مبانی زمین شناسی ساختمانی


مبانی زمین شناسی ساختمانی



آشنایی
گسل‌ها عبارت از شکستگی‌هایی هستند که در آنها ، سنگهای طرفین صفر شکستگی ، به موازات این صفحه لغزش پیدا می‌کنند و به کمک همین مشخصه ، می‌توان آنها را از درزه‌ها تشخیص داد. لغزش گسل‌ها در انواع مختلف متفاوت است. از چند میلیمتر تا چندین کیلومتر تغییر می‌کند.
در بعضی موارد ، یک گسله به صورت مجزا دیده می‌شود ولی در پاره‌ای حالات ، چندین گسله موازی و نزدیک به هم دیده می‌شوند که به نام منطقه گسله نامیده می‌شوند. گاهی نیز بدون این که یک شکستگی مشخص در سنگها دیده ‌شود، سنگها نسبت به هم تغییر مکان می‌یابند که منطقه بین آنها ، به نام منطقه برش موسوم است.
مشخصه‌های گسله‌ها
مهمترین مشخصه‌های گسله‌ها به شرح زیر است:
امتداد گسل :از آنجا که در بسیاری حالات ، صفحه گسل یک سطح مستوی و یا حداقل در منطقه مورد مطالعه ، به حالت مستوی است، لذا شیب و امتداد صفحه گسل را همانند شیب و امتداد طبقات اندازه گیری می‌نمایند. در حالت کلی ، امتداد گسل ، امتداد یک خط افقی در سطح گسل است، که مقدار آن نسبت به شمال بیان می‌شود.


شیب گسل :زاویه بین سطح افق و سطح گسل را شیب گسل می‌نامند. در این رابط متمم زاویه شیب به نام هید ( Hade از زاویه بین) تعریف می‌شود.


زاویه ریک یا پیچ:این زاویه عبارتست از زاویه بین خطی که اثر حرکت گسل را در روی صفحه آن نشان می‌دهد با خط افقی که در صفحه گسل برنامه دارد.


زاویه میل :زاویه بین خط موجود در صفحه گسل با صفحه افقی را زاویه میل نامند.


کمر بالا و کمر پایین ( فرا دیواره و فرو دیواره ) :قطعه روی سطح گسل را کمر بالا و قطعه زیر آن را کمر پایین می‌نامند. این اصطلاحات در مورد گسلهای قائم صادق نیست، چون در این حالت بالا و پایین سطح گسل مفهومی ندارد.
تقسیم‌بندی گسلها
گسلها را بر اساس اصول مختلف طبقه‌بندی می‌کنند که از آن جمله می‌توان به موارد زیر اشاره کرد:


طبقه‌بندی بر اساس شیب صفحه گسل :



گسل پرشیب :در این نوع گسل شیب صفحه گسل ، بین 30 تا 80 درجه می‌باشد.
گسل کم شیب :در صورتیکه شیب صفحه گسل از 30 درجه کمتر باشد، گسل را کم شیب می‌نامند.
گسل عمودی :اگر شیب صفحه گسل بیشتر از 80 درجه باشد، گسل را عمودی می‌نامند.


طبقه‌بندی زایشی گسلها :


اساس این طبقه‌بندی ، نوع حرکت نسبی در امتداد گسلها است که خود ناشی از نحوه تشکیل و مکانیسم توسعه گسل است. بر همین اساس ، گسلهای زیر در این رده برنامه می‌گیرند.



گسل‌ نرمال یا عادی :
به این نوع گسل ، گسل مستقیم یا وزنی نیز می‌گویند که در آن کمر بالا نسبت به کمر پایین به طرف پایین حرکت کرده است. این گسل‌ها بر اساس حالت گسل نسبت به چینه‌بندی به انواع زیر تقسیم می‌شوند:

گسل مطابق :
در این حالت شیب سطح گسل در جهت شیب طبقات است.
گسل نامطابق :در این حالت شیب سطح گسل در خلاف جهت شیب طبقات است.


گسل معکوس :گسل معکوس ، گسلی است که در آن کمر بالا به طرف بالا حرکت کرده باشد. در حالت کلی شیب گسل بیشتر از 45 درجه است. گسل معکوس به دو حالت زیر دیده می‌شود:


راندگی ( سوارشدگی ) :به گسل معکوسی که شیب آن کمتر از 45 درجه باشد، راندگی گویند. این گسل به نام گسل زیر رانده نیز معروف است.


رو راندگی :
گسل رو رانده ، گسل معکوسی است که زاویه شیب آن کمتر از 10 درجه و لغزش کلی آن زیاد باشد.


گسل امتداد لغز :در این گسلها جابجایی کلی ( لغزش کلی ) به موازات امتداد گسل است، یعنی لغزش امتدادی غالب بر لغزش شیبی است.



طبقه‌بندی بر اساس حالت گسل نسبت به چینه‌بندی :



گسل چینه‌ای :در این حالت سطح گسل موازی سطح چینه‌بندی است.
گسل مطابق و نامطابق :بر حسب اینکه شیب گسلها در جهت یا خلاف جهت شیب طبقات باشد، گسل مطابق یا نا مطابق مطرح است.


طبقه‌بندی بر اساس وضعیت گسل نسبت به طبقات اطراف :
وضعیت گسل نسبت به طبقات مجاور اساس این طبقه‌بندی را تشکیل می‌دهد و در آن گسلها به انواع زیر تقسیم می‌شوند:



گسل امتدادی :گسلی است که امتداد آن موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه‌بندی است.
گسل مورب :گسلی است که امتداد آن موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه‌بندی است.
گسل طولی :در گسل طولی امتداد گسل با امتداد لایه‌بندی هم جهت است.
گسل عرضی :چنانچه امتداد گسل بر امتداد لایه بندی یا ساختهای زمین‌شناسی ناحیه عمود یا تقریبا عمود باشد، گسل را عرضی می‌نامند.
گسل شیبی :در گسل شیبی ، امتداد گسل موازی یا تقریبا موازی جهت شیب لایه‌بندی و یا سیستوزیسته سنگهای اطراف است.
گسل چرخشی :
نوعی گسل است که در آن یک یا هر دو قطعه گسل حول یک محور که عمود بر سطح گسل است، دوران نموده است.


طبقه‌بندی گسلها بر اساس طرح آنها:در این روش گسلها را بر مبنای وضعیت آنها نسبت به یکدیگر طبقه‌بندی می‌نمایند، این تقسیم‌بندی، شامل انواع زیر می‌شود:



گسلهای موازی :این گسلها دارای شیب و امتداد یکسان یا تقریبا یکسان بوده و با یکدیگر موازیند.
گسلهای شعاعی: این گسلها تقریبا همگی از یک نقطه منشعب می‌شوند. این گسلها معمولا بر روی گنبدها تشکیل می‌شوند.
گسل پر مانند :از به هم پیوستن گسلهای فرعی به اصلی، منظره پر یا شاخه مانند ایجاد می‌شود.
گسلهای محیطی :
طرح این گسلها به صورت دایره یا قوسی از دایره است.
گسلهای پوششی :
به گسلهایی اطلاق می‌شود که حالت پله‌ای دارند و یکدیگر را می‌پوشانند.
نشانه‌های شناسایی گسل‌ها
نشانه‌های شناساسی گسلها را می‌توان به دو گروه نشانه‌های خارجی و نشانه‌های داخلی تقسیم کرد:


نشانه‌های خارجی تشخیص گسل‌ها :عملکرد گسلها بر روی زمین باعث جابجایی ، قطعه ، تکرار لایه‌ها و یا ساختهای دیگر زمین شناسی می‌شود، نشانه‌هایی که در این گروه جای می‌گیرند، شامل موارد زیر است:



خطواره‌ها ( انتظامهای خطی ):
وجود هر نوع شکل خطی طویل و غیر عادی در سطح زمین ، خطواره‌ها نشانه‌ای لازم ولی غیر کافی برای یک گسل‌اند، زیرا خطواره‌ها ممکن است به دلیل وجود درز، دایک، لایه‌بندی یا تورق نیز ایجاد شوند.
پرتگاه:
وجود پرتگاههای پر شیب و طویل با سطحی نسبتا صاف.


جابجایی :
جابجایی رشته ارتفاعات یا رودخانه‌ها یا دیگر اشکال ژئومورفولوژیکی.


قطع شدگی :
قطع و محو شدن ناگهانی ارتفاعات یا برجستگی‌ها.


رودهای جوان شده :
بر اثر کج شدن زمین ، جهت جریان در رودها و آبراهه‌ها معکوس شده است.


آبگیرهای فرونشینی :
امتداد طی دریاچه‌ها ، برکه‌ها ، چشمه‌ها و رطوبت زمین و تغییرات خطی در پوشش گیاهی.


تغییر ناگهانی رخساره‌های رسوبی :
در بعضی موارد ، برنامه گرفتن غیر عادی لایه‌ها در کنار هم و یا وجود سنگهایی که از نظر رخساره رسوبی در شرایط یکسانی تشکیل نمی‌شوند، دلیلی بر عملکرد گسل است.


فرازمین و فروزمین :
وجد دره‌های ناشی از پایین افتادگی و برجستگی‌های ناشی از بالا زدگی سنگهای واقع در بین چند گسل.


کشیدگی طبقات :
به هنگام تشکیل گسل ، به علت اصطکاک سنگها ، طبقات طرفین سطح گسل در جهات مخالف هم کشیده می‌شوند. با استفاده از این کشیدگیها جهات حرکت طرفین گسل را نیز می‌توان تشخیص داد.


لرزه خیزی :
امتداد خطی زمین لرزه‌های تاریخی یا ثبت شده.


نشانه‌های داخلی تشخیص گسل‌ها :
نشانه‌هایی که مربوط به سطح گسل می‌باشد، در این گروه جای دارند و شامل موارد زیر است:



آیینه گسل:
سطوح صیقلی و دارای خش لغزش ( خطوط لغزشی ) که ناشی از عملکرد نیروهای برشی در سنگهای ضعیف‌ترند.
گوژ:
مواد پودر شده و عمدتا رسی در طول گسل که از ویژگیهای سنگهای مستحکمترند.


برشی شدن :
وجود قطعات زاویه تا نیمه زاویه‌دار یک زمینه ریزتر در امتداد خط گسل برشها مشخصه سنگهای مستحکمترند.


هوازدگی و تجزیه :
هوازدگی ، تجزیه ، سیمان شدگی و تغییر رنگ خطی سنگها.


سطح ایستابی :
در مواردی ، گوژ رسی ، سدی نقوذناپذیر در جلو آب زیرزمینی ایجاد می‌کند که باعث تفاوت سطح ایستابی در دو سوی گسل می‌شود.


میلونیت شیلی :
رگه نازکی به ضخامت چند سانتی‌متر از گوژ در لایه‌ای نامقاوم مثل شیل یا رس گره در بین لایه‌های مستحکتری مثل ماسه سنگ و سنگ آهک برنامه گرفته‌اند.


سیلیسی شدن و تشکیل کانیها :در بعضی موارد ممکن است در طول شکافهای حاصل از گسل ، محلولهای حاوی کانی عبور و رسوب نمایند.
منبع: [ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]



گسلهای زاگرس

1:

زمين لرزه يكي از وحشتناك ترين پديده هاي طبيعت محسوب مي شود.


کار با نرم افزاار Geomatica
اغلب زميني را كه رايشان اون ايستاده ايم، به صورت تخته سنگ هاي صلب و محكمي تصور مي كنيم كه از هستحكام زيادي برخوردار هست.


جابه‌جائی و کاشت درختان
هنگامي كه زمين لرزه اي رايشان مي دهد براي لحظه اي اين تصور بر هم مي ريزد، اما طي همان لحظه كوتاه خسارت هاي شديدي وارد مي شود.


تاریخچه استخراج نفت
با توجه به پيشرفت هايي كه در حوزه علوم مختلف صورت گرفته هست، دانشمندان توانسته اند نيروهايي را كه باعث زمين لرزه مي شود، شناسايي كنند.


10 نقطه خيلي سياه روي زمين
علاوه بر اون با هستفاده از فناوري هاي نايشانن مي توان شدت يك زلزله و مكان اون را حدس زد.


هاریکن ها
مهم ترين كار باقي مانده اون هست كه راهي براي پيش گايشاني زمين لرزه بيابيم تا امت هنگام وقوع اون غافلگير نشوند.

تكان هاي زمين:زمين لرزه در واقع ارتعاشي هست كه در طول پوسته زمين به حركت در مي آيد.


درخواست اطلاعات درباره كوههاي آتشفشاني مهم دنيا
اگر يك كاميون بزرگ از نزديكي منزل شما عبور كند، خيابان را به لرزه مي آورد و شما احتمالاً لرزه هاي خانه را احساس مي كنيد، در اين حالت مي توان فرمود كه زمين لرزه كوچكي رخ داده هست، اما كلمه زمين لرزه معمولي به حوادثي اطلاق مي شود كه در اون منطقه بزرگي همانند يك شهر تحت تأثير اين لرزش برنامه گيرد.

براي وقوع يك زمين لرزه چند دليل مي توان ذكر كرد:

- فوران گدازه هاي آتشفشاني
- برخورد يك شهاب سنگ
- انفجارهاي زيرزميني (براي مثال يك آزمايش هسته اي زيرزميني)
- فرو ريختن يك سازه (همانند تخريب يك معدن)

اما اصلي ترين دليل وقوع زمين لرزه را مي توان حركات صفحه هاي (Plates) زمين دانست.هر از گاهي در اخبار مي شنايشانم كه زمين لرزه اي رايشان داده هست، اما بايد دانست كه زمين لرزه پديده اي هست كه هر روز در كره زمين رايشان مي دهد.


اطلاعات در مورد خاك
برپايه تحقيقات جديد هرساله حدود سه ميليون زمين لرزه رايشان مي دهد، يعني هشت هزار زمين لرزه در روز يا هر ۱۱ ثانيه يك زمين لرزه.


- حركت صفحه ها در خلاف جهت يكديگر و دور شدن از هم.
- ضمن حركت در خلاف جهت به همديگر بمالند.

اگر دو صفحه از يكديگر دور شوند گدازه هايي كه از سنگ هاي مذاب تشكيل شده اند، از بين صفحه هاي پوسته زمين خارج مي شوند (اين عمل اغلب در كف اقيانوس ها رايشان مي دهد) هنگامي كه اين گدازه ها سرد شوند، سخت شده و به شكل پوسته هاي جديد در مي آيند كه فاصله بين دو صفحه را پر مي كنند.

اگر دو صفحه به سمت يكديگر به حركت درآيند، معمولاً يك صفحه به زير صفحه ديگر مي خزد.

در بعضي موارد، هنگامي كه دو صفحه به يكديگر فشار مي آورند، براي هيچ كدام از صفحه ها امكان ندارد كه به زير صفحه ديگر برود، در اين صورت اين دو صفحه ضمن فشار آوردن به همديگر يك رشته كوه را به وجود مي آورند.

در بعضي مواقع نيز صفحه ها ضمن عبور از كنار يكديگر به همديگر فشار وارد مي كنند.

براي مثال تصور كنيد يك صفحه به سمت شمال و ديگري به سمت جنوب حركت كند.

در اين صورت اين صفحه ها از محل تماس به يكديگر نيرو وارد مي سازند.

در جايي كه اين صفحات به يكديگر مي رسند، گسل تشكيل مي شود.

در حقيقت گسل ترك هايي در پوسته زمين هست كه در دو طرف صفحه هايي كه در خلاف جهت يكديگر در حال حركت هستند، مشاهده مي شود.

احتمال وقوع زلزله در اطراف خطوط گسل بيشتر از هر جاي ديگر هست.

گسل ها انواع مختلفي دارند كه برپايه موقعيت خط گسل و چگونگي حركت دو صفحه نسبت به هم تقسيم بندي مي شود.

در تمام انواع گسل ها، صفحه ها كاملاً به يكديگر فشار وارد مي سازند و در نتيجه هنگام حركت اونها اصطكاك شديدي به وجود مي آيد.

اگر نيرايشان اصطكاك بسيار شديد باشد مانع حركت اونها مي شود در اين حالت فشاري كه باعث ايجاد گسل مي شود افزايش مي يابد.

اگر ميزان اين فشار از حد معيني بيشتر شود، بر نيرايشان اصطكاك غلبه مي كند و صخره ها ناگهان مي شكنند.به عبارت ديگر، هنگامي كه صخره ها به يكديگر فشار وارد مي كنند، انرژي پتانسيل به وجود مي آيد و هنگامي كه صخره ها به حركت درمي آيند، انرژي پتانسيل به جنبشي تبديل مي شود.

اغلب زمين لرزه ها در اطراف مرز صفحه هاي زمين ساختي رايشان مي دهد زيرا در اين منطقه در اثر حركت صفحه ها منطقه گسل به وجود مي آيد كه داراي گسل هاي متعدد و به هم پيوسته اي هست.

در منطقه گسل، آزاد شدن انرژي جنبشي در يك گسل ممكن هست باعث افزايش انرژي پتانسيل در گسل كناري شود كه اين عمل به زمين لرزه ديگري منجر مي شود.

به همين دليل هست كه گاهي در يك منطقه كوچك زلزله هاي متعددي در فاصله هاي وقتي كم رايشان مي دهد.البته گاهي اوقات زمين لرزه هايي در وسط اين صفحه ها نيز رايشان مي دهد.

يكي از شديدترين زمين لرزه هاي ثبت شده زمين لرزه اي هست كه در صفحه قاره اي آمريكاي شمالي در سال ۱۸۱۱ و ۱۸۱۲ اتفاق افتاد.

دانشمندان در دهه ۱۹۷۰ دريافتند كه احتمالاً منشاء اين زمين لرزه يك منطقه گسل ۶۰۰ ميليون ساله هست كه زير لايه هاي متعدد سنگ و صخره مدفون شده بود.

امواج زمين لرزه: درست مثل هنگامي كه درسطح آب اغتشاش رايشان مي دهد، انرژي اون به صورت امواج منتقل مي شود، وقتي كه شكست يا جابه جايي در پوسته زمين رايشان مي دهد، انرژي اون به صورت امواج زمين لرزه منتقل مي شود.

در هر زمين لرزه اي چند نوع موج مختلف مشاهده مي شود.

امواج اصلي از لايه هاي داخلي زمين عبور مي كنند، در حالي كه امواج سطحي از سطح مي گذرند.

اغلب ايشانراني هاي زلزله توسط امواج سطحي - كه امواج L هم ناميده مي شوند _ به وجود مي آيد، زيرا اين امواج ارتعاشات شديدي را به وجود مي آورند.

هنگامي كه امواج اصلي به سطح زمين رسيدند، امواج سطحي را به وجود مي آورند.امواج اصلي خود به دو گروه مهم تقسيم بندي مي شوند:

امواج اوليه كه امواج P نيز ناميده مي شوند، با سرعت ۵/۱ تا ۸ كيلومتر در ساعت حركت مي كنند.

سرعت حركت اين امواج به جنس زميني كه اين امواج از اونها عبور مي كنند بستگي دارد.

سرعت اين امواج از موج هاي ديگر بيشتر هست و بنابراين سريع تر به سطح زمين مي رسند.

اين امواج قابليت عبور از جامدات، مايعات و گازها را دارند و به همين دليل به طور كامل از زمين عبور مي كنند.

وقتي كه اين امواج از صخره ها عبور مي كنند، در مسير حركت خود به اونها به سمت جلو و عقب فشار وارد مي كنند.

امواج ثانايشانه امواج S ناميده مي شوند و مدت كوتاهي سپس امواج P مي رسند.

اين امواج هنگام حركت خود، صخره ها را به سمت بالا فشار مي دهند، يعني ارتعاش صخره ها عمود بر مسير حركت اين امواج هست.

امواج S برخلاف امواج P نمي توانند در داخل زمين به خط مستقيم حركت كنند.

اين امواج فقط از مواد جامد مي گذرند و به همين دليل هنگامي كه در مركز زمين به مايع برسند، متوقف مي شوند.با اين همه هر دو نوع موج از سطح زمين مي گذرند و بنابراين مي توان اونها را در اون سايشان نقطه اي كه زمين لرزه رايشان داده هست، شناسايي كرد.

در هر لحظه تعداد زيادي امواج زلزله اي ضعيف در قسمت هاي مختلف زمين قابل شناسايي هست.

امواج سطحي را مي توان تا حدودي به امواج آب تشبيه كرد.

چرا كه امواج سطحي حين حركت، سطح زمين را به سمت بالا و پايين مي رانند.

حركت اين امواج باعث ايشانراني هاي شديدي مي شود، چرا كه صخره ها و پي ساختمان ها را به ارتعاش مي آورد.

امواج L از همه كندتر هستند به همين دليل شديدترين لرزش ها در پايان يك زمين لرزه رايشان مي دهد.

شناسايي كانون زلزله:همان طور كه ذكر شد سه نوع مختلف موج زلزله وجود دارد كه هر كدام با سرعت مشخصي حركت مي كند.

به رغم اونكه سرعت دقيق امواج P و S بسته به جنس و نوع ماده اي كه اين امواج از اون عبور مي كنند، متغير هست، نسبت سرعت حركت اون دو در تمام زمين لرزه ها تقريباً ثابت باقي مي ماند.معمولاًسرعت امواج P،حدود۶/۱برابرسرعت امواج S هست.

دانشمندان مي توانند با هستفاده از اين نسبت، فاصله بين هرنقطه از سطح زمين را با كانون زمين لرزه محاسبه كنند.

كانون زلزله مكاني هست كه امواج زمين لرزه از اونها شروع شده اند.

براي تشخيص كانون زلزله از ابزاري هستفاده مي شود كه زلزله نگار ناميده مي شود.

زلزله نگار دستگاهي هست كه امواج مختلف را ثبت مي كند.

براي يافتن فاصله بين زلزله نگار و كانون زلزله، دانستن وقت رسيدن اين امواج نيز ضروري هست.

با در اختيار داشتن اين اطلاعات، اختلاف وقتي بين رسيدن اين امواج محاسبه شده و سپس نمودار ايشانژه اي رسم مي شود كه در اون فاصله اي را كه موج مي تواند طي مدت اختلاف وقتي محاسبه شده طي كند، به دست مي آيد.

اگر اطلاعاتي از اين دست را از سه يا چند نقطه مختلف به دست آوريم، مي توان مكان كانون زلزله را به دست آورد.

براي اين كار كافي هست كه كره اي فرضي حول هر يك از زلزله نگار ها رسم كرد كه در اون مكان اندازه گيري به عنوان مركز كره و فاصله محاسبه شده تا كانون زلزله به عنوان شعاع كره در نظر گرفته مي شود.

پس سطح كره مورد نظر نشان دهنده تمام نقاطي هست كه از زلزله نگار به اندازه مورد نظر فاصله دارد.

بنابراين كانون زلزله مورد نظر بايد در جايي در سطح اين كره برنامه داشته باشد.

اگر دو كره را بر پايه اطلاعات به دست آمده از دو زلزله نگار مختلف رسم كنيد، از تقاطع دو كره يك دايره به دست مي آيد.

از اونجايي كه كانون زلزله بايد در سطح هر دو كره برنامه گرفته باشد، محيط دايره اي كه از تقاطع دو كره به دست مي آيد، نشان دهنده تمام كانون هاي ممكن براي زلزله مورد نظر هست.

از تقاطع كره سوم با اين دايره فقط دو نقطه حاصل مي شود كه نشان دهنده كانون هاي محتمل براي زلزله هست.

از اين دو نقطه يكي در سطح زمين برنامه دارد و ديگري در هوا، با توجه به اونكه كانون زلزله هميشه در سطح زمين برنامه دارد، نقطه موجود در هوا كنار گذاشته شده و نقطه موجود در سطح زمين نشان دهنده مكان واقعي كانون زلزله هست.

درجه بندي دامنه و شدت زلزله:در هنگام وقوع زلزله بارها با كلمه مقياس ريشتر مواجه مي شايشانم.

شايد كلمه مقياس مركالي هم به گوشتان رسيده باشد هرچند كه كمتر مورد هستفاده برنامه مي گيرد.

اين دو مقياس قدرت يك زلزله را از دو جنبه مختلف بيان كنند.

از مقياس ريشتر براي بيان بزرگي يك زمين لرزه يعني مقدار انرژي آزاد شده طي يك زمين لرزه هستفاده مي شود.

اطلاعات مورد نياز براي محاسبه بزرگي زمين لرزه را از لرزه نگار به دست مي آورند.

مقياس ريشتر لگاريتمي هست يعني افزايش يك واحد در مقياس ريشتر نشان دهنده افزايش ده واحدي در دامنه موج هست.

به عبارت ديگر دامنه موج در زلزله ۶ ريشتري ده برابر دامنه موج زلزله ۵ ريشتري هست و دامنه موج ۷ ريشتر ۱۰۰ برابر زلزله ۵ ريشتري هست.

مقدار انرژي آزاد شده در زلزله ۶ ريشتري ۷/۳۱ برابر زلزله ۵ ريشتري هست.

بزرگترين زلزله ثبت شده ۵/۹ ريشتر شدت داشت، هرچند كه مطمئناً زلزله هاي شديدتري در تاريخ طولاني زمين رايشان داده هست.

عمده زلزله هايي كه رايشان مي دهد كمتر از ۳ ريشتر قدرت دارند.

زمين لرزه هايي كه كمتر از ۴ ريشتر شدت داشته باشند، نمي توانند ايشانراني هاي چنداني به بار آورند.

زلزله هايي كه ۷ ريشتر يا بيشتر قدرت داشته باشند، زلزله هاي شديدي محسوب مي شوند.مقياس ريشتر فقط يكي از عواملي هست كه نتايج يك زلزله را بيان مي كند.

قدرت تخريبي يك زلزله علاوه بر قدرت اون به ساختار زمين در منطقه مورد نظر و طراحي و مكان سازه هاي ساخت بشر بستگي دارد.

ميزان ايشانراني هاي به بار آمده را معمولاً با مقياس مركالي بيان مي كنند.دانشمندان مي توانند درجه مقياس ريشتر را درست پس از زمين لرزه و وقتي كه امكان مقايسه اطلاعات از ايستگاه هاي مختلف زلزله نگاري به وجود آمده، معين كنند.

اما درجه مركالي را نمي توان به اين سرعت مشخص كرد و لازم هست كه محققان وقتي كافي براي بررسي اتفاقاتي كه حين زمين لرزه رايشان داده هست، در اختيار داشته باشند.

هنگامي كه تصور دقيقي از ميزان خسارت هاي وارده به عمل آمد، مي توان درجه مركالي مناسب را تخمين زد.

مقابله با زمين لرزه:طي پنجاه سال اخير اطلاعات زيادي در مورد زلزله كسب كرده و فرآيند وقوع اون را بهتر از پيش درك مي كنيم، اما هنوز هم براي مقابله با اون كاري نمي توانيم اجرا کنيم.

زمين لرزه ها توسط فرآيندهاي بنيادين و قدرتمند زمين شناختي كه خارج از حيطه كنترل ما هستند، به وجود مي آيند.

اين فرآيندها نسبتاً غير قابل پيش بيني هست، بنابراين در حال حاضر اين امكان وجود ندارد كه به امت فرمود دقيقاً چه وقت زلزله رايشان مي دهد.

اين امواج زلزله اي ثبت شده، مي تواند به ما اطلاع دهد كه ارتعاش هاي بسيار قايشانتري در راه هست، اما اين اطلاعات مي تواند فقط چند دقيقه پيش از وقوع زلزله به ما اخطار دهد.

دانشمندان مي توانند برپايه حركت هاي صفحه ها در زمين و موقعيت منطقه هاي گسل، پيش بيني كنند كه در كدام مناطق احتمال وقوع زلزله زياد هست.

همينطور با تحقيق در تاريخ زمين لرزه هاي رايشان داده در منطقه مورد نظر، وقت احتمالي وقوع زلزله را پيش بيني كنند.

با اين همه اين پيش بيني ها معمولاً بسيار ضعيف هستند.

اما پيش بيني دانشمندان در مورد پس لرزه ها دقيق تر هست.

پس لرزه ها، لرزه هايي هست كه پس از زلزله اوليه رايشان مي دهد.

اين پيش بيني ها برپايه تحقيق هاي بسيار وسيعي كه در مورد الگوهاي پس لرزه ها انجام شده هست، صورت مي گيرد.زلزله شناسان در اين مورد كه چگونه زمين لرزه هايي كه از يك گسل شروع شده اند، مي توانند زلزله هاي ديگري را در گسل هاي متصل به يكديگر به وجود آورند، پيش بيني هاي دقيقي انجام مي دهند.

زمينه ديگر تحقيق ارتباط بين بارهاي الكتريكي و مغناطيسي در صخره ها و زمين لرزه هست.

بعضي از دانشمندان بر اين عقيده اند كه اين ميدان الكترومغناطيسي پيش از زمين لرزه تغيير مي كند.

علاوه بر اين زلزله شناسان خروج گاز از زمين و تغيير شكل زمين را به عنوان علائم اخطار دهنده زمين لرزه مي شناسند.

با اين همه در بسياري از موارد نمي توان زمين لرزه را با دقت كافي پيش بيني كرد.

پس براي مقابله با زمين لرزه چه كاري مي توان انجام داد؟ عمده پيشرفت هايي كه طي ۵۰ سال گذشته حاصل شده هست به آمادگي براي زلزله و مخصوصاً حيطه مهندسي عمران مربوط مي شود.

طي چند دهه اخير هستانداردهايي براي ساخت ساختمان ها در نظر گرفته شده هست تا مقاومت اونها در برابر نيرايشان امواج زمين لرزه افزايش يابد.

از هستانداردهاي جديد مي توان به تقايشانت مصالح اشاره كرد.

طراحي بناها به شيوه اي كه از انعطاف پذيري لازم براي جذب ارتعاش ها برخوردار باشند بدون اونكه تخريب شوند،يكي ديگر از اين روش هاست.

طراحي ساختمان ها به شيوه اي كه بتوانند اين ضربه ها را بگيرند، مخصوصاً در مناطقي كه زلزله خيز هستند، از اهميت بسياري برخوردار هست.يكي ديگر از مولفه هاي آمادگي، آموزش امت هست.

امروزه بسياري از سامان هاي دولتي در اغلب كشورها دفترچه هاي راهنمايي منتشر مي كنند كه در اون چگونگي وقوع زلزله، راهنمايي هايي در مورد حفاظت خانه در برابر زلزله هاي احتمالي و فعاليت هايي كه در وقت وقوع زلزله بايد انجام داد، گردآوري شده هست.

منبع : [ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]
سايت علمي ملاصدرا

2:

ریشه لغوی
زمین شناسی ساختمانی از واژه Structural به معنی ساختاری یا ساختمانی و Geology به معنی زمین شناسی گرفته شده هست.
دید کلی
هر کسی که با زمین شناسی سر و کار داشته باشد، تشخیص می‌دهد که پوسته زمین در طی تاریخ زمین شناسی یک واحد ثابت و غیر متغیری نبوده هست بلکه به کرات در برابر شرایط داخلی و خارجی در اون تغییر شکل ایجاد شده هست.

شاهد این مدعی وجود نواحی عظیم چین خورده یعنی سلسله کوههاست که در اون رسوبات و سنگهای دیگر فشرده شده و فرم اونها تغییر کرده هست.
عامل دیگر رسوبات دریایی هست که اینک در قلل مرتفع کوهها دیده می‌شود و در برخی موارد هزاران متر از سطح دریا بالاتر برنامه گرفته هست و این خود ناپایداری قشر زمین را نشان می‌دهد.

بطور کلی می‌توان فرمود که زمین شناسی ساختمانی و تکتونیک ، درباره ساختهای مختلف سنگهای تشکیل دهنده پوسته زمین، چگونگی تشکیل و ارتباط اونها با شرایط داخلی زمین بحث می‌کند.
اهمیت و کاربرد زمین شناسی ساختمانی
* زمین شناسی ساختمانی در بین سایر علوم زمین شناسی ، موقعیت خاصی را داراست.

مثلا تهیه نقشه زمین شناسی محل ، بدون آگاهی به نوع ساختمانهای منطقه ، غیر ممکن هست.

زیرا بدون توجه به ساختمانهای موجود ، ارتباط واحدهای مختلف زمین شناسی امکان پذیر نیست.

از سوی دیگر مواد معدنی ، در ساختمانهای خاص زمین شناسی متمرکز می‌شوند.
مثلا نفت و گاز طبیعی بیشتر در قسمتهای بالای تاقدیسها جمع می‌شوند و با شناسایی این ساختمانهاست که می‌توان امکان وجود اونها را بررسی کرد.

همچنین بسیاری از موارد معدنی بصورت رگه تشکیل می‌شوند که این رگه‌ها ، معمولا در امتداد گسلهای موجود در منطقه تشکیل می‌شوند.

در بسیاری موارد ، در اثر وجود گسلها و شکستگیها ، گسترش ماده معدنی در یک منطقه قطع می‌شود و برای پیدا کردن مجدد اون ، آگاهی به مشخصات تکتونیکی منطقه ، ضروری هست.
* آشنایی به وضعیت ساختمانی منطقه ، کمک موثری در مطالعه آبهای زیرزمینی هست.

زیرا گسلها و شکستگیها ، مجراهای مناسب جهت عبور آبهای زیرزمینی می‌باشد.

شناسایی دره ها و گسلهای ناحیه ، یکی از بهترین مراحل مقدماتی حفر تونلها و احداث سدها به شمار می‌آید.


انواع بررسی‌های زمین شناسی ساختمانی
* بررسی بر پايه وضعیت هندسی:
در این نوع تقسیم‌بندی ، ساختمانهای مختلف زمین از نظر شکل هندسی مورد توجه برنامه گرفته و به انواع چین‌ها ، گسل ، درزه‌ها و … تقسیم می‌شوند.
* بررسی از نقطه نظر سینماتیکی:
در این بررسی ، اشکال مختلف زمین‌شناسی ، از نقطه نظر نحوه حرکات پوسته زمین ، که منجر به ایجاد ساختمان مذبور شده هست، مورد بررسی برنامه می‌گیرند.

در حقیقت در این حالت چگونگی تشکیل ساختمانهای مختلف ، مطالعه می‌شود.
* بررسی تاریخی:
مقصود از این بررسیها ، مطالعه چگونگی تشکیل ساختمانهای مختلف ، در دوره‌های خاص زمین‌شناسی هست.

زیرا بطوری که می‌دانیم، در دوره‌های مختلف دوران زمین شناسی ، حرکات تکتونیکی مختلفی وجود داشته هست.
* بررسی از نظر دینامیکی:
در این بررسی ، رابطه نیروهای موثر بر سنگهای زمین و ساختمانهای حاصله ناشی از اونها مورد بررسی برنامه می‌گیرد.


زمین شناسی ساختمانی و سایر علوم زمین شناسی
* پترولوژی:
این شاخه از علوم زمین از منشا پیدایش و شرایط تشکیل سنگها و همچنین رابطه موجود این سنگها فرمودگو می نماید و ارتباط نزدیکی با زمین شناسی ساختمانی دارد، مخصوصا تغییر شکلهایی که در اعماق با تبلور مجدد یا دگرگونی سنگها همراه هست.
* رسوب شناسی:
رسوب شناسی و رسوب گذاری از رخدادهای تکتونیکی ، شواهد و مدارک زیادی ارائه می‌نمایند، زیرا تغییر شرایط ته نشینی و انباشته شدن رسوبات با تغییر شکل حوضه‌های رسوبی همراه هست.
* چینه شناسی:
اغلب اوقات وضع چینه شناسی به موقعیت ساختمانی طبقات وابسته هست که بدون دانستن سرگذشت تکتونیک منطقه ، امکان بررسی ترتیب چینه شناسی وجود ندارد.
* ژئومورفولوژی:
ژئومورفولوژی در نواحی که تحت تاثیر تکتونیک جدید برنامه گرفته هست، دارای اهمیت زیادی هست.
* زمین شناسی کاربردی:
نیروهای عمل نماينده بر زمین باعث ایجاد تغییر در پوسته زمین و تاثیر گذاری بر روی سازه‌های احداث شده بر روی اون می‌شود.

بنابراین شناخت پدیده‌های ساختمانی و تکتونیکی کمک موثری به برنامه ریزی در این گونه تشکیلات می‌نماید.
* زمین شناسی اقتصادی:
بسیاری از مواد معدنی به صورت رگه در امتداد گسلها و شکستگیهای موجود در منطقه تشکیل می‌گردد و یا نفت و گاز طبیعی بیشتر در ساختهای خاص زمین شناسی ( تاقدیس ) جمع می‌شوند که برای شناخت این ساختها و هستفاده بهینه از مخازن موجود آگاهی از مشخصات تکتونیکی و ساختمانی منطقه لازم هست.
* هیدروژئولوژی:
آشنایی به وضعیت ساختمانی منطقه کمک موثری در مطالعه مخازن زیرزمینی هست، چون گسلها و شکستگیها علاوه بر جابجایی لایه‌های آبدار ، مجرای مناسبی جهت عبور آبهای زیرزمینی هستند.
* فتوژئولوژی:
امروزه بررسیهای زمین شناسی ساختمانی با هستفاده از عکسهای هوایی و مطالعه مستقیم در روی زمین ( زمین شناسی صحرایی ) صورت می‌گیرد و اصولا این دو علم لازم و ملزوم یکدیگرند

3:

گنبدهای نمکی
بطور کلی برجستگیهایی که توسط نمک به علت حرکات و بالا آمدن اون ایجاد می‌گردد، گنبد نمکی ( Saltdom ) نامیده می‌شود.

بدیهی هست اشکال خارجی تمامی گنبدهای نمکی یکسان و یک شکل نبوده و بستگی به سنگهای پوششی اون ، فشار درونی و میزان اون دارد.

به عبارت دیگر گنبد نمکی عبارت هست از ساختمان زمین ‌شناسی گنبدی شکلی که هسته اون از نمک تشکیل شده هست.

از نظر مکانیسم تغییر شکل، نمونه تغییر شکل پلاستیکی هست.

حرکت اینگونه مواد پلاستیکی سبب ایجاد چین‌های دیاپیری می‌شود و به همین جهت از نظر زمین شناسی ساختمانی نیز قابل مطالعه و بررسی هست.
● اجزای گنبدهای نمکی
هر گنبد نمکی شامل یک هسته مرکزی که از نمک تشکیل شده هست و بخشی که اطراف هسته مرکزی را احاطه می‌کند و از سنگهای رسوبی محلی تشکیل شده هست، می‌باشد.

معمولا از رسوبات نمکی هسته مرکزی جوانتر هست.

در بیشتر گنبدهای نمکی ، سطح فوقانی بوسیله طبقات رسوبی پوشیده شده و تشکیل پوششی را می‌دهد که به اون پوش سنگ می‌گویند.

در بعضی از گنبدهای نمکی ، ضخامت پوش سنگ به چند صد متر می‌رسد و بعضی از گنبدهای نمکی نیز فاقد پوش سنگ هست.

مثلا گنبد نمکی قم که در شمال ارتفاعات زنگار منطقه قم برنامه دارد، فاقد پوش‌سنگ هست.

پوش سنگها معمولا از سنگهای آهکی ، ژیپس و انیدریت تشکیل می‌شود.

در بعضی موارد پوش سنگ حاوی ذخایری از مواد گوگردی هست.
● شکل گنبد نمکی
از نظر جکسون و تالبوت (۱۹۸۶) ، ساختمانهای نمکی ممکن هست به صورت تاقدیس نمکی (Salt anticlines) بالشهای نمکی (Salt pillows) ، برجستگیهای تیغه مانند نمکی (Saltridges) ، امواج نمکی (Salt Waves) ، هستوکهای نمکی (Salt stocks) و غیره باشد.

شکل گنبد نمکی متغیر هست.

دیواره بسیاری از گنبدهای نمکی دارای شیب زیاد در حدود ۸۰ تا ۹۰ درجه به طرف خارج هست.

گنبدهای نمکی متقارن ، کمیاب و اغلب گنبدها نامتقارن و شیب دیواره‌ها در جهت مختلف متفاوت هست.

مقطع بیشتر گنبدهای نمکی نزدیک به دایره و در بعضی از گنبدها بیضی شکل هست.

گسترش افقی گنبدها بسیار متغیر و اغلب چندین کیلومتر هست.
●● انوع گنبدهای نمکی از نظر عمق سطح فوقانی
● گنبدهای نمکی کم عمق
معمولا سطح فوقانی این گنبدها از سطح زمین کمتر از یک کیلومتر هست.

مانند گنبدهای نمکی ایران.
● گنبدهای نمكی دارای عمق متوسط
سطح فوقانی اونها بین یک یا ۱.۵ کیلومتری سطح زمین برنامه دارد.
● گنبدهای نمکی عمیق
فاصله اونها از سطح زمین از ۱.۵ کیلومتر متجاوز هست.

اطلاعات حاصل از حفاریها نشان می‌دهد که بعضی از گنبدهای نمکی در اعماق بیش از ۳۰۰۰ متر از سطح دریا توسعه دارد.
● مکانیسم تشکیل گنبدهای نمکی
حرکت نمک با توجه به خاصیت شکل پذیری اون به سمت بالا به علت ضخامت قابل توجه طبقات روی اون هست و این ضخامت باید به اندازه‌ای باشد که نیروی محرکه‌ای جهت جابجایی اون بوجود آید.

بنابراین سرعت حرکت نمک نمی‌تواند در همه جا یکسان باشد.

در این صورت با حرکت نمک به سمت بالا قدرت و نیروی محرکه فوق کاهش پیدا کرده و با افزایش بار ، رسوبات نمک حرکت قائم خود را ادامه می‌دهد.

این حرکت می‌تواند در هر سال از ۰.۱ تا یک میلیمتر باشد.
● منشا گنبدهای نمکی
در نقاطی که گنبدهای نمکی یافت می‌شود، اغلب در زیرزمین لایه‌های ضخیمی از نمک موجود هست که به لایه‌های تغذیه نماينده گنبد نمک موسوم هست.

ضخامت این لایه‌های نمک متفاوت و در موارد هستثنایی از هزار متر بیشتر هست.

به نظر نتلتن (‌‌Nettelton) اگر در بالای یک طبقه نمک اصلی ، تاقدیسی با شیب بسیار ملایم وجود داشته باشد حرکت نمک به طرف بالا شروع می‌شود و نمک از لایه‌های تغذیه نماينده بیرون کشیده می‌شود.

عاقبت نمک در طبقات نمکدار مجاور ممکن هست به اندازه‌ای نازک و فشرده شود که افزایش بیشتر نمک غیرممکن گردد.

نازک شدن طبقات نمکدار موجب فرو نشستن طبقات رویی اونها و ایجاد شیب به طرف خارج از گنبد می‌شود.

این شیب در فاصله دور به طرف گنبد هست و در نتیجه ناودیسی بوجود می‌آید که به نام ناودیس حاشیه‌ای یا کناری معروف هست.

ضخامت لایه‌های تغذیه نماينده نمک متفاوت هست و یکی از راههایی که برای تعیین ضخامت این لایه‌ها بکار می‌رود، تعیین گودی ناودیس‌های کناری گنبدهای نمک هست.

از اونجایی که این ناودیسها به احتمال زیاد بر اثر تغذیه نمک به گنبدهای نمکی در اطراف گنبد تشکیل می‌شود، باید لایه نمک حداقل برای ضخامتی معادل گودی ماکزیمم ناودیس کنار ‌باشد.
● مراحل تشکیل گنبد نمکی
▪ تشکیل طبقات با شیب ملایم.
▪ تشکیل تاقدیس ساده گنبدی شکل.
▪ تشکیل گنبد نمکی حقیقی.
● اشکال مختلف گنبدهای نمکی (Salt dom) یا (Diapiricfolds)
▪ گنبدهای نمکی متقارن :
کمیاب تر بوده و شیب اونها در طرفین تقریبا مساوی هست.
▪ گنبدهای نمکی نامتقارن :
این گنبدها فراوان تر بوده و شیب دامنه اطراف اون نامساوی هست.

شکل کلی مقطع عرضی گنبدهای نمکی بیشتر دایره و در برخی از اونها بیضی شکل هست و گسترش اون در روی زمین از ۵۰۰ متر تا۸ کیلومتر (در آمریکا) و در شمال شرقی دریای خزر بین ۵ تا ۱۲ کیلومتر نقل شده هست.
●● اهمیت ساختمان گنبدهای نمکی در زمین شناسی نفت
● نفتگیرهای گنبد نفتی (Salt dom traps)
نمک در گنبدهای نمکی ، ابتدا به صورت لایه‌های رسوبی بوده‌اند که در حوضه‌های مختلف به سن پرکامبرین – کامبرین )مثلا حوضه زاگرس ایران) تا دوران سنوزوئیک)حوضه زاگرس ، ایران مرکزی و رومانی) وجود داشته‌اند.

وزن مخصوص نمک از دیگر سنگهای رسوبی کمتر و خاصیت شکل پذیری (Plasticity) اون بیشتر هست.

چنانچه نمک در زیر طبقات ضخیم برنامه گیرد، بعلت حرارت زمین گرمائی و فشار ناشی از وزن طبقات به حال نیمه سیال در می‌آید و چون وزن مخصوصش از سنگهای فوقانی کمتر هست، به نقاط ضعف لایه‌های بالایی که معمولا قله تاقدیسها و یا سطوح گسلی هست، نفوذ نموده و به طرف سطح زمین حرکت می‌کند.

هنگامی که توده نمک به صورت ستون هستوانه‌ای شکل درآمد، اختلاف فشار هستاتیک در ستونی که هستوانه نمک در اون قسمت برنامه دارد و قسمتهای مجاور اون بیشتر شده و به حرکت توده نمک شتاب بیشتر می‌دهد.

نفتگیرهای گنبد نمکی نسبت به سایر انواع نفتگیرهای ساختمانی وضع پیچیده تری داشته و بعلت مکانیسم تشکیل اون که شکافتن طبقات فوقانی را در پی دارد، با گسلهای متعدد همراه هست.
● گنبدهای نمکی هرمز
گنبدهای نمکی هرمز در خلیج فارس جزایر کوچکی را تشکیل می‌دهد.

نمکهای هرمز در جنوب ایران ، چین‌های دوران سوم کوههای زاگرس را بدون داشتن جهت خاصی سوراخ کرده هست.

بطوری که در تمام موارد و محلهای ممکن از قبیل قله ، پهلو ، محور تاقدیس و ناودیس و در روی گسلها دیده می‌شود.

این گنبدهای نمکی با رسوبات دوران سوم ، کرتاسه و بطور محلی با ژوراسیک دارای سطح برخورد دیاپریک هست.

بنابراین بطور محقق سن اونها از ژوراسیک قدیمی تر هست.

بطور کلی فعلا سن این تشکیلات را به پروتروزوئیک یا اینفراکامبرین نسبت می‌دهند و اون را هم ارز جانبی تشکیلات دولومیتی سلطانیه در ایران شمالی می‌دانند.

به نظر می‌رسد که حرکات کوهزایی آسینتیک حداقل در شمال کرمان موجب پیدایش حوضه و یا حوضه‌هایی جهت تشکیل رسوبات نمکی هرمز گردیده هست.
گنبدهای نمکی هرمز در طی حرکات کوهزایی آلپ در طبقات فوقانی خود تزریق شده هست.

وجود گنبدهای نمکی نتیجه تزریق پلاستیکی سنگ نمک در سنگهای رسوبی اطراف هست.

نمک هسته گنبدهای نمکی از طبقات زیرین مشتق می‌شود.

علت پايه ی حرکت نمک و گنبدهای نمکی بطور دقیق معلوم نیست.

عده‌ای از زمین ‌شناسان عقیده دارند که نیروهای تکتونیکی ، عامل اصلی حرکت گنبدهای نمکی هست.

چنانکه در رومانی ، فشارهای افقی عامل اصلی حرکت نمک و تشکیل گنبدهای نمکی هست و طرز توسعه و وضع گنبدهای نمکی با محور چین خوردگیهای مهم ناحیه تطبیق می‌کند.
● پدیده‌های مؤید جریان و شکل پذیری نمک در گنبدهای نمکی
▪ حرکت نمک به صورت یخچال در اطراف گنبد.
▪ انحنا و گنبدی شکل شدن طبقات روی نمک در گنبدهایی که نمک اونها هنوز به سطح زمین نرسیده اند.
▪ وجود کلاهک (Cap rock) در روی گنبدهای نمکی.
● میادین مهم نفت و گاز در نفتگیرهای گنبدهای نمکی
▪ نفتگیرهای آمریکا.
▪ نفتگیرهای اروپا.
▪ گنبدهای نمکی ایران.
▪ حوضه رسوبی زاگرس (خلیج فارس)
▪ گنبدهای نمکی جنوب سمنان (کویر مرکزی)
●● انواع نفتگیرهای حاصل از گنبدهای نمکی
● نفتگیر کلاهک گنبد نمکی
در بالای ستون نمک ، کلاهک برشی از خرده سنگهای سختی که نمک از طبقات جدا نموده ، تشکیل می‌شود.

این برش اگر در شرایط مناسب برنامه گیرد می‌تواند محل تجمع نفت و گاز گردد.

بدیهی هست در این نوع نفتگیر گنبد نمکی هنوز در سطح زمین ظاهر نشده هست.
● نفتگیرهای دامنه‌ای گنبد نمکی
گنبد نمکی از شروع حرکت ، طبقات فوقانی را خم نموده و سپس اونها را شکسته و شیبی در خلاف جهت حرکت ستون نمک به اونها می‌دهد.

این لایه‌های شیب دار در فراشیب به ستون نمک که نفوذ ناپذیر هست ختم می‌شوند.

اگر این لایه‌ها دارای توالی مناسبی از سنگ مخزن و سنگ پوششی بوده و نفت نیز در منطقه تولید شده باشد، ممکن هست کانسار نفت بطور قابل توجهی در دامنه گنبد نمکی تشکیل شود.
● نفتگیر فوق کلاهک (Super Car trap)
اگر گنبد نمکی به سطح زمین برسد ممکن هست باعث انحنا طبقات فوقانی شده و نفتگیرهای تاقدیسی گنبدی شکلی را ایجاد نماید که می‌تواند در رده نفتگیرهای تاقدیسی هم برنامه گیرد.

میدان نفتی دمام در حجاز سعودی نمونه‌ای از این نوع نفتگیر هست.
● نفتگیرهای چینه‌ای (Stratigraphy traps)
در سنگ مخزن مناسبی که حرکت هیدروکربنها در اون میسر هست و بر روی اون سنگ پوشش برنامه دارد، قطع نفوذپذیری در جهت فراشیب (Up dip) اثر وجود تاقدیس یا گسل را در تجمع نفت و گاز دارد.

قطع نفوذ پذیری ممکن هست سریع و یا تدریجی باشد و طبقه بطور جانبی و به آرامی تغییر رخساره داده ، مثلا از ماسه سنگ به ماسه سنگ رسی و نهایتا رس تبدیل گردد.

در سنگهای آهکی نفوذ پذیر تغییر رخساره به آهک مارنی و نهایتا به مارن و شیل صورت می‌پذیرد.

شیب دار بودن لایه نفوذ پذیر حتی به مقدار کم یک عامل لازم برای ایجاد نفتگیرهای چینه‌ای هست.

کشف نفتگیرهای چینه‌ای به مراتب دشوار تر از یافتن نفتگیرهای ساختمانی هست.

زیرا مطالعات چینه شناسی و رسوب شناسی دقیق و پیگیری را لازم دارد.
● نفتگیرهای ریفی
گرچه در بین ریفهای جدید ریفهای مرجانی عمومیت دارند ولی در دورانهای گذشته زمین شناسی جانداران مختلفی نظیر آلگهای آهکی ، بریوزوآ (Bryozoa) ، اسفنج (Sponges) نیز ریف ساز بوده‌اند.

بدنه اصلی ریف پس از سنگ شدن نیز بسیار متخلخل و نفوذپذیر هست.

طرف رو به دریای ریف (Fore reef) و سمت رو به خشکی ریف (back reef) را واریزه‌های ریف (Reef talus) تشکیل می‌دهد که با شیب زیاد به بخش عمیق تر دریا سرازیر می‌شود

[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

4:

تجمع هیدروکربن و تکتونیک صفحه‌ای
در سالهای اخیر محققین زمین شناسی موفق به اکتشاف بیشتری در زمینه تکتونیک صفحه‌ای شده‌اند نتیجه بوجود آمدن عده‌ای از منابع اقتصادی جهان را مربوط به این تحولات می‌دانند.

از جمله عقیده دارند که در حواشی سازنده و مخرب تکتونیکی منابع عظیم هیدروکربوری در جهان تشکیل شده و پخش شده هست.


● تکتونیک صفحه‌ای
طبق این نظریه قسمتهای بیرون و سخت کره زمین روی طبقات نرمتر از خودشان در حال حرکت بوده و این قسمتهای بیرونی پوسته زمین توده یکپارچه‌ای نبوده و از ۶ صفحه اصلی و چندین صفحه کوچک تشکیل شده هست.

حاشیه این صفحات را صفحات تکتونیکی می‌نامند و اگر در این حاشیه‌ها صفحات با یکدیگر تصادم نمايند، در این صورت اونها را حاشیه‌های مخرب می‌نامند که اکثریت زمین لرزه‌ها و فرآیندهای فعال پوسته زمین در حواشی این صفحات بوجود می‌آید و اگر بر اثر خروج مواد مذاب درونی در این حاشیه‌ها پوسته جدیدی بوجود آید، در این صورت اونها را حاشیه‌های سازنده می‌نامند.
● حاشیه مخرب و تجمع مواد هیدروکروبوری
بطوری که ذکر شد در حاشیه مخرب دو صفحه تکتونیکی باهم تصادم می‌نمايند و نیز امکان دارد یک صفحه به زیر صفحه دیگر فرورفته و توسط گوشته داغ هضم گردد، در مناطق فرورانش (Subduction) جاهایی که پوسته اقیانوسی به زیرپوسته قاره‌ای فرو رود، گودالهای عمیقی به نام گودالهای اقیانوسی بوجود می‌آید که به موازات این گودالها غالبا رشته‌ای از کوهها و جزایر آتشفشانی (جزایر کمانی) بوجود می‌آید.
در نتیجه این پدیده حوضه اقیانوسی در این نوع مناطق به حوضه‌های کوچکتری تقسیم شده ، از یک طرف به جزایر کمانی و از طرف دیگر به رشته کوههای ساحلی محدود می‌گردد.

در نتیجه بوجود آمدن گودالها و جزایر کمانی در حاشیه چنین حوضه‌ها دریاهای محدودی ایجاد شده که تقریبا بسته هستند و در این دریاها ، رسوبات و باقیمانده مواد آلی حاصل از قاره و اقیانوس بخوبی جمع شده و در اثر کمبود اکسیژن و فعالیت باکتریهای بی‌هوازی شرایط اصلی برای تشکیل ساپروفیلها بوجود می‌آید و چون این نواحی در حاشیه صفحات تکتونیکی برنامه دارند، بدین جهت پس از مدتی چین خوردگی حاصل کرده و مکانهای خوبی را جهت تجمعات هیدروکربوری بوجود می‌آورند.
● حاشیه سازنده و تجمع مواد هیدروکربوری
در حاشیه‌های سازنده نیز امکان بوجود آمدن کانسارهای هیدروکربوری وجود دارد.

اگر امکان توسعه یافتن کف اقیانوس در زیر یک قاره وجود داشته باشد، باعث می‌شود که اون قاره به دو قسمت تقسیم شود و در نتیجه در محل شکاف پوسته جدیدی بوجود آید (آفریقای جنوبی و آمریکای جنوبی).

در اثر فشارهای بیشتر و با گذشت وقت و در اثر فشارهای بیشتر دو قاره از همدیگر جداشده ، بطوری که بین اونها را آب گرفته و دریایی تشکیل می‌شود که این دریای بسته و کم عمق محل مناسبی برای رشد موجودات زنده می‌باشد.
همچنین اگر در این دریا آب به شدت تبخیر شود در نتیجه باعث بوجود آمدن لایه‌های نمک شده که این نمکها همراه دیگر رسوبات به کف دریای مزبور رسوب می‌نمايند و در مراحل بعدی و در اثر فشارهای بیشتر فاصله بین دو قاره افزایش یافته و وسط اونها به یک اقیانوس بزرگ تیدیل می‌شود که در این اقیانوس رسوبات دریایی روی نمک و مواد آلی را تدریجا پوشانده و در نتیجه اعمال فیزیکی و شیمیایی اونها به هیدروکربور تبدیل می‌شوند.
● گنبدهای نمکی و ارتباط اونها با نفتگیرها
رسوبات نمکی بر اثر فشاهای وارده تغییر حجم داده و به شکل گنبدهای نمکی در آمده و به عنوان تله‌های نفتی عمل می‌نمايند.

در حاشیه شرقی اقیانوس اطلس چنین گنبدهای نمکی از ناحیه فلات قاره تا مناطق عمیق‌تر حتی تا عمق ۵۰۰۰ متر کشف شده‌اند و این نشان دهنده تشکیل رسوبات نمکی هنگام جدا شدن قاره‌ها در دریاهای کوچک هست و اقیانوس اطلس نیز در اول دریای کوچک بوده و با پیدایش این گنبدهای نمکی در اقیانوس اطلس چنین تصور می‌نمايند که در اعماق اقیانوسها نفتگیرهای با ارزشی کشف شود و در مورد دریاهای دیگر نیز از این تئوری پیروی می‌نمايند.
● نحوه تشکیل دیاپیرها و نقش اونها در کانسارهای نفت ایران
در مورد نحوه تشکیل ذخایر نفتی ایران با در نظر گرفتن لایه‌ها و گنبدهای نمکی زیاد در مناطق نفت خیز جنوب ایران نیز می‌توان از تئوری تکتونیک صفحه‌ای پیروی کرد.

بطوری که می‌دانیم در حدود ۱۰۰ میلیون سال پیش دریاهای بسته‌ای ایران را می‌پوشاند (دوره کرتاسه و قبل از اون).
● پیدایش زاگرس و ارتباط اون با تله های نفتی
در وقت ترشیر صفحه حجاز (خلیج فارس و زاگرس هم جزو اون بوده) که در جنوب غربی این دریا برنامه داشته تدریجا از قاره آفریقا جدا شده و به سمت شمال شرق حرکت می‌کند که در منطقه برخورد اون با قاره اروپا - آسیا (ایران مرکزی) زمین بالا آمده و دریای اولیه تدریجا خشک می‌شود و در نتیجه این تصادم و رفتن قاره حجاز به زیر ایران مرکزی باعث می‌شود که لایه‌های رسوبی دارای مواد آلی تشکیل شده در دریای کم عمق اولیه که روی هم انباشته شده هست، چین خوردگی حاصل کرده و سلسله کوههای زاگرس را بر روی منطقه فرورانش بوجود آورد.
همچنین در اثر چین خوردگیهای بعدی ساختمانهای تاقدیسی که روی هم رفته در جهت شمال غرب و جنوب شرقی برنامه دارند، در منطقه بوجود آمده اند که در مراحل بعدی به عنوان تله‌های نفتی با ارزش توانسته‌اند در جنوب ایران نفتها را در خود نگه دارند.

منبع: دانشنامه رشد

5:

زمین متغیر:

زمین یک کره متحرک هست! اگر ما بتوانیم صد میلیون سال به عقب برگردیم، چهره زمین را با اونچه که امروز می­بینیم کاملا متفاوت خواهیم یافت.

هیچ اثری از کوههای آلپ یا خلیج مکزیک نخواهد بود، در عوض قاره­هایی در ابعاد، اشکال و موقعیتهای متفاوتی خواهیم یافت.

بر خلاف زمین در چند میلیارد سال گذشته هیچ تغیر پايه ی در سطح کره ماه بوجود نیامده هست (فقط چند گودال اضافه شده هست).



تئوری صفحه زمینساخت[1]

در طول چند دهه اخر درباره کره متغیرمان مطالب بسیار زیادی آموخته­ایم.

در این مدت تحولی عظیم در فهم ما از زمین بوجود آمده هست.

این تحول ابتدای قرن بیستم با ارائه پیشنهاد مربوط به جابجائی قاره­ای[2] - تئوری که بیان می­کند قاره­ها بر روی کره زمین حرکت می­نمايند – آغاز گردید.

این مطلب با فرض ثابت بودن قاره­ها و کف اقیانوسها که تا اون وقت مورد قبول بود در تضاد پايه ی برنامه داشت و به همین دلیل نیز 50 سال طول کشید تا داده کافی برای اثبات این نظریه جمع آوری شود.

بر پايه تئوری صفحه زمینساخت، پوسته خارجی صلب زمین (لیتوسفر) به تکه­های متعددی شکسته شده هست که هرکدام از اونها صفحه[3] نام دارند که در حال حرکت بوده و بصورت بی­وقفه تغییر شکل و اندازه می­دهند.

همانگونه که در شکل 1 و شکل 2 مشاهده می­شود، هفت صفحه اصلی در لیتوسفر شناخته شده هست.

این صفحات عبارتند از: آمریکای شمالی، آمریکای جنوبی، اقیانوسیه، آفریقا، اوروآسیا، هسترالیا و قطب جنوب.

صفحات با ابعاد متوسط مانند کارائیب، نازکا، فیلیپین، عربی، کوکوس و صفحه اسکاتیا هستند و علاوه بر اونها صفحات متعددی با ابعاد کوچکتر شناخته شده هست.

توجه نمایید که یک صفحه بزرگ ممکن هست شامل یک قاره کامل و سطح بزرگی از کف دریا باشد ( مانند صفحه آمریکای جنوبی).

در حالی که هیچ صفحه­ای دقیقا بر پايه مرز یک قاره شناخته نشده هست.

صفحات سنگ کره با سرعت بسیار پایین ولی بطور مداوم نسبت به هم درحال حرکت هستند که بطور متوسط 5 سانتیمتر در سال هست.

این حرکت به بدلیل توزیع نامساوی حرارت در داخل کره زمین هست.

مواد داغ که در عمق گوشته برنامه دارند، به آرامی به سوی بالا حرکت می­نمايند و به عنوان یکی از سیستمهای همرفت درونی سیاره عمل می­نمایند.

هموقت، قطعت سردتر و چگالتر سنگ­کره در داخل گوشته فرو می­روند.

درنهایت حرکت عظیم و کند صفحات سنگ کره منجر به ایجاد زمین لرزه­ها، آتشفشانها و تغییر شکل توده­های بزرگ سنگی به صورت کوه­ها می­گردد.

پدیده همرفت در داخل کره زمین همانند جریان همرفتی هست که وقتی کتری پر از آب بر روی آتش برنامه داده می­شود در اون اتفاق می­افتد.

آب قسمت تحتانی آب قبل از قسمتهای دیگر گرم شده و در اثر انبساط چگالی اون کاهش می­یابد و این باعث جریان یافتن آب به سمت بالا شده و هموقت آب نسبتا سردتر از سطح آب به سمت کف کتری حرکت کرده و آب سرد و گرم جایگزین یکدیگر می­گردد.



شکل 1: صفحات اصلی سازنده سطح کره زمین

شکل 2: صفحات اصلی سازنده سطح کره زمین



مرز[4] صفحات:

صفحات تشکیل دهنده سنگ کره بصورت یک توده بهم چسبیده، نسبت به یکدیگر در حال حرکت هستند.

با وجود اینکه قسمتهای داخلی صفحات ممکن هست متحمل مقداری تغییر شکل گردند، ولی تمام اندرکنشهای اصلی بین صفحات جداگانه، در طول مرز بین اونها اتفاق می­افتد.

در حقیقت تلاشهای اولیه برای مشخص کردن مرز بین صفحات بر پايه محل وقوع زمین لرزه­ها بود.

صفحات در مرزها سه رفتار کلی نسبت به هم دارند:

1.

مزرهای دورشونده[5]

جائی که صفحات در نتیجه بالا آمدن مواد از گوشته از هم دور می­شوند و بستر جدیدی در اقیانوسها ساخته می­شود.

جداشدگی صفحات، غالبا در رشته­کوههای میان اقیانوسی رخ می­دهد.

شکافهای ایجاد شده در اثر دور شدن صفحات، بلافاصله با سنگهای مذاب که از هستنوسفر بالا می­آید، پرمی­شوند.

این مواد گرم، به آرامی سرد شده و بستر جدید اقیانوسی را تشکیل می­دهند.

این پدیده میلیونها سال بطور مداوم تکرار می­شود و بدین ترتیب هزاران کیلومتر مکعب بستر جدید ایجاد می­گردد.

این مکانیزم کف اقیانوس آتلانتیک را در 160 میلیون سال گذشته پدید آورده هست که به این پدیده "گسترش بستر دریا" اطلاق می­شود.

سرعت بستر سازی در قسمتهای مختلف متفاوت هست.

این سرعت از 5/2 سانتیمتر در سال در آتلانتیک شمالی تا 20 سانتیمتر در سال در قسمت شرقی اقیانوس آرام متغیر هست.

با اینکه بیشترین نرخ بستر سازی در مقیاس تاریخ بشر بسیار کند هست، ولی کمترین نرخ تولید سنگ­کره به اندازه کافی سریع هست که در طول 200 میلیون سال گذشته بستر تمام اقیانوسهای زمین را ایجاد کرده باشد.

در حقیقت بستر تمام اقیانوسها که تعیین عمر شده­اند از 180 میلیون سال تجاوز نمی­کند.

شکل 3: مرزهای واگرا در محل رشته­کوههای اقیانوسی

شکل 4: تولید بستر اقیانوسی در مرزهای واگرا


شکل 5: نحوه بالا آمدن سنگهای مذاب در مرزهای واگرا و تشکیل بستر جدید



2.

مرزهای همگرا[6]

در این نواحی، صفحات به سوی هم حرکت می­نمايند و در نتیجه پدیده فرونشست پوسته اقیانوسی در گوشته اتفاق می­افتد.

همگرائی ممکن هست در مرز تصادم دو پوسته قاره­ای نیز اتفاق بیفتد و باعث ایجاد سامانه­های کوهستانی گردد.

درحالی که پوسته جدید در رشته­کوههای اقیانوسی اضافه می­شوند، سیاره زمین بزرگتر نمی­شود و مساحت سطحی اون همواره مقدار ثابتی باقی می­ماند.

برای جادادن به پوسته تازه ایجاد شده، پوسته قدیمی اقیانوسی در طول مرزهای همگرا دوباره به گوشته بازمی­گردد.

وقتی دو صفحه به هم می­رسند، یکی از صفحات به زیر صفحه دیگر خم شده و به زیر اون می­لغزد.



حاشیه­هایی از صفحات که پوسته اقیانوسی در حال اضمهلال هست به نام "مناطق فرورانش" شناخته می­شوند.

در این مناطق صفحه فرورفته درحال حرکت به سمت پایین، وارد محیط با دما و فشار بالا می­شود.

مقداری از مواد فرو رفته و نیز مقدار بیشتری از هستنوسفر که در بالای صفحه فرورفته برنامه می­گیرد، ذوب شده و به سوی بالا حرکت می­کند.

بندرت این سنگ مذاب ممکن هست که به سطح زمین برسد و انفجارات آتشفشانی را ایجاد نماید.

بهرحال بیشتر این مواد مذاب به سطح زمین نمی­رسد و در همان عمق جامد شده و به ضخیمتر شدن پوسته می­انجامند (شکل 6).

شکل 6: مرزهای همگرا و ناحیه فرورانش

3.

مرزهای گسل امتداد­لغز[7]

مرزهایی که در اونها صفحات بصورت سایشی از کنار هم عبور می­نمايند و هیچگونه اضمهلالی در مرزها ایجاد نشده و پوسته جدیدی تولید و پوسته قدیمی نابود نمی­شود.

این گسلها در جهت حرکت صفحات ایجاد شده برای اولین بار در امتداد رشته­کوههای اقیانوسی یافت شند.

باوجود اینکه بیشتر گسلهای امتداد­لغز در طول رشته کوههای اقیانوسی برنامه گرفته هست، تعدادی نیز در داخل قاره­ها وجود دارند.

دو مثال از این گسلها، گسل سن­اوندریاس در کالیفرنیا و گسل آلپین در زلاندنو می­باشد.

در طول گسل سن اوندریاس، صفحه "آرام" درحال حرکت به سمت شمال غربی نسبت به صفحه مجاور (صفحه آمریکای شمالی) هست.

حرکت درطول این مرز ناشناخته نمانده هست، چرا که این حرکت باعث ایجاد کرنش در سنگهای دو سمت گسل می­گردد و گاها سنگها انرژی ذخیره شده را بصورت زلزله­های بزرگی رها می­نمايند، مانند زلزله سال 1906 که سان فرانسیسکو را ویران کرد.

شکل 7: مرزهای امتداد لغز و امتداد گسل ایجاد شده



[1] Plate Tectonics

[2] Continental drift

[3] Plate

[4] Boundaries

[5] Divergent

[6] Convergent

[7] Transform Fault
منبع: [ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

6:

مقدمه:

همانگونه که در قسمت قبل بیان شد، کره زمین یک سیاره پویا هست که مواردی از قبیل هوازدگی، رانش زمین، و فرسایش توسط آب، باد و یخ بصورت مداوم چهره اون را تغییر میدهد.

علاوه بر این نیروهای تکتونیکی (زمینساخت صفحه­ای) باعث تغییر در سنگهای پوسته زمین میشوند.

با هر گامی که بر روی سطح زمین می­نهیم باعث ایجاد تغییر شکل در سطح خاک میشویم و پس از عبور ما، خاک به حالت اولیه خود بازمی­گردد، اما این تغییر شکلها اونچنان اندک هست که معمولا متوجه اون نمیشویم.

این تغییر شکلها در اثر نیروی محدودی هست که بدلیل وزن ما به سطح زمین وارد میشود.

اگر این نیرو زیاد باشد میتواند اثرات کاملا مشهودی ایجاد نماید.

در این بخش به شرایط ایجاد تغییر شکلها و نیز مکانیزم های تغییر شکل در اجسام و نیز پوسته زمین می­پردازیم .



نیرو:

نیرو اون چیزی هست که اجسام ثابت را به حرکت درمی­آورد و یا نحوه حرکت اجسام متحرک را تغییر میدهد.

از تجربیات روزانه می­دانیم که اگر دری بسته (ساکن[1]) باشد، باید به اون نیرو وارد کنیم تا باز شود (حرکت[2]).





تنش:

تنش مقدار نیرویی هست که به واحد سطح وارد میشود.

مقدار تنش به تنهایی تابعی از مقدار نیروی وارده نیست و به سطحی که نیرو به اون وارد میشود نیز وابسته میباشد.

برای مثال اگر پای برهنه در حال راه رفتن بر روی سطح سختی باشید نیرو (وزن بدن شما) در سطح کف پای شما پخش میشود، لذا نیرویی که به هر نقطه از کف پای شما وارد می­شود کم هست.

اما اگر بر روی یک سنگ نوک تیز پا بگذارید، تمرکز تنش بر روی نقطه ای از کف پای شما بسیار زیاد خواهد شد.

درواقع میتوانید تنش را از میزان تمرکز نیرو بر روی سطح متصور شوید.



انواع تنش:

بر پايه جهتهای مختلف نیروهای وارده، تنشهای مختلفی ایجاد می­شود.

بصورت خلاصه این تنشها عبارتند از:

تنش فشاری:

در صورتی که نیروهای وارده باعث فشرده شدن جسم شوند تنش فشاری بوجود میآید.

تنشهای فشاری تمایل دارند که صفحات سطح کره زمین را کوچکتر و ضخیمتر نمایند و این فرآیند با چین خوردگی و گسلش اتفاق میافتد.






جهت اعمال نیروهای فشاری که منجر به فشرده شدن و ضخیمتر شدن صفحات پوسته میشود.



تنش کششی:

در صورتی که تنش وارده تمایل به کشیدن توده سنگی ( و یا هر جسمی که به اون اعمال میشود ) داشته باشد تحت عنوان تنش کششی شناخته می­شود که باعث طویلتر شدن اونها می­گردد.




تنش برشی:

وقتی یک دسته کارت را بر روی زمین برنامه دهید و با دست خود اونها را به جلو برانید نمونه ای از تنش برشی را بر اون وارد نموده اید.

در صورتی که تنش برشی بر توده سنگها وارد گردد باعث لغزش صفحات در کنار یکدیگر میشود.







حال که با انواع شرایط ایجاد تغییر شکل آشنا شدیم، باید بدانیم که اجسام هم در مقابل شرایط تغییر شکل رفتارهای مختلفی از خود نشان می­دهند.

در قسمت بعد با انواع تغییر شکلهای مواد ( و همچنین سنگها ) در برابر نیرو و تنش آشنا می­شویم.



تغییر شکلهای ارتجاعی و غیر ارتجاعی:

تعریف تغییر شکلهای ارتجاعی و غیر ارتجاعی باعث خواهد شد تا بتوانیم درک کاملی از مکانیزم ایجاد تغییر شکلها در پوسته زمین و نحوه ایجاد اونها داشته باشیم.

هر ماده­ای بر روی کره زمین، دارای خصوصیات فیزیکی منحصر بفردی هست.

ولی غالبا پايه این خصوصیات یکسان میباشد.

یکی از این خصوصیات فیزیکی که در این قسمت به اون می­پردازیم، نحوه عکس العمل مواد در برابر نیروی وارده بر اونها می­باشد.

برای مثال یک میله فلزی باریک ( یا خط کش فلزی ) را در نظر بگیرید.

اگر بخواهیم این میله را خم کنیم، در جریان خم کردن این میله با دو مرحله مختلف روبرو میشویم که عبارتند از:

مرحله تغییر شکل ارتجاعی (الاستیک[3]):

اگر میله فلزی را اندکی خم کنیم، پس از اونکه اون را رها می­کنیم، شاخه به حالت طبیعی خود بازمی­گردد.

در این مرحله فرموده می­شود که چوب در حالت ارتجاعی خود برنامه دارد.

در این حالت هر جسم دقیقا همانند یک فنر عمل نموده و نیروی وارده را در خود ذخیره کرده و پس از برطرف شدن نیرو اون را آزاد نموده و به حالت اولیه خود باز میگردد.

مرحله تغییر شکل غیر ارتجاعی (پلاستیک[4]):

اگر نیرویی که به میله وارد میکنیم، از میزان معینی بیشتر باشد و در نتیجه میله از میزان معینی بیشتر تغییر شکل دهد، پس از رها کردن، دیگر به حالت اولیه خود باز نمی­گردد و مقداری از تغییر شکل بصورت دائمی در اون باقی خواهد ماند.

که در اصطلاح علمی فرموده می­شود چوب از مرحله الاستیک خارج شده و وارد مرحله پلاستیک شده هست.



مواد شکل پذیر و شنماينده

هر ماده ای میتواند مقدار خاصی نیرو را تحمل نموده و همچنان ارتجاعی بماند.

اگر نیرو از مقدار مشخص فراتر رود، دیگر جسم ارتجاعی نخواهد ماند و وارد مرحله غیر ارتجاعی میشود.

مواد در مرحله ای که به حد ارتجاعی خود می­رسند، به دو گونه این تغییر شکل دائمی را متحمل می­شوند.

یا همانند میله فلزی فوق جاری میشوند که به اون "جاری شدن[5]" می­گویند یا همانند یک شاخه خشک چوب بصورت ناگهانی می­شنمايند که به اینگونه مواد "شنماينده[6]" میگویند..






نمودار رفتار مواد شنماينده (بالا) و شکل پذیر (پایین) در برابر تنش

بسیاری از ما این پدیده­ها را مشاهده کرده ایم و شاید برایمان امری بدیهی و طبیعی باشد، ولی جالب خواهد بود اگر بدانیم این پدیده تقریبا در مورد تمام مواد فیزیکی موجود در این جهان هستی نیز صادق هست.

شاید تصور اون که حتی یک صخره سنگی بزرگ و یا منزلی که در اون زندگی میکنیم نیز دارای چنین رفتاری هستند و یا با هر قدم گذاشتن بر روی زمین، خاک زیر پایمان تغییر شکل میدهد کمی دور از ذهن باشد.

دلیل اون هم این هست که بدلیل تفاوت عملکرد و جنس و ابعاد مواد مختلف، هر کدام از اونها تغییر شکلهای متفاوتی را متحمل میشوند که غالبا برای ما غیر قابل احساس هست.

در واقع ما در دنیایی از فنر با مشخصات مختلف زندگی میکنیم.

درخت بزرگتری را تصور کنید، معمولا کسی نمیتواند با نیروی طبیعی خود تغییر شکل محسوسی را در کل درخت ایجاد نماید.

ولی همه ما دیده ایم که با وزش باد، درختان چگونه به رقص درمی آیند.

پس به این نتیجه میرسیم که با نیروی بیشتری میتوان حتی اجسامی که در نظر اول صلب و غیر قابل تغییر شکل بنظر میرسند را خم کنیم.



این پدیده در صفحات سنگ کره که در فصل قبل در باره اون بحث نمودیم نیز صادق هست.

و نیرویی که میتواند چنین توده های بزرگی از سنگ و خاک را جابجا نماید از جریان ماگما در داخل کره زمین حاصل میشود.



مشخصات فیزیکی سنگ کره:

حال تمام مواردی که تا بحال مطالعه نمودیم را در زمین مورد بررسی برنامه میدهیم.

پوسته کره زمین همانند تمام مواد دارای رفتار ارتجاعی و غیر ارتجاعی در برابر نیرو میباشد و برخی موارد بصورت شکل پذیر و گاهی بصورت شنماينده به این تغییر شکل جواب میدهند.

با جریان ماگما بدلیل همرفت در داخل کره زمین، نیرویی بر پوسته ها وارد میشود و پوسته ها تمایل دارند که بر اثر این نیروی وارده جابجا شوند.

از طرف دیگر بدلیل اصطکاکی که بین و داخل صفحات سنگ کره زمین وجود دارد این نیرو بصورت تغییر شکلهای ارتجاعی در صفحات ذخیره میشود.

و در نهایت وقتی این مقدار تغییر شکل ارتجاعی از حد تحمل (مقاومت[7]) سنگ کره فراتر میرود، بصورت تغییر شکل ماندگار در اون در میآید.

مقاومت سنگها و نحوه تغییر شکل اونها در برابر نیرو علاوه بر جنس اونها به دما، فشا و به وقت نیز بستگی دارد.




مقاومت کم سنگ نمک در برابر تنش وارده بر اون

مقاومت گرانیت در مقابل تنش وارده که نشان میدهد خیلی بیشتر از سنگ نمک طعام هست.



با توجه به مواردی که در مورد مواد شکل پذیر و شنماينده فرموده شد، در مقابل تنشهای مختلفی که به سنگ کره وارد می­شود، سنگ کره بصورتهای زیر درمیآید:




عکس العمل سنگ کره به تنش فشاری در حالت شنماينده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین).

این همان اتفاقی هست که در مرزهای همگرا اتفاق می­افتد.



عکس العمل سنگ کره به تنش کشش در حالت شنماينده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین).

این همان اتفاقی هست که در مرزهای واگرا دیده میشود.




عکس العمل سنگ کره به تنش برشی در حالت شنماينده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین).

در مرزهای امتداد لغز شاهد چنین تغییر شکلهایی هستیم.



بازگشت کشسان

فرض کنید کتابی را بر روی سطح زمین برنامه داده اید و با کشی که به اون بسته­اید، میخواهید که اون را جابجا نمایید.

مراحلی که اتفاق می­افتد عبارتند از:

1- کش کشیده میشود بدون اینکه در کتاب جابجائی ایجاد شود.

( یعنی حالتی که تغییر ارتجاعی در پوسته زمین رخ میدهد )

2- وقتی نیرویی که از طرف کش به کتاب وارد میشود از میزان اصطکاک بین کتاب و سطح زمین بیشتر شود، کتاب با یک حرکت جهشی به سمت کش حرکت میکند و در واقع انرژی ذخیره شده در کش بصورت حرکت جهشی کتاب آزاد میگردد.

( همان لحظه ای که سنگها به حد ارتجاعی خود رسیده اند و با تغییر مکان بیشتر، بصورت غیر ارتجاعی می شنمايند)

3- دوباره کتاب می­ایستد و کش شروع به کشیده شدن و ذخیره انرژی می­نماید.

و پروسه دوباره تکرار می­شود.

این دقیقا همان اتفاقی هست که بهنگام وقوع زلزله در پوسته زمین اتفاق می­افتد.

در اثر نیروهای وارده بر پوسته زمین، صفحات سنگ کره دچار تغییر شکل می­شود.

این تغییر شکل در حد ارتجاعی هست و آرام آرام اتفاق می­افتد و انرژی را در خود ذخیره میکند.

و اونقدر سنگها انرژی در خود ذخیره مینمايند که در نهایت فراتر از اصطکاک بین سنگها می­شود.

در این لحظه هست که صفحات شکسته شده و نسبت به هم جابجا می­شوند.

ما به همین سادگی توانستیم تئوری پايه ایجاد زلزله ها را که سالهای متمادی دانشمندان را به خود مشغول کرده بود را درک کنیم.

پدیده "بازگشت الاستیک[8]" دقیقا اون چیزی که آزمایش ساده کتاب به ما نشان داد.

حال متوجه میشویم که دلیل بازگشت زلزله ها و اونچه که به عنوان دوره بازگشت مطرح می­شود، مربوط به خصوصیت ارتجاعی بودن مواد تشکیل دهنده پوسته زمین هست.

مکانیزم درونی زمین لرزه تا وقتی که آقای رِید از دانشگاه جان هاپکینگز پس از زلزله سال 1906 سانفرانسیسکو مطالعاتی را انجام داد، ناشناخته بود.

این زمین­لرزه با جابجائی­های افقی چند متری همراه بود که در طول 1300 کیلومتر اتفاق افتاده بود.

بررسیهای میدانی نشان داد که طی این زلزله صفحه آرام بطول 7/4 متر از کنار صفحه مجاور خود ( صفحه آمریکای شمالی) به سمت شمال جابجا گردیده هست.

[1] Stationary

[2] Motion

[3] Elastic

[4] Plastic

[5] Ductile Deformation

[6] Brittle

[7] Strength

[8] Elastic Rebound

7:

منشا زلزله ها
سيد سعيد حسيني (كارشناس سازه)

مقدمه
چند سالي هست كه وقوع زلزله هاي متعدد با قدرت و بزرگي هاي متفاوت در نقاط مختلف دنيا توجه جهانيان و مخصوصا مهندسان و معماران و دست اندركاران امر ساخت و ساز (شهري و روستايي) را به خود جلب كرده هست.

به طور متوسط در هر سال حدود 10 هزار نفر در اثر زلزله جان خود را از دست مي دهند .

بر پايه مطالعات انجام شده توسط ساوقت علمي فرهنگي ملل متحد (يونسكو) تلفات مالي ناشي از زلزله از سال 1926 تا 1950 بالغ بر 10 ميليارد دلار بوده هست.

در همين محدوده وقتي شهرها و روستاهاي بسيار زيادي بر اثر زلزله با خاك يكسان شده‌اند.

بزرگي بعضي از اين زلزله ها حتي بيش از 8 درجه در مقياس ريشتر۱ بوده هست.

به عنوان نمونه شهرهاي عشق آباد تركمنستان (1948)، آگادير مراكش در ساحل اقيانوس آتلانتيك (1960)، اسكوپيه مقدونيه (1963)، تانگ شان در كشور چين (1976)، مكزيكو سيتي (1985) را مي توان نام برد و در پايان مي توان زلزله ايشانرانگر اخير بم را مثال زدكه با قدرتي در حدود هفت درجه در مقياس ريشتر در مدت چند ثانيه جان و مال بيش از 30 هزار نفر از هموطنان عزيوقت را براحتي هرچه تمامتر گرفت.

منشا زلزله
با توجه به توضيحات فوق و با عنايت به اين مهم كه در اكثر مناطق كشورمان بدليل واقعيات خاص زمين شناختي و موقعيت جغرافيايي، با خطر وقوع زلزله با شدت هاي مختلف رو به رو هستيم و به طور كلي ايران از كشورهاي لرزه خيز دنيا محسوب مي‌شود، از اين رو شناخت و مطالعه علل و شرایط وقوع زلزله كه از پايه ي ترين مسائل مورد بحث مهندسي عمران در شاخه مهندسي زلزله به شمار مي آيد، اهميت خود را بيش از پيش نشان مي دهد.

در اين زمينه علل و شرایط مختلفي به عنوان منشا زلزله ها شناخته شده‌اند.

از جمله مهمترين اين شرایط مي توان به موارد زير اشاره كرد:
۱ -واكنش هاي درون زميني و حركت صفحات تكتونيكي زمين (Plate Tectonics)
۲- - فعاليت آتشفشان ها
۳- - آزمايش ها و انفجارهاي هسته اي و اتمي
۴- -ذخيره كردن آبهاي سطحي و شكسته شدن سد هاي عظيم آب
۵- - فرو ريختن غارهاي زير زميني و...
اما در ميان شرایط فوق، نظريه حركت زمين ساخت صفحه اي (Plate Tectonics ) در بين لرزه شناسان بيشترين مقبوليت را يافته هست و در واقع عامل ايجاد حدود 95 % از زلزله هاي بزرگ در جهان به حساب مي آيد و به عبارت ديگر ساير شرایط ايجاد زلزله، خود تابعي از اين عامل هستند .
با پيشرفت سريع علم و تكنولوژي و با انجام اولين مسافرت به دور كره زمين و تهيه نقشه اوليه سطح زمين و سواحل قاره ها در قرون پانزدهم و شانزدهم، شباهت بسيار عجيب بين سواحل غربي آفريقا و شرقي آمريكاي جنوبي و تطبيق و جفت شدن اونها مطرح شد.

در اايشانل قرن بيستم منشا كوه زايي براي كوه هاي جوان زمين و تطبيق كوه هاي جوان در طرف اقيانوس اطلس دلايلي براي حركت قاره ها و نظريه جابجايي اونها عنوان شد و تحقيقات پيرامون اون توسط آلفرد وگز سبب شد كه بالاخره ايشان اولينكسي باشد كه توانست موضوع يكي بودن قاره ها را در ابتدا و حركت اونها طي ساليان دراز را مطرح و پيگيري كند.

بر اين پايه در حدود 200 ميليون سال قبل، قاره ها به هم اتصال داشته و يك قاره واحد بنام پانگه آ(Pangaea)را تشكيل مي دادند.
بر پايه نظريه فوق سطح زمين از يك پوسته سخت به ضخامت 70 تا 150 كيلومتر (ضخامت متوسط 100 كيلومتر )تشكيل شده هست كه اون را سخت كره (Lithosphere) مي نامند .

در زير ليتوسفر در درون زمين يك لايه با حالت خميري و داغتر و البته ضعيف تري نسبت به ليتوسفر بنام مذاب كره (Asthenosphere) برنامه دارد.پوسته زمين در بعضي مناطق جغرافيايي بريده شده و صفحاتي را بوجود آورده هست كه اين صفحات بي حركت نبوده و رايشان گوشته خميري زمين سر مي خورند و در نتيجه وضعيت نسبي و مرز بين اونها همواره در حال تغيير هست.
اين صفحات به دو نوع كلي قاره اي و اقيانوسي تقسيم مي شوند كه قاره ها رايشان پوسته گرانيتي نسبتا سبكي به ضخامت حدود 40 كيلومتر و اقيانوس ها رايشان پوسته بازالتي متراكم تري به ضخامت تقريبي 7 كيلومتر برنامه دارند.حرارت درون زمين از مهمترين شرایط حركت و جا به جايي اين صفحات هست.

ابعاد صفحات اقيانوسي و موقعيت اونها در حال تغيير هست و ماده سازنده اونها در حال تجديد .

البته لازم به ذكر هست كه سرعت ايجاد و گسترش صفحات با مقياس سانتيمتر در سال اندازه گيري مي‌شود.
حركت هر چند كند صفحات باعث انباشت انرژي در صفحات زمين ساخت مي‌شود و در اثر رها شدن ناگهاني اين انرژي و انتشار امواج ارتعاشي در محل برخورد صفحات با همديگر، در سطح زمين زلزله هاي ايشانرانگري رخ مي دهد.
اگر اين صفحات به هم نزديك شوند، در محل برخوردشان موجب كوه زايي مي شوند مثل حركت صفحات ايران و حجاز به طرف هم كه در محل برخوردشان سلسله جبال زاگرس را بوجود آورده اند .

ولي اگر اين صفحات از هم دور شوند باعث ايجاد شكاف مي شوند به عنوان نمونه شكاف وسط اقيانوس اطلس از اين نوع هست.

صفحات اقيانوسي و قاره اي تفاوت هاي عمده اي با هم دارند از جمله اينكه صفحات اقيانوسي در محل برخورد در بعضي مناطق در زير همديگر فرو رفته و صفحه زيرين وارد لايه مذاب زمين شده و بعدا به مرور خود هم ذوب مي‌شود و اين صفحات در حاشيه شيارهاي بر آمده با نوار هاي بزرگ آتشفشاني موسوم به پشته اقيانوسي كه از كف اقيانوس ها عبور مي كنند ايجاد مي شوند، اما بر خلاف اين صفحات، صفحات قاره اي در پشته تشكيل نمي شوند و در گوشته هم فرو نمي روند .

تفاوت ديگر اين دو نوع صفحه از نظر سن، جنس و تركيب شيميايي هست .
سن قاره ها نسبت به صفحات سازنده كف اقيانوس ها بسيار زيادتر بوده و در حدود يك ميليارد سال بيشتر هست در حالي كه سن صفحات اقيانوسي از 200 ميليون سال تجاوز نمي كند.

قاره ها همچون چوب پنبه رايشان آب به طور سرگردان در حركتند و اين حركت تابع سيالي هست كه اونها را با خود مي كشاند و مثل همان چوب پنبه هيچگاه در سيال (گوشته مذاب زمين)فرو نمي روند.
در نظريه زمين ساخت صفحه اي يا تكتونيك صفحه اي، كره زمين به هفت صفحه اصلي تقسيم شده هست :1- صفحه آفريقا 2- صفحه اوراسيا (ورازي) 3- صفحه اقيانوس هند 4- صفحه اقيانوس آرام 5- صفحه قطب جنوب 6- صفحه آمريكا 7- صفحه نازكا.

در اين نظريه، قاره ها نقش خاصي را بر عهده دارند.

قاره ها همراه با صفحاتي كه رايشان اونها برنامه دارند از هم جدا مي شوند، تغيير مكان مي دهند ولي هيچگاه در گوشته فرو نمي روند.

وقتي دو قاره بهم نزديك شوند و بهم برخورد كنند در محل برخورد، انسداد و جوش خوردگي بوجود مي آيد.

مثلا وقتي هندوستان از آفريقا جدا شد به صورت قطعه از آفريقا به طرف شمال به حركت در آمد و در حدود 40 ميليون سال قبل به آسيا برخورد، عظيم ترين رشته كوه جهان يعني رشته كوه تبت - هيماليا بوجود آمد .

در نتيجه آسيا به شكل جديد در آمد زيرا هند به قاره آسيا جوش خورد و زايده مثلثي جنوب آسيا تشكيل شد.

امروزه از اين برخورد اثري بر جاي مانده كه رودخانه يالونگ تسانگپو (Yalong Tsangpo )در نزديكي اون جريان دارد و مي توان اون را محل التيام و جوش خوردگي دانست.

اصولا در محل اين جوش خوردگي ها ،گسل هاي فراواني وجود دارد كه بعضا زلزله هاي بسيار شديدي در اونها رخ مي دهد .

البته بايد دانست كه واقعه برخورد هند به آسيا منحصر به فرد نيست، تمام قاره آسيا از قطعاتي درست شده هست كه تدريجا و طي مراحلي به اون چسبيده اند.

ايران هم قطعه اي از اَبَر قاره گندوانا به شمار مي رفته و احتمالا طي دوره كربونيفر يا ترياس به آسيا چسبيده هست.

البته قاره هاي اروپا و آفريقا نيز بارها به هم برخورد كرده‌اند و از آخرين برخورد اونها كوه هاي آلپ تشكيل شده هست.

زمين شناسان پيش بيني مي كنند كه برخورد بعدي لااقل در 20 ميليون سال آينده اتفاق خواهد افتاد و مديترانه را از بين خواهد برد .

از تمام اين برخورد ها آثار التيام و جوش خوردگي به جاي مانده هست.
با وجود شناخت شرایط اصلي ايجاد زلزله ها در جهان ، هنوز روش يا برنامه خاصي براي پيش بيني وقت دقيق وقوع زلزله ها كه مي تواند تا حدود بسيار زيادي به كاهش تلفات وخسارات جاني و مالي ناشي از اون كمك كند، وجود ندارد .

بنابراين مهمترين كاري كه در مواجهه با زلزله ها مي توان انجام داد اين هست كه تا حد امكان كاري كنيم كه ميزان تلفات و خسارات مالي و جاني ناشي از اون به حداقل مقدار خود برسد زيرا به هيچ وجه نمي توان مانع از وقوع زلزله شد كه صد البته در اين ميان كاهش تلفات جاني در اولايشانت برنامه دارد .

از جمله مهمترين اين اقدامات رعايت اصول صحيح مهندسي در امر ساختمان سازي و اجراي تمام مراحل ساخت و ساز از ابتداي امر تا پايان كار اجرايي بر پايه قوانين و ضوابط ملي و بين المللي موجود در اين زمينه هست.

چيزي كه متاسفانه امروزه در بسياري از موارد بدليل ندانم كاري و سهل انگاري عمدي يا سهايشان مسئولان و ناظران امر اون طوري كه بايد صورت نمي‌گيرد.

كاري كه به جرات مي توان فرمود كه امتان سرزمين آفتاب تابان و خيلي از كشورهاي ديگر دنيا با برنامه ريزي مدون و منطقي و با اختصاص دادن بودجه لازم، به اين مهم دست يافته اند.

اين كشورها با بكارگيري روش هاي صحيح و اصولي ساختمان سازي ،آموزش دادن و آشنا كردن امت با راهكارهاي مواجهه با زلزله و كارهاي ديگر از اين دست توانسته اند فرهنگ زلزله را در ميان امتان خود به خوبي جا بيندازند.

به عنوان مثال در يكي از شهرهاي ژاپن زلزله حدودا 7 ريشتري يك نفر كشته داشته هست در حالي كه در زلزله بم ما 30 هزار كشته داشتيم كه اين مثال خود گايشاناي همه نافرموده ها در مورد ساخت و ساز غير اصولي در كشورمان هست.
پي نوشت
۱ - مقياس ريشتر معرف انرژي آزاد شده توسط يك زلزله هست.مثلا انرژي زلزله اي به بزرگي 5/8 ريشتر معادل انرژي آزاد شده از انفجار 30 ميليون تن TNT هست.

زلزله با بزرگي 2 ريشتر معمولاً كوچكترين زلزله اي هست كه توسط انسان حس مي‌شود.

بزرگي ريشتر با دامنه موج زلزله ثبت شده توسط لرزه نگار به صورت لگاريتمي تغيير مي كند ، يعني ازدياد بزرگي ريشتر به اندازه يك واحد متناظر با 10 برابر شدن دامنه موج و تقريبا 31 برابرشدن مقدار انرژي رها شده بوسيله زلزله هست.
۲ - گسل معرف صفحه اي هست كه حركات زمين در طول اون رخ مي دهد و مبدا حركت زمين در يك زلزله از اون ناشي مي‌شود .

منبع : همشهري - ‎1384/02/18

حق کپی با ذکر "نام نویسنده" و "سایت همکلاسی" بلامانع می باشد

8:

شواهد اشتقاق قاره‌ای

با در نظر گرفتن قطب چرخشی صفحات و زاویه چرخش می‌توان از نظر هندسی حواشی مشابه قاره‌ها را به هم متصل کرد ، این کار امروزه با مدلهای ریاضی و کامپیوتری به خوبی انجام شده هست.

نخستین بازسازی توسط اسمیت و هالام (1970) انجام شد.

در حالت کلی شواهد زیر از اشتقاق قاره‌ای حمایت می نمايند:

* کمربندهای چین خورده:
ادامه کمربندهای چین خورده پالئوزوئیک در ابرقاره‌های گندوانا و لورازیا یکی از شواهد اشتقاق قاره‌ای هست.

بهترین مثال کمربندهای چین خورده کالدونین اروپای شمالی و آپالاشین در شرق آمریکای شمالی هست.

تشابه رسوبات از نظر جنس ، ابعاد و دانه بندی و محتوای فسیلی از شواهد مهم به شمار می آیند.
* تشابهات ساختاری:
روندهای اصلی ساختاری در حواشی قاره‌ای مشابه از دیگر علائم اثبات اشتقاق قاره‌ای محسوب می شوند.

مثلا روند محورهای چین خوردگی ، گسلهای اصلی و ساز و کار مشابه اونها در حواشی متشابه.
* انطباق سنی:
انطباق سنی واحدهای سنگی در طرفین قاره‌هایی که وقتی به هم متصل بوده اند از دیگر علائم اثبات اشتقاق قاره‌ای محسوب می شوند.
* مناطق آذرین مشابه:
توده‌های نفوذی و یا سنگهای آتشفشانی مشابه در حواشی متشابه از دلایل اشتقاق قاره‌ای محسوب می شوند.
* مقاطع چینه‌ای:
سکانسهای رسوبی همسن و مشابه از نظر ترکیب ، دانه بندی و دیگر اختصاصات رسوبی می تواند یکی دیگر از دلایل اشتقاق قاره‌ها در حواشی قاره‌ها محسوب شوند.
* مناطق فلز زایی:
تشابه مناطق کانی سازی شده در حواشی قاره‌هایی که اکنون از هم فاصله زیادی دارند، می‌تواند در بازسازی وضعیت قاره‌ها در گذشته و اشتقاق اونها کمک کند.
* شواهد آب و هوایی:
شرایط آب و هوایی نوع رسوبات تشکیل شده و تنوع زیستی را کنترل می کند و به همین دلیل انواع نهشته‌های ریفی ، کربناته ، تبخیریها ، طبقات قرمز قاره‌ای ، طبقات نفت و ذغال‌دار ، فسفریت‌ها ، لاتریت‌ها و بوکسیت‌ها و نهشته‌های یخچالی در محیط های مختلف از نظر آب و هوایی تشکیل می شوند که خود تابعی از عرض جغرافیایی هست.

لذا با تکیه بر این شواهد می‌توان حواشی مشابه قاره‌ای را از نقطه نظر شواهد آب و هوایی ، عرض جغرافیایی و نوع رسوب تشکیل شده کنترل نمود.
* شواهد فسیل شناسی:
اشتقاق قاره‌ای علاوه بر این که باعث جدایش قطعات قاره‌ای و یافت شدن فسیلهای مشابه در دو قطعه‌ای که اکنون فاصله زیادی از هم دارند می شود، از طرف دیگر می تواند با مهاجرت قاره‌ها به عرضهای جغرافیایی متفاوت باعث ایجاد روندهای تحولی و تکاملی متفاوتی بر روی جانوران مشابهی گردد که سپس اشتقاق پروسه‌های تحولی متفاوتی را پشت سر گذاشته‌اند.

از جمله این شواهد می‌توان به یافته شدن بقایای گیاهان و جانوران (گانگاموپتریس و گلوموپتریس و لیستروزوروس و مزوزوروس) در قاره‌های آفریقا ، امریکای جنوبی و قطب جنوب اشاره کرد.
* شواهد پالئو مغناطیسی :
مغناطیس باقیمانده در سنگهای مشخص لوازم مناسبی هست که اطلاعات جالبی از مهاجرت قاره‌ها در طول وقت در اختیار ما برنامه دهد.

تغییرات جهت اون در طول وقت و اندازه گیری دقیق اون می‌تواند الگوی حرکتی قاره‌ها را مشخص نماید.

موقعیت قطب ظاهری در وقتهای مختلف یک منحنی را معرفی می کند که به نام منحنی سرگردانی قطبی (apw) معروف هست.

اگر منحنی سرگردانی برای قطعات قاره‌ای یکسان باشد ، به معنی اون هست که اشتقاق صورت نگرفته هست ولی تفاوت در منحنی سرگردانی قاره ها نشان می دهد که قطعات قاره ای نسبت به هم حرکات متفاوتی داشته اند.

البته در بررسی حرکت قاره‌ها ، حرکت شمالی – جنوبی بخوبی از روی منحنی سرگردانی قطبی قابل درک و دریافت هست.

ولی حرکت در جهت شرقی – غربی را نمی‌توان هستنباط نمود.

مطالعات پالئومغناطیسی برای سرزمینهای قبل از مزوزوئیک بهترین وسیله هست، چرا که الگوی حرکتی بسیاری از قطعات لیتوسفری را با توجه به نوارهای مغناطیسی بستر اقیانوس که سنی قدیمی تر از 200 میلیون سال ندارند را می‌توان تعیین کرد.

ولی برای بررسی الگوی حرکتی قاره‌ها در قبل از مزوزوئیک نمی‌توان از نوارهای مغناطیسی بستر اقیانوس مدد گرفت.

مطالعات دقیق نشان داده هست که منحنی سرگردانی قطبی آمریکای شمالی اوراسیا مشابه‌اند و برای این دو قاره قطب چرخش نیز تعیین شده هست.



تعیین حرکت نسبی صفحات با لیزر

در نقشه برداری با لیزر ، با هستفاده از نقاط ثابت واقع در پشت منظومه شمسی (استفاده از یک کویزار) یا ماهواره‌ای که در مدار زمین در حال چرخش هست یا با هستفاده از یک بازتابنده لیزری واقع بر سطح ماه ، از چند ایستگاه رصدهایی انجام می شود و با انجام مشاهدات دوره‌ای در دو سر خط مبنایی که در دو صفحه مجاور قبلا مشخص شده اند، می‌توان سرعت و جهت حرکت صفحه‌ها را بدست آورد.

مهمترین روشهای فرازمینی Vlbi و Slr هست.

روش دقیقتر موقعیت یابی رادیویی ماهواره‌ای Srp هست که وقتی در حد یک در میلیون دارد و تلاش می شود این دقت به یک در ده میلیون برسد.

در حالت کلی شرایط مختلفی بر روی سرعت صفحات اثر می گذارند که شامل فاصله نقاط از قطب چرخش ، وجود مناطق فرورانش در اطراف یک صفحه که با افزایش این مرزها ، سرعت حرکت صفحه افزایش می‌یابد ، وجود بلوکهای قاره‌ای متصل به قطعات لیتوسفری که بزرگی و وسعت اونها تعیین نماينده سرعت حرکت صفحات قاره‌ای هست و با افزایش حجم قطعات قاره‌ای سرعت کاهش می یابد.

* در اوایل قرن بیستم با پیشنهادات وگنر ، نظر زمین شناسان به فرضیه اشتقاق قاره ها معطوف شد.

در سالهای اخیر با مطالعات و توجهات بیشتر به نظریه‌های گسترش کف اقیانوس و تکتونیک صفحه‌ای توسط دانشمندانی همچون مس و مورگان و با هستفاده از پیشرفته‌ایی که در سایر علوم حاصل گردیده زمین شناسی وارد مرحله جدیدی از علوم شده هست

9:

فصل اول - ساختمان های گنبدی
بطور کلی ، ساخت های گنبدی را می توان بعنوان ساختهایی تعریف کرد که در نتیجه نیرو های قائمی – که از پائین به بالا اثر می نمايند – تشکیل می شوند .

بدیهی هست که در اینجا ، مقصود اون دسته از ساختمان های گنبدی شکلی هست که تشکیل انها ، غیر از شرایط تکتونیکی بوده هست و از جمله مهم ترین انها ، می توان گنبد های نمکی را نام برد .
مقطع این ساختمانها دایره ای هست و در مواردی که محیط اطراف انها متجانس نباشد ، میدان تنش حاصله نیز متجانس نبوده و ممکن هست مقاطع انها غیر دایره ای باشد .

در مجموع می توان فرمود که این ساختمانها وقتی تشکیل می شوند که در زیر طبقات ناحیه ای ، لایه ای که خاصیت تغییر شکل پلاستیک عالی دارد که ( مثل نمک ، گچ و بعضی انواع رس ها) موجود هست .

هرگاه این طبقه پلاستیک ، به علتی تحت فشار واقع شود ، به علت وضعیت خمیری ، این فشار را به حالت هیدرواستاتیک به تمام نقاط منتقل می کند و در حالتی که در قسمتی از لایه ها نقطه موجود باشد .

به سمت بالا حرکت کرده و ساخت گنبدی را بوجود می اورد .

عامل تنش متفاوت هست و در مورد نمک ، اختلاف وزن مخصوص قابل توجه بین نمک و سنگهای اطراف سبب حرکت نمک به سمت بالا می شود .
ساختمان گنبد های تبخیری ( گنبد های نمکی)
گنبد های تبخیری عموما از جنی نمک هست و ندرتا ممکن هست از ژیپس یا انیدریت تشکیل شوند .

این ساختمان ها به شکل گبند های مجزا و یا به صورت هسته تاقدیس ها دیده می شوند .

این گنبد ها از نظر اقتصادی اهمیت زیادی دارند زیرا این ساخت ها عموما نفت گیر ها را بوجود می اورند و از سوی دیگر منابع گوگرد و نمک نیز قابل توجه هست .
شکل گنبد های نمکی
هسته گنبد های نمکی از نمک تشکیل و تزریق ان به زیر سنگهای اطراف سبب تغییر شکل انها می شود .

هسته گنبد ، کم و بیش دایره ای و در بعضی موارد بیضوی طویل هست .
بعضی از گنبد های نمکی در سطح زمین بیرون زدگی دارند و گنبد های انها مشخص هست بطوری که ارتفاع انها نسبت به زمین های اطراف به 13 متر و در مواردی نادر به 25 متر می رسد .
عمق گنبد های نمکی هم متفاوت هست .

بر پايه اطلاعات حاصله از تحقیقات ژئوفیزیکی و گمانه های اکتشافی دربسیاری حالات ، عمق انها بر چند کیلومتر می رسد .

شکل خارجی توده نمک ، همواره مخروطی و گنبدی نیست و در بعضیموارد شکل توده های دیواره مانند هست .

گاهی نیز به شکل توده های هستوانه ای هست .
ترکیب گنبد ها
معمولا قسمت اصلی گنبد های تبخیری را نمک تشکیل می دهد و چند در صدی نیز ممکن هست از انیدریت باشد .
ساختمان داخلی گنبد ها
ساختمان داخلی دارای شکل های متفاوتی هست و به صورت لایه لایه تا توده های نامنظم دیده می شود .

عموما چین خوردگی در همی دارد .

در قسمت هایی که لایه ها مشخص اند ، شیب زیادی دارند و در پاره ای حالات نیز قائم هست .
پوشش رسی
بعضی از گنبد های مکی توسط پوششی از شیل و یا سایر سنگهای رسی احاطه شده هست .

در بعضی موارد قشر های کنگلومرا نیز ممکن هست دیده شود .
ساختمان سنگهای رسوبی اطراف گنبد های نمکی
این سنگها به شکل گنبد یا تاقدیس در مایند .

در بعضی موارد ، لایه بندی سنگها رسوبی رونی توده نمک ، به موازات فصل مشترک نمک و سنگهای درونگیر هست که این قبیل گنبد های سوراخ ننماينده معروف هست .

علت ایجاد وضعیت بدین خاطر هست که گنبد های نمکی ، قبل از رسوب سنگهای رویی بوجود امده و در معرض فرسایش برنامه گرفته هست و بدین ترتیب این گنبد ها نیر در اعماق لایه های اطراف خود متقاطع اند .
تکامل ساختمان گنبد ها
در بعضی موارد با بررسی وضعیت طبقات درونگیر گنبد ها وقت تشکیل انها را مشخص کرد .
ناودیس حاشیه ای گنبد های نمک
یکی از پدیده هایی که معمولا همراه با گنبد های نمکی دیده می شود ، ناودیس حاشیه ای انهاست .

بطوری که ذکر شد مکی که گنبد های نمکی را بوجود می اورد ، از نزدیکترین قسمت های لایه اصلی نمک به گنبد تامین می شود .

این امر سبب نازک شدن لایه نمک در اطراف توده و در مرحله بعد باعث فرونشینی طبقات رویی و در این قسمت و ایجاد ناودیس حاشیه ای می شود .
اهمیت اقتصادی گنبد های نمک
این گنبد ها از نظر اقتصادی اهمیت زیادی دارند .و در بسیاری موارد ، ساختمان تاقدیس سنگهای روی گنبد های نمکی ، نفتگیر های اقتصادی را تشکیل مدهد و گاهی نیز این امر در پوشش سنگ گنبد ها به چشم می خورد بعلاوه در بسیاری حالات ، کانسار های ارزشمند گوگرد در داخل پوشش سنگها دیده شده هست .
فصل دوم – مشخصات تکتونیکی زمین
پوسته زمین همواره تحت تاثیر شرایط تکتونیکی هست .
حرکات کوهزایی و خشکی زایی
حرکات پوسته زمین را می توان به دو دسته کلی تقسیم کرد :
حرکات کوهزایی و خشکی زایی
حرکات کوهزایی به ان دسته از حرکات پوسته اطلاق می شود که سبب تغییر شکل سریع توده های عظیم سنگها می شود و مدت وقت تاثیر ان در مقیاس زمین شناسی ، کوچک و شدت ان زیاد هست ، این گونه حرکات یبب گسل ها ، چین ها و کوها می شود .
حرکات خشکی زایی حرکاتی از پوسته زمین را شامل می شود که مدت تاثیر شان زیاد و شدت انها کم هست از جمله این حرکات می توان پائین رفتن پوسته و تشکیل حوضه ها و نیز بالا امدن قسمت هایی را نام برد .

حرکات خشکی زایی سبب پیشروی و پسروی دریا ها می شود .
در مورد حرکات کوهزایی اصطلاحات زیر وجود دارد :
الف ) فاز کوهزایی : تغییر شکل هایی که طی فاصله وقتی محدود و معینی انجام می گیرد بدین نام خوانده می شود .
ب ) پریود کوهزایی : چند فاز کوهزایی متوالی ، بنام پریود کوهزایی نامیده می شود .
ج ) کوهزایی با سلسله جبالی : این نام به منطقه نسبتا باریکی که تغییر شکل پیدا کرده اطلاق می شود .
د ) کمربند کوهزایی : به مجموعه چند سلسه جبال که از نظر تکتونیکی به هم وابسته و طی یک کوهزایی چین خوردگی پیدا کرده اند ، کمر بند کوهزایی فرموده می شود .
بطور کلی تغییر شکل پوسته زمین را می توان در نتیجه تجمع تنش دانست که به مرور در سنگ ذخیره می شود و هنگامی که میزان تنش از حد الاستیک سنگ تجاوز کند ، تغییر شکل دایمی ان را سبب می شود .

بدین ترتیب لحظه شروع تغییر شکل سنگها به نحوه اعمال نیروها و نیز به مشخصات مکانیکی انها بستگی دارد .
حرکات خشکی زاییبه حرکات ارام پوسته که در طول مدت وقت طولانی تاثیر می کند، اطلاق می شود .

بطور کلی این حرکات به پائین رفتن تدریجی کف حوضه ها و یا بالا امدگی ارام قسمت هایی از پوسته فرموده می شود .
بنا به عقیده بعضی از دانشمندان این دو دسته حرکات یاد شده را نبایستی از یکدیگر جدا کرد بلکه حرکات خشکی زایی نیز دسته دیگری از حرکات کوه زایی ، منتها با شدت کم هست .
ایزوستازی
اجزای مختلف پوسته زمین مثل کوهها ، دشت ها و دریا ها ، به صورت فرو رفتگی های نامنظمی که در قسمت بالایی پوسته برنامه گرفته ، نیستند بلکه تمام این اجزا به حالت تعادل نسبی برنامه دارند که این امر به کاهش یا افزایش وزن مخصوص و نیز تغییر ضخامت انها حاصل می شود .

مطابق نظریه ایزوستازی در زیر سطح زمین ، سطحی به موازات زمین سطح زمین وجود دارد که فشار وارده از کوهها ، دشتها و دریا ها در ان سطح مساوی هست .

این سطح بنام سطح تعادل یا سطح ایزوستازی نامیده می شود .
توزیع قاره ها و اقیانوس ها در زمین
بیش از 70% سطح زمین بوسیله اقیانوس ها پوشیده شده و هر یک از سه اقیانوس عمده (کبیر ،اطلس ، هند ) به تنهایی از وسعت قاره اوراسیا بزرگتر هست .
توزیع قاره ها در سطح زمین یکنواخت نیست و قسمت اعظم انها در قسمت خاصی از ان متمرکز شده هست بطوری که اگر قطری از زمین را که اسپانیا و نیوزلند را بهم وصل می کند در نظر بگیریم بیش از 81% تمام خشکی های زمین و نیمکره ای قطب ان اسپانیا هست برنامه می کند .

47% نیمکره یاد شده را خشکی و 53 % ان را دریا تشکیل می دهند .

در صورتی که نیمکره مقابل ان حاوی 11% خشکی و 89% اب هست .
ساختمان سطح زمین
یکی دیگر از مسایل مهم تکتونیکی زمین ، وضعیت پستی و بلندی های سطح زمین و نحوه توزیع انها ست .

از نقطه نظر تکتوکنیکی ، سطح زمین را می توان به واحد های مختلفی تقسیم کرد که این واحد را در فصل بعدی بررسی خواهیم کرد .
سطح زمین را می توان به سه قسمت کلی قاره ها ، حوضه اقیانوس ها و حاشیه قاره ها تقسیم کرد .
هر چند در وحله اول به نظر می رسد که سواحل دریا ها را بایستی فصل مشترک حوضه اقیانوس ها و قاره ها در نظر گرفت ، اما این فصل مشترک ، مرز واقعی دریا هاو قاره ها نیست .

در حقیقت قسمت قابل توجهی از قاره ها در ناحیه فلات قاره ای و شیب قاره ای – که وسعت انها بالغ بر 10.9% % کل سطح زمین و 25% سطح قاره هاست – در زیر اب برنامه دارد .

بدین ترتیب ، مرز واقعی قاره ها و حوضه اقیانوسها را بایستی در محل شیب قاره ای در نظر گرفت .
فصل سوم – واحد های مهم تکتونیکی زمین
در سطح زمین واحد های تکتونیکی مهمی وجود دارد که می توان انها را به سه دسته زیر تقسیم کرد :
الف ) واحد های مربوط به قاره ها مثل کراتن ها ، پلاتفرم ها و کمربند های چین خورده .
ب ) ژئوسینکلین ها .
ج ) ویژگی های تکتونیکی اقیانوس ها مثل سلسه جبال های کف اقیانوس و تراشه های ان .

در این فصل این قسمتها را مورد بررسی برنامه خواهیم داد .
واحد های تکتونیکی قاره ها
از نظر تکتونیکی ، قاره ها را می توان به دو قسمت عمده بنام های مناطق ارام و پیدار و مناطق فعال تقسیم کرد .
منطق ارام عبارتند از قدیمی ترین و پایدارترین قسمت قاره ها هستند که تقریبا در تمام قاره ه وجود دارند و پس از پر کامبرین به جز فرسایش ، تغییرات عمده دیگری را متحمل نشده اند .
قسمت پیدار قاره ه تحت عناوین مختلفی نامگذاری شده هست .

بعضی ها این قسمت ها را بنام کراتن می خوانند .

عده ای دیگر ، این مناطق را بنام پهنه های قدیمی نامگذاری کرده اند .

قسمت مرکزی نواحی پایدار سپر نام دارد .

سنگهای این قسمت از قاره ها ، مرکب از شیست و سنگهای دگرگونی پر کامبرین هست .

که بوسیله گرانیت و سنگهای اذرین پوسته زمین در نظر گرفت که بوسیله لایه نازکی از سنگهای رسوبی اتشفشانی ، پوشیده شده هست .
وقت تشکیل پی سنگهای نواحی ارام زمین (3.8 تا 3.5 میلیارد سال قبل ) و سنگهای جوانتری که مربوط به 2تا1.8 میلیارد سال هم باشد نیز وجود دارد .

برپايه مطالعات انجام شده ، پی سنگهای نواحی پایدار را می توان مرکب از دو قسمت مجزا در نظر گرفت .

قسمت اول ، توده های عظیم سنگهای اذرین ، دگرگونی و رسوبی متعلق به ارکئن هست و قسمت دوم ، توده های چین خورده جوانتر متعلق به الگونکین را شامل می شود که در لابه لای قسمت اول به صورت نوارهایی به چشم می خورد .
نواحی فعال قاره ها
برای بررسی نواحی فعال قاره ها نحوه توزیع اتشفشان ها ، زلزله ها ، کمربند های چین خورده و سلسله جبال ها را مورد بررسی برنامه می دهیم .
الف ) توزیع اتشفشان ها – تاکنون در حدود 800 اتشفشان ، که در گذشته و حال فعال بوده یا هستند ، شناخته شده هست .

بیش از 75% این اتشفشان ها در منطقه اطراف اقیانوس کبیر ، که بنام کمربند اتش معروف هست ، متمرکز شده اند .

این منطقه بر سلسله جبال های جوان غرب امریکا و قوسهای جزیره ای اتشفشانی موجود در غرب اقیانوس کبیر ، منطبق هست .
ب ) توزیع زلزله ها – بطوری که می دانیم ، زلزله ها را از نقطه نظر کانون به دسته کم عمق ، متوسط و عمیق که عمق انها به ترتیب کمتر از 70 کیلومتر ، بین 70تا 300 کیلومتر و بین 300 تا 700 کیلومتر ، تقسیم می نمايند .
بطوری که دیده می شود ، نواحی زلزله خیز ، منطبق بر مناطقی هست که در انجا فعالیت اتشفشانی انجام می شود .

بیش از 80% زلزله های کم عمق در اقیانوس کبیر اتفاق می افتد .

همین منطقه بیش از 90% زلزله های متوسط و تقریبا تمام زلزله های عمیق را در بر می گیرد .از جمله منطق دیگر زلزله خیز ، می توان کمربند سلسه جبال های مدیترانه اسیا را نام برد .
ج ) کوه ها – نواحی از سطح زمین که از مناطق اطراف خود مرتفع تر هستند .

کوه ها بر پايه شیب ، ارتفاع و مشخصات نظیر اینها به اسامی مختلفس تقسیم می شوند .


انواع کوهها :
.1.

کوهای ناشی از چین خوردگی
.2.

کوهای ناشی از فعالیت اتشفشانی
.3.

کوه های گسلی
ژئوسنکلین ها
میزان نشیت کف حوضه 12 متر به ازای هر میلیون سال هست .
ساختمان ژئو سنکلین ها
قسمت های اصلی ژئو سنکلین ها نواحی گود ان هست که معمولا در همه جا به شکل گودی طویل می باشد .

در یک ناحیه ژئو سنکلین ممکن هست که چندین گودی وجود داشته باشد که معمولا تمام انها در جهت طویل اند و به وسیله گسله هایی محدود شده اند .

کف قسمت اصلی ژئو سنکلین ممکن هست از جنس اقیانوسی و لایه ها ی بازالت که بوسیله سنگهای رسوبی پوشیده شده ، و یا از جنس پوسته قاره های باشد که در این حالت قسمت اصلی ان از سنگهای ضخیم ، اذرین و دگرگونی چین خورده تشکیل شده و در زیر ان قشر بازالتی برنامه دارد .
در حاشیه ژئو سنکلین ها ، ممکن هست قطعات به سمت بالا حرکت نمايند و ژئو انتی سنکلین را بوجود اورد .

در چنن مواردی ، مواد رسوبی و اتشفشانی که در گود های رسوب کرده اند .

چین خوردگی پیدا می نمايند وبدین ترتیب گودی ژئوسنکلین به شکل ناودیس شکنجی ، در می آید .

از جمله دیگر قسمت های مهم ژئو سنکلین ها ، حوضه های کوهزایی اونهاست .

انواع ژئو سنکلین ها
الف ) میوژئوسنکلین - این نام به اون دسته از ژئو سنکلین ها اطلاق می شود که تقریبا تمام نهشته های اون را سنگ های رسوبی تشکیل می دهند .

از جمله سنگهایی که در این دسته ژئو سنکلین ها دیده می شود می توان از آهک ، شیل ، ماسه سنگ کوارتزی و کنگلومرا نام برد .

وجود بعضی از مشخصات از جمله ترک های گلی ، اوولیتها ، آثار آلگ ها و مشخصات مشابه ان ، موید این مطلب هست که رسوبگذاری در ابهای کم عمق انجام گرفته هست .

ندرتا ممکن هست سنگ های اذرین نفوذی یا آتشفشانی نیز در داخل رسوبات این دسته مشاهده می شود .
ب ) ایوژئوسنکلین – ایوژئوسنکلین ، به نوعی ژئوسنکلین اطلاق می شود که در اون ، بطور متناوب سنگهای رسوبی و آتشفشانی برنامه گرفته اند .

ضخامت این رسوبات به مراتب بیشتر از رسوبات میوژئوسنکلین هست .

سنگهای رسوبی این دسته ، عموما آواری و شامل شیل ، گریواک و کنگلومراست .

سنگهای آتشفشانی اون نیز معمولا جریان های گدازه ، توف ، سیل و دایک های کم عمقی هست که جنس انها غالبا اوندزیت و ندرتا بازالت یا ریولیت هست .
ج ) پارالیاژئوسنکلین – این نام به ان دسته از ژئو سنکلین ها فرموده می شود که در حاشیه ارام قاره ها برنامه دارند .

رسوبات این حوضه ها ، گسترش وسیعی دارند و سرعت رسوبگذاری در انها به 34 متر در سال می رسد .

و معمولا در بین رسوبات ان مواد اتشفشانی وجود ندارد .
مراحل مختلف ژئوسنکلین
الف ) مرحله اصلی – فاز اولیه از مرحله اصلی ژئو سنکلین معمولا توام با تشکیل بعضی گسل های هست که کف ان را قطع می کند .

بعضی از قطعات کف ژئو سنکلین ، از اطراف به توسط گسلها محدود شده و فرونشینی انها سبب ایجاد گودی ژئو سنکلین می شود .

مطالعه رابطه بین گسل ها و قطعات موجود نشان دهنده این هست که عامل اصل بوجود اورنده انها ، حرکات افقی یا قائمی هست که در فواصل متفاوتی ادامه داشته هست.
از جمله ویژگی های مهم گودی سنکلین ها ، سیستم گسل های عمیق و نیز نواحی ای هست که فاقد پوسته قاره ای اند .

که بعد ها در طی توسعه ژئو سنکلین ها حقیقی ، سنگهای گسل های عمیق مربوط به قشر های بازالتی و یا حتی قسمت های بالای گوشته ، ممکن هست و در امتداد گسله ها به سطح زمین رانده شده و در انجا نمایان شود.

در فاز نهایی مرحله اصلی ، تقریبا تمام گودی ژئو سنکلین از رسوبات متناوب رس و ماسه سنگ موسوم به فلیش پر می شود .

در داخل این رسوبات ، لایه های مارلو و کربن های مختلف نیز مشاهده می گردد.
ب ) مرحله کوهزایی پس از خاتمه چین خوردگی در مرحله اصلی در اثر فرونشینی ، گودیهای دیگری موسوم به گودیهای کوهزایی بوجود می اید و در همین وقت ، بالا امدگی کوهزایی نیز تشکیل می شود .

گر چه در بعضی موارد ، این گودیها عمیق ترین قسمت ژئو سنکلین ها را تشکیل می دهد ولی این امر در تمام موارد صادق نیست ، گودیهای موجود در حواشی کراتن ها از جمله معروفترین گودیهای کوهزایی به شماره می ایند .

این گودیها معمولا با رسوبات ضخیمی از مواد رسوبی و اتشفشانی پر می شود.

فصل چهارم - درزه ها
درزه شکستگی هست که در ان هیچ گونه جابجایی در بخش های طرفین شکستگی نسبت به هم رخ نداده هست و یا به قدری کم هست با چشم غیر مسلح دیده نمی شود .

در صورتی که در طرفین شکستگی رخ دهد گسل نامیده می شود .

ابعاد درزه از چند سانتی متر تا چند صد متر متفاوت هست .

درزه راهی برای دخول اب در سنگها بوجود می اورد و عمل فرسایش را تسریع می کند .

دهانه بسیاری از درزه ها بسته هست ولی در اثر هوازدگی وسیعتر شده و در نهایت به یک شکاف باز تبدیل می گردد.
تقسیم بندی هندسی درزه ها
الف ) درزه امتدادی – نوعی درزه هسته که امتداد ان موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه بندی یا شیستوزیته طبقات اطراف می باشد .
ب ) درزه شیبی – درزه ای هست که امتداد ان موازی یا تقریبا موازی جهت شیب سطح لایه بندی یا شیستوزیته طبقات اطراف می باشد .
ج ) درزه مایل - اگر امتداد درزه نسبت به امتداد یا جهت شیب سطح لایه بندی یا شیستوزیته سنگهای اطراف به حالت غیر مشخص باشد بدین نام خوانده می شود .
د ) درزه طبقه ای – اگر سطح درزه موازی سطح لایه بندی سنگها باشد بنام درزه طبقه ای خوانده می شود .
طبقه بندی بر پايه وضعیت درزه ها نسبت به هم
در این تقسیم بندی وضعیت درزه ها نسبت به هم مورد مطالعه برنامه گرفته و بر پايه ان می توان انواع درزه های زیر را تشخیص داد :
الف ) درزه های منظم – اگر درزه های یک منطقه با هم موازی یا تقریبا موازی باشند درزه های منظم خوانده می شوند معمولا امتداد مشترک این درزه ها امتداد محور چین خوردگی اصلی ناحیه و یا امتداد گسل های اصلی می باشد .
ب ) درزه های نامنظم - این درزه ها وضعیت مشخصی نداشته و بطور نامنظم پراکنده اند .

معمولا مجموعه درزه های موازی موجود در یا ناحیه بنام یک دسته درزه نامیده می شود و اجتماع دو یا چند دسته درزه بنام سیستم درزه خوانده می شود .
اهمیت مطالعه درزه ها
مطالعه درزه ها در بسیاری از کار های مهندسی ضرورت دارد .

مثلا هنگام هستخراج سنگهای ساختمانی ، بخصوص سنگهایی که بایستی به قطعات بزرگ هستخراج شود (مثل مرمر و تراورتن) ، شناسایی درزه ها محل ضروری هست .
هنگام انتخاب محل تونل های راهسازی و معدنی ، بایستی قبلا وضعیت درزه های محا را بررسی کرد زیرا وجود انها ، از طرفی مسایلی در امر حفر تونل بوجود می اورد و از طرف دیگر ، نگهداری ان را مشک می سازد .

قبل از احداث سد ها نیز مطالعه درزه های منطقه ضروری هست .
هنگام پی جویی منابع معدنی نیز وقوف به وضعیت درزه های محل ضروری هست زیرا بسیاری از رگه ها معدنی ، از شکستدگی های سنگها و از جمله درزه ها تبعیت می نمايند .

از نظر زمین شناسی ساختمانی نیز مطالعه درزه ها اهمیت شایان دارد زیرا با مطالعه اماری انها ، می توان مشخصات تنش های وارده به سنگهای ناحیه را مشخص کرد .
نتایج تحقیقات تجربی
برای تجزیه و تحلیل رابطه بین نیروهای خارجی اعمالی و درزه های حاصله ، نمونه های مختلف سنگها را تحت ازمایش های کششی ، فشارش ، کوپل و پیچش برنامه می دهند .
شرایط بوجود اورنده درزه ها
الف ) شرایط تکتونیکی
ب ) تنش های باقی مانده در زمین
ج ) انقباض
د ) حرکات سطحی زمین
فصل پنجم گسله
تعریف گسل – گسل ها ، شکستگی هایی همراه با تغییر مکان نسبی هستند که به موازات سطح گسل انجام گرفته اند .

.

بعضی از گسل ها فقط چند سانتی متر طول دارند و جابجایی انها در حدود سانتی متر هست ، در صورتی که گسل هایی هم با صد ها کیلومتر جابجایی در حدود چند کیلومتر و حتی دهها کیلومتر دیده می شوند .
عناصر و ویژگی های گسل
الف ) شیب و امتداد گسل
در حالت کلی سطح گسل را می توان به صورت یک سطح مستوی در نظر گرفت ، لذا شیب و امتداد ان را همانند شیب و امتداد طبقات اندازه گیری می نمایند .

در حالت کلی ، امتداد گسل ، امتداد یک خط افقی در سطح گسل هست ، که مقدار ان نسبت به شمال بیان می شود .
زاویه بین سطح افق و سطح گسل را شیب گسل می نامند .
ب ) کمر بالا و پائین
قطعه ای واقع در بالای سطح گسل بنام کمر بالا و قطعه پائین ان بنام کمر پائین نامیده می شود .

بدیهی هست این تعاریف در مواردی صادق هست که گسل قائم نباشد زیرا در این حالت بالا و پائین صفحه گسل مفهومی نخواهد داشت .
ج ) اثر گسل
محا تقاطع صفحه گسل با سطح زمین بنام اثر گسل یا خط گسل نلمیده می شود .

خط گسل در بسیاری حالات یک خط مستقیم هست اما در مواردی که شیب صفحه کم بوده و پستی و بلندی سطح زمین زیاد باشد ، ممکن هست به حالت نامنظم دیده شود .
د ) زاویه ریک یا پیچ
این زاویه عبارت هست از زاویه بین خطی که اثر حرکت گسل را در روی صفحه ان نشان می دهد یا خط افقی که در صفحه گسل برنامه دارد .

ه ) زاویه میل
زاویه های بین خط موجود در صفحه گسل با صفحه افقی را زاویه میل نامند .
تقسیم بندی هندسی گسل ها
الف ) گسل امتداد لغز
گسلی هست که در ان لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد در این حالت لغزش کلی گسل معادل لغزش امتدادی بوده و در جهت شیب ، مولفه لغزش وجود نخواهد داشت .

همچنین زاویه ریک لغزش کلی در این حالت معادل صفر خواهد بود .
ب ) گسل شیب لغز
گسلی هست که در ان لغزش کلی در جهت شیب سطح گسل می باشد به عبارت دیگر در مورد این گسل ها .

لغزش کلی و شیبی با یکدیگر مساوی بوده و مولفه لغزش امتدادی معادل صفر خواهد بود زاویه ریک لغزش کلی در مورد این دسته از گسل ها معادل 90 درجه هست .
ج ) گسل مورب لغز
در این دسته از گسل ها ، لغزش کلی نسبت به امتداد یا شیب به سطح گسل مورب می باشد .

بدیهی هست در این گسل ها لغزش کلی دارای هر دو مولفه امتدادی و شیبی خواهد بود .

زاویه ریک لغزش کلی در این حالت از صفر بیشتر و از 90 درجه کمتر می باشد .
تقسیم بندی بر پايه زاویه شیب گسل
در این روش ، زاویه شیب گسل مبنا برنامه گرفته می شود :
الف ) گسل های پر شیب
گسل هایی پر شیب انهایی هستند که زاویه شیبشان از 45 درجه بیشتر هست .
ب ) گسل های کم شیب
هرگاه زاویه شیب کل کمتر از 45 درجه باشد ، بدین نام خوانده می شود .

تقسیم بندی بر پايه حرکت ظاهری
الف ) گسل عادی یا مستقیم
گسلی که در ان کمر بالا نسبت کمر پائین به طرف پائین حرکت کرده باشد .
ب ) گسل رانده یا معکوس
گسل معکوسی که در ان کمر بالا به طرف بالا حرکت کرده باشد .

در حالت کلی شیب گسل بیشتر از 45 درجه هست .
تقسیم بندی زایشی گسل ها
معیار تقسیم بندی در این جا حرکت ظاهری گسل هست :
الف ) گسل رانده
گسلی که در ان کمر بالا نسبت به کمر پائین به سمت بالا حرکت کرده باشد .

معمولا گسلهای رانده را بر حسب زاویه شیب به سه دسته تقسیم می نمايند .

اگر زاویه شیب بیش از 45 درجه باشد گسل ، بنام گسل معکوس و اگر کمتر از 45 درجه باشد بنام رانده خوانده می شود .

اگر زاویه شیب این گسل ها کمتر از 10درجه و لغزش کلی انها زیاد باشد گسل بنام رورانده موسوم هست تشکیل گسل های رانده با کوتاه شدن لایه ها و طبقات همراه هست .
ب ) گسل عادی
هرگاه کمر بالا به کمر پائین بطرف پائین حرکت کرده باشد ، گسل حاصل بنام گسل عادی یا مستقیم موسوم هست این گسل ها بنام گسل های وزنی نیز خوانده می شوند .
ج ) گسل مورب
گسلی هست که امتداد ان نسبت به امتداد لایه بندی یا شیستوزیته سنگهای اطراف به حالت مورب می باشد .
د ) گسل طولی
هر گاه امتداد گسل تقریبا موازی امتداد عمومی ساختمانهای زمین شناسی منطقه باشد ، بنام گسل طولی خوانده می شود .
ر ) گسل عرضی
هرگاه امتداد گسل ، عمود یا تقریبا عمود بر امتداد عمومی ساختمانهای زمین شناسی منطقه باشد ، بنام گسل عرضی خوانده می شود .
تقسیم بندی بر پايه وضعیت گسل ها نسبت به هم
الف ) گسل های موازی
در بعضی موارد گسل های موجود در یک منطقه دارای شیب و امتداد یکسان یا تقریبا یکسانند که به مجموعه انها گسل های موازی اطلاق می نمايند .

اگر امتداد عمومی گسل های منطقه یکسان بوده شیب انها متفاوت باشد ، می توان انها را به دو یا چند دسته گسل های موازی تقسیم کرد .
ب ) گسل های پوششی
گسل های نسبتا کوچکی که یکدیگر را می پوشانند بدین نام خوانده می شوند .
ج ) گسل های محیطی
این دسته گسل های دایره ای یا قوسی شکل هستند که یک منطقه دایره ای شکل یا قسمتی از منطقه دایره ای شکل را محدود می کند .
د ) گسل های شعاعی
این به گروه گسل هایی اطلاق می شود که تقریبا همگی از یک منطقه منشعب می شوند .

گسل جدا شونده نوعی خاص از گسل های عادی هست که در ان زاویه شیب گسل کم هست .
ح ) گسل امتداد لغز
گسلی هست که در ان لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد به عبارت دیگر در این دسته گسل ها ، لغزش شیبی در مقایسه با لغزش امتدادی ناچیز هست .

پرتگاه ها
پرتگاه به قسمت های نسبتا پر شیبی از سطح زمین فرموده می شود که ارتفاع انها از چند سانتی متر تا چندین صد متر تغییر می کند .
بایستی توجه داشت که پرتگاه ها نیز مشخصه قطعی گسله نیستند و ممکن هست منشا دیگری ، بجز گسله داشته باشد .

پرتگاه ها به انواع زیر تقسیم می شوند :
.1.

پرتگاه های گسلی – این پرتگاه ها ، مستقیما در اثر گسله ها بوجود می اید و اختلاف ارتفاع انها مربوط به حرکت نسبی گسله هست .

بعبارت دیگر ، پائین رفتن یا بالا امدن یکی از قطعات گسله ، باعث تشکیل این پرتگاه ها شده هست .
در بعضی موارد ، که گسله امتداد یک رودخانه را قطع می کند ، در پائین پرتگاه گسلی، ممکن هست در اثر تجمع اب ، یک دریاچه یا باتلاق کوچک بوجود می اید .
.2.

پرتگاه های خط گسله – در این نوع پرتگاه ها ، ارتفاع پرتگاه مربوط به اختلاف فرسایش طبقات در طرفین سطح گسله هست .

مثلا هرگاه گسله ای باعث شود کهدو طبقه با مقاومت مختلف – مثل ماسه سنگ و شیل – در مجاورت یکدیگر برنامه گیرد ، پس از مدتی ، در اثر فرسایش بیشتر طبقات شیلی ، اختلاف ارتفاعی بین انها بوجود خواهد امد .

بعدها ، طبقه ماسه سنگ نیز فرسوده می شود و این بار ، ممکن هست اختلاف ارتفاعی در جهت عکس حالت اول ، بوجود اید .
.3.

پرتگاه های مرکب – در این نوع پرتگاه ها ، قسمتی ار اختلاف ارتفاع مربوط به لغزش اولیه گسله و قسمتی از ان نیز ، به علت اختلاف در قابلیت فرسایش طبقات طرفین گسله هست .
.4.

پرتگاه های کوهپایه ای – این پرتگاه ها که بنام اسکار پلت نیز نامیده می شوند ، در پای سلسله کوهها تشکیل می شوند .
این گونه پرتگاه ها ، بیشتر در نواحی که گسله های فعال دارند ، مشاهده می شود و ارتفاع انها از چند سانتی متر تا چندین ده متر در تغییر هست .
پرتگاه های کوهپایه ای ، معمولا مستقیم نیستند و در انها فرسایش تاثیری ندارند و یا به طور خفیف موثر بوده هست .

به عبارت دیگر ، سطح پرتگاه در حقیقت همان سطح گسله هست .

بعضی از این پرتگاه ها ، در سنگهای بستر نیز تاثیر کرده اند .

در صورتی که عده ای دیگر ، تنها به طبقات نامتحجر روئی محدوداند .

گاهی نیز پرتگاه های گسلی حاصله در سنگهای روئی ، در نتیجه وجود گسله های اصلی در سنگهای بستر ، بوجود می ایند .
.5.

پرتگاه های مثلثی – در بعضی موارد ، سطح پرتگاه در اثر شرایط فرسایش مثل رودخانه یا یخچال فرسوده می شود و بریدگی های مثلث شکلی در ان به وجود می اید که در نهایت ، باعث می شود که سطح پرتگاه به قطعات مثلثی شکلی ، تقسیم شود .
سایر نشانه های تشخیص گسله
علاوه بر نشانه هایی که فرموده شد ، در پاره ای موارد پدیده های دیگری نیزهمراه گسله ها بوجود می اید که به کمک انها ، می توان گسله ها را تشخیص داد این پدیده عبارتند از :
.1.

چشمه ها – چشمه هایی که در پای کوهها دیده می شود ، غالبا ناشی از وجود گسله در ان محل هست و به خصوص اگر اب چشمه ها گرم باشد به احتمال زیاد می توان انها را با گسله ها در ارتباط دانست .

در حقیقت در چنین حالاتی گسله معبر عبور اب و بخصوص ابهای گرم در اعماق زمین هست .
.2.

تغییر ناگهانی مسیر رودخانه ها – هرگاه گسله ای ، امتداد رودخانه را طی زاویه نسبتا بزرگی قطع کند ، باعث تغییر ناگهانی مسیر ان شود .
.3.

تغییر ناگهانی در نیمرخ بستر رودخانه – اگر در حوالی بستر رودخانه ، گسلی بوجود اید ، باعث بالا امدن یا پائین رفتن زمین می شود .

و اگر فرسایش رودخانه با بالا امدن یا پائین رفتن متناسب نباشد ، در حوالی گسله ، شیب بستر رودخانه با سایر نقاط تفاوت پیدا می کند که این امر ، می تواند نشانه ای برای تشخیص گسله باشد .
فصل ششم - چین
بطور کلی چین ها را می توان بعنوان پیچ و موج های حاصله در سنگها تعریف کرد .

بعبارت دیگر ، چین ها ان دسته از تغییر شکل های سنگها هستند ، که فقط باعث تغییر وضعیت سنگ می شوند ، بدون انکه در ان گستگی بوجود اورند .

مشخصه های چین
.1.

لولای چین – لولای چین خط فرضی هست که نقاطی از یک لایه را که دارای حداکثر انحنا هستند ، به یکدیگر وصل می کند .

لولای چین می تواند افقی ، قائم و مایل باشد .
.2.

سطح محوری چین – سطح فرضی که تمام لولا های چین را در برداشته باشد ، بنام سطح محوری چین خوانده می شود .

این سطح ، حتی المقدور چین را به دو قسمت متقارت تقسیم می کند .
.3.

محور چین – محور چین خطی هست که به موازات لولای ان هست و در حقیقت می توان ان را بصورت خط مستقیمی تعریف کردکه هرگاه به موازات خود در فضا حرکت کند ، چین را بوجود می اورد .

در بعضی از کتاب ها محور و لولای چین را بعنوان دو مفهوم مترادف بکار می برند .
.4.

دامنه های چین – طرفین چین ، بنام دامنه های ان خوانده می شود .
.5.

اثر محوری چین – فصل مشترک سطح محوری با یک سطح افقی یا قائم بنام اثر محوری ان نامیده می شود .

معمولا سطح افقی را ، سطح زمین در نظر گرفته می شود .
.6.

خط الراس یا ستیغ – خط الراس چین ، خط فرضی ای هست که بالاترین نقاط یک چین را بهم وصل می کند .

بایستی توجه داشت که اگر چه در بعضی موارد خط الراس و لولای چین خط واحدی هستند ولی این امر الزامی نیست و در پاره ای اوقات باهم متفاوت هستند .
.7.

خط القعر – خط القعر هر چین ، خط فرضی هست که پائین ترین نقاط ان را به یکدیگر وصل می کند .
.8.

قله – بالترین نقطه یک چین بنام قله ان نامیده می شود .
.9.

زاویه میل چین – وضعیت هر چینی را می توان با لولای ان مشخص کرد .

در حالت کلی ، لولای چین مورب هست و بنابراین ، برای مشخص کردن ان بایستی ازیموت و شیب ان را مشخص کرد .

تاقدیس و ناودیس
تاقدیس – در حالت کلی ، تاقدیس را می توان به صورت چینی که تحدب ان رو به بالاست .

از انجا که در بسیاری موارد ، خط الراس چین فرسایش می یابد و نمی توان حالت یاد شده را در ان مشاهده کرد ، لذا در تعریف جامع تر ، تاقدیس به صورت چینی تعریف می شود که طبقات قدیمی تر در مرکز ان برنامه دارند .
شیب دو دامنه تاقدیس در جهت خلاف یکدیگر هست .
ناودیس – در حالت کلی ، ناودیس عبارت از چینی هست که تحدب ان به طرف پائین هست .

در اینجا تعریف جامع تر ان ، عبارت از چینی هست که طبقات جوانتر در مرکز ان برنامه دارند .
شیب دو دامنه به سوی یکدیگر هست .

تقسیم بندی هندسی چین ها
.1.

چین متقارن – چین متقارن چینی هست که سطح محوری ان قائم باشد و چین را به دو قسمت متقارن تقسیم کند .
.2.

چین نا متقارن – در حالتی که سطح محوری چین قائم نبوده و ان را به دو قسمت قرینه تقسیم نکند .

دو دامنه این نوع چین دارای شیب زیاد هست .
.3.

چین برگشته - چین برگشته .

چینی هست که سطح محوری ان مایل و هر دو دامنه ان در یک جهت شیب داشته باشد .

شیب دو دامنه این چین ها مختلف و یکی از انها برگشته هست .
.4.

چین خوابیده – در حالتی که سطح محوری چین افقی یا تقریبا افقی باشد ، بنام چین خوابیده خوانده می شود .
.5.

چین هم شیب - این نام به چین هایی اطلاق می شود که در یک جهت شیب داشته و شیب انها مساوی باشد .

دامنه های این چین ها ممکن هست قائم ، و مایل و یا افقی باشد .
.6.

چین جناغی – اگر دو دامنه چین طی زاویه تندی نسبت بهم برنامه گرفته باشند ، چین حاصله بنام چین جناغی نامیده می شود .
.7.

چین جعبه ای – اگر قسمت لولای چین مسطح باشد ، ان را بنام چین جعبه ای می خوانند .
.8.

چین بادبزنی – چین بادبزنی چینی هست که هر دو دامنه ان برگشته هست .

در چین بادبزنی تاقدیسی ، هر دو دامنه به سوی یکدیگر هست در صورتی که در چین بادبزنی ناودیسی ، شیب دو دامنه از هم دور می شوند .
.9.

چین از دو سو متمایل – اگر لولای چین ، از هر دو سو ، شیب داشته باشد ، به نام چین از دو متمایل خوانده می شوند.
.10.

گنبد – عبارت هست از تاقدیس که امتداد مشخصی ندارد .

به عبارت دیگر ، شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف خارج متوجه هست .
.11.

تشتک – ناودیسی هست که امتداد و محور معینی ندارد و شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف مرکز ان ، متوجه هست .

تقسیم بندی چین ها بر پايه عمق انها
الف ) چین های موازی – چینی که در ان ضخامت لایه ها ضمن چین خوردگی ثابت می ماند .
ب ) چین های مشابه - چین مشابه چینی هست که وضعیت ان نسبت به عمق ثابت مانده و تغییری نکند .

بطوری که دیده می شود ، در این چین ها ، ضخامت لایه ثابت نیست بلکه اندازه ان در قسمت های بالا و پائین چین به مراتب بیشتر از ضخامت لایه در دامنه های ان هست .
ج ) چین های هماهنگ و ناهماهنگ – در بسیاری موارد ، طبقات رویی و زیرین ، در مراحل مختلف چین خوردگی پیدا می نمايند .

اگر وضعیت عمومی چین خوردگی سنگها بالا و پائین یکسان باشد ، یعنی یک تاقدیس در قسمت های پائین هم چنان تاقدیس باقی بماند ، چین خوردگی ، بنام هماهنگ و در غیر این صورت بنام ناهماهنگ نامیده می شود .
د ) چین های سوراخ نماينده – ممکن هست چندین لایه روی هم برنامه گرفته و طبقات زیرین ، از جنس مواد شکل پذیری مانند نمک ، گچ و مواد نظیر انهاباشد .

ممکن هست این مواد شکل پذیر ، در نقطه ای جمع شوند و طبقات روئی را به صورت گنبد در اورند .

سیستم چین ها
طول موج چین - بطوری که فرمودیم چین ها منفرد نیستند .

فاصله بین دو قله دو تاقدیس یا ناودیس متوالی ، بنام طول موج چین خوانده می شود .
طول موج چین ممکن هست از چند سانتی متر تا چندین کیلومتر تغییر کند .
دامنه چین – نصف فاصله عمودی بین خط الراس یک تاقدیس و خط القعر یک ناودیس مجاور ، بنام دامنه چین خوانده می شود .
ناودیس شکنجی – در بسیاری موارد ناودیس بزرگ ، خود از چین های کوچک و متعددی تشکیل یافته هست که در این حالت بنام ناودیس شکنجی نامیده می شود .
تاقدیس شکنجی – تاقدیس شکنجی نیز تاقدیس بزرگی هست که از چین های کوچک متعدد تشکیل یافته هست .

پهنای تاقدیس شکنجی نیزدرحدودچندکیلومتر هست.

دررشته
جبال البرز نمونه های متعددی از ناودیس و تاقدیس های شکنجی رامی توان مشاهده کرد.
ژئوسینکلینال – گرچه از نظر لغوی ژئوسینکلینال به معنی ناودیس زمین هست اما نبایستی ان را به جای ناودیس بزرگ بکار برد .

ژئو سیکلینال حوضه رسوبی وسیعی هست که ضخامت رسوبات ان به چند هزار متر می رسد .

علیرغم ضخامت زیاد رسوبات ژئوسیکلینال ها ، محیط رسوبگذاری انها عمیق نیست و علت اصلی تجمع رسوبات ، فرورفتن تدریجی کف ژئو سیکنلینال می باشد .
ژئو اونتی کلینال – ژئو انتی کلینال ، یک بالا امدگی وسیع هست که ابعاد ان در مقایسه با ابعاد ژئو سیکلینال هست .

چنین پدیده ای ممکن هست در داخل یا خارج ژئو سینکلینال دیده شود .
چین های پوششی - در موارد ، چین های منفرد و مجزایی دیده می شوند که توسعه چندانی ندارند ولی روی یکدیگر می پوشانند .

این چین ها بنام چین های پوششی نامیده می شود .

تک چین و پادگانه ساختمانی
اگر در ناحیه ای سنگ ها ، نسبت به سنگهای مجاور خود ، بدون ایجاد شکستگی بالاتر برنامه گیرند ، سنگ های بین انها از حالت افقی خارج شده و به حالت شیب دار برنامه خواهند گرفت ، این چین خوردگی که در ان ،لایه ها در ناحیه ای بطور ملایم شیب دار می شوند ، به نام تک چین نامیده شود .

بنابراین ، تک چین به طبقات شیب داری فرموده می شود که شیب انها در یک جهت باشد .

اگر طبقات تک چین را در امتداد شیب ان تعقیب کنیم ، در منطقه محدودی شیب لایه ها کمتر شده و به طبقات اولیه قبل از تغییر شکل ، تبدیل می شود .

این گونه طبقات بنام پادگانه ساختمانی نامیده می شود .

ریز چین
هر گاه دو لایه مقاوم یک لایه نامقاوم را احاطه کند که این لایه بر اثر (تکتونیک) حرکتی اجرا کند زیر چین در لایه نامقاوم حاصل خواهد شد .

[
B]فصل هفتم – ساخت های اولیه سنگهای اذرین خروجی[/b]

گدازه – هنگامی که ماگما به سطح زمین راه می یابد ، در سطح زمین جریان یافته و پس از سرد شدن ، گدازه ها را بوجود می اورد .
گدازه ها ، توده های اذرین لایه شکلی هستند که ضخامتشان در مقایسه با گسترش عرضی انها ناچیز هست .

حالت گدازه تابع مشخصات زمینی هست که در ان جریان می یابد .

مثلا در مواردی که زمین تقریبا مسطح باشد ، گدازه نیز قشر کم و بیش افقی خواهد بود ، در صورتی که در دامنه اتشفشانها ، گدازه ها به حالت شیب دار مشاهده می شود .
مشخصات گدازه ها – ضخامت گدازه ها معمولا در حدود چند متر هست و گدازه های باضخامت بیش از 100 متر ، فوق العاده نادر هست .

گسترش عرضی گدازه ها تا حد زیادی به جنس انها بستگی دارد .

گرانروی گدازه های بازی و متوسط کم هست ، بنابراین ، این دسته از گدازه ها ، به اسانی جریان افتاده و سطح وسیعی را در بر می گیرند .

ضخامت این دسته از گدازه کم و بیش در سرتاسر ان یکسان هست .

گدازه های اسیدی ، لزج ترند و بنابراین ، گسترش چندانی ندارند و غالبا به صورت توده های عدسی شکل اند .
ساخت گدازه ها
الف ) ساخت منشوری
ب ) ساخت بالشی
ج ) تغییرات داخلی قشر گدازه
آتشفشان ها
اتشفشان ها نیز اشکال دیگری از ساخت های اولیه سنگهای اذرین خروجی اند که در اثر خروج ماگما ، بوجود می ایند .
مهم ترین قسمت های یک اتشفشان از نظر زمین شناسی ساختمانی ، مخروط و دهانه اتشفشان هست که اینک به بررسی انها می پردازیم .
.1.

مخروط آتشفشانی – مخروط اتشفشانی در اثر سرد شدن و تجمع مواد خروجی اتشفشان به وجود می اید این گونه ساختمانها را از نظر های مختلف می توان تقسیم بندی کرد .

مثلا پايه تقسیم بندی سنگ شناسی ، جنس سنگهای تشکیل دهنده مخروط و پايه طبقه بندی فیزیوگرافی ، مرحله فرسایش ان هست اما در زمین شناسی ساختمانی ، مخروط ها را از نظر ساختمان داخلی طبقه بندی می نمايند .

در این تقسیم بندی ، می توان انواع مخروط های زیر را تشخیص داد :
الف ) مخروط گدازه ای – این مخروط ها از گدازه های خیلی سیال تشکیل شده و به همین جهت دارای دامنه های کم شیب اند .

این مخروط ها تماما از جنس گدازه اند .

و در مورد انها قسمت اعظم ماگما از درون دهانه اصلی اتشفشان ، خارج شده هست .
در مواردی که ماگماهنگام خروج از اتشفشان سرد و لزج باشد ، در فاصله کمی پس از خروج از دهانه ، منجمد می شود و مخروط پر شیبی را به وجود می اورد که بنام هورنیتو موسوم هست .
ب ) مخروط های اذر اواری – این مخروط ها در نتیجه تجمع مواد اذر اواری که از اتشفشان خارج می شود تشکیل شده و در بعضی موارد ممکن هست دارای دامنه های پر شیب باشد .
ج ) مخروط مرکب – این مخروط ها از قشر های متناوب گدازه و مواد اذر اواری تشکیل می شود .

در این گونه مخروط ها ، قسمت اعظم ماگما از دهانه های فرعی اتشفشان خارج می شود .
.2.

دهانه – قسمت بالایی مخروط اتشفشان ، بنام دهانه خوانده می شود بسته به وضعیت دهانه ، حالات زیر را می توان تشخیص داد :
الف – کرارتر
کرارتر فرورفتگی موجود در انتهای مخروط اتشفشان هست که در حالت کلی ، به صورت یک مخروط ناقص در بالای ان برنامه دارد .

قطر قسمت پائین کرارتر معمولا کم هست و ندرتا از 300 متر تجاوز می کند اما قطر قسمت بالای ان ، در اثر ریزش دیواره ، ممکن هست خیلی زیاد باشد .
کرارتر معمولا در اثر انفجار در قسمت های بالایی دود کش اتشفشان ، بوجود می اید .
ب – کالدرا
کالدرا فرورفتگی بسیار بزرگی هست که در قسمت های بالایی اتشفشان به وجود می اید .

مقطع این فرورفتگی ، معمولا دایره و در بعضی موارد نامنظم هست .

قطر کالدرا ممکن هست به جندین کیلومتر برسد .
کالدرا در نتیجه تخریب دیواره دهانه اتشفشان به وجود می اید .


فصل هشتم – ساخت های اولیه سنگهای اذرین نفوذی[/b]

تقسیم بندی توده های نفوذی
در زمین شناسی ساختمانی ، توده های نفوذی را بسته به وضعیت انها نسبت به سنگهای مجاور ، به دو دسته توده های هم شیب و ناهم شیب تقسیم می نمايند .

هر یک از این گروه ها ، بسته به شکل و ابعاد توده خود به گروه های کوچک تر تقسیم می نمايند .
معمولا در مجاورت توده نفوذی ، طبقات رسوبی یا سنگهای دگرگونی حاوی شیستوزیته وجود دارد .

اگر توده نفوذی با سطح لایه بندی طبقات رسوبی یا شیستوزیته سنگهای دگرگونی مجاور موازی باشد ، ان را توده نفوذی هم شیب و در غیر این صورت ، ناهم شیب می گویند .
توده های نفوذی هم شیب
.1.

سیل ها – سیل ها ، که بنام ورقه نیز خوانده می شوند ، توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که به موازات لایه بندی یا شیستوزیته طبقات مجاور ، تشکیل می شوند .

گسترش سیل ها در بعضی موارد فوق العاده زیاد و ممکن هست به چندین هزار کیلومتر مربع برسد .

نکته جالب ان هست که در بسیاری حالات ، ضخامت سیل نیز تقریبا ثابت باقی می ماند .

بدیهی هست سن سیل همواره از سن سنگهای درون گیر خود ، کمتر هست .
از نظر وضعیت ، سیل ممکن هست به حالت افقی ، قائم و یا مایل دیده می شود .

و بدیهی هست در هر حالت ، تابع مشخصات لایه های اطراف خود باشد .

ضخامت سیل از چند سانتیمتر تا چند صد متر ممکن هست تغییر نماید .
.2.

لاکولیت ها - لاکولیت ها توده های نفوذی عدسی مانندی هستند که در فصل مشترک لایه ها نفوذ کرده و طبقات رویی را به صورت گنبد در می اورند .

باتوجه به این تعریف ،در می یابیم که لاکولیت مشابه سیل ها هستند با این تفاوت که گسترش عرضی لاکولیت ها فقط چند برابر ضخامت انها ست در صورتی که در مورد سیل ها ، ممکن هست به چندین برابر برسد .

سنگهای اذرین تشکیل دهنده لاکولیت معمولا از نوع متوسط و بازی ( مثل اوندزیت نفلین سنییت) می باشد .
.3.

لوپولیت ها – لوپولیت ها توده های نفوذی وسیعی اند که در نتیجه نفوذ ماگما در ساختمان های تشتکی شکل به وجود می ایند .

ماگما تشکیل دهنده لوپولیت معمولا از نوع بازی می باشد .
.4.

فاکولیت ها – فاکولیت ها توده های نفوذی کوچکی هستند که به شکل عدسی ، در خط الراس تاقدیس ها و یا در خط القعر ناودیس ها ، تشکیل می شوند .

بایستی توجه داشت که تنها در حالاتی فاکولیت ها جزو ساختمانهای اولیه سنگهای اذرین به شمار می ایند که سنگها ، قبلا به صورت تاقدیس یا ناودیس چین خورده باشند و در حالتی که یک توده نفوذی مثل سیل ، همراه با طبقات درون گیر خود چین بخورد ، ساختمان حاصله را بایستی در گروه ساخت های ثانوی ، طبقه بندی کرد .

توده های نفوذی ناهم شیب
.1.

دایک ها – دایک ها توده های نفوذی لایه ای شکلی اند که طبقات اطراف خود را قطع می نمايند .

دایک ها غالبا در نتیجه تزریق ماگما در داخل شکستگی سنگها به وجود می ایند .

در حقیقت فرق دایک و سیل ، تنها در نحوه برنامه گرفتن این توده ها نسبت به طبقات اطراف هست و در مورد انها نیز همانند سیل ها ، می توان انواع ساده مکرر ، مرکب و تفریق شده راتشخیص داد .
ضخامت دایک ها معمولا چند سانتی متر تا چند متر هست ولی در بعضی موارد می توان دایکهای خیلی نازک یا خیلی ضخیم را نیز مشاهده کرد .

گسترش دایک ها نیز متفاوت هست و در بعضی موارد می توان تا چندین کیلومتر یک دایک راتعقیب کرد .
.2.

دودکش های آتشفشانی - قسمت هایی از ماگما را که در داخل دود کش آتشفشانی منجمد می شود ، بایستی جزو توده های نفوذی نا هم شیب منظور کرد .

بدیهی هست این گونه توده ها را ، تنها پی از فرسایش قسمت های رویی ، می توان مشاهده کرد .

فصل مشترک دود کش های اتشفشانی با سنگهای اطراف ، اغلب به حالت قائم و یا با شیب زیاد هست .

مقطع انها نیز غالبا دایره ای و گاهی نیز به حالت غیر مشخص هست .

قطر دود کش های اتشفشانی متفاوت هست و از چندین ده متر تا 1.5 کیلومتر تغییر می نمايند .
.3.

باتولیت ها – باتولیت ها توده های نفوذی بزرگی اند که قسمت بالایی شان به شکل گنبد هست .

بر پايه مطالعات انجام شده ، گسترش باتولیت ها با عمق زیاد می شود .

به عبارت دیگر ، فصل مشترک این توده های نفوذی با سنگهای اطراف ، به طرف خارج توده شیب دارد .

گسترش باتولیت ها زیاد و عموما بیش از 100 کلیومتر مربع هست .

عمق باتولیت ها دقیقا مشخص نشده هست و بنابر بعضی از عقاید ، این توده های نفوذی با منبع ماگما اولیه مرتبط می باشند .
.4.

استوک ها – هستوک ها نیز توده های نفوذی مشابه باتولیت ها اند ولی وسعت انها از 100 کلیومتر مربع کمتر هست .

شکل کلی هستوک ها نامنظم هست و در بعضی موارد ، به حالت کم و بیش هستوانه ای دیده می شوند .
ماگما تشکیل دهنده هستوک ها معمولا از نوع متوسط تا بازی هست .


10:

احسنت خيلي جالب هست
زنده باد زمين شناسي
ايكاش با عكس بود

11:

زمين‌شناسي ساختماني

تغيير شكل هر توده سنگي به خصوصيات فيزيكي سنگ و نحوه دگرگوني توسط دما، فشار و وقت وابسته هست كه بررسي اونها مي‌تواند اصولي براي تغيير شكل و ايجاد ساختارهايي چون گسلها،چينها و گنبدهاي نمكي در اختيار برنامه دهد.

براي مطالعه علمي در خصوص ساختمانهاي پوسته زمين در يك منطقه و يا حتي كل سطح زمين بايد به علومي مانند سنگ شناسي، رسوب شناسي، چينه‌شناسي، زمين ريخت‌شناسي (ژئومورفولوژي)، زمين‌شناسي اقتصادي، فتولوژي و ...

آشنايي داشته و مطالعات صحرايي وسيعي در خصوص منطقه مورد مطالعه انجام داد.

كه اين بررسي‌ها در چهارچوب علم زمين‌شناسي ساختماني مي‌گنجند.

بنابراونچه فرموده شد مي‌توان علم زمين‌شناسي را به صورت علمي كه به بررسي ساختمانهاي پوسته زمين، موقعيت و شرایط پديدآورنده اونها مي‌پردازد تعريف نمود.


ناپيوستگي‌هاي ايجاد شده در رگه‌هاي معدني توسط گسلها، تمركز مواد نفتي و گازي در تاقديسها، رابطه مستقيم جنس زمين با مقاومت و ايمني سدها و ساختمانها و ...، تغيير شكل پوسته توسط نيروهاي عمل‌كننده بر رايشان زمين و تأثير اون بر سازه‌ها، تعيين سن نسبي لايه‌هاي سنگي با توجه به راندگي‌ها، بر شكستگي‌ها و ...

و هزاران مورد ديگر از جمله مواردي هستند كه ارتباط و لزوم زمين شناسي ساختماني را بازندگي روزمره‌ي انسانها نشان مي‌دهند.

زمین شناسی ساختمانی مقدمه ای بر مطالعه رشته کوهها هست.

12:

مرز صفحات

صفحات تشکیل دهنده سنگ کره بصورت یک توده بهم چسبیده، نسبت به یکدیگر در حال حرکت هستند.

با وجود اینکه قسمتهای داخلی صفحات ممکن هست متحمل مقداری تغییر شکل گردند، ولی تمام اندرکنشهای اصلی بین صفحات جداگانه، در طول مرز بین اونها اتفاق می­افتد.

در حقیقت تلاشهای اولیه برای مشخص کردن مرز بین صفحات بر پايه محل وقوع زمین لرزه­ها بود.

صفحات در مرزها سه رفتار کلی نسبت به هم دارند:

13:

مزرهای دورشونده

جائی که صفحات در نتیجه بالا آمدن مواد از گوشته از هم دور می­شوند و بستر جدیدی در اقیانوسها ساخته می­شود.

جداشدگی صفحات، غالبا در رشته­کوههای میان اقیانوسی رخ می­دهد.

شکافهای ایجاد شده در اثر دور شدن صفحات، بلافاصله با سنگهای مذاب که از هستنوسفر بالا می­آید، پرمی­شوند.

این مواد گرم، به آرامی سرد شده و بستر جدید اقیانوسی را تشکیل می­دهند.

این پدیده میلیونها سال بطور مداوم تکرار می­شود و بدین ترتیب هزاران کیلومتر مکعب بستر جدید ایجاد می­گردد.

این مکانیزم کف اقیانوس آتلانتیک را در 160 میلیون سال گذشته پدید آورده هست که به این پدیده "گسترش بستر دریا" اطلاق می­شود.

سرعت بستر سازی در قسمتهای مختلف متفاوت هست.

این سرعت از 5/2 سانتیمتر در سال در آتلانتیک شمالی تا 20 سانتیمتر در سال در قسمت شرقی اقیانوس آرام متغیر هست.

با اینکه بیشترین نرخ بستر سازی در مقیاس تاریخ بشر بسیار کند هست، ولی کمترین نرخ تولید سنگ­کره به اندازه کافی سریع هست که در طول 200 میلیون سال گذشته بستر تمام اقیانوسهای زمین را ایجاد کرده باشد.

در حقیقت بستر تمام اقیانوسها که تعیین عمر شده­اند از 180 میلیون سال تجاوز نمی­کند.


14:

مرزهای همگرا
در این نواحی، صفحات به سوی هم حرکت می­نمايند و در نتیجه پدیده فرونشست پوسته اقیانوسی در گوشته اتفاق می­افتد.

همگرائی ممکن هست در مرز تصادم دو پوسته قاره­ای نیز اتفاق بیفتد و باعث ایجاد سامانه­های کوهستانی گردد.

درحالی که پوسته جدید در رشته­کوههای اقیانوسی اضافه می­شوند، سیاره زمین بزرگتر نمی­شود و مساحت سطحی اون همواره مقدار ثابتی باقی می­ماند.

برای جادادن به پوسته تازه ایجاد شده، پوسته قدیمی اقیانوسی در طول مرزهای همگرا دوباره به گوشته بازمی­گردد.

وقتی دو صفحه به هم می­رسند، یکی از صفحات به زیر صفحه دیگر خم شده و به زیر اون می­لغزد.



حاشیه­هایی از صفحات که پوسته اقیانوسی در حال اضمهلال هست به نام "مناطق فرورانش" شناخته می­شوند.

در این مناطق صفحه فرورفته درحال حرکت به سمت پایین، وارد محیط با دما و فشار بالا می­شود.

مقداری از مواد فرو رفته و نیز مقدار بیشتری از هستنوسفر که در بالای صفحه فرورفته برنامه می­گیرد، ذوب شده و به سوی بالا حرکت می­کند.

بندرت این سنگ مذاب ممکن هست که به سطح زمین برسد و انفجارات آتشفشانی را ایجاد نماید.

بهرحال بیشتر این مواد مذاب به سطح زمین نمی­رسد و در همان عمق جامد شده و به ضخیمتر شدن پوسته می­انجامند

15:

مرزهای گسل امتداد لغز

مرزهایی که در اونها صفحات بصورت سایشی از کنار هم عبور می­نمايند و هیچگونه اضمهلالی در مرزها ایجاد نشده و پوسته جدیدی تولید و پوسته قدیمی نابود نمی­شود.

این گسلها در جهت حرکت صفحات ایجاد شده برای اولین بار در امتداد رشته ­کوههای اقیانوسی یافت شند.

باوجود اینکه بیشتر گسلهای امتداد­لغز در طول رشته کوههای اقیانوسی برنامه گرفته هست، تعدادی نیز در داخل قاره­ها وجود دارند.

دو مثال از این گسلها، گسل سن­اوندریاس در کالیفرنیا و گسل آلپین در زلاندنو می­باشد.

در طول گسل سن اوندریاس، صفحه "آرام" درحال حرکت به سمت شمال غربی نسبت به صفحه مجاور (صفحه آمریکای شمالی) هست.

حرکت درطول این مرز ناشناخته نمانده هست، چرا که این حرکت باعث ایجاد کرنش در سنگهای دو سمت گسل می­گردد و گاه سنگها انرژی ذخیره شده را بصورت زلزله­های بزرگی رها می­نمايند، مانند زلزله سال 1906 که سان فرانسیسکو را ویران کرد.


16:

واقعا دست شما درد نكنه ابته فكر كنم من عكس هايي از اين مطالب رو داشته باشم در صورتي كه لازم شد بگيد تا بگذارم .


17:

چند تا سئوال داشتم :
1- پديده ماگماتيسم رو ميشه بيشتر توضيح بديد.
2- چه مقدار دمايي لازمه تا 1 متر مكعب از پوسته اقيانوسي ذوب بشه با توجه به جنس پوسته اقيانوسي ؟
البته فكر كنم سئوال سختي باشه

18:

واقغآ دستتون درد نكنه......


19:

عجب سوال های قشنگی
در مورد دمای لازم برای تشکیل پوسته اقیانوسی میشه فرمود:
همونطور که می دونید جنس پوسته اقیانوسی از بازالت هستش ، ذوب پوسته اقیانوسی هم در زون های فرورانش اتفاق می افته یه سر به لینک زیر بزن تا من یه کم به کتابهای قدیم رجوع کنم به زودی جواب می دم

[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

20:

دیکشنری علوم و تکنولوژی، ماگماتیسم رو شکلگیری سنگ آذرین از ماگما تعریف کرده


magmatism (′mag·mə′tiz·əm)

(petrology) The formation of igneous rock from magma.


21:


از جمله شرایط مهم در ذوب پوسته اقیانوسی، وجود بخار آب هستش که موجب تغییرات دمای ذوب سنگ ها می شود.
من منحنی دما و فشار رو پیدا کردم اما منحنی وقت و دما رو جایی ندیدم.
البته با یکی از بزرگان زمین شناس هم صحبت کردم و ایشان فرمودند اگر کمی مهلت بدهیم جواب را به ما می گویند.


22:

واقعا ممنون از جوابتون

23:

اگه در مورد دايره ي mohr هم مطالب بذاريد خيلي خيلي خوب مي شه

24:

اهمیت و کاربرد زمین شناسی ساختمانی




25:


26:

شناسايي رخدادهاي كوهزايي
ناپيوستگي‌ها : مهمترين وسيله شناسايي كوهزايي ناپيوستگي هست كه به دو شكل ناپيوستگي زاايشانه‌دار و آذرين‌پي شناخته مي‌شود .

فعاليت آذرين هموقت و سپس يك رخداد : ماگماتيسم قبل از كوهزايي‌هاي آلكالن و هموقت با كوهزايي و تشكيل كمان كالك آلكالن كه از رايشان تركيب سنگ شناسي قابل شناسايي هستند.

ماگماتيسم‌هاي سپس كوهزايي بيشتر در مرحله برخورد ورقه‌ها در اثر ذوب بخشي پوسته قاره‌اي كه منشاء گوشته ندارد بوجود مي‌آيد و عمدتاً از نوع گرانيت‌هايs هست .

فعاليت دگرگوني : عامل حرارت و فشار موجب شكل گيري پديده دگرگوني در سنگها مي‌گردد .

دگرگوني چه از نوع حرارتي ، چه از نوع فشار بالا و چه از نوع همبري ( مجاورتي ) همگي نشانگر رخداد كوهزايي هست .

تنش : از اونجائيكه كوهزايي همراه با اعمال تنش هست ، موجب واتنش در سنگها شده و واتـنـش بصورت عناصر ساختاري در سنگها ظاهر مي‌شود .

تحليل عناصر ساختاري در شناسايي روند كوهزايي مهم هست .

مجموعه سنگي زمين ساختي : بررسي اين سوال كه آيا توالي يك مجموعه سنگي حفظ شده يا خير مي‌تواند در شناسايي فعاليت كوهزايي مهم باشد

27:

رسوبات آبرفتی جوان مهمترین منابع تامین شن و ماسه ساختمانی‌اند.

این رسوبات از یک طرف به دلیل رخنمون وسیعشان در سطح و از طرفی به دلیل ناچیز بودن پیوند ذراتشان به یکدیگر به سادگی قابل بهره‌برداری‌اند.

حدود نیمی از سطح کشور ما را رسوبات جوان متعلق به کواترنر با سنی کمتر از 2 میلیون سال پوشانده هست.

منشا این رسوبات متفاوت هست و تنها گروههای بخصوصی از اونها می توانند منبع تامین شن و ماسه ساختمانی باشند.

در ادامه مطلب منابع مختلف شن و ماسه را به تفضیل بیان می کنم :



آبرفتهای رودخانه‌ای

پس از اینکه ذرات سنگی بر اثر هوازدگی از سنگ مادر جدا شدند توسط شرایط مختلفی که مهمترین اون آب هست به پایین دست حمل می شوند.

مقدار و اندازه ذرات حمل شده به انرژی محیط بستگی دارد.

جابه‌جایی مواد در رودخانه به یکی از سه صورت محلول ، معلق (لای و رس) یا غلتیدن و جهیدن در بستر جریان (ماسه و شن و ذرات درشت تر) هست.

برخورد مداوم دانه‌ها به یکدیگر و بستر رود باعث سایندگی و «گردشدگی» هرچه بیشتر اونها می‌شود.

مقدار گردشدگی عمدتا به جنس ذره و فاصله حمل اون بستگی دارد.

افزایش مقدار آب و سرعت جریان دو عامل موثر در بالا بردن ظرفیت حمل رودخانه‌اند.

از این رو در هر جا انرژی رود کاهش پیدا کند اونچه را که دیگر قادر به حملش نیست در بستر خود بر جای خواهد گذارد.

در چنین شرایطی امتداد ذرات درشت‌تر و بعد به تدریج ذرات ریزتر ته نشین می‌شوند.

در نتیجه ممکن هست ذراتی که در یک نقطعه ته‌نشین می‌شوند یک اندازه بوده و یا از دامنه اندازه‌های متفاوتی برخوردار باشند.

در نواحی کوهستانی حجم مواد راسب شده توسط رودخانه کم و ذرات ، درشت و گوشه دارند.

این رسوبات ممکن هست از هر نوع سنگ و پا هر درجه مقاومت مکانیکی و خواص ژئوتکنیکی باشند.

از طرفی آبرفتهای قسمتهای پایانی رود، به علت انرژی کمی که آب در این نواحی دارد، عمدتا از لای و رس درست شده هست.

با توجه به نکات فوق بهترین مصالح خرده سنگی را می توان در محدوده میانی یک رودخانه پرآب و پرانرژی جستجو کرد.

قسمت اعظم شن و ماسه مصرفی کشورما از منابع آبرفتی بستر رودها تامین می‌شود.

ویژگی دیگر این آبرفتها قابل ترمیم بودن اونهاست، به این نحو که بخشهای هستخراج شده در فصل سیلاب توسط رود جایگزین می‌شود.

وقتی رودخانه‌ای از دره‌ای پرشیب بطور ناگهانی وارد دره‌ای کم شیب یا منطقه‌ای مسطح و یا دشت می‌شود، بخشی از بار خود را برجای می‌گذارد.

گسترش افقی این رسوبات معمولا بهمن و نسبتا کوتاه و به شکل مخروط باز شده‌ای هست که راس اون متوجه بالای رود هست.

رسوبات این مخروطهای آبرفتی که به اون «مخروط افکنه» هم می‌گویند، از راس به سمت قاعده نوعی جورشدگی را نشان می‌دهند.

رسوباتی که در وقت سیل در دشتهای سیلابی برجای گذارده می‌شوند، علاوه بر جورشدگی کم و ریزی دانه‌هایشان حاوی مواد آبی حاصل از فرسایش و شستشوی خاکهای نواحی بالا دست‌اند.

از اینرو ، اینگونه آبرفتها کمتر جهت تامین شن و ماسه ساختمانی هستفاده می شوند و در صورت لزوم نیاز به دانه آرایی و شستشوی فراوان دارند.

پهن‌تر شدن بستر رودخانه‌ها در پایین رود که شیب رودخانه کم هست، با تشکیل پیچ و خمهایی همراه هست که به اونها اصطلاحا «مثانور» فرموده می‌شود.
در طرف محدب بخش خمیده رود، به دلیل سرعت کم ، جریان ، آبرفتهایی گذارده می‌شود.

این رسوبات بیشتر از ماسه ریز و گاه ذرات درشت‌تر‌اند.

از اون دسته از رسوبات مثانورها که از گسترش زیاد و مشخصات مناسب برخوردار باشند، می‌توان مصالح خرده سنگی ریزدانه ، مخصوصا برای تهیه ملات ، بدست آورد.



رسوبات مخروط واریزه

در دامنه کوهها ذرات و قطعاتی که بر اثر هوازدگی از دیواره کنده می شوند، قبل از هر چیز بر اثر نیروی گرانشی به پایین می‌افتند.

دانه‌ها و خرده سنگهایی که به این ترتیب در پایین پرتگاه جمع می‌شوند پوشش مخروطی یا مدامی از ذرات را درست می‌نمايند.

این مواد به دلیل مسافت نسبتا کوتاه جابه‌جایی ، گوشه‌دار بوده و جنس و مقاومتشان وابسته به سنگ مادر هست.

واریزه‌ها قابلیت تراکم زیادی دارند و باربر خوبی نیستند، لذا بر اثر وزن پی به شدت نشست کرده و ممکن هست گسیخته شوند.



رسوبات بادی

این رسوبات معمولا در حد ماسه و ریزتر از اون برده و به اشکال مختلفی از جمله تپه‌های ماسه‌ای (تلماسه) برجای گذارده می‌شوند.

ته‌نشست ذراتی که به صورت معلق در هوا جابه‌جا می‌شوند رسوبات «لس» را می‌سازند.

رسوبات بادی در بخشهای وسیعی از کشور ، از جمله در کویرها و سواحل دریایی مازندران و خلیج فارس و حاشیه برخی از رودها یافت می شود.

این رسوبات گرچه از جورشدگی خوب و مقاومت بالایی برخوردارند ولی به دلیل ریزی دانه‌ها مصرف چندانی ندارند.



رسوبات یخچالی

رسوباتی که پس از ذوب شدن یخچالها برجای گذارده می‌شوند «یخرفت» نامیده می‌شوند.

یخرفتها به دو دسته درهم و مطبق تقسیم می‌شوند.

یخرفتهای درهم به دلیل تنوع مقاومت مکانیکی و اندازه دانه‌هایشان منابع مناسبی برای تامین شن و ماسه ساختمانی نیستند و در صورتی که به ضرورت مورد هستفاده برنامه گیرند محتاج دانه آرایی و شستشوی مفصل‌اند.

رودخانه‌هایی که بر اثر ذوب و عقب نشینی یخچالها تشکیل می‌شود این یخرفتهای نامنظم را با خود حمل کرده و در بخشهای پایینتر رود برجای می‌گذارند.



رسوبات ساحلی

به مجموعه موادی که بین دو حد جزر و مد دریا ته‌نشین می‌شوند، رسوبات ساحلی فرموده می‌شود.

در این نقاط حرکت متواتر امواج ، ذرات را به سمت ساحل برده و باز می‌گرداند که در نتیجه اون ذرات نامقاوم متلاشی شده و حرکت امواج ، ذرات را به سمت ساحل برده و باز می‌گرداند که در نتیجه اون ذرات نامقاوم متلاشی شده و حرکت امواج ، ذرات ریزتر را از میان ذرات درشت‌تر می‌شوید.

در نتیجه این عمل ، رسوبی با جورشدگی ، گرد شدگی و مقاومت مکانیکی خوب برجای می‌ماند.

به همین جهت هست که سواحل رسوبی اغلب از جنس ماسه شسته شده و اغلب جورند.

جنس آبرفتهای ساحلی بیشتر کانیهای مقاومی مثل کوارتز ، فلدسپات ، یا کانیهای سنگین هست.



رسوبات فلات قاره

در آخرین عصر یخبندان ، به دلیل تجمع حجم زیادی از آب اقیانوسها به صورت پهنه‌های یخی در نواحی قطبی ، آب دریاها به مراتب پایینتر از سطح فعلی برنامه داشت و در نتیجه بخشی از سواحل کم عمق که امروزه فلات قاره نامیده می‌شود از آب خارج بوده هست.

رودهایی که در اون وقت از خشکیها به سمت دریاها در جریان بوده‌اند، در بستر خود و در روی فلات قاره کنونی ، آبرفتهای مناسب را برجای گذارده‌اند.

امروزه این رسوبات منابع زیردریایی شن و ماسه را می‌سازند.



رسوبات به هم پیوسته

این رسوبات را ، که اغلب قسمتهایی از اونها سخت و سیمان شده‌اند، می‌توان منابع شن و ماسه ، فسیل نام نهاد.

در برخی از نقاط دنیا به دلیل کمبود منابع شن و ماسه طبیعی این نوع منابع نیز مورد بهره‌برداری برنامه می‌گیرند.

پیوند سست بین دانه‌ها ، هوازدگی کم ، فقدان سیمان نا مناسب و ضخامت کم مواد روباره از مواردی هست که می تواند یک نهشته رسوبی قدیمی را قابل بهره‌بردای نماید.



باطله‌های معدنی

باطله‌ها و پس مانده‌های فرایند پرعیار کردن مواد معدنی ، در برخی موارد می‌تواند به عنوان منبع شن و ماسه بکار آید.



منابع سنگی

در جاهایی که منابع طبیعی شن و ماسه در دسترس نباشد یا اینکه منابع موجود از حداقل مشخصات لازمه بی‌بهره باشند، از سنگ شکسته هستفاده می‌شود.

در کاربردهایی که زبری و گوشه‌داری ذرات مورد نظر هست، سنگی که بطور مصنوعی شکسته و دانه‌ بندی شده هست، بهترین عملکرد را نشان می‌دهد
geoaria

28:

مکانیسم تشکیل حوضه های رسوبی بر پايه تئوری تکتونیک صفحه ای



حوضه های رسوبی روی صفحات زمین و در بیرونی ترین قشر زمین یعنی لیتوسفر برنامه دارد.

با حرکت صفحات زمین باعث گسترش جانبی کف اقیلنوس و یا کاهش خشکی ها می باشیم در واقع نیروهای فشاری compressional که حاصل از جریانهای همرفتی در هستنوسفر ساختمانهای برجسته و گنبدی شکل را به وجود می آورد.

که گاه در اثر افزایش نیروها شکستگی های مختلف در برامدگی های ایجاد شده و ردیف ها(rifts) تشکیل می شوند در صورتی که جدایش صفحات در دو طرف ریف ادامه یابد یک حوضه ریفی اقیانوسی ایجاد خواهد شد دریای سرخ مثال بارزی از این گونه حوضه های ریفی اقیانوسی که بین شمال شرق آفریقا وحجاز هست می باشد.

با بهم رسیدن صفحات در اثر نیرو های فشاری دوزون فرورانش ادامه ی نیرهای فشاری باعث می شده که لبه سنگینیک صفحه به زیر صحنه دیگر فرورفته ودر درون گوشته(فاتل) هضم می گردد.وبا ازدیادفرورانش وبه مواظات اون فوران ولکا نسیم ومخلوط شدگی پوسته اقیا نوسی و قاره ای جزایر کمانی --------وحوضه های کوچک به مواظات اونها ایجاد میگردند .

مانند ررشته کوه های اوند

در طبقه بندی حوضه های رسوبی طبق نظریه و میتوان اقسام زیر را نام برد .

الف- حوضه صفحاات قاره ای پایدار

ب- حوضه های مربوط به محل واگرایی صفحات

ج- حوضه ها در ارطبات با همگرایی صفحات

حوضه های صفحات قاره ای پایدار.

در داخل صفحات اسر فدل پوسته قاره ای پایدار یا کراتون ------ دو نوع حوضه برنامه دارند :

1- حوضه های داخلی یا درون کراتونی

فقط در قسمت مرکزی یک قاره تشکیل می گردد.

این نوع حوضه ها از فرو نشستگی یا گور افتادگی در پی سنگ زیرین حاصل شده اند (به این نوع حوضه ها حوضه های فرو شفته می گویند.

در اطراف اونها هیچ گفنه ارتفاعاتی وجود ندارد- عامل بوجود آمدن این حوضه ها فرایندهای کنششی می باشد.

مثل حوضه پاریس در فرانسهوحوضه ویلیستون در امریکای مرکزی.

2- حوضه های حاشیه ککراتونی (حوضه های نورلند )

این حوضه ها در حواشی قاره ها تشکیل می گردند.این حوضه ها طی دو مرحله تکا مل می یابند اولین سیکل رسوبی توسط بالا آمدگی در درون پالئو زوئیک متوقف شده اند .

و سپس دومین سیکل روسوبی ازجهت دیگر شروع شده هست .

به گونهای که نا پیوستگی نا حیه های این دو سیکل را از هم جدا میکند .

(فرایند درم رسوبی فرایند فش رشی (کوهزایی) می باشد) این حوضه ها اشکال کشیده وبیضوی هستند و نیم رخ اونها نا متقارن می باشد .

2_ حوضه حا شیه واگرا 1_ حوضه های ریفی :

حوضه های کوچک و کشیده وخطی بوده که ممکن هست کم عمق و عمیق بوده هست ساختمان هست و گرابن یک نیم رخ نا منظم در اونها ایجاد کرده هست از این حوضه های ریفی می توان حوضه سیدت در لیبی وحوضه سو ئز در مصر وگرابن وآیلینیگ در دریای شمال نام برد .

خصو صیت اغلب حوضه های ریفی

1_رسوبات اغلب دریایی وغیر دریایی هستند

2_با توجه به نوع رخساره سنگ آهک یا ماسه سنگ ممکن هست به عنوان سنگ مخزن با شند .

3_مخازن به طور بین انگشتی به سنگها ی منسائ تشبیه رخصاره می دهند (فا صله مهاجرت نفت کوتاه هست )

4_تلعه های مرکب و تاقویسی در اونها وجود دارد.

5_محدود شدن حوضه به طور مناسب سبب تشکیل تبخیری ها به عنوان پوش سنگ شده هست .

6_شیب زمین گرمایی معمولا از حد متوسط بیشتر هست.

2-حوضه های کششی جداشیی

طویل و نا متقارن هستند را از یک طرف به منشائ قاره ای متصل می شوند .

این حوضه ها در جهان در دو طرف حاشیه اقیا نوس اطلس وهند واقع شده اند .

حوضه های گابن واونگولا –کابنید ودر ساحل غربی آفریقا

حوضه هیبد نیند در جنوب غرب نیو فلاند.

تمام حوضه های کششی – جدایشی در دوره پرسیق یا در اواخر مزوزوئیک بوجود آمدهاند .

3-حوضه های حاشیه همگرا

1-حوضه های جلو کمانی کوچک و خطی و تراف مانند

2-حوضه های پشت کمانی 2-سن اونها از کرتاسه تا ترشیاری

3-حوضه های غیر کمانی 3-رسوبات نابالغ شامل رس ماسه شیل

4-حوضه های برخوردی 4-به سرعت گسترش می یابند و به سرعت در همگرایی صفحات تخریب می گر دند

5-گسترش تکتو نیکی اونها پیچیده ژریم تکتو نیکی اونها نشاوشی

6-بیشتر حوضه های حاشیه همگرا مر بوط به اقیانوس آرام بوده اند.

حوضه های پشت کمانی

بین قاره و جزایر توسی تشکیل شده اند و رسوبات کم عمق دارند.

حوضه های جلو کمانی بین جزایر توسی و محل برنامه دارند.

رسوبات مختلف از رسوبات آبرفتی تا مخروطهای دریایی عمیق حوضه های غیر کمانی در طول حاشیه همگرا (توسط گسلهای بلوکی تشکیل می شوند )

مثل حوضه کالیفرنیا- حوضه باکو –

4-حوضه های برخورد )

این حوضه ها که گاه حوضه های بین کوهستانی دیا حوضه های میانی نامیده می شوند .

حوضه های کوچکی که در محل کوچک کمربند هایچین خورده حا شیه ای یعنی در محلی که دو قاره یا دو کوه های ساحل قاره ای که به یکدیگر برخورد کرده اند .

شیب زمین گرمایی در این مناطق زیاد هست .

حوضه های بر خوردی همسو بارند کوه های اوند در آمریکای جنوبی

حوضه واراکیبو در ونزو ئلا

حوضه پنو نین در مجارستان

حوضه های فروپرچیشبی

درداخل اقیانوسهای کوچک به اندازه های متوسط تا بزرگ تشکیل شده و به صست خطی کشیده و نا متقارن مشاهده میشود.

حوضه ایران - حجاز

این نوع حوضه ها از جمله غنی ترین حوضه های هیدرکربنی می باشند ونیمی از مخازن این را تشکیل میدهند کربنات کم عمق و تخریبی عموما رسوبات این حوضه ها هستند.

قله های این نوع حوضه ها اغلب دارای ساختمان تا قدیسی می باشند در قله های چیفه ای حاصل تغیرات جانبی رخساره ها ردیفها در این مناطق وجود دارد.

6--- دلتاها:

کوچک مدور هستند و نسبت به حجم رسوبات اون به سطح گسترش رسوبات بالا میباشد.

این رسوبات از طریق کانل اصلی در قاره ها تا مین می گدند.

رژیم کششی ناشی از تجمع رسوبات باعث توسعه و گسترش ساختارهای رسوبی حاوی قله های نفتی می شوند که به صورت چین های تاقدیسی نمایان می گردند.

5/2% مساحت حو ضه های جهان و5% مخازن هیدرو کربنی را تشکیل می دهند.
[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

29:


30:

در زدن پروفیل شیب لایه های شیب دار چگونه محاسبه میشوند؟
لطفا

31:

سلام دوست من
شما باید اول سمت شیب و سمت امتداد و زاویه شیب رو پیدا کنی .

( اگه عکس داشتم خوب بود)

32:

براي تعيين شيب بايد دوخط امنداد را در نظر گرفت و يك سانتي متر بالا رفت و با هستفاده از دو خط امتداد و محل تعيين شده يك مثلث رسم كرده و زاايشانه ي اين مثلث همان شيب لايه هست.


33:

با یک امتداد هم میشه شیب رو پیدا کرد
تنها خط افقی شما تو صفحه سمت امتداده بعد اگه عمود بر اون رسم کنید میشه سمت شیب بعد زاویه سمت شیب تا شمال جغرافیایی میشه زاویه سمت شیب .

34:

دایره مور و کاربرد از اون در یافتن تنش ها
The Mohr Circle
[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

35:

شبکه ولف

36:

سلام بر دوستان
این هم Pdf فایلی که در مورد دایره مور توضیح داده
[ برای مشاهده لینک ، با نام کاربری خود وارد شوید یا ثبت نام کنید ]

میتونید دانلود کنید

37:

مقدمه:

پروسه تغیر شکل، ریختها و ترکیبهای مختلفی از سنگها را در مقیاسهای متفاوت ایجاد میکند.

در یک سمت کوههای عظیم کره زمین برنامه دارند و در سوی دیگر تنشهای موضعی باعث ایجاد ترکهای بسیار ریز در سنگ کف می­گردد.

از تمام این پدیده ها تحت عنوان "ساختارهای سنگی" یاد می­شود.

وقتی که یک مطالعه در منطقه انجام می­پذیرد، زمین شناس ساختار غالب را تشخیص و توصیف می­نماید.

یک ساختار معمولا اونقدر عظیم هست که فقط قسمت بسیار کوچکی از اون توسط یک بیننده، قابل مشاهده هست.

اغلب موارد، بیشتر سنگ کف توسط نباتات و یا رسوبات اخیر پنهان شده هست.

در نتیجه تهیه ساختار زمین شناسی باید بر پايه رخ نمودهای بسیار محدود که شامل مکانهایی هست که کف سنگی در سطح زمین نمایان می­باشد، انجام پذیرد.

برخلاف تمام این مشکلات، برخی تکنیکهای ترسیم زمین شناسان را قادر به شناخت ساختارهای کنونی می­سازد.

در سالهای اخیر، این مسیر با کمک عکس برداری هوایی، تصویربرداری ماهواره­ای و توسعه سیستم مکانیابی جهانی (GPS) هموارتر گردیده هست.

علاوه بر این تهیه پروفیل زمین با روش انعکاس لرزه­ای و نیز حفر گمانه ها، در مورد ترکیب و ساختار سنگهای در عمق داده­های زیادی را فراهم می­نماید.

در مکانهایی که سنگهای رسوبی موجود می­باشند، تهیه ساختار سنگها ساده­تر می­گردد چرا که لایه­های رسوبی معمولا بصورت افقی تشکیل می­شوند.

در صورتی که لایه­ها 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 هست.



گسلها

گسلها شکستگیهایی در پوسته زمین هستند که در طول اونها تغییر شکلهای قابل توجهی ایجاد شده هست.

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 می­افتد.

در مقابل گسلهای بزرگ، شامل چندین صفحه گسل درگیر می­باشند.

این منطقه های گسله، می­توانند 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 می­دهد که در یک وقت گذشته، در طول اون جابجایی رخ داده هست.

این جابجایی­ها می­توانسته یا بصورت جابجائی آرام باشد که هیچ گونه لرزشی در زمین ایجاد نمی­کند و یا اینکه بصورت ناگهانی اتفاق بیفتد که جابجایی های ناگهانی در طول گسلها عامل ایجاد اغلب زلزله ها می­باشد.

بیشتر گسلها غیر فعال هستند، و باقیمانده­ای از تغییر شکلهای گذشته می­باشند.

در امتداد گسلهای فعال، حین جابجائی فرسایشی دو قطعه پوسته­ای در کنار هم، سنگها شکسته و فشرده می­شوند.

در سطح صفحات گسلی، سنگها بشدت صیقلی و شیاردار می­شوند.

این سطوح صیقلی و شیاردار به زمین شناسان در شناخت جهت آخرین جابجایی ایجادشده در طول گسل کمک می­کند.

که زمین شناسان بر پايه جهت حرکت گسلها، اونها را به انواع مختلفی تقسیم بندی می­نمايند که در قسمت انواع گسلها به این تقسیم بندی می­پردازیم.



مشخصات گسلها

برای تعریف گسلها، از مشخصات هندسی اونها، یعنی موقعیت قرارگیری اونها در یک فضای سه بعدی، هستفاده می­شود که عمده­ترین این مشخصات هندسی راستا و شیب می­باشند.

شناخت این پارامترها در سطح، زمین شناسان را قادر می­سازد 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 می­شود.

راستا معمولا بصورت زاویه­ای با شمال مشخص می­گردد.

برای مثال عبارت N20E نشان می­دهد که راستای گسل 20 درجه به سمت شرق نسبت به جهت شمال متمایل هست.



شیب[2]: عبارتست از شیب سطح یک توده سنگی یا صفحه گسل، نسبت به صفحه افق.

شیب شامل زاویه انحراف و نیز جهت اون میباشد.

جهت متصور شدن شیب یک گسل، بخاطر سپاری این نکته هست 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 نقشه­های زمین شناسی، بدین ترتیب عمل می­شود 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 اون مینویسند.









انواع گسلها

تقسیم بندی گسلها فقط بر پايه هندسه و جهت جابجائی نسبی ایجاد شده در اونها صورت می­پذیرد.

گسلهای راستا لغز و گسلهای شیب لغز دو تقسیم بندی کلی گسلها میباشند که در زیر تعاریف مربوط به اونها آورده می­شود.



گسلهای امتداد لغز

گسلهایی که امتداد اصلی لغزش در امتداد راستای گسل باشد، گسل امتداد لغز نامیده میشوند.

بر پايه جهت حرکت در امتداد راستای گسل، گسلهای چپ گرد و یا راست گرد را میتوان تشخیص داد.

نحوه تشخیص بدین ترتیب هست که اگر در یک سمت از گسل بایستیم و حرکت سمت دیگر را نظاره نماییم، اگر حرکت اون 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 می­شوند.

گسلهای شیب لغز نرمال[3] و معکوس[4] بر پايه 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 پايه حرکتهای قائم دو قطعه نسبت به هم، فرا دیواره و فرو دیواره قابل تشخیص هست.

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 برنامه 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 اون برنامه میگیرد هست که به اون Footwall اطلاق می شود.

در زبان فارسی از دو اصطلاح فرا دیواره و فرو دیواره برای نامگذاری هستفاده میشود.



شکل: فرا دیواره و فرو دیواره در گسل معکوس



در عمل لغزش گسل، ترکیبی از شیب لغز و راستا لغز می­باشد که گسل مایل نامیده میشود.

در شکل زیر تمام حالتهای ممکن به نمایش گذاشته شده هست.







[1] Strike

[2] Dip

[3] Normal Fault

[4] Reverse Fault

38:

کد:
برای مشاهده محتوا ، لطفا وارد شوید یا ثبت نام کنید
ساخت‌های گنبدی در نتیجه نیروهای قائم كه از پایین به بالا اثر می‌كنند، تشكیل می‌شوند.

از مهم‌ترین اونها گنبدهای نمكی می‌باشند.
این گنبدها بر اثر ناپایداری ثقلی لایه‌های با چگالی كمتر(نمك یا سایر مواد تبخیری) كه توسط سنگ‌های چگال‌تر پوشیده شده هست، به وجود می‌آید.

به دلیل وجود مخازن نفتی، منابع سولفیدی پتاس، آهن و نمك دارای ارزش اقتصادی هستند.
● گنبد نمكی شامل سه بخش هست
۱) هسته یا بخش مركزی گنبد كه غالبا از نمك هست.
۲) بخش احاطه‌كننده هسته كه معمولا از بخش مركزی جوان‌تر هست.
۳) پوش‌سنگ یا پوششی كه سطح فوقانی گنبد را می‌پوشاند.

بعضی از گنبدها مانند گنبدهای نمكی(كوه نمك) قم در ارتفاعات زنگار(دوچاه) قم، فاقد پوش‌سنگ هستند.
● مراحل تشكیل ساختمان گنبد نمكی
۱) پوشیده‌شدن لایه‌های نسبتا ضخیم نمك به وسیله یك یا چند لایه رسوبی
۲) تشكیل طبقات با یك شیب ملایم
۳) ایجاد تاقدیس ساده گنبدی شكل همراه با شكستگی ها و گسلها
۴) نفوذ نمك به داخل شكستگیها و تشكیل گنبد.
● منشا تشكیل گنبدهای نمكی
در این مورد نظرات متفاوتی وجود دارد كه ار اون جمله:
۱) عده‌ای عقیده دارند كه نیروهای تكتونیكی عامل اصلی حركت گنبدهای نمكی هست و دلیل اون را وجود رابطه تقارنی بین محور چین‌خوردگی‌ها و گنبدهای نمكی می‌دانند.
۲) برخی معتقدند گنبدهای نمكی مستقل از نیروهای تكتونیكی شكل گرفته و علت اونرا اختلاف چگالی بین نمك و رسوبات اطراف اون می‌دانند.
۳) عده‌ای علت اصلی نمك را حركت رو به پایین رسوبات پیرامون توده سنگ می‌دانند.

یعنی به نظر اونها اصولا نمك هیچ حركتی ندارد.
● ساخت‌های ایجاد شده پیرامون گنبدهای نمكی
▪ گسل‌های عادی با شبكه شعاعی و موازی(این گسل‌ها هیچ روند خاصی نشان نمی‌دهند(
▪ لایه های كج شده بالای گنبدها كه اغلب تشكیل تاقدیس می دهند
▪ گسلش به صورت دسته گسل‌های مختلف در جهات متنوع
▪ چین های فشرده و تنگ در داخل گنبدها با سطح محوری عمودی
▪ ناودیس‌های حاشیه‌ای كه اطراف گنبدهای نمكی دیده می‌شوند.
● ذخیره سازی گاز در گنبدهای نمكی
با وجود فضاهای حفره‌ای در گنبدهای نمكی می‌توان گاز طبیعی را در اونها ذخیره كرد.

پس از حفر چاه در گنبد‌نمكی و حل نمك از طریق تزریق آب در اون و سپس تخلیه آب نمك، فضای لازم برای ذخیره‌سازی گاز را می‌توان ایجاد كرد.
برای این امر، اولاً بایستی لایه نمكی ضخامت كافی داشته و درعمق مناسب قرارگرفته باشد؛ ثانیاً آب كافی برای حل نمك در دسترس باشد.
● گنبدهای نمكی در ایران
در ایران ۳ منطقه جنوب و جنوب‌غربی ایران در كمربندهای چین‌خورده زاگرس، ایران مركزی در ناحیه قم و سمنان، ناحیه مكران و جنوب‌شرق ایران و در شرق كرمان این گنبدها مشاهده شده هست.
سن نمك‌های این گنبدها اینفراكامبرین هست كه در دوره‌های تریاس و ترسیر صعود كرده‌اند.

آفتاب

تکتونیک و سایزموتکتونیک

39:

تشکر مطلابتو ن


76 out of 100 based on 46 user ratings 346 reviews