جیوتکتونیک

تعرفه تبلیغات در سایت
عنوان عکس
عنوان عکس
عنوان عکس
عنوان عکس
عنوان عکس

 حرکات تکتونیکی

عبارت از تغییر محل میخانیکی قسمت های جداگانه ( بلاک ها ) قشر زمین و مانتیه فوقانی میباشد . این حرکات میتوانند توأم با تغییر در موقعیت و ساختمان داخلی احجار و دیفارمیشن آنها باشد .

دیسلاکیشن عبارت از پروسه های معین دیفارمیشنی است که سبب تخریب موقعیت ابتدایی میگردد . دیسلاکیشن به انواع ذیل تقسیم میشود .

پلیکاتیوی ( چین خوردگی ) ، دیزونکتیوی ( شکستگی ) .

نظر به مسایل معین ، جیوتکتونیک به شقوق ذیل تقسیم میشود .

جیوتکتونیک مورفولوجی ، جیولوجی ساختمانی و یا مختصرا تکتونیک :

این بخش سترکچرها و صنف بندی آنها را مطالعه مینماید که در نتیجه دیفارمیشن تکتونیکی بوجود می آیند . به صورت عنعنوی قبول شده که جیولوجی ساختمانی سترکچر های کوچک و متوسط ( تا ده ها کیلومتر ) را مطالعه نموده اما سترکچر های بزرگ قشر زمین توسط جیوتکتونیک عمومی مطالعه میشود .

جیوتکتونیک منطقوی :

نظر به نقشه های جیولوجیکی و مقاطع آنها توسط میتود های تحلیل ساختمانی انتشار معاصر تخریبات تکتونیکی و انواع مختلف آنها را در قشر زمین و مانتیه فوقانی مطالعه نموده که بر اساس آن منطقه بندی تکتونیکی زونهای جیوسترکچری بالای نقشه های تکتونیکی صو رت میگیرد .

جیوتکتونیک تاریخی :

مطالعه تسلسل مراحل تکامل سترکچرهای قشر زمین ذریعه میتودهای تحلیل پالیوتکتونیکی بنام جیوتکتونیک تاریخی یاد میشود .

بخشی از جیوتکتونیک تاریخی بنام نیوتکتونیک یاد میشود . نیوتکتونیک علمیست که حرکات و دیفارمیشن های قشر زمین را مطالعه مینماید که در دوره های الیگاسن و چهارمی صورت گرفته است . این بخش دارای میتودهای اختصاصی میباشد . مطالعه حرکات معاصر و دیفارمیشن ها ذریعه میتود های ابزاری بنام اکتوتکتونیک یاد میشود که جوان ترین بخش جیوتکتونیک است .

جیوتکتونیک عمومی :

قانونمندی ظهور حرکات تکتونیکی و تشکل سترکچرهای تکتونیکی ، انواع مختلف و همچنان سمت تکامل تکتونوسفیر در تاریخ زمین را مطالعه مینماید .

تکتونوفزیک :

نظر به مدارک تحلیل ساختمانی نقشه برداری جیولوجیکی ، مشاهدات اختصاصی مثلا درزداری احجار و مدل سازی فزیکی دیفارمیشن قشر زمین و تکتونوسفیر منحیث جسم فزیکی از طریق تثبیت ساحات فشار تکتونیکی مطالعه مینماید . مدل سازی فزیکی موضوع تکتونیک تجربوی را تشکیل مینماید . در سالهای اخیر جیودینامیک اهمیت زیادتری را کسب نموده که در سرحد جیوتکتونیک و جیوفزیک عرض اندام نموده است . این بخش مشخصه و قانونمندی جریان پروسه های تعیین کننده فعالیت داخلی و تغییرات زمین را مطالعه مینماید .

سایزموتکتونیک :

شرایط تکتونیکی وقوع زلزله را مطالعه مینماید .

اهمیت عملی و تطبیقی حیوتکتونیک در امر کشف معادن مواد مفیده مختلف فوق العاده زیاد میباشد ازینرو نقشه های تکتونیکی اساس نقشه های پیشگوی مواد مفیده را تشکیل میدهد . علاوه بر آن جیوتکتونیک بخصوص جیوتکتونیک منطقوی ، نیوتکتونیک ، سایز موتکتونیک اهمیت زیادی حین منطقه بندی جیوانجینری ، ساختمان و اعمارات بزرگ ، ستیشن های برق آبی و اتمی ، شبکه های زراعتی در مناطق فعال تکتونیکی دارا میباشد . موضوعات فوق امکان آنرا میسر ساخت تا بخش دیگری یعنی جیوتکتونیک تطبیقی جدا گردد . این بخش بنوبه خویش به جیوتکتونیک معادن فلزی ، معادن نفت و گاز ، جیوتکتونیک انجنیری جدا میشود .

 

 

 

 

 

 

میتود های تحقیقات تکتونیکی

جیوتکتونیک مانند شقوق دیگر جیولوجی دارای میتودهای اختصاصی بوده علاوه بر آن از میتود های دیگر نیز استفاده مینمایند . میتود های اختصاصی جیوتکتونیک قرار ذیل است :

میتود ساختمانی ( تحلیل ساختمانی ) – عبارت از مطالعه اشکال جداگانه تخریبات تکتونیکی مانند چین خوردگی ها ، وقفه های احجار رسوبی ، ولکانیکی ، متحوله ، مشخصه موقعیت احجار انتروزیفی نظر به مدارک نقشه برداری جیولوجیکی و نقشه برداری زیرزمینی میباشد .

ساختمان تکتونیکی منطقه که د رنتیجه نقشه برداری فوق الذکر تثبیت میشود بکمک نقشه های ساختمانی ، پروفیل ها ، بلاک دیاگرام ها نشان داده میشود بعدآ بر اساس مواد متذکره موقعیت متقابل و سمت عناصر سترکچری چون محور چین خوردگی ها ، وقفه ها ، شکستگی ها بمنظور تثبیت ساحه فشار و تسلسل تشکیل آنها تحلیل و ارزیابی میگردد .

میتود تکتونیک مقایسوی – این میتود در دو حالت قابل استفاده میباشد اول زمانیکه مقایسه پارامتر ها و غیره مشخصات سترکچرهای مثابه مثلآ پلاتفورم ها بمنظور تعیین شاخص های عمومی و یا تفاوت ها که نظربه آن تیپ های جداگانه سترکچرها به تیپ های فرعی ( پلاتفورم ها به پلاتفورم های قدیم و جوان تقسیم میشود ) صورت میگیرد . ثانی زمانیکه مقایسه تیپ های متجانس بمنظور تعیین تسلسل تکاملی آنها صورت میگیرد مثلا جیوسینکلاین ها به اوروجن ها به پلاتفورم ها .

میتود های جیودیزیکی – میتودهای متذکره جهت مطالعه حرکات و دیفارمیشن ها استفاده میشود . میتودهای متذکره اجازه میدهد تا در ساحه جیوتکتونیک میتود اکتوالیزم استفاده گردد .

میتود های جیومورفولوجیکی – جهت تحقیق حرکات جدید ، دیفارمیشن ها و همچنان سترکچر های تشکیل شده استفاده میشود . این سترکچرها در ریلیف معاصر انعکاس پیدا مینماید و معمولا ذریعه پروسه های دینودیشن و تجمع کاملا از بین نمیرود .

تحلیل فاسیس و ضخامت  ها – برای ترسبات رسوبی – ولکانیکی استفاده وسیع دارد و یکی از میتود های اساسی پالیوتکتونیکی میباشد . تحلیل فاسیس در دو استقامت اندازه گیری میشود در ساحه و در مقطع . د رحالت اول نقشه های فاسیسی ترتیب میشود که نظر به آن مناطق قابل شستشو ( برجستگی ها ) مناطق تجمع ترسبات ( فرورفتگی ها ) جدا میگردد . انتشار انواع ترسبات اجازه میدهد تا جهت ازدیاد عمق حوضه ترسباتی یعنی شدت فروروی تعیین شود . بیجایی فاسیس های مشابه نظر به خطوط رزدویک یا نادو یک اجازه میدهد تا امپلیتود بیجایی افقی به امتداد شکستگی تعیین گردد . تحلیل ضخامت ها معلومات کمی را پیرامون اندازه پائین روی در ساحات تجمع ترسبات ارائه مینماید . تحلیل یکجایی فاسیس و ضخامت اشتباهات را حین تعبیر و تفسیر زون های ضخامت زیاد و کم  از بین میبرد .

میتود حجمی – بر اساس اندازه گیری حجم ترسبات و انواع مختلف ولکانیت ها نظر به نقشه های فاسیس و ضخامت صورت میگیرد . این میتود اجازه میدهد تا فرورفتگی ها و برجستگی ها را تثبیت نموده مشخصات مکمل آنها را نظر به زمان تعیین نمود .

میتود تحلیل وقفه ها و نا موافقت ها – میتود متذکره در دو ساحه مورد استفاده وسیع قرار میگیرد  اولآ بمنظور ترتیب نقشه ها ی پالیوجغرافیه که در آنها سترکچر ساحه معین در ختم یک مرحله و شروع مرحله جدید انکشاف تکتونیکی نشان داده میشود استفاده میگردد . مجموع چنین نقشه های پالیوجغرافیه اجازه میدهد تا تغییرات سترکچری از یک مرحله بمرحله دیگر انکشاف تعیین گردد . ثانیآ میتود متذکره امکان آنرا میسر میسازد تا انواع مختلف ناموافقت ها را تثبیت نموده تاریخ تشکیل سترکچر منطقه را تحقیق نمود . مطالعه ناموافقت ها یکی از متودهای قدیمه تحلیل تکتونیکی بشمار میرود و درحال حاضر بمنظور تعیین فازهای اساسی دیفارمیشن در تاریخ زمین استفاده میگردد .

باید یاد آوری نمود که یک گروپ ازمیتود های که در فوق از آن یاد آور شدیم در جهت توضیح و تشریح سترکچرهای معاصر استفاده میشود و عبارتند از میتود تحلیل سترکچری و انواع آن میباشد . گروپ دوم میتود های تاریخی بوده مطالعه تاریخ حرکات تکتونیکی ، دیفارمیشن و انکشاف قشر زمین را درمجموع مطالعه مینماید و عبارتند از : میتود های جیودیزیکی ، جیومورفولوجیکی ، تحلیل نیوتکتونیکی ، میتود های تحلیل فاسیس و ضخامت ، حجمی وقفه ها و ناموافقت ها ، فارمیشن میباشد .

گروپ سوم میتود ها میتودهای منشایی بوده و عبارتند از : میتود های تکتونیک مقایسوی ، مدل سازی فزیکی و ریاضی و قسمآ میتود سترکچری میباشد و برای واضح ساختن منشا سترکچرهای تکتونیکی قابل استفاده میباشد .

علاوه بر میتودهای اختصاصی جیوتکتونیک میتود های شقوق دیگر بخصوص میتود های جیوفیزیکی استفاده وسیع دارند . از جمله این میتود ها میتودهای سایز مولوژیکی مقام برجسته دارد . همچنان میتود های دیگر جیوفزیکی چون مگنیتومتری ، گراویمتری به مطالعه جریانات حرارتی و غیره نیز از اهمیت خاصی برخوردارند . همچنان علوم دیگر چون جیومورفولوجی ، پالیوجغرافیه ، لیتولوجی ، پتروگرافی ، پتروشیمی، جیوشیمی برای جیوتکتونیک اهمیت خاصی دارد . علاوه بر آن جیوتکتونیک در ایجاد و موانع تیوریک مضامین متذکره خالی از دلچسپی نمیباشد .

 

 

 

مراحل اساسی انکشاف جیوتکتونیک

اگر چه اصطلاح جیوتکتونیک دارای قدامت اضافه تر از یک قرن را دارد ( اصطلاح مذکور را جیولوج المانی موسوم به ناومان در سال 1860 پیشنهاد نمود ) ولی جیوتکتونیک بمثابه علم نسبتا جوان است . در اواسط قرن 20 منحیث مضمون علمی و تعلیمی مستقل جدا شده و تا این زمان بخشی از جیولوجی دینامیکی را تشکیل میداد . مراحل اساسی انکشاف جیوتکتونیک قرار ذیل است :

 

مرحله اول ( نیمه دوم قرن 17 نیمه اول قرن 18 ) – تصورات ابتدایی پیرامون تحرک قشر زمین و تغییرات سطح آن نزد یونانیان و رومیان باستان بوجود آمد . در زمان قدیم دو جریان اساسی بمنظور تشریح حرکات تکتونیکی ظاهر شد . جریان نپتونیستی که رول عمده را به پروسه های اکزوجینی و بنوبه نخست به آب میدانند و جریان پلوتونیستی که منبع اولیه حرکات را عمل قوای داخلی زمین بخصوص صعود مذابه های مگماتیکی میدانند . نظریات فوق الذکر الی عهد رنسانس فراموش شده بود . در سال 1669 دانشمند شهر ایتالیا بنام ستینو ( ستینون ) نظریاتی را پیشنهاد نمود که اساس تکتونیک را تشکیل میداد و عبارتند از :

1 – احجار رسوبی درابتدا بشکل طبقات افقی تجمع نموده حالت مایل و یا انحنا یافته آنها نتیجه تخریبات بعدیست .

2 – هرگاه بالای طبقات مایل طبقات افقی ( یا طبقات با میلان خیلی کم ) قرار گیرد درینصورت میتوان گفت که میلان طبقات اولیه الی ترسب طبقات ثانی صورت گرفته است .

3 – کوه ها کمیت های ثابت نمیباشند .

ستینون علت تخریبات تکتونیکی را نشست و یا سقوط طبقات بالای خالیگاه های زیرزمینی میدانست . بزرگترین دانشمندان قرن 17 دیکارت و لیبنس اظهار داشتند که سیاره ما دایم در تکامل بوده و دارای تاریخ مغلق میباشد . آنها عقیده داشتند که زمین در ابتدا مذابه بوده بعدآ سرد گردیده و اطراف آنرا قشر یا پوسته سختی احاطه نموده است . لیبنس عقیده داشت که تجمع بخارات آبی به اطراف زمین آتشین سبب تشکیل اقیانوس ها گردیده ، نفوذ آبها درخالیگاه های زیرزمینی و حفظ آنها  تحت پوسته زمین باعث تشکیل خشکه ها بشمول کوه ها شد . مفکوره علمای فوق الذکر در قرن 18 توسط طبیعت شناس ایتالوی موسوم به جان بوفرن انکشاف داده شد . مفکوره نسبتا صحیح پیرامون علل حرکات و دیفارمیشن قشر زمین توسط عالم انگلیسی موسوم به ریچاردهوگ و عالم ایتالوی بنام مورو اظهار گردید .

مرحله دوم ( نیمه دوم قرن 18 ربع اول قرن 19 ) –  درین مرحله جیولوجی علمی بوجود آمد . یکی از اساس گذاران جیولوجی علمی دانشمند آلمانی بنام ویرنر میباشد که تا این زمان مفکوره نپتونیزم را دفاع مینماید . موصوف موقعیت مایل طبقات را یا شکل ابتدایی و یادر نتیجه سقوط طبقات در خالیگاه های زیرزمینی میدانست . نظریات کاملا متفاوت را عالم روسی موسوم به لومنوسف و دانشمند اسکاتلندی بنام جان هاتن اظهار نمودند . لومنوسف رول عمده پروسه های اندوجینی ( گرمی زیرزمینی ) را در تشکیل کوه ها قبول نموده تسلسل بر آمدگی ها و فرورفتگی ها را برای بار نخست در نتیجه تاثیر حرکات تکتونیکی میدانست . علاوه بر آن نامبرده حرکات نسبتآ سریع و حرکات نسبتآ بطی را جدا نمود . جان ها تن فعالیت آتشفشانی و مگماتیزم را به گرمی زیرزمینی نسبت میدهد . موصوف حرکات عمده قشر زمین را حرکات عمودی میدانست .

نظریات علمای فوق الذکر در آثار علمای آلمانی چون هامبولت و بوخ تکامل یافت و بگونه اولین فرضیه علمی – تکتونیکی یعنی فرضیه برآمدگی بوجود آمد . چین خوردگی ها و تشکیل کوه ها بنام فرضیه برآمدگی و همچنان ولکانیزم که با فرضیه مذکور ارتباط نزدیک دارد منحیث واقعه فلاکت جهانی که همزمان بوقوع می پیوندد اظهار داشت ،این نظریه در سال های بعد با نشر آثار چارلیس لایل ( اساسات جیولوجی ) در سال 1830 از بین رفت .

مرحله سوم ( نیمه دوم قرن 19 ) – درین مرحله فرضیه برآمدگی رد شد و جای آنرا فرضیه کانترکشن ( ایلی دی بومان 1852 – 1832  ) گرفت که بر اساس فرضیه کانت لاپلاس یعنی حالت سرد کره زمین و تشکیل قشر زمین از طریق کاهش حجم زمین بنا یافته است . فرضیه کانترکشن منشا سیستم های چین خورده را بخصوص زمانیکه واضح شد که این سیستم ها در حدود زون های خاص یعنی جیوسینکلاین ها بوجود می آیند بوجه احسن تشریح شد . علم پیرامون جیوسینکلاین ها در امریکا زاده شد ( جان هال 1859 ، جان دین 1873 ) اما بعدآ در اروپا انتشار یافت . جیولوجست فرانسوی موسوم به هوک ( 1900 ) ساحات مستحکم قاره یی را در پهلوی جیوسینکلاین ها قرار داد که بعدآ نام پلاتفورم را بخود گرفت لیکن رول اساسی را در انکشاف علم پلاتفورم ها جیولوج های روسی شروع از کارپنسکی و پاولوف داشتند . درین مرحله علم درباره ایزوستازی بوجود آمد ( جان ایری ، جان پرات انگلیسی ، دیتان امریکایی مولف اصطلاح ایزوستازی ) .

در همین سالها برتران ( 1887 ) جیولوجست فرانسوی اظهار داشت که زون های چین خورده قاره ها دارای عمر مختلف بوده و منسوب به چهار عهد اساسی تشکیل کوه ها میباشد : عهد های هورون ( قبل از کیمبری) ، کالیدون ، هرسین و الپ .

مرحله چهارم ( نیمه اول قرن 20 ) – درین مرحله فرضیه کانترکسیونی بوجود آمد . علاوه برفرضیه کانترکسیونی در شروع سده حاضر فرضیه های دیگر چون فرضیه جریانات تحت قشری ( امپ فبرر 1906 ) ، فرضیه پولساسیونی ( بوهیر 1933 ، اوسوف 1939 ، اوبروچف 1940 ) و فرضیه زمین توسعه یابنده ( لندیمیان 1927 ) نیز پیشنهاد گردید .

فرضیه عمده ایکه درین مرحله بوجود آمد فرضیه بیجایی قاره ها ( تایلر 1910 ، ویگینر 1912 ) می باشد که اساس سمت جدید را در جیوتکتونیک یعنی مکتب موبلیزم را گذاشت و آن عبارت از تغییر محل افقی کتله های بزرگ قاره ها میباشد . در جهت مخالف موبلیزم مکتب فکسیزم عرض اندام نمود که زیادتر به حرکات عمودی اهمیت داده میشود .

همزمان با جریانات فوق الذکر درین مرحله بخش های مشخص جیوتکتونیک طرح ریزی شد بطور مثال علم پیرامون جیوسینکلاین ها و پلاتفورم ها ، علم  درباره شکستگی های عمقی ، نیوتکتونیک ،    سایزمو تکتونیک ، تحلیل فارمیشنی و مطالعه حرکات معاصر .

مرحله پنجم ( از سالهای 60 قرن 20 به بعد ) – در اوسط سالهای 50 با رشد علم  و تخنیک معلومات پیرامون ساختمان و تکامل قشر زمین و تکتونوسفیر در مجموع ازدیاد یافت . مطالعه بستر اقیانوس وسیعآ شروع شد و قشر بحری از قشر قاره ای جدا گردید . همچنان سلسله جبال وسط ابحارو ازدیاد ضخامت رسوبات از سلسله جبال وسط ابحار به اطراف آن تثبیت گردید . جیوفزیکدان ها تعیین نمودند که درمانتیه فوقانی طبقه ضعیفی وجود دارد که بنام استینو سفیر یاد میشود . مقناطیسیت باقیمانده احجار ( پالیو مگنتیزم ) کشف شد . در نتیجه رشد جیوتکتونیک معاصر و همچنان علوم دیگر زمین شناسی مفکوره نیوموبلیزم تسلط پیدا نمود .

باید متذکر شد که درین مرحله علاوه بر موفقیت های فوق الذکر در ساحه جیوتکتونیک تعیین عمر احجار بطریقه رادیومتری ، مطالعه سطح زمین از کیهان و تعیین ساختمان های حلقوی مختلف ، تثبیت لینیامنت ها ، استفاده وسیع از زونداژ عمقی سایز میکی بمنظور تعیین ساختمان های عمقی قشر زمین و مانتیه فوقانی ، برمه کاری عمیق در ساحات اقیانوس ها و خشکه ها پیشرفت های چشمگیری حاصل شد .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

تکتونوسفیر و ساختمان آن

تکتونوسفیر ( تکتوسفیر ) شامل قشر زمین و مانتیه  فوقانی بوده یعنی اقشار جامد زمین را در بر دارد ، و تا اعماق 700 کیلومتر میرسد . درین ساحه پروسه های تکتونیکی ( حرکات ، دیفارمیشن ) بوقوع پیوسته دارای ترکیب و ساختمان ناهمگون میباشد. این به مفهوم آن نیست که در مانتیه تحتانی پروسه های تکتونیکی بوقوع نه پیوسته و از نگاه ترکیب همگون میباشد اما بمقایسه قشر زمین و مانتیه فوقانی نسبتآ متجانس و با ثبات میباشد .

قشر زمین : 

 

 

 

 

 

 

ساختمان داخلی زمین و تناسب عناصر تکتونوسفیر

 

قشر زمین طبقه فوقانی بوده که در تمام حصص زمین را می پوشاند و ضخامت آن از صفر الی  70 – 75 کیلومتر نوسان مینماید . ضخامت اعظمی قشر زمین د رحدود سلسله جبال اندیز یا آنت و همالیا تثبیت شده است . ساختمان و ترکیب قشر زمین در تحت قاره ها و اقیانوس ها بی حد نامتجانس است . در تحت اقیانوسها ضخامت قشر زمین معمولآ از 7 کیلومتر تجاوز نمیکند و به سمت قاره ها نظر به موجودیت طبقه رسوبی ازدیاد میابد . قشر بحری دارای سه طبقه میباشد :

1 – طبقه اول یا طبقه رسوبی که ضخامت آن در قسمت وسطی از یک الی 10 – 15  کیلومتر بوده در جناحین زیاد میشود .

2 – طبقه دوم یا طبقه بزالتی با ضخامت از 1.5 – 2 کیلومتر بوده عمدتآ از پوشش های بزالتی با ورق های نازک رسوبی ترکیب یافته است . درقسمت تحتانی آن دایکه های دولیریتی انکشاف یافته است.

3 – طبقه سومی از احجار نوع گبرو با مقدار زیاد احجار ماورای قلوی ترکیب یافته است . ساختمان دو طبقه اولی توسط برمه کاری های عمیق مورد تائید قرار گرفته است . سرعت انتشار امواج سایزمیکی طولی ( VP) در طبقه اول 2 – 5 Km/Sec  ، در طبقه دوم 4.5 – 5.5 Km/Sec و در طبقه سوم 6- 7.5 Km/Sec میباشد .

قشر قاره یی بطور اوسط دارای ضخامت 35 – 40Km بوده لیکن ضخامت عرضانی آن از 50 -70 Km و حتی 75 Km در تحت ساختمانهای کوهی وجود دارد . قبلآ برای این نوع قشر زمین ساختمان سه طبقه ای را قبول نموده بودند لیکن با در نظر داشت تفاوت های قابل ملاحظه هر طبقه از طبقات قشر بحری مودل چهار طبقه ئی قشر زمین پیشنهاد شده است . طبقه رسوبی منحیث طبقه اول در هر دو نوع قشر زمین جدا میشود . نظر به ضخامت زیاد (20 – 25 Km) و انتروال زیاد عمر احجار الی 1700 تا 2500 ملیون سال طبقه رسوبی قشر قاره ی از طبقه رسوبی قشر بحری (قدامت احجار الی 180میلیون سال است ) تفاوت میشود . سه طبقه باقیمانده قشر قاره ای اکثرآ تحت مفهوم قشر قاره ای بنام قشر کانسولیدی یکجا میشود . در مودل های دو طبقه ای قشر زمین طبقه گرانیتی ( گرانیت – میتامورفیکی ، گرانیت – گنایس ) و طبقه بزالتی ( گرانولیت – بزالتی ) ، سرعت Vp = 5.5 – 6.5 تا 6.5 – 7.5 KM/Sec در ترکیب قشر کانسولیدی جدا میشود که سرحد بین طبقات مذکور سطح کنراد (K) میباشد لیکن مواد زونداژ سایزمیکی عمقی نشان داد که سطح کنراد دایم بصورت واضح جدا نمیشود . در چاه برمه عمیق شبه جزیره کولسک که در قشر کانسولیدی برمه شده این سرحد تا عمق 12Km بمشاهده رسیده در حالیکه در پروفیل زونداژ سایزمیکی عمقی به عمق 7Km نشان داده شده است .

مودل جدیدی نیز پیشنهاد شده درین مودل در ترکیب قشر کانسولیدی سه طبقه جدا میشود که سرحد بین آنها K1 ، K2 با سرعت امواج سایزمیکی بالترتیب VP = 5.5 – 6.4 Km/Sec ، VP = 6.4 – 6.7 Km/Sec و VP = 6.8 – 7.7 Km/Sec . این طبقات قبلآ بنام های طبقات گرانیتی ، دیوریتی و بزالتی یاد میشدند . درحقیقت نظر به مشاهدات طبعی و مدارک برمه فقط ترکیب فوقانی بما معلوم بوده و متشکل از گرانیت ، گنایس ودیگر احجار میتامورفیکی میباشد . نام دو طبقه با قیمانده نظر به ازدیاد قلویت احجار و درجه میتامورفیزم نظر به عمق داده شد ه است . قشر قاره ای با ضخامت کم ( کمتر از 30Km ) که در آن طبقه گرانیتی کمتر مشخص باشد ، بنام قشر شبه قاره یی یا سب قاره یی یاد شده و قشر بحری بدون طبقه گرانیتی وضخامت زیاد (نظر به ضخامت طبقه رسوبی) بنام قشر شبه اقیانوسی یاسب اقیانوسی یاد میشود . بجاست اگر از نگاه مفهوم منشایی اقشار مذکور نامگذاری شود مثلآ قشر سب قاره یی قشر گذار از قشر بحری به قشر قاره یی و قشر سب اقیانوسی گذار از قشر قاره یی به قشر بحری .

سرحد بین قشر زمین و مانتیه فوقانی بصورت واضح جدا شده و بنام سرحد موهوروپیچچ ( موهو – M) یاد میشود . سرعت امواج سایزمیکی طولی درین سرحد بصورت آنی از 7.5 الی 7.7 تا 7.9 – 8.2 زیاد میشود .

در اقیانوس ها بصورت یقیین تعیین شده که پائین تر از سرحد M ابتدا اولترا بازیت های سرپنتین شده بعدآ اولترابازیت های نورمال یعنی پیریدوتیت ها (لیرسولیت ها و هارسبورگیت ها) و دونیت ها موجود است . بعضآ احجار مذکور به کف بحر ( در صخره های پاول شمالی مقابل سواحل برازیل در اقیانوس اطلس) و یا بالاتر از سطح بحر ظاهر میشود . در تحت قاره ها ترکیب مانتیه فوقانی نظر به مدارک غیر مستقیم از قبیل موجودیت مواد مذکور در لاوای آتشفشان ها ، کیمبرلیت ها وغیره که باز هم ترکیب ماورای قلوی را تائید مینماید بررسی شده است اما در اینجا احجار قلوی شدیدآ تحول یافته ( ایکلاگیت ها) میباشد . از عمق 400Km به بعد در مانتیه فوقانی ازدیاد سرعت امواج سایزمیکی شروع میگردد و الی عمق 700Km دوام پیدا میکند . این طبقه را بنام طبقه هولیسن یاد میکنند .

ازدیاد سرعت امواج اهتزازی ارتجاعی نظر به ازدیاد کثافت مواد مانتیه الی 10% میباشد .

این ازدیاد کثافت بنام تغییر یکنوع تجمعات منرالی به نوع دیگر که کثافت زیادتر را دارا میباشند درینصورت اولیوین به شپنل ، پیروکسین به گرانات تعویض میشود .

در رابطه با سرحد بین مانتیه فوقانی و مانتیه تحتانی عین پرنسیپ تکرار میشود و درینصورت گرانات به ایلمنیت ، شپنل ها به مخلوط ایلمنیت و پیری کلازها ( و یا فاز β شپنل به γ شپنل) مبدل میگردد .

هسته خارجی زمین نظر به مدارک سایزمولوژی حالت مایع داشته و هسته داخلی زمین دوباره حالت جامد را بخود میگیرد . ترکیب هسته آهنی قبول شده است لیکن نظر به مدارک تجربه در ترکیب هسته مقدار ناچیز نکل ، سلفر ، اکسیجن و یا سلیکان نیز موجود است .


 

لیتوسفیر و استینوسفیر

قشر زمین و مانتیه مفاهیم جیولوجیکی و مادی بوده ولی بر علاوه مفاهیم فوق الذکر در قسمت فوقانی قشر سخت زمین اقشاری را نظر به حالت فزیکی مواد نیز جدا مینمایند . این اقشار عبارت از لیتوسفیر و استینو سفیر است . استینوسفیر در تحت لیتوسفیر قرار دارد . لیتوسفیر دربسیاری قسمت ها مرکب از قشر زمین و قسمت فوقانی مانتیه میباشد . لیتوسفیر نظر به خواص ارتجاعی در قسمت فوقانی و خواص ارتجاعی پلاستیکی ( لزجی ) در قسمت تحتانی متمایز میشود . این قشر نسبتآ شکننده بوده در آن شکستگی ها وجود دارد . علاوه بر آن کانون ها ی زلزله در محدوده این قشر بمشاهده میرسد . باید متذکر شد که جدا نمودن لیتوسفیر بدون استینو سفیر مفهوم ندارد . استینوسفیر پلاستیکیت زیادتر داشته و برای بار نخست توسط جان باریل ( 1916 ) منحیث یک قشر جدا گردیده است . موجودیت استینوسفیر فقط در سالهای اخیر یعنی سالهای 50 توسط گوتنبرگ آلمانی مورد تایید قرار گرفت . درین زمان مشاهده گردید که در بین مانتیه در اعماق مختلف سرعت عبور امواج سایزمیکی صرف نظر از ازدیاد فشار بطی میگردد علت آن ازدیاد حرارت است که  تحت تاثیر حرارت مواد برخی از حصص مانتیه (تقریبآ یک فیصد) بحالت مذابه مبدل میشود .

در رابطه با موقعیت استینوسفیر در سالهای بعد معلوم شد که سقف این طبقه در تحت زونهای ریفتی سلسله جبال وسط ابحار به عمق 2 - 3Km قرار داشته در جناحین اقیانوس ها به عمق 80 – 100 Km و در تحت قاره ها بخصوص تحت پلاتفورم ها (شیت ها) تا عمق 150 – 200 Km موقعیت حاصل نموده است .

لزجیت ، عمق موقعیت و ضخامت استینوسفیر تابع کمیت جریان حرارتی میباشد . به هر اندازه ایکه عمق استینوسفیر زیاد باشد بهمان اندازه ضخامت لیتوسفیر زیاد میشود . فرش استینوسفیر امکان دارد از طبقات جداگانه ترکیب یافته باشد والی عمق 400Km یعنی تا سرحد مانتیه فوقانی و طبقه هولیسن ادامه پیدا مینماید که بعضی اوقات بنام میزوسفیر نیز یاد میشود ( میزوسفیر حصص تحت استینوسفیر مانتیه فوقانی را در بر دارد ) .

لوستیخ واژه سوب سترات را برای قسمت جامد مانتیه فوقانی پائین تر از سرحد M پیشنهاد نمود .


عناصر اساسی سترکچری قشر زمین

عناصر اساسی سترکچری قشر زمین عبارت از قاره ها و اقیانوس هاست که این تقسیمات مفهوم جیوفیزیکی داشته نه جغرافیایی یعنی سرحد بین عناصر متذکره خط ساحلی بحر نبوده بلکه نظر به قسمت تحتانی نشیب قاره یی جدا میگردد درینصورت قاره ها 2/5 حصه قشر زمین و اقیانوس ها 3/5 حصه قشر زمین را تشکیل مینماید . تفاوت بین قشر قاره ها و اقیانوس ها تا قسمت فوقانی مانتیه توسعه میابد . در اقیانوس آرام بفاصله زیاد سرحد بین قاره ها و اقیانوس عبارت از شکستگی های بی نهایت عمیقی که بنام زون بینیوف یاد میشود ، این زون ها تا عمق 700Km یعنی سرحد بین مانتیه فوقانی و تحتانی ادامه دارد .

لیتوسفیر به جهت لاتیرالی ( افقی ) از نگاه پرنسیپ جیودینامیکی به پلیت ها ی جداگانه که بنام پلیت های لیتوسفیری یاد میشود تقسیم میگردد این پلیت های لیتوسفیری ذریعه بخیه های از هم جدا میگردد که درینجا شدت زیاد فعالیت های تکتونیکی چون فعالیت زلزله و مگماتیکی بمشاهده میرسد . اساس برای جدا نمودن پلیت های لیتوسفیری و همچنان تعیین سرحد بین آنها اپی سنتر های زلزله میباشد که بشکل نوارهای باریک به امتداد سرحد پلیت های لیتوسفیری ادامه داشته اما به ندرت در ساحه پلیت بمشاهده میرسد . بدین ترتیب در سترکچر معاصر زمین هفت پلیت لیتوسفیری ذیل جدا میشود :

امریکای شمالی ، امریکای جنوبی ، یورشیا ، افریقا ، هند – استرالیا ،انترکتیک ، بحر الکاهل .

علاوه بر آن یکتعداد پلیت ها ی کوچک نیز جدا میشود که بنام میکروپلیت یاد میشود . پلیت های متذکره به استثنای بحر الکاهل یا اقیانوس آرام هم ساحات قاره و هم قسمت های ابحار را دربر میگیرد . کمربندهای اوروجینی معاصر (کوردیلیر ، مدیترانه ، آسیای مرکزی ، آسیای شمال شرقی) بعضی استثناآت را بوجود می آورد و این کمربندها اگلومیر ات های پلیت ها ی کوچکتر یا میکروپلیت میباشد .

ساحه اساسی وعمده پلیت ها چه در حدود قاره ها و چه در ساحه اقیانوس ها عبارت از بلاکهای مستحکم  قشر زمین یعنی پلاتفورم هاست که پلاتفورم ها بنوبه خویش به پلاتفورم های بحری و قاره یی جدا میگردد . پلاتفورم های بحری را در اکثر اوقات بنام پلیت اقیانوسی نیز یاد میکنند . پلاتفورم ها نظر به ریلیف هموار خویش با هموار بودن سطح موهو مطابقت مینماید . ضخامت پلاتفورم ها تقریبآ ثابت بوده پلاتفورم های قاره یی 30 – 40 Km و پلاتفورم های بحری 5-7 Km ضخامت دارد درین ساحات قشر مشخص بحری و قاره یی بمشاهده میرسد .

در سرحد بین پلیت های لیتوسفیری در نواحی اقیانوس ها کمربندهای متحرک وسط ابحار و یا سلسله جبال وسط ابحار موقعیت دارد . در قسمت محوری این کمربند ها زون های ریفتی دیده میشود این زون ها سر حدات پلیت ها را تشکیل مینمایند  .

در حاشیه های ابحار در زون گذاری بینیوف کمربندهای متحرک جیوسینکلاینی قرار دارد که مربوط تیپ کرانه قاره یی میباشد . نوع دیگر این کمربند ها کمربند های بین قاره یی است که بین پلیت های قاره یی ادامه دارد (بطور مثال کمربند معاصر مدیترانه که بین پلیت های یورشیا و افریقا موقعیت دارد) ادامه شرقی این کمربند بین پلیت های یورشیا و هندوستان (پلیت هند – استرالیا) موقعیت داشته و تیپ دیگر کمربند های متحرک یعنی کمربندهای متحرک اوروجینی را بوجود می آورد . کمربندهای اوروجینی بدوتیپ ذیل جدا میشود :

1 – کمربندهای اپی جیوسینکلاینی که مستقیمآ از جیوسینکلاین ها بوجود می آیند .

2 – کمربندهای اپی پلاتفورمی که در محل کمربندهای اولی در نتیجه فعال شدن آنها بعد از مدت زیاد حکمروایی رژیم پلاتفورمی تشکیل میشود .

در ساحات کمربندهای متحرک جیوسینکلاینی ریلیف از تناوب حوضه های عمیق بحری و قوس های جزیروی ترکیب یافته که از طرف بحر این قوس ها ذریعه گودال های عمیق بحری احاطه میشود . ساختمان و ضخامت قشر زمین از ساحات اقیانوسی و سب اقیانوسی در فرورفتگی های عمیق بحری تا تیپ قاره یی و سب قاره یی و همچنان قوس های جزیروی بصورت شدید تغییر مینماید . در حصص اوروجینی ضخامت قشر زمین اعظمی بوده و به 55-75 Km میرسد .

 بدین ترتیب در قشر اقیانوسی سلسله جبال وسط ابحار و پلیت های اقیانوسی ( پلاتفورمها ) ، در قشر قاره یی پلاتفورم های قاره یی ، کمربند های اوروجینی اپی پلاتفورمی و اپی جیوسینکلاینی جدا میشود . زونهای گذار بین قاره ها و اقیانوس ها توسط کمربندهای متحرک جیوسینکلاینی اشغال گردیده اند . شش تیپ عناصر سترکچری نه تنها در قشر زمین بمشاهده میرسد بلکه در قسمت مانتیه بالایی استینوسفیر نیز جدا گردیده و منحیث عناصر ترتیب دوم نسبت به قاره ها و اقیانوس ها میباشد . هر یک از عناصر سترکچری متذکره ذریعه رژیم تکتونیکی و اندوجینی خویش و همچنان مگماتیزم ، ساحات جیوفزیکی ، ریلیف ، تفاوت در تجمع ترسبات مشخص میشود . سترکچرهای تکتونیکی به سترکچرهای عمقی و سترکچرهای قشری یا منطقوی تقسیم میشود .

سترکچرهای عمقی نه تنها قشر زمین بلکه قسمت فوقانی مانتیه ( تکتونوسفیر ) را در بر دارند . سرحد بین سترکچرهای مذکور معمولآ شکستگی هاست که بنام شکستگی های عمقی یاد میشود .

سترکچرهای قشری یا منطقوی فقط قشر زمین را در بر داشته و به سترکچرهای بزرگ (صدها ، ده ها کیلومتر طول دارد) ، متوسط (ده ها کیلومتر طول ) و خورد (چند کیلومتر طول) تقسیم میشوند .

سترکچرهای عمقی و قشری بدو کتگوری ارتباطی و گسیخته شده تقسیم میگردد . کتگوری اول عبارت از انحنا آت مختلف از نگاه شکل، مقیاس ومنشا که بدون گسیخته شدن ارتباط احجار بوجود می آیند . انحنا آت تیپ قشری بنام چین خوردگی ها یاد میشود .انحنا آت تیپ عمقی بنام امواج سترکچری یاد میشود . بعضی اوقات این نوع سترکچرها را بنام میگا سترکچرنیز یاد میکنند . کتگوری گسیخته شده بنام شکستگی های دیزونکتوی یاد میشود .

 

 

عناصر اساسی سترکچری و عمق ساختمان آنها ( از نظر خاین 1984 )


 

تیپ های اساسی حرکات تکتونیکی

آموزش پیرامون حرکات تکتونیکی قشر زمین در حقیقت مساله اساسی و عمده جیوتکتونیک میباشد . از ینرو صنف بندی حرکات مذکور اهمیت بسیار زیاد دارد . صنف بندی های متعددی وجود دارد که توسط علمای مختلف پیشنهاد گردیده است . اولین صنف بندی حرکات تکتونیکی توسط جیولوجست امریکایی موسوم به جان هلبرت ( 1890) میباشد . موصوف حرکات تکتونیکی را به حرکات اپیروجینی و یا حرکات ایجاد کننده قاره ها و اوروجینی یا حرکات تشکیل کننده کوه ها تقسیم نمود . صنف بندی حرکات مذکور توسط عالم المانی بنام شتیلی (1913) دقیق ساخته شد . شتیلی عقیده داشت که اپیروجنیز عبارت از بالاروی بطی و طولانی حصص وسیع سطح زمین میباشد که توام با پیشرفت و عقب رفت بحر بوده کدام تغییر قابل ملاحظه در سترکچرهای قشر زمین دراین ساحه رونما نمیشود .

اوروجنیز عبارت از حرکات کوتاه مدت بوده که وقتآ فوقتآ صورت میگیرد . این حرکات سبب تغییر قابل ملاحظه سترکچرهای قشر زمین شده ریلیف کوهی بوجود می آید . کاستی عمده صنف بندی هلبرت – شتیلی عبارت از یکجا نمودن مفهوم اوروجنیز دو تیپ کاملآ مختلف حرکات تکتونیکی که باعث تشکیل چین خوردگی و گسیختگی و همچنان تشکیل کوه ها میشود ، علت آن اینست که مولفین حرکات مذکور را مطابق به فرضیه کانترکشنی عیار نموده اند . آنها عقیده داشتند که ساختمان کوهی در نتیجه یکجا شدن چین خوردگی ها بوجود می آید . بعدآ معلوم شد که چین خوردگی ها با تشکیل کوه ها حتمی نیست و یا مسئله بر عکس آن .

بعد از اینکه تعداد زیادی از جیولوجستان فرضیه کانترکشنی را رد نمودند ضرورت به صنف بندی جدید حرکات تکتونیکی پیدا شد . برای اولین بار صنف بندی حرکات تکتونیکی را در اتحاد شوروی تیتایف پیشنهاد نمود که بعدآ توسط بلاوسوف تکمیل داده شده درین صنف بندی حرکات تکتونیکی به حرکات اهتزازی ، چین خورده و شکستگی تقسیم میشود . حرکات اهتزازی بعدآ به حرکات اهتزازی عمومی و موجی جدا شد . حرکات اهتزازی عمومی عبارت از ایجاد   برجستگی ها و فرورفتگی ها در ساحه وسیع میباشد لیکن حرکات اهتزازی موجی برجستگی و فرورفتگی طولانی ساحه نسبتآ کوچک را نشان میدهد . علت حرکات متذکره حرکات عمودی قشر زمین بوده که منحیث حرکات اولیه قبول شده است . در حالیکه حرکات چین خورده و گسیختگی محصول حرکات مذکور میباشد .

صنف بندی تیایف – بلاوسوف نیز در برخی از موارد قناعت بخش نمیباشد زیرا در آن مفاهیم حرکات و دیفارمیشن با هم مغالطه شده است . تشکیل چین خورده گی ها و یا گسیختگی ها نتیجه دیفارمیشن است که میتواند با تیپ مشابه حرکات با عین شدت مربوط بوده لیکن نظر به خواص جیولوجیکی احجار به اشکال مختلف ظاهر میشود . علاوه بر آن کتگوری معین گسیختگی ها یعنی شکستگی های عمقی با حرکات موجی ارتباط دارد . علاوه بر آن علم معاصر تکتونیکی رول اساسی را به حرکات تکتونیکی افقی که مخالف صنف بندی تیایف – بلاوسوف میباشد داده است.

قدم های مثمر در صنف بندی حرکات تکتونیکی نظربه عمق ایجاد آنها توسط خاین و بلاوسوف گذاشته شده است . مطابق به صنف بندی مذکور حرکات تکتونیکی به حرکات سطحی یا قشری فوقانی ، قشری یا قشری عمومی ، عمقی و ماورای عمقی و با حرکات مانتیه فوقانی تقسیم شده است . نظر به سطح دانش امروزی پیشنهاد گردیده که فقط صنف بندی سینماتیکی حرکات صورت گیرد . مطابق با آن حرکات تکتونیکی میتواند به حرکات عمودی و افقی تقسیم شود . حرکات عمودی به حرکات اهتزازی و توجیحی تقسیم میشود . حرکات عمودی و افقی بنوبه خویش به حرکات بطی ، قرنی و سریع ، آنی (سایزمولوژی) و همچنان شدید و ضعیف تقسیم میشود .

 

حرکات معاصر و جدید قشر زمین ، میتود ها و نتایج مطالعه آنها :

طوریکه قبلا گفته شد مطالعه جدیدترین حرکات قشر زمین در بخش جداگانه صورت میگیرد که بنام نیوتکتونیک یاد میشود . علت جدا نمودن نیوتکتونیک آنست که در مرحله جدید انکشاف سترکچرهای قشر زمین شروع از الیگوسن یعنی در 40 میلیون سال اخیر حرکات تکتونیکی دارای مشخصات مخصوص بخود میباشد زیرا در آغاز دوره متذکره سترکچرها و ریلیف زمین مشابه به سترکچرها و ریلیف امروزی بوده است . در چوکات حرکات جدید حرکات معاصر جدا میشود . حرکات معاصر معمولآ حرکات سه سده اخیر میباشد  که جهت مطالعه آنها از میتودهای جیودیزیکی و افزاری استفاده بعمل می آید . برعلاوه حرکات جدید و معاصر بعضی اوقات حرکات تکتونیکی جوان را نیز جدا مینمایند . این حرکات در عهد هالوسن یعنی 10 - 12 هزار سال قبل صورت گرفته است . میتود اساسی مطالعه این حرکات میتود تاریخی – ارخیولوژیکی میباشد . اساس این میتود اینست که تعداد زیاد ساختمانهای قدیم و سالهای بعد در ساحل ابحار قرار داشتند که این ساختمانها به خط ساحلی بصورت دقیق پیوند داشتند فعلآ ساختمانهای متذکره یا زیر آب شده و یا به ارتفاع معین بالاتر از سطح آب قرار دارد . در شرایط مساعد این موضوع امکان آنرا میسر میسازد تا سرعت بالاروی و پائین روی را با در نظر داشت اهتزاز یا نوسان سطح بحر تعیین نمود .

 

حرکات تکتونیکی معاصر

دو میتود اساسی مطالعه حرکات معاصر عمودی موجود است و آنها عبارتند از : اندازه گیری سطح آب و نیولمان تکراری .

میتود اندازه گیری سطح آب – شروع ازسالهای 80 قرن گذشته در ساحل بسیاری از ابحار وسایل اندازه گیری سطح آب از قبیل ستاف و یا ماریوگراف ها با آله خودنویس جهت مشاهده تغییر موقعیت سطح آب بحر نصب گردیده است . تغییرات متذکره دو علت ذیل است :

1 – نوسان خود بخودی سطح آب بحر که مربوط به تغییر کتله آبی و یا ریلیف بستر بحر میباشد .

2 – بالا روی و یا پائین روی سواحل .

در نتیجه مشاهدات سامان آلات اندازه گیری ایکه در سواحل ابحار نصب گردیده معلوم شده که در سده اخیر بصورت منظم سطح آب بحر با سرعت تقریبآ 1.2 ملی متر در سال زیاد گردیده که این موضوع مربوط به ذوب یخچالهای قطب شمال و گرینلند میباشد .ذوب یخچالها بنوبه خویش به گرم شدن تدریجی اقلیم زمین ارتباط دارد .

میتود اندازه گیری سطح آب نه تنها در ابحار و بحیره ها بلکه در جهیل ها و دریا ها ی بزرگ نیز مورد استفاده وسیع دارد که تعبیر و تفسیر نتایج حاصله درینصورت از تعبیر و تفسیر نتایج سطح آب بحر فرق ندارد .

میتود نیولمان تکراری -  نظر به اعمار راه های آهن ضرورت احساس شد تا بصورت مداوم به امتداد خط راه آهن جهت تامین حرکت بی خطر ترن ها نیولیمان تکراری با دقت بلند انجام داد . توسط نیولمان تکراری قیمت ریپرها نظر به زمان تعیین میگردد . معلوم گردید که در بسیاری موارد تغییرات متذکره مربوط به دیفارمیشن سطح زمین نمیباشد . علت اساسی تغییر ریپرها همانا حرکات قشر زمین بوده و در نتیجه نتایج نیولمان تکراری به امتداد خطوط راه آهن میتوان جهت تثبیت حرکات عمودی معاصر خشکه ها استفاده نمود . درینصورت ضرور است تا اندازه گیری ها را به امتداد خطوط مختلف با هم ارتباط داده و بعدآ اندازه گیری های متذکره را با اقیانوس در سواحلی که در آنجا مشاهدات اندازه گیری سطح آب بحر صورت میگیرد مقایسه کرد . در نتیجه چنین اندازه گیری ها نقشه های حرکات معاصر ترتیب میگردد .

نتایج مطالعه حرکات معاصر عمودی توسط میتود های فوق الذکر نشان داد که حرکات متذکره با سرعت از چندم حصه ملی متر الی چند ملی متر و ندرتآ ده ملی متر در سال میباشد .

حرکات معاصر افقی تا چندی پیش توسط ترانگولیشن تکراری تعیین و تثبیت میشد . بیجایی افقی و همچنان حرکات عمودی بعد از وقوع زلزله شدید صورت میگیرد که بچندین متر میرسد ( بطور مثال در اثنای وقوع زلزله الاسکا در سال 1964 بیجایی افقی تا 21 متر صورت گرفت ) .

در حال حاضر مطالعه حرکات افقی بکمک دالنامیر های لایزری عملی میگردد . نتایج مطالعه حرکات افقی نشان میدهد که سرعت حرکات متذکره از حرکات معاصر عمودی کم نبوده و در بسیاری موارد برتری دارد درینصورت حرکات افقی اهتزازی نبوده بلکه حرکات توجیحی میباشد علت آن اینست که مجموع امیلتیود آنها دریک انتروال معین زمان به حد قابل ملاحظه از امپلیتود حرکات عمودی زیادی می جوید بطور مثال در پولیگون گرم واقع در سرحد پامیر و   تیان شان در چهل سال اخیر بیجایی پامیر بطرف تیان شان با سرعت تقریبآ 2 سانتی متر در سال صورت گرفته است .

میتود مذکور جهت تعیین بیجایی نسبی پلیت های لیتوسفیری نیز دلچسپ میباشد . قبلآ اندازه گیری بیجایی از طریق تعیین مکرر کوردینات های جغرافیایی نقاط صورت میگرفت که در قاره های مختلف موقعیت میداشت . این اندازه گیری بکمک میتود معمولی استرونومی صورت میگرفت . باید متذکر شد که میتود مذبور تا اندازه قابل اعتماد نمیباشد . اکنون دو میتود نسبتآ دقیق تر اندازه گیری فاصله بین نقاط که بفاصله دور قرار دارند عملی میگردد :

1 – بکمک انعکاس دهندگان لایزری که بالای مهتاب  ویا اقمار مصنوعی زمین نصب میشوند .

2 – بکمک ثبت رادیوزگنال ها ، ازکوازرها ( میتود رادیو انترفیرومتری با بیز طولانی ) .    

به اساس مطالعه حرکات معاصر معلوم شد که در عهد معاصر حرکات معاصر عمودی و افقی تمام سطح زمین را در بر گرفته است . اولی مشخصه اهتزازی داشته و دومی مشخصه توجیهی دارد .

بر علاوه مطالعه بیجایی عمودی و افقی سطح زمین مطالعه تغییرات میلان آن ذریعه آلات اختصاصی نیز صورت میگیرد . اندازه گیری میلان توسط آله نکلونومترها و اندازه گیری دیفارمیشن توسط دیفارموگراف ها عملی میگردد .

 

حرکات تکتونیکی جدید

از آنجاییکه حرکات جدید شکل اساسی ریلیف سطح زمین را بوجود آورده ازینرو میتودهای عمده مطالعه این حرکات همانا میتود های جیومورفولوجیکی میباشد . میتودهای متذکره نه تنها حرکات تکتونیکی جدید را مطالعه مینماید بلکه سترکچرهای انکشاف یابنده در زمان کنونی را نیز مطالعه مینماید . ظهور چنین سترکچرها به منظور تفحص ذخایر نفت و گاز اهمیت فوق العاده عملی دارد . بر علاوه این حرکات برای تفحص معادن پاشان ، معادن فلزی عهد میتالوجینی جدید (Hg , As, Sb  و غیره) اعمار استیشن های اتمی ، ستیشن های برقی آبی ، ساختمان بنادر و غیره نیز قابل اهمیت است .

بخشی از جیولوجی که مسایل فوق الذکررامطالعه مینمایدودرسرحد بین جیومورفولوجی و جیوتکتونیک قرار دارد بنام جیومورفولوجی ساختمانی یاد میشود .

میتودهای اروگرافیکی و باتی میتری –

 از جمله ساده ترین میتودهای جیومورفولوجیکی محسوب میشوند . میتود اروگرافیکی در آن ساحات خشکه مورد استفاده قرار میگیرد که سرعت حرکات عمودی نسبت به سرعت دینودیشن زیادتر باشد . چنین ساحات عبارتند از اوروجنیزهای اپی پلاتفورمی چون تیان شان ، سایون و غیره . علاوه بر آن ساختمان های چین خورده نسبتآ کوچک در فرورفتگی های سیستم چین خورده ، در جناحین زون های محوری ، فرورفتگی های پیشروی کوه و بین کوه که از نگاه اروگرافیکی بصورت عالی تبارز نموده قابل استفاده است . مثلآ در فرورفتگی های فرغانه و کوریل .

بستر بحرکه درریلیف تبارز نموده و همچنان برآمدگی ها و فرورفتگی های بمقیاس مختلف که پائین تر از بیز عمل امواج یعنی بطور اوسط 150 – 200 m قرار دارد ذریعه میتودهای باتی متری بصورت دقیق تثبیت شده میتواند .

میتودهای مورفومتری –

 بمنظور کنتور بندی دقیق بر آمدگی ها و فرورفتگی ها ظهور شکستگی های فعال در حدود ساختمانهای کوهی جوان ، همواری های دینودیشنی ، پلاتفورم ها میتود های مختلف جیومورفولوجیکی استعمال میشود .

مطالعه سواحل بحیره –

 ریپرهای طبعی چون سطح آب بحیره ( جهیل ) امکان آنرا میسر میسازد تا ارزیابی کمی برآمدگی و فرورفتگی های سواحل را تثبیت نمود . بهترین شرایط جهت استعمال این میتود ساحاتی است که در آن تیراس های بحری انکشاف یافته است . تیراس های بحری عبارت از ساحاتی اند که بصورت کامل به سمت بحر میلان داشته و قسمت فوقانی شیلف را تشکیل مینماید و با صخره قدیم ساحلی درتماس میباشد . بخیه عقبی تیراس با خط ساحلی زمان تشکیل مطابقت داشته و نظر به آن ارتفاع فعلی آنرا از سطح بحر اندازه گیری مینمایند . تخریب صخره ساحلی و هموار شدن سطح تیراس بحری به موقعیت ثابت خط ساحلی از قسمت تحتانی تیراس دلالت مینماید . بعدآ باید سطح آب بحر پائین آمده و تشکیل تیراس جدید در سطح پائین تر صورت گیرد چنین پائین روی سطح آب مربوط دو علت است :

ظهور اهتزازات منفی و یا برآمدگی خشکه

در حالت اول تیراس ها باید بیک سطح  ادامه داشته و تفاوت ارتفاع بین آنها در ساحات وسیع حفظ گردد چنین حالت برای ساحات پلاتفورمی مشخص میباشد . در حالت دومی ارتفاع تیراس ها و تفاوت ارتفاع بین آنها به اندازه قابل ملاحظه میباشد . در ساحاتیکه فروروی شدید و تجمع ترسبات صورت میگیرد . تیراس ها با هم نزدیک شده بعدآ پائین تر از سطح آب قرار میگیرد . معمولآ درساحات شیلف نزدیک سواحل تیراس زیر آب شده که نشان دهنده بالاروی فوری سطح آب بحر و یا پائین روی فوری خشکه میباشد .

مطالعه مورفولوجی سواحل مواد اضافی را جهت سمت یابی حرکات جدید ارایه میدارد . برای سواحل پائین رونده کنتور کج و پیچ شدید با تعداد زیاد خلیج ها ، بوخت ها ، شبه جزایر ، دماغه ها ، دهانه دریاها از نوع استوایی مشخص میباشد .

در شیلف ها مقابل چنین سواحل اکثر اوقات آثار ریلیف های زمینی زیر آب شده از قبیل ادامه دره های دریایی زیر آبی ، برجستگی های مورینی ، دیون ها ، برخان  ها ، جنگل های زیر آب شده ، اقشار فرسایش ، خاکها ، یخ های مدفون شده و غیره بمشاهده میرسد .

مطالعه شبکه های دریایی و دره های دریایی –

 موقعیت دره های دریایی اکثر اوقات شرایط تکتونیکی را تعیین مینماید . دره های دریایی مذکور معمولآ به امتداد شکستگی ها ، زونها ی درز داری شدید و فرورفتگی های سینکلاینی انکشاف مینماید .

زمانیکه بازسازی پلان ساختمانی دریا آغاز میابد دریا خود را به ساختمانهای انتی کلاینی رشد یابنده عیار میسازد در چنین موارد این ساختمانها جریان دریا را تغییر داده انحنای مجرای اساسی دریا بوجود می آید .  هرگاه رشد برآمدگی ها شدید باشد درینصورت دریا قادر است تا این برجستگی چین خورده را از بین برده مسیر سابقه خویش را حفظ نماید و مجرای اساسی آن درین حالت عمیق میگردد . دره های انتی سیدنت بشکل ذیل بوجود می آیند :

 دریا ها برجستگی های انتی کلاینی جوان را تخریب نموده و دره ها بوجود می آیند در چنین دره ها اکثر اوقات میاندرهایی بمشاهده رسیده که نشان دهنده جریان دریا در ابتدا در همواری بوده است . در محلی که دریا جریان دارد در اشکال پروفیل طولی  و عرضی و در تمام حصص دره حرکات تکتونیکی تبارز مینماید .

درجای که برجستگی ها تشکیل میشوند میلان مجرای اساسی دریا زیاد شده میاندرها از بین رفته مسیر آبخیزی دریا کم عرض شده مواد الووی بزرگدانه بوده ضخامت کم دارند . عرض دره کم بوده تیراس ها نیز کم عرض میباشند  و تیراس ها از نوع سوکول و ایروزیونی بوده ارتفاع قابل ملاحظه ای را نسبت به مجرای اساسی دریا اخذ مینماید . زمانیکه سرعت بالا روی زیاد باشد در دره تا اندازه ای مسیر آبخیزی کم عرض شده تیراس ها بصورت کل از بین رفته دریا روی آن جریان می نماید .

در محلی که حرکات نزولی بمشاهده میرسد میلان مجرای اساسی دریا کم شده مسیر آب خیزی و تمام دره عریض شده میاندرها بوجود می آیند . الووی از مواد میده دانه تشکیل یافته ضخامت زیاد را میداشته باشد ، تیراس ها عریض و از نوع تجمعی بوده و تعداد آنها ناچیز میباشد . اکثر اوقات دره ها ی دریایی نامتناظر بوده یک ساحل و یا جناح دره میلان دار و جناح دیگر کم میلان میباشد .

مطالعه سطوح همواری –

در حدود ساحات بین دریا ، آب بخش مناطق کوهستانی و همواری های دینودیشن ریپرها برای مطالعه سطوح همواری استعمال میشود . از آنجای که قدیمیترین تیراس های دریایی دارای عمر پلیوسن میباشد ، جوانترین سطوح همواری مربوط به دوره چهارمی قبلی و قدیمیترین آن به دوره ایوسن – میوسن در اوروجن های اپی جیوسینکلاینی اما سطوح همواری که عمر تباشیر – یورا دارند به پلاتفورم های قدیم منسوب اند ازینرو مطالعه همواری ، دیفارمیشن آنها یگانه میتودتعیین حرکات تکتونیکی خشکه ها در دوره ها ی نیوجن  - پالیوجن و میزوزوئیک میباشد .

سطوح هموار (پنی پلن ها) در مناطق کوهستانی عبارت از ساحات نسبتآ موجی بوده بصورت افقی و یا نزدیک به افقی قرار داشته در جناحین مناطق کوهستانی موقعیت دارند .

مرتفع ترین و قدیمترین سطح هموار قسمت مرکزی سلسله جبال و قسمت آب بخش آنرا اشغال مینماید . سطوح باقیمانده در جناحین سلسله جبال بشکل شعاعی موقعیت داشته که بصورت تدریجی از اطراف سلسله جبال بطرف پائین ادامه پیدا مینماید .

در سطوح هموار جوان که در حصص پائین موقعیت دارد رسوبات دریایی ، جهیلی ، ندرتآ بحری باقیمانده که امکان آنرا میسر میسازد تا مستقیمآ تشکیل سطح هموار و عمر آنرا تعیین نمود . در ابتدا سطوح هموار عبارت از هموار ی های دینودیشنی (تخریبی) و یا تخریبی – تجمعی میباشد . چون سطوح هموار به ارتفاع کم از سطح بحر بوجود می آیند از ینرو سطح آن را میتوان بصورت تقریبی افقی قبول نمود . ارتفاع مطلق کنونی سطح هموار امکان آنرا میسر میسازد ، تا امپلیتود و سرعت بالا روی مناطق کوهستانی را از زمان تشکیل آنها دریافت نمود .

تفاوت بین ارتفاع در سطح هموار مجاور اجازه میدهد تا امپلیتود و سرعت بالا روی سطوح مرتفع و قدیم را از سطوح نسبتآ جوان و پائین دریافت نمود . تعیین عمربرخی از سطوح همواری که ذریعه ترسبات نامعلوم از نگاه پالینتولوژیکی پوشیده شده باشد تا اندازه ی مشکل میباشد درینصورت ترسبات مذکور را با ترسبات کوریلاتیوی حوضه های سیدیمنتیشنی مجاور بخصوص فرورفتگی های پیشرو و بین کوه مقایسه مینمایند . در مقاطع آنها زمان تشکیل هر سطح هموار با پاچکه ترسبات بزرگدانه (آغاز ایجاد سطح) شروع شده و با تشکیلات میده دانه (ختم تشکیل سطح) ختم میشود . موقعیت پاچکه های متذکره نسبت به موقعیت سطوح هموار تسلسل معکوس دارد یعنی پاچکه های قدیم در پائین و پاچکه های جوان در بالا موقعیت حاصل مینمایند .

میتود کارتوگرافیکی –

تما م مدارک پیرامون ظهور حرکات تکتونیکی جدید در نقشه های انعکاس مینمایند که بنام نقشه های تکتونیک جدید یاد میشوند . درین نقشه ها توسط علایم و اشارات رنگه گسترش برجستگی ها و فرورفتگی ها ی جدید نشان داده میشود (میوسن – دوره چهارمی در نقشه اول و الیگاسن –  دوره چهارمی در نقشه دومی) .

امپلیتود بالا روی نظر به قیمت سطح هموار ریلیف معاصر تعیین گردیده امپلیتود فروروی نظر به موقعیت فرش ترسبات میوسن (در نقشه اول) و یا الیگاسن (در نقشه دومی) در فرورفتگی ها تعیین شده میتواند . کاستی های نقشه متذکره آنست که بصورت مکمل حرکات تکونیکی افقی انعکاس یافته نمیتواند و فقط برخی از نادویک ها و رزدویک ها بدون ارائه امپلیتود  آنها نشان داده میشود .

 

میتود های تحلیل پالیوتکتونیکی

به هر اندازه ای که ما دوره های قدیم انکشاف زمین را مطالعه نمائیم بهمان اندازه آثار کم ریلیف های قدیم را مشاهده مینماییم درینصورت میتودهای جیومورفولوجیکی مطالعه حرکات تکتونیکی کمتر مورد استفاده قرار میگیرد . رول قابل ملاحظه در امر مطالعه حرکات تکتونیکی عبارت از میتود های تحلیل پالیوتکتونیکی میباشد که به اساس مطالعه گسترش ، ترکیب ، ضخامت ، ارتباط متقابل طبقات رسوبی ، ولکانیکی ، تحلیل فاسیس ، ضخامت ، حجم ، فارمیشن ، وقفه ها و نا موافقت ها میباشد .

1 – تحلیل فاسیس –

اکثر محققین معاصر فاسیس را چنین تعریف مینماید :

فاسیس عبارت از تیپ های معین احجار رسوبی است که در شرایط خاص فزیکی بوجود آیند مثلا ریگهای مجرایی ، سنگهای چونه جهیلی ، جغله های ساحلی وغیره . بعضی اوقات فقط انواع لیتولوجیکی احجار صرف نظر از منشا آنها جدا میشود درینصورت بنام لیتو فاسیس یاد میشود .

در پالیوتکتونیک تحلیل همه جانبه فاسیسی باتعیین شرایط فزیکی جغرافیه تجمع رسوبات زیادتر مورد استفاده قرار میگیرد . توضیح فاسیس بستر حوضه های بحری قدیم و سواحل آنها  بشکل توپوگرافیکی انعکاس داده میشود . همزمان ساحه بحر و خشکه نظر به این نوع تحلیل جدا میشود . ساحه تجمع دایمی رسوبات بحری حوضه های بحری بین قاره ای عبارت از زون های نزولی تکتونیکی بوده بر خلاف مناطق خشکه زونهای صعودی تکتونیکی میباشد .

قسمت های عمیق بحر احتمالآ ساحات نزول شدید و مناطق خشکه ساحات صعود شدید را نشان میدهد و نظر به آن نوعیت ترسبات تغییر مینماید . تحلیل توضیح فاسیس وقفه های جیوکرونولوژیکی نظر به ساحه معلومات ناچیز را راجع به موقعیت ساحات نزولی و صعودی ارائه مینماید این تحلیل همچنان تا اندازه ای میتواند برای تعیین بیجایی ها و ارزیابی کمی آنها مورداستفاده قرار گیرد .

بمنظور تحلیل توضیح فاسیس نظربه مدارک مقاطع ستراتیگرافیکی نقشه های مخصوصی ترتیب میشود و این نقشه ها بنام نقشه های فاسیس یاد میشود . جهت ترتیب این نوع نقشه ها پرابلم هایی نیز وجود دارد . در حوضه های بحری ترتیب رسوب مواد قرار ذیل میباشد (از ساحل بطرف بحر) :

جغله – سنگریزه – ریگ – الیورولیت – گل – میرگل – سنگ چونه .

سواحل پست میتوانند بدون ترسبات بزرگدانه باشند و مستقیمآ ریگ یا گل یا سنگ چونه در ساحل ترسب نماید (این نوع تسلسل مواد برای مناطق اریدی مشخص میباشد) .

با نقشه های دقیق فاسیس نه تنها میتوان موقعیت برجستگی ها و فرورفتگی ها ی بزرگ را تعیین نمود بلکه چین خوردگی های جداگانه که در شرایط آبی انکشاف نموده اند نیز تعیین کرد .

حوضه های کم عمق با مقدار زیاد مواد دانه دار ، گنبدهای انتی کلاین ها با مقدار زیاد ریگ و سینکلاین ها ذریعه مقدار زیاد گل مشخص میشود . در قسمت های عمیق تصویر معکوس است یعنی در گنبد انتی کلاین گل و در جناحین طبقات ریگ ظاهر میشود ، در صورتیکه مواد ریگی بصورت کامل در حوضه های بحری وارد نگردد درینصورت در انتی کلاین های زیر آبی سنگ چونه ریفی ترسب نموده در سینکلاین رسوبات گلی تجمع مینماید .

تقسیم بندی فاسیس نظر به موقعیت چین خوردگی های انتی کلاینی و سینکلاینی در ساحه گسترش احجار کاربناتی و یا کاربناتی – سیلکاتی نیز بمشاهده میرسد .

 

 

 

 

شیمای تاثیر برجستگی انتی کلاینی رشد یابنده بالای تغییر فاسیس رسوبات .

 

 

 

 

تغییرات شدید فاسیسی حین تقسیم بلاکی کرانه قاره های که در زیر آب شده اند میباشد . در بلاکهای بر آمده ، کتله های ریفی با ضخامت زیاد همراه با بریکچیا های جناحی بمشاهده رسیده در حدود بلاکهای پائین رفته سنگ چونه ، میر گل ، گلهای نازک طبقه کم ضخامت ترسب می نماید .

اقشار فرسایش قدیمه راجع به رژیم تکتونیکی معلومات مفصل را ارائه مینماید . اقشار فرسایش ضخیم فقط میتواند در شرایط حرکات مداوم صعودی  با شدت نسبتآ کم تشکیل گردد .

نقشه فاسیس ها میتوانند جهت تعیین اندازه بیجایی افقی نظربه سدو یک ها استعمال شود این کمیت عبارت از فاصله بین زونهای فاسیالی عین تیپ میباشد که فعلآ ذریعه سدویک از هم دور شده اند . علاوه بر آن تحلیل فاسیس میتواند جهت تعیین دامنه بیجایی نظر به روتاخت ها یا شریاژهای بزرگ استفاده گردد .

2 – تحلیل ضخامت : -

تحلیل توضیح ضخامت طبقات رسوبی و ولکانوجینی یکی از عمده ترین میتودهای تحلیل پالیوتکتونیکی بشمار میرود . تحلیل مذکور بر اساس ترتیب نقشه های ضخامت مساوی یا ایزو پاخیت صورت میگیرد . چنین نقشه های با نقشه های فاسیس یکجا شده و یا بصورت جداگانه نظر به تحلیل مقاطع ستراتیگرافیکی صورت میگیرد . با تفاوت از تحلیل فاسیسی تحلیل ضخامت نه تنها ارزیابی کمی بلکه ارزیابی کیفی حرکات تکتونیکی عمودی را معلومات میدهد .

در ابحار کم عمق و شیلف های کرانه قاره های زیر آب شده ضخامت رسوبات به اندازه پائین روی تکتونیکی بستر حوضه های ترسباتی مطابقت مینماید این موضوع چنین تشریح میگردد که فعالیت امواج بحر باعث میشود تا بالاتر از سطح معین بحر یعنی پروفیل تعادل تجمع ترسبات صورت نگیرد . نظر به انکشاف سطح رسوبات پروفیل تعادل رسوبات بدون پائین روی حوضه امکان ندارد زیرا درینصورت ساحه امکان تجمع ترسبات ایجاد میشود .

 

 

 

 

شیمای تشکیل رسوبات در شیلف (از دیدگاه خاین 1973)

Пр – پروفیل تعادل ،    впо – سطح فوقانی ترسبات در زمان معین ،

Пво – ساحه امکان تجمع ترسبات .

Эb – فرورفتگی های ایروزیونی که در شروع پیشرفت بحر پر شده و بدون رژیم تکتونیکی میباشد .

 در نتیجه پائین روی تکتونیکی باعث میشود تا ضخامت ترسبات تشکیل گردد . در بحیره های کم عمق ضخامت اعظمی ترسبات در قسمت وسطی یامرکزی موجود بوده برخلاف در بحیره های عمیق مانند بحیره کسپین و بحیره سیاه ضخامت اعظمی ترسبات در جناح ها بمشاهده میرسد .

3 – میتود حجمی : -

علاوه بر تحلیل های فاسیسی و ضخامت میتود حجمی جهت مطالعه حرکات عمودی استفاده میشود . میتود مذکور نکات ذیل را در نظر میگیرد :

1 – محاسبه حجم مجموعی ترسبات (نظر به نقشه ضخامت ها) .

2 – اندازه گیری حجم های نسبی تیپ های مختلف ترسبات (نظربه نقشه های فاسیس و ضخامت) .

3 – تعیین اندازه وسطی پائین روی و ضخامت وسطی ترسبات .

4 – تعیین سرعت وسطی پائین روی (نظر به تقسیم نمودن اندازه وسطی پائین روی با ادامه مطلق دوره معین) .

5 – تعیین شدت وسطی ولکانیزم (نظربه تقسیم نمودن حجم احجار ولکانوجینی با ساحه و زمان تجمع آنها) .

6 – تعیین اندازه و سرعت متوسط بالاروی نظر به حجم موادیکه از آن انتقال یافته و در فرورفتگی مجاور آن ترسب نموده است .

7 – تعیین ضریب برجستگی (رابطه حجم عمومی احجار دانه دار و حجم عمومی تمام ترسبات) .

محاسبه شاخص های فوق الذکر تحلیل کیفی پالیوتکتونیکی را مکمل میسازد .

4 – تحلیل فارمیشن : -

تحلیل فارمیشن یکی از جمله عمده ترین میتودها در تحلیل پالیو تکتونیکی میباشد . فارمیشن عبارت از پاراجنیز قانونمند و با ثبات تیپ ها ی معین جنتیکی احجار بوده که شرایط تشکیل مشابه داشته  و در مراحل معین انکشاف سترکچر های قشر زمین تشکیل گردد . اصطلاح فارمیشن  برای تمام تیپ های احجار اطلاق میشود .

رابطه احجار رسوبی ولکانیکی ، ولکانیکی و پلوتونی بنام اسوسیشن لیتولوجیکی یاد میشود مثلا اسوسیشن تراپ ، افیولیت و غیره .

چون رژیم تکتونیکی فکتور تعیین کننده جدا نمودن فارمیشن ها میباشد ازینرو فارمیشن ها عبارت از شاخص های رژیم های معین تکتونیکیست یعنی نظر به فارمیشن در صورتیکه بصورت درست تعیین گردد میتوان مراحل اساسی انکشاف سترکچرهای عمده قشر زمین یعنی پلاتفورم ها و جیو سینکلاین ها و غیره را تعیین نمود .

باید متذکر شد که جهت تعیین درست تیپ فارمیشن ارتباط عمودی و افقی ، موقعیت فارمیشن در قطارهای عمودی و افقی را واضح ساخت . فارمیشن های زون  جیوسترکچری نظر به مقطع قطارهای فارمیشنی را بوجود می آورد که مراحل مسلسل انکشاف این سترکچر ها را نشان میدهد . قطار فارمیشنی رابرای بار نخست برتران جیولوجست فرانسوی تعیین نمود و بر اساس آن موصوف سیکل های تکتونیکی گورون ( قبل از کیمبری ) ، کالیدون ، هیرسین و الپ را جدا نمود . بر علاوه قطارهای فارمیشنی عمودی میتوان قطارهای فارمیشنی افقی یا لاتیرالی را متمایز ساخت که بر اساس آن گذار از یک زون جیوسترکچری به زون جیوسترکچری دیگر را میتوان جدا کرد . ارتباط قطارهای فارمیشنی افقی و عمودی را اکثر اوقات در پروفیل های فارمیشنی نشان میدهد  .

نقشه های فارمیشنی انتروال های معین جیوکرونولوجیکی همراه با نقشه های ضخامت منحیث اساس برای ترتیب نقشه های پالیوتکتونیکی استعمال میگردد .

5 – تحلیل وقفه ها و ناموافقت ها : -

حرکات تکتونیکی که در چوکات پائین روی عمودی و تجمع ترسبات انکشاف میابد در تحلیل فاسیس ، ضخامت و فارمیشن ها تثبیت میگردد . زمانیکه این حرکات در شرایط خشکه ظاهر گردد باعث تغییر سطح زمین شده اشکال ریلیف روی زمینی را بوجود می آورد که ذریعه میتودهای ساختمانی جیومورفولوجیکی تحقیق میشود . شرایط بخصوص در دوره معمولآ بالا روی عمومی و کوتاه مدت که بعدآ به پائین روی تعویض میشود به وقوع می پیوندد . وقایع متذکره ذریعه وقفه ها در ترسبات بمشاهده رسیده اما در شرایط موقعیت طبقات که با هم مطابقت ندارند توسط ناموافقت ها تثبیت میگردد . وقفه ها با فازهای شدید حرکات ، دیفارمیشن و تغییر مجدد پلان ساختمانی مطابقت مینماید . برای تحلیل سطوح ناموافقت های منطقوی که نمایانگر عهدهای تاریخ تکتونیکیست اهمیت فوق العاده زیاد دارد . برای چنین سطوح نقشه های پالیوجیولوجیکی ترتیب میشود که بالای آنها به اساس مدارک چاه های برمه قسمآ نقشه برداری سطحی ، ظهور تشکیلات مختلف العمر که مستقیمآ پائین تر از سطوح وقفه ها و ناموافقت ها موقعیت حاصل نموده اند انعکاس داده میشود .

در نقشه های پالیوجیولوجیکی مانند نقشه های معمولی جیولوجیکی ساحه گسترش قدیمیترین تشکیلات نمایانگر برجستگی بوده جوان ترین احجار ساحه فرورفته را نشان میدهد که بصورت ناموافق ذریعه ترسبات بعداز وقفه پوشیده شده و ذریعه نقشه برداری سطحی ظاهر نمیشود . نا موافقت ها انواع مختلف داشته ساده ترین نوع ناموافقت عبارت از ناموافقت موازی یا ستراتیگرافیکی میباشد . مشخصه عمده این نوع ناموافقت عبارت از آنست که طبقات موقعیت یافته بالای سطح وقفه موازی با طبقات زیرین سطح وقفه میباشد . این حالت مبین آنست که بالا روی عمومی منطقه صورت گرفته که بعدآ جای آنرا پائین روی اشغال نموده است . نوع دیگر ناموافقت عبارت از ناموافقت جناحیست این نوع ناموافقت در کرانه حوضه ترسباتی یعنی ساحه پائین روی تکتونیکی به مشاهده میرسد که درنتیجه تغییر مکررموقعیت خط ساحلی بوجود می آید .

انواع دیگر ناموافقت عبارت از ناموافقت جغرافیایی یا کارتوگرافی ، زاویوی ( محلی و منطقوی ) ، ساختمانی و غیره میباشد .

 

 

اقیانوس ها ، ساختمان و منشا آنها

اقیانوسها بشمول بحیره های کرانه ای تقریبآ 71 فیصد سطح سیاره زمین را تشکیل داده که از آن کمیت تقریبا 23 فیصد منسوب به کرانه های زیر آب شده قاره ها میباشد .

کرانه های زیر آب شده قاره دارای قشر بحری نبوده قشر قاره ای  یا گذاری را دارا میباشد . چون از نقطه نظر انکشاف کرانه های قاره ها ارتباط نزدیک با کاسه بحر دارند ازینرو خوبتر است یکجا با اقیانوس مطالعه گردد . کرانه ها زیر آب شده قاره ها تا عمق تقریبی 3,5 تا 4Km پائین آمده بعدآ ساحه انکشاف قشر خاص بحری شروع میشود .

طوریکه قبلا گفته شد قشر بحری نظر به ضخامت (کمتراز 6 - 8 Km) و ترکیب (عدم موجودیت طبقه گرانیت گنایس) از قشر قاره ای شدیدآ متمایز میگردد .

قشر بحری از سه طبقه ترکیب یافته است : طبقه فوقانی یا طبقه رسوبی . ضخامت این طبقه در قسمت های مرکزی اصغری بوده ولی در دامنه کرانه های قاره ها اعظمی میباشد . درینجا ضخامت طبقه مذکور به 10 - 15 Km و یا زیادتر از آن میرسد . تمام طبقه رسوبی اقیانوسها در طی 160 -180  میلیون سال اخیر یعنی از آغاز دوره یوراتشکیل یافته است .

طبقه دوم قشر بحری طبقه بزالتی است که در اقیانوس آرام ذریعه برمه بصورت مکمل بازگردیده است . طبقه مذکور در تمام نقاط از بزالت ها تیلیتی یا بشکل لاوای بالشت مانند (پیلولاوا) و یا کتلوی ترکیب یافته است .علاوه بر آن ورق های نازک توف با عین ترکیب نیز به مشاهده میرسد . سرعت امواج سایزمیکی طولی درین طبقه  Vp = 4 - 6,7Km/Sec رسیده که بطور اوسط 5,1 Km/Sec میباشد . در قسمت تحتانی این طبقه علایم میتامورفیزم با فاسیس های سلانس های سبز رنگ و اپیدوت – امفیولبیت بمشاهده میرسد . در قسمت تحتانی طبقه دومی کمپلکس دایکه های موازی ترکیب دولیریتی بمشاهده رسیده این کمپلکس یا مربوط به قسمت تحتانی طبقه دوم بوده یا قسمت فوقانی طبقه سومی را تشکیل داده ضخامت آن الی 1Km میرسد . کمپلکس متذکره در فاسیس سلانس های سبز رنگ یا امفیبولیتی تحول یافته است .

طبقه سومی قشر بحری در تمام نقاط از احجار مگماتیکی مکمل کرستالی قلوی عمدتا گبرو ترکیب یافته است . علاوه بر آن درین طبقه احجار پیریدوتیت ، پیروکیسنیت سرپنتین شده نیز وجود دارد که مشابه با افیولیت های نواحی خشکه است . ضخامت طبقه سومی از 3 - 5 Km بوده Vp= 6,7 - 7,5 Km/Sec میباشد . در ساختمان کاسه بحری دو عنصر ذیل جدا میشود : سلسله جبال وسط ابحار و پلیت های بحری .

سلسله جبال وسط ابحار :

در سالهای 50 معلوم شد که در بستر اقیانوسها سیستم واحد و بزرگ سلسله جبال وجود دارد این سلسله جبال وسط ابحار دارای طول اضافه تر از 60.000 Km وعرض از نیم الی 2000 Km بوده ارتفاع آنها از ناحیه همواری های ابیسالی  3 – 4 Km میباشد . سلسله جبال های وسط ابحار تمام ساحه اقیانوس را قطع نموده مشخص ترین سلسله جبال در بحر اطلس وجود  دارد . در مقطع عرضی سلسله جبال وسط ابحار 3 زون ذیل جدا میشود : زون جناحی ، زون وسطی و زون محوری .

زون جناحی وسیع ترین زون بوده چند صد کیلومتر عرض دارد . طبقه نازک رسوبات بطرف دامنه سلسله جبال ضخیم شده به عمق 3,5 – 4 km رسیده و طبقه بزالت قشر بحری را می پوشاند .

زونهای وسطی دارای عرض 50 – 100 Km بوده توسط شکستگی های طولی به بلاکهای باریک (از یک الی  10 Km) تقسیم میگردد . بلاکهای متذکره یا بالارفته و یا یکی نسبت به دیگر فرورفته است . عمق وسطی این زونها از  2 - 2,5 Km و بعضآ کمتر از آنرا دارا میباشد . رسوبات عمر پلیوسین – دوره چهارمی را دارا بوده گرابن های تشکیل شده را پر مینماید .

زونهای محوری بشکل ریفت ها یا دره های باریک ( 25 – 30 Km) تبارز نموده ساختمان مغلق دارند . مورفولوجی ریفت های وسط اقیانوس ها نشان دهنده آنست که درین نواحی بصورت شدید رشد قشر بحری بملاحظه میرسد . زونهای ریفتــــــی دارای زلزله خیزی بوده زلزله های به عمق

 – 30 Km 20 ایجاد میگردد .

باید متذکر شد که تمام حصص زونهای محوری بشکل ریفت ها تبارز نمیکند بلکه بشکل گورست نیز بمشاهده میرسد مثلا برجستگی قسمت شرقی اقیانوس آرام ، قسمت جنوب شرقی بحر هند و غیره . سلسله جبال وسط ابحار توسط تعداد زیاد شکستگی های عرضی قطع میشود این شکستگی ها بنام شکستگی ها ی ترانسفورمی یاد میشود . شکستگی های ترانسفورمی ریفت های محوری را بشکل افقی بیجا مینماید . بعضی اوقات این بیجایی به چند صد کیلومتر میرسد .

ساختمان سلسله جبال وسط ابحار

 

مشاهداتی که توسط قایق های زیر آبی صورت گرفته نشان میدهد که بیجایی سدو یکی فقط در قسمت مرکزی در سرحد تقاطع با ریفت ها صورت میگیرد درین حصص زلزله خیزی نیز وجود دارد .


                                                                                                                                  

شیمای تفاوت بین شکستگی های ترانسفورمی و شکستگی های عادی

جهت مخالف بیجایی جناح ها فقط در ناحیه تقاطع شکستگی ها ی ترانسفورمی با زونهای ریفتی سلسله جبال وسط ابحار بمشاهده میرسد . تنها درین حصص زلزله بوقوع می پیوندد . علاوه بر آن در سرحد تقاطع سلسله جبال وسط ابحار با شکستگی های ترانسفورمی بخصوص شکستگی های مگسترال ( شکستگی های ترانسفورمی که تمام ساحه اقیانوس را بصورت عرضی قطع نماید ) ساختمانهای ولکانیکی بمشاهده میرسد این ساختمانها عمدتآ بشکل جزایر بالاتر از سطح آب تبارز مینمایند . بزرگترین ساختمان ولکانیکی جزیره ایسلند در اقیانوس اطلس است که بصورت کامل توسط سلسله جبال وسط ابحار پوشیده شده است.

لاوای چنین آتشفشان ها از بزالت های  نورمال وسط اقیانوس ها با ازدیاد القلی بودن آنها تفاوت داشته مربوط به فارمیشن القلی – بزالت میباشد .

پلیت های بحری :

ساحه بین قسمت تحتانی سلسله جبال وسط  ابحار و کرانه های زیر آب شده قاره ها توسط پلیت های بحری اشغال گردیده است . این ساحه در ریلیف بشکل همواری های ابیسالی تبارز نموده و به عمق از 4,5 – 6,0 Km موقعیت دارند .

در زونهای شکستگی  عمیق چنین ساختمان ها به 6 – 7 Km میرسد . همواری های ابیسالی ذریعه برجستگی های داخل پلیتی به فرورفتگی های نسبتآ ایزومتریک جدا میشود . قشر فرورفتگی های متذکره دارای ساختمان تپیک بحری بوده ضخامت آن در تمام نقاط پایدار است . پوش رسوبی قاعدتآ کم ضخامت ( صد ها متر ) بوده از پوش های بدون آهک از قبیل پوش های رادیولاری ، دای اتمی ، گل های سرخ رنگ ترکیب یافته است . فقط در قسمت تحتانی آن کاربنات های پیلاجیکی بمشاهده میرسد . پلیت های بحری بدون زلزله بوده ( به استثنای بعضی از برجستگی ها و شکستگی ها ) دارای جریانات حرارتی نورمال میباشد .

برجستگی های بین پلیتی بحری –

برجستگی های مذکور به ارتفاع 2 – 3 Km و یا زیادتر از آن بالای همواری های ابیسالی قرار گرفته برجسته ترین قسمت های آنها جزایر و یا مجمع الجزایر زیر آبی را بوجود  می آورند . تمام برجستگی های متذکره دارای قشر ضخیم بوده که ضخامت آن به اثر موجودیت ضخامت زیاد طبقه اولی و قسما دو طبقه دیگر میباشد.

در برخی حصص ضخامت این قشر به 25 - 30 Km میرسد که با ضخامت قشر قاره ای قابل مقایسه است . ضخامت طبقه رسوبی درینجا تا 1 - 1,5 Km رسیده زیرا قسمت بالایی برجستگی های متذکره بالاتر از عمق انحلال کاربنات ها موقعیت حاصل نموده است .

برجستگی های بین پلیتی نظر به مورفولوجی و منشا به چندین نوع تقسیم میگردند که عمده ترین آنها مجمع الجزایر ولکانیکی خطی میباشد . مثلآ جزایرهاوایی در اقیانوس آرام ، جزایر قناری در بحر اطلس ، جزایر گومور در بحر هند .

 در جزایر متذکره فعالیت ولکانیکی معاصر و یا جوان (N-Q) بمشاهده میرسد .

برخی از گروپ جزایر ولکانیکی تجمعات ایزومتریک را میسازند مانند جزایر مادیرا و جزایر دماغه سبز در بحر اتلنتیک .

میکروقاره ها :

برجستکی های دیگری در حدود پلیت های بحری وجود دارد که در تحت آن قشر بحری وجود نداشته بلکه قشر قاره ای بملاحظه میرسند این برجستگی ها معمولآ دارای سطوح هموار بوده و به عمق 2 – 3 Km و کمتر از آن قرار دارند و از نگاه مورفولوجی پلاتوی زیر آبی را به وجود می آورند . تحقیقات سایزمیکی و برمه نشان میدهد که در اساس چنین پلاتوها قشر قاره ای با طبقه گرانیت – گنایس وجوددارد ضخامت چنین قشر درینجا از 25 – 30 Km تجاوز نمیکند .

میکروقاره ها میتوانند مستقیمآ به نزدیک کرانه های زیر آبی قاره ها قرار گیرند که درینصورت بنام پلاتوی جناحی یاد میشود . در موارد دیگر پلاتوها ذریعه گودال ها ی کم عرض و عریض با قشر بحری جدا میشوند .

عمر قشر قاره ای درینجا از قبل کمیبری ابتدایی (پلاتوی هاتن – روکـــول) تامیزوزوئیــــــــــــک

(پلاتوی نیوزیلاند) تغییر مینماید .

کرانه های زیر آبی قاره ها :

کرانه های زیرآبی قاره ها تقریبآ  %23 ساحه عمومی اقیانوسی را تشکیل داده به دو نوع ذیل که از نگاه ساختمان و انکشاف کاملآ از هم تفاوت دارند تقسیم میشوند :

کرانه های فعال و کرانه های غیر فعال یا سواحل از نوع بحر الکاهل و بحر اطلس .


کرانه های غیر فعال ( پاسیف ) –

        برای بحر اطلس به استثنای حصص آنتیل و آنتیل جنوبی مشخص میباشد . این کرانه ها بصورت عموم بدون زلزله خیز و آتشفشانی بوده که ازینرو بنام کرانه های غیر فعال یاد میشود . در مقطع عرضی چنین کرانه ها سه عنصر ذیل جدا میشود :

شیلف مسطح تا عمق 200 – 500 m (ادامه آنها در قاره ها همواری های ساحلی را بوجود می آورد) ، میلان (نشیب) قاره ای تا عمق 2,5 – 3,5 Km ، و باز هم ساحه هموار که بنام دامنه قاره یی تا عمق 4 - 4,5 Km میباشد.

بعضی اوقات ساختمان سه عنصری فوق الذکر کرانه توسط پلاتوی جناحی مغلق میشوند . تحقیقات سایزمیکی نشان میدهد که شیلف دارای قشر نورمال قاره ای بوده که بطرف میلان قاره ای از ضخامت آن کم میشود ، در تحت میلان قاره ای این کاهش ضخامت قشر فزونی یافته که از 15 - 20 Km تجاوز نمیکند . سرعت امواج سایزمیکی طولی تحت رسوبات دفعتآ به 6,5 Km/Sec میرسد که برای طبقه تحتانی قشر قاره ای مشخص میباشد. اکثر اوقات این قشر را بنام قشر گذاری یاد میکنند که کاملآ دقیق نمیباشد . موقعیت گذاری آن نظر به مکان و ضخامت بین قشر قاره ای و بحری نامگذاری شده است .

مشاهدات در سواحل بحیره احمر و برمه کاری در ناحیه خلیج مکسیکو نشان داد که این قشر گذاری همان قشر نازک شده (در نتیجه انبساط) قاره ای میباشد که در بین آن مگمای قلوی نفوذ نموده است .

کانتکت بین زونهای انکشاف یافته قشر قاره یی ، گذاری وبحری تکتونیکی بوده پلاتوی جناحی دارای قشر گذاری میباشد . تحت انحنای بین شیلف و میلان قاره ای بر آمدگی تهداب ( طبقه گرانیت – گنایس ) بمشاهده رسیده و بالای این برامدگی ساختمانهای ریفتی گسترش داشته موانع ریفتی را تشکیل مینماید .

عمر اساسی قسمت فوقانی پوش رسوبی از یورای وسطی و بعدی تا پالیوجن تغییر مینماید . از نقطه نظر منشا این رسوبات مانند کمپلکس فوقانی بحری نبوده بلکه منشا قاره ای دارند . در قسمت تحتانی ترسبات دانه دار و در قسمت فوقانی لاگونی ، نمک خیز ، ذغال خیز میباشد . در ناحیه گذار به کامپلکس فوقانی اکثر اوقات پوشش های بزالت تیلیتی بمشاهده میرسد .

نوع خاص کرانه های غیر فعال کرانه های ترانسفورمی میباشد که توسط شکستگی های تراسنفورمی بوجود می آیند . این کرانه ها دارای شیلف کم عرض ، میلان قاره یی پرنشیب که با

شکستگی ترانسفورمی مطابقت مینماید و دامنه کم انکشاف یافته . مثال برجسته این نوع کرانه عبارت از کرانه ترانسفورمی حاشیه شمالی خلیج گوینی میباشد .

 

 

 

 

 

ساختمان کرانه قاره ای ترانسفورمی ( مجمع الجزایر ملکه شارتوت مقابل سواحل کانادا )

 

     کرانه های فعال قاره ها :

برای اقیانوس آرام مشخص است ، کرانه های متذکره دارای ساختمان سه عنصری میباشد و آن عبارت از بحیره کرانه ای ،قوس جزیروی و گودال عمیق زیر آبی .

کرانه های انتیل و انتیل جنوبی اتلانتیک و کرانه زوند بحر هند دارای چنین کرانه ها اند .

زون سایزموفوکالی یا زون شدت سایز میکی با قسمت محوری گودال ها ی عمیق د رسطح زمین مطابقت مینماید . این زون الی مانتیه به عمق الی  720 Km میرسد . فعالیت ولکانیکی قوس های جزیروی بصورت مستقیم و یا معکوس با زونهای سایزموفوکالی ارتباط دارند .

زون سایزموفوکالی را در سال 1938 سایزمولوجست جاپانی بنام ک . واداتی کشف نمود . ولی بعد ازین اثر گ . بینیوف در سال 1949  زون متذکره مورد قبول عموم قرار گرفت . ازینرو در امریکا و اروپای غربی این زونها بنام زونهای بینیوف ، در اتحاد شوروی بنام زون زاواریتسکی – بینیو ف و در جاپان بنام واداتی – بینیوف یاد میشود . عادلانه خواهد بود اگر زون متذکره بنام هر سه دانشمند یاد گردد .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

    پروفیل کرانه فعال کارائیب شرقی به امتداد عرض البلد 33º30´ ( از دیدگاه ویست بروک 1983 ) .

 

     زونهای سایزموفوکالی مشخصه اساسی کرانه های فعال محسوب میشود . فعالیت های ولکانیکی سایزمیکی و تکتونیکی با چنین زونها ارتباط دارند . میلان زونهای متذکره در حدود زیادتر تغییر مینماید . معمولآ در قسمت فوقانی یعنی تا عمق 150 – 200 m میلان کم داشته و عمیق تر از آن میلان آنها زیاد میگردد .

کانون های زلزله بصورت غیر منظم به امتداد زونهای متذکره موقعیت داشته آتشفشان های قوس های جزیروی بالای حصصی از زون سایزموفوکالی قرار گرفته که تا عمق 100 – 150 Km توسعه داشته و در اینجا فعالیت سایزمیکی تضعیف گردیده که نشان دهنده درجه ذوبان استینوسفیر میباشد .

بحیره ها ی کرانه یی -  عمومآ عمق الی  4 - 5 km داشته قشر آنها نزدیک به قشر بحری و یا نوع گذاری میباشد . فرق عمده قشر بحیره های کرانه ای از قشر بحری اینست که در قشر بحیره های کرانه ای طبقه رسوبی ضخیم میباشد و تا 10 - 12 Km میرسد . جریان حرارتی در اینجا افزایش یافته فعالیت سایزمیکی شدید است .

بعضی اوقات از جهت قاره به فرورفتگی عمیق بحیره کرانه عریض زیر آبی پیوست میشود که بصورت کامل مشابه به کرانه غیر فعال میباشد و بنام حصص غیر فعال کرانه فعال یاد میشود . بطو مثال کرانه چرکوت – ایلاسکا (کرانه شمال شرقی بحیره بیرنگ) قسمت کم عمق بحیره ها ی اخوت و چین شرقی و غیره .

نظر به مدارک برمه کاری در فرورفتگی عمیق بحیره های کرانه ای سرحدات فعال عمر آنها از تباشیر بعدی قدیمتر نمیباشد . به استثنای فرورفتگی الیوت ، بحیره بی رنگ  و بحیره با ندا در اندونیزیا .

جزایر قوسی – بصورت تیپیک در بحر الکاهل بمشاهده میرسد مثلآ جزایر قوسی کوماندور – الیوت ، کوریل ، جاپان ، در بحر اتلانتیک قوس های آنتیل و آنتیل جنوبی (اسکوتیا) ، در بحر هند قوس زوند . تمام قوس های متذکره دارای آتشفشان های فعال از نوع ترکیب  اندیزیتی میباشد .

نظر به نوعیت قشری که بالای آن قوس های جزیروی قرار گرفته اند دو نوع قوس ها جدا میشود :

قوس های انیسالی که بالای قشر قاره ای قرا ر دارند مثلآ قوس جزیروی جاپان و انیسالی ماتی که بالای قشر بحری قرار گرفته اند مثلا قوس الیوت . نوع اول دارای جزایر بزرگ بوده قشر آن ضخامت زیاد داشته ( 25 – 30Km) و تپیک قاره ای است .

نوع دوم از یکتعداد جزایر کوچک با قشر نازک ( 20 – 25 Km) میباشد .

جزایر قوسی از سمت اقیانوسی دارای گودال های عمیق بحری میباشد . این گودال های کم عرض در کف ابحار دارای عمق از  7 – 8 km  الی 10 – 11 km می باشد . (عمیق ترین گودال ، گودال ماریان است که عمق 11022 m را دارا است) .

طول گودال ها مانند جزایر قوسی به صد ها و بعضآ به کیلومتر ها میرسد . عرض آنها به ده ها کیلومتر اندازه گیری شده است . گودال ها شکل v  را داشته لیکن دارای مقطع غیر متناظر می باشند .

از جهت اقیانوس موازی به گودال ها وال های جناحی امتداد دارند که ارتفاع آنها به چند صد متر میرسد . مثلآ وال زین کیویچ به امتداد گودال های کوریل – کمچا تکا .  وال های جناحی با انومال قوه جاذبه متوسط ، گودال ها با انومال شدید منفی و جزایر قوسی با انومال شدید مثبت مشخص میشود .

جریان حرارتی در حدود وال های جناحی نورمال ، در گودال ها بطی شده و دوباره در جزایر قوسی شدت میابد .

 

 

مقطع کرانه همراه با گودال ها ی عمیق بحری .

 

مغلق ترین قسمت کرانه فعال بین محور گودال و محور جزایر قوسی میباشد.  عرض این ناحیه از  ده ها کیلومتر تا 150 – 200 Km میرسد . بعضی اوقات در جناح کرانه فعال در نتیجه ترسبات و مگماتیت ها برجستگی های بالاتر از سطح آب بوجود می آید که بنام قوس های غیر ولکانیکی یاد میشود . مثلا جزایر زوند مقابل سوماترا ، جزیره تیموردرجنوب اندونیز یا وغیره .

درعقب چنین قوس های غیرولکانیکی فرورفتگی هایی ادامه میابد که ازترسبات جوان پر گردیده اند این ترسبات چین و تاب خوردگی بطی دارند . این فرورفتگی ها بنام فرورفتگی های قسمت خارجی قوس ها یاد میشود .

مقطع عرضی کرانه فعال امکان دارد دارای چندین جزایر قوسی باشد که بین آنها حوزه های بین قوسی موجود اند . در چنین حالت یکی از قوس ها یا داخلی و یا خارجی غیر ولکانیکی میباشد بطور مثال در ساحه آنتیل – کارائیب در ناحیه بحیره فلیپین .

نوع خاص کرانه های فعال نوع کرانه فعال آندیز میباشد . درین نوع کرانه ها گودال های عمیق بحری مستقیمآ در تماس قاره ها بوده که در حاشیه های آنها کمربند های کرانه ای ولکانوپلوتونی ادامه می یابد . چنین ساختمان در حال حاضر در امتداد سواحل امریکای مرکزی و جنوبی وجود دارد که نام چنین کرانه ها از همین منطقه گرفته شده است .


 

منشأ اقیانوس ها

موضوع منشا اقیانوس ها از ابتدای مدنیت بشری موردتوجه بوده است . در ابتدا تصور میشد که اقیانوس ها ی معاصر بقایای اقیانوس اولیه میباشد که این اقیانوس تمام سطح زمین را پوشانیده بود . و این فرضیه تا امروز طرفدارانی دارد ولی فرضیه پیرامون آب ابحار و تشکیل قاره ها تا اندازه ای تغییر یافت . با ظهور فرضیه کانت – لاپلاس تشکیل ابحار با تراکم بخارات آبی ارتباط گرفت که این بخارات اطراف سیاره زمین را احتوا کرده بود . فقط در اوسط قرن 20 این فرضیه  به فرضیه دیگر تعویض شد و آب ابحاررا در نتیجه گاز گیری مانتیه زمین حین فعالیت های آتشفشانی صورت میگیرد .

در قرن بیست فرضیه تشکیل قشر قاره ای از قشر بحری و در نتیجه انکشاف و رشد قاره ها از ابحار طرح ریزی شد . صرف نظر از فرضیات مختلف چنین تصور میشد که اقیانوس ها نسبت به قاره ها قدیم تر بوده و قاره ها ثانوی و جوانتر میباشند .

اولین عالمی که فرضیه قدیمی بودن ابحار را رد کرد عالم اطریشی موسوم به زوس بود . موصوف شباهت زیاد ساختمان جیولوجیکی و بخصوص تسلسل طبقات پالیوزوی فوقانی – میزوزوی تحتانی و همچنان فون و فلور افریقا ، مد غا سکر و هندوستان را متوجه شد که امروز ذریعه بحر هند از هم جدا شده اند . بعدآ امریکای جنوبی ، استرالیا و انتراکتیک به آن ملحق شد .

زوس به این نتیجه رسید که تا اواسط میزوزوی تمام قاره های فوق الذکر قاره واحدی را تشکیل میدادند که بنام گندوانا مسمی ساخت پس ابحاری که قاره های متذکره را جدا نموده بعدآ بوجود آمده اند .

بعدآ جیوفزیکدان المانی موسوم به ویگینر مسئله بس مهمی را توجه کردند و آن این بود که بنابر قانون ایزوستازی کف اقیانوس ها باید از احجار خیلی متکاثف و سنگین مانند بزالت تشکیل شده باشند در حالیکه قاره ها بالای احجار گرانیت که نسبت به بزالت سبکتراند موقعیت دارند . اگر چنین تفاوت در قشر بحری نسبت به قشر قاره ای وجود داشته باشد پس به چه ترتیب تعویض قشر قاره ای به قشر بحری در نتیجه غرق شدن قشر قاره ای صورت گرفته و علامه غرق شدن --------

 

 

کمربند های جیوسینکلاینی و اوروجن های اپی جیوسینکلاینی

کمربند های متحرک جیوسیکلاینی مقام بخصوصی را در ساختمان تکتونوسفیر و انکشاف آن بازی مینماید . از نقطه نظر مکانی کمربندها زونهای گذاری را بین اقیانوس ها و قاره ها تشکیل داده و از نگاه مکانی مفهوم گذار را از اقیانوس ها به قاره ها ارائه مینماید ازینرو ایجاد تیوری جیوسینکلاین ها در نیمه قرن گذشته نفوذ علوم تکاملی را در جیولوجی ارائه نموده بود .

اساس گذار تیوری جیوسینکلاین ها جیولوجست امریکایی موسوم به جان حال ( 1857 ) نشان داد که ساختمان کوهی چین خورده در محل فرورفتگی های وسیع و عمیق تشکیل میشوند این فرورفتگی ها از ترسبات ضخیم بحری پر شده اند . فرورفتگی های متذکره را بعد تر جیولوجست دیگر امریکایی موسوم به جان دین ( 1873 ) بنام جیوسینکلاین ها نامید .

جیولوجست فرانسوی موسوم به اوگ ( 1900 ) واژه پلاتفورم را در مقابل جیوسینکلاین استعمال نمود لیکن پلاتفورم ها را موصوف بنام ساحات قاره ای نامید .

جان دین عقیده داشت که در پهلوی فرورفتگی های جیوسینکلاینی باید زونهای برجسته ای که منابع اساسی مواددانه دار را تشکیل مینماید وجودداشته باشد موصوف این برجستگی ها را بنام جیوانتی کلاین ها نامید .

در سال 1920 جیولوجست اطریشی موسوم به کابر در ساحات جیوسینکلاینی عنصر جدیدی را جدا کرد که بنام کتله های وسطی یاد میشود . کتله های وسطی ساختمان های چین خورده کوهی را از هم جدا مینماید .

تیتا یف و بیلاوسوف اصطلاح جیوسینکلاین ها را تائید نموده اند لیکن آنها فرورفتگی ها و برجستگی ها ی ساده را بنام انتراجیوسینکلاین ها و انتراجیوانتی کلاین ها پیشنهاد نمودند بعدآ در آثار جیولوجی کمربند جیوسینکلاینی مروج گردید . در رابطه با آغاز مطالعه بستر ابحار و اقیانوس ها در مجموع مرحله جدیدی در تیوری جیوسینکلاین ها آغاز گردید . 

نویسنده : استاد کیولا بازدید : 7426 تاريخ : سه شنبه 2 ارديبهشت 1393 ساعت: 0:25
برچسب‌ها : جیوتکتونیک,