زمين شناسي ساختماني

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 ازجمله 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 .
فصل هفتم – ساخت های اولیه سنگهای اذرین خروجی
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

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 .
منبع: دانشنامه رشد