تبلیغات :
فیس بوک
فضای رایگان آپلود - آپلودترا


    

صفحه 1 از 4 1234 آخرآخر
نمايش نتايج 1 به 10 از 39

نام تاپيک: مبانی زمین شناسی ساختمانی

  1. #1
    آخر فروم باز Hidden-H's Avatar
    تاريخ عضويت
    Feb 2006
    محل سكونت
    گیلان
    پست ها
    1,059

    پيش فرض گسل

    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 قرار 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 قرار 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 ، قرار 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 قرار 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 ]

  2. انفورماتیک پارسه

  3. #2
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    1 زلزله

    زمين لرزه يكي از وحشتناك ترين پديده هاي طبيعت محسوب مي شود. اغلب زميني را كه روي آن ايستاده ايم، به صورت تخته سنگ هاي صلب و محكمي تصور مي كنيم كه از استحكام زيادي برخوردار است. هنگامي كه زمين لرزه اي روي مي دهد براي لحظه اي اين تصور بر هم مي ريزد، اما طي همان لحظه كوتاه خسارت هاي شديدي وارد مي شود. با توجه به پيشرفت هايي كه در حوزه علوم مختلف صورت گرفته است، دانشمندان توانسته اند نيروهايي را كه باعث زمين لرزه مي شود، شناسايي كنند. علاوه بر آن با استفاده از فناوري هاي نوين مي توان شدت يك زلزله و مكان آن را حدس زد. مهم ترين كار باقي مانده آن است كه راهي براي پيش گويي زمين لرزه بيابيم تا مردم هنگام وقوع آن غافلگير نشوند.

    تكان هاي زمين:زمين لرزه در واقع ارتعاشي است كه در طول پوسته زمين به حركت در مي آيد. 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 گفت كه زمين لرزه كوچكي رخ داده است، اما كلمه زمين لرزه معمولي به حوادثي اطلاق مي شود كه در آن منطقه بزرگي همانند يك شهر تحت تأثير اين لرزش قرار 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 شنويم كه زمين لرزه اي روي داده است، اما بايد دانست كه زمين لرزه پديده اي است كه هر روز در كره زمين روي مي دهد. براساس تحقيقات جديد هرساله حدود سه ميليون زمين لرزه روي 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 روي 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 است 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 است. گسل ها انواع مختلفي دارند كه براساس 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 آنها اصطكاك شديدي به وجود مي آيد. اگر نيروي اصطكاك بسيار شديد باشد مانع حركت آنها 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 نيروي 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 روي 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 است. در منطقه گسل، آزاد شدن انرژي جنبشي در يك گسل ممكن است باعث افزايش انرژي پتانسيل در گسل كناري شود كه اين عمل به زمين لرزه ديگري منجر مي شود. به همين دليل است كه گاهي در يك منطقه كوچك زلزله هاي متعددي در فاصله هاي زماني كم روي مي دهد.البته گاهي اوقات زمين لرزه هايي در وسط اين صفحه ها نيز روي مي دهد. يكي از شديدترين زمين لرزه هاي ثبت شده زمين لرزه اي است 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 است كه زير لايه هاي متعدد سنگ و صخره مدفون شده بود.

    امواج زمين لرزه: درست مثل هنگامي كه درسطح آب اغتشاش روي مي دهد، انرژي آن به صورت امواج منتقل مي شود، وقتي كه شكست يا جابه جايي در پوسته زمين روي مي دهد، انرژي آن 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 ويراني 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 آنها عبور مي كنند بستگي دارد. سرعت اين امواج از موج هاي ديگر بيشتر است 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 آنها به سمت جلو و عقب فشار وارد مي كنند.

    امواج ثانويه امواج S ناميده مي شوند و مدت كوتاهي بعد از 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 است. 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 آنها را در آن سوي نقطه اي كه زمين لرزه روي داده است، شناسايي كرد. در هر لحظه تعداد زيادي امواج زلزله اي ضعيف در قسمت هاي مختلف زمين قابل شناسايي است.

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

    دانشمندان مي توانند با استفاده از اين نسبت، فاصله بين هرنقطه از سطح زمين را با كانون زمين لرزه محاسبه كنند. كانون زلزله مكاني است كه امواج زمين لرزه از آنها شروع شده اند. براي تشخيص كانون زلزله از ابزاري استفاده مي شود كه زلزله نگار ناميده مي شود. زلزله نگار دستگاهي است كه امواج مختلف را ثبت مي كند. براي يافتن فاصله بين زلزله نگار و كانون زلزله، دانستن زمان رسيدن اين امواج نيز ضروري است. با در اختيار داشتن اين اطلاعات، اختلاف زماني بين رسيدن اين امواج محاسبه شده و سپس نمودار ويژه اي رسم مي شود كه در آن فاصله اي را كه موج مي تواند طي مدت اختلاف زماني 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 است كه كره اي فرضي حول هر يك از زلزله نگار ها رسم كرد كه در آن 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 است كه از زلزله نگار به اندازه مورد نظر فاصله دارد. بنابراين كانون زلزله مورد نظر بايد در جايي در سطح اين كره قرار داشته باشد. اگر دو كره را بر اساس اطلاعات به دست آمده از دو زلزله نگار مختلف رسم كنيد، از تقاطع دو كره يك دايره به دست مي آيد. از آنجايي كه كانون زلزله بايد در سطح هر دو كره قرار گرفته باشد، محيط دايره اي كه از تقاطع دو كره به دست مي آيد، نشان دهنده تمام كانون هاي ممكن براي زلزله مورد نظر است.

    از تقاطع كره سوم با اين دايره فقط دو نقطه حاصل مي شود كه نشان دهنده كانون هاي محتمل براي زلزله است. از اين دو نقطه يكي در سطح زمين قرار دارد و ديگري در هوا، با توجه به آنكه كانون زلزله هميشه در سطح زمين قرار دارد، نقطه موجود در هوا كنار گذاشته شده و نقطه موجود در سطح زمين نشان دهنده مكان واقعي كانون زلزله است.

    درجه بندي دامنه و شدت زلزله:در هنگام وقوع زلزله بارها با كلمه مقياس ريشتر مواجه مي شويم. شايد كلمه مقياس مركالي هم به گوشتان رسيده باشد هرچند كه كمتر مورد استفاده قرار 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 استفاده مي شود. اطلاعات مورد نياز براي محاسبه بزرگي زمين لرزه را از لرزه نگار به دست مي آورند. مقياس ريشتر لگاريتمي است يعني افزايش يك واحد در مقياس ريشتر نشان دهنده افزايش ده واحدي در دامنه موج است. به عبارت ديگر دامنه موج در زلزله ۶ ريشتري ده برابر دامنه موج زلزله ۵ ريشتري است و دامنه موج ۷ ريشتر ۱۰۰ برابر زلزله ۵ ريشتري است. مقدار انرژي آزاد شده در زلزله ۶ ريشتري ۷/۳۱ برابر زلزله ۵ ريشتري است.

    بزرگترين زلزله ثبت شده ۵/۹ ريشتر شدت داشت، هرچند كه مطمئناً زلزله هاي شديدتري در تاريخ طولاني زمين روي داده است. عمده زلزله هايي كه روي مي دهد كمتر از ۳ ريشتر قدرت دارند. زمين لرزه هايي كه كمتر از ۴ ريشتر شدت داشته باشند، نمي توانند ويراني 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 است كه تبعات يك زلزله را بيان مي كند. قدرت تخريبي يك زلزله علاوه بر قدرت آن به ساختار زمين در منطقه مورد نظر و طراحي و مكان سازه هاي ساخت بشر بستگي دارد. ميزان ويراني 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 زماني 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 است كه محققان زماني كافي براي بررسي اتفاقاتي كه حين زمين لرزه روي داده است، 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 آن را بهتر از پيش درك مي كنيم، اما هنوز هم براي مقابله با آن كاري نمي توانيم انجام دهيم. 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 است، بنابراين در حال حاضر اين امكان وجود ندارد كه به مردم گفت دقيقاً چه وقت زلزله روي مي دهد. اين امواج زلزله اي ثبت شده، مي تواند به ما اطلاع دهد كه ارتعاش هاي بسيار قويتري در راه است، 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 است. همچنين با تحقيق در تاريخ زمين لرزه هاي روي داده در منطقه مورد نظر، زمان 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 است. پس لرزه ها، لرزه هايي است كه پس از زلزله اوليه روي مي دهد. اين پيش بيني ها براساس تحقيق هاي بسيار وسيعي كه در مورد الگوهاي پس لرزه ها انجام شده است، 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 است. 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 است به آمادگي براي زلزله و مخصوصاً حيطه مهندسي عمران مربوط مي شود. طي چند دهه اخير استانداردهايي براي ساخت ساختمان ها در نظر گرفته شده است تا مقاومت آنها در برابر نيروي امواج زمين لرزه افزايش يابد. از استانداردهاي جديد مي توان به تقويت مصالح اشاره كرد. طراحي بناها به شيوه اي كه از انعطاف پذيري لازم براي جذب ارتعاش ها برخوردار باشند بدون آنكه 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 است.يكي ديگر از مولفه هاي آمادگي، آموزش مردم است. امروزه بسياري از سامان هاي دولتي در اغلب كشورها دفترچه هاي راهنمايي منتشر مي كنند كه در آن چگونگي وقوع زلزله، راهنمايي هايي در مورد حفاظت خانه در برابر زلزله هاي احتمالي و فعاليت هايي كه در زمان وقوع زلزله بايد انجام داد، گردآوري شده است.

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

  4. #3
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض

    ریشه لغوی
    زمین شناسی ساختمانی از واژه Structural به معنی ساختاری یا ساختمانی و Geology به معنی زمین شناسی گرفته شده است.
    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 است بلکه به کرات در برابر عوامل داخلی و خارجی در آن تغییر شکل ایجاد شده است. شاهد این مدعی وجود نواحی عظیم چین خورده یعنی سلسله کوههاست که در آن رسوبات و سنگهای دیگر فشرده شده و فرم آنها تغییر کرده است.
    عامل دیگر رسوبات دریایی است که اینک در قلل مرتفع کوهها دیده می‌شود و در برخی موارد هزاران متر از سطح دریا بالاتر قرار گرفته است و این خود ناپایداری قشر زمین را نشان می‌دهد. بطور کلی می‌توان گفت که زمین شناسی ساختمانی و تکتونیک ، درباره ساختهای مختلف سنگهای تشکیل دهنده پوسته زمین، چگونگی تشکیل و ارتباط آنها با عوامل 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 است. 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 آنها 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 آن ، آگاهی به مشخصات تکتونیکی منطقه ، ضروری است.
    * آشنایی به وضعیت ساختمانی منطقه ، کمک موثری در مطالعه آبهای زیرزمینی است. 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 اساس وضعیت هندسی:
    در این نوع تقسیم‌بندی ، ساختمانهای مختلف زمین از نظر شکل هندسی مورد توجه قرار 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 است، مورد بررسی قرار 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 است. زیرا بطوری که می‌دانیم، در دوره‌های مختلف دوران زمین شناسی ، حرکات تکتونیکی مختلفی وجود داشته است.
    * بررسی از نظر دینامیکی:
    در این بررسی ، رابطه نیروهای موثر بر سنگهای زمین و ساختمانهای حاصله ناشی از آنها مورد بررسی قرار 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 گفتگو می نماید و ارتباط نزدیکی با زمین شناسی ساختمانی دارد، مخصوصا تغییر شکلهایی که در اعماق با تبلور مجدد یا دگرگونی سنگها همراه است.
    * 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 است.
    * چینه شناسی:
    اغلب اوقات وضع چینه شناسی به موقعیت ساختمانی طبقات وابسته است که بدون دانستن سرگذشت تکتونیک منطقه ، امکان بررسی ترتیب چینه شناسی وجود ندارد.
    * ژئومورفولوژی:
    ژئومورفولوژی در نواحی که تحت تاثیر تکتونیک جدید قرار گرفته است، دارای اهمیت زیادی است.
    * زمین شناسی کاربردی:
    نیروهای عمل کننده بر زمین باعث ایجاد تغییر در پوسته زمین و تاثیر گذاری بر روی سازه‌های احداث شده بر روی آن 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 استفاده بهینه از مخازن موجود آگاهی از مشخصات تکتونیکی و ساختمانی منطقه لازم است.
    * هیدروژئولوژی:
    آشنایی به وضعیت ساختمانی منطقه کمک موثری در مطالعه مخازن زیرزمینی است، چون گسلها و شکستگیها علاوه بر جابجایی لایه‌های آبدار ، مجرای مناسبی جهت عبور آبهای زیرزمینی هستند.
    * فتوژئولوژی:
    امروزه بررسیهای زمین شناسی ساختمانی با استفاده از عکسهای هوایی و مطالعه مستقیم در روی زمین ( زمین شناسی صحرایی ) صورت می‌گیرد و اصولا این دو علم لازم و ملزوم یکدیگرند

  5. #4
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض

    گنبدهای نمکی
    بطور کلی برجستگیهایی که توسط نمک به علت حرکات و بالا آمدن آن ایجاد می‌گردد، گنبد نمکی ( Saltdom ) نامیده می‌شود. بدیهی است اشکال خارجی تمامی گنبدهای نمکی یکسان و یک شکل نبوده و بستگی به سنگهای پوششی آن ، فشار درونی و میزان آن دارد. به عبارت دیگر گنبد نمکی عبارت است از ساختمان زمین ‌شناسی گنبدی شکلی که هسته آن از نمک تشکیل شده است. از نظر مکانیسم تغییر شکل، نمونه تغییر شکل پلاستیکی است. حرکت اینگونه مواد پلاستیکی سبب ایجاد چین‌های دیاپیری می‌شود و به همین جهت از نظر زمین شناسی ساختمانی نیز قابل مطالعه و بررسی است.
    ● اجزای گنبدهای نمکی
    هر گنبد نمکی شامل یک هسته مرکزی که از نمک تشکیل شده است و بخشی که اطراف هسته مرکزی را احاطه می‌کند و از سنگهای رسوبی محلی تشکیل شده است، می‌باشد. معمولا از رسوبات نمکی هسته مرکزی جوانتر است. در بیشتر گنبدهای نمکی ، سطح فوقانی بوسیله طبقات رسوبی پوشیده شده و تشکیل پوششی را می‌دهد که به آن 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 است. مثلا گنبد نمکی قم که در شمال ارتفاعات زنگار منطقه قم قرار دارد، فاقد پوش‌سنگ است. پوش سنگها معمولا از سنگهای آهکی ، ژیپس و انیدریت تشکیل می‌شود. در بعضی موارد پوش سنگ حاوی ذخایری از مواد گوگردی است.
    ● شکل گنبد نمکی
    از نظر جکسون و تالبوت (۱۹۸۶) ، ساختمانهای نمکی ممکن است به صورت تاقدیس نمکی (Salt anticlines) بالشهای نمکی (Salt pillows) ، برجستگیهای تیغه مانند نمکی (Saltridges) ، امواج نمکی (Salt Waves) ، استوکهای نمکی (Salt stocks) و غیره باشد. شکل گنبد نمکی متغیر است. دیواره بسیاری از گنبدهای نمکی دارای شیب زیاد در حدود ۸۰ تا ۹۰ درجه به طرف خارج است. گنبدهای نمکی متقارن ، کمیاب و اغلب گنبدها نامتقارن و شیب دیواره‌ها در جهت مختلف متفاوت است. مقطع بیشتر گنبدهای نمکی نزدیک به دایره و در بعضی از گنبدها بیضی شکل است. گسترش افقی گنبدها بسیار متغیر و اغلب چندین کیلومتر است.
    ●● انوع گنبدهای نمکی از نظر عمق سطح فوقانی
    ● گنبدهای نمکی کم عمق
    معمولا سطح فوقانی این گنبدها از سطح زمین کمتر از یک کیلومتر است. مانند گنبدهای نمکی ایران.
    ● گنبدهای نمكی دارای عمق متوسط
    سطح فوقانی آنها بین یک یا ۱.۵ کیلومتری سطح زمین قرار دارد.
    ● گنبدهای نمکی عمیق
    فاصله آنها از سطح زمین از ۱.۵ کیلومتر متجاوز است. 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 آن به سمت بالا به علت ضخامت قابل توجه طبقات روی آن است و این ضخامت باید به اندازه‌ای باشد که نیروی محرکه‌ای جهت جابجایی آن 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 است که به لایه‌های تغذیه کننده گنبد نمک موسوم است. ضخامت این لایه‌های نمک متفاوت و در موارد استثنایی از هزار متر بیشتر است. 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 کننده بیرون کشیده می‌شود. عاقبت نمک در طبقات نمکدار مجاور ممکن است به اندازه‌ای نازک و فشرده شود که افزایش بیشتر نمک غیرممکن گردد. نازک شدن طبقات نمکدار موجب فرو نشستن طبقات رویی آنها و ایجاد شیب به طرف خارج از گنبد می‌شود. این شیب در فاصله دور به طرف گنبد است و در نتیجه ناودیسی بوجود می‌آید که به نام ناودیس حاشیه‌ای یا کناری معروف است. ضخامت لایه‌های تغذیه کننده نمک متفاوت است و یکی از راههایی که برای تعیین ضخامت این لایه‌ها بکار می‌رود، تعیین گودی ناودیس‌های کناری گنبدهای نمک است. از آنجایی 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 آنها در طرفین تقریبا مساوی است.
    ▪ گنبدهای نمکی نامتقارن :
    این گنبدها فراوان تر بوده و شیب دامنه اطراف آن نامساوی است. شکل کلی مقطع عرضی گنبدهای نمکی بیشتر دایره و در برخی از آنها بیضی شکل است و گسترش آن در روی زمین از ۵۰۰ متر تا۸ کیلومتر (در آمریکا) و در شمال شرقی دریای خزر بین ۵ تا ۱۲ کیلومتر گزارش شده است.
    ●● 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) آن بیشتر است. چنانچه نمک در زیر طبقات ضخیم قرار 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 است، به نقاط ضعف لایه‌های بالایی که معمولا قله تاقدیسها و یا سطوح گسلی است، نفوذ نموده و به طرف سطح زمین حرکت می‌کند. هنگامی که توده نمک به صورت ستون استوانه‌ای شکل درآمد، اختلاف فشار استاتیک در ستونی که استوانه نمک در آن قسمت قرار دارد و قسمتهای مجاور آن 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 آن که شکافتن طبقات فوقانی را در پی دارد، با گسلهای متعدد همراه است.
    ● 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 است. 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 است. بنابراین بطور محقق سن آنها از ژوراسیک قدیمی تر است. بطور کلی فعلا سن این تشکیلات را به پروتروزوئیک یا اینفراکامبرین نسبت می‌دهند و آن 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 است.
    گنبدهای نمکی هرمز در طی حرکات کوهزایی آلپ در طبقات فوقانی خود تزریق شده است. وجود گنبدهای نمکی نتیجه تزریق پلاستیکی سنگ نمک در سنگهای رسوبی اطراف است. نمک هسته گنبدهای نمکی از طبقات زیرین مشتق می‌شود. علت اساسی حرکت نمک و گنبدهای نمکی بطور دقیق معلوم نیست. عده‌ای از زمین ‌شناسان عقیده دارند که نیروهای تکتونیکی ، عامل اصلی حرکت گنبدهای نمکی است. چنانکه در رومانی ، فشارهای افقی عامل اصلی حرکت نمک و تشکیل گنبدهای نمکی است 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 آنها 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 قرار گیرد می‌تواند محل تجمع نفت و گاز گردد. بدیهی است در این نوع نفتگیر گنبد نمکی هنوز در سطح زمین ظاهر نشده است.
    ● نفتگیرهای دامنه‌ای گنبد نمکی
    گنبد نمکی از شروع حرکت ، طبقات فوقانی را خم نموده و سپس آنها را شکسته و شیبی در خلاف جهت حرکت ستون نمک به آنها می‌دهد. این لایه‌های شیب دار در فراشیب به ستون نمک که نفوذ ناپذیر است ختم می‌شوند. اگر این لایه‌ها دارای توالی مناسبی از سنگ مخزن و سنگ پوششی بوده و نفت نیز در منطقه تولید شده باشد، ممکن است 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 است باعث انحنا طبقات فوقانی شده و نفتگیرهای تاقدیسی گنبدی شکلی را ایجاد نماید که می‌تواند در رده نفتگیرهای تاقدیسی هم قرار گیرد. میدان نفتی دمام در عربستان سعودی نمونه‌ای از این نوع نفتگیر است.
    ● نفتگیرهای چینه‌ای (Stratigraphy traps)
    در سنگ مخزن مناسبی که حرکت هیدروکربنها در آن میسر است و بر روی آن سنگ پوشش قرار دارد، قطع نفوذپذیری در جهت فراشیب (Up dip) اثر وجود تاقدیس یا گسل را در تجمع نفت و گاز دارد. قطع نفوذ پذیری ممکن است 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 است. کشف نفتگیرهای چینه‌ای به مراتب دشوار تر از یافتن نفتگیرهای ساختمانی است. 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 است. 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 ]

  6. #5
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض

    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 است.
    ● 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 است. حاشیه این صفحات را صفحات تکتونیکی می‌نامند و اگر در این حاشیه‌ها صفحات با یکدیگر تصادم کنند، در این صورت آنها 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 آنها را حاشیه‌های سازنده می‌نامند.
    ● حاشیه مخرب و تجمع مواد هیدروکروبوری
    بطوری که ذکر شد در حاشیه مخرب دو صفحه تکتونیکی باهم تصادم می‌کنند 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 قرار 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 آن 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 زمان و در اثر فشارهای بیشتر دو قاره از همدیگر جداشده ، بطوری که بین آنها 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 می‌کنند و در مراحل بعدی و در اثر فشارهای بیشتر فاصله بین دو قاره افزایش یافته و وسط آنها 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 آنها به هیدروکربور تبدیل می‌شوند.
    ● گنبدهای نمکی و ارتباط آنها با نفتگیرها
    رسوبات نمکی بر اثر فشاهای وارده تغییر حجم داده و به شکل گنبدهای نمکی در آمده و به عنوان تله‌های نفتی عمل می‌کنند. 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 است و اقیانوس اطلس نیز در اول دریای کوچک بوده و با پیدایش این گنبدهای نمکی در اقیانوس اطلس چنین تصور می‌کنند که در اعماق اقیانوسها نفتگیرهای با ارزشی کشف شود و در مورد دریاهای دیگر نیز از این تئوری پیروی می‌کنند.
    ● نحوه تشکیل دیاپیرها و نقش آنها 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 آن).
    ● پیدایش زاگرس و ارتباط آن با تله های نفتی
    در زمان ترشیر صفحه عربستان (خلیج فارس و زاگرس هم جزو آن بوده) که در جنوب غربی این دریا قرار داشته تدریجا از قاره آفریقا جدا شده و به سمت شمال شرق حرکت می‌کند که در منطقه برخورد آن با قاره اروپا - آسیا (ایران مرکزی) زمین بالا آمده و دریای اولیه تدریجا خشک می‌شود و در نتیجه این تصادم و رفتن قاره عربستان به زیر ایران مرکزی باعث می‌شود که لایه‌های رسوبی دارای مواد آلی تشکیل شده در دریای کم عمق اولیه که روی هم انباشته شده است، 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 قرار 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

  7. #6
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض

    زمین متغیر:

    زمین یک کره متحرک است! اگر ما بتوانیم صد میلیون سال به عقب برگردیم، چهره زمین را با آنچه 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 اساسی در سطح کره ماه بوجود نیامده است (فقط چند گودال اضافه شده است).



    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 است. این تحول ابتدای قرن بیستم با ارائه پیشنهاد مربوط به جابجائی قاره­ای[2] - تئوری که بیان می­کند قاره­ها بر روی کره زمین حرکت می­کنند – آغاز گردید. این مطلب با فرض ثابت بودن قاره­ها و کف اقیانوسها که تا آن زمان مورد قبول بود در تضاد اساسی قرار داشت و به همین دلیل نیز 50 سال طول کشید تا داده کافی برای اثبات این نظریه جمع آوری شود.

    بر اساس تئوری صفحه زمینساخت، پوسته خارجی صلب زمین (لیتوسفر) به تکه­های متعددی شکسته شده است که هرکدام از آنها 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 است. این صفحات عبارتند از: آمریکای شمالی، آمریکای جنوبی، اقیانوسیه، آفریقا، اوروآسیا، استرالیا و قطب جنوب.

    صفحات با ابعاد متوسط مانند کارائیب، نازکا، فیلیپین، عربی، کوکوس و صفحه اسکاتیا هستند و علاوه بر آنها صفحات متعددی با ابعاد کوچکتر شناخته شده است. توجه نمایید که یک صفحه بزرگ ممکن است شامل یک قاره کامل و سطح بزرگی از کف دریا باشد ( مانند صفحه آمریکای جنوبی). در حالی که هیچ صفحه­ای دقیقا بر اساس مرز یک قاره شناخته نشده است.

    صفحات سنگ کره با سرعت بسیار پایین ولی بطور مداوم نسبت به هم درحال حرکت هستند که بطور متوسط 5 سانتیمتر در سال است. این حرکت به بدلیل توزیع نامساوی حرارت در داخل کره زمین است. مواد داغ که در عمق گوشته قرار دارند، به آرامی به سوی بالا حرکت می­کنند و به عنوان یکی از سیستمهای همرفت درونی سیاره عمل می­نمایند. همزمان، 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 است که وقتی کتری پر از آب بر روی آتش قرار داده می­شود در آن اتفاق می­افتد. آب قسمت تحتانی آب قبل از قسمتهای دیگر گرم شده و در اثر انبساط چگالی آن کاهش می­یابد و این باعث جریان یافتن آب به سمت بالا شده و همزمان 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 است متحمل مقداری تغییر شکل گردند، ولی تمام اندرکنشهای اصلی بین صفحات جداگانه، در طول مرز بین آنها اتفاق می­افتد. در حقیقت تلاشهای اولیه برای مشخص کردن مرز بین صفحات بر اساس 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 استنوسفر 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 است که به این پدیده "گسترش بستر دریا" اطلاق می­شود. سرعت بستر سازی در قسمتهای مختلف متفاوت است. این سرعت از 5/2 سانتیمتر در سال در آتلانتیک شمالی تا 20 سانتیمتر در سال در قسمت شرقی اقیانوس آرام متغیر است. با اینکه بیشترین نرخ بستر سازی در مقیاس تاریخ بشر بسیار کند است، ولی کمترین نرخ تولید سنگ­کره به اندازه کافی سریع است 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 می­کنند و در نتیجه پدیده فرونشست پوسته اقیانوسی در گوشته اتفاق می­افتد. همگرائی ممکن است 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 آن 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 آن می­لغزد.

    حاشیه­هایی از صفحات که پوسته اقیانوسی در حال اضمهلال است 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 استنوسفر که در بالای صفحه فرورفته قرار می­گیرد، ذوب شده و به سوی بالا حرکت می­کند. بندرت این سنگ مذاب ممکن است 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 آنها صفحات بصورت سایشی از کنار هم عبور می­کنند 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 قرار گرفته است، تعدادی نیز در داخل قاره­ها وجود دارند. دو مثال از این گسلها، گسل سن­آندریاس در کالیفرنیا و گسل آلپین در زلاندنو می­باشد. در طول گسل سن آندریاس، صفحه "آرام" درحال حرکت به سمت شمال غربی نسبت به صفحه مجاور (صفحه آمریکای شمالی) است. حرکت درطول این مرز ناشناخته نمانده است، چرا که این حرکت باعث ایجاد کرنش در سنگهای دو سمت گسل می­گردد و گاها سنگها انرژی ذخیره شده را بصورت زلزله­های بزرگی رها می­کنند، 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 ]
    Last edited by bb; 17-06-2006 at 07:24.

  8. #7
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض تغییر شکل پوسته ای

    مقدمه:

    همانگونه که در قسمت قبل بیان شد، کره زمین یک سیاره پویا است که مواردی از قبیل هوازدگی، رانش زمین، و فرسایش توسط آب، باد و یخ بصورت مداوم چهره آن 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 آنچنان اندک است که معمولا متوجه آن نمیشویم. این تغییر شکلها در اثر نیروی محدودی است که بدلیل وزن ما به سطح زمین وارد میشود. اگر این نیرو زیاد باشد میتواند اثرات کاملا مشهودی ایجاد نماید. در این بخش به عوامل ایجاد تغییر شکلها و نیز مکانیزم های تغییر شکل در اجسام و نیز پوسته زمین می­پردازیم .



    نیرو:

    نیرو آن چیزی است 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 آن نیرو وارد کنیم تا باز شود (حرکت[2]).



    تنش:

    تنش مقدار نیرویی است که به واحد سطح وارد میشود. مقدار تنش به تنهایی تابعی از مقدار نیروی وارده نیست و به سطحی که نیرو به آن 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 است. 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 اساس 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 آن اعمال میشود ) داشته باشد تحت عنوان تنش کششی شناخته می­شود که باعث طویلتر شدن آنها می­گردد.


    تنش برشی:

    وقتی یک دسته کارت را بر روی زمین قرار دهید و با دست خود آنها را به جلو برانید نمونه ای از تنش برشی را بر آن وارد نموده اید. در صورتی که تنش برشی بر توده سنگها وارد گردد باعث لغزش صفحات در کنار یکدیگر میشود.





    حال که با انواع عوامل ایجاد تغییر شکل آشنا شدیم، باید بدانیم که اجسام هم در مقابل عوامل 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 آنها داشته باشیم. هر ماده­ای بر روی کره زمین، دارای خصوصیات فیزیکی منحصر بفردی است. ولی غالبا اساس این خصوصیات یکسان میباشد. یکی از این خصوصیات فیزیکی که در این قسمت به آن می­پردازیم، نحوه عکس العمل مواد در برابر نیروی وارده بر آنها 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 آنکه آن را رها می­کنیم، شاخه به حالت طبیعی خود بازمی­گردد. در این مرحله گفته می­شود که چوب در حالت ارتجاعی خود قرار 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 آن 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 آن باقی خواهد ماند. که در اصطلاح علمی گفته می­شود چوب از مرحله الاستیک خارج شده و وارد مرحله پلاستیک شده است.

    مواد شکل پذیر و شکننده

    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 آن "جاری شدن[5]" می­گویند یا همانند یک شاخه خشک چوب بصورت ناگهانی می­شکنند که به اینگونه مواد "شکننده[6]" میگویند..




    نمودار رفتار مواد شکننده (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 است. شاید تصور آن که حتی یک صخره سنگی بزرگ و یا منزلی که در آن 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 آن هم این است که بدلیل تفاوت عملکرد و جنس و ابعاد مواد مختلف، هر کدام از آنها تغییر شکلهای متفاوتی را متحمل میشوند که غالبا برای ما غیر قابل احساس است. 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 آن بحث نمودیم نیز صادق است. 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 قرار 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 شکننده به این تغییر شکل پاسخ 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 آن در میآید.

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




    مقاومت کم سنگ نمک در برابر تنش وارده بر آن

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



    با توجه به مواردی که در مورد مواد شکل پذیر و شکننده گفته 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 شکننده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین). این همان اتفاقی است که در مرزهای همگرا اتفاق می­افتد.



    عکس العمل سنگ کره به تنش کشش در حالت شکننده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین). این همان اتفاقی است که در مرزهای واگرا دیده میشود.




    عکس العمل سنگ کره به تنش برشی در حالت شکننده (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 قرار داده اید و با کشی که به آن بسته­اید، میخواهید که آن 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 شکنند)

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

    این دقیقا همان اتفاقی است 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 است و آرام آرام اتفاق می­افتد و انرژی را در خود ذخیره میکند. و آنقدر سنگها انرژی در خود ذخیره میکنند که در نهایت فراتر از اصطکاک بین سنگها می­شود. در این لحظه است که صفحات شکسته شده و نسبت به هم جابجا می­شوند.

    ما به همین سادگی توانستیم تئوری اساس ایجاد زلزله ها را که سالهای متمادی دانشمندان را به خود مشغول کرده بود را درک کنیم. پدیده "بازگشت الاستیک[8]" دقیقا آن چیزی که آزمایش ساده کتاب به ما نشان داد. حال متوجه میشویم که دلیل بازگشت زلزله ها و آنچه که به عنوان دوره بازگشت مطرح می­شود، مربوط به خصوصیت ارتجاعی بودن مواد تشکیل دهنده پوسته زمین است.

    مکانیزم درونی زمین لرزه تا زمانی 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 است.

    [1] Stationary

    [2] Motion

    [3] Elastic

    [4] Plastic

    [5] Ductile Deformation

    [6] Brittle

    [7] Strength

    [8] Elastic Rebound

  9. #8
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض

    منشا زلزله ها
    سيد سعيد حسيني (كارشناس سازه)

    مقدمه
    چند سالي است 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 است. به طور متوسط در هر سال حدود 10 هزار نفر در اثر زلزله جان خود را از دست مي دهند . بر اساس مطالعات انجام شده توسط سازمان علمي فرهنگي ملل متحد (يونسكو) تلفات مالي ناشي از زلزله از سال 1926 تا 1950 بالغ بر 10 ميليارد دلار بوده است. در همين محدوده زماني 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 است. 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 ويرانگر 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 عزيزمان را براحتي هرچه تمامتر گرفت.

    منشا زلزله
    با توجه به توضيحات فوق و با عنايت به اين مهم كه در اكثر مناطق كشورمان بدليل شرايط 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 عوامل وقوع زلزله كه از اساسي 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 عوامل مختلفي به عنوان منشا زلزله ها شناخته شده‌اند. از جمله مهمترين اين عوامل 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 عوامل فوق، نظريه حركت زمين ساخت صفحه اي (Plate Tectonics ) در بين لرزه شناسان بيشترين مقبوليت را يافته است و در واقع عامل ايجاد حدود 95 درصد از زلزله هاي بزرگ در جهان به حساب مي آيد و به عبارت ديگر ساير عوامل 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 آنها مطرح شد. در اويل 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 آنها عنوان شد و تحقيقات پيرامون آن توسط آلفرد وگز سبب شد كه بالاخره وي نخستين كسي باشد كه توانست موضوع يكي بودن قاره ها را در ابتدا و حركت آنها طي ساليان دراز را مطرح و پيگيري كند. بر اين اساس 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 اساس نظريه فوق سطح زمين از يك پوسته سخت به ضخامت 70 تا 150 كيلومتر (ضخامت متوسط 100 كيلومتر )تشكيل شده است كه آن 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) قرار دارد.پوسته زمين در بعضي مناطق جغرافيايي بريده شده و صفحاتي را بوجود آورده است كه اين صفحات بي حركت نبوده و روي گوشته خميري زمين سر مي خورند و در نتيجه وضعيت نسبي و مرز بين آنها همواره در حال تغيير است.
    اين صفحات به دو نوع كلي قاره اي و اقيانوسي تقسيم مي شوند كه قاره ها روي پوسته گرانيتي نسبتا سبكي به ضخامت حدود 40 كيلومتر و اقيانوس ها روي پوسته بازالتي متراكم تري به ضخامت تقريبي 7 كيلومتر قرار دارند.حرارت درون زمين از مهمترين عوامل حركت و جا به جايي اين صفحات است. ابعاد صفحات اقيانوسي و موقعيت آنها در حال تغيير است و ماده سازنده آنها در حال تجديد . البته لازم به ذكر است 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 ويرانگري رخ مي دهد.
    اگر اين صفحات به هم نزديك شوند، در محل برخوردشان موجب كوه زايي مي شوند مثل حركت صفحات ايران و عربستان 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 است. 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 است .
    سن قاره ها نسبت به صفحات سازنده كف اقيانوس ها بسيار زيادتر بوده و در حدود يك ميليارد سال بيشتر است در حالي كه سن صفحات اقيانوسي از 200 ميليون سال تجاوز نمي كند. قاره ها همچون چوب پنبه روي آب به طور سرگردان در حركتند و اين حركت تابع سيالي است كه آنها 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 است :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 روي آنها قرار 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 آن جريان دارد و مي توان آن 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 آنها رخ مي دهد . البته بايد دانست كه واقعه برخورد هند به آسيا منحصر به فرد نيست، تمام قاره آسيا از قطعاتي درست شده است كه تدريجا و طي مراحلي به آن چسبيده اند. ايران هم قطعه اي از اَبَر قاره گندوانا به شمار مي رفته و احتمالا طي دوره كربونيفر يا ترياس به آسيا چسبيده است. البته قاره هاي اروپا و آفريقا نيز بارها به هم برخورد كرده‌اند و از آخرين برخورد آنها كوه هاي آلپ تشكيل شده است. 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 است.
    با وجود شناخت عوامل اصلي ايجاد زلزله ها در جهان ، هنوز روش يا برنامه خاصي براي پيش بيني زمان دقيق وقوع زلزله ها كه مي تواند تا حدود بسيار زيادي به كاهش تلفات وخسارات جاني و مالي ناشي از آن كمك كند، وجود ندارد . بنابراين مهمترين كاري كه در مواجهه با زلزله ها مي توان انجام داد اين است كه تا حد امكان كاري كنيم كه ميزان تلفات و خسارات مالي و جاني ناشي از آن 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 اولويت قرار 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 اساس قوانين و ضوابط ملي و بين المللي موجود در اين زمينه است. چيزي كه متاسفانه امروزه در بسياري از موارد بدليل ندانم كاري و سهل انگاري عمدي يا سهوي مسئولان و ناظران امر آن طوري كه بايد صورت نمي‌گيرد. كاري كه به جرات مي توان گفت كه مردمان 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 مردم با راهكارهاي مواجهه با زلزله و كارهاي ديگر از اين دست توانسته اند فرهنگ زلزله را در ميان مردمان خود به خوبي جا بيندازند. به عنوان مثال در يكي از شهرهاي ژاپن زلزله حدودا 7 ريشتري يك نفر كشته داشته است در حالي كه در زلزله بم ما 30 هزار كشته داشتيم كه اين مثال خود گوياي همه ناگفته ها در مورد ساخت و ساز غير اصولي در كشورمان است.
    پي نوشت
    ۱ - مقياس ريشتر معرف انرژي آزاد شده توسط يك زلزله است.مثلا انرژي زلزله اي به بزرگي 5/8 ريشتر معادل انرژي آزاد شده از انفجار 30 ميليون تن TNT است. زلزله با بزرگي 2 ريشتر معمولاً كوچكترين زلزله اي است 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 است.
    ۲ - گسل معرف صفحه اي است كه حركات زمين در طول آن رخ مي دهد و مبدا حركت زمين در يك زلزله از آن ناشي مي‌شود .

    منبع : همشهري - ‎1384/02/18

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

  10. #9
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض شواهد اشتقاق قاره‌ای

    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 است. نخستین بازسازی توسط اسمیت و هالام (1970) انجام شد. در حالت کلی شواهد زیر از اشتقاق قاره‌ای حمایت می کنند:

    * کمربندهای چین خورده:
    ادامه کمربندهای چین خورده پالئوزوئیک در ابرقاره‌های گندوانا و لورازیا یکی از شواهد اشتقاق قاره‌ای است. بهترین مثال کمربندهای چین خورده کالدونین اروپای شمالی و آپالاشین در شرق آمریکای شمالی است. 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 آنها در حواشی متشابه.
    * انطباق سنی:
    انطباق سنی واحدهای سنگی در طرفین قاره‌هایی که زمانی 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 آنها 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 است. 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 بعد از 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 ابزار مناسبی است که اطلاعات جالبی از مهاجرت قاره‌ها در طول زمان در اختیار ما قرار دهد. تغییرات جهت آن در طول زمان و اندازه گیری دقیق آن می‌تواند الگوی حرکتی قاره‌ها را مشخص نماید. موقعیت قطب ظاهری در زمانهای مختلف یک منحنی را معرفی می کند که به نام منحنی سرگردانی قطبی (apw) معروف است. اگر منحنی سرگردانی برای قطعات قاره‌ای یکسان باشد ، به معنی آن است که اشتقاق صورت نگرفته است 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 است. ولی حرکت در جهت شرقی – غربی را نمی‌توان استنباط نمود. مطالعات پالئومغناطیسی برای سرزمینهای قبل از مزوزوئیک بهترین وسیله است، 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 است که منحنی سرگردانی قطبی آمریکای شمالی اوراسیا مشابه‌اند و برای این دو قاره قطب چرخش نیز تعیین شده است.

    تعیین حرکت نسبی صفحات با لیزر

    در نقشه برداری با لیزر ، با استفاده از نقاط ثابت واقع در پشت منظومه شمسی (استفاده از یک کویزار) یا ماهواره‌ای که در مدار زمین در حال چرخش است یا با استفاده 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 است.

    روش دقیقتر موقعیت یابی رادیویی ماهواره‌ای Srp است که وقتی در حد یک در میلیون دارد و تلاش می شود این دقت به یک در ده میلیون برسد. در حالت کلی عوامل 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 آنها تعیین کننده سرعت حرکت صفحات قاره‌ای است 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 استفاده از پیشرفته‌ایی که در سایر علوم حاصل گردیده زمین شناسی وارد مرحله جدیدی از علوم شده است

  11. #10
    آخر فروم باز
    تاريخ عضويت
    Aug 2005
    محل سكونت
    Tabriz
    پست ها
    3,449

    پيش فرض مبانی زمین شناسی ساختمانی

    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 کنند – تشکیل می شوند . بدیهی است که در اینجا ، مقصود آن دسته از ساختمان های گنبدی شکلی است که تشکیل انها ، غیر از عوامل تکتونیکی بوده است و از جمله مهم ترین انها ، می توان گنبد های نمکی را نام برد .
    مقطع این ساختمانها دایره ای است و در مواردی که محیط اطراف انها متجانس نباشد ، میدان تنش حاصله نیز متجانس نبوده و ممکن است مقاطع انها غیر دایره ای باشد . در مجموع می توان گفت که این ساختمانها زمانی 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 است . 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 است 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 است و ندرتا ممکن است 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 است .
    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 است .
    بعضی از گنبد های نمکی در سطح زمین بیرون زدگی دارند و گنبد های انها مشخص است 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 است . بر اساس 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 است . گاهی نیز به شکل توده های استوانه ای است .
    ترکیب گنبد ها
    معمولا قسمت اصلی گنبد های تبخیری را نمک تشکیل می دهد و چند در صدی نیز ممکن است از انیدریت باشد .
    ساختمان داخلی گنبد ها
    ساختمان داخلی دارای شکل های متفاوتی است 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 است .
    پوشش رسی
    بعضی از گنبد های مکی توسط پوششی از شیل و یا سایر سنگهای رسی احاطه شده است . در بعضی موارد قشر های کنگلومرا نیز ممکن است 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 است که این قبیل گنبد های سوراخ نکننده معروف است . علت ایجاد وضعیت بدین خاطر است که گنبد های نمکی ، قبل از رسوب سنگهای رویی بوجود امده و در معرض فرسایش قرار گرفته است 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 زمان 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 است .
    فصل دوم – مشخصات تکتونیکی زمین
    پوسته زمین همواره تحت تاثیر عوامل تکتونیکی است .
    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 زمان تاثیر ان در مقیاس زمین شناسی ، کوچک و شدت ان زیاد است ، 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 است 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 زمانی 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 گفته 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 زمان 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 گفته 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 است .
    ایزوستازی
    اجزای مختلف پوسته زمین مثل کوهها ، دشت ها و دریا ها ، به صورت فرو رفتگی های نامنظمی که در قسمت بالایی پوسته قرار گرفته ، نیستند بلکه تمام این اجزا به حالت تعادل نسبی قرار 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 است . 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 است .
    توزیع قاره ها در سطح زمین یکنواخت نیست و قسمت اعظم انها در قسمت خاصی از ان متمرکز شده است 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 است قرار 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 است .
    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% درصد کل سطح زمین و 25% سطح قاره هاست – در زیر اب قرار 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 قرار 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 است . 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 است . که بوسیله گرانیت و سنگهای اذرین پوسته زمین در نظر گرفت که بوسیله لایه نازکی از سنگهای رسوبی اتشفشانی ، پوشیده شده است .
    زمان 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 .

    براساس 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 است 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 قرار می دهیم .
    الف ) توزیع اتشفشان ها – تاکنون در حدود 800 اتشفشان ، که در گذشته و حال فعال بوده یا هستند ، شناخته شده است . بیش از 75% این اتشفشان ها در منطقه اطراف اقیانوس کبیر ، که بنام کمربند اتش معروف است ، متمرکز شده اند . این منطقه بر سلسله جبال های جوان غرب امریکا و قوسهای جزیره ای اتشفشانی موجود در غرب اقیانوس کبیر ، منطبق است .
    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 کنند .
    بطوری که دیده می شود ، نواحی زلزله خیز ، منطبق بر مناطقی است 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 اساس 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 است .
    ساختمان ژئو سنکلین ها
    قسمت های اصلی ژئو سنکلین ها نواحی گود ان است که معمولا در همه جا به شکل گودی طویل می باشد . در یک ناحیه ژئو سنکلین ممکن است 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 است 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 قرار دارد .
    در حاشیه ژئو سنکلین ها ، ممکن است قطعات به سمت بالا حرکت کنند 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 کنند وبدین ترتیب گودی ژئوسنکلین به شکل ناودیس شکنجی ، در می آید . از جمله دیگر قسمت های مهم ژئو سنکلین ها ، حوضه های کوهزایی آنهاست .

    انواع ژئو سنکلین ها
    الف ) میوژئوسنکلین - این نام به آن دسته از ژئو سنکلین ها اطلاق می شود که تقریبا تمام نهشته های آن 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 است که رسوبگذاری در ابهای کم عمق انجام گرفته است . ندرتا ممکن است 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 آن ، بطور متناوب سنگهای رسوبی و آتشفشانی قرار گرفته اند . ضخامت این رسوبات به مراتب بیشتر از رسوبات میوژئوسنکلین است . سنگهای رسوبی این دسته ، عموما آواری و شامل شیل ، گریواک و کنگلومراست . سنگهای آتشفشانی آن نیز معمولا جریان های گدازه ، توف ، سیل و دایک های کم عمقی است که جنس انها غالبا آندزیت و ندرتا بازالت یا ریولیت است .
    ج ) پارالیاژئوسنکلین – این نام به ان دسته از ژئو سنکلین ها گفته می شود که در حاشیه ارام قاره ها قرار 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 است 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 است که عامل اصل بوجود اورنده انها ، حرکات افقی یا قائمی است که در فواصل متفاوتی ادامه داشته است.
    از جمله ویژگی های مهم گودی سنکلین ها ، سیستم گسل های عمیق و نیز نواحی ای است 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 است 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 زمان ، 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 است که در ان هیچ گونه جابجایی در بخش های طرفین شکستگی نسبت به هم رخ نداده است و یا به قدری کم است 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 است . درزه راهی برای دخول اب در سنگها بوجود می اورد و عمل فرسایش را تسریع می کند . دهانه بسیاری از درزه ها بسته است 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 استه که امتداد ان موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه بندی یا شیستوزیته طبقات اطراف می باشد .
    ب ) درزه شیبی – درزه ای است 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 اساس وضعیت درزه ها نسبت به هم
    در این تقسیم بندی وضعیت درزه ها نسبت به هم مورد مطالعه قرار گرفته و بر اساس 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 استخراج سنگهای ساختمانی ، بخصوص سنگهایی که بایستی به قطعات بزرگ استخراج شود (مثل مرمر و تراورتن) ، شناسایی درزه ها محل ضروری است .
    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 است .
    هنگام پی جویی منابع معدنی نیز وقوف به وضعیت درزه های محل ضروری است زیرا بسیاری از رگه ها معدنی ، از شکستدگی های سنگها و از جمله درزه ها تبعیت می کنند . 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 قرار می دهند .
    عوامل بوجود اورنده درزه ها
    الف ) عوامل 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 است ، 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 است ، 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 است این تعاریف در مواردی صادق است 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 است اما در مواردی که شیب صفحه کم بوده و پستی و بلندی سطح زمین زیاد باشد ، ممکن است به حالت نامنظم دیده شود .
    د ) زاویه ریک یا پیچ
    این زاویه عبارت است از زاویه بین خطی که اثر حرکت گسل را در روی صفحه ان نشان می دهد یا خط افقی که در صفحه گسل قرار 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 است 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 است 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 است .
    ج ) گسل مورب لغز
    در این دسته از گسل ها ، لغزش کلی نسبت به امتداد یا شیب به سطح گسل مورب می باشد . بدیهی است 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 اساس زاویه شیب گسل
    در این روش ، زاویه شیب گسل مبنا قرار گرفته می شود :
    الف ) گسل های پر شیب
    گسل هایی پر شیب انهایی هستند که زاویه شیبشان از 45 درجه بیشتر است .
    ب ) گسل های کم شیب
    هرگاه زاویه شیب کل کمتر از 45 درجه باشد ، بدین نام خوانده می شود .

    تقسیم بندی بر اساس 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 است .
    تقسیم بندی زایشی گسل ها
    معیار تقسیم بندی در این جا حرکت ظاهری گسل است :
    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 کنند . 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 است تشکیل گسل های رانده با کوتاه شدن لایه ها و طبقات همراه است .
    ب ) گسل عادی
    هرگاه کمر بالا به کمر پائین بطرف پائین حرکت کرده باشد ، گسل حاصل بنام گسل عادی یا مستقیم موسوم است این گسل ها بنام گسل های وزنی نیز خوانده می شوند .
    ج ) گسل مورب
    گسلی است 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 اساس 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 کنند . 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 است که در ان زاویه شیب گسل کم است .
    ح ) گسل امتداد لغز
    گسلی است 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 است .

    پرتگاه ها
    پرتگاه به قسمت های نسبتا پر شیبی از سطح زمین گفته 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 است 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 است . بعبارت دیگر ، پائین رفتن یا بالا امدن یکی از قطعات گسله ، باعث تشکیل این پرتگاه ها شده است .
    در بعضی موارد ، که گسله امتداد یک رودخانه را قطع می کند ، در پائین پرتگاه گسلی، ممکن است 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 است . مثلا هرگاه گسله ای باعث شود کهدو طبقه با مقاومت مختلف – مثل ماسه سنگ و شیل – در مجاورت یکدیگر قرار 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 است 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 است .
    .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 است .
    پرتگاه های کوهپایه ای ، معمولا مستقیم نیستند و در انها فرسایش تاثیری ندارند و یا به طور خفیف موثر بوده است . به عبارت دیگر ، سطح پرتگاه در حقیقت همان سطح گسله است . 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 عوامل 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 گفته 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 است 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 است .
    .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 است 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 است که به موازات لولای ان است 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 است 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 است 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 است 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 قرار دارند .
    شیب دو دامنه تاقدیس در جهت خلاف یکدیگر است .
    ناودیس – در حالت کلی ، ناودیس عبارت از چینی است که تحدب ان به طرف پائین است . در اینجا تعریف جامع تر ان ، عبارت از چینی است که طبقات جوانتر در مرکز ان قرار دارند .
    شیب دو دامنه به سوی یکدیگر است .

    تقسیم بندی هندسی چین ها
    .1. چین متقارن – چین متقارن چینی است 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 است .
    .3. چین برگشته - چین برگشته . چینی است 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 است .
    .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 است قائم ، و مایل و یا افقی باشد .
    .6. چین جناغی – اگر دو دامنه چین طی زاویه تندی نسبت بهم قرار 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 است که هر دو دامنه ان برگشته است . در چین بادبزنی تاقدیسی ، هر دو دامنه به سوی یکدیگر است 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 است از تاقدیس که امتداد مشخصی ندارد . به عبارت دیگر ، شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف خارج متوجه است .
    .11. تشتک – ناودیسی است که امتداد و محور معینی ندارد و شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف مرکز ان ، متوجه است .

    تقسیم بندی چین ها بر اساس 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 است 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 است .
    ج ) چین های هماهنگ و ناهماهنگ – در بسیاری موارد ، طبقات رویی و زیرین ، در مراحل مختلف چین خوردگی پیدا می کنند . 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 کننده – ممکن است چندین لایه روی هم قرار گرفته و طبقات زیرین ، از جنس مواد شکل پذیری مانند نمک ، گچ و مواد نظیر انهاباشد . ممکن است 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 گفتیم چین ها منفرد نیستند . فاصله بین دو قله دو تاقدیس یا ناودیس متوالی ، بنام طول موج چین خوانده می شود .
    طول موج چین ممکن است 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 است که در این حالت بنام ناودیس شکنجی نامیده می شود .
    تاقدیس شکنجی – تاقدیس شکنجی نیز تاقدیس بزرگی است که از چین های کوچک متعدد تشکیل یافته است . پهنای تاقدیس شکنجی نیزدرحدودچندکیلومتر است. 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 است اما نبایستی ان را به جای ناودیس بزرگ بکار برد . ژئو سیکلینال حوضه رسوبی وسیعی است 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 آنتی کلینال – ژئو انتی کلینال ، یک بالا امدگی وسیع است که ابعاد ان در مقایسه با ابعاد ژئو سیکلینال است . چنین پدیده ای ممکن است 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 قرار گیرند ، سنگ های بین انها از حالت افقی خارج شده و به حالت شیب دار قرار 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 گفته 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 انجام دهد 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 است . حالت گدازه تابع مشخصات زمینی است 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 است و گدازه های باضخامت بیش از 100 متر ، فوق العاده نادر است . گسترش عرضی گدازه ها تا حد زیادی به جنس انها بستگی دارد . گرانروی گدازه های بازی و متوسط کم است ، 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 است . 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 است 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 اساس تقسیم بندی سنگ شناسی ، جنس سنگهای تشکیل دهنده مخروط و اساس طبقه بندی فیزیوگرافی ، مرحله فرسایش ان است اما در زمین شناسی ساختمانی ، مخروط ها را از نظر ساختمان داخلی طبقه بندی می کنند . 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 است .
    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 است .
    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 است 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 است که در حالت کلی ، به صورت یک مخروط ناقص در بالای ان قرار دارد . قطر قسمت پائین کرارتر معمولا کم است و ندرتا از 300 متر تجاوز می کند اما قطر قسمت بالای ان ، در اثر ریزش دیواره ، ممکن است خیلی زیاد باشد .
    کرارتر معمولا در اثر انفجار در قسمت های بالایی دود کش اتشفشان ، بوجود می اید .
    ب – کالدرا
    کالدرا فرورفتگی بسیار بزرگی است که در قسمت های بالایی اتشفشان به وجود می اید . مقطع این فرورفتگی ، معمولا دایره و در بعضی موارد نامنظم است . قطر کالدرا ممکن است 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 کنند . هر یک از این گروه ها ، بسته به شکل و ابعاد توده خود به گروه های کوچک تر تقسیم می کنند .
    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 است به چندین هزار کیلومتر مربع برسد . نکته جالب ان است که در بسیاری حالات ، ضخامت سیل نیز تقریبا ثابت باقی می ماند . بدیهی است سن سیل همواره از سن سنگهای درون گیر خود ، کمتر است .
    از نظر وضعیت ، سیل ممکن است به حالت افقی ، قائم و یا مایل دیده می شود . و بدیهی است در هر حالت ، تابع مشخصات لایه های اطراف خود باشد . ضخامت سیل از چند سانتیمتر تا چند صد متر ممکن است 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 است به چندین برابر برسد . سنگهای اذرین تشکیل دهنده لاکولیت معمولا از نوع متوسط و بازی ( مثل آندزیت 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 کنند . دایک ها غالبا در نتیجه تزریق ماگما در داخل شکستگی سنگها به وجود می ایند . در حقیقت فرق دایک و سیل ، تنها در نحوه قرار گرفتن این توده ها نسبت به طبقات اطراف است 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 است ولی در بعضی موارد می توان دایکهای خیلی نازک یا خیلی ضخیم را نیز مشاهده کرد . گسترش دایک ها نیز متفاوت است 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 است 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 است . مقطع انها نیز غالبا دایره ای و گاهی نیز به حالت غیر مشخص است . قطر دود کش های اتشفشانی متفاوت است و از چندین ده متر تا 1.5 کیلومتر تغییر می کنند .
    .3. باتولیت ها – باتولیت ها توده های نفوذی بزرگی اند که قسمت بالایی شان به شکل گنبد است . بر اساس 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 است . عمق باتولیت ها دقیقا مشخص نشده است و بنابر بعضی از عقاید ، این توده های نفوذی با منبع ماگما اولیه مرتبط می باشند .
    .4. استوک ها – استوک ها نیز توده های نفوذی مشابه باتولیت ها اند ولی وسعت انها از 100 کلیومتر مربع کمتر است . شکل کلی استوک ها نامنظم است و در بعضی موارد ، به حالت کم و بیش استوانه ای دیده می شوند .
    ماگما تشکیل دهنده استوک ها معمولا از نوع متوسط تا بازی است .
    Last edited by bb; 10-09-2006 at 06:02.

صفحه 1 از 4 1234 آخرآخر

Thread Information

Users Browsing this Thread

هم اکنون 1 کاربر در حال مشاهده این تاپیک میباشد. (0 کاربر عضو شده و 1 مهمان)

به اشتراک بگذارید

به اشتراک بگذارید