جیوتکتونیک

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

 نظر به تعریف فوق دونوع اساسی کمربند های جیوسینکلاینی یعنی کمربندهای جیوسینکلاینی کرانه قاره ای و کمربند جیوسینکلاینی بین قاره ای را میتوان از هم تفکیک نمود .

نوع اول یعنی کمربند کرانه قاره ای عبارت از کمربند معاصر بحر الکاهل غربی با سیستم بحیره ها ی کرانه ای ، قوس های جزایر و گودال ها ی عمیق بحری میباشد که بین پلاتفورم های قاره ای چین ، سایبریا و استرالیا در غرب و پلیت بحر الکاهل در شرق قرار گرفته است .

نوع دوم یعنی کمربند بین قاره یی عبارت از کمربند مدیترانه میباشد که بین پلاتفورم های قاره ای اروپا ، چین – کوریا در شمال و افریقا ، هندوستان در جنوب موقعیت دارد .کمربندهای اورال – اخوت و اتلنتیک شمالی مربوط به این تیپ میباشد .

کمربندهای بین اقیانوسی در حال حاضر دوساحه جیوسینکلاینی را اشغال نموده اند . ساحه آنتیل – کاریب در نیم کره غربی و اندونیزیا در نیم کره شرقی . اولی بین پلیت های بحری بحر الکاهل شرقی در غرب و اتلتیک غربی در شرق ، دومی بین پلیت های بحر هند و بحر الکاهل موقعیت حاصل نموده است .

علاوه بر آن این جیوسینکلاین ها را میتوان منحیث جیوسینکلاین های بین قاره ای حساب کرد : اولی بین پلاتفورم های قاره ای امریکای شمالی و جنوبی و دومی بین کتله هند و چین و پلاتفورم استرالیا موقعیت دارد .

تشکیل جیوسینکلاین ها بالای قشر بحری را تشابه تسلسل احجار در حصص تخریب نشده یعنی کمربند های افیولیتی زونهای داخلی سیستم های جیوسینکلاینی ( اف جیوسینکلاین ها) با مقاطع قشر بحری مشاهده شده است . مقاطع مذکور در دره های ریفتی سلسله جبال وسط ابحار به امتداد شکستگی های بزرگ پلیت های بحری و همچنان در دیوارهای گودال های عمیق بحری به اثبات رسیده است .

در قسمت تحتانی چنین مقاطع ها یپرباز یت های سرپنتین شده ( عمدتآ پیریدوتیت ها با پیروکسین های مونوکلینی که بنام هارسپورگیت یاد میشود ) بمشاهده رسیده بعدآ ذریعه گبروئید های تحول یافته در فاسیس امفیبولیتی یا سلانس های سبز رنگ ( طبقه سوم قشر بحری ) پوشیده میشوند . بالاتر کمپلکس دایکه های ترکیب بزالتی بعدآ بزالت های پوششی نورمال ( طبقه دوم قشر بحری ) قرار داشته  و بالاخره رسوبات پیلاجیـــــــــکی که ترکیب سلیکاتی و کاربناتی دارند

( طبقه اول قشر بحری ) خاتمه می یابد .

کمربندهای جیوسینکلاینی واحدات عالی در صنف بندی سترکچرهای جیوسینکلاینی میباشد . امتداد این کمربندهای  جیوسینکلاینی ده ها هزار کیلومتر بوده عرض آنها به دوتا سه هزار کیلومتر میرسد .

کمربندهای اساسی جیوسینکلاینی قبل از کیمبری بعدی و فانیریزوی تاریخ تکامل زمین عبارت از کمربند جیوسینکلاینی بحر الکاهل ( بعضی اوقات به کمربندهای بحر الکاهل غربی و شرقی تقسیم میشود)  ، کمربند جیوسینکلاینی مدیترانه ، اتلنتیک شمالی ، اورال - اخوت (اورال – منگولیا) ، ارکتیک و غیره .

تمام کمربندهای فوق الذکر در زمان ماقبل کیمبری بعدی بوجود آمده اند اما سه کمربند اخیر الذکر تکامل خود را الی اخیر پالیوزوی و شروع میزوزوی ادامه دادند . کمربندهای بحر الکاهل و مدیترانه قسمآ انکشاف خود را تا امروز ادامه میدهد .

کمربندهای جیوسینکلاینی فقط در نیمه دوم پروتروزوی بعدی یعنی در حدود 1000 تا 1350 میلیون سال بوجود آمدند . تا این زمان موجودیت جیوسینکلاین ها ی جداگانه یا دقیق تر پروتوجیوسینکلاین ها پیشگویی می نمایند . در دوره اخیر مشابه به جیوسینکلاین ها وجود نداشت. انکشاف جیوسیکلاین ها به صد ها میلیون سال و حتی ملیارد سال میرسد . درین مدت کمربند های جیوسینکلاینی متحمل پائین روی ، چین خوردگی ، میتامورفیزم ، گرانیت شدن ، بالاروی گردیده و بالاخره به ساحه چین خوردگی مبدل میگردد که بعدآ با تضعیف شدت تکتونیکی به پلاتفورم های جوان قاره ای مبدل میشوند . چون پروسه بالاروی و پائین روی در انکشاف جیوسینکلاین ها مکررآ صورت میگیرد ازینرو مراحل انکشاف آنرا بنام سیکل های تکتونیکی یاد مینمایند .

در انکشاف کمربندهای جیوسیکلاینی قبل از کیمبری بعدی – فانیریزوی سیکل های ذیل جدا میشوند (در قوس شروع و ختم سیکل نشان داده شده است بصورت مطلق) :

 

1 – گرین ویل ( 1000 – 1350 میلیون سال )

2 – بایکال ( 550 – 1000 میلیون سال )

3 – کالیدون ( 400 – 550 میلیون سال )

4 – هیرسین ( 210 – 400 میلیون سال )

5 – کیمیری یا میزوزوی ( 100 – 210 میلیون سال )

6 – الپ ( 0 – 100 میلیون سال )

 

کمربندهای جیوسیکلاینی به ساحات جیوسینکلاینی تقسیم میشود . اکثریت محققین اتحاد شوروی و دیگر کشورها ساحات جیوسینکلاینی را به مثابه سیگمنت های بزرگ کمربندهای جیوسینکلاینی میدانند که طول آنها اضافه تر از 1000 Km بوده ذریعه زونهای شکستگی عمیق عرضی از هم جدا گردیده و نظر به خصوصیات ساختمانی خویش از هم تفاوت دارد . بطور مثال کمر بند اورال – اخوت شامل ساحات اورال ، تیان شان ، قزاقستان مرکزی ، التای ، سایون ، منگولیا – اخوت میباشد .

هر ساحه جیوسینکلاینی در مقطع عرضی خویش شامل چندین سیستم های جیوسیکلاینی میباشد که ذریعه کتله های وسطی از هم جدا میگردد .

بصورت استثنا میتواند کتله های وسطی وجود نداشته باشد که درینصورت مفهوم ساحه و سیستم جیوسینکلاینی با هم مطابقت مینماید مثلآ ساحه یا سیستم جیوسینکلاینی اورال .

سیستم های جیوسیکلاینی عبارت از سترکچرهای خطی واضح اند که طول آنها اضافه از 1000 Km  و عرض آنها از 200 – 500 – 600 Km میباشد . سیستم های جیوسیکلاینی یا بین پلاتفورم و کتله وسطی یا بین دو کتله وسطی و یابین دو پلاتفورم موقعیت حاصل مینماید .

در حالت اخیر الذکر یعنی زمانیکه سیستم جیوسینکلاینی بین دو پلاتفورم موقعیت داشته باشد سیستم و ساحه با هم مطابقت مینماید . سیستم های جیوسینکلاینی در یک عهد تکتوجنیز انکشاف خود را خاتمه میدهد .

عنصر سترکچری هم وزن با سیستم های جیوسینکلاینی عبارت از کتله وسطیست ، کتله وسطی عبارت از پارچه های پلاتفورم قاره ای اند که در نتیجه پارچه شدن پلاتفورم ها ساحه یا کمربند جیوسینکلاینی مورد نظر بوجود آمده است . مطابق به تهداب اکثریت کتله های وسطی جیوسینکلاین های قبل از کیمبری – فانیریزوی عبارت از تشکیلات قبل از کیمبری قبلی میباشد . شکل کتله های وسطی هموار و ایزومتریک زاویه دار با عرض چند صد کیلومتر میباشد . کتله های وسطی یکپارچه نبوده در حدود آن اکثرآ فرورفتگی های جیوسینکلاینی تشکیل میشود که از فرورفتگی های سیستم جیوسینکلاینی نظر به زمان کوتاه انکشاف خویش ، عرض کم ، عمق و تغییر پذیری ادامه آنها فرق میشود .

علاوه بر سیستم های جیوسینکلاینی وکتله های وسطی در ترکیب ساحات جیوسینکلاینی منحیث سترکچرهم وزن آن میتوان سیستم های جیوانتی کلاین را جدا نمود . این سیستم ها عبارت از کتله های بزرگ قشر قاره ای از سیکل های قبلی بوده و از کتله های وسطی نظر به خطی بودن و شدت زیاد بالا روی و از جیوسینکلاین های معمولی نظر به جسامت زیاد و ساختمان مغلق خویش فرق میشود .

فرورفتگی ها و برجستگی های بین سیستم های جیوسینکلاینی که در جریان انکشاف آنها جیوسینکلاین ها بوجود می آیند بنام انتراجیوسینکلاین ها و انتراجیوانتی کلاین ها نامگذاری شده اند . انترا جیوانتی کلاین ها به ولکانیکی و یا غیر ولکانیکی یا اف جیو انتی کلاین و میوجیوانتی کلاین ها تقسیم میشود .

سترکچرهای مشابه امروزی عبارت از قوس های جزایر ولکانیکی و غیر ولکانیکی میباشد . جیوسینکلاین ها به اف جیوسینکلاین ها (زونهای داخلی) و میوجیوسینکلاین ها (زون های خارجی) تقسیم میشود . فرق میوجیوسینکلاین از اف جیوسینکلاین بر علاوه اینکه در ساحه خارجی بالای قشر قاره ای تغییر نیافته قرار دارند غیر مگماتیکی بوده ولکانیزم ابتدایی قلوی زیر آبی و احجار ماورای قلوی یعنی مگماتیزم تیپ افیولیتی در آن ها بمشاهده نمیرسد .

میوجیوسینکلاین ها نسبت به اف جیوسینکلاین ها بعدتر متحمل دیفارمیشن و چین خوردگی میشود .

 

انکشاف ساحات و سیستم های جیوسینکلاینی :

طوریکه قبلآ تذکر یافت کمربندهای جیوسینکلاینی در جریان انکشاف خویش چندین مرحله و سیکل را که از  300 - 400 میلیون سال الی  150 – 200 میلیون سال را در بر میگیرد سپری مینماید . برای ساحات جداگانه بخصوص سیستم های متشکله کمربندها دوره انکشاف شدید دوره اخیر ویا ماقبل اخیر میباشد که درنتیجه ساحات جیوسینکلاینی به مناطق کوهستانی چین خورده و سیستم ها به ساختمانهای چین خورده مبدل میگردند . که بعدآ رژیم پلاتفورمی حکمفرما میشود این مرحله که پائین روی زیاد صورت میگیرد بنام مرحله اساسی جیوسینکلاینی یاد شده و کمپلکس احجار بنام کمپلکس جیوسینکلاین اساسی یاد میگردد . مرحله اساسی جیوسیکلاین بدو مرحله قبلی و بعدی تقسیم میشود .

بعد از مرحله جیوسینکلاین مرحله اوروجن میباشد که آن هم بنوبه خویش به مراحل اوروجن قبلی و بعدی تقسیم میشود . مراحل انکشاف جیوسینکلاینی را بصورت مختصر مورد مطالعه قرار میدهیم :

مرحله ماقبل جیوسینکلاین –

این مرحله نظر به اینکه جیوسینکلاین بین قاره ای ویا کرانه قاره ای در کدام شرایط زاده میشود به اشکال مختلف تبارز مینماید .

درشرایط بین قاره ای مشخصه ظهور سیستم جیوسینکلاینی ریفت ها میباشد . قبل از ظهور ریفت فرورفتگی های همواری بوجود می آید که از ترسبات قاره ای الوویالی ، جهیلی پر میشود بعدآ ریفت یا گرابن تشکیل شده فرو روی ریفت با بالا روی جناحین ریفت همزمان صورت میگیرد . ریفت ها از ترسبات بزرگ قاره ای پر میشوند در ینصورت قشر قاره ای نازک شده به امتداد شکستگی ها خروج لاوای القلی بزالتی صورت گرفته در جناحین ریفت پلوتون های حلقوی القلی ماورای قلوی خارج میشوند .

انکشاف بعدی ریفت مشابه اقیانوس های بین قاره ای مانند بحیره احمر میباشد درینوقت قسمت مرکزی قشر قاره ای پارچه شده و جای آنرا قشر بحری نو تشکیل میگردد . ولکانیزم القلی بزالتی به ولکانیزم بزالتی تیلیتی و ترسبات قاره ای به ترسبات بحری تعویض میشوند . درینصورت با درنظر داشت جدا بودن این حوزه از اقیانوس در شرایط اقلیم اریدی ایواپوریت ها و در شرایط اقلیم هومیدی ترسبات تاریک رنگ مشبوع از مواد عضوی بوجود می آیند .

هرگاه توسعه ریفت خاتمه یابد درینصورت جیوسینکلاین های انتراکراتون بوجود آمده و درصورتیکه ریفت ها توسعه یابند این ریفت ها به اقیانوس ریفتوجینی تبدیل میگردد مانند بحر اتلنتیک .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

انکشاف سیستم های جیوسینکلاینی بین قاره ای ( از دیدگاه خاین 1981 ) .

A , B وریانت های جداگانه ( مرحله خاص جیوسینکلاینی ) .

I تا III مراحل ( I – مرحله ما قبل جیوسینکلاینی II – مرحله جیوسینکلاینی قبلی III – مرحله جیوسینکلاینی بعدی ) .

1 – قشر قاره ای قدیمه 2 – قشر بحری  3 – قشر سب قاره ای جوان

4 – خروج مگمای قلوی و ماورای قلوی 5 – ترسبات دانه دار 6 – ترسبات گلی ( فارمیشن اسپیدی ) .

7 – کلین اکریسیسونی .

 

 

 

در شرایط کرانه قاره ای : -

 سیستم های جدید جیوسینکلاینی میتوانند بدو طریق بوجود آیند:

طریق اول مشابه طریق تشکیل سیستم های جیوسینکلاینی بین قاره ای میباشد درین طریقه ریفت در ناحیه محوری اوروجن که به امتداد کرانه قاره ای ادامه دارند بوجود می آید . ریفت متذکره مشابه به ریفت فوق الذکر ابتدا در شرایط قاره ای و بعدآ در شرایط بحری یعنی بحیره کرانه ای انکشاف مینمایند . بخشی از قاره که توسط بحیره کرانه ای جدا میشود یا میکرو قاره و یا کتله وسطی را تشکیل مینماید . تشکیل بحیره جاپان و قوس جزایر جاپان در حاشیه شرقی قاره آسیا در اخیر دوره های پالیوجن و شروع دوره نیوجن مثال برجسته طریقه فوق الذکر است . موجودیت پارچه های قشر قاره ای فرورفته در بحیره جاپان تا بحال باقی مانده بی نهایت دلچسپ است ( برجستگی زیر آبی یما تو ) .

طریقه دوم تشکیل سیستم جیوسینکلاینی کرانه قاره ای از طریقه اول تفاوت دارد . در این حالت جیوسینکلاین نه از قاره بلکه از بحر بوجود می آید . اساس این طریقه تشکیل قوس جزایر به امتداد شکستگی های ترانسفورمی میباشد . این عمل باعث میشود تا یک قسمت که قشر بحری دارد جدا شده و بحیره کرانه ای را تشکیل نماید مثلا تشکیل قوس جزایر الیوود در اخیر دوره تباشیر میباشد که درعقب آن بحیره بیرنگ قرار دارد .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

انکشاف سیستم های جیوسینکلاینی کرانه قاره ای ( از دیدگاه خاین 1981 )

علامات مشخصه در شکل قبلی .

 

مرحله جیوسینکلاینی قبلی –

شروع پروسه انکشاف جیوسینکلاینی با آغاز پروسه های انقباضی در جناحین سیستم های جیوسینکلاینی در پهلوی پروسه های انبساطی توام میباشد . پروسه انقباضی با زون بینیوف یا زون واداتی – زاواریتسکی -  بینیوف (و . ز . ب) که یکی از عناصر عمده جیو سینکلاین ها بشمار میرود ارتباط دارد .

زون و.ز.ب یا در سرحد پلیت های لیتوسفیری قاره ای و بحری و یا در داخل پلیت های لیتوسفیری بحری تشکیل میشود . این زون عبارت از شکستگی های ماورای عمیق مایل میباشد .

در حالت نخست موقعیت مایل این زون واضح است . در شرایط انقباضی تنبیالی (افقی) پلیت بحری نسبتآ سنگین در تحت پلیت نستبآ سبک قاره ای فرو میرود . در حالتی که زون و.ز.ب در بین پلیت های بحری بوجود آید باید تفاوت در کثافت ، ضخامت بلاک های لیتوسفیری موجود باشد که توسط شکستگی ها از هم جدا گردیده اند . این تفاوت امکان دارد با تفاوت عمر بلاک های لیتوسفیری ارتباط داشته باشد . در طبیعت میلان زون متذکره مختلف بوده از زون کم میلان تا زون پر میلان نوسان مینماید .

 بحیره های جنا حی که بکدام شیوه ای از اقیانوس جداگردیده اند در مرحله جیوسینکلاینی قبلی توسط فارمیشن های رسوبی و ولکانوجینی پر میشوند . در نواحی میوجیوسینکلاین فارمیشن سلانسی مشخص است این فارمیشن در ساحه  نشیب قاره ای و قسمت تحتانی آن تجمع مینماید و بمثابه فارمیشن ابتدایی مرحله جیوسینکلاین در معرض پروسه کاتاجنیز و یا میتامورفیزم ابتدایی قرار میگیرد . احجار گلی آن به سلانس های گلی و یا اسپیدی تعویض میشود و ازینرو بعضآ بنام فارمیشن اسپیدی نیز یاد میکنند .

 در ساحات اف جیوسینکلاینی درین مرحله اسوسیشن سلیکاتی – ولکانوجینی که با افیولیتهای تهداب اقیانوس ارتباط دارند تشکیل میشود . ولکانیت ها درین مرحله فارمیشن اسپلیت – کراتوفیر را بوجود می آورد که بصورت ناموافق زاویوی بالای تهداب افیولیتی (طبقه سوم قشر بحری) قرار گرفته است .

در ساحات گذاری بین اف جیوسینکلاین ها و میوجیوسینکلاین ها و همچنان حوضه هایی که بالای قشر قاره ای نازک شده وتغییر یافته ( میزوجیوسینکلاین ها ) قرار دارند اسوسیشن سلانسی –  دیابازی توسعه یافته است . اسوسیشن مذکوراز مجموع فارمیشن های رسوبی – سلانسی همراه با فارمیشن اسپلیت – دیاباز ترکیب یافته است .

ضخامت تمام فارمیشن های مرحله جیوسینکلاینی قبلی فوق العاده زیاد بوده به چند کیلومتر و تا اضافه تر از 10Km (فارمیشن سلانسی) میرسد .

فارمیشن های ولکانیکی در معرض میتامورفیزم قرار گرفته در ابتدا فاسیس احجار سبز رنگ تبارز مینماید . معادن عمده اندوجینی این مرحله معادن کلچیدان مس و پولی میتال سنگهای معدنی منگانیز و آهن میباشد .


مرحله جیوسینکلاین بعدی : -

شروع این مرحله با کاهش عمومی توسعه سیستم جیوسینکلاینی و تضاید انقباض در ابتدا در زون بینیوف مطابقت مینماید . تعداد زونها و قوس های ضخیم جزایر که بالای زونهای متذکره در جناح آویزان بوجود می آیند زیاد میگردد . زونهای بینیوف و قوس های ولکانیکی آنها در چنین شرایط بوجود می آیند :

 دریک جهت ویا دو جهت میکروقاره ها یعنی در حاشیه اقیانوس و یا در جها ت بحیره کرانه ای بالای قوس ولکانیکی قدیمه که در مرحله قبلی بوجود آمده و همچنان در وسط بحیره کرانه ای و بحیره کرانه قاره ها .

درین مرحله ولکانیزم تیلیت – بزالتی به ولکانیزم اندیزیتی تعویض میگردد . همچنان رول قابل ملاحظه ای را درین مرحله مواد پیروکلاستیک که طبقات ولکانوجینی دانه دار را بوجود می آورند بازی میکند .

ظهور مگماتیزم انتروزیوی بشکل کتله های کوچک مانند شتوک ها تبارز میکنند و ترکیب گرانیتوئیدی دارند . بر علاوه قوس های جزایر ولکانیکی درین مرحله قوس های غیر ولکانیکی نیز بوجود می آیند این قوس ها موقعیت خارجی را در سیستم جیوسینکلاینی از جهت اقیانوس بین قوس ولکانیکی و گودال های عمیق بحری احراز مینمایند . قوس های متذکره در نتیجه تجمع و چین و تاب خوردن طبقات رسوبی یا رسوبی – ولکانوجینی بوجود می آیند .

تجمع ترسبات به اثر فرورفتن قشر بحری در تحت قشر قاره ای در زونها ی بینیوف صورت میگیرد . بطور مثال قوس غیر ولکانیکی جزایر زوند کوچک . چنین قوس ها میتوانند در جیوسینکلاین ها در قسمت های جناحی و یا وسطی بحیره های کرانه ای نیز بوجود آیند .

قوس های ولکانیکی و غیر ولکانیکی منابع اساسی مواد دانه دار بوده مشخص ترین فارمیشن مرحله جیوسینکلاینی بعدی یعنی فارمیشن فلیشی را بوجود می آورند . این فارمیشن از مواد تریجنی یا کاربناتی – تریجنی ترکیب یافته دارای ساختمان ریتمی است . فلیش میتوانند در نتیجه پرتاب مواد دانه دار توسط جریانات موتیوی در گودال های عمیق بحری بوجود آید . مواد مذکور در نشیب قوس های جزایر تجمع مینماید .

انقباض جیوسینکلاین ها با تشکیل پوشش های تکتونیکی (شاریاژ) توام میباشد . در پیشروی شاریاژ ها الیستووستروم ها یا تشکیلات لغزشی و سقوطی زیر آبی ظاهر میگردد .

مواد گلی الیورالیتی دارای کنده سنگها (الیستولیت ها) و پلاستین ها (الیستوپلاک ها) میباشد . فلیش های غنی از الیستوستروم ها بنام فلیش وحشی ( Wild Flysh ) یاد میشود .

بعضی اوقات قوس جزایر منقسم شده در بین آنها فرورفتگی بین قوسی بوجود می آید .

باید متذکر شد که مرحله جیوسینکلاینی بعدی مرحله عمده و اساسی در انکشاف سیستم های جیوسینکلاینی میباشد . درینوقت عهد اساسی دیفارمیشن چین خوردگی و روتا ختی زونهای داخلی و خارجی جیوسینکلاین ها بوقوع می پیوندد . فرورفتگی ها به سین کلینورها و برآمدگی ها به انتی کلینورها تبدیل میشوند . درین حالت کمپلکس افیولیتی اف جیو سینکلاین ها به بریکچیا های تکتونیکی تبدیل میشوند که بنام میلانژ یاد میشوند .

میلانژ ها اکثر اوقات که وسعت دامنه افقی بیجایی تا 200 - 300 Km میرسد بالای زونهای میوجیوسینکلاین ها رو تا خت میشود .

بعضی اوقات نه تنها بالای ساحه جیوسینکلاینی بلکه بالای پلاتفورم ها نیز روتاخت میگردند که درینصورت قشر بحری بالای قشر قاره ای و یا قشر قاره ای در تحت قشر بحری فرو میرود ، این پدیده بنام اوبدکش یاد میشود .

در حالتی که قشر قاره ای بالای قشر بحری روتاخت شده و یا قشر بحری در تحت قشر قاره ای و یا قوس جزایر فرو میرود این پدیده بنام سبد کشن یاد میشود . اینچنین حالت را میتوان در کرانه بحر الکاهل ، قوس جزایر انتیل و انتیل جنوبی ، زوند مشاهده کرد . در نتیجه سبدکشن امکان دارد قشر بحری از سطح زمین از بین رود ادعای این مطلب نوار باریک میلانژ است که بنام بخیه افیولیتی یاد شده و در امتداد شکستگی موقعیت دارد .

 

Text Box: 1 – قشر قاره ای 2 – قشر بحری 3 – مانتیه فوقانی 4 – سطح روتاخت 5 – جهت بیجایی Text Box: شکل : یکی از امکان تبدیل سبد کشن به اوبدکشن .
A – شیمای سبد کشن . B و  C  - شیمای اوبدکشن .
       لازم به یاد آوریست که تمام پدیده ها چون دیفارمیشن ، میتامورفیزم ، تشکیل گرانیت همزمان  درتمام ساحه سیستم جیوسینکلاینی صورت نمیگیرد و حتی در ساحه جیوسینکلاینی صورت نمیگیرد . ابتدا در قسمت های مرکزی بعدآ در جناحین سیستم های جیوسینکلاینی بوقوع می پیوندد .

در نتیجه تمام پروسه های فوق الذکر مرحله خاص جیوسینکلاینی به مرحله اوروجینی تعویض میشود . باید خاطر نشان ساخت که همیشه مرحله اوروجینی به تعقیب مرحله جیوسینکلاینی آغاز نمیگردد . بعضی اوقات وقفه ای رونما میشود که در آن فعالیت تکتونیکی کاهش میابد . درین زمان سترکچر چین خورده تغییر شکل خورده سطح همواری دنیودیشنی بوجود آمده ترسبات کاربناتی ، ایواپوریت ها بوجود می آیند که اهمیت فوق العاده را دارا میباشد .

تشکیل کوه ها از حدود ساحه جیوسینکلاینی خارج شده ساحه پلاتفورم را در بر گرفته و یا بر خلاف سیستم جیوسینکلاینی را بصورت کل در بر نمیگیرد با آنهم مرحله انکشاف جیوسینکلاینی و ساختمان کوهی تشکیل یافته در ساحه این جیوسینکلاین ارتباط داشته بنام ساختمان های اپی جیو سینکلاینی یا اوروجینی ابتدایی یاد میشود .

فعالیت تکتونیکی در مرحله اوروجینی شدید بوده ولی نسبت به مرحله جیوسینکلاینی کمتر است . ادامه مرحله اوروجنی به 30 تا 40 میلیون سال را در بر میگیرد . مرحله اوروجنی بنوبه خویش بدو مرحله یعنی مرحله اوروجنی قبلی و مرحله اوروجنی بعدی تقسیم میشود :

 

مرحله اوروجنی قبلی –

در شروع این مرحله قسمت زیاد سیستم جیوسینکلاینی به ساحات خشکه هموار و پست تبدیل میشود یعنی درین مرحله ساحه تشکیل قشر قاره ای بصورت کامل خاتمه میابد . فرورفتگی فقط در حاشیه های سیستم جیوسینکلاینی باقی مانده و بنام فرورفتگی های پری کلینالی یاد میشود. علاوه بر آن بعضآ فرورفتگی های باقیمانده در قسمت های مرکزی سیستم های جیوسینکلاینی باقی میماند .

قسمت اعظم سیستم جیوسینکلاینی درین مرحله متحمل بالا روی و انبساط گردیده ، شکستگی ها بوجود آمده و سبروس ها تشکیل شده ، به امتداد شکستگی ها مذابه با تولیت های گرانیتی به سطح زمین خارج شده و فعالیت ولکانیزم روی زمینی آغاز میابد . این فعالیت باعث تشکیل فارمیشن بزالت – اندیزیت – ریولیت میگردد .

اکثر اوقات با فارمیشن ولکانوجینی روی زمینی انتروزیف های گرانیتوئیدی اسوسیشن دارند که در مجموع اسوسیشن ولکانیکی پلوتونی را تشکیل مینماید . این اسوسیشن بشکل کمربندهای ولکانیکی – پلوتونی ظاهر میگردد که مثال برجسته آنها کمربند ولکانیکی اخوت میباشد .

کمربند ولکانیکی اخوت – چکوت از جمله کمربندهای ولکانیت های جناحی محسوب میشود . نظر به رشد اوروجن و تغییر محل زون بینیوف به جهت اقیانوس کمربندهای ولکانیکی – پلوتونی نیز تغییر محل مینماید . سترکچر کمربندهای ولکانیکی – پلوتونی اکثرآ توسط ریفت ها یا گرابن مغلق میشود .

فعالیت ولکانیکی و پلوتونی به ده ها میلیون سال ادامه داشته یعنی بعد از مسدود شدن کامل اف جیو سینکلاین ها با قشر بحری و در جریان پروسه غرق شدن یا فرورفتن یک بلاک قاره ای در تحت بلاک دیگر و یا تصادم آنها در نتیجه کمربندهای ولکانیکی پلوتونی عقبی بوجود می آید . که در عقب ساختمان چین خورده نو تشکیل قرار میگیرد . همزمان با کمربندهای ولکانیکی – پلوتونی بدو سمت برجستگی مرکزی فرورفتگی های نسبتآ کم عرض تشکیل میشود که این فرورفتگی ها در سرحد با پلاتفورم ها قرار داشته بنام فرورفتگی جناحی یا فرورفتگی پیشروی یاد میشود .

فارمیشن های رسوبی فرورفتگی های جناحی و عقبی به فارمیشن های مولاسی نسبت داده میشود درینصورت فارمیشن مولاس نیز بدو فارمیشن مولاس تحتانی و مولاس فوقانی تقسیم میشود . مولاس تحتانی عمدتآ بحری بوده که از فارمیشن خاص بحری نظر به ضخامت فرق میگردد . فارمیشن مولاسی فوقانی بصورت عموم در مرحله اوروجن بعدی تشکیل میگردد . مولاس تحتانی عمدتآ  ترکیب ریگی – گلی داشته از فارمیشن فلیشی نظر به بزرگی اندازه مواد و بزرگی ریتما تفاوت میداشته باشد . نظر به موجودیت نمک ، ذغال و یا احجار ولکانیکی فارمیشن مولاس به فارمیشن نمک خیز ، ذغال خیز و یا ولکانوجینی یاد میشود . اکثر اوقات این فارمیشن ها را منحیث فارمیشن های مستقل بررسی مینمایند . ضخامت طبقات مولاسی عمدتآ بچند هزار متر میرسد .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

انکشاف سیستم جیوسینکلاینی ( مرحله اوروجنی )

A – جیوسینکلاین ها ی بین قاره ای .      B – جیوسینکلاین های کرانه قاره ای .

I III مراحل انکشاف اوروجنی ( I – اوروجن قبلی II – اوروجن بعدی III – تفروجنی ) .

1 – قشر قاره ای قدیمه  . 2 – قشر بحری  .   3 – مولاس تحتانی

4 – مولاس فوقانی   5 – ولکانیت های اوروجن    6 – باتولیت های گرانیتی

7 – پلوتون های گرانیتوئیدی سب ولکانیکی .   8 – خروج لاوای بزالتی


 

مرحله اوروجن بعدی –

مشخصه عمده این مرحله رشد سریع ارتفاع و عرض ساختمان چین خورده میباشد که نظر به آن ساختمان مذکور به ساختمان کوهستانی مرتفع تبدیل میشود . این ساختمان توسط فرورفتگی ها در سرحد با پلاتفورم ها و کتله های وسطی احاطه میشود . فرورفتگی های جناحی به فرورفتگی های پیشروی کوه تبدیل شده و بطرف پلاتفورم انتقال مینماید . بهمین ترتیب فرورفتگی های عقبی به فرورفتگی های بین کوه تبدیل میشود .

فرورفتگی های بین کوه و پیشروی کوه توسط مولاس فوقانی یا مولاس قاره ای پر میشوند که در ترکیب آنها علاوه بر سنگ ریگی یا گل مقدار زیاد کانگلومیرات بملاحظه میرسد . علاوتآ در ترکیب مولاس فوقانی میتواند ترسبات یخچالی نیز وجود داشته باشد . همچنان ورق های نازک ترسبات بحری از قبیل ترسبات ریگی – گلی و یا کاربناتی بمشاهده میرسد . مولاس فوقانی مانند مولاس تحتانی دارای ولکانیت ها بوده که مولاس ولکانوجینی فوقانی را تشکیل میدهد . باید خاطر نشان ساخت که چنین اوروجن ها ی که بعد از انکشاف جیوسینکلاین ها بوجود می آید بنام اوروجن ها ی اپی جیوسینکلاینی یاد میگردند . انکشاف بعدی اوروجن های اپی جیوسینکلاینی مختلف است. یکتعداد آنها به پروسه بالا روی متوسط ادامه داده در عین زمان فرورفتگی های اطراف آن پائین میرود . این عملیه چندین میلیون سال را در بر میگیرد . در حالت دیگر ساختمان کوهی ذریعه شکستگی ها به بلاکها تقسیم شده گرابن – ریفت های طولی بوجود می آید . از طریق شکستگی ها لاوای بزالتی خارج میشود این پروسه بنام تفروجنیز یاد شده مرحله انکشاف سیستم جیوسیکلاینی را بنام مرحله تفروجینی یاد میکنند .

مرحله تفروجینی  در حقیقت شروع تشکیل پلاتفورم های جوان میباشد . علاوه بر آن اوروجن های اپی جیوسینکلاینی وجود دارد که به پلاتفورم تبدیل نشده وقتآ فوقتآ به همواری های کم عمر تبدیل شده بعدآ دوباره به برآمدگی تبدیل میشوند چنین اوروجن را بنام اوروجن ریکورینت          ( تکراری ) یاد میشود .

 

 

 

 

 

ساختمان و انکشاف تکتونیکی پلاتفورم های قاره ای

پلاتفورم های قدیمه و جوان

پلاتفورم های قاره ای یکی از مهمترین عناصر ساختمانی لیتوسفیر قاره ای بوده و عبارت از آن هسته های میباشد که حدود و اطراف آنها مجموع کلیه ساختمانهای تکتونیکی بسیار مغلق و متنوع قاره ها متمرکز و استحکام یافته اند .

پلاتفورم های قاره ای به آن کتله های بزرگ لیتوسفیر اطلاق میگردند که ثبات بسیار بلندی را در زمان و مکان دارا بوده و ذریعه درجه بلند کانسلیدیشن (استحکامیت و استواری) که نتیجه چین خوردن ، میتامورفیزم و پلوتونیزم ( فعالیت مگماتیکی عمقی که باعث تشکیل انتروزیف میگردد ) در هنگام تشکیل پلاتفورم ها میباشد مشخص میگردند .

از گفته های فوق بر می آید که پلاتفورم ها در گذشته های جیولوجیکی خویش دوره فعالیت شدید تکتونیکی یعنی معمولآ دوره انکشاف جیوسینکلاینی را از سر گذرانیده اند . رژیم پلاتفورمی در ختم رژیم جیوسینکلاینی آغاز به فعالیت نموده و آنرا تعویض مینماید ( بر خلاف سایر مناطق که در آنها یک سیکل جیوسینکلاینی توسط سیکل بعدی آن تعویض میگردد  ) .

پلاتفورم ها دارای ساختمان مغلق و پیچیده ای بوده و نسبت به جیوسینکلاین ها توسط تاریخ انکشاف تکتونیکی نسبتآ متنوع تر مشخص میگردند . ضخامت قشر زمین در حدود پلاتفورم ها دراطراف 35 – 50 Km بوده و احجار متشکله زمان های بعدی ، ضخامت های بیشتری را نسبت به احجار قدیمه آنها دارا میباشد .

مدارک جیوفزیکی موجودیت طبقه ضخیم رسوبی و همچنان طبقات گرانیتی و بزالتی را در مقطع قشر پلاتفورمی شهادت میدهند . سرحدات بین طبقات جداگانه و همچنین سطح موهو نظر به مدارک سایزمیکی بصورت واضح تثبیت شده میتواند .

باید یاد آور شد که جیولوجستان اروپای غربی و امریکایی به عوض پلاتفورم اصطلاح کراتون را بکار برده و زیر اصطلاح پلاتفورم فقط قسمتی از کراتون را که از نگاه جیولوجستان اتحاد شوروی مطابقت با پلیت دارد در نظر میگیرند .

پلاتفورم ها (کراتون ها) قسمیکه گفته شد در زمان خویش مرحله انکشاف جیوسینکلاینی را از سرگذرانیده اند یعنی اینکه پلاتفورم ها در محل جیوسینکلاین های قدیمه تشکیل گردیده اند. احجاری که در طی سیکل جیوسینکلاینی انکشاف پلاتفورم ها تجمع و تراکم نموده اند از ریشه و اساس از احجار ی که طی مرحله انکشافی خاص پلاتفورمی تشکیل گردیده اند فرق دارند . احجار مرحله انکشاف جیوسینکلاینی معمولآ تهداب واحجار مرحله انکشاف پلاتفورمی طبق معمول پوش پلاتفورم ها را تشکیل میدهند .

بدین ترتیب دو منزل ساختمانی را میتوان در ساختمان پلاتفورم ها جدا نمود . احجار منزل تحتانی و یا تهداب معمولآ چین خورده بوده و میتامورفیزم شدت های مختلف را متحمل گردیده اند . در جه میتامورفیزم و شدت چین خوردگی ها در احجار تهداب مختلف العمر مختلف میباشد ، طور مثال تهداب قبل از بایکال که احجار کریستالی را در بر دارند بنام تهداب کریستالی یاد میگردند . تهداب های زمان های قبلی معمولآ بنام تهداب چین خورده و یا چین خورده میتامورفیکی یاد میشوند .

منزل ساختمانی فوقانی یا پوش پلاتفورم ها احجار غیر میتامورفیکی و یا قسمآ میتامورفیزم شده را که اغلبآ منشا رسوبی دارند دربردارد . پوش از تهداب توسط ناموافقت فوق العاده شدید منطقوی جدا گردیده است . این ناموافقت بصورت واضح تر آن میان پوش پلاتفورمی و تهداب کرستالی دیده میشود . پلاتفورم های که از نگاه زمان تشکیل بعد تر بوجود آمده و چندین سیکل تکتوجنیز را تا برقراری و استقرار رژیم پلاتفورمی از سر گذرانیده اند توسط ساختمان نسبتآ مغلق تر تهداب (مرکب از احجاری اند که در نتیجه چندین عهد چین خوردگی ها تشکیل گردیده اند ) ، پوش پلاتفورمی تغییر شکل یافته تر و ناموافقت نسبتآ ناروشن تر بین پوش و تهداب مشخص میگردند .

پلاتفورم ها نظر به زمان تشکیل تهداب و عمر آن از همدیگر متمایز میگردند . این مسئله را میتوان چنین توضیح داد که انتروال زمانی بین چین خوردگی ها ی نهایی تشکیل تهداب و اوروجنیز از یکسو و آغاز تجمع رسوبات پوش پلاتفورمی از سوی دیگر امکان دارد میلیون ها سال (و حتی صدها میلیون سال) باشد ازینرو عمر احجار رسوبی پوش پلاتفورم ها ملاک تعیین زمان تشکیل پلاتفورم ها شده نتوانسته و فقط زمان ختم سیکل انکشاف جیوسینکلاین و گذار از مرحله انکشاف جیوسینکلاینی را به مرحله انکشاف پلاتفورمی نشان میدهد .

پلاتفورم ها را از نگاه عمر عمومآ بدو گروپ یعنی پلاتفورم های قدیمه و پلاتفورم های جوان ( پلاتفورم های اپی بایکالی را اکثرآ به عنوان گروپ بین البینی نیز جدا مینمایند) گروپ بندی نموده اند . تهداب پلاتفورم های قدیمه و یا پلاتفورم ها در ارخی و پروتروزوی قبلی تشکیل گردیده است . بدین ترتیب پلاتفورم های قدیمه از اواسط پروتروزوی (PR) انکشاف رژیم پلاتفورمی را دارا گردیده اند .

پلاتفورم های که تشکیل تهداب آنها ازین زمان ببعد صورت گرفته است مربوط به کتگوری پلاتفورم های جوان میشوند . وجه تسمیه اینگونه پلاتفورم ها بدینصورت است که در اول کلمه زمان ختم انکشاف جیوسینکلاینی آدات اپی علاوه میگردد . طور مثال پلاتفورم های اپی هر سنی که دارای تهداب عمر هرسنی (عمر پالیوز وی بعدی) میباشد یعنی تهداب پلاتفورم های اپی     هرسنی در طی مرحله تکتوخیز هرسنی بصورت کامل تشکیل گردیده است .

عناصر اساسی ساختمان پلاتفورم ها را شیت ها و پلیت ها تشکیل داده اند . شیت ها به آن ساحاتی اطلاق میگردد که از نگاه تکتونیک برجستگی های حرکات بطی و پایدار صعودی را دارا بوده و در حدود آنها احجار تهداب برهنه گردیده باشند . احجار تهداب در حدود شیت ها امکان دارد در بعضی قسمت ها توسط پوش رسوبی کم ضخامت که بطور نا مراتب انکشاف یافته اند مستور باشند . در حدود شیت ها ی پلاتفورم های قدیمه معمولآ احجار کرستالی برهنه گردیده اند و روی این اصل اینگونه شیت ها را بنام شیت های کرستالی یاد مینمایند .

پلیت ها به آن قسمت های نسبتآ فرورفته پلاتفورم ها اطلاق میگردد که از شیت های مجاور توسط شکستگی عمیق و یا سیستم شکستگی ها جدا گردیده و احجار تهداب در حدود آنها بطور کامل توسط احجار پوش رسوبی مستور بوده و در هیچ قسمت برهنه نمیباشند . در حدود پلیت ها نیز قسمت های نسبتآ فرورفته یعنی سین کلیزها و قسمت های نسبتآ برجسته یعنی انتی کلیزها بچشم میخورد ( شکل 38 ) .

سین کلیز ها فرورفتگی های هموار ایزومتریک بوده در حدود آنها ضخامت پوش رسوبی تا به 5Km  3 -  میرسد . سین کلیز ها امکان دارد در حدود شیت ها نیز ملاقات گردند که درین حالت معمولآ اندازه و عمق نسبتآ کم و رسوبات کم ضخامت ( 1,5 – 2 Km ) را دارا میباشند .


 

 

÷

 

 

 

 

شکل 38 – عناصر اساسی ساختمان داخلی پلاتفورم ها .

Text Box: 1	- تهداب  2 – 4 پوش ( 2- رسوبات پارچه ای 3 –رسوبات گلی و کاربناتی  4 – ایفوزیف های قلوی

 

سین کلیز های پلیت مملواز رسوبات گلی – کاربناتی و ریگی – گلی و سین کلیز های شیت معمولآ پوشیده از مواد تریجنی میباشد .

انتی کلیزها در برجستگی های تهداب وسطح پلاتفورم ها تبارز نموده و ضخامت مواد تریجینی و گاهی هم رسوبات گلی – ریگی در حدود آنها به 1- 1,5 Km میرسد .

انتی کلیز ها و خصوصآ سین کلیزها امکان دارد متشکل از ساختمانهای خورد تری بنام وال ها باشند که اکثرآ ساحه گذار از انتی کلیز به سین کلیز را مستور نموده اند .

 

 

 

 

 

     

یکی از عناصر بسیار مهم ساختمان داخلی پلاتفورم ها عبارت از افلاکوجن ها و همچنین سیستم های جانبی پلاتفورم ها میباشد .

 افلاکوجن ها فروخمیدگی های طویل و کشیده ای میباشند که در داخل پلاتفورم ها جاداشته و توسط شکستگی ها محدود گردیده اند . افلاکوجن ها امتداد های تا به 500 – 1000Km را دارا بوده و ضخامت پشته های رسوبی در حدود آنها 8 – 10 Km میباشد . احجار داخل افلاکوجن ها از نگاه ترکیب فارمیشنی نزدیک به تشکیلات جیوسینکلاینی بوده و بطور عموم میتوان گفت که پروسه های تشکیل و انکشاف افلاکوجن ها از جنس پروسه های جیوسینکلاینی داخل پلاتفورمی (انتراکراتونی) بشمار میروند . افلاکوجن ها امکان دارد پلاتفورم ها را قطع نماید یعنی ممکن است گذرانده باشد یا احتمال دارد در یک قسمت بسته شده و یا ساختمان های مشابهی وصل و یکجا گردند .

افلاکوجن ها اغلبآ بگونه جیوسینکلاین ها انکشاف مینماید یعنی انورشن و پروسه های چین خوردن و اوروجنیز را متحمل میشوند که در نتیجه د رمحل عمل اینگونه پروسه ها امکان دارد زونهای چین خورده داخل پلاتفورمی چون زون سینا – سوریه که در قسمت شمال شرقی پلاتفورم افریقایی – عربی وجود دارد تشکیل گردند . اما بخاطر باید داشت که افلاکوجن ها بطور عموم توسط ضخامت ها ی بمراتب کمتر پشته های رسوبی ( 8 – 10 Km) و عمق کمتر فرورفتگی های قشر زمین مشخص گردیده و در حدود آنها فارمیشن های نوع جیوسینکلاینی همچون فلیش و مولاس وجود ندارد . چین خوردگی های ساحات افلاکوجن شدت های اعظمی را بدست نیاورده میتامورفیزم و انتروزیف های گرانیتوئیدی عمل ندارند .

چگونگی اتصال پلاتفورم ها با جیوسینکلاین ها را موجودیت سیستم ها ی جانبی که متشکل از زونهای فرورفته پیشروی کراتون و فرو خمیدگی های  جانبی میباشد مشخص میسازند . فروخمیدگی های جانبی طبق معمول در قسمت خارجی فرورفتگی های پیشروی کراتون اخذ موضوع نموده اند . فرورفتگی های پیشروی کراتون زونهای وسیع و شدیدآ فرورفته تهداب را در کرانه های پلاتفورم در بردارند  . فرو خمیدگی های جانبی پستی های نسبتآ کم عرض ولی عمیق پلاتفورم ها اند که مستقیمآ با مناطق چین خورده وصل میباشد اینها اکثرآ توسط بر هم خورده گی های گسیخته نوع فلیکچو بالا برآمدگی های تهداب محدود میباشد .

انکشاف پلاتفورم ها قسمیکه گفته شد تابع قانونمندی های عمومی تکتوجنیز زمین بوده و مانند جیوسینکلاین ها مارک عهد های تکتوجنیز را خورده میباشد . در انکشاف پلاتفورم های قدیمه و جوان تفاوت های معینی وجود دارد . پلاتفورم قدیمه مرحله انکشاف قبل از پلاتفورمی خویش را در ارخی ( AR ) و پروتروزوی (PR ) از سر گذرانیده اند . این زمان ، زمان کراتونیزیشن یعنی زمان تشکیل تهداب کرستالی پلاتفورم های قدیمی میباشد . تشکیل تهداب در آن زمان نشان میداد که در محل جیوسینکلاین های مجزا که ساختمان های مغلق را دارا بوده و از همدیگر متفاوت بودند ساختمان کانسلید یشنی (مستحکم و پایدار) واحدی ظهور نموده است که بعدها در رژیم پلاتفورمی انکشاف خواهد کرد .

ریلیف تهداب و ناهمگونی ترکیب آن تاثیر بارزی بالای پوش پلاتفورمی میداشته باشد . ناهمگونی ترکیب در کثافت بصورت دقیق توسط انومال ها ی گراویتیشنی (جاذبه ای) تثبیت شده میتواند ، این مسئله اهمیت بس بزرگ گراویمتری را در هنگام منطقه بندی تکتونیکی پلاتفورم ها نشان میدهد . پلاتفورم های قدیمی بعد از کراتونیزیشن تهداب شامل مرحله افلاکوجن که در زمان ماقبل کیمبری عمل داشته اند میگردند . در انکشاف بعدی پلاتفورم ها ی قدیمه میتوان از بالا روی های عمومی و وقفه در تجمع رسوبات ذکر نمود که زمان ظهور آن برای پلاتفورم های مختلف تا اندازه ای فرق میداشته باشند لیکن بطور کلی مرحله مذکور در دوره کیمبری خاصتآ کیمبری قبلی و وسطی جریان داشته است .

از بدو کیمبری تقریبآ تما م پلاتفورم ها ی قدیمه شامل مرحله پلیتی که معمولآ بشکل نوسانات بطی هپیروجنتیکی پلاتفورم ها و تجمع سایکل وار تشکیلات رسوبی در حدود پلیت ها ظهور میداشته باشد گردیده اند . سایکل وار بودن مذبور طبق معمول پیرو خصوصیت دورانی مراحل تکتوجنیز بوده و روی این اصل فارمیشن های متنوع رسوبی و ولکانوجینی همچون فارمیشن های کاربناتی ، تریجنی (بحری و قاره ای) ، تراپی و سایر فارمیشن ها تجمع مینماید .

خصوصیت مهم انکشاف سایکل وار بودن پلاتفورم ها در طی مرحله پلیتی عبارت از بعضی تاخیرات ترانسگریشن در پلاتفورم ها نسبت به جیوسینکلاین های مجاور میباشد . این مسئله وابسته به خصوصیت موج گونه حرکات تکتونیکی است که در حدود جیوسینکلاین ها ایجاد گردیده و بعدآ به پلاتفورم ها سرایت مینماید .

همزمان با مرحله پلیتی و یا مرحله قبل از آن مرحله تشکیل سین کلیز که توسط برخی از محققین جدا گردیده است نیز دیده میشود در ین مرحله در محل افلاکوجن ها دیپریشن ها ی ایزومتریک تشکیل میشوند که متعاقبآ به سین کلیزها مبدل میگردند . همین سین کلیزهای ابتدایی به نظر و. ی. خاین در صورت اتصال با هم پلیت ها را تشکیل داده و بدین ترتیب مرحله پلیتی مستقیمآ بعد از مرحله سین کلیز بمیان می آید . تجمع توده های چندین کیلومتری رسوبات در طی مراحل افلاکوجنی پلیتی و همچنین مرحله سین کلیز نشان میدهد که پلاتفورم ها با وجود آنکه ریلیف آنها در زمان معاصر بطور عموم مثبت میباشد در فانیروزوی اغلبآ حرکات فروروی را متحمل گردیده اند . ریلیف معاصر پلاتفورم ها نشان دهنده مرحله نهایی نیوتکتونیکی انکشاف قشر زمین میباشد .

در بین پلاتفورم ها ی قدیمه نظر به شدت و چگونگی انکشاف تکتونیکی پلاتفورم های پایدار و متحرک را جدا مینماید مثلآ پلاتفورم اروپای شرقی ، امریکای شمالی و قسمآ پلاتفورم استرالیایی از جمله پلاتفورم های پایدار و مستحکم و پلاتفورم چینایی ، هندوستانی ، امریکای جنوبی ، افریقایی – عربی از جمله پلاتفورم های متحرک بحساب می آیند .

فارمیشن های متنوع ولکانوجینی از قبیل فارمیشن های پلاتوبزالتی ، القلی بزالتوئیدی ، گبرو – گرانیتی (کراتوفیری) و سایر فارمیشن فعالیت تکتونیکی پلاتفورم های متحرک را نشان میدهد . به اساس همین خصوصیت و چگونگی فعالیت مگماتیکی پلاتفورم های متحرک و همچنین سایر خصوصیات جیولوجیکی – جیوفزیکی ساختمان و انکشاف آنها جیولوجست ها امکان پیدا نموده اند تا با تلقین متقابل پلاتفورم های مذکور وحدت سابقه و تجزیه بعدی آنها را پیشنهاد نمایند .

پلاتفورمها ی جوان چه از نگاه انکشاف تکتونیکی و چه از نگاه ساختمان خویش از پلاتفورم های قدیمه فرق میشوند . قسمیکه گفته شد پلاتفورم های جوان عبارت از آن پلاتفورم های می باشند که در محل زون های چین خورده بایکالی و بعد از آن به وجود آمده اند . تهداب پلاتفورم های جوان به اندازه کافی تحکیم نیافته است زیرا که کرستالیزیشن آن توسط سیکل های جیوسینکلاینی که به تعقیب جیوسینکلاین های ماقبل کمیبری عمل داشته اند ضعیف گردیده و ازینرو پلاتفورم های مذکور نسبت به پلاتفورم های قدیمه متحرک بوده و از نگاه تکتونیکی فعال میباشند . همچنین ارتباط پلاتفورم های جوان باجیوسینکلاین های مجاور تا اندازه ای مستحکم تر میباشند .

خصوصیت مشخصه پلاتفورم های جوان اینست که ساختمان پوش رسوبی در آنها تابع ساختمان تهداب بوده و در حدود آنها در محل برجستگی های تهداب که ارتباط با مرحله اوروجنی جیوسینکلاینی پیشین میداشته باشد طبق معمول سلسله ها ، سطوح مرتفع و کتله ها و در محل دیپریشن های تهداب – فروخمیدگی ها ، ناوه ها ، فرورفتگی ها تشکیل میگردند .

پلاتفورم های جوان از نگاه چگونگی و تجمع فارمیشن های رسوبی بسیار نزدیک به پلاتفورم های قدیمه بوده و فقط فارمیشن تریجینی در حدود پلاتفورم های جوان اکثرآ تفوق بیشتری را نسبت به فارمیشن های کاربناتی دارا میباشد . مگماتیزم پلاتفورم های جوان نیز مشابه به تراپ های پلاتفورم های قدیمه بوده و همچون پلاتفورم های قدیمه به پلاتفورم های متحرک ( اروپای غربی ) و پلاتفورم های پایدار و مستحکم (پلاتفورم میزی – سکیف – توران) تقسیم میگردند .

 

 

فرضیات کلاسیک و معاصر جیوتکتونیک فیکسیزم و موبیلیزم

دیفرنتیشن عمقی مواد زمین تکتونیک گلابالی نوین

کلیه نظریاتی را که در طی چندین قرن راجع به تکتونیک تاریخ تشکیل زمین و قشر آن بمیان آمده اند میتوان بطور کلی بچندین فرضیه فورمول بندی نموده و آنها را تشریح نمود . این فرضیات که اساسآ از همدیگر تفاوت دارند بطور عموم بدو گروپ تقسیم میشوند : فرضیات کلاسیک و فرضیات معاصر .

فرضیات کلاسیک آن فرضیاتی را در بر میگیرد که یک زمانی گسترش وسیعی داشتند ولی در حال حاضر به اساس مدارک جدید مردود شناخته شده اند . فرضیات معاصر اساسآ آن نظریاتی را در بر میگیرد که در حال حاضر عمومیت داشته  و به اساس اطلاعات و انفارمیشن جیولوجی – جیوفزیکی معاصر پایه گذاری گردیده اند . علاوه بر آن کلیه فرضیات ( چه معاصر و چه کلاسیک ) به فرضیات فیکسیستی (fixus – غیر متحرک) و فرضیات موبیلیستی             (Mobilis  - متحرک ) تقسیم میگردند .

فرضیه موبیلیستی تغییر مکان و انتقال کتله های قشر قاره ای را به مقیاس بزرگ به جهات افقی قبول دارد در حالیکه طرفداران فیکسیزم نظر یه تغییر مکان قاره را رد نموده و قرار گاه قاره ها را ثابت میدانند . در ذیل فرضیات کلاسیک را می بینیم :

فرضیات فیکسیستی :

فرضیه بالاروی –

این فرضیه در قرن 18 توسط م . و . لومونوسف و ج گیتون پیشنهاد گردید . این فرضیه به اساس این عقیده پی ریزی گردیده است که در میان حرکات عمودی یعنی بالاروی و فروروی رول عمده تر را در انکشاف زمین پروسه بالاروی دارا میباشد .

وریانت معاصر فرضیه بالاروی را جیولوج هالندی بنام روان بیمیلین در سال 1933 پیشنهاد نمود. موصوف که فرضیه خویش را بنام فرضیه روندیشن ( تموج ) نامیده است عقیده دارد که تشکیل برجستگی های عظیم و بزرگ ارتباط با دیفرینتیشن عمقی مواد زمین دارد .


فرضیه کانترکشن (Contraction - انقباض ) –

فرضیه انقباض را بطور نهایی عالمی بنام ریلی دی بومان در سال 1853 تشریح و جمع بندی نمود . این فرضیه مفکوره ای را پیرامون کاهش حجم زمین یعنی انقباض سطح آن در بر دارد . انقباض سطح زمین توسط تشکیل مناطق چین خورده و همچنین تشکیل تهداب پلاتفورم ها توضیح داده میشود .

فرضیه پولیسیشن –

این فرضیه در سال های 30 و 40 قرن 20 بمیان آمده است . فرضیه پولیسیشن توسط عالم آلمانی 1 . روتیلیتس و بوهیر و همچنین توسط علمای اتحاد شوروی تدوین و تحقیق گردیده است . به اساس این فرضیه عمده ترین پروسه در انکشاف زمین عبارت از پروسه انقباض میباشد ولی عهدهای انقباض با عهدهای انبساط تناوب پیدا کرده و بدین ترتیب عظیم ترین پولیسیشن (ضربان) ها را در تاریخ انکشاف تکتونیکی زمین ببار می آورد . این ضربان ها به عقیده طرفداران این فرضیه مطابقت به فازهای تکتوجنیز دارد که کلیه تاریخ زمین به آنها تقسیم گردیده است .

فرضیه زمین منبسط شونده –

این فرضیه که در نقطه متقابل فرضیه کانترکشن قرار دارد بطور کامل در سال 1934 توسط جیولوج اتحاد شوروی تیتایف تصریح و تعمیم داده شده موافق به این فرضیه حجم زمین دایمآ در حال افزایش است . این فرضیه پیدایش اقیانوس ها را در اثر کفیدن و انبساط لیتوسفیر که نتیجه افزایش حجم زمین میباشد بخوبی توضیح میدهد .

به عقیده طرفداران این فرضیه آب قاره ها کفیده گی های متذکره را مملو نموده بحیره های اپی قاره ای زمان پالیوزوی (PZ) خشک و فرورفتگی های جدید التشکیل اقیانوس از آب مملو گردیده اند . نظر به محاسبات یکی از طرفداران فرضیه مذکور بنام خیلگنیرک قطر زمین در کاربن یعنی زمانی که کلیه قسمت های زمین متشکل از قشر نوع قاره ای بوده است 69 فیصد قطر معاصر زمین را ساخته بود. با این حساب سطح زمین در طی 345 میلیون سال باید دوبرابر افزایش یافته باشدو مدارک جدید نشان میدهند که اینگونه انبساط با چنین مقیاس نا ممکن بنظر میرسد. علاوه بر آن دلایل و شواهد دیگری نیز در دست است که قبول نمودن این فرضیه را منحیث مدل انکشاف زمین مردود میسازد.


فرضیات موبیلیستی:

فرضیه جریانات تحت قشری کانویکشنی –

سرچشمه اولیه و ابتدایی این فرضیه را میتوان در تألیفات هرامیفرم (1906) و رشوویلنز(1919) جستجو نمود . در سال 1929 فولمس پیشنهاد نمود که تجمع و تراکم نامنظم و نامساویانه حرارت رادیوجینی در تحت قشر زمین سیستم جریانات کانویکشنی را در منتل تولید مینماید . جریانات کانویکشنی صعودی ای که بدینگونه در تحت قاره ها تشکیل میشوند گسستگی ها و کفیدگی های را درقاره ها ببار آورده ودر محل کفیدگی های مذکور اقیانوس های جدید تشکیل میگردند . پائین رفتن جریانات مذکور ارتباط با شاخه های نزولی آنها داشته و در سرحد اتصال اقیانوس ها با قاره ها صورت میگیرد .

فرضیه روتیشنی –

این فرضیه در اصول تا اندازه ای از سایر فرضیات فرق میگردد . موافق به این فرضیه رول اساسی را در دیفارمیشن قشر زمین قوای داخلی نداشته بلکه قوای خارجی یعنی فکتورهای سترونومیکی دارا میباشد . کشش مهتاب و آفتاب در بین فکتورهای متذکره رول عمده تری داشته و این کشش ، مدهای جامد را در قشر ولفافه زمین ایجاد مینماید که در نتیجه گردش زمین بدور محور کند و بطی گردیده و کاهش سرعت زاویوی گردش ، موجب کاهش انقباض قطبی میگردد . اینها همه در مجموع نظر به عقیده طرفداران فرضیه روتیشنی ، کشش را در قشر زمین با آورده و موجب دیفارمیشن آن میگردند . این فرضیه بصورت کامل آن در تالیفات دانشمند اتحاد شوروی پی ریزی شده است .

فرضیه تغییر مکان و انتقال قاره ها –

 این فرضیه عقیده بیجا شدن کتله های قاره ای را به مقیاس بزرگ ارائه میدارد . فرضیه بیجا شدن و تغییر مکان (دریفت) قاره ها در سال 1915 توسط جیوفیزیک دان المانی ویگینر تصریح و فورمول بندی گردید . فرضیه دریفت قاره ها به اساس چهار گروپ فکتورهای زیرین پی ریزی شده است :

1 – موجودیت دو پته ای کاملآ نمایان و روشن در منحنی گیپسوگرافیکی زمین این پته ها مطابقت با قاره ها و اقیانوس ها دارند .

2- شباهت بین اشکال قاره های که در حال حاضر در دو جانب سواحل اقیانوس اتلنتیک موقعیت دارند خصوصآ بین قاره امریکای جنوبی و قاره  افریقا .

3 – شباهت میان ساختمان های جیولوجیکی قاره های متذکره خصوصآ شباهتی که بین فلورها و فون های زمینی آنها وجود دارد .

4 – پخش و گسترش یخبندان زمان پالیوزوی بعدی در حدود کلیه قاره ها ی گروپ کاوندان .

 ویگینر از کلیه فکتورهای متذکره نتیجه گیری نموده پیشنهاد نمود که کانتیننت ها (قاره ها) که در زمان حاضر توسط اقیانوس اتلنتیک و اقیانوس هند از هم جدا گردیده اند تا به آغاز میزوزوی (MZ) یک سوپر کانتیننت واحدی را بنام پانجیا تشکیل داده بودند . پانجیا به عقیده موصوف بعدها پارچه شده و پارچه های جداگانه آن (قاره ها) به سمت غرب و به جهت خط استوا تغییر مکان و انتقال نموده اند . مقاومت کف اقیانوس ها در مقابل حرکت قاره ها باعث پیدایش سلسله های چین خورده کوهی در اطراف کانتیننت ها گردیده است .

     فرضیه موبیلیزم در سال های 20 و 30 قرن حاضر بحد شکوفایی خود رسیده بود . بعد از این زمان دلچسپی به فرضیه مذکور کاهش یافت (علت این امر زیادتر درین بود که جیوفزیک در آن هنگام انکشاف کاملی نداشت و توضیح میکانیزم تغییر مکان و انتقال قاره ها مشکل مینمود) .

 

فرضیات معاصر جیوتکتونیکی

درین فرضیات معاصر نیز دو جهت عمده یعنی فیکسیزم و موبیلیزم (نیوموبیلیزم) در انکشاف تکتونیکی زمین جدا میگردد .

از جمله فرضیات معاصر فیکیستی قبل از همه میتوان از فرضیه دیفرنتیشن (differentation -تجرید و تمایز) عمقی مواد نام برد که توسط بیلاوسوف دانشمند اتحاد شوروی پیشنهاد گردیده است .

فرضیه دیفرنتیشن عمقی مواد –

این فرضیه بصورت کامل توسط بیلاوسوف تکتونیست نامدار اتحاد شوروی تصریح وتدوین گردیده است . موافق به این نظریه (فرضیه) گفته میشود که دیفرنتیشن مواد ، اساس انکشاف کره زمین را تشکیل داده است . مواد اولیه و ابتدایی در مانتیه تحتانی زمین موقعیت دارد. مواد سنگین از مانتیه تحتانی نزول نموده به هسته زمین و مواد سبک آن صعود نموده و بمرور زمان مانتیه فوقانی و قشر زمین را بوجود می آورند .

در مراحل اولیه انکشاف زمین توزیع مواد و محیط ترمودینامیکی در اعماق زمین مناسب ترین شرایط را برای تشکیل طبقه ای قسمآ ذوب شده (استینوسفیر) در مانتیه فوقانی بار آورده است . ذوب قسمی همراه با جدا شدن بازالت مرحله مهمی در تکامل مواد بود که در مسیر حرکت آنها بطرف سطح زمین صورت میگرفت .

ترکیب قشر اقیانوسی زمین نشان میدهد که قشر مذکورمیتواند در نتیجه ذوب مستقیم ، از استینوسفیر تشکیل گردد . تشکیل قشر زمین قاره ای ارتباط با پروسه مغلق فزیکی – کیمیاوی دارد که در آن تشکیل مرکبات با درجات تحرکی مختلف حصه میگیرند .

چون کثافت قسمت های فوقانی استینوسفیر پائین تر از کثافت متوسط لیتوسفیر میباشد ازینرو میان استینوسفیر و لیتوسفیر انورشن کثافت ها و مطابق به آن ناپایداری میخانیکی بوجود می آید . درجه ناپایداری میخانیکی وابسته به حرارت در استینوسفیر و اندازه ذوب قسمی میباشد . ذوب قسمی همراه با کاهش کثافت متوسط باعث کم شدن (غیبت) ماده استینوسفیر میگردد. استینوسفیر عبارت از آن سطحی میباشد که ماده بلند شونده از مانتیه تحتانی در آن مستقر میگردد. بلند شدن همین ماده وسیله اساسی انتقال حرارت از ساحات داغ اعماق به مانتیه فوقانی میباشد . در آن ساحه ای از استینوسفیر که مقدارهای معین مواد عمقی بگونه نو بتی شامل میشوند افزایش حرارت صورت میگیرد . این پروسه عبارت از میکانیزم « به هیجان آوردن » استینوسفیر میباشد که در نتیجه آن عملیه ذوب شدت یافته و با این ارتباط لزجیت و کثافت استینوسفیر کاهش یافته و به اساس آن انفرریشن کثافت ها میان استینوسفیر و لیتوسفیر و ناپایداری میخانیکی در سرحد بین آنها سریع گردیده و شرایط برای دیابریزم استینوسفیر آماده میگردد .

از دیدگاه بیلاوسوف تشکیل لیتوسفیر اقیانوس فقط در محل لیتوسفیر قاره ای قبلی بدون عملیه دریفت و انتقال لیتوسفیر های قاره ای صورت میگیرد . درینجا سخن پیرامون پروسه ای میباشد که بنام پروسه بازیفیکیشن و یا اقیانوسیزیشن قاره ای یاد میگردد . بیلاوسوف ادامه داده میگوید که بهر حال بدون داشتن چنین تصورات پیرامون اینگونه پروسه ها توضیح و تشریح تشکیل بحیره های چون بحیره مدیترانه ، خلیج مکسیکان و بحیره های جانبی قسمت غربی اقیانوس آرام ناممکن میباشد . در کلیه بحیره های متذکره مرحله قبلی قاره ای کاملآ هویدا میباشد . موصوف با رد نمودن عقیده دریفت (تغییر مکان) قاره ها پروسه بازیفیکیشن لیتوسفیر را در حدود اقیانوس ها نیز ممکن شمرده و از علایمی یا د مینماید که موجودیت ساحات خشکه سابقه را در محل اقیانوس ها نیز ممکن شمرده و از علایمی یاد مینماید که موجودیت ساحات خشکه سابقه را  در محل اقیانوس شهادت میدهند . لیکن تا زمانیکه تاریخ میزوزوی (MZ) قبلی و قبل از آن روشن نگردد به مشکل میتوان گفت که پروسه های بازیفیکیشن درچه وقت و به چه اندازه در محل اقیانوس های حاضر صورت گرفته است .

بناء چنین میتوان نظر داد (به عقیده بیلاوسوف) که سلسله های وسط اقیانوس ها عبارت از زونهای انکشاف دوامدار بازیفیکیشن بوده و امکان ادامه این پروسه در زونهای مذکور میرود .

 

نیوموبیلیزم یا تکتونیک گلابالی نوین –

عقایدی که در چوکات تکتونیک گلابالی نوین فورمول بندی و تصریح گردیده است فرضیه موبیلیزم را به سویه معاصر و با کیفیت نوین آن پیشکش نموده و انکشاف میدهد ، از اینرو فرضیه موبیلیزم معاصر را اکثراً بنام نیوموبیلیزم نیز یاد مینمایند. فرضیه نیوموبیلیزم به اساس دو فرضیه که در نتیجه تحقیقات فعال جیولوجی – جیوفزیکی احجار که از سال های 60 آغاز یافته پی ریزی گردیده است.

موافق به فرضیه اول گفته میشودکه ریلیف قاره ها مستقیماً وابسته به ساختمان لیتوسفیر میباشد. در سال 1968 الی پیشون ج. مورگان همراه با سایر موءلفین نظر دادند که لیتوسفیر زمین از تعداد محدودی (6 تا 8) پلیت های نسبتآ سخت و مونولیتی (یک لخت و یکپارچه) که از همدیگر توسط کمربندهای متحرک جدا گردیده اند تشکیل یافته و در کمربندهای مذکور کلیه فعالیت های تکتونیکی سایزمیکی و ولکانیکی متمرکز گردیده اند. این پلیت ها از دیدگاه الی پیشون در محل های که اقیانوس ها تشکیل میگردند بیجا میشوند . این بیجایی به نظر علمای مذکور از قطب های معینی که با قطب های امروزه مطابقت نداشته ولی نزدیک به قطب های مقناطیسی ادوار نسبتآ قدیمه جیولوجیکی (که به اساس تحقیقات پالیومقناطیسی ثبت شده اند) بوده شروع گردیده است. در این حال محور بیجا شونده که مطابقت با محور سلسله های وسط اقیانوس دارد موازی به نصف النهار ها و شکستگی های بیجا کننده این محور موازی به عرض البلدها میباشد. قسمیکه سرعت اعظمی تباعد وبیجا شدن در شکستگی ها ی ترانسفورمی مطابقت با استوا میداشته باشد.

این فرضیه بنام فرضیه تکتونیک پلیتی و یا تکتونیک پلیت های لیتوسفیری یاد گردیده و در این حال شش پلیت اساسی کاملاً کافی بوده است تا منظره دریفت قاره ها را که در حال حاضر صورت میگیرد تشریح نماید.

پلیت های که محقق انگلیسی جدا نموده عبارتند از پلیت اقیانوس آرام، پلیت امریکایی، پلیت ایروشیایی، پلیت افریقایی، پلیت استرالیایی و پلیت انترکتیکی.

فرضیه دومی که جزءلاینفک تیوری تکتونیک گلابالی نوین بوده و به اساس آن تیوری مذکور پی ریزی گردیده است عبارت از فرضیه سپریدنگ کف اقیانوس ها میباشد. موافق به این فرضیه گفته میشود که مساحت کف اقیانوس ها در حال توسعه میباشد و محور این توسعه را در این حالت دره های ریفتی سلسله های وسط اقیانوسی داده است . علت آن انبساط جریانات کانویکشنی صعودی میباشد که در ساحه تحت سلسله های وسط اقیانوسی عمل دارند. این جریانات باعث میشود تا احجاری با کثافت و لزجیت پایین و خواص سایزمیکی انومالی تشکیل شوند. کش شدن لیتوسفیر در حدود سلسله های متذکره موجب میشود تا سیستم گرابن ها و گورست ها همراه با دره های ریفتی در قسمت های مرکزی تشکیل شوند. در همین دره های ریفتی ای که بدون ترتیب تشکیل میشوند قشر جدید نوع اقیانوسی بوجود آمده و این قشر جدید التشکیل قشر قدیمه اقیانوسی را از محور ریفتی به دو جانب بیجا ساخته و از هم دور میسازد.

سرعت سپریدنگ مختلف میباشد:

0.5 – 1 cm/yaer  (در اقیانوس منجمد شمالی) ، 1 – 2 cm/yaer  ( در اتلانتیــــک شمالی ) ،  1 – 3 cm/yaer   ( در اقیانوس هند) ، 2 – 6 cm/yaer ( در اقیانوس آرام ).

ریلیف کف اقیانوس ها نیز وابسته با سرعت سپریدنگ بوده و در صورتیکه سرعت رشد زیاد باشد میلان نیشبی ها نسبت به میلان نشیبی  های که در صورت سرعت های بطی سپریدنگ تشکیل میگردند کمتر میباشد.

تعمیم نظر یه تکتونیک پلیت های لیتوسفیری و تیوری سپریدنگ کف اقیانوس ها به دانشمندان امکان داد تا فرضیه تکتونیک گلابالی نوین راکه نه تنها قانونمندی های اساسی انکشاف جیولوجیکی اقیانوس ها را بلکه کره زمین را بطور کل از دیدگاه واحدی تشریح و توضیح مینمایند، پیشکش نمایند.

 موافق به فرضیه تکتونیک گلابالی نوین قاره ها در پروسه حرکات افقی پلیت های لیتوسفیری بطور پاسیف در بالای مواد مانتیه تغییر مکان مینمایند. پلیت ها نسبت به هم دارای سه نوع سرحد میباشند:

 نوع اول در دره های ریفتی سلسله های وسط اقیانوسی دیده میشوند . در این سرحد پلیت ها به جهات مخالف از همدیگر دور میشوند. سرحد دوم را شکستگی های ترانسفورمی تشکیل داده و در این سرحد پلیت های مجاور نسبت به هم بیجا شده می لغزند و باالاخره سرحد نوع سومی را تقرب دو پلیت تشکیل میدهد و این تقرب به دو گونه امکان دارد صورت گیرد:

 در حالت اول در مناطق نزول جریانات کانویکشنی زمانی که لیتوسفیر اقیانوسی در تحت لیتوسفیر قاره ای نزول نموده و ساحه زیر روی (زون بینیوف – زاواریتسکی) بوجود می آید. بازتاب این پروسه ها همانا زون های گذاری و قبل از همه کمان جزیره ها و فرورفتگی های ناوه مانند و عمیقآ آبدار میباشد.

در حالت دوم درصورت تصادم و برخورد پلیت های لیتوسفیر قاره ای است که پیامد آن چین و تاب خوردن هر دو پلیت و تشکیل سیستم های کوهی عظیم میباشد.

بدین ترتیب موافق به فرضیه تکتونیک گلابالی نوین کلیه پروسه های جیولوجیکی ای که در حدود قاره ها و اقیانوس ها صورت میگیرند تابع قانونمندی عام میباشد و این قانونمندی ها در حرکت پلیت های لیتوسفیر که مستلزم سپریدنگ و سبدکشن میباشد خلاصه میشود.

در اثر تباعد و دور شدن پلیت ها ، اقیانوس های با لیتوسفیر اقیانوسی (و قشر زمین تیپ اقیانوسی) تشکیل میگردند . در اثر برخورد پلیت ها، زون های گذاری با کمربندهای چین خورده کوهی بمیان می آیند.

بخاطر باید داشت که کمربند های چین خورده کوهی در مناطق سبدکشن لیتوسفیر اقیانوسی نیز تشکیل میگردند، ولی آنها در مرحله بعدی انکشاف در نتیجه برخورد پلیت های   قاره ای صورت میگیرد.

  • مطالب مرتبط
  • جیوتکتونیک
  • نویسنده : استاد کیولا بازدید : 6375 تاريخ : سه شنبه 2 ارديبهشت 1393 ساعت: 0:24