشده بود. تصور بكنيد كه تمام كائنات در يك هسته اتم ياحتى كوچكتر از آن جاى داشت و در يك لحظه اين فضا و زمان آغاز مى شود يعنى اينكه يك انفجار بزرگ كه حاصل گرانش شديد ناشى از فشردگى بوده، شروع شد.
اين واقعه بين سيزده تا پانزده ميليارد سال پيش رخ داده است، درحقيقت اين حادثه از آن نقطه صفر شروع مى شود. قابل ذكر است كه باوجودچنين فشردگى اى طبيعتاً دماى بسيار زيادى در لحظه كمى قبل از انفجار بزرگ حاكم بوده است. هنگامى كه فضا وزمان شروع به بزرگ و باز شدن كرد، دما مدام رو به كاهش بوده به طورى كه تخمين زده مى شود وقتى فقط يك ثانيه ازتشكيل كائنات مى گذشته است ده ميليارد كلوين نزول دما داشته ايم.
انبساط جهان به قدرى شديد رخ داده است كه از اندازه كوچكتر از يك هسته اتم در يك لحظه به اندازه كره زمين بزرگ مى شده، يعنى انبساط و تورم بعد از بيگ بنگ شروع شده بود اما هنوز كهكشانها به وجودنيامده بودند. نور آغاز كائنات بود سپس بعداز نور، ماده ايجاد شد و شايد بعد از دو ميليارد سال از انفجار بزرگ كهكشانها شكل گرفتند و خورشيد ما يكى از ذرات كوچك آنهاست.
كهكشانها چگونه و چه زمانى شكل گرفتند؟
كهكشانى كه ما در آن هستيم (كهكشان راه شيرى) حدود ده ميليارد سال پيش به وجود آمده است البته اگر قبول كنيم كه بيك بنگ سيزده ميلياردسال پيش رخ داده است.
اما كهكشانها انواع مختلفى دارند كه عبارت است از: نامنظم، بيضوى و مارپيچى. ازمواد اطراف كهكشانها كه باقى مانده بودند بازوهاى كهكشانى شكل گرفتند اما چون فشردگى مواد را در آن قسمت فضا داشتيم ونيز كهكشانهاى شكل گرفته بسيار نزديك به هم بودند طبيعتاً برخوردها هم زياد بوده است يعنى دوكهكشان با هم ادغام شده و يك كهكشان بزرگتر تشكيل مى دادند يا سبب ساز بازوهاى كهكشانى بزرگتر مى شدند. اين اثرات در بحث انتقال به سمت قرمز يا رد شيفت مى گنجند.
اين انفجار چقدر طول كشيد؟
براى لحظه انفجار بزرگ عدد ده به توان منفى چهل و سه را در نظر مى گيرند و بعد از آن لحظه، حادثه شروع مى شود كه حتى هنوز به هزارم ثانيه نرسيده، تغييرات در حال رخ دادن بوده است.
عالم در ابتدا چگونه به نظر مي آمد؟
آشكار است براي آگاهي از چگونگي اولين ثانيه ها و يا بهتر بگوييم اولين اجزاي ثانيه هاي پس از انفجار اوليه نبايد از ستاره شناسان پرسيد بلكه در اين مورد بايد به فيزيكدان هاي متخصص در امر فيزيك ذره اي مراجعه كرد كه در مورد تشعشعات و ماده در شرايط كاملا سخت و غير عادي تحقيق مي كنند و تجربه مي كنند. تاريخ كيهان معمولا به 8 مقطع كاملا متفاوت و غير مساوي تقسيم مي شود :
مرحله اول - صفر تا 43- 10 ثانيه
اين مساله هنوز برايمان كاملا روشن نيست كه در اين اولين اجزاي ثانيه ها چه چيزي تبديل به گلوله آتشيني شد كه كيهان بايد بعدا از آن ايجاد گردد . هيچ معادله و يا فرمول هاي اندازه گيري براي درجه حرارت بسيار بالا و غير قابل تصوري كه در اين زمان حاكم بود در دست نمي باشد.
مرحله دوم- 43- 10 تا 32- 10 ثانيه
اولين سنگ بناهاي ماده مثلا كوارك ها و الكترون ها و پاد ذره هاي آنها از برخورد پرتوها با يكديگر به وجود مي آيند. قسمتي از اين سنگ بناها دوباره با يكديگر برخورد مي كنند و به صورت تشعشع فرو مي پاشند. در لحظه هاي بسيار بسيار اوليه ذرات فوق سنگين - نيز مي توانسته اند به وجود آمده باشند. اين ذرات داراي اين ويژگي هستند كه هنگام فروپاشي ماده بيشتري نسبت به ضد ماده و مثلا كوارك هاي بيشتري نسبت به آنتي كوارك ها ايجاد مي كنند. ذرات كه فقط در همان اولين اجزاي بسيار كوچك ثانيه ها وجود داشتند براي ما ميراث مهمي به جا گذاردند كه عبارت بود از : افزوني ماده در برابر ضد ماده
مرحله سوم- از 32- 10 ثانيه تا 6- 10 ثانيه
كيهان از مخلوطي از كوارك ها - لپتون ها - فوتون ها و ساير ذرات ديگر تشكيل شده كه متقابلا به ايجاد و انهدام يكديگر مشغول بوده و ضمنا خيلي سريع در حال از دست دادن حرارت هستند
مرحله چهارم- از 6- 10 ثانيه تا 3- 10ثانيه
تقريبا تمام كوارك ها و ضد كوارك ها به صورت پرتو ذره ها به انرژي تبديل مي شوند. كوارك هاي جديد ديگر نمي توانند در درجه حرارت هاي رو به كاهش به وجود آيند ولي از آن جايي كه كوارك هاي بيشتري نسبت به ضد كوارك ها وجود دارند برخي از كوارك ها براي خود جفتي پيدا نكرده و به صورت اضافه باقي مي مانند. هر 3 كوارك با يكديگر يك پروتون با يك نوترون مي سازند. سنگ بناهاي هسته اتم هاي آينده اكنون ايجاد شده اند.
مرحله پنجم - از 3- 10 ثانيه تا 100 ثانيه
الكترون ها و ضد الكترون ها در برخورد با يكديگر به اشعه تبديل مي شوند. تعدادي الكترون باقي مي ماند زيرا كه ماده بيشتري نسبت به ضد ماده وجود دارد. اين الكترون ها بعدا مدارهاي اتمي را مي سازند
مرحله ششم - از 100 ثانيه تا 30 دقيقه
در درجه حرارت هايي كه امروزه مي توان در مركز ستارگان يافت اولين هسته هاي اتم هاي سبك و به ويژه هسته هاي بسيار پايدار هليم در اثر همجوشي هسته اي ساخته مي شوند. هسته اتم هاي سنگين از قبيل اتم آهن يا كربن در اين مرحله هنوز ايجاد نمي شوند. در آغاز خلقت عملا فقط دو عنصر بنيادي كه از همه سبكتر بودند وجود داشتند : هليم و هيدروژن
مرحله هفتم - از 30 دقيقه تا 1 ميليون سال پس از خلقت
پس از گذشت حدود 300000 سال گوي آتشين آنقدر حرارت از دست داده كه هسته اتم ها و الكترون ها مي توانند در درجه حرارتي در حدود 3000 درجه سانتي گراد به يكديگر بپيوندند و بدون اينكه دوباره فورا از هم بپاشند اتم ها را تشكيل دهند . در نتيجه آن مخلوط ذره اي كه قبلا نامرئي بود اكنون قابل ديدن مي شود.
مرحله هشتم - از يك ميليون سال پس از خلقت تا امروز
از ابرهاي هيدروژني دستگاههاي راه شيري ستارگان و سيارات به وجود مي ايند. در داخل ستارگان هسته اتم هاي سنگين از قبيل اكسيژن و آهن توليد مي شوند. كه بعد ها در انفجارات ستاره اي آزاد مي گردند و براي ساخت ستارگان و سيارات و حيات جديد به كار مي ايند.
عناصر اصلي حيات زميني چه زماني پديدار شد؟
براي زمين با توجه به گوناگوني حيات كه در آن وجود دارد 3 چيز از اهميت خاصي برخوردار بوده است:
از همان ابتداي خلقت هميشه ماده بيشتري نسبت به ضد ماده وجود داشته و بنابراين همواره ماده براي ما باقي مي ماند.
در مرحله ششم هيدروژن به وجود آمد اين ماده كه سبك ترين عنصر شيميايي مي باشد سنگ بناي اصلي كهكشانه ها و سيارات مي باشد. هيدروژن همچنين سنگ بناي اصلي موجودات زنده اي است كه بعدا روي زمين به وجود آمدند و احتمالا روي ميلياردها سياره ديگر نيز وجود دارند. در مركز ستارگان اوليه هسته اتم هاي سنگين از قبيل اكسيژن و يا كربن يعني سنگ بناهاي اصلي لازم و ضروري براي زندگي و حيات بوجود آمدند.
آيا عالم همواره در حال انبساط خواهد بود؟
جنبش انبساطي يا به عبارت ديگر از همديگر دور شدن كهكشانه ها به هر حال رو به كند شدن است. زيرا جزاير جهاني متعدد در واقع به سمت يكديگر جذب مي شوند و در نتيجه حركت انبساطي آن ها كند تر مي شود. اكنون پرسش فقط اين است كه آيا زماني تمام اين حركت ها متوقف خواهد گرديد و اين عالم در هم فرو خواهد پاشيد؟ اين مساله بستگي به تراكم ماده در جهان هستي دارد. هر چه اين تراكم بيشتر باشد نيرو هاي جاذبه بين كهكشانه ها و ساير اجزاي گيتي بيشتر بوده و به همان نسبت حركت آن ها با شدت بيشتري متوقف خواهد شد. در حال حاضر چنين به نظر مي رسد كه تراكم جرم بسيار كمتر از آن است كه زماني عالم در حال انبساط را به توقف در آورد. به هر حال اين امكان وجود دارد كه هنوز جرم هاي بسيار بزرگ ناشناخته اي از قبيل ( سياهچاله هاي اسرار آميز) يا ( ابرهاي گازي شكل تاريك) وجود داشته باشند و نوترينو ها كه بدون جرم محسوب مي شوند جرمي هرچند كوچك داشته باشند. اگر اين طور باشد در اين صورت حركت كيهاني زماني شايد 30 ميليارد سال ديگر متوقف خواهد شد. در آن زمان كهكشان ها با شتابي زياد حركت به سوي يكديگر را اغاز خواهند كرد تا در نهايت به شكل يك گوي آتشين عظيم با يكديگر متحد شوند. آن زمان شايد مي بايد روي يك انفجار اوليه جديد ديگر و تولد يك عالم جديد حساب كنيم. با توجه به سطح كنوني دانش بشر و ميزان پژوهش هاي انجام شده بايد اينطور فرض كرد كه عالم تا ابديت انبساط خواهد يافت.
با توجه به بزرگى وعظمت كائنات، پيدايش حيات غيرزمينى چقدر احتمال دارد؟ با يك حساب سرانگشتى متوجه مى شويم كه باوجود اين تعداد ستاره احتمال حيات بسيار زياد است. حتى بعضى از ستاره ها داراى سياره نيستند و يا اين سياره بسيار دور از ستاره يا بسيار نزديك به آن هستند و برخى هم گازى مى باشند اگر تمام اين موارد را از كل ستاره ها كم كنيم تقريباً بيست وپنج درصد آنها امكان وجود حيات را دارند.
آيا ميدانستيد …؟
- فقط حدود 4درصد عالم از ماده ، به شكلي كه ما مي شناسيم تشكيل شده است ، يعني ماده معمولي كه ما مي شناسيم و در آزمايشگاه وجود دارد، فقط 4درصد كل عالم را مي سازد. 23درصد عالم را ماده تاريك سرد تشكيل داده كه دانشمندان اطلاعات خيلي كمي درباره اش دارند و 73درصد باقي مانده را انرژي تاريك عجيب تشكيل مي دهد كه تقريبا تنها چيزي كه در موردش مي دانيم ، اين است كه وجود دارد!
اين واقعه بين سيزده تا پانزده ميليارد سال پيش رخ داده است، درحقيقت اين حادثه از آن نقطه صفر شروع مى شود. قابل ذكر است كه باوجودچنين فشردگى اى طبيعتاً دماى بسيار زيادى در لحظه كمى قبل از انفجار بزرگ حاكم بوده است. هنگامى كه فضا وزمان شروع به بزرگ و باز شدن كرد، دما مدام رو به كاهش بوده به طورى كه تخمين زده مى شود وقتى فقط يك ثانيه ازتشكيل كائنات مى گذشته است ده ميليارد كلوين نزول دما داشته ايم.
انبساط جهان به قدرى شديد رخ داده است كه از اندازه كوچكتر از يك هسته اتم در يك لحظه به اندازه كره زمين بزرگ مى شده، يعنى انبساط و تورم بعد از بيگ بنگ شروع شده بود اما هنوز كهكشانها به وجودنيامده بودند. نور آغاز كائنات بود سپس بعداز نور، ماده ايجاد شد و شايد بعد از دو ميليارد سال از انفجار بزرگ كهكشانها شكل گرفتند و خورشيد ما يكى از ذرات كوچك آنهاست.
كهكشانها چگونه و چه زمانى شكل گرفتند؟
كهكشانى كه ما در آن هستيم (كهكشان راه شيرى) حدود ده ميليارد سال پيش به وجود آمده است البته اگر قبول كنيم كه بيك بنگ سيزده ميلياردسال پيش رخ داده است.
اما كهكشانها انواع مختلفى دارند كه عبارت است از: نامنظم، بيضوى و مارپيچى. ازمواد اطراف كهكشانها كه باقى مانده بودند بازوهاى كهكشانى شكل گرفتند اما چون فشردگى مواد را در آن قسمت فضا داشتيم ونيز كهكشانهاى شكل گرفته بسيار نزديك به هم بودند طبيعتاً برخوردها هم زياد بوده است يعنى دوكهكشان با هم ادغام شده و يك كهكشان بزرگتر تشكيل مى دادند يا سبب ساز بازوهاى كهكشانى بزرگتر مى شدند. اين اثرات در بحث انتقال به سمت قرمز يا رد شيفت مى گنجند.
اين انفجار چقدر طول كشيد؟
براى لحظه انفجار بزرگ عدد ده به توان منفى چهل و سه را در نظر مى گيرند و بعد از آن لحظه، حادثه شروع مى شود كه حتى هنوز به هزارم ثانيه نرسيده، تغييرات در حال رخ دادن بوده است.
عالم در ابتدا چگونه به نظر مي آمد؟
آشكار است براي آگاهي از چگونگي اولين ثانيه ها و يا بهتر بگوييم اولين اجزاي ثانيه هاي پس از انفجار اوليه نبايد از ستاره شناسان پرسيد بلكه در اين مورد بايد به فيزيكدان هاي متخصص در امر فيزيك ذره اي مراجعه كرد كه در مورد تشعشعات و ماده در شرايط كاملا سخت و غير عادي تحقيق مي كنند و تجربه مي كنند. تاريخ كيهان معمولا به 8 مقطع كاملا متفاوت و غير مساوي تقسيم مي شود :
مرحله اول - صفر تا 43- 10 ثانيه
اين مساله هنوز برايمان كاملا روشن نيست كه در اين اولين اجزاي ثانيه ها چه چيزي تبديل به گلوله آتشيني شد كه كيهان بايد بعدا از آن ايجاد گردد . هيچ معادله و يا فرمول هاي اندازه گيري براي درجه حرارت بسيار بالا و غير قابل تصوري كه در اين زمان حاكم بود در دست نمي باشد.
مرحله دوم- 43- 10 تا 32- 10 ثانيه
اولين سنگ بناهاي ماده مثلا كوارك ها و الكترون ها و پاد ذره هاي آنها از برخورد پرتوها با يكديگر به وجود مي آيند. قسمتي از اين سنگ بناها دوباره با يكديگر برخورد مي كنند و به صورت تشعشع فرو مي پاشند. در لحظه هاي بسيار بسيار اوليه ذرات فوق سنگين - نيز مي توانسته اند به وجود آمده باشند. اين ذرات داراي اين ويژگي هستند كه هنگام فروپاشي ماده بيشتري نسبت به ضد ماده و مثلا كوارك هاي بيشتري نسبت به آنتي كوارك ها ايجاد مي كنند. ذرات كه فقط در همان اولين اجزاي بسيار كوچك ثانيه ها وجود داشتند براي ما ميراث مهمي به جا گذاردند كه عبارت بود از : افزوني ماده در برابر ضد ماده
مرحله سوم- از 32- 10 ثانيه تا 6- 10 ثانيه
كيهان از مخلوطي از كوارك ها - لپتون ها - فوتون ها و ساير ذرات ديگر تشكيل شده كه متقابلا به ايجاد و انهدام يكديگر مشغول بوده و ضمنا خيلي سريع در حال از دست دادن حرارت هستند
مرحله چهارم- از 6- 10 ثانيه تا 3- 10ثانيه
تقريبا تمام كوارك ها و ضد كوارك ها به صورت پرتو ذره ها به انرژي تبديل مي شوند. كوارك هاي جديد ديگر نمي توانند در درجه حرارت هاي رو به كاهش به وجود آيند ولي از آن جايي كه كوارك هاي بيشتري نسبت به ضد كوارك ها وجود دارند برخي از كوارك ها براي خود جفتي پيدا نكرده و به صورت اضافه باقي مي مانند. هر 3 كوارك با يكديگر يك پروتون با يك نوترون مي سازند. سنگ بناهاي هسته اتم هاي آينده اكنون ايجاد شده اند.
مرحله پنجم - از 3- 10 ثانيه تا 100 ثانيه
الكترون ها و ضد الكترون ها در برخورد با يكديگر به اشعه تبديل مي شوند. تعدادي الكترون باقي مي ماند زيرا كه ماده بيشتري نسبت به ضد ماده وجود دارد. اين الكترون ها بعدا مدارهاي اتمي را مي سازند
مرحله ششم - از 100 ثانيه تا 30 دقيقه
در درجه حرارت هايي كه امروزه مي توان در مركز ستارگان يافت اولين هسته هاي اتم هاي سبك و به ويژه هسته هاي بسيار پايدار هليم در اثر همجوشي هسته اي ساخته مي شوند. هسته اتم هاي سنگين از قبيل اتم آهن يا كربن در اين مرحله هنوز ايجاد نمي شوند. در آغاز خلقت عملا فقط دو عنصر بنيادي كه از همه سبكتر بودند وجود داشتند : هليم و هيدروژن
مرحله هفتم - از 30 دقيقه تا 1 ميليون سال پس از خلقت
پس از گذشت حدود 300000 سال گوي آتشين آنقدر حرارت از دست داده كه هسته اتم ها و الكترون ها مي توانند در درجه حرارتي در حدود 3000 درجه سانتي گراد به يكديگر بپيوندند و بدون اينكه دوباره فورا از هم بپاشند اتم ها را تشكيل دهند . در نتيجه آن مخلوط ذره اي كه قبلا نامرئي بود اكنون قابل ديدن مي شود.
مرحله هشتم - از يك ميليون سال پس از خلقت تا امروز
از ابرهاي هيدروژني دستگاههاي راه شيري ستارگان و سيارات به وجود مي ايند. در داخل ستارگان هسته اتم هاي سنگين از قبيل اكسيژن و آهن توليد مي شوند. كه بعد ها در انفجارات ستاره اي آزاد مي گردند و براي ساخت ستارگان و سيارات و حيات جديد به كار مي ايند.
عناصر اصلي حيات زميني چه زماني پديدار شد؟
براي زمين با توجه به گوناگوني حيات كه در آن وجود دارد 3 چيز از اهميت خاصي برخوردار بوده است:
از همان ابتداي خلقت هميشه ماده بيشتري نسبت به ضد ماده وجود داشته و بنابراين همواره ماده براي ما باقي مي ماند.
در مرحله ششم هيدروژن به وجود آمد اين ماده كه سبك ترين عنصر شيميايي مي باشد سنگ بناي اصلي كهكشانه ها و سيارات مي باشد. هيدروژن همچنين سنگ بناي اصلي موجودات زنده اي است كه بعدا روي زمين به وجود آمدند و احتمالا روي ميلياردها سياره ديگر نيز وجود دارند. در مركز ستارگان اوليه هسته اتم هاي سنگين از قبيل اكسيژن و يا كربن يعني سنگ بناهاي اصلي لازم و ضروري براي زندگي و حيات بوجود آمدند.
آيا عالم همواره در حال انبساط خواهد بود؟
جنبش انبساطي يا به عبارت ديگر از همديگر دور شدن كهكشانه ها به هر حال رو به كند شدن است. زيرا جزاير جهاني متعدد در واقع به سمت يكديگر جذب مي شوند و در نتيجه حركت انبساطي آن ها كند تر مي شود. اكنون پرسش فقط اين است كه آيا زماني تمام اين حركت ها متوقف خواهد گرديد و اين عالم در هم فرو خواهد پاشيد؟ اين مساله بستگي به تراكم ماده در جهان هستي دارد. هر چه اين تراكم بيشتر باشد نيرو هاي جاذبه بين كهكشانه ها و ساير اجزاي گيتي بيشتر بوده و به همان نسبت حركت آن ها با شدت بيشتري متوقف خواهد شد. در حال حاضر چنين به نظر مي رسد كه تراكم جرم بسيار كمتر از آن است كه زماني عالم در حال انبساط را به توقف در آورد. به هر حال اين امكان وجود دارد كه هنوز جرم هاي بسيار بزرگ ناشناخته اي از قبيل ( سياهچاله هاي اسرار آميز) يا ( ابرهاي گازي شكل تاريك) وجود داشته باشند و نوترينو ها كه بدون جرم محسوب مي شوند جرمي هرچند كوچك داشته باشند. اگر اين طور باشد در اين صورت حركت كيهاني زماني شايد 30 ميليارد سال ديگر متوقف خواهد شد. در آن زمان كهكشان ها با شتابي زياد حركت به سوي يكديگر را اغاز خواهند كرد تا در نهايت به شكل يك گوي آتشين عظيم با يكديگر متحد شوند. آن زمان شايد مي بايد روي يك انفجار اوليه جديد ديگر و تولد يك عالم جديد حساب كنيم. با توجه به سطح كنوني دانش بشر و ميزان پژوهش هاي انجام شده بايد اينطور فرض كرد كه عالم تا ابديت انبساط خواهد يافت.
با توجه به بزرگى وعظمت كائنات، پيدايش حيات غيرزمينى چقدر احتمال دارد؟ با يك حساب سرانگشتى متوجه مى شويم كه باوجود اين تعداد ستاره احتمال حيات بسيار زياد است. حتى بعضى از ستاره ها داراى سياره نيستند و يا اين سياره بسيار دور از ستاره يا بسيار نزديك به آن هستند و برخى هم گازى مى باشند اگر تمام اين موارد را از كل ستاره ها كم كنيم تقريباً بيست وپنج درصد آنها امكان وجود حيات را دارند.
آيا ميدانستيد …؟
- فقط حدود 4درصد عالم از ماده ، به شكلي كه ما مي شناسيم تشكيل شده است ، يعني ماده معمولي كه ما مي شناسيم و در آزمايشگاه وجود دارد، فقط 4درصد كل عالم را مي سازد. 23درصد عالم را ماده تاريك سرد تشكيل داده كه دانشمندان اطلاعات خيلي كمي درباره اش دارند و 73درصد باقي مانده را انرژي تاريك عجيب تشكيل مي دهد كه تقريبا تنها چيزي كه در موردش مي دانيم ، اين است كه وجود دارد!
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
فاکتورهاى موثر در تشکیل ذخایر معدنى
1-گاهى آبهاى فرورو در اعماق زمین به توده هاى نفوذى در حال سرد شدن برخود مى نمایند. در نتیجه درجه حرارت ،قابلیت احلال این آبها افزایش مى یابد ودر نقطه بخصوصى بعلت کاهش وزن مخصوص (افزایش حجم) تشکیل یک چرخه مى دهند که در امتداد گسلها به سمت بالا آمده ودر طى مسیر خود یک سرى مواد وترکیبات مربوط به سنگهاى اطراف خود از قبیل مس ،سرب،روى ،جیوه ،آرسنیک ،طلا، نقره وغیره را حل مى نماید. این مواد در اعماق خاص تحت تاثیر تغییرات مربوط به عواملى چون حرارت وفشار شروع به ته نشینى وایجاد ذخایر گرمابى مى نمایند. بنابراین در تشکیل اکر ذخایر گرمابى، آبهاى سطحى نقش اساسى دارند.
2- آبهاى دریائى-اقیانوسى
نوعى از آب هاى سطحى را شامل مى شوند که در تشکیل بعضى از ذخایر رسوبى وماسیو سیولفیدها نقش اساسى دارند.در این مورد نقش بخارات بروندمى (exhalites) از کف دریا در تشکیل ذخایر ماسی. سولفیدى قابل اهمیت مى باشد.از ماسیو سولفیدها مى توان تیپ هاى قبرس Cyprus type،بشى Besshi type کورکو kuroko type را نام برد.
3 - آبهاى فسیل
شامل آبهاى مدفون مانده در بین ذرات تشکیل دهنده رسوبات است که در اصل مى تواند همان آبهاى جوى باشند که دیرزمانى در داخل رسوبات مدفون مانده با کانیهاى مشکله سنگها واکنش انجام داده،ویژگیهاى متفاوتى پیدا مى نمایند ودر تشکیل ذخایر معدنى از جمله ذخایر تیپ دره مى سى سى پى (MVT)،نقش کارا دارند.
4 - آبهاى دگرگونى
هرگاه آبهاى محصور بین ذرات رسوبى تحت تاثیر فشار وحرارت ناشى از دگرگونى قرار گیرند،این فشار وحرارت موجب مى شود تا آبها،فضاهاى بین دانه ها را ترک کنند وشروع به حرکت نمایندواین آبها مى توانند بعضى از مواد را در خود حل کنند وآنها را در شکستگیها وگسلها بصورت ذخایر رگه اى بر جاى مى گذراند.
5- آبهاى ماگمایى
ماگما ماده روان سنگ ساز که بطریق طبیعى تشکیل شده،ونفوذ وخروج آن طى عمل سرد شدن(solidification) سنگهاى آذرین را بوجود مى آورد مى باشد. ماگماهاى مافیک واولترامافیک از مانتل بالایى منشا مى گیرند ولى ماگماهاى اسیدى اغلب حاصل ذوب آناتکسى پوسته قاره اى است ومقدار کمى از آن حاصل تفریق ماگماى مافیکى مى باشد.
میزان آزاد شدن آب از یک گداخته ماگمایى که از افقهاى ژرف به افقهاى بالاتر پوسته راه مى یابد براى سنگهاى بازالتى وگرانیتى متفاوت است.
تبلور این نوع مواد معدنى همراه با سیلیکاتها را مى توان تابع شرایط فیزیکوشیمیایى ماگما، شعاع یونى عناصر شرکت کننده در ساختمان این نوع ماده مواد معدنى وهمچنین درجه حرارت تبلور آنها دانست.
در صورتى که ماگماى اولترامافیکى – مافیکى در اقیانوسها بفرم سنگهاى آتشفشانى(exhalation) سرد شوند، اگر ترکیب شیمیایى ماگما، عمق آب،شرایط ph,Eh آب وغیره مناسب باشد.ذخایر ماسیو سولفاید نوع مس- روى ویا نیکل-کبالت تشکیل خواهد گردید.
- بخش محدودى از ماگماهاى اولترامافیک که از اعماق بسیار زیاد منشاء مى گیرند وبطور استثنائى گازهاى HCI,H2O,B,F,CO2 در آن خیلى زیاد است کیمبرلیت ها را تشکیل مى دهد،کیمبرلیت ها بدلیل وجود الماس وهمچنین وجود قطعاتى از سنگهاى مانتل بالایى وپوسته سیالیک زیرین حائز اهمیت مى باشند.
- در ماگماهاى حد واسط واسیدى که مقدار آب آنها بالا است ،نحوه تشکیل ذخایر معدنى آنها با آنها با ماگماهاى مافیک واولترامافیک تفاوت دارد.چرا که مقدار آب موجود در این ماگماها بین کمتر از 1 درصد تا 8 درصد درنوسان است.در ماگماهاى حد واسط واسیدى،آب وکمپلکس هاى B,CL,F وs-- از عوامل مهم در انتقال وتمرکز عناصر نظیر Sn,Mo,Au,Zn,Pb غیره شناخته شده است.عناصر داراى شعاع یونى بزرگ مانند U,Sn,Cu وغیره در فاز محلول متمرکز شده وبا یون هاى B-,F,Cl- و...... تشکیل کمپلکس هاى مختلف را مى دهند.وجود ترکیبات تمک(NaCl,KCl) در انکلوزیونهاى سیال معرف اهمیت کمپلکس هاى کلریدى در محلول هاى ماگمایى است زیرا Cl عامل موثر در جذب یون هاى فلزى وانتقال آنها است در این راستا فلزاتى مانندZn,Pb,Mn تشکیل کمپلکس هاى چهار وجهى وبا Cu +2تشکیب کمپلکس دگر شکل یافته اند.در شرایط PH اسیدى وفشار پائین اکسیژنCl-و F-وSn2+ تشکیل کمپلکس هاى تریگونال هرمى شکل پایدار را مى دهد.
ارتباط ژنتیکى ذخایر فلزى خصوصاً MoوSn با f- به اثبات رسیده است وبهمین دلیل عنصر F- در پى جویى ذخایر مولیبدن وقلع از اهمیت ویژه برخوردار است.
کاهش درجه حرارت وافزایش PH در محلول هاى ماگمایى سبب بى ثباتى کمپلکس هاى clوF- مى شود در نتیجه کانیهاى غنى از Cl-و F- نظیر میکا، توپاژ ،فلوریت وآپاتیت کریستالیزه مى شوند.این کانیها در زون گرایزن ودر بخش فوقانى توده هاى نفوذى اسیدى در سیستم هاى قلع ومولیبدن پورفیرى یافت مى شود ودر آنجا مواد معدن بصورت رگچه اى و پراکنده در بام آن قرار دارند.
هنگامیکه ماگمایى از نوع کوارتز مونزونیت حاوى آب ،به طرف سطح زمین حرکت کند، به ترتیب پیروکسن ،پلاژیوکلاز ،هورنبلند،فلدسپات هاى پتاسیک وکوارتز آن متبلور خواهد شد وهمزمان با آن محلول هاى غنى از Zn,pb,Cu وغیره در بالاى سیستم متمرکز مى شوند ودر شرایط مناسب تشکیل ذخایر مس پورفیرى را مى دهند.
ج- نحوه مهاجرت وانتقال مواد
بطور کلى حمل مواد معدنى :
» بصورت محلول ویا غیر محلول در آب
» بصورت ترکیبات ساده یونى وبا ترکیبات پیچیده(کمپلکس)
توسط ماگما،محلول هاى ماگمایى،گرمابى وآبهاى سطحى صورت مى گیرد مواد معدنى در محلول هاى ماگمایى وگرمابى اغلب به صورت کمپلکس هاى مختلف حمل مى شوند.از جمله:
» عناصر Cu,Ag,Zn,Pb بصورت کمپلکس هاى کلریدىCl-
» عناصر Sb,As,Hg,Au در حرارت پائین ودر محلول هاى گرمابى بصورت کمپلکس هاى بى سولفیدى-H2S,HS
» عناصر Mo,Sn در محلول هاى ماگمایى بصورت کمپلکس هاى فلوئور(F-) حمل مى شوند.
در شرایط Ph وEh مناسب،بعضى از مواد بصورت محلول وبا غیر محلول بوسیله آبهاى سطحى وفرورو از محیط اولیه جابجا شده ودر محیط مناسب ثانویه نظیر ذخایر پلاسرى وذخایر اورانیوم رسوبى(ذخایر رسوب شیمیایىChemical precipitate)را بر جاى مى گذارند.
د- نحوه ته نشینى مواد معدنى
مواد معدنى تحت تاثیرعوامل:
» وزن مخصوص
» تغییرات PH,Eh
» تغییرات درجه حرارت وفشار
وزن مخصوص : وزن مخصوص مواد معدنى ،یکى از فاکتورهاى مهم در ته نشینى وتجمع آنها است.نظیر ذخایر پلاسرى که مواد به علت مقاومت شیمیایى شان پس از حمل مکانیکى در محلى که متناسب با وزن مخصوص آنها باشد تجمع پیدا مى نمایند.
در ماگماى مافیک-اولترمافیک (که ترکیب شیمیایى مناسب دارند) کانیهایى که وزن مخصوص آنها بالاست نظیر کرومیت،مگنتیت ،پنتلاندیت وغیره همزمان با سیلیکاتهایى چون اولیوین ، پیروکسن ها متبلور مى شوند و ماگماى باقى مانده در بردارنده کانیهاى با وزن مخصوص سبکتر مى گردد.
تغییرات Ph,Eh : دانشمندى سوئدى به نام Svant Arrhenius تجزیه الکترولیتى (Electrolytic dissociation)را پیشنهاد نمود بر این مبنا که:
طى عمل تجزیه الکترولیتى برخى ملکولهاى یک ماده در یک محلول رقیق ، متلاشى شده ، یون ها با بار مثبت (کاتیون) (positive charges) و یونهاى با بار منفى آنیون (negative charges) در آن از هم جدا مى شوند. گسترش این فروپاشى وابسته به ضریب ثابتى است .
این مقدار ثابت ضریب فروپاشى بیشتر به ترکیب ماده محلول و دماى محلول بستگى دارد. به طوریکه افزایش دماى محلول باعث افزایش ضریب ثابت فروپاشى مى شود.محلولها و آب خالص خود نیز فروپاشیده یا تجزیه شده به یک کاتیون هیدرژن (H+) ویک آنیون هیدروکسیل ( (OH- تبدیل مى شود.
لگاریتم (LOG 10) عکس غلظت یون هاى هیدروژن در یون محلول آبى را اندیس غلظت یون هیدروژن(Index of hydrogen ion concentration) در نظر مى گیرند که به آن PH مى گویند . مقدار آن اگر 7 باشد PH سترون یا خنثى است،PH با افزایش دما و فشار پایین مى آید.
شاخص دیگرى که براى مشخص کردن محلول هاى کانه دار اهمیت دارد پتانسیل اکسیداسیون –احیاء Oxidation –reduction potential(Eh) مى باشدو نشانگر فشار جریان الکترولیتى است که در مدت اکسیداسیون –احیاء میان مواد در حال واکنش جریان الکتریکى است که در مدت اکسیداسیون-احیاء میان مواد در حال واکنش بوجود مى آید.این شاخص بر حسب میکروولت بیان مى شود وممکن است مثبت یا منفى باشد در مورد آب این اندیس گنجایش عوامل اکسیده کننده را براى گرفتن هیدروژن وگنجایش عوامل احیاء کننده را براى گرفتن اکسیژن نشان مى دهد وبه این ترتیب حدى پایه از جدا شدن الکترونها در مورد مواد اکسیده کننده واحیاءشونده بدست مى آید.
2- آبهاى دریائى-اقیانوسى
نوعى از آب هاى سطحى را شامل مى شوند که در تشکیل بعضى از ذخایر رسوبى وماسیو سیولفیدها نقش اساسى دارند.در این مورد نقش بخارات بروندمى (exhalites) از کف دریا در تشکیل ذخایر ماسی. سولفیدى قابل اهمیت مى باشد.از ماسیو سولفیدها مى توان تیپ هاى قبرس Cyprus type،بشى Besshi type کورکو kuroko type را نام برد.
3 - آبهاى فسیل
شامل آبهاى مدفون مانده در بین ذرات تشکیل دهنده رسوبات است که در اصل مى تواند همان آبهاى جوى باشند که دیرزمانى در داخل رسوبات مدفون مانده با کانیهاى مشکله سنگها واکنش انجام داده،ویژگیهاى متفاوتى پیدا مى نمایند ودر تشکیل ذخایر معدنى از جمله ذخایر تیپ دره مى سى سى پى (MVT)،نقش کارا دارند.
4 - آبهاى دگرگونى
هرگاه آبهاى محصور بین ذرات رسوبى تحت تاثیر فشار وحرارت ناشى از دگرگونى قرار گیرند،این فشار وحرارت موجب مى شود تا آبها،فضاهاى بین دانه ها را ترک کنند وشروع به حرکت نمایندواین آبها مى توانند بعضى از مواد را در خود حل کنند وآنها را در شکستگیها وگسلها بصورت ذخایر رگه اى بر جاى مى گذراند.
5- آبهاى ماگمایى
ماگما ماده روان سنگ ساز که بطریق طبیعى تشکیل شده،ونفوذ وخروج آن طى عمل سرد شدن(solidification) سنگهاى آذرین را بوجود مى آورد مى باشد. ماگماهاى مافیک واولترامافیک از مانتل بالایى منشا مى گیرند ولى ماگماهاى اسیدى اغلب حاصل ذوب آناتکسى پوسته قاره اى است ومقدار کمى از آن حاصل تفریق ماگماى مافیکى مى باشد.
میزان آزاد شدن آب از یک گداخته ماگمایى که از افقهاى ژرف به افقهاى بالاتر پوسته راه مى یابد براى سنگهاى بازالتى وگرانیتى متفاوت است.
تبلور این نوع مواد معدنى همراه با سیلیکاتها را مى توان تابع شرایط فیزیکوشیمیایى ماگما، شعاع یونى عناصر شرکت کننده در ساختمان این نوع ماده مواد معدنى وهمچنین درجه حرارت تبلور آنها دانست.
در صورتى که ماگماى اولترامافیکى – مافیکى در اقیانوسها بفرم سنگهاى آتشفشانى(exhalation) سرد شوند، اگر ترکیب شیمیایى ماگما، عمق آب،شرایط ph,Eh آب وغیره مناسب باشد.ذخایر ماسیو سولفاید نوع مس- روى ویا نیکل-کبالت تشکیل خواهد گردید.
- بخش محدودى از ماگماهاى اولترامافیک که از اعماق بسیار زیاد منشاء مى گیرند وبطور استثنائى گازهاى HCI,H2O,B,F,CO2 در آن خیلى زیاد است کیمبرلیت ها را تشکیل مى دهد،کیمبرلیت ها بدلیل وجود الماس وهمچنین وجود قطعاتى از سنگهاى مانتل بالایى وپوسته سیالیک زیرین حائز اهمیت مى باشند.
- در ماگماهاى حد واسط واسیدى که مقدار آب آنها بالا است ،نحوه تشکیل ذخایر معدنى آنها با آنها با ماگماهاى مافیک واولترامافیک تفاوت دارد.چرا که مقدار آب موجود در این ماگماها بین کمتر از 1 درصد تا 8 درصد درنوسان است.در ماگماهاى حد واسط واسیدى،آب وکمپلکس هاى B,CL,F وs-- از عوامل مهم در انتقال وتمرکز عناصر نظیر Sn,Mo,Au,Zn,Pb غیره شناخته شده است.عناصر داراى شعاع یونى بزرگ مانند U,Sn,Cu وغیره در فاز محلول متمرکز شده وبا یون هاى B-,F,Cl- و...... تشکیل کمپلکس هاى مختلف را مى دهند.وجود ترکیبات تمک(NaCl,KCl) در انکلوزیونهاى سیال معرف اهمیت کمپلکس هاى کلریدى در محلول هاى ماگمایى است زیرا Cl عامل موثر در جذب یون هاى فلزى وانتقال آنها است در این راستا فلزاتى مانندZn,Pb,Mn تشکیل کمپلکس هاى چهار وجهى وبا Cu +2تشکیب کمپلکس دگر شکل یافته اند.در شرایط PH اسیدى وفشار پائین اکسیژنCl-و F-وSn2+ تشکیل کمپلکس هاى تریگونال هرمى شکل پایدار را مى دهد.
ارتباط ژنتیکى ذخایر فلزى خصوصاً MoوSn با f- به اثبات رسیده است وبهمین دلیل عنصر F- در پى جویى ذخایر مولیبدن وقلع از اهمیت ویژه برخوردار است.
کاهش درجه حرارت وافزایش PH در محلول هاى ماگمایى سبب بى ثباتى کمپلکس هاى clوF- مى شود در نتیجه کانیهاى غنى از Cl-و F- نظیر میکا، توپاژ ،فلوریت وآپاتیت کریستالیزه مى شوند.این کانیها در زون گرایزن ودر بخش فوقانى توده هاى نفوذى اسیدى در سیستم هاى قلع ومولیبدن پورفیرى یافت مى شود ودر آنجا مواد معدن بصورت رگچه اى و پراکنده در بام آن قرار دارند.
هنگامیکه ماگمایى از نوع کوارتز مونزونیت حاوى آب ،به طرف سطح زمین حرکت کند، به ترتیب پیروکسن ،پلاژیوکلاز ،هورنبلند،فلدسپات هاى پتاسیک وکوارتز آن متبلور خواهد شد وهمزمان با آن محلول هاى غنى از Zn,pb,Cu وغیره در بالاى سیستم متمرکز مى شوند ودر شرایط مناسب تشکیل ذخایر مس پورفیرى را مى دهند.
ج- نحوه مهاجرت وانتقال مواد
بطور کلى حمل مواد معدنى :
» بصورت محلول ویا غیر محلول در آب
» بصورت ترکیبات ساده یونى وبا ترکیبات پیچیده(کمپلکس)
توسط ماگما،محلول هاى ماگمایى،گرمابى وآبهاى سطحى صورت مى گیرد مواد معدنى در محلول هاى ماگمایى وگرمابى اغلب به صورت کمپلکس هاى مختلف حمل مى شوند.از جمله:
» عناصر Cu,Ag,Zn,Pb بصورت کمپلکس هاى کلریدىCl-
» عناصر Sb,As,Hg,Au در حرارت پائین ودر محلول هاى گرمابى بصورت کمپلکس هاى بى سولفیدى-H2S,HS
» عناصر Mo,Sn در محلول هاى ماگمایى بصورت کمپلکس هاى فلوئور(F-) حمل مى شوند.
در شرایط Ph وEh مناسب،بعضى از مواد بصورت محلول وبا غیر محلول بوسیله آبهاى سطحى وفرورو از محیط اولیه جابجا شده ودر محیط مناسب ثانویه نظیر ذخایر پلاسرى وذخایر اورانیوم رسوبى(ذخایر رسوب شیمیایىChemical precipitate)را بر جاى مى گذارند.
د- نحوه ته نشینى مواد معدنى
مواد معدنى تحت تاثیرعوامل:
» وزن مخصوص
» تغییرات PH,Eh
» تغییرات درجه حرارت وفشار
وزن مخصوص : وزن مخصوص مواد معدنى ،یکى از فاکتورهاى مهم در ته نشینى وتجمع آنها است.نظیر ذخایر پلاسرى که مواد به علت مقاومت شیمیایى شان پس از حمل مکانیکى در محلى که متناسب با وزن مخصوص آنها باشد تجمع پیدا مى نمایند.
در ماگماى مافیک-اولترمافیک (که ترکیب شیمیایى مناسب دارند) کانیهایى که وزن مخصوص آنها بالاست نظیر کرومیت،مگنتیت ،پنتلاندیت وغیره همزمان با سیلیکاتهایى چون اولیوین ، پیروکسن ها متبلور مى شوند و ماگماى باقى مانده در بردارنده کانیهاى با وزن مخصوص سبکتر مى گردد.
تغییرات Ph,Eh : دانشمندى سوئدى به نام Svant Arrhenius تجزیه الکترولیتى (Electrolytic dissociation)را پیشنهاد نمود بر این مبنا که:
طى عمل تجزیه الکترولیتى برخى ملکولهاى یک ماده در یک محلول رقیق ، متلاشى شده ، یون ها با بار مثبت (کاتیون) (positive charges) و یونهاى با بار منفى آنیون (negative charges) در آن از هم جدا مى شوند. گسترش این فروپاشى وابسته به ضریب ثابتى است .
این مقدار ثابت ضریب فروپاشى بیشتر به ترکیب ماده محلول و دماى محلول بستگى دارد. به طوریکه افزایش دماى محلول باعث افزایش ضریب ثابت فروپاشى مى شود.محلولها و آب خالص خود نیز فروپاشیده یا تجزیه شده به یک کاتیون هیدرژن (H+) ویک آنیون هیدروکسیل ( (OH- تبدیل مى شود.
لگاریتم (LOG 10) عکس غلظت یون هاى هیدروژن در یون محلول آبى را اندیس غلظت یون هیدروژن(Index of hydrogen ion concentration) در نظر مى گیرند که به آن PH مى گویند . مقدار آن اگر 7 باشد PH سترون یا خنثى است،PH با افزایش دما و فشار پایین مى آید.
شاخص دیگرى که براى مشخص کردن محلول هاى کانه دار اهمیت دارد پتانسیل اکسیداسیون –احیاء Oxidation –reduction potential(Eh) مى باشدو نشانگر فشار جریان الکترولیتى است که در مدت اکسیداسیون –احیاء میان مواد در حال واکنش جریان الکتریکى است که در مدت اکسیداسیون-احیاء میان مواد در حال واکنش بوجود مى آید.این شاخص بر حسب میکروولت بیان مى شود وممکن است مثبت یا منفى باشد در مورد آب این اندیس گنجایش عوامل اکسیده کننده را براى گرفتن هیدروژن وگنجایش عوامل احیاء کننده را براى گرفتن اکسیژن نشان مى دهد وبه این ترتیب حدى پایه از جدا شدن الکترونها در مورد مواد اکسیده کننده واحیاءشونده بدست مى آید.
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|
معرفی زونهای زمین شناسی ایران
پهنه رسوبی – ساختاری البرز
پهنه رسوبی – ساختاری 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 نگاه زمینریختشناسی، مرز شمالی البرز منطبق بر تپه ماهورهای متشکل از نهشتههای ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمینشناختی، مرز شمالی البرز محدود به زمیندرز تتیس کهن است که از برخورد سنگکره (Lithosphere) قارهای البرز با سنگ کره توران، در تریاس پسین به وجود آمده است. ولی، در بیشتر نقاط، محل زمیندرز با ورقهای رانده شده از شمال به جنوب پوشیده شده است. حد جنوبی البرز چندان روشن نیست. گسل تبریز (علوی، ۱۹۹۱)، آنتی البرز(Anti Alborz) (ریویه، ۱۹۴۱) گسل گرمسار (بربریان، ۱۳۷۵)، گسل سمنان (نبوی، ۱۳۵۶) و گسل عطاری (علوینایینی، ۱۹۷۲)، مرز جنوبی البرز دانسته شدهاند. ولی چنین به نظر میرسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد. از نظر کوهنگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوههای پاراپا میسوس افغانستان (علوی، ۱۹۹۱) گسترش دارد.
فراوانی سنگهای آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنه جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشه زمینساخت اروپا (خاین، ۱۹۷۲)، البرز بخشی از بزرگ ناودیس قفقاز – ترکیه دانسته شود. ولی، وجود سنگهای ماگمایی همسان با آن در دیگر نواحی ایران، و به ویژه با دستیابی به یافتههای بیشتری از زمینشناسی ایران، یقین شد که بسیاری از واحدهای سنگچینهای البرز و ایران مرکزی، از دیدگاه رخساره و شرایط تشکیل، هماننداند به گونهای که البرز را میتوان چینهای حاشیهای ایران مرکزی دانست که در شکلگیری آن برخورد دو صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشتهاند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوتهایی دارد (اشتوکلین، ۱۹۶۸) .
به ظاهر، سرگذشت ساختاری و چینهای البرز در همه جا یکسان نیست. به همینرو، جدا از واژههای جغرافیایی: البرز باختری، البرز مرکزی، البرز خاوری، البرز شمالی، البرز جنوبی، از نظر زمینشناسی، از زیرزونهایی همچون ماکو – تبریز، رشت – گرگان، بینالود (نبوی، ۱۳۵۵) و حتی کپهداغ یاد شده است که نیاز به بازنگری دارند. برای نمونه، زون رشت – گرگان که شامل مناطق جنوبی دریای خزر است، در شمال گسل البرز، به گفته بهتر در شمال زمیندرز پوشیده تتیس کهن قرار دارد و از این رو، وابستگی آن به لبه جنوبی ورق توران به مراتب بیشتر است و یا زون بینالود، خویشاوندی زمینشناختی بیشتری با ایران مرکزی دارد تا البرز. مهمتر آنکه، شرایط زمینشناختی حاکم بر کپهداغ با البرز متفاوت است و از این رو، شمول آنها در البرز توجیه علمی قوی ندارد. در این نوشتار با اعتقاد به ضروری نبودن تفکیک البرز از ایران مرکزی، تنها به ویژگیهای زمینشناسی اصلی، به ویژه ساختار البرز، بسنده میشود. ولی، تفاوتهای ناحیهای نادیده گرفته نشده و به آنها نیز اشاره میشود
● تاریخچه چینه ای البرز
در بسیاری از گزارشهای زمینشناسی، کهنترین سنگهای البرز را دگرگونیهای جنوب گرگان (شیستهای گرگان) دانستهاند. افزون بر آن، دگرگونیهای اسالم – شاندرمن (کلارک و همکاران، ۱۹۷۵) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، ۱۹۶۲) واحدهای سنگچینهای پرکامبرین البرز انگاشته شدهاند. ولی، امروزه یقین شده است که این دگرگونیها، بیشتر سنگهای پالئوزوییک و یا مزوزوییک هستند که در اثر زمینساخت برخوردی تریاس پسین (رویداد سیمرین پیشین) و یا به طور همبری دگرگون شدهاند. یافتههای دیرینهشناختی امروز البرز، گویای آن است که کهنترین سنگهای رخنمون شده البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارکهــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است. علوی (۱۹۹۱)، با تکیه بر سنگ رخسارهها به ویژه نقش زمینساخت بر حوضه رسوبی البرز، همه سنگهای البرز را به چند واحد زمینساختی – چینهنگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم میکند.
۱) توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،
۲) سنگهای ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،
۳) توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی
۴) نهشتههای پیشخشکی تریاس بالایی – ژوراسیک میانی،
) ۵توالی فلات قاره ژوراسیک میانی – کرتاسه، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی.
۶)مجموعه ماگمایی البرز به سن سنوزوییک، با ترکیب شیمیایی کلسیمی - قلیایی در البرز غربی – مرکزی و قلیایی در البرز شرقی.
۷) رسوبات همزمان با کوهزایی سنوزوییک، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی، گفتنی است که:
ـ هر یک از واحدهای یاد شده در بالا شامل چند یا چندین سازند است که همگی در شرایط زمینساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمینساختی مشابه، انباشته شدهاند.
ـ در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوسته قارهای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقارهای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.
ـ بنا به گزارش اشتامفلی (۱۹۷۸)، بربریان و کینگ (۱۹۸۱)، سنگهای ماگمایی اردویسین – دونین معرف یک مرحله بازشدگی (Opening Stage) و جدایش(Break Up) سکوی پرکامبرین پسین – پالئوزوییک پیشین البرز اند.
ـ در تریاس پسین، سنگ کره قارهای(Lithosphere) البرز و ورق توران برخورد کرده و در اثر این برخورد، ضمن پایان گرفتن حیات فلات قاره، پدیدههای فراخاست، دگرگونی، جایگیری تودههای گرانیتوییدی انجام و حوضههای رسوبی پیشخشکی ((Foreland تریاس پسین – ژوراسیک میانی شکل گرفتهاند.
ـ بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان میدهد که رسوبات پالئوزوییک دامنه شمالی ستبرتراند و در پارهای نقاط همچون آمل، کندوان ناپیوستگی رسوبی میان سنگهای 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 یا سنگهای کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی سنگهای آتشفشانی دارند. این نکتهها نشان میدهند که در زمانهای پالئوزوییک – مزوزوییک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیقتر از دامنه جنوبی بوده است در حالی که از سنوزوییک 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، کم ژرفا و در حال فرونشستی وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشتههای آذرآواری – تخریبی همزمان با کوهزایی بر جای نهاده شده است.
خرد قاره ایران مرکزی بخشی از ایران میانی است که با زمیندرزهای افیولیتی سیستان، نائین، بافت، گسل دورونه و افیولیتهای کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسلهای طویلی که به سمت باختر خمیدگی دارند و از نوع امتدادلغز راستگرداند، قابل تقسیم به بلوک لوت، فرازمین شتری، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشتبادام، فروافتادگی بیاضه – بردسیر و بلوک یزد ۰۰۰ است.
● پهنه رسوبی – ساختاری ایران مرکزی
در گذشته، خردقاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی میدانستند ولی، به باور اشتوکلین (۱۹۶۸) ، پس از سختشدن پیسنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوییک ویژگیهای سکویی داشته و در زمانهای مزوزوییک و سنوزوییک به منطقهای پر تحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، باید گفت که الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوکهای جدا شده با گسلهای عمده است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد قاره در همه جا یکسان نیست. شواهد موجود نشان میدهندکه:
ـ کوهزایی کاتانگایی در این ناحیه در پرکامبرین پسین و پیش از یک رژیم سکویی حاکم شده است.
ـ به جز بلوک لوت و لبه جنوب باختری که سنگهای ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگهای ترشیری در کمترین مقداراند.
ـ در ردیفهای پالئوزوئیک این ناحیه، نبودهای چینهنگاری مهمی وجود دارد که مهمترین آنها نبودهای چینهای آغاز دونین میانی (هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.
ناهمسانیهای ساختاری – رسوبی گسترده سبب شده تا بتوان خرد قاره ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.
● بلوک لوت
بلوک لوت، با درازایی حدود ۹۰۰ کیلومتر، خاوریترین بخش خردقاره ایران مرکزی است. مرز خاوری آن با گسل نهبندان و حوضه فلیشی خاور ایران و مرز باختری آن با گسل نایبند و بلوک طبس مشخص میشود. در روی نقشه زمینساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، ۱۹۷۳)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته میشود. در ۱۹۶۸، اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاوری و باختری تقسیم کرد که با رشته کوههای شتری از یکدیگر جدا میشد. یافتههای بعدی نشان داد که ویژگیهای زمینشناسی این دو بلوک قابل قیاس نیستند. برای نمونه، روانههای آذرین بسیار ستبر (۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ متر) سنوزوییک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و یا حرکتهای زمینساختی سیمرین پیشین، به ویژه سیمرین میانی که با دگر شکلی و پایداری نسبی بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانههای زمینزایی ملایم دارند. به همین دلیل، به ویژه به دلیل یافتههای نوین، در گستره بلوک لوت بازنگری و بلوک طبس، فرونشست جازموریان و کوههای بزمان ، به عنوان کمان ماگمایی، از این بلوک حذف شده است.
▪ تاریخچه چینهای بلوک لوت
تاریخچه چینهای بلوک لوت بسیار نزدیک با دیگر نواحی خردقاره ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینهنگاری بلوک لوت حاکم است.
۱) تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – رییر و محافظ، ۱۹۷۲) بر سنگهای کهنتر از تریاس میانی.
۲) چینخوردگی، آتشفشانی و پلوتونیسم به نسبت شدید ژوراسیک میانی (سیمرین میانی) به ویژه در نواحی دهسلم، چهارفرسخ که با سختشدگی و پایداری نسبی بلوک همراه است.
۳) فراوانی سنگهای آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود ۲۰۰۰ متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را میپوشاند.
۴) نهشتههای دریاچهای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چینخوردگی در این بلوک است.
« بلوک طبس » که میان گسل نایبند در خاور و گسل کلمرد – کوهبنان در باختر قرار دارد بخشی از یک قلمروی ساختاری است که در کنارهها و بستر خود توسط گسلهایی از پیسنگ بریده شده به گونهای که در پالئوزوییک و مزوزوییک توالی چینهشناسی متفاوتی از نواحی مجاور داشته است و از پایان مزوزوییک به سبب عملکرد تنشهای زمینساختی همگرا در راستای بیشتر خاوری – باختری، با خروج زمینها و فراخاست کوهها به خشکی تبدیل شده است. (قاسمی و همکاران ۱۳۸۱). بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریختشناسی – زمینساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چینخوردگی کهن در چرخه زمینساختی آلپی است.
بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و همآهنگی ندارد . برای نمونه:
ـ نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.
ـ سنگهای کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.
ـ تکاپوهای آتشفشانی مافیک و حدواسط ، هر چند ناچیز، از ویژگیهای پالئوزوییک بلوک طبس است و از این نظر میتوان بلوک طبس را با کوههای البرز مقایسه کرد.
ـ کانیسازی سرب، روی و مس در سنگهای پرمین تریاس و ژوراسیک البرز در بلوک طبس، نیر عمومیت دارد که تائیدی بر همسانی میان این دو ناحیه است.
ـ فرونشینی شدید از ویژگیهای بلوک طبس است. در گذشته چنین گمان میرفت که این فرونشینی محدود به کوههای شتری و شیرگشت باشد، اما در حال حاضر مشخص شده است که بخش بیشتر بلوک در پالئوزوییک ، به ویژه مزوزوییک تا کرتاسه، نشست در خور توجه داشته به گونهای که در این بلوک حجم بزرگی از سنگهای فانروزوییک وجود دارند که ردیفهای پالئوزوییک آن ۲ تا ۳ هزار متر و سنگهای مزوزوییک آن گاهی تا ۱۰۰۰۰ متر ستبرا دارند.
« بلوک کلمرد» بخشی کوچک از خرد قاره ایران مرکزی است که روند شمال خاوری دارد و میان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشیده نائینی در باختر قرار دارد. سرگذشت این فرازمین به دو خروج طولانی وابسته به دو رخداد کوهزایی کاتانگایی و سیمرین میانی اشاره دارد. به سخن دیگر، در دو مقطع زمانی طولانی این بلوک ویژگی فرازمین داشته است.
کهنترین سنگهای این فرازمین انباشتههای شیلی – سنگ ماسهای ستبر سازند کلمرد به سن پرکامبرین هستند که در اثر رخداد کاتانگایی به خوبی چینخورده و با دگرشیبی زاویهای با نهشتههای اردویسین (سازند شیرگشت) پوشیده شدهاند که گواهی بر نخستین ایست رسوبی طولانی است. در این بلوک ردیفهای اردویسین تا تریاس میانـی، ضمن داشتن ایستهای رسوبـی پیدرپی و چنـد باره، یک واحـد زمینساختی- چینه نگاشتی محدود میان رخداد کاتانگایی – سیمرین پیشیناند که در محیطهای سکویی کمژرفا انباشتهاند و سیر تکاملی آن با بلوک طبس تفاوت آشکار دارد. در اینجا، سنگهای تریاس بالایی گزارش نشده و به نظر میرسد که وقفه رسوبگذاری ناشی از سیمرین پیشین، در مقایسه با بلوک طبس طولانیتر باشد. ردیفهای ژوراسیک این بلوک محدود به رسوبهای لیاس – دوگر میانی است و نبود نهشتههای جوانتر از دوگر میانی (سازند بادامو) نشان میدهد که خروج طولانی دوم این فرازمین از دوگر میانی به بعد بوده که رخداد کوهزایی سیمرین میانی عامل اصلی آن به شمار میآید.
از نگاه ساختاری، در نیمه شمالی فرازمین کلمرد روند کلی چینها شمال خاوری – جنوب باختری است که به ویژه در نهشتههای پالئوزوییک نمود آشکار دارند. شیب لایهها در پهلوی خاوری ساختارها زیاد و گاهی برگشته است ولی در پهلوی باختری شیب لایهها ملایمتر است. عملکرد گسلهای طولی برگشته سبب گردیده که ساختارهای بُرشی همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقدیس بُرشی کوه راهدار از آن جمله است.
« فرونشست بیاضه – بردسیر»، میـان گسل پشتبادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. اگرچه بسیاری از ویژگیهای این فرونشست، نظیر پیسنگ پرکامبرین دگرگونی، ردیفهای سکویی پالئوزوییک-تریاس میانی و نهشتههای شیلی – سنگماسهای تریاس بالایی – ژوراسیک میانی مشابه سایر نواحی خرد قاره است ولی این فرونشست دو ویژگی دارد، یکی تاثیر شدیدتر رخداد سیمرین میانی که با خروج گستره و دگرگونی همراه بوده است. دوم، حوضههای فلیشی کرتاسه که معرف حوضههای با فرونشست شدیداند و به ویژه ردیفهای کرتاسه بالایی آن را میتوان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.
« بلوک یزد » بخش باختری خردقاره ایران مرکزی است که از شمال به گسل دورونه و از باختر به نوار افیولیتی نائین – بافت محدود است. نکته ویژه بلوک یزد دو تا است. یکی دگرگونههای انارک، دوم ردیفهای تریاس نخلک. در ناحیه انارک که گاهی به نام ماسیف انارک – خور از آن یاد میشود، مجموعهای از رسوبات پلیتی – پسامیتی به همراه سنگهای کربناتی و آتشفشانی متعلق به شیب قاره وجود دارند که به صورت ناحیهای و در رخسارههای شیست سبز و شیست آبی دگرگون شدهاند و به صورت ورقهای بُر خورده با افیولیتها، سنگآهکهای پلاژیک و رسوبهای آشفته همراهاند. اگرچه داودزاده و لنچ (۱۹۸۱) افیولیتهای انارک را بخشی از پوسته اقیانوسی تتیس کهن هرات میباشد
● پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان
سنندج – سیرجان باریکهای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگیهای سنگی و ساختاری سنندج – سیرجان معرف یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همینرو ویژگیهای زمینشناختی آن با پهنههای مجاور تفاوتهای آشکار دارد. تفاوتهای ویژه این زون سبب شده است تا از گذشتههای دور مورد توجه و مطالعه زمینشناسان باشد.
سریهیتات (پیلگریم، ۱۹۰۸)، زون همدان (گرگوری، ۱۹۲۹)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگهای دگرگونی (فالکن، ۱۹۶۱) سنندج – سیرجان (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون دگرگونی زاگرس (برو و ریکو، ۱۹۷۱)، اسفندقه – رضاییه (تکین، ۱۹۷۱)، مریوان – منوجان (هوشمندزاده، ۱۹۷۶)، اسفندقه – مریوان (نوگل، ۱۹۷۷)، اُلاکوژئوسینکلینال پروتروزوییک – تریاس (سبزهئی، منتشر نشده) نامهای ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها، « سنندج – سیرجان » شناخته شدهتر است و کاربرد بیشتر دارد.
درازای زون سنندج – سیرجان حدود ۱۵۰۰ و پهنای آن ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز میشود و در یک راستای شمال باختری – جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه مییابد. نیاز به یادآوری است که در پهنه مکران باریکهای از پوسته قارهای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مککال (۱۹۸۵) آن را ادامه خاوری زون سنندج – سیرجان میداند. در جهت شمال باختر، گودی درون قارهای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه مییابد (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص میشود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگهای ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخسارهها و نیز دگرشکلیهای پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگیهای دریاچه ارومیه، توزلوگل، گاوخونی و جازموریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
راستای مستقیم سنندج - سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه، به طور محلی نمایانگر سامانهای راستالغز است. در راستای جنوبی این ناحیه، گسلهای مستقیمی مانندآباده، دهشیر، شهربابک و بافت مشخصاند که بعضی از آنها نشانگر جابهجایی امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنری میباشند (شیـخالاسلامی، ۱۳۸۱). همخوانی روند ساختـاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگیها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زونهای برخوردی، سبب شده است تا زمینشناسانی مانند فالکن (۱۹۶۱)، برو و ریکو (۱۹۷۱)، هینز و مککوییلن (۱۹۷۴)، فرهودی (۱۹۷۸) و علوی (۱۹۹۴)، سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی، ترتیب رسوبات، چارچوب زمینساختی و به ویژه رویدادهای زمینساختی و فعالیتهای ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمینشناسان، ویژگیهای سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند. با این حال، تفاوتهایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگهای آتشفشانی دوره ترشیری، محدودیت گسترش سنگهای ترشیری، فراوانی نفوذیهای گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانی نسبی سنگهای آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالی رویدادهای زمینساختی پیش از پرمین، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبشهای سیمرین پیشین از ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان است که وابستگی آن را با زونهای مجاور پرسشآمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد میکند. ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمه جنوب خاوری این زون پدیدههای دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است در حالی که در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (۱۳۵۹)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سیرجان تقسیم میکند.
● تاریخچه چینهنگاری سنندج – سیرجان
در زون سنندج – سیرجان، پدیدههای دگرگونی، ماگماتیسم و زمینساخت پی در پی و همآهنگ با فازهای زمینساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است. به همینرو، این زون ناآرامترین و به گفتهای دیگر پویاترین پهنه زمینساختی ایران است.
درباره پیسنگ پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنی در دست نیست. در پارهای از گزارشها پیسنگ، متشکل از آمفیبولیت، گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است. سبزهئی (۱۳۷۳)، پیسنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پیسنگ را نوعی پوسته اقیانوسی میداند.
از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضهای در حال نشست تبدیل و با نهشتههای آواری انباشته شده است. نیروهای کششی مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قارهای شده که اوج آن در دونین بالایی است. نبود سنگهای کربنیفر بالایی نشان میدهد که حرکتهای خشکیزای فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستی و بلندی است. ولی، تیله و همکاران (۱۹۶۸) بر این باورند که فاز هرسینین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است، ولی سنگهای شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط مانند حاجیآباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه است. به جز موارد نادر، سنگهای پرمین را شیستهای تریاس بالا – ژوراسیک پوشاندهاند و شواهد موجود گویای این است که در میانههای تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجه آن سنگهای زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شدهاند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایینتر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی، همراه با سنگهای ماگمایی انباشته شده است این توالیها، زیر تأثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفتهاند که حاصل آن پایداری و سخت شدن بخشهای شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونهای که در نواحی باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم) چینخوردگی ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، ۱۳۵۹). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگهای سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.
از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخالاسلامی (۱۳۸۱) نکتههای زیر را باور دارد.
الف) بازشدگی درون قارهای به سن پالئوزوییک در حاشیه شمالی گندوانا.
ب) جدا شدن ورق ایران از گندوانا در حاشیه جنوبی خود به دنبال بازشدگی تتیس جوان پس ار پرمین میانی.
ج) از آغاز تریاس پسین، سنگ کره اقیانوسی تتیس جوان در اثر فرورانش در زیر ورق ایران، شروع به از میان رفتن کرده است. از این زمان به بعد، سنندج – سیرجان یک گوه برافزایشی را شکل داده است.
د) بسته شدن تتیس جوان در انتهای مزوزوییک. در این زمان حاشیه قدیمی ایران (سنندج – سیرجان) با مجموعه دگرگون همراه با افیولیتهای تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شدهاند.
با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده میتوان پذیرفت که زون سنندج – سیرجان دارای یک زمینه ساختاری اصلی است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وارونگی زمینساختی پایان یافته و سپس حوضههای توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همه سنگهای سنندج – سیرجان را میتوان در سه واحد زمینساختی – چینهنگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.
تاریخچه چینهای زاگرس
همه سنگهای زاگرس را میتوان به دو گروه پیسنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پیسنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (۱۹۶۸)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر میداند.
ـ مرحلة فلات قاره (پرکامبرین پسین – تریاس میانی)
ـ مرحلة بزرگ ناودیسی ( تریاس میانی – پلیوسن)
ـ مرحلة پس از کوهزایی (پلیوسن – زمان حال)
علوی (۱۹۹۴)، با توجه به رخسارههای سنگی و پیامد رویدادهای زمینساختی، سنگهای زاگرس را به واحدهای زمینساختی – چینهشناختی(Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم میکند:
۱)رخسارههای سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی
۲) رخسارههای فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه
۳) رسوبهای پیشخشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شدهاند.
اوبراین (۱۹۵۰)، بر پایة رفتارشناسی سنگها، ردیفهای رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم میکند:
۱) گروه پیسنگ (پرکامبرین)
۲)گروه متحرک زیرین، شامل سری هرمز به سن پرکامبرین پسین - کامبرین، به ضخامت تا ۴ هزار متر
۳)گروه مقاوم، شامل سازندهای زمان کامبرین تا میوسن ، به ضخامت ۶ تا ۷ هزار متر
۴)گروه متحرک بالایی، شامل سازند گچساران، با ۱۶۰۰ متر ضخامت
۵)گروه نامقاوم، شامل سازندهای میشان، آغاجاری، بختیاری، به ضخامت ۳ تا ۴ هزار متر
بررسی چینهنگاری ترادفی (Sequence Stratigraphy) پهنة زاگرس نشانگر آن است که این بخش از ایران، در فاصلة زمانی پرکامبرین – تریاس میانی بخشی از ابرقارة گندوانا بوده است. از تریاس میانی، با تکوین تتیس جوان، شرایط دریایی ویژهای بر آن حاکم بوده است. از کرتاسة پسین به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتیس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ایران مرکزی، محیطهای رسوبی از نوع همزمان با کوهزایی بودهاند. اگرچه پیشینة فاز کوهزایی در پلیوسن بوده است، ولی دگرشکلی، همچنان بر زاگرس تحمیل میشده است.
● زیرپهنههای زاگرس
برای بیان ویژگیهای عمومی زاگرس میتوان از تلفیق دو دیدگاه زمینریختشناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنة « زون راندگیها » و « زاگرس چینخورده » تقسیم کرد.
الف) زیرپهنة راندگیها (Thrust Zone) : این زون با پهنای ۱۰، تا ۶۵ کیلومتر، به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوههای زاگرس را تشکیل میدهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته میشود. زون راندگیهـا (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون راندگیهای همپوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، ۱۹۶۹)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده ( (Crushed Zone نامهای دیگری است که به این بخش داده شده است.
مرز شمال خاوری این زیر پهنه به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یک راندگی مهم بسته میشود که از شمال کوه کینو و جنوب دهنگان و کوه سبزو میگذرد (مطیعی، ۱۳۷۴).
در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگهای پرکامبرین دیده نشده است. سنگهای پرکامبرین پسین تا تریاس میانی آن رخسارة گندوانایی دارند و همسان دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگهای لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیک به ۳۵۰۰ متر بیشتر از نوع مارنهای گلوبی ژریندار، رادیولاریت، افیولیت و انباشتههای آواری از نوع فلیشاندکه گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراهاند. سنگهای یاد شده نشان میدهند که این بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوییک تا اوایل سنوزوییک گودترین بخش حوضة زاگرس بوده است. چنین مینماید که در اثر نیروهای کششی وابسته به رخداد کوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگیها کاهش یافته، به طوری که در بخش شمال باختری آن (کرمانشاه) در طی تریاس پسین – کرتاسه، گودی باریک و عمیق پدیدار شده و در آن رسوبهای شبه توربیدیت، متشکل از آهک (سنگآهک بیستون)، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانههای آتشفشانی انباشته شدهاند. ولی، در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته، موجب اقیانوسزایی و تشکیل مجموعههای افیولیتی گردیده است. گفتنی است که در ناحیة نیریز، آمیزههای افیولیتی یاد شده، به گونة دگرشیب، با سنگآهک مرجانی – ریفی کرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شدهاند، در حالی که بخش شمال باختری در نتیجةکوهزایی لارامید دچار چینخوردگی و دگرشکلی شده است. بدینسان میتوان نتیجه گرفت که :
۱) در زون راندگیها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمینساختی یکسان و همزمان نبودهاند.
۲) دگرشکلی زاگرس مرتفع کهنتر از بخش چینخوردة آن است.
گفتنی است که فالکن (۱۹۷۴)، به دو فاز چینخوردگی در این بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر کرتاسه رخ داده است که رابطة ناهمساز فلیشهای کرتاسه با رسوبات ائوسن میانی مبین آن است. فاز دوم را از اواخر میوسن تا امروز میداند که شدت آن در پلیوسن در بیشترین مقدار بوده است.
یکی از ویژگیهای زاگرس مرتفع، وجود راندگیهای فراوان است. شیب راندگیها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابهجایی آنها به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظة راندگی سنگهای کامبرین بر روی ردیفهای پلیوسن میتوان به تصوری از مقدار جابهجایی دست یافت (مطیعی، ۱۳۷۴). چنین وانمود میشود که در این محدوده، نخست چینها در کرتاسة پسین شکل گرفته و سپس در فاز بعدی، راندگیها به وجود آمده باشند (فالکن، ۱۹۷۴) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (۱۹۷۴) پدیدههای چینخوردگی و راندگی را به حرکتهای کوهزایی پس از پلیوسن نسبت میدهند.
کازمین و همکاران (۱۹۸۶)، فلسهای روراندة زاگرس مرتفع را نهشتههای انباشته در حاشیة غیر فعال سکوی عربستان میدانند که در محل جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مرکزی در بخشهای ژرف تتیس انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق، به صورت سفرههای نابرجا، بر روی سکوی عربستان رانده شدهاند.
ب)زیرپهنه زاگرس چینخورده (Folded Zagros) : زاگرس چینخورده، به گفتهای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر، ناوة (Trough) حاشیهای و کراتونی سپر عربستان است که در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادفهای ستبر رسوبی در آن انباشته میشده است. در گسترة زاگرس چینخورده، سنگهای پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، رخسارة گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی، توالیهای مزوزوییک و سنوزوییک آن، با رسوبهای همزمان دیگر نواحی ایران، رخسارههای سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخسارههای جنوب تتیس جوان است. این نکته نشان میدهد که از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چینخورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است.
در زاگرس چینخورده، رخنمونی از سنگهای پرکامبرین دیده نشده و حفاریهای نفتی نیز تاکنون به پیسنگ نرسیده است. با توجه به بررسیهای ژئوفیزیکی، باور بر این است که پیسنگ پرکامبرین زاگرس ادامة شمال – شمال خاوری سپر نوبی – عربی(Arabian – Nubian Shield) است که از شمال خاور افریقا تا عربستان و حتی در زیر حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبی روی پیسنگ، با مجموعهای از سنگ نمک، انیدریت، سنگآهک، دولومیت سنگهای آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز میشود که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود ۱۱۵ گنبد نمکی، از زمان ژوراسیک به بعد به سطح زمین رسیدهاند.
بین سنگهای کامبرین (سازند میلا) و اردویسین (سازند ایلبیک)، نبود چینهنگاشتی مهمی وجود ندارد. به نظر میرسد که یک نبود چینهنگاشتی مهم به بزرگی حدود ۴۰ میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانه سیلورین در ردیف پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینهشناختی دیگر به بزرگی بیش از ۷۰ میلیون سال، بین اواخر فرازنین از دونین، تمامی کربنیفر تا اشکوب ساکمارین(Sakmarian) از پرمین مشخص است. در پرمین پسین تمامی زاگرس در زیر یک پیشروی گسترده قرار گرفته که سازند دالان حاصل آن است. سنگهای تریاس زاگرس چینخورده، رخسارة کربناتی- تبخیری دارد و شامل دو سازند کنگان (در زیر) و دشتک (در بالا) است. رسوبات ژوراسیک تا نئوژن زاگرس چینخورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور همشیب بر روی توالی فلات قاره پالئوزوییک قرار دارند. در توالی ژوراسیک – نئوژن این ناحیه هیچگونه دگرشیبی ناحیهای دیده نمیشود با این حال، وجود گودیهای مستقل جدا شده با پشتههای برآمده، و به ویژه حرکتهای مشخص زمینساختی، موجب تغییراتی در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گردیده است. چنین تغییراتی به حرکتهای خشکیزای پیش از کوهزایی نسبت داده شده است که گاهی سبب پسروی کامل دریا، نبودهای رسوبی و حتی پدیدة لاتریتی شدن گردیده است.
● پهنه رسوبی– ساختاری مکران
« مکران » شامل کوههای خاوری – باختری است که از سواحل دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باختری این کوهها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی زاگرس جدا میشود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه مییابد. در امتداد محور لاس بلا، گسلهای چپگرد « چمن(Chaman Fault) » و «اُرناچ نال (Ornach Nal) » معرف یک زون ترادیسی بین زون فرورانش مکران و زون برخوردی هند – اوراسیا است. گفتنی است که از ۱۶۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران، حدود ۷۰ هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.
از دیدگاه زمینشناسی، اشتوکلین (۱۹۷۴) بر این باور است که این رشته کوه، یک زمیندرز کهن است که به چهره یک منشور بر افزایشی، از کرتاسه پسین یا ترشیری پیشین تا هولوسن، در فرا دیواره یک زون فرورانش کم ژرفا و کم شیب قرار دارد.
زمین ریختشناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری، شدت چینخوردگی و سنگ رخسارهها دارد. در یک نگاه کلی، بلنــدی این رشته کوه از شمال به جنوب کاستی میگیرد. اسنید (۱۹۷۰)، مکران را به سه واحد فیزیوگرافی « پـادگانههای دریایی » به موازات ساحــل، « نهشتههـای آبرفتی شمال پادگانههــا » و « تپهها و بلندیهای مکران » تقسیم میکند. از سیمای ریختشناختی شاخص مکران میتوان به آمیزههای رنگین، برونزدهای چهرهساز فلیشهای وحشی(Wild Flysch) ، آمیزههای زمینساختی(TectonicMelange) و سواحل بالا آمده ( (Raised Beach پلکانی، خلیجهای نعلـی شکل و گلفشانها اشاره کرد. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره پهنـــای کمی دارد و در فاصله ۲۵ کیلومتری از ساحل، ژرفای آب به ۲۰۰ متر میرسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسلهای راندگی از عوامل چهرهساز مکراناند.
● پهنه رسوبی– ساختاری کپهداغ
پهنه رسوبی – ساختاری کپهداغ شامل کوههای هزار مسجد در شمال خاور ایران است که در یک راستایWNWتاESE، از خاور دریای خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ایران، وارد خاک افغانستان میشود. در نتیجه، کپهداغ به عنوان یک میدان گازی بزرگ بین سه کشور ایران، ترکمنستان و افغانستان مشترک است. میدانهای گازی بسیار عظیم خانگیران در ایران، دولتآباد – دونمز، شاتلیک، گازلی، بایران علی و مهری در ترکمنستان و گوگر در افغانستان، در این حوضه کشف شدهاند (افشارحرب، ۱۳۸۰).
از نگاه جغرافیایی و کوهنگاری، کپهداغ بخشی از ادامه خاوری کوههای البرز است، ولی ویژگیهای زمینشناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، ۱۳۵۵).
مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشقآباد است که روند N ۳۱۰ درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپهداغ، دیدگاهها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمونهای ناپیوسته منشورهای برافزاینده تتیس کهن مشخص میشود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .
از نگاه ریختشناسی، کپهداغ منطقهای کوهستانی است که فازهای آلپ پایانی در شکلگیری سیمای امروزی آن نقش اساسی داشتهاند. ریختشناسی منطقه، جوان است و توپوگرافی ناحیه، رابطهای مستقیم با ساختارهای زمینشناسی دارد. به طور معمول، تاقدیسها ارتفاعات، و ناودیسها دشتهای میانکوهی را میسازند و سازندهای کربناتی مزدوران (ژوراسیک بالایی) و تیرگان (کرتاسه پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشتهای سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتاده کپهداغاند.
جدا از میدانهای عظیم گازی، جای گیری پهنه کپهداغ در فصل مشترک دو ابرقاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمینشناسان باشد. گریسباخ (۱۸۸۱)، شرکت نفت امیرانین (۱۹۳۸)، کلاپ (۱۹۴۰)، گانسر (۱۹۵۱)،گُلدشمیت (۱۹۵۲)، پَرَن (۱۳۳۵)، انصاری (۱۳۴۰) و از ۱۳۴۱ به بعد افشار حرب، پژوهشگرانی هستند که به زمینشناسی کپهداغ پرداختهاند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.
شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمینساختی حاکم بر پهنه کپهداغ شباهت به پهنه زاگرس دارد که از آن جمله میتوان به زمان چینخوردگی نهایی، روند عمومی چینها، نبود تکاپوهای ماگمایی، یکسان بودن رژیمهای فشارشی اشاره کرد.
پهنه رسوبی – ساختاری 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 نگاه زمینریختشناسی، مرز شمالی البرز منطبق بر تپه ماهورهای متشکل از نهشتههای ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمینشناختی، مرز شمالی البرز محدود به زمیندرز تتیس کهن است که از برخورد سنگکره (Lithosphere) قارهای البرز با سنگ کره توران، در تریاس پسین به وجود آمده است. ولی، در بیشتر نقاط، محل زمیندرز با ورقهای رانده شده از شمال به جنوب پوشیده شده است. حد جنوبی البرز چندان روشن نیست. گسل تبریز (علوی، ۱۹۹۱)، آنتی البرز(Anti Alborz) (ریویه، ۱۹۴۱) گسل گرمسار (بربریان، ۱۳۷۵)، گسل سمنان (نبوی، ۱۳۵۶) و گسل عطاری (علوینایینی، ۱۹۷۲)، مرز جنوبی البرز دانسته شدهاند. ولی چنین به نظر میرسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد. از نظر کوهنگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوههای پاراپا میسوس افغانستان (علوی، ۱۹۹۱) گسترش دارد.
فراوانی سنگهای آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنه جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشه زمینساخت اروپا (خاین، ۱۹۷۲)، البرز بخشی از بزرگ ناودیس قفقاز – ترکیه دانسته شود. ولی، وجود سنگهای ماگمایی همسان با آن در دیگر نواحی ایران، و به ویژه با دستیابی به یافتههای بیشتری از زمینشناسی ایران، یقین شد که بسیاری از واحدهای سنگچینهای البرز و ایران مرکزی، از دیدگاه رخساره و شرایط تشکیل، هماننداند به گونهای که البرز را میتوان چینهای حاشیهای ایران مرکزی دانست که در شکلگیری آن برخورد دو صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشتهاند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوتهایی دارد (اشتوکلین، ۱۹۶۸) .
به ظاهر، سرگذشت ساختاری و چینهای البرز در همه جا یکسان نیست. به همینرو، جدا از واژههای جغرافیایی: البرز باختری، البرز مرکزی، البرز خاوری، البرز شمالی، البرز جنوبی، از نظر زمینشناسی، از زیرزونهایی همچون ماکو – تبریز، رشت – گرگان، بینالود (نبوی، ۱۳۵۵) و حتی کپهداغ یاد شده است که نیاز به بازنگری دارند. برای نمونه، زون رشت – گرگان که شامل مناطق جنوبی دریای خزر است، در شمال گسل البرز، به گفته بهتر در شمال زمیندرز پوشیده تتیس کهن قرار دارد و از این رو، وابستگی آن به لبه جنوبی ورق توران به مراتب بیشتر است و یا زون بینالود، خویشاوندی زمینشناختی بیشتری با ایران مرکزی دارد تا البرز. مهمتر آنکه، شرایط زمینشناختی حاکم بر کپهداغ با البرز متفاوت است و از این رو، شمول آنها در البرز توجیه علمی قوی ندارد. در این نوشتار با اعتقاد به ضروری نبودن تفکیک البرز از ایران مرکزی، تنها به ویژگیهای زمینشناسی اصلی، به ویژه ساختار البرز، بسنده میشود. ولی، تفاوتهای ناحیهای نادیده گرفته نشده و به آنها نیز اشاره میشود
● تاریخچه چینه ای البرز
در بسیاری از گزارشهای زمینشناسی، کهنترین سنگهای البرز را دگرگونیهای جنوب گرگان (شیستهای گرگان) دانستهاند. افزون بر آن، دگرگونیهای اسالم – شاندرمن (کلارک و همکاران، ۱۹۷۵) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، ۱۹۶۲) واحدهای سنگچینهای پرکامبرین البرز انگاشته شدهاند. ولی، امروزه یقین شده است که این دگرگونیها، بیشتر سنگهای پالئوزوییک و یا مزوزوییک هستند که در اثر زمینساخت برخوردی تریاس پسین (رویداد سیمرین پیشین) و یا به طور همبری دگرگون شدهاند. یافتههای دیرینهشناختی امروز البرز، گویای آن است که کهنترین سنگهای رخنمون شده البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارکهــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است. علوی (۱۹۹۱)، با تکیه بر سنگ رخسارهها به ویژه نقش زمینساخت بر حوضه رسوبی البرز، همه سنگهای البرز را به چند واحد زمینساختی – چینهنگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم میکند.
۱) توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،
۲) سنگهای ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،
۳) توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی
۴) نهشتههای پیشخشکی تریاس بالایی – ژوراسیک میانی،
) ۵توالی فلات قاره ژوراسیک میانی – کرتاسه، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی.
۶)مجموعه ماگمایی البرز به سن سنوزوییک، با ترکیب شیمیایی کلسیمی - قلیایی در البرز غربی – مرکزی و قلیایی در البرز شرقی.
۷) رسوبات همزمان با کوهزایی سنوزوییک، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی، گفتنی است که:
ـ هر یک از واحدهای یاد شده در بالا شامل چند یا چندین سازند است که همگی در شرایط زمینساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمینساختی مشابه، انباشته شدهاند.
ـ در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوسته قارهای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقارهای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.
ـ بنا به گزارش اشتامفلی (۱۹۷۸)، بربریان و کینگ (۱۹۸۱)، سنگهای ماگمایی اردویسین – دونین معرف یک مرحله بازشدگی (Opening Stage) و جدایش(Break Up) سکوی پرکامبرین پسین – پالئوزوییک پیشین البرز اند.
ـ در تریاس پسین، سنگ کره قارهای(Lithosphere) البرز و ورق توران برخورد کرده و در اثر این برخورد، ضمن پایان گرفتن حیات فلات قاره، پدیدههای فراخاست، دگرگونی، جایگیری تودههای گرانیتوییدی انجام و حوضههای رسوبی پیشخشکی ((Foreland تریاس پسین – ژوراسیک میانی شکل گرفتهاند.
ـ بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان میدهد که رسوبات پالئوزوییک دامنه شمالی ستبرتراند و در پارهای نقاط همچون آمل، کندوان ناپیوستگی رسوبی میان سنگهای 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 یا سنگهای کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی سنگهای آتشفشانی دارند. این نکتهها نشان میدهند که در زمانهای پالئوزوییک – مزوزوییک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیقتر از دامنه جنوبی بوده است در حالی که از سنوزوییک 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، کم ژرفا و در حال فرونشستی وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشتههای آذرآواری – تخریبی همزمان با کوهزایی بر جای نهاده شده است.
خرد قاره ایران مرکزی بخشی از ایران میانی است که با زمیندرزهای افیولیتی سیستان، نائین، بافت، گسل دورونه و افیولیتهای کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسلهای طویلی که به سمت باختر خمیدگی دارند و از نوع امتدادلغز راستگرداند، قابل تقسیم به بلوک لوت، فرازمین شتری، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشتبادام، فروافتادگی بیاضه – بردسیر و بلوک یزد ۰۰۰ است.
● پهنه رسوبی – ساختاری ایران مرکزی
در گذشته، خردقاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی میدانستند ولی، به باور اشتوکلین (۱۹۶۸) ، پس از سختشدن پیسنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوییک ویژگیهای سکویی داشته و در زمانهای مزوزوییک و سنوزوییک به منطقهای پر تحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، باید گفت که الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوکهای جدا شده با گسلهای عمده است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد قاره در همه جا یکسان نیست. شواهد موجود نشان میدهندکه:
ـ کوهزایی کاتانگایی در این ناحیه در پرکامبرین پسین و پیش از یک رژیم سکویی حاکم شده است.
ـ به جز بلوک لوت و لبه جنوب باختری که سنگهای ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگهای ترشیری در کمترین مقداراند.
ـ در ردیفهای پالئوزوئیک این ناحیه، نبودهای چینهنگاری مهمی وجود دارد که مهمترین آنها نبودهای چینهای آغاز دونین میانی (هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.
ناهمسانیهای ساختاری – رسوبی گسترده سبب شده تا بتوان خرد قاره ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.
● بلوک لوت
بلوک لوت، با درازایی حدود ۹۰۰ کیلومتر، خاوریترین بخش خردقاره ایران مرکزی است. مرز خاوری آن با گسل نهبندان و حوضه فلیشی خاور ایران و مرز باختری آن با گسل نایبند و بلوک طبس مشخص میشود. در روی نقشه زمینساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، ۱۹۷۳)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته میشود. در ۱۹۶۸، اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاوری و باختری تقسیم کرد که با رشته کوههای شتری از یکدیگر جدا میشد. یافتههای بعدی نشان داد که ویژگیهای زمینشناسی این دو بلوک قابل قیاس نیستند. برای نمونه، روانههای آذرین بسیار ستبر (۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ متر) سنوزوییک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و یا حرکتهای زمینساختی سیمرین پیشین، به ویژه سیمرین میانی که با دگر شکلی و پایداری نسبی بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانههای زمینزایی ملایم دارند. به همین دلیل، به ویژه به دلیل یافتههای نوین، در گستره بلوک لوت بازنگری و بلوک طبس، فرونشست جازموریان و کوههای بزمان ، به عنوان کمان ماگمایی، از این بلوک حذف شده است.
▪ تاریخچه چینهای بلوک لوت
تاریخچه چینهای بلوک لوت بسیار نزدیک با دیگر نواحی خردقاره ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینهنگاری بلوک لوت حاکم است.
۱) تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – رییر و محافظ، ۱۹۷۲) بر سنگهای کهنتر از تریاس میانی.
۲) چینخوردگی، آتشفشانی و پلوتونیسم به نسبت شدید ژوراسیک میانی (سیمرین میانی) به ویژه در نواحی دهسلم، چهارفرسخ که با سختشدگی و پایداری نسبی بلوک همراه است.
۳) فراوانی سنگهای آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود ۲۰۰۰ متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را میپوشاند.
۴) نهشتههای دریاچهای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چینخوردگی در این بلوک است.
« بلوک طبس » که میان گسل نایبند در خاور و گسل کلمرد – کوهبنان در باختر قرار دارد بخشی از یک قلمروی ساختاری است که در کنارهها و بستر خود توسط گسلهایی از پیسنگ بریده شده به گونهای که در پالئوزوییک و مزوزوییک توالی چینهشناسی متفاوتی از نواحی مجاور داشته است و از پایان مزوزوییک به سبب عملکرد تنشهای زمینساختی همگرا در راستای بیشتر خاوری – باختری، با خروج زمینها و فراخاست کوهها به خشکی تبدیل شده است. (قاسمی و همکاران ۱۳۸۱). بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریختشناسی – زمینساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چینخوردگی کهن در چرخه زمینساختی آلپی است.
بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و همآهنگی ندارد . برای نمونه:
ـ نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.
ـ سنگهای کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.
ـ تکاپوهای آتشفشانی مافیک و حدواسط ، هر چند ناچیز، از ویژگیهای پالئوزوییک بلوک طبس است و از این نظر میتوان بلوک طبس را با کوههای البرز مقایسه کرد.
ـ کانیسازی سرب، روی و مس در سنگهای پرمین تریاس و ژوراسیک البرز در بلوک طبس، نیر عمومیت دارد که تائیدی بر همسانی میان این دو ناحیه است.
ـ فرونشینی شدید از ویژگیهای بلوک طبس است. در گذشته چنین گمان میرفت که این فرونشینی محدود به کوههای شتری و شیرگشت باشد، اما در حال حاضر مشخص شده است که بخش بیشتر بلوک در پالئوزوییک ، به ویژه مزوزوییک تا کرتاسه، نشست در خور توجه داشته به گونهای که در این بلوک حجم بزرگی از سنگهای فانروزوییک وجود دارند که ردیفهای پالئوزوییک آن ۲ تا ۳ هزار متر و سنگهای مزوزوییک آن گاهی تا ۱۰۰۰۰ متر ستبرا دارند.
« بلوک کلمرد» بخشی کوچک از خرد قاره ایران مرکزی است که روند شمال خاوری دارد و میان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشیده نائینی در باختر قرار دارد. سرگذشت این فرازمین به دو خروج طولانی وابسته به دو رخداد کوهزایی کاتانگایی و سیمرین میانی اشاره دارد. به سخن دیگر، در دو مقطع زمانی طولانی این بلوک ویژگی فرازمین داشته است.
کهنترین سنگهای این فرازمین انباشتههای شیلی – سنگ ماسهای ستبر سازند کلمرد به سن پرکامبرین هستند که در اثر رخداد کاتانگایی به خوبی چینخورده و با دگرشیبی زاویهای با نهشتههای اردویسین (سازند شیرگشت) پوشیده شدهاند که گواهی بر نخستین ایست رسوبی طولانی است. در این بلوک ردیفهای اردویسین تا تریاس میانـی، ضمن داشتن ایستهای رسوبـی پیدرپی و چنـد باره، یک واحـد زمینساختی- چینه نگاشتی محدود میان رخداد کاتانگایی – سیمرین پیشیناند که در محیطهای سکویی کمژرفا انباشتهاند و سیر تکاملی آن با بلوک طبس تفاوت آشکار دارد. در اینجا، سنگهای تریاس بالایی گزارش نشده و به نظر میرسد که وقفه رسوبگذاری ناشی از سیمرین پیشین، در مقایسه با بلوک طبس طولانیتر باشد. ردیفهای ژوراسیک این بلوک محدود به رسوبهای لیاس – دوگر میانی است و نبود نهشتههای جوانتر از دوگر میانی (سازند بادامو) نشان میدهد که خروج طولانی دوم این فرازمین از دوگر میانی به بعد بوده که رخداد کوهزایی سیمرین میانی عامل اصلی آن به شمار میآید.
از نگاه ساختاری، در نیمه شمالی فرازمین کلمرد روند کلی چینها شمال خاوری – جنوب باختری است که به ویژه در نهشتههای پالئوزوییک نمود آشکار دارند. شیب لایهها در پهلوی خاوری ساختارها زیاد و گاهی برگشته است ولی در پهلوی باختری شیب لایهها ملایمتر است. عملکرد گسلهای طولی برگشته سبب گردیده که ساختارهای بُرشی همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقدیس بُرشی کوه راهدار از آن جمله است.
« فرونشست بیاضه – بردسیر»، میـان گسل پشتبادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. اگرچه بسیاری از ویژگیهای این فرونشست، نظیر پیسنگ پرکامبرین دگرگونی، ردیفهای سکویی پالئوزوییک-تریاس میانی و نهشتههای شیلی – سنگماسهای تریاس بالایی – ژوراسیک میانی مشابه سایر نواحی خرد قاره است ولی این فرونشست دو ویژگی دارد، یکی تاثیر شدیدتر رخداد سیمرین میانی که با خروج گستره و دگرگونی همراه بوده است. دوم، حوضههای فلیشی کرتاسه که معرف حوضههای با فرونشست شدیداند و به ویژه ردیفهای کرتاسه بالایی آن را میتوان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.
« بلوک یزد » بخش باختری خردقاره ایران مرکزی است که از شمال به گسل دورونه و از باختر به نوار افیولیتی نائین – بافت محدود است. نکته ویژه بلوک یزد دو تا است. یکی دگرگونههای انارک، دوم ردیفهای تریاس نخلک. در ناحیه انارک که گاهی به نام ماسیف انارک – خور از آن یاد میشود، مجموعهای از رسوبات پلیتی – پسامیتی به همراه سنگهای کربناتی و آتشفشانی متعلق به شیب قاره وجود دارند که به صورت ناحیهای و در رخسارههای شیست سبز و شیست آبی دگرگون شدهاند و به صورت ورقهای بُر خورده با افیولیتها، سنگآهکهای پلاژیک و رسوبهای آشفته همراهاند. اگرچه داودزاده و لنچ (۱۹۸۱) افیولیتهای انارک را بخشی از پوسته اقیانوسی تتیس کهن هرات میباشد
● پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان
سنندج – سیرجان باریکهای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگیهای سنگی و ساختاری سنندج – سیرجان معرف یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همینرو ویژگیهای زمینشناختی آن با پهنههای مجاور تفاوتهای آشکار دارد. تفاوتهای ویژه این زون سبب شده است تا از گذشتههای دور مورد توجه و مطالعه زمینشناسان باشد.
سریهیتات (پیلگریم، ۱۹۰۸)، زون همدان (گرگوری، ۱۹۲۹)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگهای دگرگونی (فالکن، ۱۹۶۱) سنندج – سیرجان (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون دگرگونی زاگرس (برو و ریکو، ۱۹۷۱)، اسفندقه – رضاییه (تکین، ۱۹۷۱)، مریوان – منوجان (هوشمندزاده، ۱۹۷۶)، اسفندقه – مریوان (نوگل، ۱۹۷۷)، اُلاکوژئوسینکلینال پروتروزوییک – تریاس (سبزهئی، منتشر نشده) نامهای ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها، « سنندج – سیرجان » شناخته شدهتر است و کاربرد بیشتر دارد.
درازای زون سنندج – سیرجان حدود ۱۵۰۰ و پهنای آن ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز میشود و در یک راستای شمال باختری – جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه مییابد. نیاز به یادآوری است که در پهنه مکران باریکهای از پوسته قارهای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مککال (۱۹۸۵) آن را ادامه خاوری زون سنندج – سیرجان میداند. در جهت شمال باختر، گودی درون قارهای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه مییابد (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص میشود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگهای ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخسارهها و نیز دگرشکلیهای پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگیهای دریاچه ارومیه، توزلوگل، گاوخونی و جازموریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
راستای مستقیم سنندج - سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه، به طور محلی نمایانگر سامانهای راستالغز است. در راستای جنوبی این ناحیه، گسلهای مستقیمی مانندآباده، دهشیر، شهربابک و بافت مشخصاند که بعضی از آنها نشانگر جابهجایی امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنری میباشند (شیـخالاسلامی، ۱۳۸۱). همخوانی روند ساختـاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگیها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زونهای برخوردی، سبب شده است تا زمینشناسانی مانند فالکن (۱۹۶۱)، برو و ریکو (۱۹۷۱)، هینز و مککوییلن (۱۹۷۴)، فرهودی (۱۹۷۸) و علوی (۱۹۹۴)، سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی، ترتیب رسوبات، چارچوب زمینساختی و به ویژه رویدادهای زمینساختی و فعالیتهای ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمینشناسان، ویژگیهای سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند. با این حال، تفاوتهایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگهای آتشفشانی دوره ترشیری، محدودیت گسترش سنگهای ترشیری، فراوانی نفوذیهای گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانی نسبی سنگهای آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالی رویدادهای زمینساختی پیش از پرمین، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبشهای سیمرین پیشین از ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان است که وابستگی آن را با زونهای مجاور پرسشآمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد میکند. ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمه جنوب خاوری این زون پدیدههای دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است در حالی که در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (۱۳۵۹)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سیرجان تقسیم میکند.
● تاریخچه چینهنگاری سنندج – سیرجان
در زون سنندج – سیرجان، پدیدههای دگرگونی، ماگماتیسم و زمینساخت پی در پی و همآهنگ با فازهای زمینساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است. به همینرو، این زون ناآرامترین و به گفتهای دیگر پویاترین پهنه زمینساختی ایران است.
درباره پیسنگ پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنی در دست نیست. در پارهای از گزارشها پیسنگ، متشکل از آمفیبولیت، گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است. سبزهئی (۱۳۷۳)، پیسنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پیسنگ را نوعی پوسته اقیانوسی میداند.
از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضهای در حال نشست تبدیل و با نهشتههای آواری انباشته شده است. نیروهای کششی مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قارهای شده که اوج آن در دونین بالایی است. نبود سنگهای کربنیفر بالایی نشان میدهد که حرکتهای خشکیزای فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستی و بلندی است. ولی، تیله و همکاران (۱۹۶۸) بر این باورند که فاز هرسینین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است، ولی سنگهای شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط مانند حاجیآباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه است. به جز موارد نادر، سنگهای پرمین را شیستهای تریاس بالا – ژوراسیک پوشاندهاند و شواهد موجود گویای این است که در میانههای تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجه آن سنگهای زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شدهاند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایینتر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی، همراه با سنگهای ماگمایی انباشته شده است این توالیها، زیر تأثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفتهاند که حاصل آن پایداری و سخت شدن بخشهای شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونهای که در نواحی باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم) چینخوردگی ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، ۱۳۵۹). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگهای سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.
از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخالاسلامی (۱۳۸۱) نکتههای زیر را باور دارد.
الف) بازشدگی درون قارهای به سن پالئوزوییک در حاشیه شمالی گندوانا.
ب) جدا شدن ورق ایران از گندوانا در حاشیه جنوبی خود به دنبال بازشدگی تتیس جوان پس ار پرمین میانی.
ج) از آغاز تریاس پسین، سنگ کره اقیانوسی تتیس جوان در اثر فرورانش در زیر ورق ایران، شروع به از میان رفتن کرده است. از این زمان به بعد، سنندج – سیرجان یک گوه برافزایشی را شکل داده است.
د) بسته شدن تتیس جوان در انتهای مزوزوییک. در این زمان حاشیه قدیمی ایران (سنندج – سیرجان) با مجموعه دگرگون همراه با افیولیتهای تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شدهاند.
با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده میتوان پذیرفت که زون سنندج – سیرجان دارای یک زمینه ساختاری اصلی است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وارونگی زمینساختی پایان یافته و سپس حوضههای توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همه سنگهای سنندج – سیرجان را میتوان در سه واحد زمینساختی – چینهنگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.
تاریخچه چینهای زاگرس
همه سنگهای زاگرس را میتوان به دو گروه پیسنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پیسنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (۱۹۶۸)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر میداند.
ـ مرحلة فلات قاره (پرکامبرین پسین – تریاس میانی)
ـ مرحلة بزرگ ناودیسی ( تریاس میانی – پلیوسن)
ـ مرحلة پس از کوهزایی (پلیوسن – زمان حال)
علوی (۱۹۹۴)، با توجه به رخسارههای سنگی و پیامد رویدادهای زمینساختی، سنگهای زاگرس را به واحدهای زمینساختی – چینهشناختی(Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم میکند:
۱)رخسارههای سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی
۲) رخسارههای فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه
۳) رسوبهای پیشخشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شدهاند.
اوبراین (۱۹۵۰)، بر پایة رفتارشناسی سنگها، ردیفهای رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم میکند:
۱) گروه پیسنگ (پرکامبرین)
۲)گروه متحرک زیرین، شامل سری هرمز به سن پرکامبرین پسین - کامبرین، به ضخامت تا ۴ هزار متر
۳)گروه مقاوم، شامل سازندهای زمان کامبرین تا میوسن ، به ضخامت ۶ تا ۷ هزار متر
۴)گروه متحرک بالایی، شامل سازند گچساران، با ۱۶۰۰ متر ضخامت
۵)گروه نامقاوم، شامل سازندهای میشان، آغاجاری، بختیاری، به ضخامت ۳ تا ۴ هزار متر
بررسی چینهنگاری ترادفی (Sequence Stratigraphy) پهنة زاگرس نشانگر آن است که این بخش از ایران، در فاصلة زمانی پرکامبرین – تریاس میانی بخشی از ابرقارة گندوانا بوده است. از تریاس میانی، با تکوین تتیس جوان، شرایط دریایی ویژهای بر آن حاکم بوده است. از کرتاسة پسین به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتیس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ایران مرکزی، محیطهای رسوبی از نوع همزمان با کوهزایی بودهاند. اگرچه پیشینة فاز کوهزایی در پلیوسن بوده است، ولی دگرشکلی، همچنان بر زاگرس تحمیل میشده است.
● زیرپهنههای زاگرس
برای بیان ویژگیهای عمومی زاگرس میتوان از تلفیق دو دیدگاه زمینریختشناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنة « زون راندگیها » و « زاگرس چینخورده » تقسیم کرد.
الف) زیرپهنة راندگیها (Thrust Zone) : این زون با پهنای ۱۰، تا ۶۵ کیلومتر، به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوههای زاگرس را تشکیل میدهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته میشود. زون راندگیهـا (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون راندگیهای همپوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، ۱۹۶۹)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده ( (Crushed Zone نامهای دیگری است که به این بخش داده شده است.
مرز شمال خاوری این زیر پهنه به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یک راندگی مهم بسته میشود که از شمال کوه کینو و جنوب دهنگان و کوه سبزو میگذرد (مطیعی، ۱۳۷۴).
در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگهای پرکامبرین دیده نشده است. سنگهای پرکامبرین پسین تا تریاس میانی آن رخسارة گندوانایی دارند و همسان دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگهای لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیک به ۳۵۰۰ متر بیشتر از نوع مارنهای گلوبی ژریندار، رادیولاریت، افیولیت و انباشتههای آواری از نوع فلیشاندکه گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراهاند. سنگهای یاد شده نشان میدهند که این بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوییک تا اوایل سنوزوییک گودترین بخش حوضة زاگرس بوده است. چنین مینماید که در اثر نیروهای کششی وابسته به رخداد کوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگیها کاهش یافته، به طوری که در بخش شمال باختری آن (کرمانشاه) در طی تریاس پسین – کرتاسه، گودی باریک و عمیق پدیدار شده و در آن رسوبهای شبه توربیدیت، متشکل از آهک (سنگآهک بیستون)، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانههای آتشفشانی انباشته شدهاند. ولی، در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته، موجب اقیانوسزایی و تشکیل مجموعههای افیولیتی گردیده است. گفتنی است که در ناحیة نیریز، آمیزههای افیولیتی یاد شده، به گونة دگرشیب، با سنگآهک مرجانی – ریفی کرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شدهاند، در حالی که بخش شمال باختری در نتیجةکوهزایی لارامید دچار چینخوردگی و دگرشکلی شده است. بدینسان میتوان نتیجه گرفت که :
۱) در زون راندگیها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمینساختی یکسان و همزمان نبودهاند.
۲) دگرشکلی زاگرس مرتفع کهنتر از بخش چینخوردة آن است.
گفتنی است که فالکن (۱۹۷۴)، به دو فاز چینخوردگی در این بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر کرتاسه رخ داده است که رابطة ناهمساز فلیشهای کرتاسه با رسوبات ائوسن میانی مبین آن است. فاز دوم را از اواخر میوسن تا امروز میداند که شدت آن در پلیوسن در بیشترین مقدار بوده است.
یکی از ویژگیهای زاگرس مرتفع، وجود راندگیهای فراوان است. شیب راندگیها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابهجایی آنها به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظة راندگی سنگهای کامبرین بر روی ردیفهای پلیوسن میتوان به تصوری از مقدار جابهجایی دست یافت (مطیعی، ۱۳۷۴). چنین وانمود میشود که در این محدوده، نخست چینها در کرتاسة پسین شکل گرفته و سپس در فاز بعدی، راندگیها به وجود آمده باشند (فالکن، ۱۹۷۴) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (۱۹۷۴) پدیدههای چینخوردگی و راندگی را به حرکتهای کوهزایی پس از پلیوسن نسبت میدهند.
کازمین و همکاران (۱۹۸۶)، فلسهای روراندة زاگرس مرتفع را نهشتههای انباشته در حاشیة غیر فعال سکوی عربستان میدانند که در محل جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مرکزی در بخشهای ژرف تتیس انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق، به صورت سفرههای نابرجا، بر روی سکوی عربستان رانده شدهاند.
ب)زیرپهنه زاگرس چینخورده (Folded Zagros) : زاگرس چینخورده، به گفتهای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر، ناوة (Trough) حاشیهای و کراتونی سپر عربستان است که در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادفهای ستبر رسوبی در آن انباشته میشده است. در گسترة زاگرس چینخورده، سنگهای پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، رخسارة گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی، توالیهای مزوزوییک و سنوزوییک آن، با رسوبهای همزمان دیگر نواحی ایران، رخسارههای سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخسارههای جنوب تتیس جوان است. این نکته نشان میدهد که از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چینخورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است.
در زاگرس چینخورده، رخنمونی از سنگهای پرکامبرین دیده نشده و حفاریهای نفتی نیز تاکنون به پیسنگ نرسیده است. با توجه به بررسیهای ژئوفیزیکی، باور بر این است که پیسنگ پرکامبرین زاگرس ادامة شمال – شمال خاوری سپر نوبی – عربی(Arabian – Nubian Shield) است که از شمال خاور افریقا تا عربستان و حتی در زیر حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبی روی پیسنگ، با مجموعهای از سنگ نمک، انیدریت، سنگآهک، دولومیت سنگهای آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز میشود که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود ۱۱۵ گنبد نمکی، از زمان ژوراسیک به بعد به سطح زمین رسیدهاند.
بین سنگهای کامبرین (سازند میلا) و اردویسین (سازند ایلبیک)، نبود چینهنگاشتی مهمی وجود ندارد. به نظر میرسد که یک نبود چینهنگاشتی مهم به بزرگی حدود ۴۰ میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانه سیلورین در ردیف پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینهشناختی دیگر به بزرگی بیش از ۷۰ میلیون سال، بین اواخر فرازنین از دونین، تمامی کربنیفر تا اشکوب ساکمارین(Sakmarian) از پرمین مشخص است. در پرمین پسین تمامی زاگرس در زیر یک پیشروی گسترده قرار گرفته که سازند دالان حاصل آن است. سنگهای تریاس زاگرس چینخورده، رخسارة کربناتی- تبخیری دارد و شامل دو سازند کنگان (در زیر) و دشتک (در بالا) است. رسوبات ژوراسیک تا نئوژن زاگرس چینخورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور همشیب بر روی توالی فلات قاره پالئوزوییک قرار دارند. در توالی ژوراسیک – نئوژن این ناحیه هیچگونه دگرشیبی ناحیهای دیده نمیشود با این حال، وجود گودیهای مستقل جدا شده با پشتههای برآمده، و به ویژه حرکتهای مشخص زمینساختی، موجب تغییراتی در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گردیده است. چنین تغییراتی به حرکتهای خشکیزای پیش از کوهزایی نسبت داده شده است که گاهی سبب پسروی کامل دریا، نبودهای رسوبی و حتی پدیدة لاتریتی شدن گردیده است.
● پهنه رسوبی– ساختاری مکران
« مکران » شامل کوههای خاوری – باختری است که از سواحل دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باختری این کوهها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی زاگرس جدا میشود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه مییابد. در امتداد محور لاس بلا، گسلهای چپگرد « چمن(Chaman Fault) » و «اُرناچ نال (Ornach Nal) » معرف یک زون ترادیسی بین زون فرورانش مکران و زون برخوردی هند – اوراسیا است. گفتنی است که از ۱۶۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران، حدود ۷۰ هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.
از دیدگاه زمینشناسی، اشتوکلین (۱۹۷۴) بر این باور است که این رشته کوه، یک زمیندرز کهن است که به چهره یک منشور بر افزایشی، از کرتاسه پسین یا ترشیری پیشین تا هولوسن، در فرا دیواره یک زون فرورانش کم ژرفا و کم شیب قرار دارد.
زمین ریختشناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری، شدت چینخوردگی و سنگ رخسارهها دارد. در یک نگاه کلی، بلنــدی این رشته کوه از شمال به جنوب کاستی میگیرد. اسنید (۱۹۷۰)، مکران را به سه واحد فیزیوگرافی « پـادگانههای دریایی » به موازات ساحــل، « نهشتههـای آبرفتی شمال پادگانههــا » و « تپهها و بلندیهای مکران » تقسیم میکند. از سیمای ریختشناختی شاخص مکران میتوان به آمیزههای رنگین، برونزدهای چهرهساز فلیشهای وحشی(Wild Flysch) ، آمیزههای زمینساختی(TectonicMelange) و سواحل بالا آمده ( (Raised Beach پلکانی، خلیجهای نعلـی شکل و گلفشانها اشاره کرد. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره پهنـــای کمی دارد و در فاصله ۲۵ کیلومتری از ساحل، ژرفای آب به ۲۰۰ متر میرسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسلهای راندگی از عوامل چهرهساز مکراناند.
● پهنه رسوبی– ساختاری کپهداغ
پهنه رسوبی – ساختاری کپهداغ شامل کوههای هزار مسجد در شمال خاور ایران است که در یک راستایWNWتاESE، از خاور دریای خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ایران، وارد خاک افغانستان میشود. در نتیجه، کپهداغ به عنوان یک میدان گازی بزرگ بین سه کشور ایران، ترکمنستان و افغانستان مشترک است. میدانهای گازی بسیار عظیم خانگیران در ایران، دولتآباد – دونمز، شاتلیک، گازلی، بایران علی و مهری در ترکمنستان و گوگر در افغانستان، در این حوضه کشف شدهاند (افشارحرب، ۱۳۸۰).
از نگاه جغرافیایی و کوهنگاری، کپهداغ بخشی از ادامه خاوری کوههای البرز است، ولی ویژگیهای زمینشناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، ۱۳۵۵).
مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشقآباد است که روند N ۳۱۰ درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپهداغ، دیدگاهها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمونهای ناپیوسته منشورهای برافزاینده تتیس کهن مشخص میشود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .
از نگاه ریختشناسی، کپهداغ منطقهای کوهستانی است که فازهای آلپ پایانی در شکلگیری سیمای امروزی آن نقش اساسی داشتهاند. ریختشناسی منطقه، جوان است و توپوگرافی ناحیه، رابطهای مستقیم با ساختارهای زمینشناسی دارد. به طور معمول، تاقدیسها ارتفاعات، و ناودیسها دشتهای میانکوهی را میسازند و سازندهای کربناتی مزدوران (ژوراسیک بالایی) و تیرگان (کرتاسه پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشتهای سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتاده کپهداغاند.
جدا از میدانهای عظیم گازی، جای گیری پهنه کپهداغ در فصل مشترک دو ابرقاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمینشناسان باشد. گریسباخ (۱۸۸۱)، شرکت نفت امیرانین (۱۹۳۸)، کلاپ (۱۹۴۰)، گانسر (۱۹۵۱)،گُلدشمیت (۱۹۵۲)، پَرَن (۱۳۳۵)، انصاری (۱۳۴۰) و از ۱۳۴۱ به بعد افشار حرب، پژوهشگرانی هستند که به زمینشناسی کپهداغ پرداختهاند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.
شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمینساختی حاکم بر پهنه کپهداغ شباهت به پهنه زاگرس دارد که از آن جمله میتوان به زمان چینخوردگی نهایی، روند عمومی چینها، نبود تکاپوهای ماگمایی، یکسان بودن رژیمهای فشارشی اشاره کرد.
+ نوشته شده در ساعت توسط مباشریان
|