دانلود مقاله گسل

اختصاصی از فی توو دانلود مقاله گسل دانلود با لینک مستقیم و پر سرعت .

 گسل
مقدمه:
پروسه تغیر شکل، ریختها و ترکیبهای مختلفی از سنگها را در مقیاسهای متفاوت ایجاد میکند. در یک سمت کوههای عظیم کره زمین قرار دارند و در سوی دیگر تنشهای موضعی باعث ایجاد ترکهای بسیار ریز در سنگ کف می¬گردد. از تمام این پدیده ها تحت عنوان "ساختارهای سنگی" یاد می¬شود. زمانی که یک مطالعه در منطقه انجام می¬پذیرد، زمین شناس ساختار غالب را تشخیص و توصیف می¬نماید. یک ساختار معمولا آنقدر عظیم است که فقط قسمت بسیار کوچکی از آن توسط یک بیننده، قابل مشاهده است. اغلب موارد، بیشتر سنگ کف توسط نباتات و یا رسوبات اخیر پنهان شده است. در نتیجه تهیه ساختار زمین شناسی باید بر اساس رخ نمودهای بسیار محدود که شامل مکانهایی است که کف سنگی در سطح زمین نمایان می¬باشد، انجام پذیرد. برخلاف تمام این مشکلات، برخی تکنیکهای ترسیم زمین شناسان را قادر به شناخت ساختارهای کنونی می¬سازد. در سالهای اخیر، این مسیر با کمک عکس برداری هوایی، تصویربرداری ماهواره¬ای و توسعه سیستم مکانیابی جهانی (GPS) هموارتر گردیده است. علاوه بر این تهیه پروفیل زمین با روش انعکاس لرزه¬ای و نیز حفر گمانه ها، در مورد ترکیب و ساختار سنگهای در عمق داده¬های زیادی را فراهم می-نماید.
در مکانهایی که سنگهای رسوبی موجود می¬باشند، تهیه ساختار سنگها ساده¬تر می¬گردد چرا که لایه¬های رسوبی معمولا بصورت افقی تشکیل می¬شوند. در صورتی که لایه¬ها بصورت افقی باقی مانده باشد، نشان میدهد منطقه احتمالا تحت تنش و تغییر شکل نیست. ولی اگر لایه ها خمیده، مایل، یا شکسته شده باشند، نشان دهنده تغییر شکل پس از رسوبگذاری است.
گسلها
گسلها شکستگیهایی در پوسته زمین هستند که در طول آنها تغییر شکلهای قابل توجهی ایجاد شده است. گاهی اوقات گسلهای کوچک در ترانشه های جاده، جائی که لایه های رسوبی چند متر جابجا شده اند، قابل تشخیص هستند. گسلهایی در این مقیاس و اندازه معمولا بصورت تک گسیختگی جدا اتفاق می¬افتد. در مقابل گسلهای بزرگ، شامل چندین صفحه گسل درگیر می¬باشند. این منطقه های گسله، می¬توانند چندین کیلومتر پهنا داشته باشند و معمولا از روی عکسهای هوایی راحتتر قابل تشخیص هستند تا سطح زمین.
در واقع حضور گسل در یک منطقه نشان می¬دهد که در یک زمان گذشته، در طول آن جابجایی رخ داده است. این جابجایی¬ها می-توانسته یا بصورت جابجائی آرام باشد که هیچ گونه لرزشی در زمین ایجاد نمی¬کند و یا اینکه بصورت ناگهانی اتفاق بیفتد که جابجایی های ناگهانی در طول گسلها عامل ایجاد اغلب زلزله ها می¬باشد. بیشتر گسلها غیر فعال هستند، و باقیمانده¬ای از تغییر شکلهای گذشته می¬باشند. در امتداد گسلهای فعال، حین جابجائی فرسایشی دو قطعه پوسته¬ای در کنار هم، سنگها شکسته و فشرده می¬شوند. در سطح صفحات گسلی، سنگها بشدت صیقلی و شیاردار می¬شوند. این سطوح صیقلی و شیاردار به زمین شناسان در شناخت جهت آخرین جابجایی ایجادشده در طول گسل کمک می¬کند. که زمین شناسان بر اساس جهت حرکت گسلها، آنها را به انواع مختلفی تقسیم بندی می¬کنند که در قسمت انواع گسلها به این تقسیم بندی می¬پردازیم.
مشخصات گسلها
برای تعریف گسلها، از مشخصات هندسی آنها، یعنی موقعیت قرارگیری آنها در یک فضای سه بعدی، استفاده می¬شود که عمده¬ترین این مشخصات هندسی راستا و شیب می¬باشند. شناخت این پارامترها در سطح، زمین شناسان را قادر می¬سازد تا ساختار سنگها و گسلها را در زیر زمین و قسمتهای دور از دیدشان، پیشبینی نمایند.
راستا[1]: جهت و راستای خط تلاقی صفحه گسل با افق تحت عنوان راستا شناخته می¬شود. راستا معمولا بصورت زاویه¬ای با شمال مشخص می¬گردد. برای مثال عبارت N20E نشان می¬دهد که راستای گسل 20 درجه به سمت شرق نسبت به جهت شمال متمایل است.
شیب[2]: عبارتست از شیب سطح یک توده سنگی یا صفحه گسل، نسبت به صفحه افق. شیب شامل زاویه انحراف و نیز جهت آن میباشد. جهت متصور شدن شیب یک گسل، بخاطر سپاری این نکته است که آب همیشه در صفحه موازی با شیب گسل به سمت پایین جاری خواهد شد.

شکل: نمایش خط راستا و شیب و نیز جهت شیب

شکل: نمایش خط راستا و شیب و نیز جهت شیب

برای نمایش گسلها بر روی نقشه¬های زمین شناسی، بدین ترتیب عمل می¬شود که با یک خط راستای گسل را نشان میدهند و با یک خط کوتاهتر و عمود بر خط قبلی، جهت شیب را مشخص کرده و درجه شیب را در کنار آن مینویسند.

انواع گسلها
تقسیم بندی گسلها فقط بر اساس هندسه و جهت جابجائی نسبی ایجاد شده در آنها صورت می¬پذیرد. گسلهای راستا لغز و گسلهای شیب لغز دو تقسیم بندی کلی گسلها میباشند که در زیر تعاریف مربوط به آنها آورده می¬شود.
گسلهای امتداد لغز
گسلهایی که امتداد اصلی لغزش در امتداد راستای گسل باشد، گسل امتداد لغز نامیده میشوند. بر اساس جهت حرکت در امتداد راستای گسل، گسلهای چپ گرد و یا راست گرد را میتوان تشخیص داد. نحوه تشخیص بدین ترتیب است که اگر در یک سمت از گسل بایستیم و حرکت سمت دیگر را نظاره نماییم، اگر حرکت آن از سمت چپ به راست باشد، گسل راست گرد و در حالت برعکس چپ گرد خواهد بود. بعنوان مثال شکل زیر یک گسل امتداد لغز راست گرد را نشان میدهد.


گسلهای شیب لغز:
گسلهایی که امتداد اصلی لغزش موازی جهت شیب گسل باشد، گسلهای شیب لغز نامیده می¬شوند. گسلهای شیب لغز نرمال[3] و معکوس[4] بر اساس جهت حرکت دو قطعه نسبت به هم تعریف میشوند. در صورتی که نیروی وارده فشاری بوده و دو قطعه را به هم نزدیک کند، گسل شیب لغز معکوس و در صورت دو شدن دو قطعه از هم گسل شیب لغز نرمال نامیده میشود.
بر اساس حرکتهای قائم دو قطعه نسبت به هم، فرا دیواره و فرو دیواره قابل تشخیص است. در زبان انگلیسی به فرا دیواره Hanging wall ( دیواره آوریز ) و به فرو دیواره Footwall اطلاق میشود. دلیل این نامگذاری برمیگردد به معدنکارانی که در معادن زیر زمینی کار میکردند. چون غالبا معادن در محل تقاطع دو قطعه قرار دارند، فرا دیواره سقف معادن را تشکیل میدهد که محل آویزان کردن چراغها در داخل معادن بود (Hanging wall) و فرو دیواره کف معدن یا محلی که پا بر روی آن قرار میگیرد است که به آن Footwall اطلاق می شود. در زبان فارسی از دو اصطلاح فرا دیواره و فرو دیواره برای نامگذاری استفاده میشود.


شکل: فرا دیواره و فرو دیواره در گسل معکوس

در عمل لغزش گسل، ترکیبی از شیب لغز و راستا لغز می¬باشد که گسل مایل نامیده میشود. در شکل زیر تمام حالتهای ممکن به نمایش گذاشته شده است.



گسلها شکستگی‌هایی همراه با تغییر مکان نسبی اند که در آن ها به موازات سطح گسل جابه جایی دیده نمی‌شود. طول و جابجایی گسلها بین چند سانتی متر تا چندین کیلومتر متغیر است.
عناصر گسل
امتداد : شیب وامتداد گسل ها همانند شیب و امتداد طبقات، اندازه گیری می شود . بنابراین امتداد گسل امتداد خطی افقی در سطح گسل است که مقدار آن بابیان زاویه ای نسبت به شمال مشخص می شود.
شیب : زاویه‌ی بین سطح افق و سطح گسل راشیب گسل می نامندشیب گسلها اغلب بسیار متغیراست به طوری که شیب زیاد یک گسل در سطح زمین می تواند در اعماق کم شده و حتی به صفر نزدیک شود. تغییرات شیب تابع ناهمگنی سنگها و نوع آن هاست . انغطاف پذیری سنگها موجب کاهش شیب می شود .
کمر بالا و کمر پایین : قطعه‌ی روی سطح گسل را کمر بالا و قطعه‌ی زیرین آن را کمر پایین می‌نامند.


انواع گسل
بر اساس نحوه و میزان حرکت نسبی در امتداد گسل‌ها که ناشی از نحوه تشکیل آنها است، گسل‌ها را به رده هایی زیر تقسیم می نمایند.
گسل عادی normal fault
گسل معکوس reverse fault
گسل امتداد لغز strick slip fault

گسل امتداد لغز strick slip fault
در گسل های امتداد لغز جابه جایی به موازات امتداد گسل روی می دهد و بر اساس جهت حرکت قطعات طرفین گسل نسبت به شخص ناظر به دو دسته ی راست لغز و چپ لغز تقسیم می شود.اگر در امتداد طبقه جابه جا شده به سطح گسل نگاه کنید ، در صورتی که قطعه فوق به طرف راست حرکت کرده باشد راستگرد و در حالت عکس چپ گرد نامیده می شود.


گسل معکوس revers fault
گسلی را معکوس نامند که در آن کمر بالا به طرف بالا حرکت کرده و شیب آن بیش از 45 درجه باشد گسل معکوس به حالت راندگی و رواندگی دیده می شود.

راندگی Trust fault
گسل معکوس که شیب آن کمتر از 45 درجه و بیشتر از 10 درجه باشد ، را راندگی گویند. در راندگی ممکن است کمر بالا به طرف بالا حرکت کرده و کمر پایین ثابت مانده باشد و یا کمر پایین به طرف بالا حرکت نماید و کمر بالا ثابت مانده باشد.
رواندگی overthrust fault
گسل روراندگی ، نوعی گسل معکوس است که شیب آن زاویه ای کمتر از 10 درجه دارد. و لغزش کلی آن زیاد است .

گسل عادی
گسلی را عادی گویند که کمر بالا نسبت به کمر پایین به طرف پایین حرکت نموده باشد . شیب متوسط گسل‌های عادی بین....تا...درجه متغیر است که ممکن است کمتر نیز باشد . در گسل عادی گاهی ممکن است که شیب سطح گسل در جهت شیب طبقات باشد ولی گاهی نیز شیب گسل در خلاف جهت شیب طبقات است . در گسلهای عادی گاهی پدیده های پایین افتادگی و یا بالا آمدگی نیز دیده می شود .

پایین افتادگی Graben
اگر بر اثر دو گسل عادی با لغزش نسبتاً‌ مساوی، قطعه‌ای از زمین از نواحی اطراف پایین‌تر قرار گیرد به آن پایین افتادگی یا گرابن گویند.
بالا افتادگی Horst
اگر بر اثر دو گسل عادی با لغزش تقریباً مساوی، قطعه‌ای از زمین نسبت نواحی اطراف خود بالاتر قرار گیرد، به آن هورست یا بالا آمدگی می‌گویند.

A. راندگی B. گسل معمولی C. گسل امتدادلغز
به گسیختگی و یا شکست بخشی از پوسته زمین که به جابجایی چینه‌های آن می‌انجامد گُسَل یا گُسَله گفته می‌شود.
گسل‌های بزرگ در پوسته زمین نتیجه حرکت برشی زمین هستند و زمین‌لرزه‌ها نیز نتیجه نیروی رهاشده در حین لغزش سریع لبه‌های یک گسل به هم است. بزرگ‌ترین نمونه‌های گسل، مرزهای میان ورقه‌های زمین‌ساختی کره زمین است. از آنجا که یک گسل معمولاً از یک شیار مستقیم و مرتب تشکیل نشده و ناحیه‌ای از تغییر شکل‌های پیچیده زمین را در بر می‌گیرد معمولاً بجای گسل از «منطقه گسلی» صحبت می‌کنند.
گونه‌ها
طبقه‌بندی زایشی گسل‌ها
• گسل معکوس (RERVERSE) :
گسلی است که در آن کمر بالا(فرادیواره) به طرف بالا حرکت کرده باشد.
گسل معکوسیکه شیب آن کمتر از ۴۵ درجه و بیشتر از ۱۰ درجه باشد را گسل راندگی(THRUST) گویندو اگر شیب گسل کمتر از 10 درجه باشد ان را رورانده(OVER THRUST)مینامیم. توجه:گسل های رورانده ای که وسعت زیادی دارند را NAPPE (سفره)هم مینامند.
• گسل امتدادلغز (Strike Slip Fault یا Transcurrent Fault).
در این گسلها جابجایی کلی (لغزش کلی) در راستای امتداد گسل است، یعنی لغزش امتدادی بر لغزش شیبی برتری دارد. این نوع گسل دو حالت راست‌لغز(DEXTRAL) و چپ‌لغز(SINISTRAL) دارد. گسل نرمال(NORMAL): در این نوع از گسل فرا دیواره به سمت پایین حرکت میکند توجه:گسل های نرمال کم شیب را گاهی اوقات LAG هم مینامند
طبقه بندی براساس شیب سطح گسل
• گسل‌های پرشیب (High angle faults)
• گسل‌های کم شیب (Low angle faults)
• گسل‌های قائم (Vertical faults)
طبقه‌بندی براساس حالت گسل نسبت به چینه‌بندی
• گسل چینه‌ای (Bedding Fault) (طبقه‌ای)
• گسل مطابق و نامطابق
طبقه‌بندی براساس وضعیت گسل نسبت به طبقات اطراف
• گسل امتدادلغز (Strike Slip Fault)
• گسل مورب‌لغز (Oblique Slip Fault)
• گسل طولی (Longitudinal Fault)
• گسل عرضی (Transvers Fault)
• گسل شیب‌لغز (Dip Slip Fault)
• گسل چرخشی (Pivotal Fault) یا محوری
طبقه‌بندی گسلها براساس طرح آنها
در این روش گسلها را بر مبنای وضعیت آنها نسبت به یکدیگر طبقه‌بندی می‌کنند. در این تقسیم‌بندی:
• گسل‌های موازی (Parallel Fault)
• گسل‌های محیطی (Peripheral Fault)
• گسل‌های پَرمانند (Feather Fault)
• گسل‌های پوششی (En Echelon Fault) (پله‌ای)
• گسل‌های شعاعی (Radial Fault)
در مورد زمین شناسى شمالغرب کشور میتوان گفت فلات آذربایجان ازدید بیشتر زمین شناسان ادامه زون البرز غربى – آذربایجان است ولى اشتوکلین ( 1968 ) بخش اعظم آذربایجان را ادامه زون ایران مرکزى دانسته ومى نویسد که رشته کوه البرز وزاگرس درانتهایى ترین بخش نواحى آذربایجان به یکدیگرمى رسند وآذربایجان ازنظر جغرافیائى , قسمتى ازایران مرکزى محسوب شده وازنظر ساختمان زمین شناختى نیزخصوصیات زون ایران مرکزى را دارست . به باور ( ج . افتخارنژاد 1359 ) دوشکستگى مهم سلطانیه – تبریز , زرینه رود – ارومیه عامل اصلى ناهمسانى بسیار مشخص رخساره ها درآذربایجان شده است . ایشان مى نویسد که خطواره زرینه رود– ارومیه جداکننده کمربندهاى فلیشى خاور دریاچه ونهشته هاى سکوى قاره اى ایران مرکزى است. ریخت امــــرزى این فلات , مــــــشابه سایرنقاط ایران وابــــــسته به فازهاى آلپى جوان میباشد که عمده ترین عامل شکل گیرى ساختمانى منطقه است ولى بطور کلى میتوان گفت که فلات آذربایجان ازنظر ساختمانى با فعالیت شدید آتشفشانى درسنوزوئیک ( ترسیر وکواترنر) مشخص میگردد, که این فــــعالیت ازائوسن تا کواترنر درپهنه اى گســــترده درفلات آذربایـــجان نمایان میباشد . برپایه اطلاعات نقشه هاى زمین شناسى منطقه ولکانیک هاى آذربایجان با ترکیب شیمیایى آلکالن ونبود گدازه هاى تیپیک کالک آلکالن و وجود کانى هاى آنالیسم دراین گدازه ها چهره شاخص این کمربند ولکانیکى است که قابل مقایسه با ولکانیک هاى ارمنستان وقفقاز کوچک میباشد. تاثیرات تکتونیکى , برپایى عظیم آتشفشانهاى سبلان وسهند , دراواخرترسیر وکواترنر, یکى ا زمشخصه هاى مهم این فلات است . گدازه هاى بازالتى آتشفشان بزرگ آرارات که درکشور ترکیه واقع شده , بخشى ازدشت هاى شمالغربى آذربایجان ( ماکو ) را پوشانده که گواهى برآخرین فعالیت هاى آتشفشانى دراین فلات میباشد. بلندترین نقطه این فلات درقله سبلان داراى ارتفاعى 4814 متربوده وگودترین منطقه این فلات نیزدرحوضه رسوبى دشت مغان که خود بخشى اززون فرو افتاده کورا – ارس که آنهم احتمالاً باقیمانده حوضه بزرگ رسوبى اقیانوس تتیس بوده واقع شده است که داراى ارتفاعى حدود 50 متربالاتراز سطح دریاى آزاد میباشد.حوضه رسوبى – ساختارى آذربایجان حوادث بسیارزیادى را پشت سرگذاشته که آثار آن ازپرکامبرین تا به امـــــروز قابل مــــشاهده است . درمنطقه آذربایجان برونزدهایى ازســــــنگ هاى رسوبى دگرگونه وسنگ هاى رسوبى بدون دگرگونه ( سازند کهر ) متعلق به زمان پرکامبرین وجود دارد . به باورشمارى اززمین شناسان سنگهاى دگرگونه ازنگاه چینه شناسى درزیرقدیمى ترین رسوبات , نادگرگونه قراردارند که درون آنها توده هاى نفوذى وسنگهاى آتشفشانى پرکامبرین پسین دیده میشود . رسوبات پلاتفرمى پرکامبرین بالایى و کامبرین دربرگیرنده سازندهاى سلطانیه , باروت , زاگون , لالون ومیلا درسطح بسیاروسیعى ازآذربایجان رخنمون دارند . ولى دربخش عمده اى ازمناطق آذربایجان نبود چینه اى طولانى درطى دوره هاى اردویسین , سیلورین , دونین و کربونیفر مشاهده میشود که علت اصلى واساسى این نبود طولانى را به جنبش هاى خشکى زائى کالدونین و هرسینین نسبت میدهند. حال آنکه نهشته هاى پرمین در منطقه آذربایجان ازگسترش بسیارزیادى برخوردارند که اغلب بطور پیشرونده برروى واحدهاى کهن قرارمى گیرند وعلت آنرا حرکات خشکى زایى وارسکین مى دانند که با واحدهاى آوارى شروع شده وبه سنگ آهک هاى کربناته ختم مى گردند. هرچند که درخیلى ازمناطق آذربایجان , خصوصاً در مناطق غربى وجنوبى نهشته هاى کربناته پرمین توسط گسل هاى تراستى کم شیب برروى واحدهاى مختلف کهن وجوانتررانده شده اند . تداوم رسوبگذارى پرمین به تریاس نیز درپاره اى ازمناطق آذربایجان قابل مشاهده است که یکى ازکامل ترین برش ها دراین زمان درمنطقه مرزى جلفا ازسال 1878 تاکنون درخورتوجه است . نهشته هاى متعلق به زمان مزوزوئیک وسنوزوئیک , بطور گسترده درمناطق مختلف شمالغرب ایــــــران برونزد دارند ولى اثرات فاز چین خوردگى کیمرین را درناهمسازى قاعده رسوبات ژوراسیک ( سازند شمشک ) وکرتاسه زیرین ( نئوکومین ) ونیزناپیوستگى بین سنگ هاى کرتاسه زیرین وکرتاسه بالا را درخیلى ازمناطق آذربایجان میتوان مشاهده نمود . حد بین کرتاسه زیرین با کرتاسه بالایى را به فاز کوهزایى استرین ( اتریشى ) مربوط میدانند. درخاتمه کرتاسه ودرحدفاصل آن با ترشیارى , حرکات کوهزایى مربوط به فاز لارامین ( لارامید) درمنطقه شمالغرب ایران تاثیرگذاشته وعمدتاً دگرشیبى زاویه دارى را میان این دو دوره ( کرتاسه – ترسیر) به جا گذاشته است ومتعاقب آن فعالیت آتشفشانى شدیدى با گسترش زیاد سنگ هاى آتشفشانى همراه است که درترشیارى نیزادامه مى یابد. وجود دگرشیبى و کنگلومراى قاعده اى ائوسن رانیزمیتوان به حرکات کوهزایى پیرنه ( 37- 40 میلیون سال قبل ) نسبت داد درنقاط مختلفى دگرشیبى دیگرى درقاعده رسوبات الیگوسن دیده میشود. ونیزدگرشیبى پى میوسن که دراغلب نقاط آذربایجان دیده میشود میتوان به این حرکات نسبت داد.رسوبات سازند قرمزفوقانى ( میوسن میانى – فوقانى ) بطورناپیوسته ودربعضى نقاط با دگرشیبى برروى رسوبات سازند قم ( به سن الیگو – میوسن ) قرارگرفته است که مى تواند درارتباط با فاز استرین ( 17-22 میلیون سال قبل ) باشد . نهشته هاى زمان پلیوسن نیزاغلب درهمه جاى آذربایجان با دگرشیبى زاویه دار برروى واحدهاى قدیمى‌تر جاى گرفته اند که درارتباط با جنبش هاى کوهزایى آلپى جوان میباشد. بلاخره اثرات فازپاسادانین درفاصله زمانى پلیو- پلئیستوسن ( 8/1 -2 میلیو ن سال ) باعث چین خوردگى رسوبات پلیوسن گردیده ومتعاقب آن فعالیت ولکانیکى تجدید شده دراکثرنقاط آذربایجان قابل مشهود است . بخش به نسبت گسترده اى ازمنطقه غرب آذربایجان را که ( م . ح . نبوى 1355) آنرا زیرعنوان زون خوى – مهاباد اززون البرز – آذربایجان جدا نموده است , ملانژ افیولیتى پوشش میدهد که هرکدام ازسنگ هاى تشکیل دهنده این زون سرگذشت جداگانه اى دارند ودرطى فرآیندهاى ویژه زمین ساختى ورسوبى درکنار یکدیگرجاى گرفته اند, که متشکل ازسنگ هاى اولترابازیک , بیشترسرپانتینیت , پریدوتیت , گابرو, بازالت , دیوریت , آندزیت وسنگ هاى دگرگونه شیست سبز , آمفیبولیت به همراه سنگ هاى رسوبى نواحى ژرف , مانند چرت هاى رادیولاریتى وسنگ آهک پلاژیک است .گسل هاى پرشمار وفراوانى درمنطقه آذربایجان وجود دارد که بیشترآنها به سبب عملکرد هایشان ازاهمیت ویژه اى برخوردارند . برخى ازاین گسله ها , آبرفت هاى کواترنرراگسسته وفعال هستند وشمارى ازاین گسل ها نیزبسیارژرف هستند ودنباله آنها تا پى سنگ منطقه نیزکشیده میشود.افتخارنژاد مى نویسد که دوشکستگى مهم سلطانیه – تبریز و زرینه رود – ارومیه عامل ناهمسانى بسیارمشخص رخساره ها درآذربایجان شده اند.در مورد البرزغربى - آذربایجان ‏، در یک بررسى دقیق تراز دیدگاه زمین شناسى ایران میتوان گفت :
پرکامبرین پسین در البرز – آذربایجان :
با توجه به یافته‌هاى جدید، سنگ‌هاى پرکامبرین پسین البرز - آذربایجان منحصر به سازند بایندور و دو عضو زیرین سازند سلطانیه است. سازند هزارچال که گاه به سن پرکامبرین پسین و گاهى به کامبرین منسوب شده، یک واحد سنگ‎چینه‎اى پرسش‎آمیز است که نیاز به بازنگرى دارد.
سازند بایندور توسط اشتوکلین و همکاران (1964) در کوه بایندور واقع در جنوب خاورى زنجان، به ضخامت 498 متر، مطالعه و معرفى شده است. این سازند، شامل ماسه‎سنگ‎هاى ارغوانى، شیل‌هاى میکادار سیلتى و شیل‌هاى ماسه‌اى دانه ریز است که میان لایه‌هایى از دولومیت‌هاى قهوه‌اى استروماتولیت‌دار دارد. جلبک‌هاى استروماتولیتى و آرکئوسیاتیدها تنها سنگواره‌هاى موجود ‌است که فقط در میان‌لایه‌هاى دولومیتى دیده مى‌شوند که به طور عموم به نوپروتروزوییک پسین (وندین) نسبت داده شده‌اند.مرز زیرین سازند بایندور با گرانیت دوران از نوع دگرشیبى آذرین پى است ولى گاه (در قره‌داغ) بایندور با سازند کهر ارتباط ناپیوسته دارد. در بالا، سازند بایندور به طور هم‎شیب و پیوسته با سازند سلطانیه پوشیده مى‌شود.گسترش جغرافیایى سازند بایندور محدود به کوه‌هاى سلطانیة زنجان و شمال باخترى آذربایجان (کوه‌هاى مورو، میشو، مهاباد، غرب ارومیه) است. اگرچه در پاره‌اى از نقاط البرز مرکزى (دماوند، فیروز‌کوه، دامغان) بعضى از ردیف‌هاى سنگى را با سازند بایندور مقایسه کرده‌اند، ولى در این مورد اطمنیان چندانى وجود ندارد.گفتنى است که حمدى (1374) سازند بایندور را به سن ژوراسیک – کرتاسه مى‌داند ولى مطالعات پالینولوژى قویدل (1374 ) همچنان مؤید سن نوپروتروزوییک پسین (Late Riphean) است که قابل قبول‌تر است.
« عضو‌هاى 1 و 2 سازند سلطانیه »، در محل بُرش الگو (کوه‌هاى سلطانیه)، سازند سلطانیه از سه عضو دولومیت پایینى (123متر)، شیل چَپُقلو (247 متر) و دولومیت بالایى (790متر) تشکیل شده است. مطالعات بعدى (حمدى، 1372) نشان داد که سازند سلطانیه را مى‌توان به 5 عضو تقسیم کرد و در ضمن مرز پرکامبرین - کامبرین به تقریب در لایه‌هاى آغازین سومین عضو این سازند قرار دارد. به همین رو، بخشى از سازند سلطانیه که سن پرکامبرین پسین دارد، منحصر به عضوهاى 1 (دولومیت پایینى) و 2 (شیل پایینى) این سازند است.
« عضو دولومیت پایینیLower Dolomite Mbr.) )»، شامل تا 25 متر دولومیت لایه‌اى چرت‌دار، خاکسترى تیره حاوى فسیل‎هاى پوسته‎دار است این عضو در بیشتر نقاط وجود ندارد و سلطانیه با عضو شیل پایینى آغاز می‎شود.
« عضو شیل پایینى (Lower Shale Mbr.) »، شامل 120 متـر شیل‌هاى رُسى – سیلتـى میکا‌دار و گاهى ماسه‌دار ریز دانه است که حـاوى عدسى‌هایى از سنگ‎آهک سیـلت‌دار است Chuaria circularis Walcot و آکریتارک‎ها ((Acritachs از سنگواره‎هاى شاخص این عضو است که سن وندین را نشان می‎دهند.
جدا از سازند بایندور و عضوهاى 1و 2 سازند سلطانیه، در بعضى از نقاط آذربایجان (مهاباد، تکاب و غرب ارومیه) در مرز میان سازند کهر (در زیر) و سازند بایندور (در بالا )، یک واحد سنگ چینــه‌اى آتشفشانى – رسوبى، به ضخامت حــدود 1140 متر وجود دارد که به نام «سازند قره‌داش» نام‎گذارى شده که بیشتر شامل گدازه‌هاى ریولیتى قلیایى، توف‌هاى اسیدى، شیل‌هاى ماسه‌اى میکادار ارغوانـى است. این گدازه‌ها معـادل خروجــى فاز گرانیت‌زایى رخـداد کاتانـگایـى « گرانیت دوران » هستند و لذا به رغم جایگاه چینه‌شناسى (بین کهر و بایندور)، شایسته است از مجموعة پرکامبرین جدا باشند

فرمت این مقاله به صورت Word و با قابلیت ویرایش میباشد

تعداد صفحات این مقاله31    صفحه

پس از پرداخت ، میتوانید مقاله را به صورت انلاین دانلود کنید