نگاه اجمالی به منظومه شمسی و زمین

نگاه اجمالی به منظومه شمسی و زمین

اسلاید 1: کزین برتر اندیشه برنگذردخداوند روزی ده رهنمایفروزنده ماه و ناهید ومهرنگارنده​ی بر شده گوهرستنبینی مرنجان دو بیننده راکه او برتر از نام و از جایگاهنیابد بدو راه جان و خردهمان را گزیند که بیند همیمیان بندگی را ببایدت بستدر اندیشه​ی سخته کی گنجد اویستود آفریننده را کی توانز گفتار بی​کار یکسو شویبه ژرفی به فرمانش کردن نگاهز دانش دل پیر برنا بودز هستی مر اندیشه را راه نیست به نام خداوند جان و خردخداوند نام و خداوند جایخداوند کیوان و گردان سپهرز نام و نشان و گمان برترستبه بینندگان آفریننده رانیابد بدو نیز اندیشه راهسخن هر چه زین گوهران بگذردخرد گر سخن برگزیند همیستودن نداند کس او را وهستخرد را و جان را همی سنجداوبدين آلت رای و جان و زبانبه هستیش باید که خستو شویپرستنده باشی و جوینده راهتوانا بود هر که دانا بوداز این پرده برتر سخن​گاه نیست

اسلاید 2: نگاه اجمالی به منظومه ي شمسيتاکنون نظریات زیادی در مورد منشا منظومه شسی و زمین ارائه شده است، در میان آنها ، دو نظر اساسی وجود دارد. اولی فرضیه برخورد نزدیک نام گرفته است. بر این پایه است که سیاره‌ها ، از مواد جدا شده از خورشید ، تشکیل شده‌اند. بر طبق آن ، کشش گرانشی یک ستاره یا دنباله‌دار به حدی بوده است که هنگام عبور از کنار خورشید مقداری از ماده آن را بیرون کشیده است. زمین ما عضوی از خانواده خورشیداست. منظومه شمسی نه سیاره اصلی تعداد زیادی قمر طبیعی (اقمار) ، تعداد زیادی سیارکها ، تعداد نامعلومی ستاره‌های دنباله‌دار به همراه شهاب ها ، شهاب سنگها به دور خورشید در حال گسترش هستند.

اسلاید 3:

اسلاید 4: تمامی اجرامی که تحت نیروهای گرانشی خورشید در مدارها در گردشند، منظومه شمسی را تشکیل می‌دهند. این اجرام بر اساس جرمشان در سلسله مراتب مشخص قرار دارند، در راس آنها خورشیدواقع است، سپس سیارات ، اقمار و حلقه‌های آنها ، خرده‌های بین سیاره‌ای (ستاره‌های دنباله‌دار ، سیارکها ، شهاب ها) و در آخرین مرتبه گازها و گرد و غبار بین سیاره‌ای قرار دارند محتویات منظومه شمسی

اسلاید 5: خانواده منظومه شمسی تمام اجرام آسمانی که در یک منظومه مداری قرار دارند، تحت تأثیر جاذبه‌ای دو جانبه به دور یک جرم مشترک مرکزی می‌چرخند. در منظومه زمین _ ماه مرکز جرم مشترک در فاصله 4748 کیلومتری (2950مایلی) هسته زمین قرار داشته و از سطح زمین خارج نشده است. در مورد منظومه شمسی ، مرکز جرم مشترک همواره با تغییر موقعیت نسبی سیاره‌ها ، در حال تغییر است. این مرکز در فاصله‌ای حدود 300000 کیلومتر (186000 مایل) خارج از سطح خورشید قرار دارد.

اسلاید 6: سيارات منظومه شمسی سیاره ماهسیاره عطاردسیاره زهره سیاره زمين سیاره مریخ سیاره مشتري سیاره زحل سیاره سياره اورانوس سیاره نپتون سیاره پلوتونسیاره سدنا

اسلاید 7:

اسلاید 8: نام سيارهقطر(برحسب قطر زمین(جرم(برحسب جرم زمین)شعاع مداری(برحسب واحد نجومی(درازای سالدرازی روزتير يا عطارد۰٫۳۸۲۰٫۰۶۰٫۳۸۰٫۲۴۱۵۸٫۶ناهيد يا زهره۰٫۹۴۹۰٫۸۲۰٫۷۲۰٫۶۱۵-۲۴۳زمين۱٫۰۰۱٫۰۰۱٫۰۰۱٫۰۰۱٫۰۰بهرام يا مريخ۰٫۵۳۰٫۱۱۱٫۵۲۱٫۸۸۱٫۰۳مشتری يا هرمز۱۱٫۲۳۱۸۵٫۲۰۱۱٫۸۶۰٫۴۱۴کيوان يا زحل۹٫۴۱۹۵۹٫۵۴۲۹٫۴۶۰٫۴۲۶اورانوس۳٫۹۸۱۴٫۶۱۹٫۲۲۸۴٫۰۱۰٫۷۱۸نپتون۳٫۸۱۱۷٫۲۳۰٫۰۶۱۶۴٫۷۹۰٫۶۷۱

اسلاید 9:

اسلاید 10: نظریه برخورد نزدیک در اوایل قرن بیستم میلادی دو اخترشناس امریکایی نظریه برخورد نزدیک را ارائه دادند که بنا به عقیده آنها ، ذراتی از ماده خورشید ، در اثر برخورد نزدیک یک ستاره دیگر بیرون ریخته است. بعدا این ذرات به همدیگر پیوسته و اجرام بزرگی را تشکیل می‌دهند که از این اجرام بزرگ ، سیاره‌هابوجودآمده‌اند.

اسلاید 11: فرضیه کانت – لاپلاس نظریه مهم دیگر در سال 1755 میلادی (1134 شمسی) بوسیله فیلسوف آلمانی ، امانوئل کانت ، مطرح شد. نظر کانت به عقیده قابل قبول امروزی شبیه است. بر طبق آن ، منظومه شمسی از یک ابر گاز و غبار در حال چرخش ، شکل گرفته است. نظر کانت بوسیله ریاضیدان فرانسوی به نام پیر دو لاپلاس بسط داده شد. فرضیه کانت – لاپلاس ، یک ابر بسیار بزرگ از گازهای داغ را ترسیم می‌کند که به دور محور خود می‌چرخد. کانت و لاپلاس ، این ابر بزرگ را سحابی نامیده‌اند.

اسلاید 12: سرد شدن گاز سحابی ، باعث انقباض آن می‌شود. در این ضمن ، با انقباض جرم اصلی ، حلقه‌هایی از گاز در اطراف آن باقی می‌مانند. این جرم اصلی همان خورشید است. حلقه‌ها ، در اثر نیروی گریز از مرکز (نیرویی است که اجسام در حال چرخش را به طرف بیرون از مرکز چرخش می‌راند.) از مرکز دور می‌شوند. بنابراین فرضیه ، حلقه‌های جدا از هم ، منقبض شده و سیاره‌ها را بوجود آورده‌اند. دانشمندان در درستی این نظر تردید دارند، چرا که گازهای داغ گرایشی به انقباض ندارند، بلکه در فضا گسترش می‌یابند.

اسلاید 13: نظریه جدید ابرغبار فیزیکدان آلمانی کارل فون وایتسزیکر بنیاد اصلی تئوری جدید ابر غبار را پیشنهاد کرد. بعد از آن اخترشناس امریکایی به نام جرارد کویپر نظر وایتسزیکر را به‌صورت تئوری جدید منشا منظومه شمسی تکمیل کرد. سیارات منظومه شمسی ، از همان گاز و غباری شکل گرفته‌اند که خورشید از آن پدید آمده است. ابر بزرگ با گردش خود در فضا به بخشهای کوچکتری تقسیم شده است. ذرات موجود در این بخشها ، همدیگر را جذب کرده‌اند و سرانجام سیاره‌ها را بوجود آورده‌اند. بیشتر مواد ابر اصلی در اثر تابش خورشید از آن دور شده‌اند، ولی پیش از آنکه خورشید ، حالت ستاره به خود گیرد، اندازه سیاره‌ها به حدی رسیده بود که می‌توانستند در مداری به دور آن باقی بمانند یا گردش کنند.

اسلاید 14: شکل گیری منظومه شمسی شکل گیری منظومه شمسی از دید دینامیک منظومه شمسی یک ساختار منظم را برحسب خواص فیزیکی‌اش نشان می‌دهد، بطوری که اگر از بالای قطب شمال خورشید دیده شود، منظومه شمسی قواعد زیر را پیدا می‌کند: سیارات در خلاف جهت عقربه‌های ساعت در اطراف خورشید می‌گردند، خورشید نیز در همان جهت به دور خود می‌چرخد. به استثنای عطارد و سیاره پلوتو ، اکثر سیارات دارای صفحات مداری هستند که فقط بطور جزئی با صفحه دایرة‌البروج شیب دارند، مدارها تقریبا هم صفحه هستند. به استثنای عطارد و پلوتو ، سیارات در مدارهایی می‌گردند که خیلی به دایره نزدیک هستند.

اسلاید 15: به استثنای زهره و سیاره اورانوس ، سیارات در خلاف جهت عقربه‌های ساعت (یعنی در همان جهت حرکت مداریشان) به دور خود می‌چرخند. اکثر قمرها در همان جهتی که سیارات مادرشان به دور خود می‌چرخند و در نزدیکی صفحات استوایی سیارات قرار دارند. ستاره‌های دنباله‌دار با دوره تناوب طولانی ، مدارهایی دارند که از همه جهات و زوایا می‌آیند، بر خلاف مدارهای هم صفحه سیارات ، اقمار ، سیارکها و ستاره‌های دنباله‌دار با دوره تناوب کوتاه. سه عدد از سیارات مشتری‌گون شناخته شده‌اند که دارای حلقه هستند.

اسلاید 16: شکل گیری منظومه شمسی از دید شیمی تشکیل یک سیاره مستلزم یک فرآیند چند مرحله‌ای است، اولا دانه‌های جامد متعلق به سحابی خورشید متراکم می‌شوند. ثانیا این ذرات باهم یکی شده و اجرام آسمانی بزرگ به نام ریز سیارات را شکل می‌دهند که سپس تصادم کرده و برای تشکیل پیش سیارات با هم یکی می‌شوند و به سیارات امروزی متحول می‌گردند. ترکیبات شیمیایی سیارات بوسیله فرآیندی به نام تسلسل تراکم از روی تراکم دانه‌ها تعیین می‌شوند. ایده اولیه تسلسل تراکم این است: مرکز سحابی باید در دمایی برابر چندین هزار درجه کلوین بوده باشد. در اینجا دانه‌های جامد ، حتی ترکیبات آهن و سیلیکاتها نمی‌توانستند متراکم شوند. در جای دیگر که مواد می‌توانستند به عنوان دانه‌های جدید متراکم شوند، به‌صورت زیر به دما بستگی داشت:

اسلاید 17: پایینتر از 2000 کلوین ، دانه‌های ساخته شده از مواد خاکی متراکم شدند، زیر 273 کلوین دانه‌های مواد خاکی و یخی هر دو می‌توانستند شکل بگیرند. در دمای متفاوت گازهای موجود و جامدات حاضر بطور شیمیایی برهمکنش کرده و ترکیبات متنوعی را تولید می‌کنند. اگر دمای سحابی به سرعت از مرکز به طرف بیرون کاهش یابد، چگالیها و ترکیبات سیارات می‌توانند با تسلسل تراکم توضیح داده شوند.

اسلاید 18: زمین مقدمه زمین ، سومین سیاره نزدیک به خورشید و بزرگترین سیاره در میان سیارات درونی است. ساختار درونی زمین مثل سایر سیارات درونی از یک هسته داخلی و یک هسته خارجی به همراه لایه‌های مذاب و نیمه مذاب و سنگی جامد تشکیل یافته است. هسته داخلی فلزی و جامد بوده و توسط هسته خارجی که فلزی و مذاب است، احاطه شده است. زمین شرایط بسیار منحصر بفردی دارد. هیچکدام از سیارات دیگر آب مایع و جو پر اکسیژن نداشته و حیات در آنها وجود ندارد. تکامل تدریجی زمین که 4.5 میلیارد سال طول کشیده است، همچنان بطور طبیعی و نیز بر اثر فعالیتهای انسان ادامه خواهد داشت. همچنین چگالی زمین از تمام سیارات دیگر بیشتر است.

اسلاید 19: 150ميليون کیلومتر فاصله متوسط از خورشید12756 کیلومتر قطر استوا93.23 ساعت مدت حرکت وضعی26.365 روز مدت حرکت انتقالی79.29 کیلومتر در ثانیه سرعت حرکت انتقالی55 تا 70 درجه سانتیگراد دمای سطحی00.1 جرم (زمین = 1)52.5 چگالی متوسط (آب = 1)1 جاذبه (زمین = 1)1تعداد قمر

اسلاید 20:

اسلاید 21: تاریخچه تخمین عمر زمین از آنجایی که زمان غیر قابل لمس است، تصور ابعاد زمان نیاز به بصیرت ذهنی داشت که طبیعت ‌گرایان قرن هفدهم قادر به پذیرش آن نبودند، بنابراین نگرش قرون وسطایی کوتاه بودن زمان دنیوی همچنان باقی ماند. محققین مسیحی آن زمان بطور کلی می‌پنداشتند که سن زمین در حدود 6000 سال است، رقمی که بر اساس قبول نوشته‌های باستانی عبرانی قرار است. دید کلی از روزی که انسان برای نخستین بار شروع به نوشتن افکار خود کرد، پیوسته نگران موقعیت خود در عالم لایتناهی بوده است. لیکن تا سال 1788 و نوشته‌های «جیمز هاتن» ، مفهوم زمان تقریبا نامحدود ، تنها برای انسان دارای معنا بود و زمین صرفا در یک چارچوب موقتی مورد نظر قرار می‌گرفت. در اندیشه انسان قرون وسطی ، زمین از نظام بسته‌ای تشکیل می‌شد که از آغاز آن چندان وقتی نمی‌گذشت و عاقبت آن هم چندان دور نبود.

اسلاید 22: سیر تحولی و رشد تخمین عمر زمین از مدتهای بسیار طولانی فکر دانشمندان را به خود مشغول کرده بود. دانشمندان مختلف سعی داشتند با روشهای مختلفی سن کره زمین را تخمین بزنند که از آن جمله می‌توان تخمین عمر زمین را بر اساس شوری آب اقیانوسها و محاسبه میزان رسوبگذاری ذکر کرد. در سال 1897 ، فیزیکدان معروف «لرد کلوین» (Lord Kelvin) قدمت و عمر زمین را به این صورت تعریف نمود که زمین در ابتدا به حالت مذاب بوده و بعد سرد شده است. وی همچنین اظهار نظریه‌هایی را بر اساس فرضیه‌هایی در مورد منشأ و مبدا حرارت خورشید به عمل آورد و ادعا کرد زمین سنی در حدود 20 الی 40 میلیون سال دارد.

اسلاید 23: در اوایل قرن بیستم ، «رادرفورد» (Ruther Ford) و «هولمز» (Holmes) در انگلیس و «بولتوود» (Boltwood) در آمریکا دریافتند که تجزیه عناصر ناپایدار جهت تولید ایزوتوپهای رادیوژنیک می‌توانند برای تعیین سن کانیها و سنگهای پوسته کره زمین مورد استفاده قرار گیرند. ولی روشها و تکنیکهای تحلیلی در آن زمان آنقدر دقیق نبود که بتواند مقدار ایزوتوپهای رادیوژنیک موجود در سنگها را تعیین نماید. در نتیجه منحصرا بعد از سال 1950 که اسپکترومتر (Spectrometer) اختراع گردید، تعیین سن سنگها به طریق ایزوتوپی معمول گردید از این مقاله سعی می‌شود تا روشهایی را که از ابتدا برای برآورد عمر زمین مورد استفاده قرار گرفته، مورد بحث قرار دهیم و در نهایت به روشی که امروزه استفاده می‌شود و دقیقتر است، اشاره کنیم.

اسلاید 24: تخمین عمر زمین بر اساس شوری آب اقیانوسها در سال 1715 «ادموند هالی» (Edmond Halley) ، منجم انگلیسی ، این مطلب را پیش کشید که سن زمین را می‌توان از روی مقدار شوری آب اقیانوسها محاسبه کرد. عملا نقشه این بود که مقدار شوری آب دریاها را با دقت تمام محاسبه و سپس عمل را ده سال بعد تکرار کنند، با محاسبه مقدار ازدیاد شوری آب در هر ده سال می‌توان زمان لازم برای تحصیل شوری آب فعلی را از آبهای شیرین اولیه بدست آورد. اگر هم چنین آزمایشی انجام شده باشد، هیچ ازدیادی در شوری آب اقیانوسها دیده نشد. در اواخر قرن نوزدهم بعضی محققان با تجدید نظر در روش فوق و با تجزیه شیمیایی آب رودخانه‌ها ، مقدار سدیم اضافه شده به دریاها در هر سال توسط رودخانه‌های دنیا را محاسبه کردند. با دانستن حجم تقریبی آب اقیانوسهای امروزی و فرض اینکه آب اقیانوسهای اولیه شیرین بوده است و میزان ازدیاد سدیم توسط رودخانه‌های امروزی میانگینی برای تمام زمان زمین شناسی است، آنها زمان لازم برای تحصیل غلظت سدیم و شوری امروزی را محاسبه کردند. سرانجام نتیجه‌گیری کردند که از روز اولی که آب برای نخستین بار بر روی سطح زمین متراکم شد، 90 میلیون سال می‌گذرد. امروزه ما می‌دانیم که تخمین هالی از سن اقیانوسهای زمین به مراتب کمتر سن واقعی آنهاست. دلیل عمده آن هم این است که او تعویض سدیمی را که میان آب دریا و سنگهای پوسته کره زمینی صورت می‌گیرد، بسیار ناچیز می‌پنداشت.

اسلاید 25: تخمین عمر زمین بر اساس میزان رسوبگذاری هر که سنگهای رسوبی را مطالعه کرده باشد، می‌داند که طبقه‌ای ضخیم از ماسه سنگ می‌تواند در عرض یک روز ته‌نشین شود یا لایه نازک گل رسی که روی آن قرار می‌گیرد، ممکن است برای ته‌نشین شدن به 100 سال زمان نیاز داشته باشد و سطح طبقه بندی میان آنها ممکن است نماینده مدت زمانی بیش از مجموع آنها باشد. برای ضخامت معینی از طبقات رسوبی میانگینی برای میزان رسوبگذاری وجود دارد. اگر تغییرات مهمی در شرایط محیط رسوبی رخ ندهد و فرسایش نیز در امر رسوبگذاری وقفه ایجاد نکند، ضخامت طبقات کم و بیش متناسب با زمان سپری شده خواهد بود. زمین شناسان اواخر قرن نوزدهم تصور می‌کردند که می‌توانند در صورت تخمین میزان ته‌نشست در محیطهای رسوبی امروزی ، زمان مشخص شده توسط واحدهای سنگهای قدیمی مشابه را نیز معین کنند. آنها همچنین تصور می‌کردند که در صورت تعیین ضخامت کل طبقات رسوب کرده در گذشته ، خواهند توانست کل زمان زمین شناسی طی شده را تخمین بزنند.

اسلاید 26: تخمین عمر زمین بر اساس سرد شدن کره زمین در بسیاری مناطق درجه حرارت معادن عمیق ازدیاد محسوس و یکنواختی را بر حسب ازدیاد عمق نشان می‌دهد. این افزایش حرارت نشان می‌دهد که دما از درون گرم زمین به طرف قسمت سرد خارجی آن جریان دارد و از پوسته زمین متصاعد می‌شود. این اتلاف گرما قابل اندازه گیری است و منطق « کلوین » (Kelvin) استدلال می‌کرد که اگر زمین با از دست دادن حرارت ، تدریجا در حال خنک شدن است، پس در زمان گذشته می‌بایست گرمتر بوده باشد. کلوین این پدیده را به صورت اتلاف حرارت از یک حالت مذاب اولیه در نظر گرفته بود و با مطالعه میزان جریان حرارت امروزی نشان داد که از نظر زمان زمین شناسی ، مسلما مدت زیادی از زمانی که زمین در حالت مذاب بوده، نگذشته است. این زمان ظاهری تبلور پوسته جامد زمین ، حداکثر قدرت ممکن را برای حیات ، آنگونه که ما می‌شناسیم، مشخص کرد. عدم دسترسی به جزئیات مربوط به نقطه ذوب سنگها و هدایت گرما تحت شرایط حرارت و فشار زیاد ، مانع ارزیابی دقیق زمان تبلور می‌شد، لکن مدت تعیین شده بسیار کم بود. بر این اساس زمانی که کلوین بدست آورده بود، 100 میلیون سال بود.

اسلاید 27: مواد رادیواکتیو بعضی از مواد معدنی دارای خاصیت رادیواکتیو هستند، بدین معنی که از خود سه نوع اشعه خارج می‌سازند. اشعه خارج شده یا دارای بار الکتریکی مثبت است، که در این صورت به نام پرتو آلفا خوانده می‌شود و یا دارای بار اکتریکی منفی است که اشعه بتا خوانده می‌شود. نوع سوم اشعه که نزدیک به اشعه ایکس است، از نظر الکتریکی خنثی است و به نام اشعه گاما خوانده می‌شود. در اثر صدور این ذرات ، به مرور جسم به مواد دیگر تبدیل می‌شود. مدت زمانی را که جهت نصف شدن اتمهای اولیه لازم است، به نام زمان نیم عمر می‌خوانند. زمان نیم عمر اجسام مختلف ، متفاوت است و از چند ثانیه تا چند میلیارد سال تغییر می‌کند. سنگهای تشکیل دهنده زمین معمولا حاوی یک یا چند ماده رادیواکتیو نظیر اورانیوم ، رادیوم ، توریوم و پتاسیم و... هستند. با در دست داشتن سرعت تجزیه و اندازه گیری مقدار اولیه و ماده تبدیل شده موجود در نمونه ، می‌توان زمانی را که از تجزیه نمونه می‌گذرد، بدست آورد و بر اساس همین روش است که سن زمین تعیین شده است.

اسلاید 28: تخمین سن زمین بر اساس سنگهای آسمانی قسمت اعظم و در ضمن قدیمیترین بخش تاریخ زمین شناسی را بخش پرکامبرین تشکیل می‌دهد که معمولا از نظر سنگ شناسی مشخص است و می‌توان سنگهای متعلق به آن را را تشخیص داد. آزمایشات مختلف بر روی سنگهای این بخش ، اعداد متفاوتی را بدست داده که کمترین آنها 600 میلیون سال و بیشترین آنها 3.5 میلیارد سال است. اگر تصور کنیم که پرکامبرین از 3.5 میلیارد سال پیش شروع شده ، زمان تشکیل زمین مسلما از این عدد بیشتر است و بنابراین برای تعیین سن زمین از عوامل دیگر نیز بایستی کمک گرفت. یکی از این عوامل ، سنگهای آسمانی است. از آنجا که مطابق تمام نظریات موجود ، تشکیل زمین و سایر سیارات منظومه شمسی همزمان بوده است، با تعیین سن این سنگها می‌توان سن واقعی زمین را بدست آورد. حداکثر سنی که تا به حال برای سنگهای آسمانی بدست آمده 4،6 میلیارد سال بوده است. یکی دیگر از عواملی که به تعیین سن زمین کمک می‌کند، نمونه‌هایی است که از ماه گرفته شده و بر اساس تجزیه نمونه‌های مذبور عددی نظیر عدد فوق برای آنها حاصل شده است. بدین ترتیب می‌توان عدد 4،6 میلیارد سال را برای سن زمین در نظر گرفت.

اسلاید 29: تعريف زمين شناسي زمين شناسي (( GEOLOGY ازدو کلمه يوناني GEO به معني زمين و LOGES به معني علم تشکيل شده است )) يعني علمي که به مطالعه زمين مي پردازد. به عبارت ديگر شاخه اي از علوم طبيعي که در مورد طرز تشکيل زمين مواد تشکيل دهنده آن و شکل وخواص آن وهمچنين تحولات آن از گذشته تا حال مي پردازد. زمين شناسي فيزيکي بررسي نحوه پيدايش زمين ،نيروها فرايندها و عواملي که باعث تغيير و تکامل کره زمين است مي پردازد در زمين شناسي فيزيکي به نحوه پيدايش ساختمانهاي کره زمين تحت تاثير عواملي مثل آتشفشان و زلزله (عوامل داخلي ) و باد آب يخ و. . . (عوامل خارجي ) مي پردازد.

اسلاید 30: ساختمان زمین زیر سطح زمینی که ما برآن گام می گذاریم بـر خــلاف سطــــح سـخت وجامدآن ویژگیهای خاص خود را دارد. با افزایش عمق هم جنس وهم حالت مواد سازنده زمین تغییر می کند . این همان چیزی است که باعث تعجب و شگفتی می شود . کره زمین را براساس تغییر خواص فیزیکی وشیمیایی آن به چند لایه تقسیم می نمایند

اسلاید 31: پوسته(crust) دانشمندان علوم زمین و زلزله شناس با مطالعه امواج ثبت شده زلزله ها درایستگا ههای زلزله سنجی وزلزله شناسی به این واقعیات متفاوت از هم پی برده اند. اولین بررسی ها که در این زمینه انجام شده است بیانگر تغییر روند امواج در اعماق چهل کیلومتری خشکیها و پنج کیلومتری کف اقیانوسها می باشد جائی که بنام حد فاصل بین پوسته و گوشته شناخته می شود و به افتخار کاشف آن« موهوروویچ» استاد دانشگاه زاگرب به نام انفصال «موهو» معروف شده است . ضخامت متوسط قسمت جامد پانزده کیلومتر و وزن مخصوص آن 2.7 است . این انفصال مرز بین انواع مختلف سنگها است و با یک افزایش تند در سرعت امواج PوS مشخص می شود . این قسمت از زمین بنام“ پوسته ” زمین معروف است که درمقایسه با شعاع زمین ضخامت نا چیزی دارد . ضخامت پوسته زمین در زیر اقیانوسهانازکتر از قاره ها است .( حداقل 10 کیلومتر در زیردریاهاوحداکثر 60 کیلومتر در زیر خشکیها )

اسلاید 32: پوسته زمین از دوبخش تشکیل می شود : بخش سیال (SIAL ) بخش سیال (SIAL )که بیشتر از سنگهای گرانیتی و گرانودیوریت تشکیل و بعلت فراوانی عناصر سلیسیم و آلومینیوم ( SI-AL ) بنام سیال خوانده می شود. بخش سیما ( SIMA ) بخش سیما ( SIMA )که قشر زیرین پوسته است و بیشتر از بازالتی تشکیل شده وبه علت دارابودن سیلسیم ومنیزیم ( SI-MG ) به نام سیما معروف است . البته از تخریب سنگهای دو بخش بالا طبقه رسوبی تشکیل می گرددکه شامل آبرفتها ونهشته های مختلف است .ضخامت این طبقه در گودیها گاهی به 10 کیلومتر می رسد وبعضی جاها دگرگون شده اند.

اسلاید 33: گوشته یا جبه (mantle) دومین گسستگی که در روند امواج منتشر شده از زلزله ها مشاهده می شود در عمق 2900کیلومتری از سطح زمین است و بنام “گوتنبرگ”معروف است. حد فاصل بین گسستگی موهوروویچ وگوتنبرگ بنام گوشته معروف است.در گوشته نیز خصوصیات امواج لرزه ای تغییر می نمایدکه با توجه به همین تغییر به چندبخش تقسیم می شود:

اسلاید 34: الف ) لایه بالایی : این بخش منشاء بسیاری از فعالیتهای زمین شناسی است همانندفغالیتهای ماگمایی ، زلزله های عمیق و تغییر مکان قاره ها.بخش بالایی همراه با پوسته یک لایه به ضخامت 70تا 100کیلومتررا تشکیل می دهدکه از سنگهای سخت وشکننده تشکیل می دهدوبنام “ سنگ کره ”خوانده می شود . سنگ کره به قطعاتی تقسیم شده که به هر یک از آنها“صفحه” می گویند. صفحه ها نسبت به یکدیگر در حال تغییر و جابجائی می باشند که این حرکتها رویدادهای زمین شناسی را بوجود میآورد. محققین زمین شناسی بر وجود سنگهای فو ق بازی در این قسمت اتفاق نظر دارند، اما در مورد توزیع آن اتفاق نظر ندارند. در زیر سنگ کره ناحیه ای به نام “سست کره” معروف است .سرعت امواج لرزه ای در این قسمت کاهش می یابدوبه لایه ای کم سرعت هم معروف است. ب)- ناحیه عبور این منطقه بین 400 تا حدود 1000 کیلومتری عمق زمین است . در این قسمت شاهد افزایش نسبی سرعت امواج هستیم که بیانگر تغییر ماهیت سنگهای این قسمت است

اسلاید 35: ج )- گوشته پائینی از عمق 1000 تا 2900 کیلومتر عمق زمین است . در این قسمکت سنگها چگال وبسیار الاستیک اند وسرعت امواج زلزله بصورت تقریباً یکنواختی افزایش می یابد. در زیرگوشته زمین از عمق 2900 کیلومتری تا مرکز زمین هسته زمین قراردارد. درهسته زمین د عمق 5120 کیلومتری یک انفصال در خواص الستیک هسته وجود داردکه هسته رابا توجه به آن بدو قسمت خارجی و داخلی تقسیم می کنند. از آنجا که امواج عرضی از هسته خارجی عبور نمی کنند بایستی این قسمت را مایع دانست و چون درهسته داخلی سرعت امواج افزایش می یابد این قسمت را جامد می دانند.

اسلاید 36: هسته(core) جنس هسته زمین را بیشتر نیکل و آهن تشکیل داده است . هسته نقشی درحرکت ورقه های سنگ کره ندارد ولی منبع تولید میدان مغناطیسی زمین است. پوسته زمین به انضمام قسمت بالائی گوشته فوقانی قسمت سخت زمین را تشکیل می دهند که سنگ کره یا لیتوسفر خوانده می شود و بر سست کره که حالت خمیری دارد واقع شده است . ضخامت لیتوسفربطور متوسط 100کیلو متر است.لیتوسفر به صفحه های مجزائی تقسیم می شود که این صفحه ها ثابت نیستند و دائماً در حال حرکتندکه منجر به ایجاد پدیده های مختلف تکتونیکی می گردد.

اسلاید 37: لیتوسفر از شش صفحه اصلی بنامهای افریقا،اوراسیا،امریکا،آرام،استرالیاوقطبی بعلاوه چند صفحه کوچکتر تقسیم شده است.حرکت صفحه ها نسبت به هم به سه طریق انجام می گیرد : الف )- در پشته های اقیانوسی صفحه ها از هم دور می شوند ومواد مذاب درون زمین از اینجا بیرون می ریزد. ب ) – صفحه ها بهم نزدیک وبا هم بر خورد می کنندویک صفحه به زیر دیگری می رود ( در مرز صفحه های اقیانوسی وقاره ای)ج ) – صفحه ها در کنار یکدیگر می لغزند.

اسلاید 38: به حالت “ الف” که ورقه ها از هم دور می شوند و باعث بیرون ریختن مواد مذاب می شود بخش “سازنده” زمین می گویند و به قسمت “ب” که که صفحه ها به هم برخورد وبه زیر یکدیگر می روند بخش “ مخرب ” می گویند. بیشتر فعالیتهای تکتونیکی مثل زلزله هادر حاشیه صفحه ها ی پوسته زمین رخ می دهد و قسمت مرکزی صفحه های زمین کمتر دچار زلزله شده اند، و همینگونه زلزله ها در محل برخورد صفحه های قاره ای اتفاق می افتد . درمحل دور شدن صفحه ها از هم در پشته های اقیانوسی مواد مذاب بیرون ریخته و منجمد می شوند و بخشی از صفحه ها تولد شده از محور میانی از هم دور می شوند ، وبعد از طی مسافتی نسبتاً طولانی صفحه های مزبور دوباره در گوشته فرو رفته ومدفون می شوند وموجب ایجاد گودالهای عمیقی میگردد نظیر گودال ماریان ، کوریل و….. تکتونیک صفحه ای از محور بر آمده اقیانوسها متولدو بطور جانبی گسترش می یابد و سرانجام به اعماق گوشته رانده می شود. قاره ها دارای ضخامت زیاد هستند و ازنظرترکیب شیمیائی و جنس با صفحه های اقیانوسی تفاوت دارندودر صفحه های اقیانوسی همانند میخ قراردارن یا همانندچوب پنبه که در آب شناور است قرار دارندودر نتیجه قاره ها نیز در حرکت صفحه ها شرکت می کنند. زلزله هادر جاهائی که صفحه ها با هم اصطکاک دارند یا جاهایی صفحه ها در مقابل هم واقعند و یا جاهایی که صفحه ها بدرون زمین فرو می روند مشاهده مي شود.

اسلاید 39: تکتونيک صفحه اي     پوسته زمين از تعدادي ورقه متحرك تشكيل شده است كه دائما در حال برخورد يا دور شدن از هم هستند.

اسلاید 40: پوسته زمين از تعدادي ورقه متحرك تشكيل شده است كه دائما در حال برخورد يا دور شدن از هم هستند. سخت كره از نه ورقه بزرگ و دوازده ورقه كوچكتر تشكيل شده است. قاره ها،‌ورقه هاي قاره اي را تشكيل مي دهند. ورقه هاي اقيانوسي قسمت عمده بستر دريا را تشكيل مي دهند. مطالعه ورقه هاي زمين ساختي كه زمين ساخت ورقه اي ناميده مي شود،‌ به ما كمك مي كند تا اشتقاق قاره ها، گسترش بستر اقيانوس، فورانهاي آتشفشاني و تشكيل كوهها را توضيح دهيم.نيروهايي كه باعث حركت ورقه هاي زمين ساختي مي شوند در اثر حركت آهسته گوشته زيرين شكل مي گيرند. سنگهاي گوشته در اثر حرارت بالايي كه در زير آنهاست،‌ دائما به سمت بالا حركت مي كنند و در اثر سرد شدن فرونشست مي كنند. اين چرخه ميليونها سال طول مي كشد. اشتقاق ورقه ها در سطح زمين طي ميليونها سال صورت گرفته است و هنوز هم ظاهر بيروني زمين را تغيير مي دهد. وقتي به نقشه دنيا نگاه كنيد مي بينيد كه حاشيه شرقي آمريكاي شمالي و جنوبي با حاشيه غربي اروپا و آفريقا منطبق مي شود. طي ميليونها سال،‌اين قاره ها به آهستگي از هم جدا شده اند. (اشتقاق قاره ها(

اسلاید 41: ورقه هاي واگرا: جايي كه دو ورقه از هم دور مي شوند،‌سنگ داغ و مذاب (ماگماي مايع) به صورت گدازه خارج مي شود و ماده جديدي به ورقه ها افزوده مي شود. به اين ترتيب ورقه اقيانوسي جديدي تشكيل مي شود. جاي كه اين اتفاق رخ مي دهد،‌پشته ميان اقيانوسي ناميده مي شود. پشته هاي ميان اقيانوسي به ندرت بيش از 4920 فوت (1500 متر)‌ ارتفاع دارند اما ممكن است هزاران مايل در امتداد بستر اقيانوس كشيده شوند. در زير هر يك از اقيانوسهاي بزرگ جهان،‌يك پشته ميان اقيانوسي وجود دارد. نمونه اي از آنها پشته مياني اطلس در اقيانوس اطلس است كه از قطب شمال تا قطب جنوب كشيده شده است. پشته هاي ميان اقيانوسي مناطقي هستند كه فعاليت آتشفشاني و زمين لرزه در آنجا زياد است.

اسلاید 42: ورقه هاي همگرا : در بسياري جاها،‌ورقه هاي بزرگ سطح زمين به آهستگي به سمت هم حركت مي كنند. گاهي اوقات لبه يك ورقه در اثر نيروي برخورد تخريب مي شود و گاهي اوقات در اثر برخورد، لبه ورقه ها چين خورده و رشته كوههاي بزرگي به وجود مي آيد. هنگامي كه يك ورقه زمين ساختي به زير ورقه ديگر خم مي شود،‌ فرورانش رخ مي دهد. در اثر برخورد ورقه چگال اقيانوسي با ورقه سبكتر قاره اي،‌ اين اتفاق رخ مي دهد. در امتداد ساحل آمريكاي جنوبي اين پديده ديده مي شود. ورقه اقيانوسي به زير سست كره رانده مي شود. در اث رگرماي سست كره،‌ورقه فرورانده شده ذوب مي شود. در سطح يك درازگودال اقيانوسي ايجاد مي شود و به دنبال آن يك كمان قوسي تشكيل مي شود. در اين منطقه فعاليتهاي آتشفشاني و زمين لرزه هم رخ مي دهد.

اسلاید 43: اطلس در حال رشد : ايسلند در بالاي پشته مياني اطلس قرار دارد و نشان مي دهد كه در امتداد پشته، ورقه هاي آمريكاي شمالي و اروپا از هم دور مي شوند. پشته اي كه در اينجا از زمان برخورد قاره ها مورد بررسي قرار مي گيرد،‌ يكي از ورقه هايي است كه به دو لايه تقسيم مي شود: لايه زيرين از سنگهاي چگال گوشته تشكيل شده و لايه بالايي از سنگهاي سبك پوسته تشكيل شده است. وقتي لايه گوشته فرورانش مي كند،‌لايه بالايي تراشيده مي شود و روي ورقه ديگر تجمع مي يابد بنابراين رشته كوههايي مانند آلپ به وجود مي آيند. اين رشته كوهها،‌ كوههاي چين خورده ناميده مي شوند.

اسلاید 44: مهمترین پلیت تکتونیک و یا حرکتهای صفحه ای در دنیا

اسلاید 45: سطح زمین دارای 7 خشکی بزرگ است که از شکسته شدن یک قاره واحد بزرگ در طول زمان و بر اثر پدیده پلیت تکتونیک به دست آمده است. هر کدام از این صفحات که به قاره موسوم است سالیانه حدود 50 مایل حرکت می کنند. بر اثر این حرکتها مرزهای قاره ها دارای مدلهای مختلفی است که به ترتیب زیر است: صفحات واگرا و صفحات همگرا و مرزهای انتقالی گسلی صفحات همگرا توسط حرکت صفحات و برخورد و تصادم آنها به یکدیگر به وجود می آید. وقتی که صفحات اقیانوسی با صفحات قاره ای تصادف می کند، صفحات اقیانوسی به زیر صفحات قاره ای کشیده می شود و می لغزد و باعث به وجود آمدن چاله ها و حفرات عمیق در کف اقیانوسها می شود. به این مدل از حرکت ساب داکشن یا فرو رانش گفته می شود. نمونه ای از این نوع فرورانش در بین صفحه اقیانوسی Nazca و صفحه قاره ای آمریکای جنوبی اتفاق افتاده است. بر اثر تصادم دو صفحه قاره ای کوهزایی های مهم به وجود می آید که هیمالیا از مهمترین آنها است.

اسلاید 46: صفحات واگرا بر اثر حرکت صفحه ای قاره های به وجود می آید نمونه ای از این صفحات واگرا را می توان به برامدگی آتلانتیک اشاره نمود. وقتی صفحات از هم دور شوند سنگهای ذوب شده و داغ که که دمای آنها از خیلی بالا سرد می شود و باعث به وجود آمدن مواد جدید در صفحات اقیانوسی می شود. این فرایندهای در کف دریا پخش شده و شناخته شده است. مرزهای صفحات گسلی انتقالی به صورت افقی حرکت می کند. به عنوان مثال از این حرکت صفحه ای می توان زون گسلشی سن آندریاس San Andreas را نام برد. پلیت تکتونیک شاخه ای از علم زمین شناسی ساختمانی است که با فرایندهای حرکات صفحه ای در ارتباط است و در اثر این حرکات صفحه ای و برخوردها و تصادم قاره ها با یکدیگر مواد مذاب داغ به وجود می آید در مقیاس جهانی زمین شناسی به وجود آورنده پدیده هایی مثل سازندهای زمین شناسی و کوهزایی ها و توزیع زمین لرزه و آتشفشان است.

اسلاید 47: تقویم زمین شناسی مقدمه از مدتها قبل دانشمندان زمین شناسی با توجه به ترتیبی که در ته‌نشینی لایه‌های مختلف پوسته زمین وجود دارد، سعی در تدوین جدولی نمودند تا بتوانند هر لایه را در جای خود ترسیم نمایند. در اوائل قرن هیجدهم زمین شناسان با ادغام نظریه‌های استنو ، هاتن، اسمیت و کوویر دریافتند تریتب پیچیده‌ای در سنگهای پوسته زمین وجود دارد که می‌تواند نماینده ستون چینه شناسی باشد. مطالعه بر روی ستون چینه شناسی تا قرن نوزدهم به طول انجامید تا در نتیجه جدولی تدوین شد که امروزه از آن استفاده می‌شود. در تقسیمات چینه شناسی از واحدهای مختلفی استفاده می‌گردد که عبارتند از:

اسلاید 48: واحدهای سنگ شناسی واحدهای سنگ شناسی یکی از تقسیمات چینه شناسی است که ارزش محلی داشته و در نقاطی که تغییرات سنگ شناسی در آن مشهور باشد، می‌توان استفاده نمود. واحدهای سنگ شناسی مبتنی بر خواص عمومی لیتولوژیکی از قبیل خواص فیزیکی ، موقعیت چینه شناسی ، صفات اختصاصی و سایر خصوصیات سنگ شناسی است. این تقسیم‌بندی با توجه به خواص سنگها و بدون در نظر داشتن زمان تنظیم شده است. مهمترین واحد تقسیمات سنگ شناسی را سازند (Formation) می‌گویند. بطور کلی سازند به مجموع لایه‌هایی گفته می‌شود که دارای ترکیب سنگ شناسی مشخص بوده و در سطح نسبتا وسیعی گسترش و امتداد داشته، حد فاصل آن با لایه‌های زیرین و فوقانی کاملا مشخص باشد، همچنین زمان رسوبگذاری در طول امتداد آن یکسان و قابل نقشه برداری بوده باشد. بطور کلی ، هر سازند سن معینی دارد که ممکن است با تقسیمات زمانی منطبق نباشد.

اسلاید 49: در تقسيمات ليتوستراتيگرافي سازند به عنوان يك واحد اصلي معرفي شده و از لحاظ رتبه بالاتر از بخش و پايين تر از گروه است و به ضخامتي از زمينها يا طبقات گفته ميشود كه با مشخصات ليتولوژيك رنگ-مورفولوژي-نحوه ي فرسايش-و و منظره ي ظاهري خود از طبقات زيرين و بالايي خود مشخص ميشودوداراي اين مشخصات است 1-تركيب ليتولوژي آن مشخص باشد 2-از لحاظ سنگ شناسي مرز زيرين و بالايي آن مشخص باشد 3-ضخامت آن معلوم باشدمقدار ضخامت سازندها معين و استاندارد نيست و ميتواند از كمتر از متر تا چند هزار متر باشد 4-محتويات فسيلي آن مشخص باشد 5-سن آن چه بر اساس فسيل هاي موجود و چه بر اساس موقعيت چينه شناسي تعيين شده باشد 6- گسترش جغرافيايي ان مشخص باشد و رخنمون هاي آن از جايي به جاي ديگر چه در سطح زمين و چه در مطالعات زير زمينياز چاهي به چاه ديگر قابل كورليشن باشد 7- داراي مقطع نمونهtype section و يا منطقه ي نمونهtype loculity باشد 8- قابل نشان دادن بر روي نقشه ي زمين شناسي بوده و تهيه ي برش عرضي و ستون چينه شناسي از آن امكان پذير باشد

اسلاید 50: گروه (Group) به مجموعه دو یا چند سازند گفته می‌شود. گروه معمولا به وسیله دگرشیبی‌های مشخص ، محدود می‌گردد. بخش ، از تقسیمات کوچکتر سازند است، یک سازند ممکن است از نظر سیتولوژیکی به واحدهای کوچکتری به نام بخش (member) تقسیم گردد. لایه (bed) کوچکترین واحد تقسیمات سنگ شناسی است که معمولا به وسیله فسیلهای شاخص یا سنگ شناسی خاص شناخته می‌شود. فوق گروه (Super Group) به مجموع دو یا چند گروه گفته می‌شود. کاربرد سوپر گروه چندان معمول نیست.

اسلاید 51: واحدهای زمانی زمین شناسی در چینه شناسی با زمان و سنگ سر و کار داریم، اگرچه این دو با هم تفاوت بسیار دارند، ولی با یکدیگر در ارتباط نزدیک می‌باشند. در اواخر قرن 19 زمین شناسان متوجه اهمیت و لزوم جدا کردن تقسیمات زمان زمین شناسی و سنگهای رسوب نموده در طول زمان ، شدند. بر این اساس واحدهای چینه شناسی را به واحدهای زمانی و واحدهای زمانی سنگ شناسی تقسیم نمودند. واحدهای زمانی از بزرگ به کوچک عبارتند از: ائون (Eon)، دوران (Era)، دوره (Period)، دور (Epoch)، عصر (Age)

اسلاید 52: تقسیم‌بندی دورانها بر اساس دلایل و شواهد دیرینه شناسی ، چینه شناسی ، تکامل و نابودی موجودات زنده ، کو‌هزائیها و همچنین پیشروی و پسروی دریاها استوار است. به مجموع دورانهایی که دارای فسیلهای مشخص هستند، به نام ائون فانروزوئیک (Phanerozoic) و دورانهایی که فسیلهای آن به خوبی شناخته نشده‌اند، به نام ائون کریپتوزوئیک (Cryptozoic) یا حیات محلی گفته می‌شود. ائون فانروزوئیک به دورانهای پالئوزوئیک یا دوران دیرینه زیستی ، مزوزوئیک یا دوران میانه زیستی و سنوزوئیک یا دوران نوزیستی تقسیم شده است. هر دوران به چند دوره تقسیم شده است. نام دوره از نام محل ، نام قبیله ، جنس رسوبات و یا نام فسیلهای خاص گرفته شده است. بعضی از دوره‌ها را به دو یا سه زیر دوره یا اپوک (Epoch) تقسیم نموده‌اند. تقسیمات زیر دوره اشکوب (Age) نامیده می‌شود. نام اشکوب از اسم محلی که برای اولین بار مطالعه شده و پسوند ین (Ian) بکار برده می‌شود.

اسلاید 53: بیوزون ساده‌ترین و اولین واحدی که در تقسیم بندی زمان طبقات رسوبی به کار می‌رود، بیوزون است. بیوزن می‌تواند مجموعه رسوباتی را شامل شود که در آن یک گونه فسیلی جانوری با ارزش چینه شناسی مشخص قرار داشته باشد. اشکوب بعد از بیوزن واحد بزرگتری که از لحاظ زمانی- سنگی به کار می‌رود، اشکوب است. اشکوب شامل مجموعه طبقات مربوط به رسوبات دریایی با فسیل‌های شاخص است که در مکان معینی دقیقا مطالعه شده است.معمولا نام اشکوب را از اسم محلی که اولین بار مطالعه شده است گرفته و یکی پسوند «ian» به آن اضافه می‌کنند. مثلا اشکوب لوتسین از کلمه لوتس نام قدیمی شهر پاریس گرفته شده است.هر اشکوب چند بیوزون را شامل می‌شود. به عنوان مثال اشکوب کامپانین در حوضه پاریس از دو بیوزون تشکیل گردیده است. چنانچه یک اشکوب شامل بیوزن‌های متعدد باشد آن را به زیر اشکوب تقسیم می‌کنند. واحد اصلی کرونوستراتیگرافی که در مطالعات چینه شناسی مورد استعمال بیشتری دارد، اشکوب است.

اسلاید 54: سیستم مجموعه چند اشکوب یک سیستم را به وجود می‌آورد. نام هر سیستم از نام یک ناحیه مشخص ، یا سری رسوبات به خصوص و یا از نام فسیل‌های خاص اشتقاق می‌یابد.به عنوان مثال در حالت اول در دوران پالئوزوئیک نام سیستم دونین از ناحیه دون ، (Devon) واقع در جنوب غرب انگلستان و در دوران دوم سیستم ژوراسیک از ناحیه ژورا (Jura) واقع در بین آلمان و فرانسه گرفته شده است.در حالت دوم نام سیستم کربنیفر از رسوبات کربن‌دار (ذغال‌دار) و همچنین نام سیستم کرتاسه از کلمه یونانی کرتا به مفهوم رسوبات کربناته مشتق شده است.سرانجام در حالت سوم دوره نومولیتیک که یک زیر سیستم به شمار می‌رود و مترادف پالئوژن است، نامش از فسیل نومولیتس اخذ گردیده است.بعضی از سیستم‌ها به زیر سیستم نیز تقسیم شده است. مثلا سیستم ژوراسیک به زیر سیستم‌های لیاس ، دوگر و مالم تقسیم شده است. دوران (Erathem) سرانجام چند سیستم یک دوران را تشکیل می‌دهند. که تعریف دوران بر اساس دلایل و شواهد دیرینه شناسی ، چینه شناسی ، تغییرات مهم در عالم جانوری و گیاهی یا به عبارت دیگر تکامل موجودات و همچنین دوره‌های کوهزایی است.

اسلاید 55: واحدهای زمانی سنگ شناسی یکی دیگر از تقسیمات چینه شناسی واحد cمانی سنگ شناسی است. به مجموع سنگهایی که در یک زمان خاص ته‌نشین شده‌اند، واحد زمانی سنگ شناسی گفته می‌شود. برای مثال به مجموع توالی لایه‌های ته‌نشین شده در یک دوران را به نام اراتم (Erathem) می‌گویند. برای هر واحد زمانی واحد معادل زمانی سنگ شناسی منظور شده است. به همین ترتیب وقتی صحبت از سیستم دونین به میان می‌آید، منظور رسوباتی است که در طی دوره دونین (410 تا 355 میلیون سال قبل) ته‌نشین شده‌اند.

اسلاید 56: زمين شناسي تاريخي زمين شناسي تاريخي از دو کلمه Historical به معني تاريخي و Geology به معني زمين شناسي گرفته شده است. زمين شناسي تاريخي ، شاخه مهمي از علم زمين شناسي است که از تاريخ تحولات و تکامل تدريجي زمين و حيات وجود در آن از ابتداي تشکيل تا به امروز بحث مي‌نمايد. از اين رو زمين شناسي تاريخي ارتباط بسيار نزديکي با چينه شناسي ، فسيل شناسي و ژئوکرونولوژي دارد. سير تحولات پوسته زمين اعم از قاره‌اي و اقيانوسي ، منشاء و موقعيت قبلي و اوليه قاره‌ها ، زمان جدايش آنها ، تشکيل اقيانوس ، منشاء حيات و سير تکاملي آنها در زمان‌هاي مختلف زمين شناسي ، همچنين کوهزايي‌ها و زمان آنها ، از جمله فرآيند‌هايي هستند که در طول تاريخ زمين رخ داده‌اند و در تقسيم بندي عمر زمين به دوره‌هاي زمين شناسي نقش اساسي دارند. روش زمين شناسي تاريخي آن است که از طريق مطالعه ساختمان کنوني ، اثرات و شواهد پديده‌هاي مختلف به چگونگي وقوع و شکل گرفتن آنها پي برده مي‌شود. اطلاعات حاصل از يادگيري تاريخ زمين بسيار با ارزش است.

اسلاید 57: زمين شناسي ساختماني : زمين شناسي ساختماني از واژه Structral به معني ساختاري يا ساختماني و Geologg به معني زمين شناسي گرفته شده است. هر کسي که با زمين شناسي سر و کار داشته باشد، تشخيص مي‌دهد که پوسته زمين در طي تاريخ زمين شناسي يک واحد ثابت و غير متغيري نبوده است بلکه به کرّات در برابر عوامل داخلي و خارجي در آن تغيير شکل ايجاد شده است. شاهد اين مدعي وجود نواحي عظيم چين خورده يعني سلسله کوههاست که در آن رسوبات و سنگهاي ديگر فشرده شده و فرم آنها تغيير کرده است. عامل ديگر رسوبات دريايي است که اينک در قلل مرتفع کوهها ديده مي‌شود و در برخي موارد هزاران متر از سطح دريا بالاتر قرار گرفته است و اين خود ناپايداري قشر زمين را نشان مي‌دهد. بطور کلي مي‌توان گفت که زمين شناسي ساختماني و تکتونيک ، درباره ساختهاي مختلف سنگهاي تشکيل دهنده پوسته زمين، چگونگي تشکيل و ارتباط آنها با عوامل داخلي زمين بحث مي‌کند.

اسلاید 58: زمين شناسي اقتصادي زمين شناسي اقتصادي شاخه‌اي از علم زمين شناسي است که پيرامون شرايط تشکيل مواد معدني ، مورفولوژي و ريخت شناسي آنها ، بافت و ساخت آنها ، عوامل کنترل کننده پراکندگي مواد معدني ، توجيه فني و اقتصادي آنها و بالاخره تقسيم بندي ژنتيکي مواد معدني بحث مي‌کند. در رسيدن به اهداف فوق ، روشهاي مختلف تجزيه مواد معدني ، روشهاي ژئوفيزيکي و ژئوشيميايي و فرآوري مواد انجام مي‌گيرد. همچنين در انجام پروژه‌هاي مختلف اکتشافي بايد به مسائل زيست محيطي نيز دقت لازم را مبذول داشت. مواد معدني ، زيربناي اقتصاد و صنعت هر جامعه را تشکيل مي‌دهند. بشر از همان آغاز آفرينش خود و در طول تاريخ ، بر حسب نيازمنديها و شناخت ، از مواد معدني استفاده کرده است. اکنون نيز انسان ، از تمامي مواد معدني به حالتها و شيوه‌هاي گوناگون ، بهره‌برداري مي‌نمايد. به عبارت ديگر ، همين مواد معدني هستند که پاپه و اساس تمدن را تشکيل مي‌دهند. زمين شناسي اقتصادي ، پايه و شالوده اکتشافات معدني و کاربرد مواد حاصل از آن را تشکيل مي‌دهد.

اسلاید 59: رسوب شناسي Sedimentology يا رسوب شناسي نام خود را از واژه لاتين Sedimentum گرفته است که به معناي رسوب کرده است. سنگهاي رسوبي ، از انباشت ذرات ناشي از خرد شدن انواع سنگهاي ديگر بوجود آمده‌اند. اين ذرات ، معمولا به کمک نيروي گراويته ، آب ، باد و يا يخ به محل جديد خود منتقل شده و در آنجا به ترتيبي جديد نوشته مي‌شوند. براي مثال ، امواجي که به ساحل صخره‌ها برخورد مي‌کنند، ممکن است که از اين طريق ، ذرات ريگ و شن دريا کنار ديگري را در همان نزديکي فراهم آورند. اين نهشته‌هاي ساحلي اگر سخت مي‌شدند، سنگي رسوبي تشکيل مي‌يافت. يکي از مهمترين خاصه‌هاي سنگهاي رسوبي ، لايه بندي رسوبات تشکيل دهنده آنها است

اسلاید 60: کاني شناسي لغت مينرال «کاني) که از قرون وسطي مورد استعمال قرار گرفته از لغت يوناني Mna ( متشابه لاتيني آن Mina است) به معني کاني يا گردال( از نظر معدن شناسي ) مشتق شده است، لذا نام فارسي آن يعني کاني معروف موادي است که از کانسارها بدست مي‌آورند. قرنها پيش از دستيابي انسان به فلزات و علم استخراج و مصرف آنها ، برخي از سنگها و کانيها مهمترين ابزار دفاعي ، زراعي و شکار بشر محسوب مي‌شده‌اند. بشر اوليه جهت تهيه ابزار سنگي از مولّد داراي سختي زياد همچون سنگ چمخاق ، کوارتزيت ، ابسيدين ، کوارتز و ... که در محيط زندگي‌اش فراوان بوده استفاده کرده است. نحوه استفاده و بکارگيري اين مولّد آنچنان در زندگي و پيشرفت انسان مؤثر بوده است که بر اين اساس زمان زندگي انسان اوليه را به سه دوره ديرسنگي ، ميانسنگي و نوسنگي تقسيم شده‌اند. همزمان با شناخت فلزات و استخراج آنها عصر فلزات آغاز گرديد. احتمالاً اولين فلز استخراج شده در حدود 450 سال ق.م ، مس بوده است

اسلاید 61: فسيل شناسي يا ديرينه شناسي يا پالئونتولوژي پالئونتولوژي يا ديرينه شناسي از سه کلمه يوناني Paleos به معني ديرين و Onta به مفهوم موجودات و Logos به مفهوم شناخت و بحث کردن گرفته شده است. فسيل شناسي بحث درباره گياهان و جانوراني است که سابقاً در سطح زمين زندگاني کرده‌اند. بقايا و اثراتي را که از گياهان و جانوراني در رسوبات مختلف زمين ديده مي‌شود، فسيل مي‌نامند و فسيل شدن عبارت از مجموع پديده‌هايي است که در نتيجه آن آثار و بقاياي گياهان و جانوران در رسوبات مختلف زمين حفظ مي‌شوند. نخستين شرط لازم براي اينکه جانور يا گياهي فسيل شود اين است که گياه يا جانور در هواي آزاد نماند و بواسطه خاک يا عوامل ديگر محفوظ گردد و در ميان رسوبات جاي گيرد. بنابراين هر چه جانور يا گياه کوچکتر باشد، بهتر باقي خواهد ماند. در صورتي که جانوران بزرگ به ندرت باقي مي‌مانند و بصورت فسيل ديده مي‌شوند.

اسلاید 62: آتشفشان شناسي ولکانولوژي يا آتشفشان شناسي از دو کلمه Volcano به معني آتشفشان و Logos به معني شناخت گرفته شده است. مي دانيم که زمين در ابتدا به حالت کره گُداخته‌اي بوده است که پس از طي ميليونها سال بخش خارجي آن به صورت قشر سختي در آمد. اين پوسته به دفعات بر اثر عبور مواد مذاب دروني ، سوراخ گرديد و سنگهاي آتشفشاني زيادي به سطح آن رسيد. اين عمل حتي در عصر کنوني نيز ادامه دارد. تمام پديدههايي که با فوران تودههاي مُذاب بستگي دارند، پديده آتشفشاني مي‌گويند و علمي را که هدف آن بررسي اين پديده هاست با آتشفشان شناسي مي‌نامند. وقتي که از فعاليت آتشفشاني صحبت مي‌شود در فکر خود فَورانهاي بزرگ ، سِيلهايي از گُدازه ، بَهمن‌هايي از سنگهاي گرم و خاکستر ، گازهاي سمي و خطرناک و انفجارات شديد در نظر مجسم مي‌نماييم که با مرگ و خرابي همراه است. به قول ريتمن کسي که اين حوادث را مي‌بيند هرگز نمي‌تواند فراموش کند و اين امر به قدرت عظيم طبيعت و ضعف نيروي انساني مربوط مي‌باشد.

اسلاید 63: هيدروژيولوژي يا آب شناسي (Hydrologoy) : هيدرولوژي يا آب شناسي از دو کلمه Hydro به معني آب و Logos به معني شناسايي گرفته شده است. هيدرولوژي ، علمي است که در مورد پيدايش خصوصيات و نحوه توزيع آب در طبيعت بحث مي‌کند ولي عَملاً واژه هيدرولوژي به شاخه‌اي از جغرافياي فيزيکي اِطلاق مي‌شود که گردش آب در طبيعت را مورد بررسي قرار مي‌دهد. انجمن علوم و فنون ايالات متحده تعريف زير را براي هيدرولوژي برگزيده است: هيدرولوژي علم مطالعه آب کره زمين است و در مورد پيدايش ، چرخش و توزيع آب در طبيعت خصوصيات فيزيکي و شيميايي آب ، واکنش‌هاي آب در محيط و ارتباط آن با موجودات زنده بحث مي‌کند بنابراين ملاحظه مي‌شود که هيدرولوژي در برگيرنده تمامي داستان آب است.

اسلاید 64: بلورشناسي علم بلورشناسي يا کِريستالوگِرافي درباره نحوه تشکيل و رشد بلورها وشکل ظاهري و ساختمان داخلي آنها و نيز خوصيات فيزيکي وشيميايي مواد مُتِبَلوِر گفتگو مي نمايد. سنگ شناسي رسوبي سنگ شناسي رسوبي از دو کلمه Sedimentary به معني رسوبي و Petrology به معني سنگ شناسي گرفته شده است. سنگهاي رسوبي به دليل داشتن منابع مهم نظير نفت ، گاز ، ذغال ، آهن ، اوارنيم و نيز مواد مورد نياز در مصالح ساختماني مانند آهک ، گچ و غيره از اهميت خاصي برخوردارند لذا سنگ شناسي رسوبي يکي از مهمترين شاخه‌هاي علوم زمين محسوب مي‌گردد. در حدود 70٪ از سنگهاي سطح زمين ، داراي منشا رسوبي هستند، و اين سنگها عمدتا از ماسه سنگها ، سنگهاي آهکي ، شيل ها و به مقدار کمتري اما با همان معروفيت از رسوبات نمک ، سنگهاي آهندار ، ذغال و چوب تشکيل شده است.

اسلاید 65: سنگهاي آذرين سنگهاي آذرين ، Igneous rocks نام خود را از واژه Ignis گرفته‌اند که در لاتين به معناي آتش است. اين سنگهاي پرورده آتش ، زماني توده‌اي داغ و مذاب را به نام ماگما تشکيل ميداده‌اند، که سرد شدن تدريجي م‍اگما ، آنها را به سنگ سخت و جامد تبديل کرده است. بنابراين گدازهاي که از دهانه آتشفشان فَوران کرده و بر سطح زمين جاري مي‌شود، به سرعت سرد و سخت شده و سنگي آذرين را بوجودمي‌آورد.

اسلاید 66: ديد کلی اين سنگهای پرورده آتش ، زمانی توده‌ای داغ و مذاب را به نام ماگما تشکیل میداده‌اند، که سرد شدن تدریجی ماگما ، آنها را به سنگ سخت و جامد تبدیل کرده است. بنابراین گدازهای که از دهانه آتشفشان فوران کرده و بر سطح زمین جاری می‌شود، به سرعت سرد و سخت شده و سنگی آذرین را بوجود می‌آورد.

اسلاید 67: تاریخچه و سیر تحولی اغلب مولفین یونانی و رومی ، آتشفشانها ، فعالیتهای آتشفشانی و زمین لرزه ها را توصیف می‌کردند. استاربو جغرافیدان و مورخ یونانی (63 قبل از میلاد ـ 20 بعد از میلاد ) فعالیتهای آتشفشانی اتنا ، سوما ـ وزوو و جزایر لیپاری را توصیف کرد. او آتشفشانها را به منزله دریچه‌های اطمینان تلقی می‌نمود که از آنها مواد سیال خارج می‌شود.در قرن هیجدهم اولین مناظرات و مباحثات تند و شدید درباره ماهیت و منشا سنگها در گرفت. در مباحثات منشا سنگها مناظراتی بین دسته و گروههای زیر وجود داشت: در یک طرف نپتونیستها و در طرف دیگر ولکانیستها و پلوتونیستها قرار داشتند. نپتونیستها معتقد بودند که سنگهای پوسته متوالیا در یک اقیانوس اولیه تهنشین شده‌اند و به نظر آنها بازالت و گرانیت هر دو سنگهایی هستند که در این اقیانوس بزرگ را سبب شده‌اند. پلوتونیستها اعتقاد داشتند که زمین از انجماد مواد مذاب و داغ بوجود آمده است و گرانیت را یک سنگ نفوذی داغ به شمار می‌آوردند.

اسلاید 68: در سال 1825 واژه ماگما و مفهوم منحصر به فرد ماگمای اولیه توسط اسکراپ عنوان شد.سرجـیـمزهال ( 1761 ـ 1832 ) به همراه ریمور ( 1726 ) و اسپالانزانی ( 1794 ) و جورج وات ( 1804 ) پیترولوژی تجربی را پایه‌گذاری کرد.در سال 1844 چاربز داروین ( 1882ـ 1809 ) اظهار داشت که انواع مختلف سنگهای ماگمایی ممکن است از یک ماگمای اولیه اشتقاق یافته باشند به شرط آنکه ترکیب ماگما با تبلور و جدایش یک یا چند کانی مشکل سنگها تغییر یابد.در سال 1850 هنری کلیفتون سوربی ( 1826ـ 1908 ) جهت مطالعه میکروسکوپی ، اولین مقطع نازک سنگها را تهیه کرد.اوایل سال 1861 روش طبقه بندی شیمیایی سنگها را ابداع کرد و در اواخر قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم برخی از روشهای نمایش شیمیایی و نهایتا طبقه‌بندی شیمیایی سنگها پا به عرصه ظهور نهاد ( موینسون ـ لسینگ 1899 ، کراس ، ایدینگز ، پیرسون و واشنگتن 1903 ، اوسان 1919 ، نیگلی 1920 ، فون ولف 1922 ).

اسلاید 69: آلفرد لوتاروگز ( 1915 ) از کتابش تحت عنوان « منشا قاره‌ها و اقیانوسها » ، اصل و ریشه سوالات پزولوژیستها را به مفهوم تغییر ناپذیری قاره مربوط دانست.در سال 1969 موریس و ریچادر ویلژوئن اولین توصیف دقیق شیمیایی و سنگ شناسی یک سری جدید و مهم سنگهای آتشفشانی را که واجد انواع اولترامافیکها بود ، منتشر ساختند.از آن زمان تا به امروز سنگ شناسی آذرین همانند دیگر رشته‌های علوم فراز و نشیبهای بسیاری را پشتسر گذاشته و با کوشش پیشگامان علم پترولوژی تجربی ، بررسی شرایط تشکیل کانیها و سنگها ، بویژه سنگهای آذرین و دگرگونی رو به رونق نهاد.

اسلاید 70: انواع سنگهای آذرین انجماد ماگما به سنگهای آذرین ، یا در سطح زمین صورت می‌گیرد و یا در داخل پوسته زمین ، بنابراین بر حسب اینکه ماگما در کجا منجمد شود دو گروه سنگ آذرین خواهیم داشت. سنگهای آذرین خروجی: سنگهای آذرینی را که از انجماد ماگما در سطح زمین بوجود می‌آید سنگهای آذرین خروجی می‌نامند.سنگهای آذرین نفوذی: به آن دسته از سنگهای آذرین که از انجماد ماگما در داخل پوسته زمین تشکیل می‌گردد سنگهای آذرین نفوذی گفته می‌شود. سنگهای آذرین نفوذی خود در پوسته زمین به اشکال مختلفی منجمد می‌شوند که شامل موارد زیر می‌باشند.

اسلاید 71: لاکولیت‌ها سیل‌ها دایک‌ها لوپولیت‌ها پاتولیت‌ها فاکولیت‌ها استوک‌ها

اسلاید 72: انواع سنگهای آذرین از نظر رنگ سنگهای آذرین فلسیک یا روشن سنگهای آذرین مافیک یا تیره سنگهای آذرین بینابینی

اسلاید 73: سنگ شناسی دگرگونی ریشه لغوی واژه دگرگونی ، که از کلمه لاتین Metamorphic به معنای تغییر شکل گرفته شده است، به این اشاره دارد که سنگ اولیه ، شکل اصلی خود را تغییر داده و به شکل جدید در آمده است.

اسلاید 74: دید کلی سنگهای دگرگونی ، سنگهایی هستند که از تغییر شکل سنگهای قبلی به علت تغییر شرایط فیزیکی ( فشار ـ دما ) یا شیمیایی و در حالت جامد به‌وجود می‌آیند. پدیده دگرگونی به محو و ناپدید شدن یک یا مجموعه‌ای از کانیهای متبلور سنگ تعبیر می‌شود. این تغییرات ممکن است بر روی سنگهای رسوبی که در شرایط سطحی به وجود آمده‌اند یا در سنگهای آذرین که از ماگما متبلور گردیده و یا حتی در سنگهای دگرگونی حادث شود. در حالت اخیر ، شرایط دگرگون شدگی سنگ قبلی تغییر می‌نماید و این پدیده با ظهور و پیدایش یک یا مجموعه‌ای از کانیهای جدید همراه می‌باشد. بنابراین دگرگونی عبارت از پاسخی است که هر سنگ در مقابل تغییرات محیط شیمیایی یا فیزیکی از خود بروز می‌دهد و این پاسخ به صورت تجدید تبلور کانیهای قدیمی به دانه‌های جدید و یا پدیدار شدن کانیهای نو ظهور و تخریب بعضی دیگر تجلی می‌کند.

اسلاید 75: تاریخچه واژه متامورفیسم برای اولین بار در سال 1820 توسط A.Boue عنوان گردید و جیمز هاتن اولین کسی بود که در کتاب خود به نام فرضیه کره زمین به مفاهیم کلی دگرگونی اشاره نمود. سیر تحولی و رشد Elie de Beament و A. Daubre که در اواسط قرن نوزدهم می‌زیسته‌اند، اولین کسانی بودند که دگرگونی ناحیه‌ای و دگرگونی مجاورتی را از هم متمایز کردند و اصطلاح دگرگونی ناحیه‌ای توسط A.Daubre وارد این علم گردید.با عنوان شدن واژه ژئوسنکلینالها توسط J.D.Dana ، James Hall و E.Haug در فاصله سالهای بین 1859 و 1910 ، سنگهای دگرگونی ناحیه‌ای معنی و مفهوم دیگری پیدا کرد. این دانشمندان دما و فشار بالا و همچنین حرکات زمین ساختی حاکم بر اعماق این ژئوسنکلینالها را عامل اصلی دگرگونی ناحیه‌ای دانستند.

اسلاید 76: اقسام دگرگونی دگرگونی اصابتی یا دگرگونی ضربه‌ای دگرگونی مجاورتی یا دگرگونی حرارتی دگرگونی دینامیکی یا دگرگونی کاتاکلاستیک دگرگونی ناحیه‌ای یا دیناموترمال متامورفیسم دگرگونی انباشتی یا دگرگونی ترفینی یا دگرگونی استاتیک دگرگونی زیر کف اقیانوسها دگرگونی هیدروترمال یا دگرسانی هیدروترمال

اسلاید 77: اقسام فابریک‌های دگرگونی سنگهایی که فاقد جهت یافتگی برتر می‌باشند. سنگهایی که دارای جهت یافتگی برتر و شخصی هستند. اقسام رخساره‌های دگرگونی رخساره‌های دگرگونی مجاورتی رخساره‌های دگرگونی بر اثر وزن یا رخساره‌های ترفینی رخساره‌های دگرگونی ناحیه‌ای

اسلاید 78: انواع‌ دگرگونيدگرگوني را مي‌توان بر اساس عوامل مؤثر برآن، ميزان و وسعت پراكندگي و يا شكل ظاهري توده‌ي دگرگون شده به گروههاي مختلفي تقسيم نمود. برخي از مهمترين انواع دگرگوني عبارتند از دگرگوني مجاورتي، دگرگوني ناحيه‌اي، دگرگوني ديناميكي يا حركتي، دگرگوني تدفيني، دگرگوني ناحيه‌اي، دگرگوني هيدرونرمال و دگرگوني در زير كف اقيانوسها. كه هر يك مشخصات و ويژگي‌هاي بافتي، سنگ شناسي و .... خاص خود را دارا مي‌باشند. 

اسلاید 79: دگرگوني ناحيه‌اي يا عمومي Regional Metamorphismدگرگوني ناحيه‌اي با گسترش زياد (از چند صد متر تا هزاران كيلومتر) در نوارهاي كوهزايي و محل برخورد صفحات پوسته زمين به دو صورت  دفني و ديناميكي اتفاق مي‌افتد. در دگرگوني ناحيه‌اي ميزان دما گاه به هشتصددرجه سانتي‌گراد و مقدارفشار به دوهزار تا هزاربار مي‌رسد و گاهي ممكن است مدت زمان تأثير آنها به بيش ازده ميليون سال نيز برسد. اين نوع دگرگوني معمولاً با فعاليتهاي ماگمايي همراه است. شيست، فيليت، گنيس، واسليت از جمله معروف‌ترين سنگهاي حاصل از دگرگوني ناحيه‌اي هستند.زون سنندج‌ـ سيرجان در ايران مثال بارزي از دگرگوني نوع ناحيه‌اي است.

اسلاید 80: دگرگوني ديناميكيCataclastic Metamorphism بر اثر حركات تكتونيكي پوسته زمين و فشارهاي جهت‌داري كه منجربه ايجاد گسلهاي بزرگ، چين‌ها و وراندگي‌هاي مهم مي‌شود، در ساخت سنگهاي سطوح فوقاني پوسته تغييراتي ايجاد مي‌گردد. به طوري كه ساخت قديمي سنگ از بين رفته و ساخت جديدي در آن به وجود مي‌آيد. فشار جهت‌دار مؤثر در اين نوع دگرگوني سبب پيدايش شيستوزيته در سنگ مي‌شود كه بر اثر آن مي‌توان سنگ را به صورت ورقه‌هاي نازك از يكديگر جدا كرد.ميلونيت يك نوع سنگ دگرگوني شده است كه در دگرگوني‌هاي ديناميكي به وجود مي‌آيد.

اسلاید 81: دگرگوني اصابتي يا ضربه‌ايImpact or shock Metamorphism بر اثر برخورد سنگهاي آسماني (متئوريتها) با سطح زمين و يا تحت تأثير انفجارهاي هسته‌اي در زيرزمين، سنگها دچار دگرگوني مي‌شوند. اگر سنگ آسماني كه با زمين برخورد كرده است بزرگ و سنگين باشد مي‌تواند تا محدوده‌ي نسبتاً وسيعي، سنگهاي اطراف خود را ذوب كرده و حتي مقدار كمي از آنها را به بخار تبديل نمايد.در انفجارهاي زيرزميني نيز بر اثر تشعشعات ناشي از انفجارهاي هسته‌اي، بخشي از سنگها، در اطراف محل انفجار ذوب يا بخار مي‌گردند و پديده دگرگوني در آنها به وقوع مي‌پيوندد. سنگهاي تشكيل شده بر اثر اين پديده داراي كاني‌هايي هستند كه فقط تحت فشار بسيار بالا تشكيل مي‌گيرد و اين موضوع اشاره به اهميت بسيار زياد فشار در اين نوع دگرگوني دارد. 

اسلاید 82: دگرگوني هيدروترمالHydrothermal alterationمحلول‌ها و آبهاي نفوذي‌اي كه در حين نفوذ در درون زمين، بر اثر درجه زمين گرمابي و برخورد با منابع ماگمايي يا گرم و تبخير مي‌شوند، يا مواد سيالي كه هنگام انجماد توده هاي نفوذي از آن جدا گشته‌اند، از نظر فعل و انفعالات شيميايي بسيار فعالند و در حين بالا آمدن به آساني با سنگهاي محيط تركيب شده و آنها را حل مي‌نمايند و يا باعث تشكيل كانيهاي جديد و دگرگوني آنها مي‌گردند. به عنوان مثال بر اثر واكنش‌هاي بين محلول‌ها داغ با سنگهاي اليوين و پيروكسن‌دار، اين كاني‌ها به سرپانتين تبديل مي‌گردند.

اسلاید 83: دگرگوني زير كف اقيانوسهاocean-Floor Metamorphism در اثر جانشيني كانيهاي سازنده بستر اقيانوس در نتيجه خروج بازالت از رشته كوههاي اقيانوسي، تحت تأثير فشار بسيار كم و دماي نسبتاً زياد سنگها دچار دگرگوني مي‌شوند. كه اين نوع دگرگوني به نام دگرگوني زيركف اقيانوسها خوانده مي‌شود.دگرگوني ناحيه ‌وزني (تدفيني)Burial Metamorphismزماني كه ضخامت زيادي از رسوبات يا سنگهاي آتش‌فشاني (قطر بيش ازده کیلومتر) بر روي هم انباشته مي‌شوند در اثر افزايش دما و فشار در اعماق زياد دگرگوني نوع تدفيني به وقوع مي‌پيوندد. در اين نوع دگرگوني مهمترين عامل فشار ناشي از ضخامت طبقات سنگي است و دما نقش چنداني ندارد(دما معمولاً كمتر ازچهارصدوپنجاه درجه سانتي‌گراد است) به دليل آنكه در اين دگرگوني هيچ‌گونه فشار جهت‌داري در كارنيست سنگهاي حاصل بدون لايه‌اند.

اسلاید 84: ریشه لغوی سنگ شناسی رسوبی از دو کلمه Sedimentary به معنی رسوبی و Petrology به معنی سنگ شناسی گرفته شده است. دید کلی سنگهای رسوبی به دلیل داشتن منابع مهم نظیر نفت ، گاز ، ذغال ، آهن ، اوارنیم و نیز مواد مورد نیاز در مصالح ساختمانی مانند آهک ، گچ و غیره از اهمیت خاصی برخوردارند لذا سنگ شناسی رسوبی یکی از مهمترین شاخه‌های علوم زمین محسوب می‌گردد. در حدود 70٪ از سنگهای سطح زمین ، دارای منشا رسوبی هستند، و این سنگها عمدتا از ماسه سنگها ، سنگهای آهکی ، شیل ها و به مقدار کمتری اما با همان معروفیت از رسوبات نمک ، سنگهای آهندار ، ذغال و چوب تشکیل شده است. سنگ شناسی رسوبی

اسلاید 85: 1تاریخچه و سیر تحولی مطالعه سنگهای رسوبی از نظر مشخصات ساختی ، بافتی و ترکیب شیمیایی آنها ، اولین بار در سال 1879 توسط سوربی انگلیسی انجام گرفت. وی مطالعه سنگهای رسوبی در مقاطع نازک را برای اولین بار ابداع نمود. بعدها در 1899 ، کایوی فرانسوی پاره‌ای از مشخصات میکروسکوپی و مشخصات ماکروسکوپی بعضی از سنگهای رسوبی در کشور فرانسه را ، به صورت مصور تشریح و تفسیر کرد. از آن تاریخ به بعد ، به پیروی از کایو ، بررسیهای سنگهای رسوبی و کوشش اکثر سنگ شناسان ، عمدتا بر کانی شناسی و تشخیص کانی‌های تشکیل دهنده این سنگها متمرکز گردید. که در این میان ماسه سنگها و رسوبات ماسه‌ای و از میان کانی‌ها هم ، کانیهای سنگین (دارای وزن مخصوص بیش از 2.85) ، بیشتر مورد توجه قرار گرفتند.

اسلاید 86: در سال 1919 ، ونت ورث آمریکایی برای سنجش اندازه ذرات و دانه های تشکیل دهنده رسوبات تخریبی مقیاسی ارائه داد و به کمک مقیاس ونت ورث مطالعه دانه سنجی و تجزیه‌های کمی و مکانیکی رسوبات بر مبنای اندازه دانه ها و فراوانی آنها ، میسر گردید. سرانجام در 1933 ، آدن و کرمباین ، مقیاس‌های جدیدتری برای اندازه گیری دانه‌های رسوبی ارائه دادند و در مکانیسم تجزیه‌های مکانیکی رسوبات تخریبی ، تسهیلات زیادتری ایجاد کردند. امروز هم ، مقیاسهای اندازه گیری متداول برای مطالعات رسوب شناسی و سنگهای رسوبی ، به نام همین افراد معروف بوده و مورد استفاده سنگ شناسان و رسوب شناسان قرار دارد.

اسلاید 87: گروههای اصلی سنگهای رسوبی رسوبات سیلیسی آواری : رسوبات سیلیسی آواری (همچنین تحت عنوان رسوبات تریجنوس یا اپی کلاستیک خوانده می‌شوند) آنهایی هستند که از خرده سنگهای قبلی که توسط فرآیند فیزیکی حمل و رسوب کرده‌اند، تشکیل شده‌اند. این گروه شامل سنگها زیر می‌باشد: کنگلومراها : در این سنگها ، مواد دانه درشت گرد شده در زمینه‌ای از مواد دانه ریز قرار دارند. برش‌ها : مواد دانه درشت گرد نشده در زمینه‌ای از مواد دانه ریز قرار دارند. ماسه سنگها : اندازه دانه‌ها در ماسه سنگها ، کمتر از 2 میلیمتر است. گلسنگها : اندازه دانه‌ها کمتر از 2 میکرون می‌باشد.

اسلاید 88: رسوبات بیوژنیک ، بیوشیمیای و آلی رسوباتی هستند که بیشتر منشا بیو ژنیکی ، بیو شیمیایی و آلی دارند و شامل: سنگهای آهکی سنگهای آهکی می‌توانند هم از طریق ته نشست مستقیم CaCo3 از آب دریا و هم از طریق رسوب کردن اسکلت‌های کربناتی موجودات به وجود آید. چرت‌ها چرت ، یک واژه خیلی کلی برای رسوبات سیلیسی دانه ریز ، با منشا شیمیایی ، بیو شیمیایی یا بیوژنیکی است. فسفاتها یکی از مهمترین کانی‌های رسوبی فسفاتها ، آپاتیت می‌باشد. ذغال و شیل نفتی ذغال و شیلهای نفتی که از بقایای موجودات زنده قدیمی می‌باشند، انعکاسی از فرآیندهای دیانژ و دگرگونی دارند.

اسلاید 89: رسوبات شیمیایی : این رسوبات منشا شیمیایی دارند و شامل موارد زیر می‌باشند: تبخیر‌ی‌ها: تبخیری‌ها عمدتا رسوبات شیمیایی هستند که پس از تغلیط نمک‌های محلول در آب (بر اثر تبخیر) رسوب کرده‌اند. سنگهای آهن‌دار : آهن ، عملا بر اندازه چند در صد در تمام سنگهای رسوبی وجود دارد، ولیکن بطور غیر معمول ، در جایی که مقدار آهن بیش از 15٪ باشد، سنگهای آهن‌دار را تشکیل می‌دهد. رسوبات آذر آواری : رسوبات آذر آواری رسوباتی هستند که عمدتا از دانه‌های با منشا ولکانیکی ، که از فعالیت‌های آتشفشانی همزمان سرچشمه گرفته‌اند، تشکیل شده‌اند. و شامل موارد زیر می‌باشند: رسوبات اتوکلاستیک : سنگهای ولکانوژیکی هستند که توسط برشی شدن در جای لاوا تشکیل شده‌اند.

اسلاید 90: رسوبات پیروکلاستیک – ریزشی : این رسوبات به راحتی از طریق خرده‌های آتشفشانی خارج شده از یک مجرا یا یک شکاف ، بر اثر انفجار ماگماتیکی ، تشکیل می‌شوند. رسوبات ولکانی کلاستیک – جریانی : این رسوبات توسط انفجارات فورانی در محیط‌های خشکی ایجاد می‌شوند. هیدروکلاستیک‌ها : هنگامی که لاوای خارج شده ، با آب تماس پیدا کند، سرد شدن و خاموشی سریع ، باعث قطعه قطعه شدن لاوا می‌شود. این قطعات پس از حرکت در آب و دانه دانه شدن رسوبات هیدروکلاستیک را تشکیل می‌دهند. رسوبات اپی کلاستیک : رسوباتی هستند که از حرکت و ته نشست مجدد رسوبات ولکانی کلاستیک ایجاد شده‌اند.

اسلاید 91: اهمیت مطالعه سنگهای رسوبی سنگهای رسوبی در ادوار گذشته زمین شناسی در محیطهای طبیعی متفاوتی که امروزه وجود دارد، رسوب کرده‌اند. مطالعه این محیطهای عهد حاظر و رسوبات و فرآیندهای آنها به درک بیشتر معادل قدیمی آنها کمک می‌کند. دلایل زیادی برای مطالعه سنگهای رسوبی وجود دارد زیرا ارزش اقتصادی کانی‌ها و مواد موجود در آنها کم نمی‌باشد. سوخت‌های نفت و گاز از پختگی مواد آلی در رسوبات مشتق شده و سپس این مواد به یک سنگ مخزن مناسب ، که عمدتا یک سنگ رسوبی متخلخل است، مهاجرت می‌کند. ذغال ، سوخت فسیلی دیگری است که البته در توالی‌های رسوبی نیز وجود دارد. روشهای رسوب شناسی و سنگ شناسی به طور گسترده در پی جویی ذخایر جدید این منابع سوختی و سایر منابع طبیعی مورد استفاده قرار می‌گیرد. سنگهای رسوبی بیشتر آهن ، پتاس ، نمک و مصالح ساختمانی و بسیاری دیگر از مواد خام ضروری را تامین می‌کنند. محیطها و فرآیندهای رسوبی و جغرافیای قدیمی و آب و هوای قدیمی ، همگی را می‌توان از مطالعه سنگهای رسوبی استنباط کرد. اینگونه مطالعات به شناسایی و درک تاریخ زمین شناسی زمین کمک فراوانی می‌کند. سنگهای رسوبی حاوی زندگی گذشته زمین ، به فرم فسیل‌ها هستند .

اسلاید 92: چینه‌ شناسی ریشه لغوی چینه شناسی یا Stratigraphy از دو واژه یونانی stratos به معنی چینه (لایه – طبقه) و کلمه graphos به معنی نگاشتن ترکیب شده است و علمی است که اصولا از روابط موجود بین طبقات سنگهای رسوبی بحث می‌کند

اسلاید 93: دید کلی مطالعات چینه شناسی از یک طرف مبتنی بر شناخت توالی طبقات رسوبی در زمانهای مختلف زمین شناسی به منظور پی بردن به تاریخ حوادث زمین و تکامل موجودات بوده ، از طرف دیگر تغییرات جانبی رخساره‌ها در مکانهای مختلف را بررسی می‌نماید که به وسیله آن با وضع جغرافیایی گذشته زمین در هر زمان آشنا می‌شویم. بطور کلی در مطالعات چینه شناسی حوادث مختلف زمین (مانند پدیده‌های ولکانیسم ، گرانیتیزاسیون ، رسوب گذاری ، دگرگونی و ...) مورد بررسی قرار می‌گیرد. امروزه به عبارت ساده منظور از علم چینه شناسی ، مطالعه و شناخت رخساره‌ها در زمانها و در مکانهای مختلف و ارتباط آنها با یکدیگر می‌باشد

اسلاید 94: تاریخچه علم چینه شناسی در سال 1500 میلادی لئوناردو داوینچی (1519-1452 میلادی) صدفهای فسیل شده را در شمال ایتالیا پیدا کرد. وی متوجه شد که این صدفها در نواحی دریایی وجود دارند. این لایه‌ها را بعدا استنو مطالعه کرد و به این واقعیت پی برد که این صدفها به علت پوسته شکننده خود نمی‌توانسته‌اند مسافت زیادی را طی کرده باشند. همچنین وی متوجه شد که در بین لایه‌ای فسیل‌دار ، لایه‌ای فاقد فسیل وجود دارند. داوینچی حدس زد که طغیانهای فصلی رودخانه‌ها موثرتر از یک طغیان جهانی هستند. بی شک یکی از پیشگامان علم چینه شناسی که خدمات ارزنده‌ای به این علم کرد، نیکلاس استنو محقق برجسته دانمارکی مقیم شهر فلورانس بود. استنو به چند واقعیت مهم پی می‌برد، او متوجه شد که مطالعه یک لایه رسوبی بسیار مهم می‌باشد، چرا که دانه‌ای سنگینتر و سپس دانه‌ای ریزتر ته نشین می شوند و هر تغییر در این کمیت‌ها موجب لایه بندی می‌شود. وی این واقعیت مهم را بیان کرد که یک سری لایه که دارای مجموعه‌های تخریبی و فسیلی هستند با هم انباشته نشده‌اند بلکه لایه‌های پایینی قدیمی‌تر از لایه‌های بالایی هستند و بر همین اساس وی اصل روی هم قرار گرفتن لایه‌ها را بیان کرد. در سال 1723 یک طبیعت شناس انگلیسی به نام جان وودوارد لایه های رسوبی شمال فرانسه و انگلستان را بر اساس صدفهای مشابه تطابق داد. در سال 1870 شیمیدان برجسته فرانسوی لاووازیه به ارزش تعیین سن توسط فسیلها و همچنین به ارزش آنها در تعیین شرایط محیط گذشته پی برد.

اسلاید 95: بر اساس اصل یکسان گرایی Uniformitarianism جیمز هاتن ، در سال 1905 ، جی کی اصل «زمان حال کلید گذشته است» را عنوان کرد. یعنی با مطالعه حوادث امروزی زمین شناسی می‌توان در گذشته زمین نیز این حوادث را پیدا کرد. امروزه این اصل را Principle of Actualism می‌نامند که برای معادل فارسی این اصل می‌توان اصطلاح حال معیاری را به کار برد.

اسلاید 96: کاربرد علم چینه شناسی علم چینه شناسی نقش مهمی در زمینه‌های مختلف زمین شناسی اقتصادی دارد. از این علم در حفاریهای مربوط به ذخایر نفت و آب و همچنین در کشف کانسارهای رسوبی و تعیین سن نسبی رگه‌های معدنی استفاده می‌نمایند. در حفاریهای مربوط به آبهای زیرزمینی نیز برای شناسایی چگونگی وضع ساختمانی و یافتن طبقات غیر قابل نفوذ و عمق سطح ایستابی از چینه شناسی استفاده می شود. علم چینه شناسی کمک شایانی به کشف کانسارهای رسوبی از قبیل بوکسیت ، سولفورها، نیتراتها ، فسفاتها ، خاک نسوز (کانی‌های رسی) ، زغال سنگ و از این قبیل ... که هر یک تحت شرایط خاص رسوبی در ادوار مختلف زمین شناسی تشکیل شده است، می‌نماید. به عنوان مثال وجود کانسار بوکسیت در پرمین بالایی ایران معرف شرایط مطلوب برای تشکیل این کانسار است. بنابراین کشف کانسار بوکسیت در نقاطی که سنگهای پرمین بالایی وجود دارد، امکانپذیر است. همچنین مطالعات چینه شناسی معلوم داشته است که ژوراسیک زیرین و میانی در ایران غربی و مرکزی دوره گسترش بیشتر و وسیع تر تشکیلات ذغالی است

اسلاید 97: ارتباط چینه شناسی با سایر علوم علم چینه شناسی ، تاریخ حوادث زمینی را بر ما معلوم می‌دارد. بنابراین ، می‌توان گفت که این علم تقریبا با تمام علوم زمین شناسی کم و بیش در ارتباط است. در این مورد فسیل شناسی اساس و پایه علم چینه شناسی به شمار رفته ، این دو رشته رابطه نزدیکی با یکدیگر پیدا می‌کنند. در اصل پیوستگی لایه‌های رسوبی ، شناسایی خواص سنگ شناسی هر رخساره ، چینه شناسی را با علم سنگ شناسی مربوط می‌کند سرانجام رویهم قرار گرفتن طبقات که ممکن است در اثر عوامل تکتونیکی تغییر کرده باشد، جهت یافتن طبقات همزمان و ایجاد تطابق چینه شناسی بین آنها ، علم تکتونیک را با چینه شناسی مربوط می‌کند. علاوه بر اصول نامبرده می‌توان از روی قواعد و قوانین رسوب شناسی ابتدا و انتهای تشکیل یک طبقه رسوبی را دقیقا تعیین کرد

اسلاید 98: فسل شناسی یا دیرینه شناسی یا پالئونتولوژی پالئونتولوژی یا دیرینه شناسی از سه کلمه یونانی Paleos به معنی دیرین و Onta به مفهوم موجودات و Logos به مفهوم شناخت و بحث کردن گرفته شده است.

اسلاید 99: دید کلی فسیل شناسی بحث درباره گیاهان و جانورانی است که سابقا در سطح زمین زندگانی کرده‌اند. بقایا و اثراتی را که از گیاهان و جانورانی در رسوبات مختلف زمین دیده می‌شود، فسیل می‌نامند و فسیل شدن عبارت از مجموع پدیده‌هایی است که در نتیجه آن آثار و بقایای گیاهان و جانوران در رسوبات مختلف زمین حفظ می‌شوند. نخستین شرط لازم برای اینکه جانور یا گیاهی فسیل شود این است که گیاه یا جانور در هوای آزاد نماند و بواسطه خاک یا عوامل دیگر محفوظ گردد و در میان رسوبات جای گیرد. بنابراین هر چه جانور یا گیاه کوچکتر باشد، بهتر باقی خواهد ماند. در صورتی که جانوران بزرگ به ندرت باقی می‌مانند و بصورت فسیل دیده می‌شوند.                                                                                                 

اسلاید 100: تاریخچه فسیل شناسی از زمانهای قدیم مورد بحث و توجه انسان واقع شده ، حتی انسانهای دوره پارینه سنگی اکثرا در صدد تجسس و تحقیق فسیل بر آمده و آنها را کلکسیون می‌نموده‌اند. عده‌ای دیگر ، از این فسیلها به عنوان زینت استفاده می‌کردند (گردنبند و گلوبند و غیره ). این فسیلها که به توسط انسان جمع ‌آوری شده در اکثر غارهای فرانسه و بلژیک و مصر دیده می‌شوند. سیر تحولی و رشد آناکسیماندر ( 6 قرن قبل از میلاد ) عقیده داشته است که زمین در اثر تغییراتی به حالت کنونی در آمده ، البته عقاید او متکی به اطلاعات فسیل شناسی و زمین شناسی بوده است. یثاغورث که پیشوای پیتاگوریسینها بوده چنین می‌نویسد: قبول کنید که هیچ چیز در این دنیا از بین نمی‌رود بلکه تغییر صورت می‌دهد و به اشکال دیگری در می‌آید. کوههای مرتفع امروزی قعر دریاهای قدیمی می‌باشند و یافتن صدفهای دریایی در این کوهها دال بر این امر است. ارسطو ( 400 سال قبل از میلاد ) تحقیقاتی در جانور شناسی و تشریح مقایسه‌ای و رویان شناسی کرده است نامبرده عقیده دارد که طغیان دریا در روی خشکیها باعث می‌شود که فسیلها به وجود آیند. فالوپ معتقد بود که فسیلها در نتیجه تخمیر زیرزمینی تشکیل گردیده‌اند. .

اسلاید 101: ابو علی سینا پزشک و طبیعیدان معروف ایرانی معتقد بود که فسیلها حیوانات زنده‌ای بوده‌اند که سابقا در سطح زمین می‌زیسته‌اند. اردان در سال 1552 اعلام کرد صدفهایی که در نواحی دور از دریا پیدا می‌شوند معلوم می‌دارند که آن نواحی سابقا به واسطه دریا احاطه شده‌اند. لامارک ( 1832 ـ 1744 ) کتابی به نام فلسفه جانور شناسی فراهم آورده و در این کتاب طریقه اشتقاق جانوران را از یکدیگر بیان کرده است. داروین ( 1882 ـ 1809 ) برای مطالعه شعب علوم طبیعی در سن بیست و دو سالگی عازم آمریکا می‌گردد و در همین آزمایشگاه طبیعت است که علوم طبیعی را فرا می‌گیرد و تئوری تکامل و تغییرات تدریجی برای او آشکار می‌گردد. به عقیده وی اشکال مختلف جانوران از یکدیگر منشعب می‌گردند

اسلاید 102: انواع فسیل شناسی فسیل شناسی گیاهان فسیل شناسی جانوران                                                                                                  انواع فسیلها فسیلهای شاخص این فسیلها دارای گسترش جغرافیایی وسیع بوده ولی در زمان کوتاه زمین شناسان می‌زیسته‌اند. مانند فسیل آمونیت که منحصرا در کرتاسه میانی وجود داشته است. فسیلهای غیر شاخص این فسیلها تقریبا در تمام دوره‌ها و یا دورانهای زمین شناسی وجود داشته‌اند و شاخص زمان معین و کوتاه زمین شناسی نیستند. مانند برخی دوکفه‌ای‌ها ، شکم پایان ، مرجانها و غیره.

اسلاید 103: فسیلهای رخساره فسیلهایی هستند که ارزش پالئوژئوگرافی آنها بیش از اهمیت بیوستراتیگرافی آنهاست. این فسیلها می‌توانند معرف وضعیت جغرافیایی زمان زیست خود از نظر آب و هوا و سایر شرایط محیط زیستی باشند. مثلا فسیل کلنیه‌ای مرجانی حاکی از محیط ساحلی دریا و آب و هوای استوایی تا نیمه استوایی است. کاربرد فسیلها در زمین شناسی مهمترین کاربرد فسیلها در تعیین سن طبقات زمین می‌باشد. فسیلها معرف شرایط محیطی جغرافیای دیرینه بوده و در این مورد اطلاعات با ارزشی را در اختیار دانشمندان قرار می‌دهند.

اسلاید 104:

اسلاید 105:                                                                                                  ضخامت پوسته ايران بر اساس نقشه گراني‎سنجي موهو،((دهقاني و ماكريس (1983)،طرح از نوگل سادات1374))

اسلاید 106:                                                                                                  شكل 1-1- جايگاه زمين‎شناسي ايران در نوار چين خورده آلپ – هيماليا

اسلاید 107: بسياري از زمين‎شناسان بر اين باوراند كه برخورد نهايي دو ورق زاگرس و ايران مركزي به سن كرتاسة پسين – پالئوسن است. چنانچه اين فرض درست باشد در آن صورت فرآيندهاي ماگمايي ترشيري اروميه – بزمان را مي‎توان نوعي ماگماتيسم بعد از برخورد قاره‎اي دانست كه وابسته به پديدة فروروانش نيست (عميدي، امامي، 1984).    * بيشتر زمين‎شناسان بر اين باوراند كه زمان به هم رسيدن و چفت شدگي آغازين دو ورق ايران مركزي و زاگرس – عربستان در اواخر كرتاسه بوده است. به همين دليل، كمان ماگمايي اروميه – بزمان كه حاصل فرورانش و چفت شدگي است، بايد به سن كرتاسة پسين باشد. در حالي كه تكاپوهاي آتشفشاني اين كمربند در ائوسن آغاز شده و در ميوسن به بيشترين مقدار رسيده است، يعني زماني كه گمان مي‎رود فرورانش به پايان رسيده و برخورد نهايي ورق‎ها صورت گرفته است.    به لحاظ وجود رخنمون‎هاي افيوليتي در محل راندگي اصلي زاگرس، وجود يك اشتقاق درون قاره‎اي بين ايران مركزي و زاگرس – عربستان حتمي است. ولي، محل و زمان اشتقاق، ميزان جدايش بين دو ورق و حتي زمان به هم رسيدن دوبارة ورق‎ها و چگونگي بسته شدن آن پرسش‎هايي است كه هنوز به طور نهايي پاسخ داده نشده است.    افيوليت‎هاي كرمانشاه و نيريز باعث شده‎اند تا گروه بزرگي از زمين‎شناسان، محل اشتقاق را منطبق بر راندگي امروز زاگرس بدانند.    در حالي كه فالكن (1967)، علوي (1991)، محل زميندرز را در حدود 130 كيلومتر به سوي شمال خاور و در لبة جنوب باختري كمان اروميه – بزمان مي‎دانند.    چنانچه اشتقاق بين ورق ايران و ورق زاگرس – عربستان محل جدايش دو قارة اوراسيا و گندوانا باشد، پديدة اشتقاق بايد بسيار كهن باشد در حالي كه اسميت (1973) به زمان پرمين باور دارد و شواهد مستند دال بر ترياس پسين است.

اسلاید 108:   اسميت، هاميلتون (1970)، اشتقاق دو ورق را به پهناي هزاران كيلومتر دانسته‎اند در حالي كه گروهي از جمله نبوي (1355) اشتقاق مورد نظر را از نوع درياي سُرخ مي‎دانند و بر اين باوراند كه بازشدگي قسمت‎هايي از ايران، در طول شكاف‎هاي سراسري و بوجود آمدن كافت‎ها، پديده‎اي است كه مي‎توانسته است موجب بوجود آمدن پوسته‎هاي اقيانوسي باشد. و لذا، مقدار پوستة اقيانوسي آن چنان نبوده كه بتواند در مراحل فرورانش عمل كند. به نظر اشتوكلين (1984) نيز، تتيس جوان مي‎توانسته يك گودال باريك باشد و هيچ‎گاه پوستة اقيانوسي زيادتري نسبت به آنچه امروزه در كمربندهاي افيوليتي مي‎بينيم، توليد نكرده است. و يا، كشفي (1976) با انگارة زمين‎ساخت صفحه‎اي در جنوب ايران موافق نيست و بر اين باور است كه ديدگاه زمين ناوديسي، براي توضيح زاگرس و ديگر رشته كوه‎هاي تتيس سازگاري بيشتر دارد.    زمان و چگونگي به هم رسيدن دوبارة ورق‎ها همچنان مي‎تواند قابل بحث باشد. دگرشيبي ميان سازند تاربور (به سن ماستريشتين)، و مجموعه‎هاي افيوليتي - راديولاريتي نيريز سبب شده است تا بيشتر زمين‎شناسان بسته شدن كافت زاگرس را به سن پيش از ماستريشتين (كرتاسة پسين) بدانند. ولي، پورحسيني (1983) توده‎هاي نفوذي اليگوسن – ميوسن مناطق نطنز، سرچشمه و جبال‎بارز را با روند زميندرز زاگرس همروند و به دليل درياي عمان از نوع پوستة اقيانوسي است كه با سرعت 8/4 سانتي‎متر در سال به زير مكران كشيده مي‎شود (لوپيشون، 1968) و يا، در بستر درياي خزر، يك پوستة قديمي اقيانوسي وجود دارد كه به طور شيب‎دار به زير بخش شمالي (البرز) كشيده شده است (گالپرين و همكاران، 1962 – بربريان و كينگ، 1981). جدا از پوسته‎هاي اقيانوسي در جا (بستر عمان و خزر)، مجموعه‎هاي افيوليتي موجود در امتداد پاره‎اي از گسل‎هاي عمدة ايران نيز نوعي پوستة اقيانوسي نابرجا يند كه به دليل بسته شدن اشتقاق‎هاي درون قاره‎اي، به روي پوستة قاره‎اي رانده شده‎اند و رخنمون آنها، محل تقريبي مرز قاره‎هاي كهن را ترسيم مي‎كند.

اسلاید 109:  « ضخامت پوسته » از نقشه گراني‎سنجي موهو، تهيه شده توسط دهقاني و ماكريس (1983)، قابل تفسير است. بر اساس اين نقشه، در زيرراندگي اصلي زاگرس (زاگرس مرتفع)، بي‎هنجاري‎هاي ثقلي به حداقل (230 ± ميلي‎گال) مي‎رسد و در اين ناحيه، پوستة ايران با 50 تا 55 كيلومتر ضخامت، بيشترين ستبرا را دارد. ولي، به سوي جنوب باختر، ناپيوستگي موهو در ژرفاي 40 كيلومتر است، از اين رو به نظر مي‎رسد كه در زاگرس، پوسته از شمال خاور به جنوب باختر نازك مي‎شود. اشنايدر و برزنجي (1986) نيز نشان دادند كه در كمربند چين‎خوردة زاگرس، ناپيوستگي موهو، به سمت شمال خاوري، حدود يك درجه شيب دارد و در ژرفاي 40 كيلومتر است. ولي، در نزديكي راندگي اصلي زاگرس ناپيوستگي موهو 5 درجه شيب دارد و در ژرفاي 65-58 كيلومتر است.

اسلاید 110:  در خاور ايران هم پوستة به نسبت ستبري به ضخامت 40 تا 48 كيلومتر، قابل شناسايي است. در امتداد ساحل درياي عمان پوسته با ستبراي 25 كيلومتر نازك‎ترين بخش از پوستة ايران است. در مرز شمالي ايران به سمت درياي خزر، رشته كوه‎‎هاي البرز ريشه‎اي نشان نمي‎دهد و ضخامتي كمتر از 35 كيلومتر دارد. از سوي ديگر، در فرونشست‎هاي لوت و كوير، پوستة قاره‎اي با ضخامت كمتر از 40 كيلومتر، در تعادل ايزوستازي است. در كمان ماگمايي اروميه – بزمان، ضخامت پوسته 45 تا 50 كيلومتر است و در جنوب باختري زون سنندج – سيرجان ضخامت پوسته به حدود 60 كيلومتر مي‎رسد.    داده‎هاي گوناگون نشان مي‎دهند كه ميانگين ستبراي پوستة قاره‎اي در ايران، حدود 40 كيلومتر است (شكل 1-2). اگرچه افزايش ضخامت پوسته در سنندج – سيرجان و زاگرس مرتفع به رانده شدن ورق ايران مركزي به روي ورق عربستان و تكرار موهو نسبت داده شده است، ولي با توجه به الگوي ساختاري ايران، ديده مي‎شود كه افزايش ضخامت پوسته به طور عمده در محل تقريبي برخورد ورق‎ها است. به همين‎رو دهقاني و ماكريس، ضخيم شدگي پوسته زاگرس مرتفع و سنندج – سيرجان را حاصل فرآيند فشارشي وابسته به بازشدن درياي سرخ مي‎دانند و بر اين باورند كه در اين منطقه، دگرشكلي بيشتر در اثر راندگي و جابجايي سفره‎هاي رانده است و برخورد بين ورق‎ ايران و زاگرس از نوع قاره – قاره است و در حال حاضر هيچ‎گونه فرورانشي در زير منطقة راندگي « ايزوستازي پوسته » نقشة بي‎هنجاري هم‎ايستايي ايران كه بر پاية انگارة تعديل شدة آيري تهيه شده است نشان مي‎دهد كه چگالي بلندي‎ها 67/2، چگالي ميانگين پوسته 75/2، چگالي ريشه كوه‎ها 85/2، چگالي گوشتة بالايي 35/3 گرم بر سانتيمتر مكعب و ضخامت عادي پوسته 30 كيلومتر است. نتايج اين محاسبات در شكل 1-3 خلاصه شده است (دهقاني و ماكريس، 1983).    مطابق اين شكل، در نواحي بزرگي از ايران همچون لوت، فرونشست‎هاي كوير و همچنين رشته كوه‎هاي خـاور ايران و بخش وسيعـي از كوه‎ زاگرس، بي‎هنجاري‎هـاي هم‎ايستايي بين صفــر تا 10± ميلي‎گال و حاكي از تعادل هم‎ايستايي كامل اين مناطق است.

اسلاید 111:   ايران جنوبي (زاگرس)    مراد از ايران جنوبي زمين‎هاي واقع در جنوب باختري زميندرز تتيس جوان است كه شامل بلنديهاي باختر و جنوب باختري ايران (زاگرس) است و گسترههاي لرستان، خوزستان و فارس را در بر دارد. از نگاه زمين شناسي، در بارة مرز شمال خاوري ايران جنوبي، اتفاق نظر وجود ندارد. زمين شناساني مانند فالكن (1961)، مككوييلن (1974)، بُرو (1987)، علوي (1991) بخش شمال خاوري زاگرس را زوني با ساختار پيچيده همراه با سنگهاي دگرگوني مي دانند كه در فرهنگ زمين شناسي ايران، به گونه‎اي فراگير از آن به عنوان «زون سنندج – سيرجان » ياد مي شود. فرهودي (1978) و علوي (1994) مرز شمال خاوري زاگرس را كمربند آتشفشاني اروميه – بزمان مي دانند. به نظر فرهودي، اين كمربند بخشي از سيستم كماني كوهزاد زاگرس است كه با خط عمان از سيستم كماني مكران جدا مي شود. ولي، بسياري از گزارشهاي زمين شناسي، از جمله اشتوكلين (1968)، نبوي (1355)، افتخارنژاد (1359)، بربريان (1981)، آقانباتي (1379) با استناد به تحولات زمينساختي، ماگماتيسم – دگرگوني، و شرايط رسوبي متفاوت دو سوي راندگي اصلي زاگرس، مرز شمال خاوري اين پهنه را بر راندگي اصلي زاگرس منطبق مي دانند. دنبالة جنوب خاوري پهنة زاگرس توسط گسل تراديس درون قاره اي ميناب (گسل زندان) از حوضة فليش مكران جدا مي شود، ولي به سمت شمال باختر، زاگرس را مي توان تا بلنديهاي خـاور عراق و جنوب خاور تركيه دنبال كرد. به سوي جنوب – جنوب باختر، ويژگي هاي زمين شناختي زاگرس با اندك تغييراتي در رخساره هاي سنگي و الگوي ساختاري تا خليج فارس و سكوي عربستان ادامه دارد. نبود فعاليت‎هاي آذرين، وجود مادر سنگ‎هاي متعدد و بسيار غني از مواد آلي، سنگ مخزن‎هاي‎ متخلخل و تراواي متعدد با سنگ‎پوش‎هاي مناسب، شرايط منحصر به فردي را براي توليد و انباشت هيدروكربن در زاگرس فراهم كرده تا اين پهنه از نفت‎خيزترين حوضه‎هاي رسوبي دنيا باشد (افشارحرب، 1380). از نظر جغرافيايي زاگرس را مي‎توان به نواحي لرستان، خوزستان و فارس تقسيم كرد (شكل 2-2).   

اسلاید 112: بـربـريان (1977) بر پايــة انباشتــه هاي نمكي سري هرمـز، زاگـــرس را به دو بخش جنوب خـــاوري، يا «حوضة هرمز» و بخش شمال باختري، يا «حوضة اهواز» تقسيم مي‎كند كه مرز جدايي اين دو، بر خطوارة قطر – كازرون است.    از نظر زمين‎ريخت‎شناسي از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زاگرس مرتفع (زاگرس داخلي)، زاگرس چين‎خورده (زاگرس بيروني) و دشت خوزستان است. از نظر الگوي ساختاري از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زون راندگي‎ها، كمربند چين‎خورده، فروافتادگي دزفول و دشت آبادان است.

اسلاید 113: تاريخچة چينه‎اي زاگرس    همة سنگهاي زاگرس را مي توان به دو گروه پي سنگ دگرگونه پركامبرين و پوشش رسوبي روي پي سنگ تقسيم كرد. اشتوكلين (1968)، مراحل سه گانة زير را در تكوين حوضة زاگرس مؤثر مي داند.    مرحلة فلات قاره (پركامبرين پسين – ترياس مياني)    مرحلة بزرگ ناوديسي ( ترياس مياني – پليوسن)    مرحلة پس از كوهزايي (پليوسن – زمان حال)    علوي (1994)، با توجه به رخساره‎هاي سنگي و پيامد رويدادهاي زمين‎ساختي، سنگهاي زاگرس را به واحدهاي زمين‎ساختي – چينه‎شناختي زير تقسيم مي كند    1- رخساره هاي سكويي قارة گندوانا، به سن پركامبرين پسين – ترياس مياني    2- رخساره هاي فلات قارة جنوب تتيس جوان، به سن ژوراسيك – كرتاسه    3- رسوبهاي پيش خشكي سنوزوييك (دريايي – غيردريايي) كه همزمان با كوهزايي آلپ و در يك درياي پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده اند.    اوبراين (1950)، بر پاية رفتارشناسي سنگها، رديفهاي رسوبي زاگرس را به گونة زير تقسيم مي كند:    1- گروه پي سنگ (پركامبرين)    2-گروه متحرك زيرين، شامل سري هرمز به سن پركامبرين پسين - كامبرين، به ضخامت تا 4 هزار متر    3-گروه مقاوم، شامل سازندهاي زمان كامبرين تا ميوسن ، به ضخامت 6 تا 7 هزار متر    4-گروه متحرك بالايي، شامل سازند گچساران، با 1600 متر ضخامت    5-گروه نامقاوم، شامل سازندهاي ميشان، آغاجاري، بختياري، به ضخامت 3 تا 4 هزار متر   

اسلاید 114: بررسي چينه نگاري ترادفي پهنة زاگرس نشانگر آن است كه اين بخش از ايران، در فاصلة زماني پركامبرين – ترياس مياني بخشي از ابرقارة گندوانا بوده است. از ترياس مياني، با تكوين تتيس جوان، شرايط دريايي ويژه‎اي بر آن حاكم بوده است. از كرتاسة پسين به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتيس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ايران مركزي، محيطهاي رسوبي از نوع همزمان با كوهزايي بوده اند. اگرچه پيشينة فاز كوهزايي در پليوسن بوده است، ولي دگرشكلي، همچنان بر زاگرس تحميل مي شده است.

اسلاید 115:   زيرپهنه‎هاي زاگرس    براي بيان ويژگي هاي عمومي زاگرس مي توان از تلفيق دو ديدگاه زمين‎ريخت‎شناسي و الگوي ساختاري ياري جست و زاگرس را به دو زيرپهنة « زون راندگي‎ها » و « زاگرس چين‎خورده » تقسيم كرد.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                    

اسلاید 116:   الف) زيرپهنة راندگيها: اين زون با پهناي 10، تا 65 كيلومتر، به صورت نواري كم پهنا است كه بلندترين قسمت كوههاي زاگرس را تشكيل مي دهد و به همين رو گاهي به آن زاگرس مرتفع گفته مي‎شود. زون راندگي هـا (اشتوكلين، 1968)، زون راندگيهاي هم‎پوشان (فالكن، 1969)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلي و سرانجام زون خرد شده نامهاي ديگري است كه به اين بخش داده شده است. مرز شمال خاوري اين زير پهنه به راندگي اصلي زاگرس و مرز جنوب باختري با يك راندگي مهم بسته مي‎شود كه از شمال كوه كينو و جنوب دهنگان و كوه سبزو مي گذرد (مطيعي، 1374).    در زاگرس مرتفع رخنموني از سنگهاي پركامبرين ديده نشده است. سنگهاي پركامبرين پسين تا ترياس مياني آن رخسارة گندوانايي دارند و همسان ديگر نواحي ايران هستند. ولي، سنگهاي لياس تا ائوسن آن، با ستبراي نزديك به 3500 متر بيشتر از نوع مارنهاي گلوبي ژريندار، راديولاريت، افيوليت و انباشته‎هاي آواري از نوع فليش‎اند كه گاه با فعاليت آتشفشاني زير دريايي همراهاند. سنگهاي ياد شده نشان مي دهند كه اين بخش، برخلاف امروز، در زمان مزوزوييك تا اوايل سنوزوييك گودترين بخش حوضة زاگرس بوده است.

اسلاید 117: چنين مي‎نمايد كه در اثر نيروهاي كششي وابسته به رخداد كوهزايي سيمرين پيشين، ستبراي پوسته در زون راندگي‎ها كاهش يافته، به طوري كه در بخش شمال باختري آن (كرمانشاه) در طي ترياس پسين – كرتاسه، گودي باريك و عميق پديدار شده و در آن رسوب هاي شبه توربيديت، متشكل از آهك (سنگ آهك بيستون)، شيل، ماسه سنگ، راديولاريت و روانه هاي آتشفشاني انباشته شده‎اند. ولي، در بخش جنوب خاوري اين گودي (نيريز) شكستگي كامل پوسته، موجب اقيانوسزايي و تشكيل مجموعه هاي افيوليتي گرديده است. گفتني است كه در ناحية نيريز، آميزه هاي افيوليتي ياد شده، به گونة دگرشيب، با سنگ آهك مرجاني – ريفي كرتاسه بالايي (سازند تاربور) پوشيده شده‎اند، در حالي كه بخش شمال باختري در نتيجةكوهزايي لاراميد دچار چين خوردگي و دگرشكلي شده است. بدينسان مي توان نتيجه گرفت كه:    1- در زون راندگيها، رفتار ساختاري و رويدادهاي زمين‎ساختي يكسان و همزمان نبوده‎اند.    2- دگرشكلي زاگرس مرتفع كهن تر از بخش چين خوردة آن است.

اسلاید 118: گفتني است كه فالكن (1974)، به دو فاز چين خوردگي در اين بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر كرتاسه رخ داده است كه رابطة ناهمساز فليشهاي كرتاسه با رسوبات ائوسن مياني مبين آن است. فاز دوم را از اواخر ميوسن تا امروز مي داند كه شدت آن در پليوسن در بيشترين مقدار بوده است.    يكي از ويژگيهاي زاگرس مرتفع، وجود راندگي هاي فراوان است. شيب راندگيها به سوي شمال خاوري است ولي مقدار جابه‎جايي آنها به خوبي دانسته نيست و تنها با ملاحظة راندگي سنگهاي كامبرين بر روي رديفهاي پليوسن مي توان به تصوري از مقدار جابه‎جايي دست يافت (مطيعي، 1374). چنين وانمود مي‎شود كه در اين محدوده، نخست چينها در كرتاسة پسين شكل گرفته و سپس در فاز بعدي، راندگي ها به وجود آمده باشند (فالكن، 1974). ولي، بر خلاف شواهد موجود، هيتز و مك كوييلن (1974) پديده هاي چين خوردگي و راندگي را به حركتهاي كوهزايي پس از پليوسن نسبت مي دهند.    كازمين و همكاران (1986)، فلسهاي روراندة زاگرس مرتفع را نهشته هاي انباشته در حاشية غير فعال سكوي عربستان مي دانند كه در محل جدايش ورق زاگرس و ورق ايران مركزي در بخشهاي ژرف تتيس انباشته شده و پس از برخورد اين دو ورق، به صورت سفره هاي نابرجا، بر روي سكوي عربستان رانده شده اند.

اسلاید 119: نظريه و جايگاه نونتيس اول و دوم                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 120: پهنه هاي اصلي رسوبي – ساختاري ايران       مقدمه    داده هاي زمين شناختي ايران نشانگر آن است كه فرآيندهاي دروني و بيروني زمين، در زمان و مكان، پيامدهايي متفاوت داشته اند و به همين‎رو، الگوي ساختاري، تحولات زمينساختي، شرايط رسوبي و زيستي ايران در دوره‎هاي گوناگون زمين شناختي، پيچيدگي خاص دارد. ناهمساني رسوبي و زمينساختي تا بدانجا است كه بيان ويژگي هاي يكسان را براي بسياري از مناطق ايران ناممكن مي سازد و به همين رو، از گذشته هاي دور، تقسيم ايران به پهنه هاي رسوبي – ساختاري گوناگون مورد توجه بوده است.    نخستين بار اشتوكلين (1968)، با توجه به پيچيدگي هاي ساختاري و شرايط متفاوت رسوبي، ايران را به چند حوضة رسوبي – ساختاري جداگانه تقسيم كرد. اين تقسيم بندي كه بنيادي ترين تعبير و تفسير بود، مبنايي براي كار پژوهشگران بعدي شد. بعدها، با آگاهي هاي بيشتر، حقايق روشن تري از ويژگي هاي رسوبي – زمينساختي ايران به دست آمد كه ارائة تقسيم بندي هاي جامع تر منطقه اي را ممكن ساخت كه از آن جمله مي توان به كار نبوي (1355)، افتخارنژاد (1359)، اشتامفلي (1978)، بربريان (1981)، نوگل سادات (منتشر نشده)، علوي (1991)، آقانباتي (1379) اشاره كرد.

اسلاید 121:

اسلاید 122: عواملي كه در پهنه بندي ايران، به حوضه هاي رسوبي – زمينساختي جدا نقش داشته اند، بسيار گوناگون اند كه از ميان آنها، موقعيت ويژة ايران در محل برخورد دو ابرقارة اوراسيا و گندوانا، چيرگي زمين‎ساخت قطعه‎اي، بلوكي، جدايش و برخورد ورقه اي قاره اي، تحولات زمينساختي وابسته و سرانجام تداوم عوامل كارآ، نقش بيشتري دارند. با اين حال، در يك نگاه دقيق تر، عوامل زير را مي توان در تقسيم ايران، به حوضه هاي رسوبي – ساختاري جدا، مؤثر دانست.    * نوع پوسته ( قاره اي – اقيانوسي)    * شرايط حاكم بر حوضه هاي رسوبي گذشته    * تفاوت رخساره هاي سنگي – زيستي ترادفهاي « همزمان » در نواحي گوناگون    * تحولات زمينساختي و پيامدهاي آنها، مانند شدت و سازوكار چين خوردگي ها، فعاليت هاي ماگمايي (دروني- بيروني)، فرآيندهاي دگرگوني و 000    * الگوي ساختاري    با توجه به عوامل ياد شده و همچنين تلفيق و جمع بندي ديدگاه هاي گوناگون و به ويــژه شـواهد دو زميندرز عمـدة تتيس كهن و تتيس جوان، ايران را مي توان به پهنه هاي اصلي رسوبي – ساختاري زير تقسيم كرد (شكل 2-1). به اين بخش‎ها، بايد دو پهنة زابل و مكران را افزود كه « زابل » بخشي از واحد زمينساختي داري‎رود افغانستان و « مكران » يك منشور برافزايشي است كه بر فراديوارة يك زون فرو رانش كم شيب قرار دارد.

اسلاید 123:  ايران جنوبي (زاگرس)    مراد از ايران جنوبي زمين‎هاي واقع در جنوب باختري زميندرز تتيس جوان است كه شامل بلنديهاي باختر و جنوب باختري ايران (زاگرس) است و گسترههاي لرستان، خوزستان و فارس را در بر دارد. از نگاه زمين شناسي، در بارة مرز شمال خاوري ايران جنوبي، اتفاق نظر وجود ندارد. زمين شناساني مانند فالكن (1961)، مككوييلن (1974)، بُرو (1987)، علوي (1991) بخش شمال خاوري زاگرس را زوني با ساختار پيچيده همراه با سنگهاي دگرگوني مي دانند كه در فرهنگ زمين شناسي ايران، به گونه‎اي فراگير از آن به عنوان «زون سنندج – سيرجان » ياد مي شود. فرهودي (1978) و علوي (1994) مرز شمال خاوري زاگرس را كمربند آتشفشاني اروميه – بزمان مي دانند. به نظر فرهودي، اين كمربند بخشي از سيستم كماني كوهزاد زاگرس است كه با خط عمان از سيستم كماني مكران جدا مي شود. ولي، بسياري از گزارشهاي زمين شناسي، از جمله اشتوكلين (1968)، نبوي (1355)، افتخارنژاد (1359)، بربريان (1981)، آقانباتي (1379) با استناد به تحولات زمينساختي، ماگماتيسم – دگرگوني، و شرايط رسوبي متفاوت دو سوي راندگي اصلي زاگرس، مرز شمال خاوري اين پهنه را بر راندگي اصلي زاگرس منطبق مي دانند. دنبالة جنوب خاوري پهنة زاگرس توسط گسل تراديس درون قاره اي ميناب (گسل زندان) از حوضة فليش مكران جدا مي شود، ولي به سمت شمال باختر، زاگرس را مي توان تا بلنديهاي خـاور عراق و جنوب خاور تركيه دنبال كرد

اسلاید 124: . به سوي جنوب – جنوب باختر، ويژگي هاي زمين شناختي زاگرس با اندك تغييراتي در رخساره هاي سنگي و الگوي ساختاري تا خليج فارس و سكوي عربستان ادامه دارد. نبود فعاليت‎هاي آذرين، وجود مادر سنگ‎هاي متعدد و بسيار غني از مواد آلي، سنگ مخزن‎هاي‎ متخلخل و تراواي متعدد با سنگ‎پوش‎هاي مناسب، شرايط منحصر به فردي را براي توليد و انباشت هيدروكربن در زاگرس فراهم كرده تا اين پهنه از نفت‎خيزترين حوضه‎هاي رسوبي دنيا باشد (افشارحرب، 1380). از نظر جغرافيايي زاگرس را مي‎توان به نواحي لرستان، خوزستان و فارس تقسيم كرد (شكل 2-2).    بـربـريان (1977) بر پايــة انباشتــه هاي نمكي سري هرمـز، زاگـــرس را به دو بخش جنوب خـــاوري، يا «حوضة هرمز» و بخش شمال باختري، يا «حوضة اهواز» تقسيم مي‎كند كه مرز جدايي اين دو، بر خطوارة قطر – كازرون است.    از نظر زمين‎ريخت‎شناسي از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زاگرس مرتفع (زاگرس داخلي)، زاگرس چين‎خورده (زاگرس بيروني) و دشت خوزستان است. از نظر الگوي ساختاري از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زون راندگي‎ها، كمربند چين‎خورده، فروافتادگي دزفول و دشت آبادان است.

اسلاید 125:   تاريخچة چينه‎اي زاگرس    همة سنگهاي زاگرس را مي توان به دو گروه پي سنگ دگرگونه پركامبرين و پوشش رسوبي روي پي سنگ تقسيم كرد. اشتوكلين (1968)، مراحل سه گانة زير را در تكوين حوضة زاگرس مؤثر مي داند.    مرحلة فلات قاره (پركامبرين پسين – ترياس مياني)    مرحلة بزرگ ناوديسي ( ترياس مياني – پليوسن)    مرحلة پس از كوهزايي (پليوسن – زمان حال)    علوي (1994)، با توجه به رخساره‎هاي سنگي و پيامد رويدادهاي زمين‎ساختي، سنگهاي زاگرس را به واحدهاي زمين‎ساختي – چينه‎شناختي زير تقسيم مي كند    1- رخساره هاي سكويي قارة گندوانا، به سن پركامبرين پسين – ترياس مياني    2- رخساره هاي فلات قارة جنوب تتيس جوان، به سن ژوراسيك – كرتاسه    3- رسوبهاي پيش خشكي سنوزوييك (دريايي – غيردريايي) كه همزمان با كوهزايي آلپ و در يك درياي پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده اند.   

اسلاید 126: اوبراين (1950)، بر پاية رفتارشناسي سنگها، رديفهاي رسوبي زاگرس را به گونة زير تقسيم مي كند:    1- گروه پي سنگ (پركامبرين)    2-گروه متحرك زيرين، شامل سري هرمز به سن پركامبرين پسين - كامبرين، به ضخامت تا 4 هزار متر    3-گروه مقاوم، شامل سازندهاي زمان كامبرين تا ميوسن ، به ضخامت 6 تا 7 هزار متر    4-گروه متحرك بالايي، شامل سازند گچساران، با 1600 متر ضخامت    5-گروه نامقاوم، شامل سازندهاي ميشان، آغاجاري، بختياري، به ضخامت 3 تا 4 هزار متر    بررسي چينه نگاري ترادفي پهنة زاگرس نشانگر آن است كه اين بخش از ايران، در فاصلة زماني پركامبرين – ترياس مياني بخشي از ابرقارة گندوانا بوده است. از ترياس مياني، با تكوين تتيس جوان، شرايط دريايي ويژه‎اي بر آن حاكم بوده است. از كرتاسة پسين به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتيس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ايران مركزي، محيطهاي رسوبي از نوع همزمان با كوهزايي بوده اند. اگرچه پيشينة فاز كوهزايي در پليوسن بوده است، ولي دگرشكلي، همچنان بر زاگرس تحميل مي شده است.

اسلاید 127:   ب) زيرپهنة زاگرس چين خورده: زاگرس چين خورده، به گفته‎اي ديگر «زاگرس بيروني»، با پهناي 150 تا 250 كيلومتر، ناوة 2 حاشيه اي و كراتوني سپر عربستان است كه در مزوزوييك و سنوزوييك در حال نشست پيوسته بوده و ترادفهاي ستبر رسوبي در آن انباشته مي‎شده است. در گسترة زاگرس چين خورده، سنگ‎هاي پركامبرين پسين تا ترياس مياني، رخسارة گندوانايي و مشابه با ديگر نواحي ايران دارند. ولي، توالي هاي مزوزوييك و سنوزوييك آن، با رسوبهاي همزمان ديگر نواحي ايران، رخساره هاي سنگي و حتي زيستي متفاوتي دارند و بيشتر معرف رخساره هاي جنوب تتيس جوان است. اين نكته نشان مي دهد كه از ترياس مياني به بعد، شرايط رسوبي حاكم بر زاگرس چين خورده، نسبت به ديگر مناطق ايران، تفاوت داشته است.

اسلاید 128:

اسلاید 129: در زاگرس چين خورده، رخنموني از سنگهاي پركامبرين ديده نشده و حفاريهاي نفتي نيز تاكنون به پي سنگ نرسيده است. با توجه به بررسي هاي ژئو‎فيزيكي، باور بر اين است كه پي سنگ پركامبرين زاگرس ادامة شمال – شمال خاوري سپر نوبي – عربي است كه از شمال خاور افريقا تا عربستان و حتي در زير حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبي روي پي سنگ، با مجموعه اي از سنگ نمك، انيدريت، سنگ‎آهك، دولوميت سنگهاي آذرين (مجموعة هُرمز) آغاز مي شود كه تغييرات سني آن از پركامبرين پسين تا كامبرين مياني است و بخشي از آنها به صورت حدود 115 گنبد نمكي، از زمان ژوراسيك به بعد به سطح زمين رسيده اند.    بين سنگهاي كامبرين (سازند ميلا) و اردويسين (سازند ايلبيك)، نبود چينه نگاشتي مهمي وجود ندارد. به نظر مي رسد كه يك نبود چينه نگاشتي مهم به بزرگي حدود 40 ميليون سال، از اشكوب ترمادوسين از زمان اردويسين تا ميانة سيلورين در رديف پالئوزوييك وجود دارد. يك نبود چينه شناختي ديگر به بزرگي بيش از 70 ميليون سال، بين اواخر فرازنين از دونين، تمامي كربنيفر تا اشكوب ساكمارين از پرمين مشخص است. در پرمين پسين تمامي زاگرس در زير يك پيشروي گسترده قرار گرفته كه سازند دالان حاصل آن است. سنگهاي ترياس زاگرس چين خورده، رخسارة كربناتي- تبخيري دارد و شامل دو سازند كنگان (در زير) و دشتك (در بالا) است.

اسلاید 130: رسوبات ژوراسيك تا نئوژن زاگرس چين خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شيب بر روي توالي فلات قاره پالئوزوييك قرار دارند. در توالي ژوراسيك – نئوژن اين ناحيه هيچ‎گونه دگرشيبي ناحيه اي ديده نمي شود با اين حال، وجود گودي هاي مستقل جدا شده با پشته هاي برآمده، و به ويژه حركتهاي مشخص زمينساختي، موجب تغييراتي در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گرديده است. چنين تغييراتي به حركتهاي خشكي زاي پيش از كوهزايي نسبت داده شده است كه گاهي سبب پسروي كامل دريا، نبودهاي رسوبي و حتي پديدة لاتريتي شدن گرديده است.    بررسي هاي ديرينه جغرافيا نشان مي دهد كه زاگرس چين خورده در همه جا ويژگي هاي زمين شناختي يكسان ندارد. با تخليص از كار مطيعي (1374)، زير پهنه هاي زير مي تواند معرف ويژگي هاي بيشتر زاگرس چين خورده باشد (شكل 2-3).

اسلاید 131:  «لرستان » بخشي از زاگرس چين خورده است كه روند كلي آن هم ‎راستا با زون راندگيها است. مرز شمال خاوري آن محدود به مرز جنوبي زون راندگيها و مرز خاوري آن منطبق بر خمش بالا رود و مرز باختر – شمال باختري آن منطبق بر جنوبي‎ترين تاقديس زاگرس است كه بر نوار مرزي ايران – عراق منطبق است. مهم‎ترين ويژگيهاي حاكم بر منطقة لرستان عبارت است از:    * روند شمال باختري – جنوب خاوري.    * ساختار متشكل از تناوب تاقديسهاي بزرگ (مانند كبيركوه 000) و كوچك .    * فروريختگيهاي گرانشي فروريزشي .    * زمينلغزه‎هاي بزرگ مانند زمين لغزة سيمره .    * برخورداري از سه خط وارة شمالي – جنوبي كه مي‎توانند در ارتباط با گسلهاي پيسنگ باشند.    * در بر داشتن تاقديسهــايي متشكل از گــروه بنگستان در جنوب و سازند فليشي اميران و سازند گرو در شمال.       « پهنة ايذه » بخشي از زاگرس چينخورده است كه از شمال به مرز جنوبي زون راندگيها، از جنوب با مرز شمال فروافتادگي دزفول، از خاور با گسل كازرون و از باختر به امتداد فرضي گسل عامل خمش بالا رود، محدود مي‎شود. پهناي زون ايذه از 40 كيلومتر در باختر، 115 كيلومتر در شمال بهبهان و 70 كيلومتر در خاور متغير است.    از ويژگيهاي اين زون در بر داشتن گسل ايذه است كه نوعي گسل عرضي، امتداد لغز راستگرد، همسان گسل كازرون، است كه در اثر آن زون ايذه به دو بخش شمال باختري و جنوب خاوري تقسيم ميشود. در بخش شمال باختري هستة تاقديسها از سازندهاي گروه بنگستان (كرتاسه) تشكيل شده و بدون تلههاي نفتي است ولي در بخش جنوب خاوري، سنگ‎آهكهاي آسماري (اليگوسن- ميوسن) سازندة هستة تاقديسهاست كه بالاآمدگي و فرسايش كمتري را نشان مي‎دهد. داشتن ميدانهاي نفتي و گازي از ويژگيهاي بارز بخش جنوب خاوري ايذه

اسلاید 132: « فرو افتادگي دزفول » بخشي از پيشگودال زاگرس و داراي ويژگيهاي زير است:    * يك پديدة ساختاري است كه در جنوب باختري زون راندگيها قرار دارد.    * بيشتر ميدانهاي نفتي ايران را در بر دارد.    * بخشي از زاگرس چينخورده است كه در آن سازند آسماري رخنمون ندارد.    * ميان سه پديدة مهم ساختماني: زون خمشي بالا رود (چپگرد)، زون خمشي جبهة كوهستاني، زون خمشي – گسلي كازرون (راستگر) جاي دارد.    * در فروافتادگي دزفول چند ساختمان مورب نسبت به روند كلي زاگرس وجود دارد كه عبارتند از:    سه برجستگي ساختماني ، با روند شمالي – جنوبي، به نامهاي بلندي هفتگل، بلندي هنديجان و قوس خارك ميش، كنترل شده به وسيلة گسلهاي نرمال قطعه‎اي ژرف پي سنگ، دو خطوارة خاوري – باختري، در شمال فروافتادگي دزفول، يك خطواره در شمال كازرون كه قطعة جنوبي آن 2500 متر پايين افتادگي دارد،    ساختار كلي فروافتادگي دزفول و مرزهاي آن (خمش بالارود، خمش جبهة كوهستاني، زون گسلي كازرون) و همچنين روندهاي شمالي – جنوبي و خاوري – باختري آن، ممكن است در ارتباط با گسلهاي پي سنگ باشند. كهن ترين شاهد حركتي اين ساختارهاي خطي، متعلق به كرتاسة بالا است. ولي، ساختارهاي پيرامون فروافتادگي دزفول و خطواره هاي درون آن‎، به احتمال در ژوراسيك و ترياس و حتي شايد پيش از آن فعال بوده اند. اين ساختمانهاي خطي، تا اليگوسن يا ميوسن مياني همچنان پويا بوده‎اند.    * فروافتادگي دزفول بين 3000 تا 6000 متر پايين افتادگي دارد،ولي نسبت به مناطق همجوار، از نظر زمين‎ساختي پايدارتر و چين خوردگي كمتري دارد.    * در شكل‎گيري اين فروافتادگي عملكرد توأم خطوارة قطر – كازرون (راستگرد) و خطوارة بالارود (چپگرد) نقش اساسي داشته‎اند.    * زمان فروافتادگي پس از آكي‎تانين (آدامز و بورژوا، 1969)، بورديگالين (مطيعي، 1374) و كرتاسة پيشين (قلاوه، 1375) دانسته شده است. تأييد يكي از اين نظرها دشوار است.

اسلاید 133:  « پهنة فـارس » از نگاه جغرافيايي، پهنة فارس به دو بخش فارس داخلي و فارس بيروني 2 تقسيم مي شود. فارس بيروني به دو زير پهنة كوچك‎تر به نام فارس ساحلي3 و فارس به تقريب ساحلي 4 تقسيم مي‎شود. بسياري از زمين شناسان، فارس را گسترة واقع درميان دو گسل كازرون در باختر و گسل ميناب در خاور مي دانند. ولي، مطيعي (1374)، ويژگي هاي زمين شناسي بخش خاوري فارس را متفاوت مي داند و به آن پس خشكي بندرعباس نام داده است (شكل 2-3). بدين‎سان مرز باختري پهنة فارس با زون گسلي كازرون بسته مي‎شود و مرز خاوري آن خطي فرضي است كه از حوالي بندر نَخيلو آغاز و نزديك كوه فينو، شمال بندرعباس، تا راندگي اصلي زاگرس ادامه مي يابد. مرز شمالي فارس، زون راندگي ها و مرز جنوبي آن، خط ساحلي خليج فارس است. مهم‎ترين ويژگي هاي زمين شناختي پهنة فارس عبارت است از: داشتن شرايط سكويــي، به دليل تداوم پي سنگ عـــربستان كه از قطر به فارس مي رسد و از آن به نــام «بلندي گاوبندي» ياد مي شود.     تاقديسها جهت يافتگي گوناگون،E-W، NW–SE و حتي NE-SW، دارند. تغيير روند ساختارها نتيجة عملكرد گسلهاي پي سنگ و يا چرخش بُردار حركت صفحة عربي نسبت به صفحة ايران است.    فارس از نواحي گازخيز و مشهور دنيا است.

اسلاید 134: كومباي (1977)، بر اين باور است كه كمان فارس، به درازاي 750 كيلومتر، فرجام سازوكار دو گسل ميناب (در خاور) و كازرون (در باختر) است، به گونه‎اي كه قشر رسوبي رويي بر روي قطعات متحرك پي سنگ شناوراست.    الگوي چين خوردگي پهنة فارس بيشتر از نوع هم مركز است كه سطوح جدايش زيرين آن در نمكهاي هرمز و سطوح جدايش فرعي و درون سازندي آن در سازندهاي تبخيري دشتك، شيل پابده و گورپي هستند.    «پس‎خشكي بندرعباس» محدوده اي از پايانة جنوب خاوري زاگرس است كه مرز خاوري آن گسل ميناب و مرز جنوبي آن جبهة چينهاي زاگرس است كه از درون خليج فارس مي‎گذرد. مرز شمالي آن منطبق بر گسل رازك (برزگر، 1360) و يا خطوارة نَخليو – فينو است. مهم‎ترين ويژگي هاي زمين شناختي پس‎خشكي بندرعباس عبارتند از    بيشتر تاقديسها از سنگ نهشته‎هاي گروه فارس تشكيل شده‎اند.    ضخامت سنگ نهشته ها به مراتب بيشتر از ناحية فارس، و از اين نظر شبيه فروافتادگي دزفول است.    تاقديسها در سه جهت آرايش يافته‎اند. دستة نخست، موازي روند عمومي زاگرس (SW-NE) است، مانند تاقديسهاي گهگم و فراقون. دستة دوم، روند شمالي – جنوبي دارند مانند تاقديس ميناب، دستة سوم، روند خاوري – باختري تا شمال خاوري – جنوب باختري دارند كه در تضاد با امتداد كلي تاقديسهاي زاگرس هستند و شكل گيري آنها به كنترل گسلهاي پي سنگ نسبت داده شده است.    وجود سازند گچساران، چشمه هاي نفتي، گچ ترش و چشمه هاي آبگرم گوگردي از ويژگيهاي پس‎خشكي بندرعباس و نشانگر ميدانهاي احتمالي نفت در اين ناحيه است.    «دشت آبادان» زون ساختاري واقع در انتهاي جنوب باختري زاگرس است. مرز شمالي و شمال خاوري آن محدود به جبهة چينهاي زاگرس (لبة جنوبي تاقديسهاي سوسنگرد، آبتيمور، منصوري) است و پس از عبور از جنوب ميدان رگ سفيد وارد خليج فارس مي شود. مرز جنوبي دشت آبادان، خليج فارس و عربستان است (شكل 2-3). دشت آبادان بخشي از جلگة ميانرودان(بينالنهرين) است كه از نظر زمين شناختي پايانة شمالي سكوي عربي به شمار مي‎‏آيد.

اسلاید 135: به دليل پوششهاي آبرفتي جوان، دانسته هاي زمين شناختي، به نتايج حاصل از حفاريهاي نفتي و مطالعات ژئو‎فيزيكي محدود است. اين داده ها نشان مي دهند كه در زير رسوبات پوششي، نهشته هاي دورانهاي اول و دوم، به طور ملايم و در روندي شمالي – جنوبي (روند عربي) چينخورده اند و به ظاهر گذر از رخساره هاي تخريبي و كم ضخامت دشت آبادان به رخساره هاي دريايي و ستبر زاگرس چين خوردة تدريجي است. به همين دليل، افتخارنژاد (1359) نواحي دشت گونة خوزستان را بخشي از زاگرس چين خورده مي داند. ولي برخلاف زاگرس، دشت آبادان توان لرزه خيزي بسيار پاييني دارد به همين‎رو، حقي پور (1358) وجود يك شكستگي بزرگ و پوشيده را، با جهت NW-SE در حد فاصل زاگرس چين خورده و دشت محتمل مي‎داند. تمركز تقريبي كانون زمينلرزه ها در فصل مشترك تقريبي اين دو زير پهنه، تأييدي بر اين نظر است. دشت آبادان داراي ويژگي هاي زيراست    لرزه خيز نيست، تاقديسها اثر سطحي ندارند، روند ساختارهاN– S است كه با روند SE - NW متداول در زاگرس در تضاد است، روند N - S دشت آبادان قابل تعميم به ساختارهاي جنوب عراق، كويت، شمال خليج فارس و شمال خاوري عربستان است، اين تاقديسها از منشأ فشارشي نيستند و زايش آنها در ارتباط با گسلهاي پي سنگ است

اسلاید 136:   زمين‎ساخت زاگرس    الگوي ساختاري زاگرس در همه جا يكسان و همانند نيست. بررسي هاي ساختاري نشانگر آن است كه از شمال خاور به جنوب باختر پوشش رسوبي روي پي سنگ در برابر تنشهاي فشارشي واكنش متفاوتي داشته‎اند به گونه اي كه از نظر ساختاري، مي توان زير پهنه‎هاي زير را در زاگرس شناسايي كرد.    1- زير پهنة راندگي ها: شواهدي از دو فاز چين خوردگي در اين زيرپهنه وجود دارد (فالكن، 1974). فاز نخست در اواخر كرتاسه و فاز دوم از اواخر ميوسن تا امروز، كه شدت آن در پليوسن بيشترين مقدار بوده است. اين دو فاز چين خوردگي، پياپي، چينهايي با دامنة بيش از 5 هزار متر و طول موج بيش از 8 هزار متر را ايجاد كرده‎اند ( مطيعي، 1374). اين چينها روند NW - SE دارند و سطح محوري آنها مورب و شيب صفحه‎ها به سوي NE است. اين چينها كه به طور معمول از انواع بسته هستند، نسبت به چينه اي پيشين و پسين، از طريق روراندگي ها مرتبط مي شوند و جهت راندگي آنها به سوي جنوب باختري است. گسلهاي موجود در اين زير پهنه بيشتر روراندگي و گاه نرمال اند. شيب گسلهاي راندگي به سوي NE است. ريخت‎شناسي برجسته و همچنين افزايش ستبراي پوستة قاره اي در زاگرس مرتفع پيامد عملكرد راندگي هاست.

اسلاید 137: - زير پهنة چين خورده، شامل نواحي جاي گرفته ميان راندگي گذر كرده از جنوب اشترانكوه – زردكوه – دهنگان – سبزو تا لبة جنوبي تاقديسهاي سوسنگرد – آب تيمور – منصوري است كه به نامهاي كمربند چين خورده (اشتوكلين، 1968)، زون سادة چين خورده (فالكن، 1974) و كمربند چيـن خوردة كوهستاني (فاور، 1975) از آن ياد مي شود. داده هاي موجود نشانگر آن است كه چين خوردگي اين بخش از زاگرس به لحاظ تأثير گسلهاي پي سنگي، حضور گنبدهاي نمكي، راندگي هاي پنهان، فروافتادگي ها و خمشها چندان ساده نيست، به گونه اي كه نام زاگرس چين خورده و گسليده 2بهتر است.    در اين زير پهنــه، پوشش رسوبي روي پي سنگ، به صورت تاقديسها و ناوديسهـاي كشيده، در راستــــاي NW- SE است كه صفحه‎هاي محوري آنها مارپيچ مانند تابخورده و به چين‎ها سيماي زيگموييدال باز داده است. اگرچه روند عمومي ساختارها، NW-SE هستند و روند زاگرس دارند ولي، رسوبهاي شكل پذير ميوسن، عملكرد گسلهاي پي سنگ، تغيير جهت بُردار حركتي صفحة عربستان نسبت به ورق ايران و سرانجام حركت گنبدهاي نمكي، تغييراتي را در سيستم و روند كلي چينها به وجود آورده‎اند. بيشترين دگرشكلي هاي محلي در مجاورت گنبدهاي نمكي، به ويژه در كنار دو گسل كازرون و ميناب، ديده مي شود كه حركت‎هاي راستگرد آنها منجر به تشديد حركت چرخشي و خميدگي ساختاري در روند چينها شده است. بسياري از زمين شناسان، تغيير روند و خميدگي محور چينها را ناشي از عملكرد دو فاز دگرشكلي پي در پي و جداگانه مي دانند:    * فاز نخست، مرحلة فشردگي و ايجاد روندهاي NW – SE،    * فاز دوم، مرحلة تغيير شكل بُرشي راستگرد مربوط به گسلهاي امتداد لغز كه منجر به شكل گيري روندهاي خاوري – باختري شده است، در حالي كه خميدگي ها مي‎توانند فرجام سازوكار دگرشكلي پيوسته باشند.

اسلاید 138: در بارة سازوكار و زمان چين خوردگي، نظرها يكسان نيست. اشتوكلين (1968)، هيتز و مك كوييلن (1974)، شرمن (1976) بر اين باورند كه حركات اصلي مربوط به چين خوردگي زاگرس در اواخر ميوسن پاياني و يا پليوسن آغازين، يعني مدتها پس از يكي شدن مجدد لبة ورقه اي زاگرس و ايران مركزي صورت گرفته است، ولي شواهد ساختاري و چينه نگاري گوياي آن است كه چين خوردگي زاگرس، از كرتاسة پسين آغاز شده ولي در زمان پليوسن به بيشترين اندازة خود رسيده است، كه فرجام آن كاهش پهناي اوليه زاگرس به اندازة 20 درصد است. (4 درصد در فروافتادگي دزفول و 16 درصد يا كمي بيشتر در زاگرس چين‎خورده، جمالي، 1370). گفتني است كه به دليل تداوم حركت پوستة قاره اي عربستان چين خوردگي زاگرس ادامه دارد. جابه‎جايي افقي امروزي در حدود 5/3 تا 8/4 سانتيمتر و حركتهاي قائم بيش از دو ميليمتر در سال برآورد مي شود.

اسلاید 139: چينها از نظر نوع، بيشتر از نوع دكولمان يا جدايشي هستند، پيدايش و توسعة آنها نتيجة حركات متناوب بين پي سنگ و پوشش سنگي رويي است. گفتني است كه بيشتر چينها، به دليل داشتن شيب بيشتر در پهلوي جنوب باختري، نامتقارن‎اند. در ضمن، از شمال خاور به جنوب باختر، ضمن كاهش شدت چين خوردگي، چينها جوانترند.    دو عامل مي‎توانند در چين‎خوردگي نقش داشته باشند (شرمن، 1976) يكي تنشهاي وارده از سوي ايران مركزي و ديگري حركت پي سنگ به سوي شمال خاوري و پايداري ورق ايران مركزي. از آنجا كه نظرية دوم قابل قبول‎تر است، شرمن نتيجه گرفته است كه جدا از فرورانش كرتاسة پسين، بايد فرورانش ديگري، هرچند نه به ژرفاي اولي، در زمان پليوسن روي داده باشد. سه مورد زير گواه اين نظر هستند.

اسلاید 140:  حضور آتشفشانهاي جوان در كمان ماگمايي اروميه – بزمان. روي دادهاي آتشفشاني مربوط به پديدة فرورانش كرتاسة پسين، به ظاهردر ائوسن پاياني خاتمه يافته اند. بنابراين آتشفشان‎هاي كنوني، پس از يك وقفه 35 ميليون ساله شكل گرفته اند. اين وقفة زماني، طولانيتر از آن است كه تصور شود تكاپوهاي آتشفشاني جوان نتيجة باقيماندة گرمايي ترشيري آغازي هستند.    ريخت‎شناسي كنوني خليج فارس. در بُرشهاي عرضي، خليج فارس نامتقارن است. به سخن ديگر، با دور شدن از ساحل عربستان شيب به تدريج زيادتر مي شود، به گونه اي كه در پايانة شمالي، خليج فارس ضمن داشتن بيشترين ژرفا، به سوي شمال باختر و به زير رسوبات آبرفتي ستبر بين النهرين فرو مي رود. فرونشيني در امتداد محور خليج فارس – بين النهرين چند بار تكرار شده، ولي آخرين بارآن همزمان با چين خوردگي و فراخاست نهايي زاگرس بوده است.    بالا بودن توان لرزه زمينساختي زاگرس. زاگرس چين خورده، توان لرزه خيزي بالايي دارد. ولي، داده‎هاي موجود در بارة ژرفاي كانون زمينلرزه‎ها، وجود يك زون بنيوف را در اين ناحيه تأييد نمي كنند.       3- زير پهنة به تقريب چين خورده، الگوي ساختاري دشت آبادان، به عنوان پايانة شمال خاوري لبة سكوي عربستان، در مقايسه با زاگرس چين خورده، چهار تفاوت عمده دارد.    رديفهاي رسوبي، ضمن داشتن رخسارة آواري، چين خوردگي موجي و پهلوهاي بسيار ملايم و باز دارند.    روند ساختارها، شمالي – جنوبي (روند عربي) و متفاوت از زاگرس است.    ساختارها منشأ فشارشي ندارند و شكل گيري آنها مربوط به عملكرد گسلهاي پي سنگ است.    ساختارها رخنمون سطحي ندارند.

اسلاید 141: لرزه زمينساخت زاگرس    از نظر نو زمين‎ساختي، زاگرس چين خورده، در اثر حركت رو به شمال صفحة عربي و برخورد آن با صفحة ايران، در راستاي شمال خاوري – جنوب باختري فشرده مي شود. به همين دليل، در حال حاضر زاگرس تحت تأثير دگر شكلي، ناشي از فشارهاي زمين‎ساختي با روند NNE- SSW ، فرجام همگرايي و برخورد قاره اي، قرار دارد. دگرشكلي‎ها هم‎راستاي ساختارها و شكستگي هاي آلپي، (NW-SE)، و پيش از آلپي، ((N-S، هستند. از اين رو، عملكرد مشترك اين دو، بر روي هم، باعث برآيند نوزمين‎ساختي و لرزه‎زمين‎ساختي و در نتيجه لرزه خيزي كنوني زاگرس مي شود.

اسلاید 142:

اسلاید 143:  عموم بزرگي كمتر از 7 دارند و به ندرت بزرگي زمينلرزه ها از آن بالاتر است. زمينلرزه هاي زاگرس كم ژرفايند. مقاطع توزيع زمينلرزه ها در عمق نشان مي دهد كه اگر چه ژرفاي برخي زمينلرزه ها تا حدود 60 كيلومتر مي رسد، ولي بيشتر آنها در ژرفاي حدود 30 كيلومتر متمركزند. به گونه‎اي كه مجموعه كانونهاي زمينلرزه به تقريب در درون منشوري به درازاي حدود 1500 و پهناي حدود 150 و ژرفاي60 كيلومتـر، با روند شمال باختري – جنوب خاوري، قرار دارند. شيب صفحة زيرين منشور حدود 10 تا 20 درجه به سوي شمال خاور است. بدين‎سان ديده مي شود كه، بيشتر زمينلرزه هاي زاگرس در زير رسوبات چين خورده رخ داده و زمينلرزه هاي ژرفتر و مربوط به زير پوستة قاره اي به تقريب وجود ندارند.    پراكندگي جغرافيايي زمينلرزه ها به گونه اي است كه گاهي بر روي شكستگي هاي شناخته شده آلپي و يا شكستگي هاي كهن باز پويا قرار مي گيرند. ولي بسياري از زمينلرزه ها را نمي توان به شكستگيهاي شناخته شده و يا روند گسلهاي سطحي ربط داد. و لذا، بايد پذيرفت كه رابطة ميان زمينلرزه و زمين‎ساخت زاگرس چين خورده بسيار پيچيده است كه اين موضوع مي تواند نتيجة كمبود اطلاعات زمين شناختي و لرزه زمينساختي باشد.

اسلاید 144: در بارة بالا بودن توان لرزه خيزي زاگرس مي توان به چهار مورد زير اشاره كرد.    * فالكن (1969)، با توجه به گسترش گنبدهاي نمكي و عدم تطابق كانون زمينلرزه ها با گسلهاي مشخص، گنبدهاي نمكي و حركت آنها را در زمينلرزه هاي زاگرس مؤثر مي داند.    * تنشهاي فشارشي وارد بر زاگرس، بر پي سنگ ناحيه اثرگذار است. همين تنشها موجب دگرشكلي ورق عربستان و فراواني زمينلرزه هاي زاگرس مي شود. فراواني نسبي زمينلرزه ها در ناحية بندرعباس – لار، كه نتيجة فشارهاي اضافي وارده از بخش خاوري ورق عربستان است ميتواند دليلي بر اين نظر باشد.    * فراواني زمينلرزه هاي زاگرس مي‎تواند مديون حركت گسلهاي شمالي – جنوبي پركامبرين باشند. ولي، اينگونه گسلها به طور عموم، در سطح، داراي حركتهاي نرمال و يا امتداد لغزند در حالي كه سازو كار زمينلرزه هاي ژرف زاگرس، گوياي حركتهايي از نوع رورانده است.

اسلاید 145: * رها شدن بُرشهاي باقيمانده از پوستة اقيانوسي به درون گوشته. شواهد روي زمين نشان مي دهند كه فرورانش احتمالي پوستة اقيانوسي در شمال خاوري خطراندگي انجام گرفته و لذا، اين نظر نمي تواند دليلي بر توان لرزه خيزي امروز زاگرس باشد.    گفتني است كه بيشتر زمينلرزه هاي زاگرس بدون گسلش سطحي هستند. اين امر مي‎تواند به دليل وجود لايه هاي نمكي سري هرمز در مرز پي سنگ و پوشش رسوبي رويي باشد كه ضمن تعديل انرژي‎ها از رسيدن همة آنها به سطح زمين جلوگيري مي كند. افزون بر اين، وجود رسوبات گچي – انيدريتي وابسته به سازندهاي دالان (پرمين)، دشتك و كنگان (ترياس)، هيت و گوتنيا (ژوراسيك بالا)، به ويژه سازند تبخيري گچساران (ميوسن)، از عوامل مؤثر در كاهش انرژي و جلوگيري از گسلش سطحي هستند. بنابراين، براي داشتن گسلش سطحي به يكي از دو عامل، زمينلرزه هاي كم ژرفا و يا زمينلرزه با بزرگي بيشتر از 7 نياز است (بربريان، 1976).   اگرچه همة پهنة زاگرس چين خورده، در يك رژيم لرزه زمينساختي پيوسته قرار دارد، ولي مطالعة پراكندگي كانون زمين‎لرزه‎ها نشان مي دهد كه تمركز كانونها در همه جا يكسان نيست و در بعضي نواحي، ويژگي لرزه زمينساختي از اهميت بيشتري برخوردار است. به باور بربريان (1976)، پهنه‎ها و يا نواحي لرزه خيز زير را مي توان در زاگرس چين خورده شناسايي كرد.

اسلاید 146: « زون لرزه‎خيز بندرعباس – جيرفت » اين زون از بندرعباس آغاز مي‎شود و تا نزديكي جيرفت، در ايران مركزي، ادامه مي‎يابد. در اين ناحيه زمين‌لرزه‌ها از نوع متوسط تا ژرف‎اند (34 تا 150 كيلومتر) و بزرگي آنها از 5/3 تا 7 در تغيير است. نياز به ياد‌آوري است كه اين روند با هيچ يك از خطواره‎هاي سطحي همپوشاني ندارد، ولي ممكن است نشانگر بلندي عمان باشد.   « زون لرزه‌خيز گهگم – حاجي‌‌آباد » اين زون از بندرعباس آغاز مي‎شود و پس از گذر از زاگرس چين‌خورده و زاگرس رورانده در ناحية حاجي‌آباد به راندگي اصلي زاگرس مي‌رسد. ژرفاي زمين‎لرزه‌هاي اين زون از نوع متوسط (34 تا 100 كيلومتر) و بزرگي آنها از 5/3 تا 6 است. اين زون لرزه‌خيز با هيچ يك از گسل‌هاي سطحي شناخته شده منطبق نيست.       در « شمال خاوري داراب و يا جنوب خاوري نيريز » كانون‌هايي پراكنده در راندگي اصلي زاگرس وجود دارند، ولي از اين ناحيه تا شمال خط كازرون، در زاگرس مرتفع، در فاصلة سال‌هاي 1900 تا 1976 هيچ كانون زمين‎لرزه‎اي ثبت نشده و لذا اين ناحيه را زون نبود لرزه‎اي نيريز ناميده‌اند.       در « جنوب خاوري گسل كازرون » چندين زون لرزه‌خيز وجود دارند كه عمده‌ترين آنها عبارتند از: لار، بستك، قير و طاهري.       در « شمال خاوري گسل كازرون » زون‌هاي لرزه‌خيز عمده عبارتند از ميشان، گچساران، دزفول.       « زون لرزه‌خيز صحنه – كنگاور » در محل به هم پيوستن زاگرس رورانده و پهنة سنندج – سيرجان و در بخش شمال باختري زاگرس قرار دارد. در اين زون كه از پهنة رورانده تا ايران مركزي ادامه دارد، زمين‌لرزه‌ها بزرگ و ويرانگر بوده‎اند.

اسلاید 147:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                  اين جدول نشانگر نام ميدان و سنگ مخزن ذخاير نفتي زاگرس ‎است

اسلاید 148: توان اقتصادي زاگرس    وجود ميدان‎هاي عظيم گاز و نفت سبب شده ‎است تا زاگرس يكي از نفت‎خيزترين حوضه‎هاي رسوبي جهان باشد (شكل 2-5). جدول زير نشانگر نام ميدان و سنگ مخزن ذخاير نفتي زاگرس ‎است (افشارحرب، 1380).    ميـدان‎هاي گازي زاگرس را مي‎توان به دو واحد بزرگ « گروه دهــرَم » و « جوان‎تر از دهرَم » تقسيم كرد. ميدان‎هاي گازي گروه دهرَم (سازندهاي فراقون، دالان، كنگان)، بيشتر از نوع ميدان‎هاي بسيار عظيم و عظيم‎اند كه از آن جمله مي‎توان به ذخاير پارس جنوبي، پارس شمالي، كنگان، نار، آغار، دالان، وراوي اشاره كرد.

اسلاید 149:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 150: مهم‎ترين ميدان‎هاي گازي جوان‎تر از دهرَم عبارتند از: ميدان‎هاي تنگ بيجار در سازند سروك، سرخون در سازند جهرم و عضو گوري، گورزين در سازند آسماري، سَلَخ در سازندهاي سروك و فهليان، گشوي جنوبي در سازندهاي سروك، پايده و آسماري، سورو در سازندهاي گدوان و داريان.       جدا از ميدان‎هاي عظيم نفت و گاز، بخشي از توان اقتصادي زاگرس از نوع انباشته‎هاي فلزي و يا غيرفلزي است كه عمده‎ترين آنها عبارتند از:    « سرب و روي » در سنگ‎هاي رسوبي پرمين – ترياس كوه سورمه واقع در جنوب فيروزآباد فارس.    « فسفات » در سازند پابده به سن پالئوژن كه در مناطق وسيعي از لرستان، خوزستان، فارس و بوشهر گزارش شده است.    « كروميت و منگنز » در افيوليت‎هاي كرتاسة بالايي ناحية نيريز.    « سنگ‎آهن و خاك سُرخ »، به ويژه در محور بندرعباس – سيرجان كه به صورت توده‎هاي پگماتيتي در پيكره‎هاي منيتيت، هماتيت و ليمونيت در حدفاصل سنگ‎آهك‎هاي سازند آسماري تشكيل شده است.    « مس » در ناحية هفت‎چشمه دوپلان.    « آلومينيوم » در رديف‎هاي كرتاسة بالا به ويژه بين دو سازند سروك و ايلام. اگر چه عيار ممكن است تا 40% برسد ولي بالا بودن سيليس و تركيب كاني‎شناختي ذخاير كه از نوع دياسپور است، فرآوري اين انباشته‎ها را غير اقتصادي مي‎نمايد.

اسلاید 151:   پركامبرين در زاگرس : پي‎سنگ پركامبرين زاگرس در هيچ نقطه‎اي رخنمون ندارد ولي، با توجه به اندازه‎گيري‎هاي مغناطيس هوايي، گراني‎سنجي و بررسي‎هاي چينه‎شناختي، اين باور وجود دارد كه پي‎سنگ زاگرس دنبالة شمال – شمال خاوري سپر عربي – نوبي است كه از شمال خاور آفريقا تا عربستان و حتي تا حوضة زاگرس ادامه دارد. اطلاعات ژئو‎فيزيكي نشان مي‎دهد كه در فروافتادگي دزفول، سطح پي‎سنگ در عمق 15 كيلومتري زير سطح درياي آزاد است. در ناحية لرستان اين سطح در ژرفاي 6 كيلومتر از سطح دريا قرار دارد ولي به سمت راندگي اصلي زاگرس، سطح پي‎سنگ به سرعت بالا مي‎آيد. بر اساس اندازه‎گيري‎هاي گراني‎سنجي، در فارس داخلي قاعدة پي‎سنگ در ژرفاي 35 كيلومتر و در كوه دينار – زردكوه در ژرفاي 55 كيلومتر است. تلفيق نتايج مغناطيس هوايي و گراني‎سنجي گوياي آن است كه ضخامت پي‎سنگزاگرس درحدود 25تا50كيلومتراست،(مطيعي،1372).   سنگ‎هاي نادگرگوني پركامبرين    سنگ‎هاي نادگرگوني پركامبرين ايران در شرايط رسوبي نابرابر تشكيل شده‎اند و به همين‎رو مي‎توان آنها را به دو گروه بزرگ تقسيم كرد.    گروه نخست، كهن‎تر بوده و بيشتر از نوع نهشته‎هاي دريايي است كه با ستبراي زياد و يكنواختي تركيب در بيشتر نواحي ايران رخنمون دارند.    گروه دوم، كه جوان‎تر و در بالا است، از رسوب‎هاي بر قاره‎اي تشكيل شده كه گاهي به انواع تبخيري تبديل مي‎شود و در مقايسه با گروه نخست، ستبراي كمتري دارند.      

اسلاید 152: عامل اساسي در تفاوت شرايط رسوبگذاري در مجموعة نادگرگوني پركامبرين ايران همان رويداد زمين‎ساختي كاتانگايي است كه ضمن چين دادن سنگ‎هاي بخش زيرين و تكاپو‎هاي ماگمايي اسيد، سبب شده تا شرايط دريايي به شرايط نزديك قاره‎اي تبديل شود.       رسوب‎هاي دريايي نادگرگوني پركامبرين : از نگاه تركيب، رسوب‎هاي دريايي نادگرگوني ايران بسيار يكنواخت بوده و گسترش بسيار زيادي دارند. اين سنگ‎ها شامل رديفي از سنگ‎هاي انباشته شده در آب‎هاي كم ژرفا، مانند توف‎هاي شيلي، سيلت سنگ و ماسه‎سنگ است كه بين لايه‎هايي از آذرآواري، گدازه اسيد و يا لايه‎هاي دولوميتي دارند. رنگ متمايل به سبز در آنها عموميت دارد و به واقع از ويژگي‎هاي آنها است. با وجود تشابه بسيار زياد سنگ رخساره و رنگ، به اين سنگ‎ها در نواحي گوناگون، اسامي متفاوت داده شده است.    جدول زير معرف واحدهاي سنگ‎چينه‎اي مورد سخن است كه به خوبي با يكديگر هم ارز و قابل قياس‎اند.

اسلاید 153: سنگ‎هاي پركامبرين پسين نه تنها در ايران بلكه دركشورهاي همجوار سنگ رخسارة بسيار همگن دارند. در هر حال، به رغم پايداري جانبي رخساره‎ها، تفاوت‎هاي رخسارة سنگي در جهت قائم سبب شده تا مجموعة مذكور به چند واحد سنگ‎چينـه‎اي به نام‎هاي « سازند باينــدور »، « سازند سلطانيــه »، « سازند باروت » و « سازند زاگون » تقسيم شود.

اسلاید 154:  در يك نگاه كلي، در بيشتر پالئوزوييك، حوضه‎هاي رسوبي ايران از نوع آواري بوده‎اند و فقط در اواخر اين دوران حوضه‎هاي رسوبي دريايي، حاوي رديف‎هاي آهكي شيميايي توسعة بيشتري داشته‎اند (شكل 4-1).                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                       

اسلاید 155:    كامبرين در زاگرس    در پهنة زاگرس سنگ‎هاي كامبرين دو رخسارة متفاوت دارند.    در منطقة فارس، بيشتر انباشته‎هاي تبخيري سري هرمز، سن كامبرين دارد و به نظر مي‎رسد كه سكوي فارس باريكه‎هاي كافتي پركامبرين پسين تا زمان كامبرين ادامه داشته‎اند، به گونه‎اي كه به باور اشتوكلين (1990)، « كمپلكس هرمز » هم‎ارز جانبي و زماني سازندهاي بايندور، سلطانيه، باروت، زاگون، لالون و عضو (1) سازند ميلا است و حتي قويدل سيوكي (1359) بر اساس شواهد پالينولوژي، در چاه شمارة (1) درنگ، مرز بالاي نمك‎هاي هرمز را متعلق به كامبرين بالايي مي‎داند.

اسلاید 156:

اسلاید 157: زاهدي (1379) نيز وجود نهشته‎هاي نمك كامبرين مياني را در زاگرس مرتفع گزارش كرده است و تغيير سن نمك‎ها از پركامبرين پسين تا كامبرين سبب شده تا گاهي نمك‎هاي زاگرس به دو سن متفاوت دانسته شوند، ولي تداوم شرايط تشكيل نمك از پركامبرين پسين تا كامبرين پيشين بيشتر محتمل است.    در زاگرس مرتفع، سنگ‎هاي كامبرين به ويژه در كوه دنا، زردكوه، اشترانكوه، سبزو، چال‎پرواري برونزد دارند. بُرش چال‎پرواري يكي از كامل‎ترين رديف‎هاي كامبرين زاگرس است كه حدود 1356 متر ستبرا دارد (مطيعي، 1372). در اين نواحي (زاگرس مرتفع) رديف‎هاي كامبرين، سنگ رخساره‎اي به طوركامل مشابه با البرز، آذربايجان و گستره‎هاي وسيعي از ايران مركزي دارند. شباهت‎ سنگ‎شناختي حاكي از شرايط يكسان رسوبي است، به گونه‎اي كه استفاده از نام سازندهاي كامبرين البرز – آذربايجان همچنان در پهنة زاگرس امكان‎پذير است .       سازند سلطانيه :    به عنوان رديف‎هاي آغازين كامبرين، در زاگرس مرتفع گزارش نشده است. ولي در زاگرس چين‎خورده، بخشي از سري هرمز مي‎تواند هم‎ارز جانبي سلطانيه باشد.   

اسلاید 158:    سازند باروت :    بهترين رخنمون را در كوه سبزو دارد كه شامل 152 متر دولوميت‎ نازك لايه با ميان‎لايه‎هايي از شيل‎ سُرخ – ارغواني است. در كوه دنا، سازند باروت با 512 متر ضخامت، سنگ‎شناسي مشابهي با كوه سبزو دارد. در اين نواحي، سازند باروت سنگواره ندارد، ولي با توجه به مقايسه‎هاي منطقه‎اي، به سن كامبرين پيشين دانسته شده است.       سازند شيلي زاگون :    در كوه دنا (283 متر)، سبزو، كوه لاجين و كوه گره شامل شيل‎هاي ميكادار رنگارنگ، از سُرخ ارغواني تا سبز – آبي، است كه به طرف بالا، به تدريج ماسه‎اي مي‎شود. به گونه‎اي كه رديف‎هاي پاياني آن از نوع ماسه‎سنگ‎‎هاي سُرخ‎رنگ و ريزدانه و شيل است. مانند ديگر نقاط ايران، در كوه‎هاي زاگرس هم زاگون سنگواره ندارد، ولي با توجه به جايگاه چينه‎شناسي به سن كامبرين پيشين است.

اسلاید 159: سازند ماسه‎سنگي لالون :    در بيشتر نقاط زاگرس مرتفع، به جز زردكوه، رخنمون دارد. اگرچه در اين نواحي ماسه‎سنگ‎هاي كوارتزي ارغواني رنگ لالون شبيه رديف‎هاي مشابه با ديگر نقاط ايران است، ولي نبوي (1354) بر اين باور است كه، در مقايسه با ديگر نواحي، ماسه‎سنگ‎‎هاي لالون زاگرس رنگ روشن‎تري دارد و كمتر كوارتزي است.       سازند ميلا :    در زاگرس به خوبي با بُرش الگوي آن در البرز قابل مقايسه است (مطيعي، 1372). اگرچه گاهي به اين نهشته‎ها « سازند بازفت » گفته شده ولي واژة سازند ميلا كاربرد بيشتري دارد. شمال دره بازفت، زردكوه، كوه سبزو، كوه لاجين، كوه گره و كوه دنا، بخش‎هايي از زاگرس مرتفع هستند كه سازند ميلا رخنمون دارد. ستوده‎نيا (1975)، سازند ميلاي زاگرس را به سه عضو تقسيم كرده است.    عضو A (در پايين)، حدود 70 متر دولوميت با كمي شيل است كه سنگوارة شاخص ندارد.    عضو B (در وسط)، ضخامت متغيري (26 تا 137 متر) شيل‎هاي سُرخ – سبز و سيلت سنگ است كه در قسمت مياني آن تناوبي از دولوميت وجود دارد. اين عضو هم سنگوارة بارز ندارد.    عضــو C (در بــالا )، تنـــاوب منظمـــي از سنگ‎آهك نـــازك‎لايـــه و شيـــل است كه گاهـــي لايه‎هـــاي ماسه‎سنگـــي و دولوميتــي به آن افــزوده مي‎شود. بــر اساس سنگــواره‎هايــي ماننـــــد Billingsella cf. rhombo, Billingsella sp., Obolus sp.، سن اين عضو، كامبرين مياني تا پسين است، ولي بر اساس مطالعات گرده شناسي، قويدل (1990) اكريتارك‎هاي عضوC را به سن كامبرين مياني تا بالايي و تا حدي ترمادويسين آغازين از اردويسين مي‎داند.

اسلاید 160:  با وجود اورتوسراس، تريلوبيت، كرينوييد، بريوزوآ و بازوپاي فراوان، تعيين سن سازند سياهو تنها بر مبناي ارزش چينه‎شناسي گونه‎هاي مختلف پالينومورف قرار داردو قويدل، در محل بُرش الگو 100 گونه پالينومورف شناسايي كرده كه در 6 زون زيستي آكريتارك و 4 زون‎زيستي كيتينوزوآ سامان داده شده‎اند. بر پاية مطالعات ياد شده، زمان اردويسين بالايي (كارادوسين – آشگيلين) براي سازند سياهو پيشنهاد شده است. گراپتوليت‎هاي مطالعه شده توسط ريكارد و همكار ( 2000 ميلادي) منجر به شناسايي دو زون زيستي شده است.

اسلاید 161:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 162:  زون زيستي persculptus متعلق به آشكوب آشگيل از اردويسين پسين و زون زيستي conceps كه متعلق به جوان‎ترين قسمت اردويسين پسين است.    جدا از بُرش الگو، سازند سياهو همچنان در كوه سورمه، چند چاه اكتشافي در فارس، ولي به ضخامت‎هاي متغير، شناسايي شده است.    سنگواره‎هاي گوناگون، معرف محيط‎هاي دريايي است، ولي ساخت‎هاي رسوبي فراوان كه در افق‎هاي مختلف سازند سياهو وجود دارد، حاكي است كه درياي اردويسين زاگرس ژرفاي چنداني نداشته است. ويژگي‎هاي سنگي سازند سياهو و جايگاه چينه‎شناسي آن به خوبي قابل قياس با نهشته‎هاي شيلي – ماسه‎سنگي اردويسين ديگر نواحي ايران و معرف شرايط جغرافياي ديرينه و چگونگي پراكنش سنگ‎هاي سيلورين در ايران اين باور را به وجود آورده است كه به لحاظ تداوم حركات شاغولي وابسته به رخداد كالدونين و يا گسترش جهاني يخچال‎ها و افت سطح درياها، در زمان سيلورين خشكي ايرانزمين وسعت بيشتري داشته و به همين‎رو، در ايران، دورة سيلورين، يك دورة نبود رسوبگذاري است. با اين حال، در نواحي محدودي از البرز خاوري، ايران مركزي و جنوب خاوري زاگرس سنگ‎هايي به سن سيلورين گزارش شده است. به همين دليل، نبوي (1355) بر اين باور است كه در پيامد جنبش‎هاي زمين‎ساختي كالدوني، بخش شمال و شمال باختري ايران به صورت خشكي (خشكي كالدوني) درآمده است. مرز خاوري اين خشكي از علي‎آباد گرگان آغاز و پس از گذر از سمنان و محلات به زردكوه بختياري رسيده است. ولي، وجود سنگ‎هاي سيلورين در تالش، محدودة اين خشكي را پرسش‎آميز مي‎سازد.  

اسلاید 163:   سنگ‎هاي سيلورين ايران بيشتر شامل شيل، سنگ ‎آهك و ماسه‎سنگي حاوي انواع گراپتوليت، مرجان، بازوپايان، تريلوبيت و كنودونت است كه نشانگر محيط‎هاي رسوبي از نوع كم ژرفا است. يكي از ويژگي‎هاي سنگ‎هاي سيلورين ايران، فراواني سنگ‎هاي آتشفشاني از نوع بازالت‎هاي زيردريايي است كه تأييدي بر يك مرحلة بازشدگي در پوستة كراتوني سكوي پالئوزوييك ايران است. گفتني است در برخي نقاط ايران (جنوب گرگان، جنوب خاوري زون سنندج – سيرجان)، سنگ‎هاي آذرين سيلورين نسبت به سنگ‎هاي رسوبي اين زمان گسترش بيشتري دارند.    يكسان رسوبي است.

اسلاید 164:  سيلورين در زاگرس    در كوه‎هاي زاگرس، نهشته‎هاي سيلورين به طور عمده دركوه گهكم، فراقون، دامنة جنوبي زردكوه و يا در چاه‎هاي اكتشافي زيره (فارس ساحلي) و پارس (خليج فارس) گزارش شده‎اند كه شامل ضخامت متغيري (70 تا 700 متر)، شيل‎هاي خاكستري تيره‎رنگ ميكادار و گراپتوليت‎دار است كه ميان‎لايه‎هايي از ماسه‎سنگ و كمي سنگ‎آهك دارد و در بيشتر جاها با يك واحد كنگلومرايي، به ضخامت 5/4 متر، در روي نهشته‎هاي اردويسين قرار دارد و با سنگ‎هاي دونين پوشيده مي‎شود. همانند ديگر نواحي ايران، مرز زيرين و زبرين اين رسوبات از نوع دگرشيبي موازي است. فراواني گراپتوليت سبب شده تا در گذشته، به آن شيل‎هاي گراپتوليت‎دار سيلورين نام داده شود. ولي، در حال حاضر « سازند سرچاهان» معرف سنگ‎هاي سيلورين زاگرس است كه بُرش الگوي آن توسط قويدل (1374) مطالعه و معرفي شده است.    سازند شيلي سرچاهان در محل بُرش الگو، (120 كيلومتري شمال بندرعباس)، حدود 102 متر ستبرا دارد كه با رديف‎هاي ماسه‎سنگ كنگلومرايي‎، آهك ماسه‎اي و سنگ‎آهك آغاز و با شيل‎هاي ورقه‎اي خاكستري تيره و زيتوني حاوي تناوب‎هايي از ماسه‎سنگ و كمي سنگ‎آهك ماسه‎اي داراي بازوپا ادامه مي‎يابد.   

اسلاید 165:    در محل بُرش الگو، مرز زيرين سازند سرچاهان به دولوميت‎هاي دانه‎ريز صورتي رنگي است كه با سازند باروت (كامبرين پيشين) قياس شده است، ولي اين حد، وضعيت ثابتي ندارد. مرز بالايي سازند سرچاهان نيز ثابت نيست، در محل بُرش الگو، ناپيوسته و با سازند ماسه‎سنگي زاكين، به سن دونين است.    به لحاظ سنگواره‎هاي شاخص مطالعات ديرينه‎شناسي انجام شده به روز و قابل اطمينان است وجود 54 گونة پالينومورف (آكريتارك، كيتينوزوآ، هاگ، اسكلوكودونت) قويدل را قادر ساخته است تا در سازند سرچاهان دو زون زيستي، حاوي گونه‎هاي آكريتارك شناسايي كند. به استنـاد كار و همكار (2000 ميلادي) گراپتوليت‎هاي سازنـد سرچاهان شامل زون‎هاي زيستي leptoichcca, conuolutus و scdgwickii هستند كه معرف سيلورين پيشين‎اند.    سنگ‎هاي گراپتوليت‎دار سيلورين زاگرس غني از مواد آلي است. اين باور وجود دارد كه سنگ منشأ مخازن گازي افق گروه دهرَم، رديف‎هاي سيلورين هستند (افشارحرب، 1380).

اسلاید 166: دونين در ايران    نارسايي‎هاي ديرينه‎شناسي سبب شده تا بر خلاف دونين بالا، ديرينه‎جغرافياي دونين پايين و دونين مياني ايران در پردة ابهام باشد.    تصور عموم زمين‎شناسان بر آن است كه در آغاز دونين شرايط جغرافياي ديرينة ايرانزمين همانند اواخر سيلورين بوده به اين ترتيب كه در شمال و شمال باختري ايران خشكي كالدوني و خاور آن با درياي كم ژرفايي پوشيده مي‎شد كه تحت تأثير حركت‏هاي شاغولي و رو به بالاي رخداد كالدوني قرار داشته است (شكل 4-4). به همين دليل، سنگ‎هاي دونين پايين در بخش بزرگي از ايرانزمين ديده نمي‎شود و سنگ‎هاي دونين مياني به طور پيشرونده و باناپيوستگي بر روي سنگ‎هاي كهن‎تر قرار دارد. در دونين پسين، از وسعت خشكي كالدوني كاسته شده و در نتيجه نهشته‎هاي دونين بالايي با گستردگي زياد و پس از يك ايست رسوبي، در نواحي زيادي از ايران نهشته شده‎اند. با اين حال، در پاره‎اي نقاط ايران مركزي (طبس، كرمان، اردكان و 000) و البرز خاوري (خوش ييلاق، بجنورد و 000) رديف‎هاي آواري سُرخ‎رنگي (سازند پادها) وجود دارد كه بيشتر به دليل جايگاه چينه‎شناسي به سن دونين پيشين دانسته شده‎اند. ولي، سن دونين پيشين به طور يقين مورد تأييد قرار نگرفته و حتي مطالعات پالينولوژي گوياي آن است كه ماسه‎سنگ‎هاي مورد نظر سن دونين پسين دارند. چنانچه سن دونين پسين ماسه‎سنگ‎‎هاي سُرخ (سازند پادها) حتمي باشد، جا دارد كه در مورد رديف‎هاي منسوب به دونين مياني هم ترديد داشت. جدا از رديف‎هاي منسوب به دونين پايين، وجود فسيل‎هايي مانند بازوپايان، مرجان، كنودونت و 000 متعلق به آشكوب‎هاي ايفلين – ژيوسين نشانگر آن است كه شرايط دريايي از دونين مياني آغاز و در دونين بالا به بيشترين حد رسيده است. ولي، بررسي پالينومورف‎هاي دريايي سبب شد تا قويدل سيوكي بر اين باور باشد كه در زمان دونين پيشين و مياني، درياي آزاد از سراسر سكوي ايران عقب نشسته‎ و اين خروج تا دونين پسين ادامه داشته است.

اسلاید 167:  دونين درزاگرس    در بخش‎هايي از شمال خاوري زاگرس (زاگرس مرتفع) به ويژه در نواحي زرد‎كوه، اشترانكوه، كوه دنا، كوه گهكم و فراقون توالي همگني از ماسه‎سنگ‎‎هاي كمي كوارتزي سفيدرنگ با ميان‎لايه‎هايي از دولوميت‎هاي كرم‎رنگ وجود دارد كه در روي شيل‎هاي گراپتوليت‎دار سيلورين و در زير رديف كربناتي پرمين (سازند دالان) قرار دارند. جايگاه چينه‎شناسي، به ويژه نداشتن سنگوارة شاخص سبب شده بود تا رديف‎هاي مورد نظر به سن كربنيفر – پرمين دانسته شوند.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                    

اسلاید 168:

اسلاید 169:  مطالعات پالينولوژي قويدل (1377) نشان داد كه بخش بيشتر سنگ‎ماسه‎هاي منسوب به پرمو – كربنيفر، به واقع سن دونين مياني – بالايي داشته و جزء كوچك‎تري از بخش بالايي آن متعلق به پرمين زير است. مطالعات تكميلي قويدل نشان داد كه بين رديف‎هاي آواري دونين بالايي و افق‎هاي آغازين پرمين يك ايست رسوبي به بزرگي بيش از 70 ميليون سال، بين اواخر فرازنين از دونين، تمامي كربنيفر، تا آشكوب ساكمارين از پرمين وجود دارد. نا پيوستگي مورد سخن سبب شد تا اين سنگ‎ماسه‎ها (سازند فراقون) به دو عضو جداگانه تقسيم شود. يكي « عضو چاليشه » در زير و به سن دونين پسين، دوم، « عضو زاكين » به سن پرمين پيشين، در بالا . وجود يك ايست رسوبي طولاني در درون سازند فراقون و ناهماهنگي آن با استانداردهاي چينه‎شناسي جهاني سبب شد تا كميتة ملي چينه‎شناسي ايران پيشنهاد تقسيم سازند فراقون به دو عضو چاليشه و زاكين را نپذيرد. به همين رو، براي رديف‎هاي آواري دونين بالايي نام « سازند زاكين » انتخاب شد و به نهشته‎هاي آواري پرمين نام « سازند فراقون » داده شد. بدين ترتيب با توجه به پيشنهاد قويدل و تائيد كميتة ملي چينه‎شناسي ايران، در حال حاضر سازند آواري زاكين (زاكين) معرف سنگ‎هاي دونين زاگرس است.    بُرش الگوي « سازند آواري زاكين »، در كوه فراقون، در 80 كيلومتري شمال بندرعباس، توسط قويدل (1377) معرفي شده است. در اين محل، سازند زاكين با 285 متر ستبرا، رديف به نسبت همگني از ماسه‎سنگ‎هاي سفيدرنگ با رنگ فرسايش متمايل به قهوه‎اي است كه ميان‎لايه‎هايي از دولوميت‎هاي دانه ريز قهوه‎اي، شيل‎هاي تيرة زغالي و گاهي كنگلومراي ماسه‎اي خاكستري دارد. ميان‎لايه‎هاي شيلي اغلب پوشيده است و نمود روشن ندارند ولي تناوب‎هاي دولوميتي به صورت نوارهاي قهوه‎اي رنگ در زمينه‎اي از ماسه‎سنگ مايل به سفيد، سيماي برجسته دارند. در كوه فراقون، سازند زاكين بين دو سطح ناپيوستگي محدود است. همبري پاييني آن با سازند سرچاهان (سيلورين) و حد بالايي آن با كنگلومراي قاعدة سازند فراقون (به سن پرمين پيشين) است.  

اسلاید 170:   سنگواره‎هاي سازند آواري زاكين منحصر به آكريتارك و ميوسپورها هستند. حاصل مطالعة پالينومورف‎هاي ياد شده شناسايي 5 زون زيستي است. زون زيستي I و II در ستبراي 96 متر از سازند زاكين قرار دارد و سن دونين پيشين دارد. زون‎هاي زيستي III و IV، در ستبراي 154 متر و سن دونين مياني دارد. بيوزون V در ستبراي 5/35 متر از اين سازند ظاهر و سن نسبي دونين پسين دارد. بدين‎سان تغييرات سني اين سازند از دونين پيشين (ژدينين ) تا دونين پسين (فرازنين2 ) است.    بررسي‎هاي منطقه‎اي نشان مي‎دهد كه سازند زاكين از نگاه رخساره‎اي تفاوت آشكار با ديگر واحدهاي سنگ‎چينه‎اي دونين ايران (جيرود، خوش ييلاق، پادها، سيبزار، بهرام، شيشتو) دارد. به باور قويدل (1377)، رديف‎هاي آواري زاكين، به ويژه از نگاه زيست‎چينه‎اي، همانند رديف‎هاي دونين عربستان همچون تاويل، جوف و جُبه است و نظر به اين كه سازندهاي ياد شده در عربستان سنگ مخزن نفت ‎است، بنابراين سازند زاكين مي‎تواند به عنوان مخازن نفت مورد توجه باشد.

اسلاید 171:  كربونيفر در زاگرس    در اشتران‎كوه، زردكوه، كوه‎دنا و همچنين در نواحي گهكم – فراقون، حدود 30 تا 488 متر، رسوبات ماسه سنگي دانه‎درشت، با لايه‎بندي نازك تا توده‎اي، به رنگ سفيد وجود دارد كه در گذشته به سن كربنيفر دانسته مي‎شد. مطالعات پالينولوژي قويدل (1362) نشان داده است كه ماسه‎‎سنگ‎هاي مورد نظر سن دونين پسين (سازندزاكين) و پرمين پيشين (سازند فراقون) دارند. به گفتة ديگر، در كوه‎هاي زاگرس سيستم كربنيفر يك دورة خروج از آب و فرسايش به بزرگي 70 ميليون سال است (وضع مشابهي در بخش وسيعي از كوه‎هاي سلطانية زنجان و شمال باختري آذربايجان وجود دارد، افتخارنژاد، 1359).   

اسلاید 172:

اسلاید 173:  پرمين در زاگرس    يافته‎هاي جديد ديرينه‎شناسي زاگرس گوياي آن است كه ايست رسوبي و چرخه‎هاي فرسايشي پيش از پرمين اين پهنه دست كم به بزرگي 70 ميليون است، به گونه‎اي كه لايه‎هاي آغازين سيستم پرمين (آشكوب ساكمارين) با دگرشيبي موازي سطوح فرسايشي دونين پسين (فامنين پيشين) و گاهي سنگ‎هاي كامبرين را مي‎پوشانند.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                    

اسلاید 174:   جدا از رديف‎هاي آواري درياي پيشروندة پرمين، سهم بيشتر سنگ‎هاي پرمين زاگرس از نوع نهشته‎هاي كربناتي آهكي است كه شباهت كافي به رديف‎هاي همزمان در عربستان دارد. به همين‎رو تا پيش از سال 1977، براي سنگ‎هاي پرمين زاگرس از نام « سازند خوف » استفاده مي‎شد كه از واحد سنگي پرمين عربستان اقتباس شده بود.    بر پاية مطالعات زابو و خرد پير (1978) و قويدل (1988) ، در حال حاضر دو واحد سنگ‎چينه‎اي فراقون (درزير) و دالان (دربالا)، معرف سنگ‎هاي پرمين زاگرس ‎است. گفتني است كه مجموعة دو سازند فراقون و دالان، همراه با سازند كنگان (ترياس پاييني)، يك واحد سنگ‎چينه‎اي در مرتبة گروه ‎است كه «گروه دهرَم » نام دارد.      سازند ماسه‎سنگي فراقون :    برش الگوي سازند فراقون زير سطحي است و در چاه شمارة يك كوه سياه انتخاب شده است (مطيعي، 1372). برونزدهاي سطحي اين سازند را مي‎توان در كوه فراقون (80 كيلومتري شمال بندرعباس) چاليشه، اشترانكوه، كوه گوگرد، كوه دنا، كوه گهگم و كوه سورمه ديد.    در گذشته ماسه‎سنگ‎‎هاي فراقون نشانگر سنگ‎هاي پرمو – كربنيفر و زماني هم يادآور رديف‎هاي دونين بود. ولي در حال حاضر اين واحد سنگ‎چينه‎اي تنها نشانگر رديف‎هاي پيشروندة پرمين پيشين است. از نگاه سنگ‎شناسي، لايه‎هاي آغازين اين سازند بيشتر كنگلومراي كوارتزي با قلوه‎هاي نيم گرد است كه با آژندي ماسه‎سنگي و سيمان سيليسي در بر گرفته شده‎اند، ولي بيشتر سازند ماسه‎سنگ كوارتزي با دانه‎بندي متوسط تا دانه ريز دلتايي – رودخانه‎اي است كه تناوب‎هايي از شيل و لايه‎هاي آهكي دارد. در چاه انجير (1)، كبيركوه (1) و هليان (1) بيشتر اين سازند شامل شيل است (مطيعي، 1372).  

اسلاید 175:   ستبراي سازند فراقون از 53 متر در كوه فراقون تا 500 متر در چاليشه متغير است. در بيشتر نواحي مرز زيرين ماسه‎سنگ‎‎هاي فراقون ناپيوسته و ممكن است به كامبرين (كوه دنا) اردويسين (كوه سورمه) و يا دونين (كوه فراقون و كوه گهكم) باشد ولي در همه جا، مرز بالايي اين سازند با كربنات‎هاي سازند دالان (پرمين) تدريجي است.    سن سازند فراقون، به لحاظ نداشتن سنگوارة شاخص چندان روشن نيست. اگرچه در گذشته رديف‎هاي آواري فراقون را به سن پرمو – كربنيفر دانسته‎اند ولي مطالعه پالينومرف‎هاي اين سازند (قويدل، 1988) معرف آشكوب ساكمارين از پرمين پيشين است. بدين ترتيب در كوه‎هاي زاگرس وجود يك نبود چينه‎شناسي از فرازنين بالايي و فامنين، تمامي كربنيفر تا پرمين پيشين حتمي است.    سازند ماسه‎سنگي فراقون را مي‎توان با آواري‎هاي درياي پيشروندة پرمين در البرز (سازند دورود) و يا ماسه‎سنگ‎‎هاي كوارتزي موجود در پاية سازند جمال (ايران مركزي) مقايسه كرد.

اسلاید 176: سازند كنگان : نام كنگان از ميدان عظيم گازي كنگان، در حاشية خليج فارس، در 175 كيلومتري جنوب خاوري بندر بوشهر گرفته شده ولي بُرش الگوي آن در چاه شمارة (1) كوه سياه واقع در خاور تاقديس و گنبد نمك خورموج است (مطيعي، 1372).    از ديدگاه سنگ‎شناختي، سازند كنگان سه رخسارة متفاوت دارد (زابو – خردپير، 1978).    « رخسارة كربناتي تميز »، شامل گرين استون‎هاي اُئوليتيك، پليتي و گل سنگ است كه گاهي كمي انيدريت دارد و به طور بخشي و يا همة آن دولوميتي شده است.    « رخسارة ارژيلي شيلي قاعده‎اي »، اين رخساره گسترش جغرافيايي محدود دارد و شامل شيل و سنگ‎آهك‎هاي رُسي و لايه‎هايي از دولوميت است. سنگ‎آهك‎هاي نازكلايه و خاكستري تيرة اين رخساره حاوي اثرات فراوان كرم و دوكفه‎اي‎هاي نوع كلارايا هستند به همين دليل شناسايي آنها، در روي زمين، ساده است.    « رخسارة كربناتي تبخيري »، رخسارة چيرة سازند كنگان است كه به ويژه در لرستان ديده مي‎شود. به دليل وجود Claraia elegans و Claraia ourita، سن سازند كنگان، آشكوب اسكيتين از ترياس پيشين دانسته شده است.       از نظر مهندسي مخازن نفتي، ويژگي‎هاي سازند كنگان مشابه سازند دالان (پرمين) است. در ضمن در روي زمين هم تفكيك اين دو سازند دشوار است به همين دليل، سازند كنگان سومين واحد سنگي از « گروه دهرَم» است.    گفتني است كه گروه دهرَم، افقي بسيار مهم از نظر تجمع گاز است و ذخاير عمدة گاز زاگرس در اين گروه قرار دارند. سنگ مخزن اصلي گروه دهرَم را سازند كنگان و بخش بالايي سازند دالان تشكيل مي‎دهند. در بخش زيرين سازند دالان نيز مخزن درجه دومي جاي دارد. در مخزن پاييني عضو انيدريتي نار، از سازند دالان و در مخزن بالايي لايه‎هاي تبخيري دشتك و شيل آغار، سنگ پوش هستند.

اسلاید 177: سازند آهكي دالان :    سازند دالان نشانگر رخساره‎هاي كربناتي رديف‎هاي پرمين بالايي زاگرس است. بُرش الگوي اين سازند با 748 متر ضخامت، در چاه شمارة (1) كوه سياه است. بهترين رخنمون سطحي آن با 638 متر ستبرا، در كوه سورمه (110 كيلومتري جنوب شيراز) برونزد دارد.    در يك ديد سراسري، باغباني (1981) سازند دالان را به سن گوبرگندينين تا دورآشامين مي‎داند. مرز زيرين سازند دالان، از نوع پيوسته و تدريجي و به سازند آواري فراقون است. در بسياري از نواحي زاگرس يك دگرشيبي در مرز پرمين و ترياس قابل شناسايي است.    سازند دالان در شرايط رسوبي مشابهي انباشته نشده به همين رو، اين سازند در نواحي گوناگون سنگ رخسارة متفاوت دارد (شكل 4-7). باغباني (1369) به سه سنگ رخساره و مطيعي (1372) به چهار سنگ رخساره باور دارند. از تلفيق اين دو ديدگاه، سازند دالان را مي‎توان به رخساره‎هاي زير تقسيم كرد.    رخسارة كربناتي محدود همراه با سنگ‎هاي تبخيري:    اين رخساره‎ كه معرف ويژگي‎هاي عمومي بُرش الگو است به ويژه در نواحي فارس و لرستان گسترش دارد و نشانگر محيط‎هاي كم انرژي تا انرژي متوسط است. در اين نواحي، سازند دالان شامل سه عضو زير است.

اسلاید 178:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 179: سنگ‎شناسي و محيط رسوبي سازند دالان:    كاووسي (1374) سنگ‎هاي رسوبي سازند دالان را از ديدگاه رخساره‎ها و محيط‎هاي رسوبي در كوه‎هاي دنا و سورمه بررسي كرده است. بر اساس اين مطالعات، ريز رخساره‎هاي سازند دالان در زير محيط‎هاي درياي باز، زيست‎آواري و ائوييدي، تالابي و پهنه‎هاي كشندي و در يك سكوي كربناتي نوع رمپ، با آب و هواي خشك، همسان با خليج فارس امروزي، نهشته شده‎اند.    لاسمي (1379) بر پاية تغييرا ت قائم، هشت چرخة رسوبي پسرونده (توالي) در سنگ‎هاي سازند دالان كوه دنا شناسايي كرده است كه سه توالي در عضوكربناتي پاييني، سه توالي در عضو انيدريتي ‎نار و دو توالي در عضو كربناتي بالايي جاي دارد.    عضو « كربناتي پاييني »، با 250 تا 300 متر ستبرا، شامل سنگ‎آهك‎هاي دولوميتي و دولوميت با روزنه‎داران كوچك، جلبك و به ندرت فوزولينيد است. اين بخش دو افق گچ به نام‎هاي A و B دارد. بررسي‎هاي ديرينه‎شناسي جامع باغباني (1981) در نواحي مختلف زاگرس، گوياي آن است كه عضو كربناتي پاييني داراي چهار زون زيستي زير است:    (بالا)    Kahlerina – Globivalvulina -    Eopoly diexodina -    Eoverbeekina -    Neaendothyra - (پايين)    با استناد به اين زون‎هاي زيستي، عضو كربناتي پاييني، سن گوبرگندينين و مرغابين دارد.    « عضو تبخيري نار »، با 80 تا 227 متر ضخامت، شامل انيدريت‎هاي ضخيم لايه در تناوب با دولوميت‎هاي ائوليتي و گچي است. از فارس به سمت زاگرس مرتفع، بخش تبخيري نار ابتدا به سنگ‎آهك تبخيري و سپس به لايه‎هاي كربناتي تغيير رخساره مي‎دهد. زون‎هاي زيستي زير سبب شده تا باغباني، بخش انيدريتي نار را به سن مرغابين بالايي و آباديين بداند.

اسلاید 180:   (بالا )    Discospirella -    Palaglobivalvulina -    Schwagerina -    Kahlerina – Globivalvulina-    (پايين)    عضو « كربناتي بالايي »، با حدود 300 متر ضخامت، شامل سنگ‎آهك‎هاي ائوليتي در پايين و سنگ‎آهك‎هاي ميكريتي و دولوميت در بالا است. عضو كربناتي بالايي دو ويژگي دارد. يكي تخلخل بسيار زياد كه سبب شده تا اين عضو سنگ مخزن ذخاير گازي باشد. دوم داشتن افق‎هاي متعدد گچ كه به ستبرترين آنها افق C نام داده شده است. زون‎هاي زيستي اين عضو عبارتند از:    (بالا )    Paradagmarita -    Rectostipulina -    Shanita-      

اسلاید 181: (پايين)    رخسارة كربناتي ساحلي – درياي آزاد:    در زاگرس مرتفع، سازند دالان با حدود 1000 متر ستبرا، رخسارة كربناتي محض دارد و شامل رديف‎هايي از سنگ‎آهك، آهك دولوميتي و دولوميت است كه لايه‎بندي آن از متوسط تا توده‎اي تغيير مي‎كند. عدسي‎ها و گرهك‎هاي چرت در بخش‎هاي مياني و بالايي اين رديف‎هاي وجود دارد.    در كوه گره، زردكوه، قلعه كوه و اشترانكوه فراواني مرجان‎ها، لاله‎وشان، جلبك‎ها، بازوپايان و روزنه‎داراني چون فوزولينيدها، نشانگر رخساره‎هاي كربنات‎هاي آلي ساحلي است. ولي، در كوه‎هاي گهكم و فراقون، فراواني فوزولينيد، بازوپايان و جلبك، بيانگر رخسارة كربناتي درياي آزاد با انرژي متوسط تا كم مي‎باشد.رخسارة كربناتـي – آواري نزديك ساحل: در كوه دنا، سازند دالان شامل آهك‎هاي فوزولينيدار است. وجــود يك بخش آواري سبب شده تا در اين ناحيـه سازند دالان قابل تقسيم به سه عضــو « سنگ‎آهك پاييني »، « ماسه‎سنگ گياه‎دار مياني » و « دولوميتي بالايي » باشد. سه عضو ياد شده مي‎تواند نشانگر عضوهاي سه گانة برش الگو باشند. ولي در اين نواحي، عضو تبخيري نار با رديف‎هاي ماسه‎سنگي جايگزين شده است.    مرز پرمين ترياس در ايران    در بيشتر نواحي ايران، سنگ‎هاي حاوي سنگواره‎هاي آشكوب دورآشامين و بخش بالايي آشكوب جلفين وجود ندارد و مرز پرمين و ترياس ناپيوسته و از نوع دگرشيبي موازي است كه اين ديدگاه با افق‎هاي هوازده، ماسه‎سنگ‎‎هاي آهني تيره رنگ و يا عدسي‎هايي از بوكسيت و لاتريت مسجل مي‎شود. با وجود اين، در چند ناحية ايران مانند جلفا، شهرضا، آباده، كندوان، آمل، مرز پرمين به ترياس تدريجي دانسته شده، ولي يافته‎هاي فسيل‎شناسي جديد نشان مي‎دهد كه حتي در نواحي ياد شده، بعضي از زون‎هاي زيستي پرمين – ترياس وجود ندارد.   

اسلاید 182: ترياس در زاگرس    در كوه‎هاي زاگرس به ويژه در زاگرس مرتفع، رديف‎هاي منسوب به ترياس رخسارة كربنات‎هاي آهكي دولوميتي دارند كه به سمت زاگرس چين خورده و خليج فارس رديف‎هاي تبخيري به آن اضافه مي‎شود (شكل 5-2). تغييرات سني اين نهشته‎ها از ترياس پيشين تا ترياس مياني است و تاكنون سنگ‎هايي كه داراي فسيل‎هاي شاخص ترياس پسين باشند ديده نشده است هرچند كه ستوده‎نيا (1978) وجود آن را منتفي نمي‎داند.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                       

اسلاید 183:  در « زاگرس مرتفع »، سنگ‎هاي ترياس، بيشتر، از نوع سنگ‎آهك‎هاي لايه‎لايه و دولوميت است كه اثرات كرم فراوان، دو كفه‎اي و آمونيت دارد. رخسارة سنگ‎هاي ياد شده شباهت كافي با رديف‎هاي ترياس پاييني و مياني البرز و ايران مركزي دارد ولي از آنها پرفسيل‎تر است. شباهت‎هاي سنگي گفته شده تا بدانجا است كه شرايط رسوبي يكسان و حتي حوضة رسوبي مشترك را در صفحة زاگرس و صفحة ايران تداعي مي‎كند و شايد بتوان نتيجه گرفت كه يكپارچگي دو صفحة ياد شده تا ترياس مياني ادامه داشته است. آشكار است كه حوضة ياد شده در همه جا ژرفاي يكسان نداشته است. ژرفاي بيشينه در زاگرس مرتفع بوده ولي به سوي جنوب باختري (زاگرس چين خورده- خليج فارس)، در اثر كاهش ژرفا، شرايط تبخيري حاكم بوده است. گفتني است كه انباشت رديف‎هاي تبخيري ترياس منحصر به زاگرس چين خورده نيست، در پاره‎اي نقاط ايران مركزي (شمال بهاباد، راور، 000) هم مي‎توان افق‎هاي تبخيري ترياس را ديد.    از نظر سني، سنگ‎هاي ترياس زاگرس معرف ترياس پيشين – مياني‎اند. كاهش ژرفاي درياي ترياس مياني، انباشت گچ و نبود سنگ‎هاي ترياس بالايي مي‎تواند گوياي عملكرد رويداد سيمرين پيشين و جدايش زاگرس از ايران مركزي باشد.    زابو و خردپير، (1978) بر پاية ويژگي‎هاي سنگي، رديف‎هاي ترياس زاگرس را به دو نوع زير تقسيم كرده‎اند.    * نخست، رسوبات كربناتي و رسوبات تبخيري كه شامل دو « سازند كنگان » در زير و « سازند دشتك » در بالا است، كه بيشتر در زاگرس چين‎خورده و خليج فارس رخنمون دارند.    * دوم، رديف‎هاي كربناتي بدون ‎همراهان تبخيري، به نام « سازند خانه كت » كه در زاگرس مرتفع رخنمون دارد.      

اسلاید 184: ترياس در زاگرس مرتفع :    در زاگرس مرتفع، كربنات‎هاي ترياس نام « سازند دولوميتي خانه‎كت »، دارند كه هم‎ارز مجموعة دو سازندكنگان و دشتك است. بُرش الگوي اين سازند، در تنگ قُمبَري، واقع در تاقديس خانه‎كت (110 كيلومتري خاور شيراز)، و بُرش مرجع آن در اشترانكوه است.    از نظر سنگ‎شناسي، بُرش الگوي سازند خانه‎كت شامل 364 متر دولوميت‎هاي خاكستري رنگ تيره، بسيار ريزدانه، سيليسي، متوسط تا نازك لايه است كه 122 متر بالاي آن حالت فروريختگي و برشي دارد و در رأس آن، دولوميت‎هاي توده‎اي متبلور و متخلخل به رنگ قهوه‎اي ديده مي‎شوند. در بُرش مرجع، اين سازند شامل كربنات‎هاي رُسي و شيل در بخش پايين و باقي رديف شامل آهك و دولوميت‎هايي از محيط رسوبي كم عمق‎اند كه واجد ترك‎هاي گلي، ساختمان‎هاي استروماتوليتي و برش‎هاي انحلالي است. از ويژگي‎هاي سنگ‎شناختي بُرش اشترانكوه فراواني تركيبات رُسي است.    در بُرش الگو، مرز زيرين خانه‎كت چندان روشن نيست ولي در اشترانكوه سنگ‎آهك‎هاي لايه‎لايه، حاوي اثر كرم، بر روي كربنات‎هاي سازند دالان، با ناپيوستگي، جاي دارند. مرز زبرين دولوميت‎هاي خانه‎كت با شيل و دولوميت‎هاي لياس (سازند نيريز) ناپيوسته و فرسايشي است.   

اسلاید 185: ويژگي‎هاي زيست چينه‎اي دولوميت‎هاي خانه‎كت به نام Trocholina Zone نامگذاري شده است كه در روي رديف‎هـــــاي دوكفـــــه‎اي‎دار ترياس پايينــي جـاي دارد. وجود دوكفه‎اي‎هاي نوع Claraia در پايين، آمونيت‎هاي نوع Ceratites در وسط و دو كفه‎اي‎هاي نوع Halobia در بالا سبب شده است تا وايند (1969) دو سوم پاييني سازند خانه‎كت را متعلق به ترياس و يك سوم بالايي را متعلق به رتين تا لياس بداند. ولي، به باور مطيعي (1372)، سازند خانه‎كت از ترياس پاييني تا رتين به حساب مي‎آيد. جدا از بُرش الگو، سازند دولوميتي خانه‎كت همچنان در نواحي بروجرد (كوه ميش پرور)، قالي‎كوه، دزدان، بروجرد نيز گزارش شده است، ولي، در بيشتر نقاط زاگرس مرتفع (كوه دنا، كوه گره، زردكوه) به لحاظ فازهاي فرسايشي پيش از ژوراسيك همه و يا بخشي از سازند خانه‎كت فرسوده شده است.    رخسارة سنگي خانه‎كت يادآور سازند اليكا در البرز و مجموعة دو سازند شتري و سُرخ‎ شيل در ايران مركزي است (شكل 5-3).

اسلاید 186:  ترياس در زاگرس چين خورده :    به جز كوه سورمه، در ساير نقاط زاگرس چين خورده سنگ‎هاي ترياس رخنمون ندارند. حفاري‎هاي اكتشافي زاگرس چين خورده و خليج فارس نشان مي‎دهد كه در گستره‎هاي ياد شده، رديف‎هاي ترياس همراهان درخور توجهي از رسوبات تبخيري دارند. از همين‎رو، رخسارة سنگي آنها با سازند دولوميتي خانه‎كت متفاوت است. در اين نواحي دو واحد سنگي كنگان (درپايين) و دشتك (در بالا) شاخص سنگ‎هاي ترياس‎اند.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                       

اسلاید 187: سازند تبخيري دشتك: اين سازند پيش‎تر به نام شيل سودير ناميده مي‎شد. در محل بُرش الگو (تاقديس دشتك، 75 كيلومتري باختر شيراز) مرز زيرين و زبرين اين سازند گسله است. به همين رو، برش چاه شمارة (1) كوه سياه، به ضخامت 814 متر، به عنوان الگو انتخاب شده است. سازند دشتك رخسارة سنگي ناهمگن دارد از همين‎رو از پايين به بالا، به شش عضو زير تقسيم شده است.    « عضو شيلي آغار »، در گذشته اين عضو را واحد جداكنندة پرمين و ترياس مي‎دانستند و امروزه عضوي از سازند دشتك به حساب مي‎آيد كه نام آن از تاقديس آغار، در حوالي فيروزآباد فارس گرفته شده كه از ذخاير گازي عظيم كشور است. اين عضو شامل 10 تا 40 متر شيل قهوه‎اي تيره با تناوب‎هايي از شيل‎هاي سُرخ و سبز است به همين دليل سيماي رنگارنگ دارد و با تيغه‎هاي نازك دولوميت، آنيدريت و سيلت سنگ در تناوب است. گسترش جغرافيايي عضو شيلي آغار درخور توجه است و به تقريب در همه جا گسترش دارد.   

اسلاید 188:   « عضو تبخيري A »، به ضخامت 220 متر، شامل سنگ‎آهك و دولوميت رُسي در پايين، آنيدريت ضخيم لايه تا توده‎اي در وسط و يك رديف شيلي در بالا است.    « بخش تبخيري B »، به ضخامت 40 متر، رديفي از آنيدريت و دولوميت است كه گسترش جغرافيايي زياد دارد.    « عضو تبخيري C »، ضخامتي متغير (0 تا 250 متر) از دولوميت و آنيدريت است كه به طور جانبي يكي با ديگري جانشين مي‎شود.    « عضو دولوميت سفيدار »، شامل يك لاية راهنما از دولوميت‎هاي سخت و برجسته به رنگ قهوه‎اي تيره، متبلور، با دانه‎هاي درشت تا متوسط است كه نام آن از چاه شمارة (1) سفيدار، واقع در 60 كيلومتري جنوب شيراز، گرفته شده است. عضو دولوميت سفيدار در همه جا وجود ندارد. در كوه سورمه، در قاعدة اين عضو يك طبقه كنگلومراي آهكي وجود دارد كه شايد بتواند نشان دهندة يك فاز فرسايشي باشد.    « عضو تبخيري D »، شامل تناوبي از دولوميت، آنيدريت و شيل است كه گسترش جغرافيايي محدود دارد.   

اسلاید 189: گفتني است كه، از ميان عضوهاي ياد شده دو عضو شيلي آغار و دولوميت سفيدار، رسمي و بقيه غيررسمي‎اند.عضوهاي شش گانة ياد شده رخساره، ضخامت و دوام هميشگي ندارند. تغييرات جانبي رخساره‎ها و تبديل يك عضو به عضو ديگر و يا حذف شدگي فرسايشي در سازند دشتك زياد است. با همة اين‎ها، اين سازند (دشتك) در نواحي فارس و لرستان بسيار گسترده است. لازم به گفتن است كه:    * در بارة سن سازند دشتك اتفاق نظر وجود ندارد. برزگر (1360) به سن ترياس مياني – بالايي، شركت نفت بريتانيا (BP) به ترياس پاييني، خردپير و زابو به سن ترياس پاييني تا مياني باور دارند كه قابل قبول‎تر است.    * سازند دشتك نخستين سازند از « گروه كازرون » است. دومين سازند اين گروه « سازند نيريز » به سن ژوراسيك پاييني است.

اسلاید 190:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 191:   ژوراسيك در زاگرس    سنگ‎هاي ژوراسيك صفحة زاگرس، به عنوان بخشي از نهشته‎هاي درياي تتيس جوان، در مقايسه با ديگر نواحي ايران، در شرايط رسوبي به طوركامل متفاوت بر جاي گذاشته شده‎اند. به همين رو، رخسارة سنگي – زيستي آنها متفاوت از ساير نواحي ايران است. با وجود اين، در گسترة وسيع زاگرس، سنگ‎هاي ژوراسيك در همه جا هم رخساره نيستند، به ساني كه مي‎توان اين سنگ‎ها را به سه گروه مجزا با سه رخسارة متفاوت زير تقسيم كرد (مطيعي، 1372) :    * رخساره‎هاي كم ژرفاي تبخيري كه به ويژه در لرستان و نزديك مرز عراق نهشته شده‎اند، ولي رخنمون سطحي ندارند.    * رخساره‎هاي ژرف كربناتي كه در زاگرس چين‎خورده به ويژه سكوي فارس بر جاي گذاشته شده‎اند.    * رخساره‎هاي ژرف كربناتي – راديولاريتي كه معرف بخش‎هاي ژرف زاگرس رورانده است كه به ويژه در دو ناحية نيريز و كرمانشاه، به صورت فلس‎هاي رانده شدة نا برجا رخنمون دارند.   

اسلاید 192:   با توجه به سه رخسارة گفته شده، سنگ‎هاي ژوراسيك زاگرس در سه ناحية لرستان، فارس و زاگرس مرتفع قابل شناسايي است (شكل 5-8).                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                        

اسلاید 193:   ژوراسيك در ناحية لرستان:    در لرستان و شمال فروافتادگي دزفول، سنگ‎هاي ژوراسيك پايين رخسارة كم ژرفا و تبخيري دارند كه با رسوب‎هاي ژوراسيك ديگر نواحي زاگرس تفاوت كلي دارند و بيشتر به رسوب‎هاي هم زمان در عراق شبيه هستند. به همين رو براي واحدهاي سنگ‎چينه‎اي اين زمان (ژوراسيك پاييني) از نام‎هاي معرفي شده در عراق استفاده شده است.    نهشته‎هاي تبخيري – كلوييدي ژوراسيك پايين لرستان كه در چاه شمارة يك تاقديس امام حسن (خاور قصرشيرين) شناسايي شده‎اند، شامل سه سازند « عدايــه »، « مـوس » و « علن » است. رسوب‎هاي ژوراسيك مياني لرستان بيشتر از نوع شيل و سنگ‎آهك‎هاي رُسي متعلق به حوضه‎هاي رسوبي با ژرفاي متوسط است كه « سازند سرگَلو » نام دارد. همبري نهشته‎هاي ژوراسيك مياني (سازند سرگلو) با سنگ‎هاي ژوراسيك بالا، از نوع دگرشيبي زاويه‎دار است كه نشانگر يك فاز فرسايش قاره‎اي است. در لرستان، با پيشروي دوبارة درياي ژوراسيك بالا، رديفي از سنگ‎هاي متورق جلبك ‎دار به نام « سازند نَجمه » بر جاي گذاشته شده است. آخرين واحد سنگ‎چينــه‎اي ناحية لرستان، نهشته‎هاي گچــي همراه با لايه‎هــاي ناچيز از شيل خاكستـري به نام « سازند گوتنيا » است كه برقراري حوضه‎هاي تبخيري و پسروي درياي ژوراسيك را نشان مي‎دهد.

اسلاید 194: سازند عدايه :    سازندي انيدريتي‎ در تناوب با دولوميت و سنگ‎هاي تيره رنگ است كه برش الگوي آن در عراق، 60 متر ستبرا دارد. مرز بالايي آن با سنگ‎آهك‎هاي سازند موس تدريجي و همساز است. در پايين، سازند عدايه با شيل‎ها و سنگ‎آهك‎هاي خاكستري تيره، با سن نامشخص همبر است. سنگواره‎هاي اين سازند شاخص نيستند، ولي بر اساس هم‎ارزي چينه‎شناسي، به سن لياس پسين دانسته شده است.       سازند موس :    نشانگر چرخة پيشروي دريا و شامل 55 متر سنگ‎آهك است كه به صورت تدريجي و همساز روي سازند انيدريتي عدايه قرار دارد. مرز بالايي آن با سازند جوان‎تر انيدريت علن، همچنان تدريجي و همساز توصيف شده است. سن اين سازند چندان مشخص نيست و تنها بر اساس انطباق‎هاي ناحيه‎اي و به احتمال، لياس پسين دانسته شده است.       سازند عَلَن :    در ايران، نزديك به 90 متر انيدريت لايه‎اي در تناوب با سنگ‎آهك است. سازند عَلَن رخنمون سطحي نداشته و شواهد كافي نيز براي تعيين سن آن وجود ندارد ولي با هم‎ارزي‎هاي ناحيه‎اي، سن سازند عَلَن لياس پسين پذيرفته شده است.      

اسلاید 195:    سازند سرگلو:    سازند سرگلو معرف رديف‎هاي ژوراسيك مياني لرستان است كه بيشتر از نوع شيل خاكستري تيره و سنگ‎آهك‎هاي رُسي نازك لايه و بودار، متعلق به حوضه‎هاي رسوبي با ژرفاي متوسط است. بالاترين لايه‎هاي سازند سرگلو، داراي دوكفه‎اي‎هاي نازك پوستة فراوان از نوع Posidonia با اندكي سنگوارة راديولاريا است كه نشانگر محيط‎هاي رسوبي ژرف است و به يك دگرشيبي ختم مي‎شود. در حوالي كرمانشاه، سازند سرگلو داراي آمونيت‎هاي ژوراسيك مياني است. در قالي‎كوه، اُشتران‎كوه و زردكوه، سرگلو داراي ويژگي شيل‎هاي نفتي است و از هر تُن آن حدود 20 تا 25 گالن نفت با حرارت دادن سنگ مي‎توان به دست آورد (افشارحرب، 1380).    با وجود جدا بودن حوضه‎ها، ويژگي‎هاي سنگي و سني سازند سرگلو، در خور قياس با سازند بَغَمشاه (ايران مركزي) سازند دليچاي (البرز)، و سازند چمن بيد است.

اسلاید 196: سازند آهكي نجمه :    بُرش الگوي اين سازند در عراق است. در ايران، سازند نجمه، به عنوان معرف رديف‎هاي ژوراسيك بالايي لرستان، حدود 18 متر سنگ‎آهك پليتي و جلبگي متورق است كه ارتباط آن با سنگ‎هاي ژوراسيك مياني (سازند سرگلو) از نوع دگرشيبي فرسايشي و با رديف‎هاي ژوراسيك بالايي (سازند گوتنيا) تدريجي است. جلبك‎ فراوان‎ترين سنگوارة سازند آهكي نجمه است كه چندان شاخص نيستند، ولي سنگواره‎هاي پيدا شده در عراق، سن ژوراسيك پسين اين سازند را مسجل مي‎سازد. سازند آنيدريتي گوتنيا :    آخرين واحد سنگ‎چينه‎اي ژوراسيك بالاي ناحية لرستان و از نوع نهشته‎هاي انيدريتي است كه نشانگر كاهش ژرفاي دريا و شكل‎گيري حوضه‎هاي تبخيري – كولابي پايان ژوراسيك است. در ايران اين سازند رخنمون سطحي ندارد ولي رديف‎هاي انيدريتي موجود در چاه شمارة يك امام حسن و چاه شمارة 306 مسجد سليمان با سازند قوطنيه عراق مقايسه شده‎اند. در دو چاه ياد شده، سازند گوتنيا 137 متر انيدريت و لايه‎هايي از شيل‎هاي خاكستري تيره است، ولي در شمال لرستان (ايستگاه هفت‎تنگ)، اين سازند شامل 3 متر دولوميتي برشي انحلالي است. نداشتن سنگواره سبب شده تا سن ژوراسيك پسين (تيتونين) براي آن برآورد شود.

اسلاید 197:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 198: جايگاه چينه‎شناسي نهشته‎هاي انيدريتي سازند گوتنيا به خوبي با نهشته‎هاي تبخيري ژوراسيك بالايي فارس داخلي (سازند هيث)، البرز (واحد گچ و ملافير)، ايران مركزي (گچ مگو) و سنگ‎هاي نمكي ژوراسيك ناحية راور در خور قياس است. اين نهشته‎هاي تبخيري ياد‎آور رديف‎هاي مشابه در عربستان و نشانگر چيرگي شرايط آب و هوايي گرم ژوراسيك پسين بر گستره‎هاي وسيع خاورميانه است (شكل 5-9).       ژوراسيك در ناحية فارس :    در نواحي فارس و جنوب فروبار دزفول، رسوب‎هاي لياس از نوع شيل‎هاي سيلتي – سنگ‎آهك و دولوميت به نام « سازند نيريز » است. وجود موج نقش، ترك‎هاي گلي، استروماتوليت‎هاي آهكي و انيدريت نشانگر محيط‎هاي رسوبي از نوع كم‎ژرفا و يا محيط‎هاي پهنة كشندي است. در ناحية فارس، از اواخر لياس و در زمان ژوراسيك مياني، نهشت رديف‎هاي كربنـات دريايي به نــام « سازند سورمه » آغاز شده كه به ظاهر، بدون هيچ‎گونه ايست رسوبي تا اوايل آشكوب تيتونين ادامه يافته است. در ژوراسيك پسين، ژرفاي حوضة فارس به شدت كاهش يافته به ساني كه رخساره‎هاي كربناتي سازند سورمه، با « انيدريت‎هاي هيث » پوشيده مي‎شود. در اواخر ژوراسيك، يك چرخة خروج از آب با ظهور دگرشيبي در جنوب فارس مشخص است. ولي، در حوالي شيراز، رسوبگذاري كربناتي از منشأ دريايي ژرف، بدون انقطاع از ژوراسيك تا كرتاسه ادامه داشته است. سنگواره‎هاي اين لايه گذر، به ويژه انواع كالپيونليده، شباهت كامل به بخش جنوب خاوري پهنة سنندج – سيرجان حتي شمال البرز و پهنة كپه‎داغ دارد.   

اسلاید 199: سازند دولوميتي نيريز :    سازند نيريز، به عنوان يكي از سازندهاي « گروه كازرون » معرف سنگ‎هاي آواري خشكي‎زاد و رسوب‎هاي مرز ميان خشكي‎زا – دريايي زمان لياس در ناحية فارس است. اين سازند (نيريز)، به دليل ماهيت سنگ‎شناختي خاص و فرسايش‎پذيري، داراي فرسودگي عميق در بين دو واحد سخت و صخره‎ساز سورمه (در بالا) و خانه كت (در زير) بوده و لذا شناسايي آن آسان است.    در ناحية فارس، سازند نيريز بيشتر شيلي و سيلتي است، در حالي كه در كوه دنا و زردكوه به طور كامل كربناتي است. در محل بُرش الگو، سازند نيريز ، حدود 200 متر ستبرا دارد و شامل سه بخش جداگانه است.    يك سوم بخش پاييني آن از دولوميت‎هاي نازك لاية خرد شده و شيل‎هاي متمايل به رنگ سبز، يك سوم بخش مياني از نوع دولوميت با رنگ هوازدة قهوه‎اي و دولوميت‎هاي ماسه‎اي و سيلتي و يك سوم بالايي، سنگ‎آهك‎هاي نازك لاية رُسي – شيلي است.    به دليل نبود سنگ‎هاي ترياس بالا، مرز پاييني سازند نيريز با سنگ‎هاي ترياس (سازند خانه‎كت) نمايانگر يك مرحلة خروج از آب و مرز بالايي آن در زير لايه‎هاي داراي Lithiotis ، از سازند سورمه، انتخاب مي‎شود.    دو سوم بخش زيرين سازند نيريز، فسيل شاخص ندارد. يك سوم بخش بالايي آن معرف زون زيستي Orbitopsella proecursosange است كه زمان ژوراسيك پيشين (لياس) را مشخص مي‎كند. بر خلاف ديگران، ريكو (1974)، سازند نيريز را به سن ترياس پسين – لياس مي‎داند. زابو و خردپير (1976)، وجود دولوميت‎هاي استروماتوليتي، لايه‎هاي رُسي، برش‎هاي بسيار ريزدانه و همچنين برش همراه مواد تبخيري را نشانة نهشت سازند نيريز در محيط‎هاي دريايي كم ژرفا تا پهنة كشندي مي‎دانند. اگرچه سازند نيريز، هم‎ارز زماني بخشي از گروه شمشك است، ولي هيچ‎گونه شباهت رخساره‎اي با آن ندارد.

اسلاید 200: سازند سورمه :    در گستره‎هاي وسيعي از فارس، سنگ‏‎هاي ژوراسيك مياني – بالايي از نوع سنگ‎هاي كربناتي بسيار همگن است كه به طور ناحيه‎اي (فارس ساحلي) در بالاترين بخش، داراي نهشته‎هاي انيدريتي (سازند هيث) است. در محل بُرش الگو (كوه سورمه، 120 كيلومتري جنوب باختري شيراز)، سازندسورمه با 762 متر ستبرا، سنگ‎آهك دولوميتي و دولوميت است كه يك بخش از سنگ‎آهك رسي نازك لايه و با مقاومت ضعيف، در قسمت مياني دارد. در اثر سنگ‎آهك‎هاي رسي مذكور، سازند سورمه سيماي سه قسمتي دارد.    قسمت آغازين سازند سورمه با لايه‎هاي داراي دو كفه‎اي ليتيوتيس مشخص مي‎شود. همبري بالايي سازند سورمه يكسان نيست. گاهي اين مرز به سازند انيدريتي هيث (ژوراسيك بالايي) است و گاهي به سنگ‎آهك‎هاي سازند فهليان (كرتاسة پاييني) است. در حالت دوم، گذر از ژوراسيك بالا به كرتاسة پايين تدريجي است و سنگ‎آهك‎هاي ائوليتي سازند فهليان و يا لايه‎هاي حاوي Thintinnid، كه معرف محيط دريايي ژرف است، به عنوان مرز انتخاب مي‎شود.    از نظــر سني، اگرچه سازند سورمه نشانگر ژوراسيك مياني – بالايي است، ولي زون‎هاي زيستي Radiolaria, Kurnubia jurassica, Trocholina, Pfenderina, Lithiotis و Callpionella spicules نشانگرآن هستند كه سازند سورمه معرف تمام دورة ژوراسيك است.    سازند سورمه هم‎ارز « سازند عرب » در عربستان و ديگر كشورهاي عربي است كه مخازن بسيار عظيم نفت را در خود دارد.

اسلاید 201: سازند آنيدريتي هيث :    از فارس ساحلي به سوي خليج فارس و عربستان، نهشته‎هاي انيدريتي بالاي سازند سورمه، به دليل شباهت با نهشته‎هاي مشابه در عربستان، به نام سازند هيث نام‎گذاري شده است. در ايران، رخنمون‎هاي سطحي اين سازند شامل انيدريت با ميان‎لايه‎هاي كربناتي، به ستبراي 30 تا 150 متر است كه به طور دقيق تعيين سن نشده است. سن تيتونين و يا سن ژوراسيك – كرتاسة پيشين قابل پذيرش است.    در كوه عسلويه و كوه گاوبست مي‎توان انيدريت‎هاي هيث را ديد. در كوه سورمه به جاي انيدريت، حدود 23 متر دولوميت برشي وجود دارد. از فارس به خوزستان، رخسارة انيدريتي به دولوميت تبديل مي‎شود. سازند انيدريتي هيث، يادآور نهشته‎هاي تبخيري ژوراسيك بالايي – كرتاسة پاييني ديگر نواحي ايران و پاره‎اي از كشورهاي همسايه است و مي‎تواند معرف تنش‎هاي شاغولي مثبت و يا حاصل نوسان‎هاي سطح آزاد آب در اقيانوس‎ها باشد.       ژوراسيك در زاگرس مرتفع :    در زاگرس مرتفع، سنگ‎هاي ژوراسيك، بخشي از يك مجموعة رسوبي ژرف با تغييرات سني از ترياس تا كرتاسة پسين هستند. در ناحية نيريز به اين سنگ‎ها سازند پيچاكون (پيچَلون) گفته شده كه مجموعه‎اي از رسوب‎هاي مارني سياه رنگ، سنگ‎آهك سيليسي ائوليتي و راديولاريت است. در ناحية كرمانشاه، سنگ‎هاي موردنظر شامل راديولاريت‎هاي كرمانشاه، سنگ‎آهك بيستون و افيوليت‎هاي صحنه – هرسين است. در هر دو ناحيه، سنگ‎هاي ياد شده به صورت فلس‎هاي رو رانده هستند. اگرچه تشكيل اين سنگ‎ها، به احتمال در ژرفناي حاشية شمال خاوري زاگرس (بلند زاگرس) بوده ولي تشكيل آنها در زون سنندج – سيرجان و رانده شدن آنها بر روي لبة صفحة زاگرس همچنان امكان‎پذير است.

اسلاید 202: كرتاسه در زاگرس    به جز ناحية شيراز كه در آن رسوبگذاري از ژوراسيك تا كرتاسه پيوسته بوده، در ديگر نواحي زاگرس، پس از ايست رسوبي ژوراسيك پاياني، گستره‎هاي وسيعي از زاگرس با درياي پيشروندة كرتاسه پوشيده شده است. سنگ‎هاي كرتاسة زاگرس رخسارة سنگي يكسان ندارند و در شرايط رسوبي همسان نهشته نشده‎اند. در ناحية لرستان، توالي كرتاسه، شيل‎هاي تيره رنگ پلاژيك است، در حالي كه در ناحية فارس، رخنمون‎هاي كرتاسة پايين نشانگركربنات‎هاي سكويي است و لذا پذيرفته شده كه در ناحية لرستان، درياي كرتاسه بيشترين ژرفا را داشته و تغييرات رخساره‎اي به كربنات‎هاي سكويي فارس، نشانگر كاهش ژرفا در آن امتداد است

اسلاید 203:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 204: در كرتاسة بالايي نيز حوضة زاگرس شرايط يكساني نداشته است، در شمال خاوري خوزستان گودي اصلي بزرگ ناوديس تتيس و از خاور عراق تا فارس ساحلي، گودي خوزستان قرار داشته است. اين دو گودي، با يك پشتة مياني از يكديگر جدا بوده‎اند و بر روي همين پشته است كه ريف‎هاي روديستي سازند تاربور (به سن ماستريشتين) به وجود آمده‎اند.    بر خلاف استاندارد چينه‎شناسي جهاني، سيستم كرتاسة زاگرس به سه بخش پاييني، مياني و بالايي تقسيم شده است. مهم‎ترين عامل، پيوستگي رسوبگذاري از آلبين به سنومانين است. افزون بر آن، در مرزهاي بالايي آپتين، تورونين و ماستريشتين ناهمسازي وجود دارد.    « بخش پاييني كرتاسه »، دو رخسارة متفاوت دارد. در ناحية لرستان شيل‎هاي راديولردار خاكستري تيره تا سياه و آهك‎هـاي رُسي عميق « سازند گَرو » و در ناحية فــارس و جنوب فروافتادگي دزفول، سه سازنـــد « فَهليان »، « گَدوان » و « داريان » به سن نئوكومين – آپتين است.      

اسلاید 205: « بخش مياني كرتاسه »، با ناپيوستگي آغاز مي‎شود و شامل شيل‎ها و آهك‎هاي « سازند كژدمي » به سن آلبين و سنگ‎آهك‎هاي كم عمق « سازند سَروَك » به سن سنومانين است. در اين بخش سه فاز فرسايشي زير ثابت شده است:    * در همبري آپتين (سازند داريان) و آلبين (سازند كژدمي)، يك زون هوازده شامل گلوكونيت، سيلت سنگ، ماسه‎سنگ و آهن وجود دارد.    * در پايان سنومانين، يك فاز فرسايشي سبب شده تا آهك‎هاي سازند سَروَك به دو بخش سنومانين و تورونين تقسيم شود.    * فاز فرسايشي پس از تورونين.    « بخش بالايي كرتاسه »، پس از يك ايست رسوبي، با سنگ‎آهك‎هاي كم عمق « سازند ايلام » آغاز و با شيل‎هاي عميق « سازند گورپي » ادامه مي‎يابد.    در ماستريشتين، با تخريب فرابوم‎هاي شمال خاوري راندگي اصلي، حجم‎‎ زيادي مواد آواري موجب نهشت ماسه‎سنگ، كنگلومـراي كـربناتي، سيلت سنگ‎هــاي « سازند اميران » شده‎اند. افزون بر آن، آهك‎هاي ريفي « سازند تاربور » نيز از رديف‎هاي كرتاسة بالاي زاگرس است (شكل 5-17).

اسلاید 206:    بخش پاييني كرتاسه در زاگرس    بخش پاييني كرتاسة زاگرس دو رخسارة متفاوت سكويي و پلاژيك دارد. رخساره‎هاي سكويي كرتاسة پايين زاگرس شامل سه سازند فَهليان، گَدوان و داريان است و رخساره‎هاي پلاژيك آن بخشي از سازند شيلي گَرو است.       سازند آهكي فَهليان :    در كوه دال (بُرش الگو) نزديكي روستاي فَهليان، در 90 كيلومتري خاور دوگنبدان (گچساران)، سازند فَهليان شامل 360 تا 365 متر سنگ‎آهك‎هاي ائوليتي متورق تا توده‎اي به رنگ قهوه‎اي خاكستري با ريخت خشن است كه يكي از سنگ مخزن‎هاي گروه خامي مي‎باشد. در پايين اين سازند، به طور محلي، برش انحلالي وجود دارد كه ممكن است معادل سازند هيث باشد.         

اسلاید 207: مرز پاييني سازند فَهليان ممكن است به سازند سورمه (ژوراسيك بالايي) و يا سازند انيدريتي هيث باشد. اگر فَهليان روي هيث باشد (فارس ساحلي) شناسايي مرز ساده است. در جايي كه هيث وجود ندارد (به ويژه در شمال شيراز)، تفكيك فَهليان و سورمه دشوار است، ولي واحدهاي آهكي داراي Tintinnid فراوان كه معادل شيلBerriasella است، مشخص كنندة مرز ژوراسيك – كرتاسه است.    مرز بالايي فَهليان با شيل‎هاي گَدوان واضح است. ولي در جايي كه شيل‎هاي گَدوان وجود ندارد، مانند شمال فروافتادگي دزفول، سازند فَهليان و داريان قابل تفكيك نيستند.    بر اساس ريزسنگواره‎ها، جلبگ، آمونيت، خارپوست و پالينومورف، سن به سازند فَهليان سن نئوكومين – آپتين تعيين شده است.    سازند فَهليان را مي‎توان در تمام مناطق فارس، شمال خاوري خوزستان و شمال خاوري لرستان ديد، ولي در جنوب غرب لرستان و خوزستان، اين سازند به شيل و سنگ‎آهك‎هاي سازند گَرو تبديل مي‎شود.

اسلاید 208: سازند شيلي – آهكي گَدوان :    سازند گَدوان يك واحد بارز شيلي در ميان دو آهك خشن فَهليان (در زير) و داريان (دربالا) است بُرش الگوي اين سازند در گوه گَدوان در 40 كيلومتري شمال خاوري شيراز به ضخامت 120 متر، شامل تناوبي از شيل‎هاي خاكستري مايل به زرد يا سبز با ميان‎لايه‎هاي خاكستري از سنگ‎آهك رُسي، داراي خرده صدف است.    بر اساس سنگواره‎هاي موجود، سن سازند گَدوان نئوكومين بالايي تا آپتين است. در خوزستان و شمال باختري فارس، اين سازند بيشتر شيلي است، ولي به سوي جنوب خاوري (فارس)، به تدريج به رسوب‎هاي آهكي تبديل مي‎شود به گونه‎اي كه در فارس ساحلي، شناخت آن از سازند رويي (داريان)، دشوار است.    در ميانة سازند گَدوان، يك آهك بارز، به نام « بخش آهكي خليج » شناسايي شده است كه بُرش آن در جزيرة خارك، به ضخامت 15 متر، اندازه‎گيري شده و شامل آهك بي رُس متعلق به محيط دريايي كم عمق و باز است. بخش آهكي خليج در برخي از ميدان‎هاي نفتي منطقة زاگرس داراي نفت است. به شيل‎هاي گَدوان كه در پايين و بالاي آهك خليج ديده مي‎شوند، گاهي گَدوان پاييني و گَدوان بالايي گفته مي‎شود.    سازند شيلي گَدوان، سنگ پوش مخازن فَهليان را تأمين مي‎كند و از مواد آلي نيز غني است و در توليد نيز به عنوان سنگ مادر نقش دارد (افشارحرب، 1380).   

اسلاید 209:  سازند آهكي داريان :    در گذشته به اين سنگ‎آهك‎ها « آهك اُربيتولين‎دار » و يا « آهك آپتين – آلبين » گفته مي‎شد ولي با اندازه‎گيري بُرشي در كوه گَــدوان در شمال دهكدة داريان در شمال خـاوري شيــراز، نــام « سازند داريان » انتخاب شد (جيمز و وايند، 1965).    در محل بُرش الگو، اين سازند شامل 5/286 متر سنگ‎آهك قهوه‎اي – خاكستري ستبر‎لايه تا توده‎اي خشن و صخره‎ساز است كه به داشتن اُربيتولين فراوان به سن آپتين شاخص است.    مرز پاييني داريان با گَدوان تدريجي است ولي در بالا، با كژدمي به شدت فرسايش يافته است و لايه‎هاي ائوليتي و گلوكونيتي آن را از سازند كژدمي جدا مي‎كند.    اگر چه سنگ‎آهك‎هاي داريان دو واحد شيلي گَدوان (در زير) و كژدمي (دربالا) را جدا مي‎كند، ولي دو سازند داريان و كژدمي هم زمان هستند (مطيعي، 1372). به گفتة ديگر، سازند كژدمي حذف مي‎شود و آهك داريان در زير آهك بنگستان (دوسازند سَروَك و ايلام) قرار مي‎گيرد. در ناحية ايذه، سازند گَدوان هم وجود ندارد. در اينجا سازندهاي آهكي فَهليان داريان، سَروَك و ايلام روي هم قرار مي‎گيرند كه تنها با مطالعه فسيل‎شناسي مي‎توان آنها را جدا كرد. سازند داريان سنگ مخزن مهمي در گروه خامي است.   

اسلاید 210: سازند شيلي گَرو :    نام اين سازند از تنگ گَرو در كبيركوه لرستان گرفته شذه و بُرش الگوي آن در 10 كيلومتري شمال خاوري روستاي قلعه دره مطالعه شده است (جيمز و وايند، 1965).    در محل بُرش الگو، سازند گرو با 825 متر ضخامت به 5 عضو تقسيم شده، ولي در يك نگاه كلي، سازند گرو از تناوب آهك‎هاي بسيار رُسي سياه راديولر‎دار با شيل‎هاي سياه‎رنگ بيتومين‎دار پيريتي و چرتي آمونيت و بلمنيت‎دار تشكيل شده است. در هر حال، در لرستان مركزي اين سازند بيشتر شيلي است. ولي در فروافتادگي دزفول سنگ‎آهك بيشتر است. مرز پاييني سازند گرو بيشتر به رسوبات تبخيري هيث و گوتنيا است. مرز بالايي آن بسيار متغير است. گرو مي‎تواند در زير سازندهاي مختلفي مانند ايلام و حتي سازند فَهليان قرار گيرد (مطيعي، 1372) اين موضوع نتيجة پيشروي رسوبات ساحلي به حوضة رسوبي گرو است.    پلانكتون‎ها و راديولرها نشانگر محيط كم انرژي و بي اكسيژن (حوضة ژرف‎ دريايي) است. ريزسنگواره‎ها، آمونيت و راديولر، سن سازند گرو را نئوكومين تا كُنياسين نشان مي‎دهند.    سازند گرو، سنگ منشأ نفت با پتانسيل زياد است.    بخش مياني كرتاسه در زاگرس    بخش مياني كرتاسة زاگرس شامل دو سازند كژدمي و سَروَك است كه مرز پاييني آنها به ناپيوستگــي آپتيـن و مرز بالاي آنها به ناپيوستگي تورونين است. با اين حــال، در ناحية لـرستان « سازند شيلي سورگاه » و در ناحية فارس ساحلي « بخش شيلي لافان » را مي‎توان جزو كرتاسة مياني دانست.   

اسلاید 211: سازند شيلي كژدمي :    نام سازند كژدمي از قلعة كژدمي در فروافتادگي دزفول (در تنگ گورگورا – شمال گچساران) گرفته شده كه در محل بُرش الگو، 230 متر شيل‎ قيري خاكستري تيره و گاه سياه رنگ، و داراي لايه‎هايي از سنگ‎آهك رُسي تيره رنگ و مارن است. در هر حال، 35 متر پاييني آن سُرخ‎رنگ و اكسيده است و دانه‎هاي گلوكونيت را مي‎توان تا يك صد متري مرز پايين آن ديد. در اين سازند، لايه‎هاي آهكي به ويژه در 90 متر زيرين وجود دارد كه زبانه‎هايي از سازند داريان است. اين سازند، سنگ منشأ بسيار مهمي در حوضة رسوبي زاگرس است.    مرز پاييني سازند كژدمي به سنگ‎آهك‎هاي داريان است كه مرزي ناپيوسته بوده و با لايه‎هاي سُرخ‎رنگ مشخص مي‎شود، ولي مرز بالايي آن با سنگ‎آهك‎هاي سَروَك، تدريجي است.    رخسارة شيلي سازند كژدمي را مي‎توان در تمام خوزستان و فارس ديد ولي در ناحية لرستان، كژدمي رخسارة آهكي دارد. در اين حالت، تفكيك سنگ‎آهك‎هاي داريان، كژدمي، سَروَك و ايلام دشوار است.    با توجه به پلانكتون‎ها، روزنه‎داران، خارپوستان و آمونيت‎ها (در گذشته نام اين سازند شيل‎هاي آمونيت‎دار بوده)، سن سازند شيلي كژدمي، آلبين تا سنومانين است.    تغييرات جانبي كژدمي زياد است. گاهي با سازند گرو جانشين مي‎شود گاه آهكي ‎شده و يا به صورت زبانه در داخل سازند داريان است و گاهي نيز با سازندهاي بورقان و نهر عمر از كويت و جنوب عراق تداخل زبانه‎اي دارد (مطيعي، 1372).

اسلاید 212:  سازند آهكي سَروَك :    در گذشته به اين واحد سنگي، سنگ‎آهك‎هاي هيپوريت‎دار، سنگ‎آهك‎هاي روديست‎دار و سنگ‎آهك لشتكان گفته مي‎شد، ولي با اندازه‎گيري برشي در تنگ سَروَك در كوه بنگستان، در شمال بهبهان، نام « سازند سَروَك » جايگزين نام‎هاي پيشين شد.    سازند سَروَك دو رخسارة متفاوت دارد. در محل بُرش الگو و فارس ساحلي، رخساره‎هاي كم عمق اين سازند گسترش دارد. در حالي كه در ناحية لرستان، مي‎توان رخساره‎هاي عميق سازند سَروَك را ديد.       « رخسارة كم عمق سازند سَروَك » در محل بُرش الگو، شامل 300 متر سنگ‎آهك‎ لايه‎اي رُسي و سنگ‎آهك‎هاي گل سفيدي در پايين است ولي بيشتر سازند را سنگ‎آهك‎هاي سفيدرنگ، توده‎اي، داراي چرت و روديست تشكيل مي‎دهد. ولي در فارس ساحلي، رخسارة كم عمق سازند سَروَك، شبيه بخش آهكي مودود در قطر و بخش شيلي احمدي در كويت است كه اين اسامي در زاگرس هم بكار مي‎رود.    « بخش آهكي مودود »، زبانه‎اي از سازند مودود است، بُرش آن در قطر است و تا عراق و كويت نيز ادامه دارد. در ايران اين واحد سنگي، سنگ‎آهك ضخيم لاية اُربيتولين‎دار است كه روي سازند كژدمي قرار دارد و با بخشي از سازند سَروَك برابر است.   

اسلاید 213: « بخش شيلي احمدي »، زبانه‎اي از سازند شيلي احمدي كويت است كه در ايران 30 تا 60 متر شيل خاكستري حاوي اگزوژيرا، به سن سنومانين است. بخش احمدي به طور هم‎شيب بر روي بخش آهكي مودود، ولي به صورت دگرشيب در زير سازند ايلام است.       « رخسارة عميق سازند سَروَك »، در لرستان، شامل سنگ‎آهك‎هاي مارني – رُسي تيره رنگ و نازك لايه، با ريزسنگواره‎هاي پلانكتون فراوان است.    دو رخسارة كم عمق و عميق سازند سَروَك با يكديگر ارتباط بين انگشتي دارند. از سوي ديگر، در شمال لرستان، سازند سَروَك با شيل‎هاي عميق گرو همچنان ارتباط بين انگشتي دارد (شكل 5-14).    مرز پاييني سازند سَروَك با شيل‎هاي كژدمي تدريجي و مرز بالايي آن با سازند ايلام ناهمساز فرسايشي و آغشته به تركيب‎هاي آهن است.    وجود يك ناپيوستگي موازي، به سن پس از سنومانين در ميان سازند سَروَك، سبب شده تا اين سازند به سَروَك پاييني (سنومانين) و سَروَك بالايي (تورونين) تقسيم شود.    سازند سَروَك پس از سنگ‎آهك آسماري مهم‎ترين سنگ مخزن حوضة زاگرس است (افشارحرب، 1380).   

اسلاید 214:  سازند شيلي سورگاه :    ]در ناحية لرستان، يك واحد شيلي دو سازند سَروَك (در زير) و ايلام (در بالا) را از يكديگر جدا ميكند و از سوي ديگر با واحد شيلي گرو ارتباط انگشتي دارد. به اين واحد سنگي سازند سورگاه نام داده شده كه بُرش الگوي آن در تنگ گراب، در پايانة شمال باختري كبيركوه ايلام اندازه‎گيري شده است. در اين محل، سورگاه شامل 175 متر شيل‎ خاكستري روشن يا تيرة پيريت‎دار نرم‎فرسا در تناوب با آهك است كه در چاه‎هاي حفر شده در لرستان، در ميانة آن، سنگ‎آهكي به ضخامت 30 متر وجود دارد. گفتني است كه در لرستان، سازند سورگاه سنگ پوش سنگ مخزن سَروَك را تشكيل مي‎دهد.    مرز پاييني سازند سورگاه با سازند سَروَك ناپيوسته همراه با حفره‎هاي بزرگ و رُس‎هاي ليمونيتي به ضخامت تا يك متر است. گاهي نيز سورگاه بر روي سازند گرو است. مرز بالايي آن با سازند ايلام ناپيوسته و آغشته به مواد آهن‎دار است.    بر اساس پلانكتون‎هاي فراوان، محيط رسوبي سازند سورگاه از نوع ژرف و سن آن تورونين تا سانتونين زيرين است.    در فارس ساحلي، يك واحد شيلي سازند سَروَك (در زير) و سازند ايلام (در بالا) را جدا مي‎كند. اين واحد شيلي كه « بخش شيلي لافان » نامگذاري شده، از ديدگاه متفاوت هم‎ارز سازند سورگاه است. تغييرات سني اين شيل‎ها زياد است، ولي سن سنونين پيشين، منطقي‎تر است (مطيعي، 1372

اسلاید 215:  گروه بنگستان :    بر اساس گزارش جيمز و وايند (1965)، از آلبين تا كامپانين، يك چرخة رسوبي از سازندهاي كژدمي، سَروَك، سورگاه و ايلام را مي‎توان در زاگرس شناسايي كرد. به مجموعة سازندهاي ياد شده گروه بنگستان نام داده شده كه نام آن از كوه بنگستان در شمال بهبهان گرفته شده است.    امروزه كوشش مي‎شود تا سازند كژدمي از اين گروه حذف شود. سازند سورگاه هم هميشگي نيست. در اين صورت گروه بنگستان شامل دو سازند سَروَك (در زير) و سازند ايلام (در بالا) خواهد بود. در چنين حالتي ترجيح داده مي‎شود به جاي گروه بنگستان از « سازند بنگستان » متشكل از دو سازند سَروَك و ايلام استفاده شود (مطيعي، 1372). سازند بنگستان در نتيجة ناپيوستگي پس از سنومانين و تورونين قابل تقسيم به بنگستان پاييني (بخش سنومانين سَروَك)، بنگستان مياني (بخش تورونين سَروَك) و بنگستان بالايي (سازند ايلام) است.       بخش بالايي كرتاسه در زاگرس    چهار سازند ايلام، گورپي، تاربور و اميران، نشانگر بخشي از سنگ‎هاي كرتاسة بالايي زاگرس هستند. بخش پاييني سازند ساچون نيز سنگوارة ماستريشتين دارد.   

اسلاید 216:    سازند آهكي ايلام :    سازند ايلام به دو رخسارة عميق و كم عمق ديده مي‎شود. برش الگوي اين سازند كه نشانگر رخساره‎هاي عميق است، در پايانة شمال باختري كبيركوه در 12 كيلومتري شهرستان ايلام اندازه‎گيري شده است. در اين بُرش، سازند ايلام شامل 190 متر سنگ‎آهك‎هاي رسي دانه ريز پلاژيك خاكستري رنگ با لايه‎‎بندي منظم و ميان‎لايه‎هاي نازك شيل، و سن سانتونين – كامپانين است.    وجود قلوه‎هاي درشت هماتيت در پاية بُرش الگو، نشانگر ناپيوستگي رسوبي است كه ممكن است به سازند سَروَك و يا سورگاه باشد. ولي مرز بالايي آن با سازند گورپي همساز است.    رخساره‎هاي كم عمق سازند ايلام در نواحي فارس و خوزستان، گسترش دارد كه شامل سنگ‎آهك‎هاي قلوه‎اي است كه همچنان سن سانتونين تا كامپانين دارد. در برخي نقاط مي‎توان ارتباط بين انگشتي دو رخسارة پلاژيك و كم عمق سازند ايلام را ديد.      

اسلاید 217: سازند شيلي گورپي :    بُرش الگوي اين سازند در تنگ پابده در شمال مسجد سليمان (ميدان نفتــي لالي) 320 متر ستبرا دارد، ولي پيش از معرفــي اين بُرش، به اين واحد سنگي « مـارن دزك »، « مارن‎هاي گلوبيژرينا »، گفته مي‎شد كه شامل سازند گورپي و سازند پابده بود.    در بيشتر نواحي زاگرس، سازند گورپي شامل مارن، شيل‎هاي خاكستري مايل به آبي است كه ميان‎لايه‎هايي از سنگ‎آهك‎هاي نازك رُسي دارد و به دليل زود فرسا بودن، سيماي آن فرسوده است. در فارس داخلي، رخسارة آهكي سازند تابور، به طور بين انگشتي جانشين سازند گورپي مي‎شود. اگرچه مرز زيرين گورپي با سازند ايلام (درزير) تدريجي دانسته شده، ولي سطح هوازده در اين مرز مي‎تواند نشانگر دگرشيبي خفيف باشد. در نقاطي كه ايلام وجود ندارد، گورپي روي سَروَك بوده و در اين حالت، ناپيوستگي رسوبي پيش از سازند گورپي آشكارتر است. مرز بالايي سازند گورپي با سازندهاي مختلف است. در لرستان مرز بالايي گورپي با شيل‎هاي ارغواني سازند پابده با شواهدي از دگرشيبي فرسايشي است. سازند گورپي، در همه جا همزمان نيست. در نواحي فارس و خوزستان مرز زيرين گورپي، سانتونين و مرز بالايي آن ماستريشتين است. در لرستان، لايه‎هاي زيرين به سن كامپانين و لايه‎هاي بالايي تا پالئوسن ادامه دارد. سازند گورپي، سنگ پوش مخازن نفتي سَروَك است.

اسلاید 218:    اين سازند (گورپي) داراي دو عضو آهكي رسمي (امام حسن، سيمره) و يك عضو غير رسمي (آهك منصوري) است (مطيعي، 1372).    « عضو آهكي امام حسن » 114 متر سنگ‎آهك‎ رُسي، ستبرلايه، ريز دانه و خاكستري به همراه ميان‎لايه‎هاي مارن است. به دليل سختي بيشتر، در درون شيل‎هاي گورپي برجستگي دارد. اين عضو بيشتر در لرستان و فروافتادگي دزفول ديده شده است.    « عضو آهكي سيمره » شامل سنگ‎آهك‎هاي قهوه‎اي رنگ داراي دو كفه‎اي‎هاي نوع لوفا است و در مقايسه با بخش آهكي امام حسن، رخسارة كم عمق‎تري دارد.    « عضو آهكي منصوري » يك سنگ‎آهك نريتيك منقطع در سازند گورپي است كه در باختر خوزستان برونزد دار، ولي به سمت شمال خاوري ناپديد مي‎شود.   

اسلاید 219: سازند آهكي تاربور :    سازند آهكي تاربور يك واحد سنگ‎چينه‎اي از نوع ريف‎هاي روديستي است كه در فارس داخلي توسعه دارد. به همين‎رو، بُرش الگوي آن در كوه گَدوان و در نزديگي روستاي تاربور در استان فارس مطالعه شده است. در محل الگو، سازند تاربور حدود 527 متر سنگ‎آهك‎هاي توده‎اي با مقدار فراواني صدف است كه ميان دو واحد كمي هوازدة سازند گورپي (در زير) و سازند ساچون (دربالا) قرار دارد. همبري آن با واحد زيرين (گورپي) هم‎شيب و ناگهاني است ولي در مرز بالايي آن مقداري قلوه‎هاي آهني وجود دارد كه به يك ناپيوستگي رسوبي اشاره دارد.    سنگواره‎هاي گوناگون به ويژه لوفتوزيا و سايدروليتس نشانگر زمان كامپانين – ماستريشتين و شرايط ريف ‎است. وجود برخي سنگواره‎هاي گروه خامي و ترياس سبب شده بود تا اين سازند به سن ژوراسيك و يا ترياس دانسته شود كه اين تصور نادرست است (مطيعي، 1372).    سنگ‎هاي آذرين با ساخت بالشي به صورت بين لايه‎اي و يا سنگ‎هاي آذرين دروني بازيك، متعلق به ترشيري بالايي نيز در اين توالي تداخل دارند (مطيعي، 1372).    گفتني است كه از فارس داخلي به سوي جنوب باختر، سازند تاربور تغيير رخساره مي‎دهد. نخست به سنگ‎آهك‎هاي نازك لايه با منشأ عميق و سپس با رخسارة شيلي سازند گورپي جانشين مي‎شود.     

اسلاید 220:   سازند آواري اميران : سازند آواري اميران شامل حدود 871 متر سيلت سنگ و ماسه‎سنگ به رنگ سبز زيتوني تيره تا قهوه‎اي و مقداري سنگ‎آهك‎ و كنگلومرا با رخسارة فليش گونه است، به همين‎رو، گاهي با نام فليش‎هاي اميران از آن ياد مي‎شود. در حوالي خرم‎آباد، بخش پاييني فليش‎هاي اميران كنگلومرايي است كه به آن « بخش كنگلومراي خرم‎آباد » نام داده‎اند (مطيعي، 1372).    سازند اميران فقط در شمال خاوري لرستان برونزد دارد. به همين دليل بُرش الگوي آن در تاقديس اميران، در كنار راه انديمشك – خرم‎آباد (نزديك روستاي معمولان) اندازه‎گيري شده است. مرز پاييني اميران با مارن‎هـــاي خاكستــري رنگ سازند گورپــي هم‎شيب و تدريجــي است. مرز بالايــي آن ممكن است بــه « سنگ‎آهك‎هاي تله‎رنگ » و يا « كنگلومراي كشكان » باشد. اميران به طور جانبي به سازندهاي گورپي و پابده تبديل مي‎شود.    سازند اميران زمان گذر و در لرستان به سن پالئوسن و در ناحية كرمانشاه – خرم‎آباد به سن ماستريشتين است.

اسلاید 221: ترشيري در زاگرس    در زاگرس، بدون در نظر گرفتن ابعاد و تغييرات ناحيه‌اي رخساره‎ها، رديف‌هاي ترشيري را مي‌توان به دو بخش جدا تقسيم كرد. يكي ترشيري پاييني، به سن پالئوسن تا ميوسن پيشين و دوم، ترشيري بالايي به سن ميوسن پيشين تا پليوسن و جوان‌تر (شكل 6-2). در ترسي‌ير پاييني، دو چرخة رسوبي قابل شناسايي است. يكي چرخة رسوبي جهرم به سن پالئوسن تا ائوسن مياني و ديگري چرخة رسوبي آسماري به سن اليگوسن تا ميوسن پيشين . ترشيري بالايي، نشانگر رديف پسرونده‎اي به نام چرخة رسوبي فارس است كه سن ميوسن پيشين تا پليوسن دارد (مطيعي، 1372).    « چرخة رسوبي جهرم »، پس از حركات كرتاسة پسين، در اوايل ترشيري، تمامي زاگرس با يك درياي پيشرونده پوشيده شد. در مناطق ساحلي اين دريا « سازند آواري ساچون »، در مناطق كم عمق « سازند كربناتي جهرم » و در نواحي ژرف « سازند شيلي پابده » رسوب مي‌كرد.    در اين زمان، در كوه‌هاي زاگرس سه ناوة لنگه، خوزستان و تتيس وجود داشت كه با پشته‌هايي از يكديگر جدا بودند. مواد فرسايشي اين پشته‌ها كه بيشتر از چرت‌هاي راديولاريتي ‎‌است، به گودي‌ها حمل مي‎شد و ممكن است با رسوب‌هاي عميق سازند پابده و يا كربنات‌هاي جهــرم تداخل داشته باشند. رسوب‌هاي آواري پشته‌هـا وقتــي با سازند پابده همراه ‌است به نام « سازند فليشي اميران » و در نقاطي كه با كربنات‌هاي جهرم تداخل دارند، « سازند كشكان » ناميده مي‎شوند. در ائوسن مياني، همزمان با رويداد پيرنئن، با پسروي دريا، نواحي سكويي جهرم از آب بيرون آمد و تنها در مناطق مركزي ناوه‎ها (ناوة لنگه و ناوة خوزستان)، رسوبگذاري سازند پابده ادامه داشته است. بدين ترتيب چرخه رسوبي جهرم با يك ناپيوستگي فرسايشي خاتمه يافته است.   

اسلاید 222:   « چرخة رسوبي آسماري »، در ائوسن پسين – اليگوسن، شمال خاوري لرستان و سكوي فارس داخلي از آب بيرون مانده ولي در ناوههاي خوزستان و لنگه، رسوبگذاري نهشتههاي ژرف سازند پابده ادامه داشته است. در پايان اليگوسن در نتيجة پيشروي آرام و محدود دريا، چرخة كوچك آسماري پاييني، به سن چاتين ، تشكيل شده است. در مرز اليگوسن - ميوسن، در نواحي اهواز ماسههايي نهشته مي‎شد كه از آن به عنـوان « بخش ماسه سنگي اهواز » از سازند آسماري ياد ميشود. در همين زمان، در لرستان، رسوبهاي تبخيري « بخش كلهر » نهشته شده است. رسوبهاي آكي‎تانين، با ويژگي محيطهاي كمژرفا، در تمامي حوضه نهشته شده و (چرخة آسماري مياني) را به وجود آورده است. از چرخة آسماري پاييني به آسماري مياني، كم عمق شدن دريا محسوس است و حتي دولوميتي شدن رديفهاي آسماري مياني ممكن است نشانة يك مرحلة دياژنز در مرز بالاي آسماري مياني باشد. پس از اين فرسايش، با پيشروي گستردة درياي بورديگالين (چرخة آسماري بالايي) در تمامي لرستان و قسمت اعظم خوزستان انباشته شده ولي اين سنگها در شمال خاوري خوزستان وجود ندارد. در اواخر بورديگالين، با اُفت سطح دريا شرايط تبخيري حاكم و چرخة رسوبي آسماري به پايان رسيده است.      

اسلاید 223:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 224:   « چرخــة رسوبي فارس »، به سن ميوسن پيشين – پليوسن، در برگيرندة سازندهاي « گروه فارس » و به طور كلي گوياي نهشت رسوبهاي همزمان با كوهزايي، در يك درياي پسرونده به سمت جنوب باختري است. ويژگيهاي رسوبي چرخة فارس، در دو سوي زون گسلي كازرون همانند نيست و اين باور وجود دارد كه در اثر بالا آمدن بلندي گاوبندي، سدي دهانهاي در مقابل ناوة خوزستان به وجود آمده است. در جنوب خاوري بلندي گاوبنــدي نهشتههـاي مارني – شيلــي « سازنـد ميـشان » و بر روي بلنديگاوبنـدي، « بخش گوري » نهشته شده در حالي كه در شمال باختري زون گسل كازرون، « سازند گچساران » در ناوة خوزستان نهشته ميشد. وجود سازند ميشان در فروافتادگي دزفول نشانگر آن است كه پايين رفتن اين فرو نشست، بعد از سازند گچساران ادامه داشته ولي در نواحي لرستان فرونشيني متوقف و رسوبگذاري « سازند آغاجاري » آغاز شده است. نهشت آواريهاي آغاجاري از ميوسن مياني آغاز و در زمان پليستوسن در زير رسوبهاي « كنگلومراي بختياري » قرار گرفته است.    واحدهاي سنگ‎چينهاي زير، كه در چرخههاي رسوبي جهرم، آسماري و فارس حضور دارند، معرف رسوبات ترشيري زاگرس هستند كه پيوندهاي زماني و مكاني آنها را ميتوان در شكل 6-4 ديد.    ترشيري پاييني (پالئوسن – ميوسن پيشين)    چرخة رسوبي جهرم (پالئوسن – ائوسن)     

اسلاید 225:   سازند شيلي پابده :    حدود 800 متر مارن و شيلهاي خاكستري و لايههاي آهك رُسي دريايي است كه دو بخش غير رسمي به نامهاي « بخش شيل ارغواني » و « بخش آهكهاي چرتي » دارد. در گذشته، از اين سازند با نامهايي همچون سريگنو، مارنهاي گلوبيژرينا، شيلهاي آبي – ارغواني ائوسن و مارنهاي ائوسن ياد ميشد، ولي امروزه واژة « پابده » معرف اين واحد سنگي است كه بُرش الگوي آن در تنگ پابده واقع در شمال ميدان نفتي لالي مسجدسليمان، به ضخامت 3/798 متر، مطالعه شده است. بخش پاييني سازند پابــده (140 متر) از جنس شيل و مارن آبـي و ارغوانـي است كه به طور رسمــي به آن « شيل ارغواني » گفته ميشود. ولي بخش باقيماندة آن، شيلهاي خاكستري و لايههاي آهك رُسي و گاهي چرتدار است. در صد شيل و آهك رُسي يكنواخت نيست، گاهي شيل، و گاه آهك برتري دارد.

اسلاید 226:   به جز لرستان، مرز پاييني سازند پابده ناپيوسته است. درلرستان مرز پاييني سازند پابده با شيل و مارنهاي سازند گورپي در قاعدة بخش شيل ارغواني است. ولي، در فارس كه بخش شيل ارغواني ممتد نيست، اين مرز در قاعدة بخش آهكهاي چرتي انتخاب ميشود كه نشان از دگرشيبي فاز كرتاسة پاياني دارد و با گرهكهايي از فسفات، دندان ماهي، گلوكونيت و در برخي نقاط با كنگلومرا مشخص ميشود. در بُرش الگو، مرز بالاي سازند پابده با سنگ‎آهكهاي سازند آسماري همشيب و تدريجي است و گاهي نيز سازند پابده در زير سازند جهرم قرار دارد.    در فارس و خوزستان، سن سازند پابده از پالئوسن تا اليگوسن است. در لرستان سن اين سازند از پالئوسن پسين تا ميوسن در نظر گرفته ميشود.   

اسلاید 227: گسترش جغرافيايي سازند ساچون بيشتر محدود به ناحية فارس است. به سمت شمال خاوري پس از حذف انيدريتها و دولوميتها، اين سازند ابتدا مارني – سيلتي و سپس ماسهاي – كنگلومرايي ميشود. به سوي جنوب باختري نيز ساچون به آرامي با سازند پابده جانشين ميشود.       سازنـد آواري كشكان :    نام اين سازنــد از رودخانة كشكان گرفته شده و برش الگوي آن در 25 – 30 كيلومتري شمال خاوري پلدختر، در كنار راه انديمشك – خرمآباد، 370 متر ضخامت دارد. اين واحد سنگي كه به داشتن رنگ سُرخ و رخسارة آواري شاخص است به طور معمول شامل سيلت، ماسه‎سنگ و كنگلومرا با قلوههاي راديولاريت به ويژه چرت فراوان است كه به سمت بالا درشت دانه ميشود.    مرز پاييني سازند كشكان با سنگ‎آهكهاي بيوهرمي سازند تله‎زنگ ناگهاني و همشيب است. در نقاطي كه سازند تله‎زنگ وجود ندارد، سازند كشكان به طور مستقيم بر روي سازند اميران قرار ميگيرد. مرز بالايي كشكان با كربناتهاي شهبازان ناپيوسته است و با يك زون هوازده حاوي ليمونيت مشخص ميشود.    جدا از روزنهداران ماسهاي، سازند كشكان سنگوارة شاخص ندارد، ولي با توجه به جايگاه چينهشناسي، اين سازند به سن پالئوسن تا ائوسن مياني دانسته ميشود.    گسترش جغرافيايي سازند كشكان محدود به لرستان است. از محل بُرش الگو به سوي جنوب باختري، اين سازند به صورت بين انگشتي با سازند پابده، و به سوي جنوب خاوري به تدريج با آهكهاي تلهزنگ و شهبازان جانشين ميشود.

اسلاید 228:

اسلاید 229:  سازند آهكي تله‎زنگ :    بُرش الگوي اين سازند درتنگ دو، واقع در 5/4 كيلومتري جنوب باختري ايستگاه راهآهن تله‎زنگ (بين انديمشك تا دورود) مطالعه شده است. در اين محل سازند تله‎زنگ شامل 176 متر سنگ‎آهك، خاكستري تا قهوهاي، با لايهبندي متوسط تا تودهاي و مقاوم است كه سنگوارة فراوان، به سن پالئوسن تا ائوسن مياني دارد.    به طور معمول سازند تله‎زنگ بر روي سازند آواري اميران و در زير سازند كشكان قرار دارد ولي گاهي به صورت جانبي و به تدريج با اين دو سازند جانشين ميشود. جدا از دو سازند اميران و كشكان، تله‎زنگ ميتواند با سازند پابده نيز پيوند جانبي داشته باشد به همين دليل گاه زبانههايي از سازند تله‎زنگ در درون سازند پابده ديده ميشود كه به آن « بخش آهكي تله‎زنگ » نام داده شده است. اين زبانه‎ها شامل سنگ‎آهك مارني متورق و گلوكونيت‎دار است كه از فلس ماهي غني بوده و سنگوارة ماهي نيز دارند.       سازند كربناتي شهبازان :    نام اين سازند از روستاي شهبازان (دركنارراهآهن انديمشك – دورود) گرفته شده و بُرش الگوي آن در ادامة سازند تله‎زنگ در تنگ دو، در 5/4 كيلومتري جنوب باختري ايستگاه تله‎زنگ قرار دارد.    سازند شهبازان شامل 8/333 متر دولوميت و آهكهاي دولوميتي با رنگ هوازدة سفيد تا قهوهاي با سيماي ضخيملايه است كه به طور پيوسته بر روي سازند آواري كشكان و به طور ناپيوسته در زير سازند آسماري قرار دارد. با توجه به فسيلهاي موجود، سن آن ائوسن مياني تا بالايي تعيين شده است.    خواص زيستچينهاي پالئوسن و ائوسن   

اسلاید 230: چرخه رسوبي آسماري (اليگوسن پسين – ميوسن پيشين)    سازند آهكي آسماري :جوان‎ترين سنگ مخزن پهنة زاگرس است و به همين دليل، مطالعات گسترده‎اي بر روي خواص سنگ‎چينه‎اي اين سازند انجام شده است. در گذشته از اين واحد سنگي به نام‎هايي مانند سازند آهكي جريب، سازند آهكي كَلهُر و سنگ‎آهك خمير ياد مي‎شد، ولي سازندهاي ياد شده، تنها با بخشي از بُرش الگوي سازند آسماري مترادف ‎است و تمامي اين سازند را در بر نمي‎گيرند. نام اين سازند از كوه آسماري (جنوب خاوري مسجد سليمان) اقتباس و بُرش الگوي آن در تنگ گل ترش همين كوه اندازه‎گيري شده است.  در بُرش الگو، سازند آسماري با 314 متر ستبرا، شامل سنگ‎آهك‎هاي مقاوم، كرم تا قهوه‎اي رنگ با ريخت‎شناسي كوه‎ساز است كه كمي ميان‎لايه‎هاي شيلي دارد و به داشتن درزة فراوان شاخص است. در بُرش الگو، سازند آسماري سن ميوسن دارد و قسمت پايين آن، به لحاظ تغيير رخسارة جانبي به سازند پابده، ديده نمي‎شود. ولي، بُرش مكمل اين سازند در تنگ تكاب كوه خَوير، در 30 كيلومتري بهبهان، نشانگر ويژگي‎هاي كامل اين سازند است. گسترش جغرافيايي سازند شهبازان به طور عمده محدود به شمال خاوري لرستان است. تغييرات جانبي اين سازند درخور توجه است. از لرستان به سوي جنوب خاوري، كربناتهاي شهبازان به تدريج با آواريهاي سازند كشكان جانشين ميشود و سرانجام در زاگرس مرتفع، سازند شهبازان به قسمتهاي بالايي سازند جهرم ميپيوندد. بدين‎سان سازند شهبازان، با سازندهاي كشكان، تله‎زنگ، پابده و سازند جهرم ارتباط بين انگشتي دارد.

اسلاید 231:

اسلاید 232:     سنگ‎آهك آسماري مهم‎ترين سنگ مخزن حوضة رسوبي زاگرس ايران است و چون براي نخستين بار در خاورميانه در آن نفت كشف شده است معروفيت جهاني دارد. بهره‎دهي يك چاه متوسط در يك ميدان نفتي به نسبت خوب، در حدود 25000 بشكه در روز است (افشارحرب، 1380).    در بُرش‎هاي كامل، سازند آسماري داراي دو عضو است. يكي « عضو ماسه‎سنگي اهواز » در جنوب باختري خوزستان و دوم، « عضـــو تبخيري كَلهُــــر » در لرستان. از نگاه زيست‎چينه‎اي نيز اين سازند به سه واحد « آسمـاري پايينــي » به سن اليگوسن، « آسمـاري ميانــي » به سن ميوسن پيشين (آكي‎تانين) و « آسماري بالايي » به سن ميوسن پيشين (بورديگالين) تقسيم مي‎شود. ولي اين تقسيم‎بندي در همه جا وجود ندارد. براي نمونه، در جنوب باختري سي‎سخت، تنها بخش آسماري پاييني ديده مي‎شود كه مرز بالاي آن به سازند رازك است.    در بيشتر نقاط، مرز پاييني آسماري به سازند شيلي پابده است ولي در لرستان مركزي، اين سازند با سازند كربناتي شهبازان و در فارس داخلي با سازند جهرم، به طور ناپيوستگي پيوسته‎نما (پاراكانفورميتي)، همبر است. در همه جا، سازند آسماري با سازند انيدريتي گچساران پوشيده مي‎شود. ولي در فارس داخلي كه سازند رازك جانشين گچساران مي‎شود، مرز بالايي سازند آسماري به سازند آواري رازك است.

اسلاید 233: گفتني است كه ويژگي‎هاي بُرش الگوي اين سازند تنها در فروافتادگي دزفول قابل قبول است كه با اندكي تغيير در لرستان نيز قابل تعقيب است ولي در نواحي فارس و پس‎خشكي بندر عباس، ويژگي‎هاي سنگ‎چينه‎اي و زماني آن تغييرات زيادي دارد. براي نمونه:    * در جنوب غربي لرستان، يك رخسارة تبخيري به نام « بخش تبخيري كلهر »، به صورت جانبي در تداخل با رديف‎هاي كربناتي سازند آسماري است.    * در حاشية جنوبي حوضة آسماري، ماسه‎سنگ‎هايي به نام بخش « ماسه‎سنگي اهواز » وجود دارد.    * در ميدان‎هاي نفتي مسجد سليمان، نفت سفيد، هفتگل و پارس، يك واحد انيدريتي در قاعدة آسماري ديده مي‎شود.    * در جنوب فروافتادگي دزفول، سازند آسماري به مجموعه‎اي از ماسه‎سنگ، سنگ‎آهك و شيل تغيير رخساره مي‎دهد.    * در مرزهاي شمالي حوضة رسوبي آسماري از جمله در جنوب باختري سي‎سخت، تنها بخش پاييني آسماري ديده مي‎شود.    * در جنوب خاوري فارس به ويژه در نواحي قشم و بندرعباس، سازند آسماري با شيل‎هاي سازند پابده تداخل بين انگشتي دارد.    * در شمال فروافتادگي دزفول و در كوه آسماري رديف كم ضخامتي از مارن و شيل وجود دارد كه در زير آهك‎هاي آسماري و بر روي انيدريت قاعدة آسماري قرار دارد و به سن قبل از آكي‎تانين بالايي است. در مناطقي كه انيدريت‎هاي قاعدة آسماري وجود ندارد، مارن‎هاي موردنظر روي سازند شيلي پابده ديده مي‎شوند. در مورد تعلق مارن و شيل‎هاي موردنظر به سازند پابده و يا آسماري، اتفاق نظر وحود ندارد. به همين‎رو، به رديف‎هاي موردنظر لايه‎هاي داراي Brissopsis و گاهي « لايه‎هاي حد تدريجي » نام داده شده است.

اسلاید 234:    خواص زيست‎چينه‎اي سازند آسماري    بر اساس كار آدامز و بورژوآ، 1977، ويژگي زيست‎چينه‎اي سازند آسماري به صورت جدول زير است (مطيعي، 1372). عضو‎هاي سازند آهكي آسماري    سازند آهكي آسماري دو عضو دارد. يكي « عضو ماسه‎سنگ اهواز » و ديگري « عضو تبخيـري كلهر » كه اولي در نواحي جنوب فروافتادگي دزفول و دومي در شمال باختري فروافتادگي دزفول و جنوب باختري لرستان برونزد دارد (شكل 6-5). در ميدان‎هاي نفتي اهواز، منصوري، مارون و به سوي جنوب و جنوب باختري اهواز است.

اسلاید 235:  بخش زيرين سازند آسمــاري به ماسه‎سنگ‎آهكــي، سنگ‎آهك ماسه‎اي و لايه‎هاي جزيي شيــل به نام « عضو ماسه‎سنگي اهواز » تبديل مي‎شود كه بُرش الگوي آن در چاه شمارة (6) ميدان اهواز و يك بُرش كمكي در چاه‎ شمارة (1) ميدان آب تيمور است. با توجه به سنگواره‎هاي موجود در ميان‎لايه‎هاي كربناتي، سن اين بخش اليگوسن تا ميوسن پيشين دانسته شده است. اين باور وجود دارد كه بخش ماسه‎سنگي اهواز، ادامة سازند غار در كويت و جنوب خاوري عراق است كه زبانه‎هاي آن به صورت تداخل در سازند آسماري تا اهواز ادامه مي‎يابد، ولي در سطح زمين رخنمون ندارد.    به طور معمول، اين ماسه‎سنگ‎ها به دو قسمت پاييني و بالايي تقسيم مي‎شوند. قسمت پاييني به صورت عدسي‎هاي بزرگ در درون حوضة رسوبي آسماري گسترش دارد ولي رخنمون ندارد و با توجه به مقايسه‎هاي ناحيه‎اي به سن ائوسن پسين تا اليگوسن به شمار مي‎آيد. ماسه‎سنگ‎هاي موردنظر (قسمت پاييني) از انواع كوارتزوك و كوارتز آنارنيت با سيمان كربناتي و گاهي رُسي است. ويژگي‎هاي سنگي اين قسمت معرف نهشت در محيط‎هاي سبخاي ساحلي است.    قسمت بالايي ماسه‎سنگ‎هاي اهواز، معادل آسماري مياني و بالايي است زيرا كه اين ماسه‎سنگ‎ها از حاشية جنوب باختري حوضة آسماري فراتر رفته و به طرف شمال خاوري با رسوبات كربناتي آسماري مياني و بالايي ارتباط زبانه‎اي دارند. اين بخش، به علت تنوع محيط رسوبي، سنگ‎شناسي متفاوتي را نسبت به بخش پاييني نشان مي‎دهد. يكي از ويژگي‎هاي شاخص ماسه‎سنگ بالايي اهواز فراواني كاني‎هايي از نوع زيركن، تورمالين، روتيل، گارنت، استاروليت، هورنبلند و كيانيت است كه به يك منشأ دگرگوني و آذرين اشاره دارند

اسلاید 236:   « عضو تبخيري كَلهُر » به ويژه در جنوب باختري لرستان وجود دارد و در نواحي شمال خاوري به صورت بين انگشتي با آسماري مياني تداخل دارد. بُرش الگوي اين بخش در پهلوي جنوبي كوه اناران 8/118 متر ضخامت دارد و شامل ژيپس در پايين، مارن به همراه لايه‎هاي نازك آهك در وسط و ژيپس حاوي دو لايه آهك در بالاست. بخش تبخيري كلهر هم‎ارز آسماري مياني است و لذا سن ميوسن پيشين دارد. گفتني است كه بر اساس اطلاعات جديد در چاه‎هاي واقع در شمال فروافتادگي دزفول (چنگوله 1، دانان، دالپري)، رديف كامل تبخيري شامل انيدريت، هاليت (185 متر) و به ندرت سيلويت وجود دارد كه جايگاه چينه‎شناسي مشابهي با بخش تبخيري كلهر دارد به همين‎رو بُرش زيرسطحي چاه شمارة (1) چنگوله به عنوان بُرش مكمل معرفي شده است. سن بخش كَلهُر ميوسن پيشين است.       ترشيري بالايي (ميوسن پيشين – پليوسن)    چرخة رسوبي فارس    چرخة رسوبي فارس يك واحد زمين‎ساختي – چينه‎شناختي همزمان با كوهزايي آلپ است كه در يك درياي پسرونده به سمت جنوب باختري نهشته شده و تغييرات سني آن از ميوسن پيشين تا پليوسن است. به همين‎رو اين چرخه، در برگيرندة سازندهاي گروه فارس (گچساران، ميشان، آغاجاري) و سازند كنگلومراي بختياري است كه نشانگر يك فاز پسروي است. ضخامت تقريبي رديفهاي مورد نظر، در لرستان و سكوي فارس 3000 متر است ولي در فروافتادگي دزفول و پس‎خشكي بندرعباس به تقريب 6000 متر ضخامت دارد.

اسلاید 237:   گروه فارس    در فرهنگ چينهشناسي ايران، گروه فارس شامل سازندهاي گچساران در زير، ميشان در وسط و آغاجاري در بالا است. استونلي (1975) و مطيعي (1372)، سازند كنگلومرايي بختياري را يك واحد سنگي از گروه فارس ميدانند. مطالعات مرتبط به اين گروه، تاريخچة ديرينه دارد كه در جدول زير خلاصه شده است.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                    

اسلاید 238:  سازند تبخيري گچساران (فارس پاييني) :    سازند گچساران به عنوان پوش‎سنگ ميدان‎هاي نفتي آسماري نخستين سازند گروه فارس است كه در مناطق فروافتادگي دزفول - لرستان تا حوضة خليج فارس گسترش دارد. اين سازند زمان‎گذر است به گونه‎اي كه كه مرز پاييني آن در حوالي جزيرة قشم به اليگوسن و شايد ائوسن برسد ولي در نواحي شمالي سن بورديگالين (ميوسن پيشين) دارد. در ناحية فارس، اين سازند به بخشهاي چهل، چَمپه و مول تغيير رخساره ميدهد ولي در نواحي مجاور راندگي زاگرس، به سازند رازك تبديل ميشود.    از نگاه مهندسي، سازند تبخيري گچساران يك واحد سنگي با رفتار شكلپذير است، به همين‎رو، در سطح زمين بُرش كامل ندارد و برش تلفيقي چاههاي ميدان گچساران به عنوان برش الگو (غير رسمي) دانسته شده كه 7 عضو و 1600 متر ستبرا دارد. سنگ نمك، انيدريت، مارنهاي رنگارنگ، سنگ‎آهك و مقداري شيل بيتوميندار، بدون نظم چينهاي، واحدهاي اصلي سازند گچساران هستند.   

اسلاید 239:   ويژگي‌ عضو‌هاي هفتگانة بُرش الگو به شرح زير است.    ويژگفتني است كه ضخامت و سنگ‎شناسي بخش‎هاي هفتگانة برش الگو و عضوهاي سه گانة منطقة فارس ثابت نيست. به همين‎رو در بيشتر نواحي اين سازند (گچساران) قابل بخش‎بندي نيست و با نام كلي گچساران از آن ياد مي‎شود.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                    

اسلاید 240:  سنگواره‎هاي جانوري موجود در سازند گچساران متعلق به محيط‎هاي كولابي و لب‎شور به طور عموم شامل Rotalia, Nonina و به طـــور محلي شامل Charophytes است. استراكود و بريوزوآ به همـراه Peneroplis farsensis ، Dendritina rangi ، Chilostomellids و miliolids در تمامي سازند گچساران يافت مي‎شود.    در استان فارس، سازند گچساران به سه عضو چهل (در زير) چَمپه (وسط) و مول (در بالا) تقسيم شده‎ است.       سازند آواري رازك :    از جنوب باختري زاگرس (زاگرس چين‌خورده) به سمت شمال خاوري اين ارتفاعات (زاگرس بلند)، سازند تبخيــري گچساران با حضور يك واحــد تدريجي، به رديف‌هاي آواري سُرخ‌رنگــي به نام « سازند رازك » مي‌رسد. به همين‎رو درگذشته رازك درون سازند گچساران دسته‌بندي مي‌شد و گاه نيز عنوان « رخسارة ماسه‎سنگي گچساران » داشت.    در حال حاضر اين نهشته‌هاي آواري يك واحد سنگي رسمي است كه بُرش الگوي آن در پهلوي شمالي كوه جهرم، به ضخامت 4/744 متر، متشكل از مارن‌هاي سُرخ رنگ، سبز تا خاكستري سيلتي با هوازدگي كم، همراه با مقداري آهك سيلتي است كه به طور هم‎شيب در روي سازند آهكي آسماري و در زير « عضو آهكي گوري » از سازند ميشان قرار دارد. ولي، مرز بالا و پايين آن در همه جا يكسان نيست. براي نمونه در لرستان، سازند رازك در زير سازند آغاجاري است و يا در شمال بندر عباس اين سازند روي مجموعة نمكي هرمز و در زير آهك گوري قرار دارد. ضخامت سازند رازك نيز متغير است. گاهي كمتر از 50 متر و گاهي تا بيش از 1300 متر اندازه‌گيري شده است.   

اسلاید 241: از رازك فسيل‌هاي زيادي گزارش شده و تغييرات سني آن نيز در خور توجه است. سازند رازك در لرستان به سن بورديگالين تا ميوسن بالايي، در ناحية فارس مركزي از بورديگالين تا ميوسن مياني، در بندر عباس اليگوسن تا ميوسن پيشين و در حوالي سي‌سخت از آكي تانين تا ميوسن پيشين است. با توجه به تغييرات زياد ويژگي زيست‎چينه‌اي و زمان چينه‌اي، اين باور وجود دارد كه سازند رازك رسوبات آواري حوضة تبخيري سازند گچساران و باحتمال سكوهاي كربناتي سازند آسماري است.    به سوي جنوب و جنوب باختر، سازند رازك به طور زبانه‎اي با سازند گچساران جايگزين مي‎شود. اين جايگزيني كم و بيش با جايگزيني سازند تاربور با گورپي و سازندهاي ساچون و جهرم با سازند پابده هم محل است.

اسلاید 242: سازند مارني ميشان (فارس مياني) :    از اواخر بورديگالين با فرونشست نواحي واقع بين سكوي فارس و فروافتادگي دزفول محيط دريايي گسترش يافته و سازند گچساران با يك درياي پيشرونده و كم ژرفا پوشيده شده است. در گذشته به نهشته‌هاي مارني سبزرنگ اين دريا، « گروه آرژيلي » و يا « مارن‌هاي انگورو » گفته مي‌شد، ولي امروزه نام « سازند مارني ميشان » دارد كه نام آن از دهكده‌اي واقع در 50 كيلومتري جنوب – جنوب خاوري گچساران گرفته شده است.    در بُرش الگو (ميدان نفتي گچساران) سازند ميشان شامل 710 متر مارن خاكستري و آهك‌هاي رُسي سرشار از پوسته و صدف سنگواره‌ها است. 60 متر قسمت پاييني سازند بيشتر سنگ‎آهك‌هاي داراي كرم است كه به نام لايه‎هاي كرم‎دار نامگذاري شده و به سمت جنوب خاوري با سنگ‎آهك‌هاي ريفي « بخش گوري » از سازند ميشان جايگزين مي‌شود.    از محل بُرش الگو به سمت شمال خاوري زاگرس، سازند ميشان بيشتر ماسه‌اي است ولي در فارس داخلي و بندرعباس بيشتر رخسارة سيلتي دارد. گاهي در اين سازند لايه‌هاي سُرخ رنگي وجود دارد كه حاصل نهشت دوبارة‌ مجموعة هرمز دانسته شده است. در نقاطي كه اين آواري‌ها ضخامت زياد دارند، به آن « عضو ماسه‎سنگي ميشان » گفته مي‌شود.    به استثناي فارس داخلي كه ميشان بر روي سازند رازك است در ديگر نقاط، ميشان بين دو سازند گچساران (در زير) و سازند آغاجاري (در بالا ) قرار دارد. مرز پاييني آن ناگهاني و مرز بالايي آن تدريجي است. از ميدان نفتي گچساران به سمت لرستان، سازند ميشان در جهت جانبي به رخسارة تخريبي آغاجاري تبديل مي‌شود، به همين دليل در لرستان سازند ميشان گزارش نشده است.

اسلاید 243:  سنگ‎آهك ريفي عضو گوري از سازند ميشان به داشتن مقدار زيادي اُپراكولينا و ديگر ريز سنگواره‌ها شاخص است. افزون بر آن روزنه‌داران پلانكتون، دو كفه‌اي‌ها، شكم پايان، خارپوستان سن اين سازند را از ميوسن پيشين تا ميوسن مياني مشخص مي‌كنند.       عضو آهكي گوري :    در گذشته اين واحد سنگي به نام‌هاي « سازند گوري » و يا « آهك اُپركولينا » خوانده مي‌شد ولي امروزه عضوي از سازند ميشان است كه برش الگوي آن در تنگ گوري در 28 كيلومتري جنوب خاوري شهرستان لار، به ضخامت 111 متر، شامل سنگ‎آهك‌هاي كرم رنگ، سخت، خشن، برجسته و حاوي سنگواره‌هاي فراوان با تناوب مارن خاكستري است.    مرز پايين اين عضو كه ممكن است ناگهاني و يا هم‎شيب باشد، با سازند گچساران و يا سازند رازك است. مرز بالايي گوري با سازند ميشان گاهي تدريجي و گاهي ناگهاني است.    تغييرات ضخامت عضو آهكي گوري زياد است به گونه‌اي كه در ناحية بندرعباس تا 1200 متر مي‌رسد ولي از فارس به سوي خوزستان، عضو گوري نازك مي‌شود و در شمال باختري گسل كازرون ناپديد مي‌شود. عضو گوري در ميدان گازي سرخون نقش سنگ مخزن دارد.

اسلاید 244:  سازند آواري آغاجاري (فارس بالايي) :    سازند آ‌غاجاري كه در گذشته به نام‌هاي گروه‎ آبي، طبقة آبي، طبقات داراي پكتن واسلي، طبقات سُرخ‎رنگ و فارس بالايي ناميده مي‌شد، توالي ستبري (گاهي تا 3000 متر) از نهشته‌هاي آواري سرخ‌رنگ و همزمان با كوهزايي است كه گستره‌هاي وسيعي از لرستان، خوزستان و فارس و حتي عراق، سوريه و تركيه را زير پوشش دارد. ولي در خوزستان و لرستان اين سازند بيشتر از انواع رسوبات درياچه‌اي، خليج دهانه‌اي و رودخانه‌اي است، در حالي كه در فارس ساحلي و جزيرة قشم ويژگي‌هاي دريايي دارد.    نام اين سازند از شهرستان آغاجاري اقتباس و بُرش الگوي آن در طول جادة اُميديه به چاه‌هاي ميدان نفتي آغاجاري مطالعه شده است. در اين بُرش، سازند آغاجاري شامل 2966 متر، تناوب تكراري چرخه‌هايي است كه به طرف بالا دانه‌ريز مي‌شود. هر چرخه، به ضخامت 10 تا 100 متر، با لايه‌هاي ماسه‎سنگي آهكي، به ضخامت 2 تا 5 متر، به رنگ قهوه‌اي تا خاكستري آغاز و با لاية ضخيمي از مارن سُرخ‎رنگ در تناوب با لايه‌هاي نازك سيلت سنگ و ماسه‎سنگ ريز دانه ادامه مي‌يابد. ولي در يك نگاه منطقه‌اي، سازند آغاجاري به دو رخسارة متفاوت ديده مي‌شود. در فارس داخلي، بندر عباس، شمال فروافتادگي دزفول و مرز ايران – عراق، سازند آغاجاري رخسارة ماسه‎سنگي دارد. در حالي كه، در فارس ساحلي و بخش مياني و جنوبي فروافتادگي دزفول، رخسارة اين سازند مارني است. مرز پاييني اين سازند با واحد سنگي ميشان بيشتر تدريجي است و در آغاز مارن‌هاي سُرخ انتخاب مي‌شود. ولي، در لرستان كه سازند ميشان وجود ندارد، سازند آغاجاري بر روي سازند گچساران نهشته شده است. مرز بالايي آغاجاري، با و يا بدون بخش لهبري، با سازند كنگلومراي بختياري است كه گاه تدريجي و هم‌شيب و گاه ناگهاني و دگرشيب است.

اسلاید 245:    در فروافتادگي دزفول، سازند آغاجاري بيشترين ضخامت را دارد ولي به سمت خاور و جنوب خاور، ستبراي اين سازند كاهش مي‌يابد. در اين روند، كاهش ضخامت سازند آغاجاري با افزايش ضخامت سازند ميشان همراه است، به همين‎رو، گاهي سازندهاي آغاجاري و ميشان همزمان دانسته مي‌شوند و به همين جهت است كه سن آغاجاري از ميوسن مياني تا پليوسن فرض مي‌شود. اما، سازند آغاجاري در همه جا هم‌سن نيست. از شمال باختر به جنوب خاور و از شمال خاور به جنوب باختر، سن اين سازند جوان‌تر مي‌شود.    ريزسنگواره‌هاي سازند آغاجاري به محيط‌هاي آب شيرين تا لب شور تعلق دارند كه بيشتر در سنگ‎آهك‌هاي ماسه‌اي قاعدة اين سازند ديده مي‌شوند. سنگواره‌هاي درشت فراواني را نيز مي‌توان در بخش بالايي سازند آغاجاري ديد كه بيشتر سن پليوسن‎ دارند. آثاري از اسب هيپاريون نيز در بخش لهبري گزارش شده كه متعلق به پليوسن است. بنابراين سن آغاجاري ميوسن بالايي تا پليوسن است.

اسلاید 246: عضو آواري لَـهبَري در بخش‌هايي از خوزستان و جنوب باختري لرستان، در بالاترين بخش سازند آغاجاري، توالي همگني از مارن‌هاي سيلتي و سيلت سنگ، به رنگ نخودي تا خاكي، وجود دارد كه در گذشته به نام بختياري پاييني و يا لايه‎هاي بدبوم ناميده مي‌شد. ولي امروزه، به دليل شباهت‌هاي سنگ‎شناختي، اين نهشته‌ها عضوي از سازند آواري آغاجاري، به نام « لـَهبَري » دانسته مي‌شوند كه رديف حدواسط از رسوبات رودخانه‌اي مآندري (سازند آغاجاري) به رسوبات رودخانه‌هاي بريده بريده و رسوبات مخروط افكنه‌اي (سازند بختياري) است.    بُرش الگوي اين عضو در تنگ تكاب واقع در حدود 10 كيلومتري شمال خاوري شهر هفتگل اندازه‌گيري شده كه شامل 1575متر سيلت سنگ، مارن‌هاي سيلتي – گچدار، ماسه‎سنگ كربناتي و ژيپس است و يكي از ويژگي‌هاي آن، درشت شدن دانه‌ها به سمت بالا است. اين عضو رنگ نخودي تا خاكي دارد به همين رو گاهي تفكيك آن از واحدهاي جوان حاصل از فرسايش سازند آغاجاري و كنگلومراي بختياري دشوار است.    به سمت شمال خاوري و جنوب خاوري لهبري به صورت زماني (قائم) و مكاني (جانبي) و به حالت بين انگشتي به سازند آغاجاري تبديل مي‌شود. به همين دليل، گاهي تفكيك اين دو دشوار است. ولي رنگ نخودي و فرسودگي بيشتر، كمك زيادي براي تفكيك لهبري از آغاجاري است. در عضو لهبري، سنگواره‌هاي محيط‌هاي لب شور تا شيرين كم عمق پيدا مي‌شود. آثار هيپاريون متعلق به پليوسن، از جمله آثار يافت شده در عضو لهبري است.

اسلاید 247:  حوضة نمكي جنوب خليج فارس    در جنوب جزيرة قشم و در حوالي بندر بُستانه يك حوضة نمكي، به احتمال، هم‎ارز گچساران وجود دارد. ولي اين حوضه (تنگه هرمز)، از فروافتادگي دزفول جدا بوده و از نظر سني با سازند گچساران مغايرت دارد. در اين حوضه (قشم) سازند آسماري وجود ندارد و سازند گچساران شامل ضخامت‎هاي زيادي سنگ نمك، انيدريت و مارن است كه روي سازند پابده و زير سازند ميشان قرار دارد (مطيعي، 1372).       سازند كنگلومراي بختياري :    سازند كنگلومراي بختياري ويژگي رسوبات آبرفتي – كوهپايه‌اي حاصل از فرسايش ارتفاعات را دارد كه بيشتر شامل كنگلومرا و ماسه‎سنگ‎آهكي است كه گاهي به صورت هم‌شيب و گاهي دگرشيب بر روي سازندهاي كهن‌تر نهشته شده است.    باسك (1917)، سازند بختياري را به سه بخش پاييني، مياني و بالايي تقسيم كرد. ولي امروزه بخش پاييني، عضوي از سازند آغاجاري به نام لهبري است و به مجموعة بخش مياني – بالايي نيز بختياري گفته مي‌شود كه بُرش الگوي آن در شمال مسجد سليمان (گدار لندر) شامل 550 متر كنگلومرا با قطعاتي به ابعاد خرسنگ، قلوه سنگ و ريگ، به سن‌هاي گوناگون است كه با كلسيت درشت دانه و رُس سيماني شده‌اند.    در محل بُرش الگو، يك سوم زيرين اين سازند از كنگلومراي توده‌اي، مقاوم با هوازدگي به نسبت كم و عدسي‌هايي از ماسه‎سنگ‌هاي كنگلومرايي است و دو سوم بالايي شامل كنگلومراي توده‌اي و ديواره ساز است. ضخامت اين سازند در مناطق مختلف متفاوت است، به گونه‎اي كه در ناحية بندرعباس، 1027 متر و در بهبهان (چاه شمارة‌11) 1330 متر مي‌باشد.  

اسلاید 248:   گسلهاي ايران       مقدمه    گسلها نوعي ساختار خطي، همراه با جابه‎جايي هستند كه بر تحولات زمينساختي و همچنين تكوين حوضههاي ساختاري – رسوبي ايران اثر در خور توجه داشتهاند. از اين ميان، اثر گسلهاي طولي عمده، همزمان با جنبشهاي كوهزايي كاتانگايي (پركامبرين پسين) به مراتب بيشتر است.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 249: روند اين گسلها در بيشتر جاها با روندهاي زمينساختي مربوط به چينخوردگي كاتانگايي همخوان است و در راستاي شمالي – جنوبي قرار دارد، ولي روندهاي شمال باختري – جنوب خاوري (روند زاگرس) نيز گزارش شده است. جدا از دو روند گفته شده. روند سومي در راستاي شمال خاوري – جنوب باختري، بر گسلهاي ايران حاكم است، به گونه‎اي كه سه امتداد اصلي (شكل 9-1) قابل تشخيص است (نوگل سادات، 1978) .    1- جهت شمال باختري – جنوب خاوري كه با امتداد زاگرس، زون سنندج – سيرجان، كمان ماگمايي اروميه- بزمان و البرز باختري هم روند است.    2- جهت شمال خاوري – جنوب باختري كه با امتداد البرز خاوري، گودال كوير بزرگ موازي است.    3- روند شمالي – جنوبي، كه با جهت يافتگي لوت و تمام مناطق خاور گسل نايبند و شمال بزمان، مشخص است.    گسلهاي ياد شده، به طور عموم مرز واحدهاي ساختاري – رسوبي مختلف ايران را تشكيل ميدهند و با فعاليت خود، موجب تغييرات عمده در رخسارههاي سنگي، ستبراي رسوبات به ويژه تحولات زمينساختي (ماگماتيسم، دگرگوني، شدت و الگوي چينخوردگي 000) ميشوند و لذا، شناخت آنها از نظر زمان تشكيل، فعاليتها، تأثير آنها بر زمينشناسي ايران و لرزه‎زمين‎ساخت بسيار ضروري است.

اسلاید 250: ويژگيهاي عمومي گسلهاي ايران    به جز حالتهاي استثنايي، ويژگيهاي زير در گسلهاي ايران عموميت دارد.    1- گسلهاي داراي روند شمالي – جنوبي و يا شمال باختري – جنوب خاوري، به سن پركامبرين پسين، و حاصل كوهزايي كاتانگايي هستند.    2- گسلهاي شمالي – جنوبي و شمال باختري – جنوب خاوري از انواع امتدادلغز راستگرد هستند.    3- گسلهاي داراي روند شمال خاوري – جنوب باختري، به سن دونين و حاصل عملكردهاي احتمالي جنبشهاي زمينساختي كالدوني هستند     4- گسلهاي شمال خاوري – جنوب باختري تغيير شكل برشي چپگرد دارند.    5- گسل‎هاي مربوط به رخدادهاي زمين‎ساختي چرخة آلپي بيشتر موازي روند زاگرس، يعني امتداد تقريبي N140 درجه دارند.    6-گسلهاي ايران نقاط ضعيف پوسته هستند كه رها شدن انرژي متمركز را ممكن ميسازند و لذا گسلها به ويژه انواع طولي عمده (با طول بيش از ده كيلومتر) در لرزهخيزي ايران نقش دارند (به جز گسلهايي كه در 700 هزار سال گذشته حركت نداشتهاند). در اين ميان، نبايد گسلهاي بينام ناديده گرفته شوند، چراكه بسياري از گسلهاي بينام نيز ميتوانند لرزهزا باشند. براي مثال ميتوان به بزرگ‎ترين زمينلرزة ايران با بزرگي 7/7 در 16 سپتامبر 1978 (شهريور 1357) در شهر طبس اشاره كرد كه بر روي يك گسل بينام و ناشناخته روي داده است (بربريان، 1980).    7- قرارگيري كانون زمينلرزههاي سدة بيستم در درازاي بسياري از گسلهاي ايران، نشان ميدهد كه بسياري از گسلهاي ايران هنوز فعال هستند.    8- گسلها در تحولات زمينساختي گوناگون (دگرشيبي، چينخوردگي، ماگماتيسم و 000) نقش مؤثري داشتهاند. براي نمونه، بسياري از تكاپوهاي آتشفشاني شكافي ايران از طريق گسلها و بازشدگي آنها به سطح زمين رسيده‎اند.      

اسلاید 251: 9- در ريخت زمين‎ساخت امروز ايران، گسلهاي طولي و عمده نقش سازنده داشتهاند به گونه‎اي كه بسياري از روندهاي ساختاري كنوني ايران‎زمين نتيجة حركت افقي و قائم گسل‎ها است (شكل 9-1).    10- در بين گسلهاي ايران، انواع برگشته و راندگيها، نقش بيشتري در دگرشكلي پوسته داشته‎اند. به گفتة ديگر، دگرشكلي كنوني ايران بيشتر در ارتباط گسلهاي معكوس حدكوه و دشت به ويژه راندگي‎ها، و كمتر در ارتباط با گسلهاي امتداد لغز مي‎باشند.    11- بيشتر گسل‎هاي قديمي داراي حركت‎هاي راستگرد هستند در حالي كه گسل‎هاي فعال كنوني همگي امتداد لغزچپ‎گرداند.    12- برخي از گسلهاي فعال كنوني ايران، از نوع عميق چند نقش مي‎باشند. براي نمونه ميتوان به گسلهاي طولي برگشته – راندة پهنههاي مكران و كپهداغ اشاره كرد كه در زمان تشكيل حوضة رسوبي از نوع عادي بودهاند ولي پس از برقراري رژيمهاي فشارشي به انواع برگشته تبديل شدهاند.    13- يك گسل در گذر تكاملي فعاليت خود، ممكن است گاه راستگرد، گاه چپگرد و گاه بدون حركت باشد.    14- در طول يك گسل، مقدار و سازوكار جابه‎جايي، يكسان و همانند نيست و ممكن است بخشي از يك گسل به صورت فشارشي و بخش ديگر آن به صورت كششي عمل كند.      

اسلاید 252:                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                 

اسلاید 253:   گسلهاي ايران را ميتوان بر اساس زمان پيدايش، زمان آخرين حركت و پراكندگي جغرافيايي دسته بندي كرد.    در نقشة لرزه‎زمين‎ساخت ايران (بربريان، 1976) گسلهاي ايران به سه دسته عمدة زير تقسيم شدهاند:    1- گسلهاي زمينلرزهاي جوان: كه در طي رويدادهاي زمينلرزهاي و مخرب زمان حال به وجود آمدهاند و يا دوباره فعال شده‎اند مانند گسل ايپك، گسل دشت بياض و 000 .    2-گسلهاي كواترنري: گسلهايي هستند كه در دو ميليون سال گذشته حركت داشتهاند (مانندگسل كلمرد) ولي به ظاهر زمينلرزة تاريخي و ثبت شده ندارند.    3-گسلهاي پيش از كواترنري، اين گسلها سني بيش از دو ميليون سال دارند ولي به احتمال از زمان جنبش‎هاي آلپ پاياني تاكنون حركتي نداشتهاند. با اين حال، نبايد اين گسلها را مرده تصور كرد چراكه ممكن است حركتهاي جوان آنها ناشناخته باشد. در ضمن، در بسياري از حالات، ممكن است در اثر فرسايش، پوشش گياهي و يا عملكرد انسان، نشانةحركتهاي جوان اين گسلها از بين رفته باشد. لذا، هرگز نبايد اهميت اين گسلها را ناديده گرفت.    در اين نوشتار، دستهبندي گسلها بر اساس پراكندگي جغرافيايي آنها است دربارة زمان پيدايش، زمان آخرين حركت و لرزهخيزي آنها مطالبي بيان شده است (شكل 9-2).

اسلاید 254:  گسلهاي زاگرس    راندگي اصلي زاگرس :    راندگي اصلي زاگرس از شمال بندرعباس تا ناحية مريوان، در طول 1350 كيلومتر امتداد دارد. در ناحية مريوان اين گسل وارد خاك عراق مي‎شود و بار ديگر به ناحية سردشت ميرسد و از سردشت وارد خاك تركيه ميشود. نخستين بار ريچـاردسون و ليس از آن به عنـوان زون راندگـي نام بردند. گانسر (1960) آن را خط راندگي اصلي ناميده است.   

اسلاید 255:  اين مسير گسلي در اواخر پركامبرين و در اثر كوهزايي كاتانگايي شكل گرفته و از آن به بعد در شكل‎گيري حوضة زاگرس و در تغييرات ساختاري و رخسارهاي طرفين خود مؤثر و كنترل كننده بوده است.گسل زاگرس اثر چشم‎گيري در لرزه‎خيزي ايران دارد و در حال حاضر، به ويژه بخش شمال باختري آن و يا گسلهاي منطبق بر اين زون شكستگي، فعاليت جوان داشته و لرزهخيزي تاريخي و ثبت شده دارنــد.    راستاي گسل زاگرس از مرز تركيه تا خاور حاجي‎آباد بندعباس، شمال باختري – جنوب خاوري (N130E) است ولي در اين پهنه، پيچش مي‎يابد. از اين مكان به سمت جنوب، گسل زاگرس با درازاي 250 كيلومتر داراي روند شمال باختري – جنوب خاوري (N170E) است. اين بخش از گسل زاگرس به نام‎هاي خط عمان، گسل زندان و يا گسلة ميناب نيز ناميده شده است.    سازوكار گسل زاگرس راندگي – فشاري است. شيب گسل در بخش با راستاي N130E، به سمت شمال خاوري (رانده شدن ايران مركزي بر روي زاگرس) و در بخش N170E به سمت خاور شمال خاوري (رانده شدن مكران بر روي زاگرس) است.

اسلاید 256:   مطالعات برو و ريكو (1971)، نشان ميدهد كه راندگي اصلي زاگرس يك شكستگي تنها نيست، بلكه در حقيقت دو گسل راندگي اصلي است كه گاه با هم موازي بوده و گاه بر هم منطبق شده. ولي، گاهي نيز به طور قابل ملاحظه از يكديگر دور مي‎شوند. از نظر زمان پيدايش، دو گسل تا حدي با يكديگر تفاوت دارند. گسل قديمي‎تر كه در جنوب باختري قرار دارد، يك گسل معكوس كم شيب و مشخصكنندة حد جنوب باختري ايران مركزي و زاگرس است. اين گسل جابه‎جايي افقي حدود 40 كيلومتر دارد. گسل جوان‎تر به سمت شمال خاور شيب زياد دارد و يك گسل معكوس با زاوية نزديك به قائم و با مؤلفه راستگرد است. مشاهدات زمينشناسي حركت راستگرد اين گسل را تأييد مي‎كند و به احتمال همين حركات موجب جابه‎جايي سنگهاي تبخيري در زاگرس بوده است. به گونه‎اي كه سنگهاي مذكور كه به طور عملي بايد در حوضة تبخيري پركامبرين در امتداد قطر – كازرون تشكل يافته باشند، امروزه در زردكوه بختياري يعني 200 تا 300 كيلومتر دورتر قرار دارند. گسل (هـاي) جـوان منطبق بر گسل اصلي زاگرس را چالنكو و بـرو (1974) به نام گسل اصلي عهد حاضر خواندهاند كه منطبق بر گسل قديمي است. اين گسل، يك ساختار تنها نيست بلكه زون باريكي از قطعات گسل منفــرد و مجزا و به طور عمومي راستگرد است و طرح همپوشان دارد. از جنوب خاوري به شمال باختري، قطعات گسل اصلي عهد حاضر عبارتند از گسل دورود، گسل نهاوند، گسل گارون (قارون)، گسل صحنه، گسل مرواريد و گسل پيرانشهر (شكل 9-3).    گسل اصلي عهد حاضر، داراي فعاليت لرزهخيزي بالايي است و بسياري از زلزلههاي عهد حاضر در امتداد آن صورت گرفته است و حركات كواترنري اين گسل از نوع امتداد لغز راستگرد است كه با تغيير شكل رسوبات كواترنر همراه است. شرح مختصر بخشهاي گوناگون گسل اصلي عهد حاضر به شرح زير است.(بربريان، b 1976).

اسلاید 257: - گسل دورود :    داراي روند عمومي شمال ْ315 و به طول تقريبي 100 كيلومتر است كه از جنوب دورود تا حوالي بروجرد امتداد دارد. آخرين حركت نسبت داده شده به اين گسل مربوط به زلزلة مخرب سيلاخور در سال 1909 است. گسل نهاوند :    در دنبالة گسل دورود است كه از 55 كيلومتري باختر بروجرد تا شمال باختري نهاوند، در يك راستاي شمال 320 درجه، امتداد دارد. اين گسل از چند قطعة مجزا تشكيل شده كه خود نامهاي جداگانه دارند.    - گسل گارون :    به موازات گسل نهاوند و در فاصلة تقريبي 10 كيلومتري جنوب باختري آن قرار دارد. اين گسل كه در حاشية جنوب باختري دشت نهاوند قرار دارد رسوبات آبرفتي كواترنر را از سنگهاي دگرگونة گارون جدا ميكند. حركات جوان اين گسل، همانند گسل نهاوند، با تغيير شكل رسوبات كواترنر و به ويژه زمينلرزة 1958 نهاوند به اثبات رسيده است.    - گسل صحنه:    گسل صحنه با طول نزديك به 100 كيلومتر، در يك روند N295 E تا N300 E دو گسل گارون و گسل مرواريد را به يكديگر وصل ميكند. چالنكو اين گسل را به سه قطعة جنوب خاوري، مركزي و شمال باختري تقسيم نموده است.    - گسل مرواريد :    بخشي از گسل اصلي عهد حاضر است كه در منطقة كامياران قابل رؤيت است. امتداد آن N315-310 است. در نزديكي كامياران، اين گسل يك تودة بازيك بزرگ را محدود كرده است كه در امتداد گسل آلتراسيون هيدروترمال توسعة گسترده دارد. خش لغزهاي سطح گسل گوياي حركات بسيار جوان آن است.

اسلاید 258:   - گسل پيرانشهر :    نخستين بار افتخارنژاد (1973) اين گسل را به نام گسل پيرانشهر ناميد. داراي روند شمال باختري – جنوب خاوري است كه مرمرهاي ژوراسيك – كرتاسه را در جنوب باختري از آبرفتهاي كواترنر در شمال خاوري جدا ميكند. چالنكو و برو (1974) اين گسل را قطعة شمال باختري گسل اصلي عهد حاضر دانستهاند. زمين‎لرزههاي متعددي از سال 1964 تاكنون بر روي اين گسل ثبت شده است.       گسل كازرون :    گسل شمالي - جنوبي كازرون در 15 كيلومتري باختر اين شهرستان قرار دارد. طول آن 450 كيلومتر برآورد شده و گسلي است پيسنگي و قديمي كه ضمن كنترل مرز باختري حوضة نمكي هرمز، بر رسوبات زاگرس نيز اثرگذار بوده به گونهاي كه ساختارهاي زاگرس را با جهت راستگرد خميده و جابه‎جا كرده است. در استان فارس، اين خمش بسيار چشم‎گير است.    شواهد نشان مي‎دهد كه گسل كازرون با روند به تقريب شمالي – جنوبي و يا شمال شمال باختري – جنوب جنوب خاوري داراي حركت راستگرد جزيي است. براي نمونه روندهاي زمينساختي، در شمال خليج فارس نشان ميدهد كه خط مرزي سكوي عربستان و واحد زاگرس به وسيلة اين گسل در جهت راستگرد جابه‎جا شده است. به ظاهر اين گسل مرز باختري گسترش حوضة تبخيري پركامبرين پسين – كامبرين ايران را تشكيل ميدهد و در طول آن دو گنبد نمكي رخنمون دارد. (اسفندياري و برزگر، 1358).    نبود داده‎هاي ريزلرزه‎اي و كمبود كانون زلزله نشانگر عدم فعاليت جديد اين گسل است، اما زمين‎زلزلههاي ژانويه 1967 و اكتبر 1971 در بخش جنوبي گسل كازرون، نشانگر فعاليت بخشي از گسل كازرون در دورة كواترنري است (بربريان، b 1976) .

اسلاید 259:  گسل دنا (دينار) :    گسل دنا با راستاي شمال شمال باختري و شيب به سمت خاور شمال خاوري يكي از گسلهاي اصلي زاگرس است كه بيش از يكصد كيلومتر طول دارد و طرفين خود را به دو بخش با ويژگي‎هاي زمين‎ساختي، لرزه‎زمين‎ساختي و ريخت‎شناسي متفاوت تقسيم كرده است.                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                             

اسلاید 260:   در نقشة ژئوفيزيك هوايي، ژرفاي پيسنگ مغناطيسي در بخش باختري گسل دنا حدود ده هزار متر و در بخش خاوري آن، بين 1 تا 5 هزار متر زير سطح درياست. بدين‎سان نتيجه شده است كه بخش خاوري اين گسل، به همراه پيسنگ، به صورت فرابوم بالا آمده است.    گسل دنا، يكي از شكستگي‎هاي اصلي در پي سنگ پركامبرين زاگرس است كه با فعاليتهاي بعدي خود، در مواردي بر رسوبات زاگرس تأثير گذاشته است. بدين‎سان كه رسوبات زاگرس را در مناطقي قطع و در مناطقي باعث پيچش و تغيير راستاي اين رسوبات و ساختارهاي آنها شده است.اطلاعات ژئوفيزيك هوايي مغناطيسي بخش جنوبي گسل دنا را به صورت دو شاخه نشان ميدهد. يكي از شاخهها به طرف جنوب مي‎رود و در امتداد خط كازرون قرار ميگيرد، شاخه ديگر به سوي جنوب شرق و شيراز ميرود. زون گسلي دنا در انتهاي شمالي خود يعني جايي كه به گسل بزرگ زاگرس نزديك ميشود نيز شاخه شاخه مي‎شود و به سمت شمال باختر متمايل مي‎شود. در ضمن اطلاعات ژئوفيزيكي گسل مهم ديگري را در امتداد شمالي گسل دنا نشان مي‎دهد كه تا درياي خزر ادامه دارد.با بررسي‎ نقشه‎هاي زمين‎شناسي، عكس هوايي و تصويرهاي ماهواره‎اي چنين به نظر مي‎رسد كه گسلة دنا افزون بر جنبش فشاري، داراي جنبش راستالغز از گونة راستبر مهمي نيز است. اين جنبش، سبب پيچش و كشش پوزة رشتة شمالي كوه دنا شده و احتمال مي‎رود كوه هزاردره و چرو ادامة جابه‎جا شدگي كوه دنا به صورت راستبر باشد.از ويژگي‎هاي مهم زمين‎شناسي گسل دنا، بيرون‎زدگي شماري گنبد نمكي در درازاي آن است. در مسير اين گسل، در بخش باختري كوه دنا، سازندهاي زاگون و لالون (كامبرين) بر روي سنگ‎هاي كرتاسه رانده شده‎اند (ستوده‎نيا، 1975). در گسترة شمال كوه دنا، در دامنة باختري كوه دره‎بادامي و كوه كمانه سنگ‎هاي كرتاسه بر روي دشت و يا سازند بختياري (پليوسن) رانده شده‎اند (بربريان و قرشي، 1365).

اسلاید 261: گسل ميناب :    در ناحية ميناب دو واحد زمينساختي – رسوبي زاگرس و مكران در مجاورت يكديگر قرار ميگيرند. مرز جدايي اين دو واحد، منطبق بر گسلي است كه به نام رسوبات فليشي اوليگوسن – ميوسن پاكستان، « گسل زنــدان » ناميده شده است. ولي، امروزه از آن به عنــوان گسل ميناب ياد ميشود (شكل 9-4).    گسل ميناب، كه بخشي از خط اورال – عمان – ماداگاسكار (فورون، 1941) ميباشد، يك گسل امتداد لغز راستگرد است كه مرز بين صفحة قارهاي زاگرس و پوستة اقيانوسي عمان را تشكيل ميدهد كه اثر آن را در طول 300 كيلومتر مي‎توان دنبال كرد.    با توجه به دادههاي زمينشناسي، تفسير عكسهاي هوايي، دادههاي لرزهشناسي، باور بر آن است كه زون گسلي ميناب، امتداد لغز است و بلوك خاوري آن به سوي جنوب حركت كرده است.    به عقيدة فالكن (1967)، حركت افقي راستگرد به احتمال در كرتاسة پسين – ترشيري پيشين صورت گرفته است. اما، وجود گنبدهاي نمكي در زاگرس و خليج فارس و نبود آنها در ناحية مكران، سبب شده تا بعضي از زمينشناسان، سن اين گسل را 500 ميليون سال بدانند.    لازم به يادآوري است كه در حال حاضر، حركت در طول اين گسل از نوع رورانده است و از اوايل كواترنري حركت امتداد لغز نداشته است. (قرشي، 1363).    

اسلاید 262:  گسل زردكوه :    گسل زردكوه با سازوكار فشاري، راستاي شمال باختري – جنوب خاوري و شيب به سمت شمال خاوري، به موازات جنوبي گسل اردل قرار دارد. رودخانة بازفت در مسير گسل زردكوه و به موازات جنوب باختري آن جريان دارد.    در مسير گسل زردكوه سنگ‎هاي كامبرين و اردويسين از سمت شمال خاوري بر روي سازند بختياري (در جنوب باختري) رانده شده‎‎اند (ستوده‎نيا، 1975). گسل زردكوه با درازاي دست‎كم 130 كيلومتر، بخشي از مرز ميان بلند زاگرس و زاگرس چين‎خورده را تشكيل مي‎دهد.  گسل آغاجاري :    اين گسل نوعي راندگي به درازاي نزديك به 150 كيلومتر است كه روند شمال باختري – جنوب خاوري دارد و در اثر عملكرد آن، تاقديس آغاجاري و تاقديس پازنان بر روي دشت آبرفتي آغاجاري رانده شده‎اند.       گسل مارون : گسل مارون در شمال باختر گسل آغاجاري و در كمربند زاگرس چين‎خورده قرار دارد. طول آن نزديك به 50 كيلومتر است و روند NW-SE دارد. سازوكار گسل مارون از نوع راندگي است كه در اثر عملكرد آن تاقديس مارون به روي دشت مجاور رانده شده است.   گسل اردَل :    گسل اردَل با درازاي حدود 150 كيلومتر، شيب به سمت شمال خاوري و راستاي باختري – جنوب خاوري، به موازات راندگي زاگرس در گسترة اردَل – ناغان قرار دارد. سازوكار اين گسل فشاري بوده در مسير آن سازندهاي پالئوزوييك همراه با گروه كرتاسة بنگستان (از شمال خاوري) بر روي دشت و سنگ‎هاي كرتاسه (در جنوب باختري) رانده شده‎اند. در شمال باختري اردَل در درازاي گسل اردَل، چند گنبد نمكي بيرون‎زدگي دارد.    كانون مهلرزه‎اي زمين‎لرزه‎هاي سال 1666، 1880، 1922، 1985 و 1977 ميلادي در راستاي گسل اردَل قرار دارند ولي همبستگي اين زمين‎لرزه‎ها با جنبش گسل اردَل روشن نيست. بررسي گسل اردَل در زمان رويداد زمين‎لرزه‎هاي سال 1977 ميلادي ناغان هيچگونه جنبشي را در راستاي آن نشان نداده است (بربريان و نبوي، 1977).

اسلاید 263: زمین شناسی نفت از دو کلمه Petroleum Geology تشکیل شده که اصطلاح پترولیوم (روغن سنگ) ، دو کلمه لاتین پترا ، یعنی سنگ والیوم ، یا روغن را شامل می‌شود و Geology هم که به معنی زمین شناسی می‌باشد.

اسلاید 264: دید کلی نفت یا پترولیوم نوعی قیر و یا بیتومین است که به صورت مجموعه‌ای از هیدروکربورهای مختلف ، به اشکال مایع و یا گاز در مخازن زیرزمینی وجود دارد. پترولیوم در شیمی و زمین شناسی ، اصطلاحا به ترکیبات هیدروکربوره‌ای اطلاق می‌شود که توسط چاههای نفت از داخل زمین استخراج می‌شوند. شکل اصلی پترولیوم در داخل مخازن به صورت گاز است که به نام گاز طبیعی نامیده می‌شود بخشی از پترولیوم در شرایط متعارفی ( 15 درجه سانتیگراد و 760 میلیمتر فشار جیوه)، به صورت مایع در آمده که به آن نفت خام می‌گویند و بخش دیگر به همان صورت گاز باقی می‌ماند.

اسلاید 265: تاریخچه و سیر تحولی مواد نفتی از زمانهای بسیار قدیم مورد استفاده قرار می‌گرفته است. نادر شاه با استفاده از روشن کردن مشعلهای نفت موفقیت چشمگیری در فتح هندوستان بدست آورد. بیشتر تولیدات نفتی تا نیمه قرن نوزدهم از طریق چشمه‌های نفتی با گودالهای کم عمق و چاههای دستی حفر شده در مخازن نفتی که عمق ، صورت می‌گرفته است. حفاریهای نسبتا عمیقتر جهت استخراج نفت در ابتدا در ناحیه پچل بورن فرانسه صورت گرفته است. در این ناحیه ماسه‌های نفتی در سطح زمین بطور قابل ملاحظه‌ای گسترده می‌باشد. بهره‌برداری از شیلهای نفتی در سال 1847 در شیلهای کربنیفر ناحیه توربن اسکاتلند آغاز شد. تکنولوژی حفاری با سیم بکسل در سال 1859 توسط کلنل دریک به کار گرفته شد. همزمان با آن ، رشد سریع حفاری در آمریکای شمالی و نقاط دیگر جهان آغاز شد. تولید هیدروکربور مایع در نیمه قرن نوزدهم با احداث و توسعه پالایشگاهها به سرعت توسعه یافت. با رشد و گسترش پالایشگاهها انواع تولیدهای نفتی مشتمل بر گازهای سبک ، نفت سبک ، نفت سنگین و مشتقات سنگینتر هیدروکربوری تولید شد. با شروع جنگ جهانی اول ( 1914 - 1918 ) نیاز به مواد نفتی به شدت افزایش یافت. اولین چاه نفت در 1859 در یک ساختمان تاقدیسی در ایالت پنسیلوانیای آمریکا حفر گردید. در ایران هم اولین چاه نفت در 1902 در تاقدیس مسجد سلیمان در شمال اهواز به نفت رسید.

اسلاید 266:

اسلاید 267: منشا نفت منشا نفت به احتمال قریب به یقین از مواد آلی است. به این معنی که بقایای گیاهی و جانوری پس از نهشته شدن در کف حوضه‌های رسوبی و مدفون شدن به وسیله رسوبات اولیه ، در معرض پاره‌ای واکنشهای بیوژنیک قرار می‌گیرند و به ازاء افزایش ضخامت رسوبات به تدریج تبدیل به مواد هیدروکربوری و نفتهای خام اولیه می‌شوند، گذشت زمان و استمرار تحولات مکرر شیمیایی و بیوشیمیایی ، کیفیت نفتهای اولیه را ارتقا داده و نهایتا آنها را به نفت خام قابل استفاده برای مصارف مختلف تبدیل می‌کنند. برای تشکیل نفت تجمع مواد آلی به مقدار قابل ملاحظه و کافی ، ضروری است. این نیاز در حوضه‌های رسوبی تامین می‌گردد که ، مواد آلی در آنها درصد بالایی از مواد رسوبی را تشکیل داده و نهشتگی این دو به صورت توام و هم زمان صورت می‌گیرد. حاصل آنکه نفت در طبقات رسوبی غنی از مواد آلی تشکیل خواهد شد. برای تشکیل نفت طبقات مولد نفت ، افزون بر فراوانی مواد آلی ، حفظ آنها در لابلای رسوبات در برگیرنده ، از شروط اساسی است. چنانچه روند نهشتگی مواد در حوضه‌های رسوبی ، به قدر کافی سریع باشد، فرصتی برای تجزیه و فساد مواد آلی باقی نمانده و موجبات حفظ آنها ، فراهم خواهد شد پس از مدفون شدن مواد آلی در داخل رسوبات و تامین ضخامت لازم از رسوبات جدید رویی ، با دخالت عوامل بیوژنیک و فیزیکو شیمیایی خاص ، مولکولهای آبی به مولکولهای هیدروکربوری ساده و نفتهای اولیه که از ساختار مولکولی پیچیده برخوردار هستند، تبدیل و تحول می‌یابد، سرانجام با پلیمریزه شدن هیدروکربورهای فوق ، تحول آنها به مولکولهای منظم و بزرگ و یا کوچک با آرایش مولکولی منظم در نفت خام مایع و گاز تکمیل می‌گردد. این تحولات در رسوبات و سنگهای مولد نفت ، انجام می‌گیرد. معمولا این نوع سنگها از جنس شیلهای سیاه رنگ است که به آنها شیلهای آلی هم می‌گویند.

اسلاید 268: توده‌های نفتی بر حسب آنکه در سطح زمین ظاهر شوند و یا در داخل طبقات زیرزمینی مدفون و محبوس شده باشند به دو گروه زیر تقسیم می‌شوند: گسترش‌های سطحی مواد نفتی در محلهای مساعد از طریق شکستگیها و بازشدگی‌ها ، همواره به سطح زمین رسیده و بر آن جاری می‌شوند و از آنجا گسترش‌های سطحی گاز یا مایع را تشکیل می‌دهند. گسترش‌های سطحی به صورت مایع و گاز : در این نوع گسترشهای سطی مواد هیدروکربوری به صورت مایع و یا گاز ، همراه مواد تخریب یافته سر راه ، به سطح می‌رسند و از آن جمله می‌توان به موارد زیر اشاره کرد: سرچشمه نفت : مواد نفتی ممکن است به صورت گاز یا مایع از طریق درزها ، شکافها ، سطوح گسلی ، سطوح دگرشیبی و یا سطوح چینه‌بندی طبقات به صورت چشمه نفت ، در سطح زمین ظاهر شوند. گل فشانها و جریانهای گلی : گل فشانها گازهای پرفشار در حال فورانی هستند که همراه آب ، گل ، خرده سنگها و گاهی اوقات هم نفت مایع ، از مجاری‌ای که به سطح زمین راه باز کرده‌اند، خارج می‌شوند.

اسلاید 269: گسترشهای سطحی جامد : در پاره‌ای از موارد گسترشهای سطحی به صورت مایعات بسیار غلیظ و گاهی هم به شکل خمیری دیده می‌شوند، این قبیل نفت‌ها ، تحت نامهای مختلف از قبیل تار ، آسفالت ، موم ، پیچ و قیرهای سخت و شکننده معرفی می‌شوند. و شامل موارد زیر می‌باشند: نفت‌های جامد پراکنده : نفت آغشته به مواد رسوبی ، به طور مختلف در مجاورت اتمسفر قرار گرفته و به تدریج اکسید شده و به مرور سخت‌تر می‌گردند. مجتمع‌های نفتی رگه‌ای: گروهی از هیدروکربن‌های جامد، به صورت رگه‌هایی، حفره‌ها و فضاهای خالی داخل طبقات را اشغال کرده‌اند. شیلهای نفتی : واژه شیل نفتی به انواع مختلف شیلهای قیردار که محتوی مقدار قابل ملاحظه مواد آلی است، اطلاق می‌گردد. این مواد که در واقع حد واسط بین مواد آلی اولیه و نفتها است. کروژن نامیده می‌شود

اسلاید 270: گسترشهای مواد نفتی در زیرزمینی، عمدتا از نظر ارزش اقتصادی آنها طبقه‌بندی می‌کردند و شامل موارد زیر می‌باشند. مخازن نفتی : مخزن نفت ساده‌ترین شکل جمع یک ذخیره نفتی در زیر زمین و کوچکترین واحد از نظر اقتصادی است. میدان نفتی : وقتی چند مخزن در وضعیت مشترک و خاص زمین شناسی ، اعم از ساختمانی و یا چینه شناسی ، قرار گرفته باشند، چنین مجموعه و یا گروه مخازن را میدان نفتی می‌گویند. حوضه نفتی حوضه‌های نفتی حوضه نفتی ، منطقه و یا محدوده جغرافیایی‌ای است که در آن میدانها و مخازن نفتی متعددی ، وجود دارد، که همه آنها در یک مجموعه زمین شناسی مربوط به شرایط محیطی و رسوبی معین و مستقل گرد آمده‌اند

اسلاید 271: موارد کاربرد نفت نفت خام استخراج شده از چاههای نفت ، لازم است جهت مصرف ، پالایش شده تا انواع سوختهای مایع و گازی از آن بدست آید. فرآورده‌های پالایشگاهی برحسب درجه تقطیر و فرآیندهای تصفیه ، از انواع بسیار زیادی برخوردار است. این فرآورده‌ها افزون بر تامین سوختهای مختلف خانگی و صنعتی ، به عنوان مواد اولیه برای صنایع مادر در جهان امروز است که تنها بر مبنای فرآورده‌های پالایشگاهی استوار است. ارتباط زمین شناسی نفت با سایر علوم اصولا زمین‌ ناسی نفت بطور گسترده‌ای در ارتباط با سایر رشته‌های زمین شناسی بوده و برای یک نفر زمین شناسی نفت ، آگاهی از موارد ذکر شده در زیر الزامی می‌باشد: فیزیک ، ژئوفیزیک ، ترمودینامیک زمین شناسی فیزیکی ، زمین شناسی تاریخی زمین شناسی ساختمانی ، فیسل شناسی ، چینه‌شناسی نقشه‌برداری سطحی آب‌ شناسی ، هیدرودینامیک عملی کانی شناسی ، پترولوژی ، رسوب شناسی ، سنگ شناسی ژئومورفولوژی ، نقشه‌های زیرزمینی شیمی ، ژئوشیمی ، ریاضی ، شکل شناسی شیمی فیزیک حفاری