پروژه پایانی کارشناسی
رشته زمین شناسی
(گسـل دنـا)
" میاسای ز آموختن یک زمان ز دانش میافکن دل اندر گمان " خداوند بزرگ را سپاس میگویم که مرا در مرحله ای دیگر از زندگی یاری رساند.
در این میان، نیک سیرتانی فرشته خوی،این راهی نورسته را همراهی کردند.گاهی چون پیری مدبر و گاهی بسان رفیقی راه بر.
بر خود لازم می دانم تا از این همه همت و بینش سپاس به جای آورم.
در این راستا از استاد ارجمندم سرکار ———- که در هدایت من در انجام این پروژه از هیچ کوششی دریغ نکردند و همواره ازرهنمودهای ارزنده ایشان بهره مند بوده ام، قدردانی کرده و همچنین از زحمات بی دریغ خانواده خویش و دوست عزیزم نرگس آریافر، تشکر کرده و مراتب سپاسگذاری خویش را ابراز می دارم.
تقدیم به:
اسطوره های صبر و استقامت، پدر و مادرم
و تقدیم به آنان که وجودم برایشان همه رنج و وجودم برایشان مهر
آنان که فروغ نگاهشان،گرمی کلامشان و روشنی رویشان، سرمایه های جاودانی زندگیم هستند.
صمیمانه در برابر وجود گرامیشان زانوی ادب بر زمین می نهم
و با دلی مملو از عشق و محبت بر دستانشان بوسه می زنم.
بلندای وجودشان، همیشه استوار
فهرست مطالب
عنوان صفحه
فصل اول – کلیات تحقیق
مقدمه 2
راههای دسترسی 3
هدف مطالعه 4
گسل های اصلی زاگرس 5
راندگى اصلى زاگرس 5
زمین شناسی منطقه 13
ناودیس سبزکوه 13
تاقدیس دودلو 14
ناودیس چشمه علی 14
گسل دوپلان 14
چینه شناسی منطقه 14
فصل دوم
سازوکار گسل 17
چین های کشیدگی 17
پله گسلی 18
اطلاعات ژئوفیزیکی گسل 18
خطوط پیمایش ساختاری A-A' 19
گسل F1 20
گسل F2 20
گسل F3 21
گسلF4 21
چرا در غرب گسل دنا گنبدهای تمکی وجود دارد 22
فعالیت های ارزه ای گسل 24
گزارش بازدید از منطقه 25
بازدید بخشی از گسل دنا (دره) 25
چین خوردگی (بازدید ساختار مرتبط با گسل دنا) 25
عملیات صحرایی 26
تحلیل استریو گرافی داده های صحرایی 27
توصیف ساختار های برداشت شده 28
توصیف چین 28
جهت گیری چین 28
توصیف درز 29
ارتباط درزها با چین خوردگی 29
نتیجه گیری 31
پیوست ها
اشکال 34
جداول 50
منابع و مآخذ 52
مقدمه :
گسیختگى دنا با راستاى شمالى – جنوبى، از شمار گسله هاى عرضى با سازوکار امتداد لغز راست بر همراه با راندگى است، به گونه اى که سبب انحراف اثر محورى و خمیدگى ساختمانهاى چین خورده و راندگى واحدهاى پالئوزوئیک بر واحدهاى سنوزوئیک و کواترنر گردیده است و چندین گنبد نمکى در امتداد این گسل برونزد دارند.
در بخشهاى سى سخت – یاسوج دسته گسله دنا، در گروه گسله هاى طولى و فشارى غالب همراه با مولفه راست بر است، به گونه اى که با سازوکار راندگى خود سبب واژگونى پهلوى جنوب باخترى مجموعه چین خورده رشته کوه دنا و راندگى واحدهاى کهن پالئوزوئیک بر واحد هاى جوان سنوزوئیک و کواترنر شده و در این راستا نیز گنبد نمکى پدیدار گردیده است. گسل دنا تا منطقه اردکان (سپیدان) با همین راستا امتداد دارد و بى هنجارى هاى ساختارى، تغییرات شدید شیب لایه ها همراه با واژگونى پهلوى جنوب باخترى تاقدیس ها از شمار شواهد این زون گسله مى باشد.
راه های دسترسی
گستره مورد بررسی در حدود 20 کیلومتری جنوب لاختری شهرستان بروجن قرار گرفته که از نظر تقسیمات جغرافیایی کشور در استان چهارمحال و بختیاری واقع شده است . راه دسترسی اصلی منطقه جاده اسفالته بروجن- لردگان است و قسمتی از آن ، حدود فاصل روستای گردبیشه تا روستای کوشکی ، به عنوان یکی از پیمایش های ساختاری عمود دنا بررسی شد. به علاوه ، جاده های آسفالته فرعی که از جاده بروجن- لردگان به سمت روستاهای بیژگرد ، مورچگان ، وستگان ، نصیر آباد و سرپیر منشعب می شوند ، ما به پیمایش های مورد بررسی می رساند . (شکل 1-1)
هدف مطالعه :
با توجه به پیشینه مطالعاتی بر روی گسل دنا ، نظرات متفاوتی در مورد هندسه و سازگاری گسل دنا ارائه شده است . بر اساس این نظرات:
1- گسل دنا معکوس با شیب به سمت خاور و همراه با مولفه راست بر تحلیل گریده است .1
2- مکانیسم هعد حاضر گسل ، معکوس با مولفه راست بر و شیب به سمت باختری است.2
3- حرکات کنونی گسل دنا امتداد لغز تحلیل گردیده است.3
ساختاری در پهنه گسل از چهل پیمایش عمود بر امتداد گسل ارائه شده است این داده با نقشه ژئو مغناطیس منطقه انطباق داده شد و در نهایت تحلیل هندسی و جنبشی گسل صورت گرفته است .
گسل های اصلی زاگرس
راندگى اصلى زاگرس ( Main Zagros thrust)
– گسل دورود
– گسل نهاوند
– گسل گارون
– گسل صحنه
– گسل مروارید
– گسل پیرانشهر
– گسل کازرون
– گسل دنا (دینار)
– گسل میناب (گسل زندان)
– گسل اردَل
– گسل زردکوه
– گسل آغاجارى
– گسل مارون
راندگى اصلى زاگرس (Main Zagros thrust):
راندگى اصلى زاگرس از شمال بندرعباس تا ناحیه مریوان، در طول 1350 کیلومتر امتداد دارد. در ناحیه مریوان این گسل وارد خاک عراق میشود و بار دیگر به ناحیه سردشت مى رسد و از سردشت وارد خاک ترکیه مى شود. نخستین بار ریچـاردسون و لیس از آن به عنـوان زون راندگـى نام بردند. گانسر (1960) آن را خط راندگى اصلىMain thrust line نامیده است.
این مسیر گسلى در اواخر پرکامبرین و در اثر کوهزایى کاتانگایى شکل گرفته و از آن به بعد در شکلگیرى حوضه زاگرس و در تغییرات ساختارى و رخساره اى طرفین خود موثر و کنترل کننده بوده است.گسل زاگرس اثر چشمگیرى در لرزهخیزى ایران دارد و در حال حاضر، به ویژه بخش شمال باخترى آن و یا گسل هاى منطبق بر این زون شکستگى، فعالیت جوان داشته و لرزه خیزى تاریخى و ثبت شده دارنــد.
به عقیده ریکو ( 1975 ) تراست زاگرس از دوبخش تراست اصلی و تراست جوان اصلی تشکیل شده است که به موازات هم هستند و گاهی این دو گسل به هم متصل می شوند . از شمال تنگه هرمز شروع شده و با روند شمال غرب – جنوب شرق از بخشهای غربی ایران از ایران خارج می شود و به گسله آناتولی متصل می گردد . حدود 1200 کیلومتر طول دارد و زاگرس مرتفع یا سنندج – سیرجان را از پوسته عربستان جدا می کند راستاى گسل زاگرس از مرز ترکیه تا خاور حاجیآباد بندعباس، شمال باخترى – جنوب خاورى (N130E) است ولى در این پهنه، پیچش مییابد. از این مکان به سمت جنوب، گسل زاگرس با درازاى 250 کیلومتر داراى روند شمال باخترى – جنوب خاورى (N170E) است. این بخش از گسل زاگرس به نامهاى خط عمان، گسل زندان و یا گسله میناب نیز نامیده شده است.
سازوکار گسل زاگرس راندگى – فشارى است. شیب گسل در بخش با راستاى N130E، به سمت شمال خاورى (رانده شدن ایران مرکزى بر روى زاگرس) و در بخش N170E به سمت خاور شمال خاورى (رانده شدن مکران بر روى زاگرس) است. گسل جوان زاگرس یک گسل معکوس راستالغز راستگرد است که شیب آن نیز به سمت شمال شرق است . حدفاصل این دو گسل یک زون برشی مرتفع و شدیداً خردشده وجود دارد که زاگرس مرتفع است . در طول گسله زاگرس تغییر شیب های زیادی به چشم می خورد بطوریکه از حد 80 درجه تا حدود تراست یعنی Nape در طول این گسل دیده می شود .
گسل زاگرس اصلی بصورت تراستی عمل کرده و از پرکامبرین فعالیت داشته ولی گسل جوان بعد از برخورد و بسته شدن نـئـوتـتـیـس در منطقه شکل گرفته و روند عمده آن N130 است . شیب گسله زاگرس در بخشهای سطحی و تحتانی با یکدیگر متفاوت است بطوریکه این گسل در مناطق عمیق حالت قاشقی دارد، به شکلی که زاگرس در مناطق پی سنگ حالت افقیِ Nape را بخود می گیرد . عملکرد این گسل باعث شده استیل دگرشکلی پی سنگ و پوشش فانرئوزوئیک متفاوت باشد . به عبارتی مرز بین فانرئوزوئیک و پی سنگ یک زون دکورمان یا D-pach Zone بوجود می آورد که منجر به شکل گیری پهنه چین خورده زاگرس می شود .
یکی از مهمترین وقایع کوهزایی آلپی که باعث برخورد ورقه عربی به ایران شده است در این گسل اتفاق افتاده است . باقیمانده های پوسته اقیانوسی نـئـوتـتـیـس را در نواحی نی ریز، کرمانشاه و حاجی آباد می توان دید که نشان دهنده جایگزین شده پوسته اقیانوسی بر روی پوسته قاره ای در طی یک رخداد تکتونیکی است .
مطالعات برو و ریکو (1971)، نشان مى دهد که راندگى اصلى زاگرس یک شکستگى تنها نیست، بلکه در حقیقت دو گسل راندگى اصلى است که گاه با هم موازى بوده و گاه بر هم منطبق شده. ولى، گاهى نیز به طور قابل ملاحظه از یکدیگر دور میشوند. از نظر زمان پیدایش، دو گسل تا حدى با یکدیگر تفاوت دارند. گسل قدیمیتر که در جنوب باخترى قرار دارد، یک گسل معکوس کم شیب و مشخص کننده حد جنوب باخترى ایران مرکزى و زاگرس است. این گسل جابهجایى افقى حدود 40 کیلومتر دارد. گسل جوانتر به سمت شمال خاور شیب زیاد دارد و یک گسل معکوس با زاویه نزدیک به قائم و با مولفه راستگرد است.
مشاهدات زمین شناسى حرکت راستگرد این گسل را تایید میکند و به احتمال همین حرکات موجب جابهجایى سنگ هاى تبخیرى در زاگرس بوده است. به گونهاى که سنگ هاى مذکور که به طور عملى باید در حوضه تبخیرى پرکامبرین در امتداد قطر – کازرون تشکل یافته باشند، امروزه در زردکوه بختیارى یعنى 200 تا 300 کیلومتر دورتر قرار دارند. گسل (هـاى) جـوان منطبق بر گسل اصلى زاگرس را چالنکو و بـرو (1974) به نام گسل اصلى عهد حاضرMain Recent fault خوانده اند که منطبق بر گسل قدیمى است. این گسل، یک ساختار تنها نیست بلکه زون باریکى از قطعات گسل منفــرد و مجزا و به طور عمومى راستگرد است و طرح همپوشانenechelon دارد. از جنوب خاورى به شمال باخترى، قطعات گسل اصلى عهد حاضر عبارتند از گسل دورود، گسل نهاوند، گسل گارون (قارون)، گسل صحنه، گسل مروارید و گسل پیرانشهر.
گسل اصلى عهد حاضر، داراى فعالیت لرزه خیزى بالایى است و بسیارى از زلزله هاى عهد حاضر در امتداد آن صورت گرفته است و حرکات کواترنرى این گسل از نوع امتداد لغز راستگرد است که با تغییر شکل رسوبات کواترنر همراه است. شرح مختصر بخش هاى گوناگون گسل اصلى عهد حاضر به شرح زیر است.(بربریان، b 1976).
گسل دورود :
داراى روند عمومى شمال ْ315 و به طول تقریبى 100 کیلومتر است که از جنوب دورود تا حوالى بروجرد امتداد دارد. آخرین حرکت نسبت داده شده به این گسل مربوط به زلزله مخرب سیلاخور در سال 1909 است.
گسل نهاوند :
در دنباله گسل دورود است که از 55 کیلومترى باختر بروجرد تا شمال باخترى نهاوند، در یک راستاى شمال 320 درجه، امتداد دارد. این گسل از چند قطعه مجزا تشکیل شده که خود نام هاى جداگانه دارند.
گسل کازرون :
گسل شمالى – جنوبى کازرون در 15 کیلومترى باختر این شهرستان قرار دارد. طول آن 450 کیلومتر برآورد شده و گسلى است پى سنگى و قدیمى که ضمن کنترل مرز باخترى حوضه نمکى هرمز، بر رسوبات زاگرس نیز اثرگذار بوده به گونه اى که ساختارهاى زاگرس را با جهت راستگرد خمیده و جابهجا کرده است. در استان فارس، این خمش بسیار چشمگیر است.شواهد نشان میدهد که گسل کازرون با روند به تقریب شمالى – جنوبى و یا شمال شمال باخترى- جنوب جنوب خاورى داراى حرکت راستگرد جزیى (راستالغز راستگرد) است. براى نمونه روندهاى زمین ساختى، در شمال خلیج فارس نشان مى دهد که خط مرزى سکوى عربستان و واحد زاگرس به وسیله این گسل در جهت راستگرد جابهجا شده است. به ظاهر این گسل مرز باخترى گسترش حوضه تبخیرى پرکامبرین پسین – کامبرین ایران را تشکیل مى دهد و در طول آن دو گنبد نمکى رخنمون دارد. (اسفندیارى و برزگر، 1358).
نبود دادههاى ریزلرزهاى و کمبود کانون زلزله نشانگر عدم فعالیت جدید این گسل است، اما زمینزلزله هاى ژانویه 1967 و اکتبر 1971 در بخش جنوبى گسل کازرون، نشانگر فعالیت بخشى از گسل کازرون در دوره کواترنرى است (بربریان، b 1976) .
اصطلاحاً به آن قطر – کازرون هم می گویند . موجب جدایش زاگرس به دو بخش شرقی و غربی شده است . اصطلاحاً به آن خط کازرون نیز می گویند . به عقیده مَکِنزی این گسل تا کشور قطر ادامه دارد . بررسی ژئوفیزیکی نشان داده که این گسل عمیق بوده و تا زیر زاگرس ادامه دارد .
آنگونه که در نقشه های زمین شناسی دیده می شود حد بین گسل کازرون و میناب منطقه ای است که بیشترین رخنمون گنبدهای نمکی را دارد . بر این اساس نتیجه گیری شده که طی کامبرین پلات فـورم ایران در طول گسله های شمالی جنوبی بصورت بلوکهای گسلی در آمده که این بلوکهای گسلی تشکیل هورست و گرابن هایی را داده اند . که اینها تغیـیرات عمق حوضه های رسوبی را موجب شده اند . لذا تغییرات رخساره ای در اطراف این گسل دیده می شود . همچنین در اثر فعالیت این گسل واحدهای مختلف رخساره ای زاگرس در فارس، لرستان و کردستان با هم متفاوت هستند . علاوه بر رخساره، تغییر در ضخامت واحدهای مختلف نیز صورت گرفته است . برای مثال ضخامت آسماری در فارس بیشتر ولی در بخش غربی و شمالی زاگرس کمتر و متفاوت است .شکل (1-2)
گسل دنا (دینار) :
گسل دنا با راستاى شمال شمال باخترى و شیب به سمت خاور شمال خاورى یکى از گسل هاى اصلى زاگرس است که بیش از یکصد کیلومتر طول دارد و طرفین خود را به دو بخش با ویژگیهاى زمینساختى، لرزهزمینساختى و ریختشناسى متفاوت تقسیم کرده است.
در نقشه ژئوفیزیک هوایى، ژرفاى پى سنگ مغناطیسى در بخش باخترى گسل دنا حدود ده هزار متر و در بخش خاورى آن، بین 1 تا 5 هزار متر زیر سطح دریاست. بدینسان نتیجه شده است که بخش خاورى این گسل، به همراه پى سنگ، به صورت فرابوم بالا آمده است.
گسل دنا، یکى از شکستگیهاى اصلى در پى سنگ پرکامبرین زاگرس است که با فعالیت هاى بعدى خود، در مواردى بر رسوبات زاگرس تاثیر گذاشته است. بدینسان که رسوبات زاگرس را در مناطقى قطع و در مناطقى باعث پیچش و تغییر راستاى این رسوبات و ساختار هاى آنها شده است.اطلاعات ژئوفیزیک هوایى مغناطیسى بخش جنوبى گسل دنا را به صورت دو شاخه نشان مى دهد. یکى از شاخه ها به طرف جنوب میرود و در امتداد خط کازرون قرار مى گیرد، شاخه دیگر به سوى جنوب شرق و شیراز مى رود. زون گسلى دنا در انتهاى شمالى خود یعنى جایى که به گسل بزرگ زاگرس نزدیک مى شود نیز شاخه شاخه میشود و به سمت شمال باختر متمایل میشود. در ضمن اطلاعات ژئوفیزیکى گسل مهم دیگرى را در امتداد شمالى گسل دنا نشان میدهد که تا دریاى خزر ادامه دارد.با بررسی نقشههاى زمینشناسى، عکس هوایى و تصویرهاى ماهوارهاى چنین به نظر میرسد که گسله دنا افزون بر جنبش فشارى، داراى جنبش راستالغز از گونه راستبر مهمى نیز است. این جنبش، سبب پیچش و کشش پوزه رشته شمالى کوه دنا شده و احتمال میرود کوه هزاردره و چرو ادامه جابهجا شدگى کوه دنا به صورت راستبر باشد.از ویژگیهاى مهم زمینشناسى گسل دنا، بیرونزدگى شمارى گنبد نمکى در درازاى آن است. در مسیر این گسل، در بخش باخترى کوه دنا، سازندهاى زاگون و لالون (کامبرین) بر روى سنگهاى کرتاسه رانده شدهاند (ستودهنیا، 1975). در گستره شمال کوه دنا، در دامنه باخترى کوه درهبادامى و کوه کمانه سنگهاى کرتاسه بر روى دشت و یا سازند بختیارى (پلیوسن) رانده شدهاند (بربریان و قرشى، 1365).
گسل اردَل :
گسل اردَل با درازاى حدود 150 کیلومتر، شیب به سمت شمال خاورى و راستاى باخترى – جنوب خاورى، به موازات راندگى زاگرس در گستره اردَل – ناغان قرار دارد. سازوکار این گسل فشارى بوده در مسیر آن سازندهاى پالئوزوییک همراه با گروه کرتاسه بنگستان (از شمال خاورى) بر روى دشت و سنگهاى کرتاسه (در جنوب باخترى) رانده شدهاند. در شمال باخترى اردَل در درازاى گسل اردَل، چند گنبد نمکى بیرونزدگى دارد.
کانون مهلرزهاى زمینلرزههاى سال 1666، 1880، 1922، 1985 و 1977 میلادى در راستاى گسل اردَل قرار دارند ولى همبستگى این زمینلرزهها با جنبش گسل اردَل روشن نیست. بررسى گسل اردَل در زمان رویداد زمینلرزههاى سال 1977 میلادى ناغان هیچگونه جنبشى را در راستاى آن نشان نداده است (بربریان و نبوى، 1977).
گسل زردکوه :
گسل زردکوه با سازوکار فشارى، راستاى شمال باخترى – جنوب خاورى و شیب به سمت شمال خاورى، به موازات جنوبى گسل اردل قرار دارد. رودخانه بازفت در مسیر گسل زردکوه و به موازات جنوب باخترى آن جریان دارد.
در مسیر گسل زردکوه سنگهاى کامبرین و اردویسین از سمت شمال خاورى بر روى سازند بختیارى (در جنوب باخترى) رانده شدهاند (ستودهنیا، 1975). گسل زردکوه با درازاى دستکم 130 کیلومتر، بخشى از مرز میان بلند زاگرس و زاگرس چینخورده را تشکیل میدهد.
زمین شناسی منطقه :
این ناودیس در بخش باختری گسل دنا قرار دارد و شامل سازنده های دالان ، خانه کت ، تبریز گروه خامی ، کژدمی ، سورکی ، گروپی ، تاربور ، کشکان و شهبازان است .
ناودیس سبزه کوه
این ناودیس در بخش باختری گسل دنا قرار دارد (شکل 1-6) و شامل سازندهای دالان ، خانه کت ، نیریز ، گروه خامی ، کژدمی ، سروک ، گورپی ، تار بور ، کشکان و شهبازان است . راستای اثر سطح محوری آن شمال باختری – جنوب خاوری است و در نزدیکی گسل دنا کمی منحرف شده و در راستای باختری – شمال باختری قرار گرفته است . این ناودیس در بخش های مختلف تحت تاثیر گسلش قرار گرفته است . (شکل 1-3 و 1-4 و 1-5).
تاقدیس دودلو :
این تاقدیس در بخش خاوری گسل دنا قرار گرفته است و شامل سازنده های گودان ، داریان ، فهلیان و سورمه است . راستای اثر سطح محوری آن شمال باختر- جنوب خاور است و پهلوی باختری آن تحت تاثیر گسل دنا در جهت عقربه های ساعت چرخیده و در راستای شما – شمال باختری و تقریباً در راستای گسل دنا قرار گرفته است . پهلوی خاوری آن نیز تحت تاثیر گسلی با روند شمال باختر – جنوب خاور بر گشته شده است . (شکل 1-3 و 1-4 و 1-5) .
ناودیس چشمه علی :
این ناودیس با راستای اثر سطح محوری شمال – شمال باختر در بخش خاوری گسل دنا و تقریباً در راستای گسل دنا قرار گرفته است . این ناودیس شامل سازنده های گروپی ، امیران ، تاربور ، شهبازان ، آسماری و آغا جاری است (1-3 و 1-4 و 1-5).
گسل دوپلان :
گسل دوپلان بخشی از گسله زاگرس مرتفع در منطقه مطالعه است خمیده با امتداد باخر – شمال باختر و شیب کلی به سوی شمال و درازی حدوداً 110 کیلومتر که در 45 کیلومتری جنوب غربی بروجن قرار دارد . رودخانه آب ونک در جنوب کوه هزار در امتداد دره در راستای این گسل جریان دارد . دیاپیرهای دوپلان ، راه گچ ، سرپیر (سلطان) و گنجان (دو آب) در امتداد این گسل بیرون زدگی دارند . (شکل 1-3 و 1-4) . این گسل تحت تاثیر گسل دنا حدود 20 درجه از راستای اصلی خود منحرف شده است .
چینه شناسی منطقه مورد مطالعه :
قدیمی ترین واحدهای سنگی منطقه مطالعه مربوط به پرکامبرین پسین – پالئوروئیک بوده و گسترش آن ها کم ، و فقط در حاشیه قسمتی از ناحیه رورانده واقع شده است . واحد های سنگی دوران دوم که در قسمت اعظم این منطقه را پوشانیده ، غالباً آهکی هستند . آهک های ائوسن و الیگومیوسن بخش وسیعی از ارتفاعات ناحیه جنوب و جنوب خاوری منطقه را پوشانده اند و بالاخره جدیدترین رسوبات مربوط به اواخر دوران سوم و آبرفت های کواترنری می باشد . در جدول 1-1 سازنده های زخنمون یافته در منطقه لیست شده است . چینه شناسی منطقه مطالعه از نقشه 100000/1 بروجن استخراج شده است .(شکل 1-5).
خطوط لغزشی بر روی صفحات گسلی به خوبی توسعه یافته است . در زیر به بررسی ساختارهای برداشت شده در خطوط پیمایش عمود بر گسل دنا می پردازیم.
سازوکار گسل ها :
اصولاً نشانگرهای لغزش در گسل ها به 11 گروه اصلی تقسیم می شوند (1998) Doblas به طور مفصل به معرفی آن ها پرداخته است . از بین این موارد از نشانگرهای چین های کشیدگی ، خش های صفحه گسلی و ساختارهای s-c در این تحقیق استفاده شده است .
چین های کشیدگی :
در صورتی که واحد سنگی با لایه بندی مناسب در یک پهنه مناسب در یک پهنه برشی دگر شکل شود ، احتمال چین های کشیدگی ، خش های صفحه گسلی و ساختارهای s-c در این تحقیق استفاده شده است .
چین های کشیدگی :
در صورتی که واحد سنگی بالایه بندی مناسب در یک پهنه برشی دگر شکل شود ، احتمال توسعه چین های نا متقارن میان مقیاس وجود دارد . حال در صورتی که جهت لغزش یکنواخت باشد یک رابطه منطقی بین تمایل چین و جهت گیری لولا وجود خواهد داشت که با استفاده از این تعیین سوی برش در پهنه برشی امکان پذیر خواهد بود(1998 و Doblas) . اساس کار در تعیین جانجایی با این چین ها بدین صورت است که با برداشت آماری پهلوهای چین و بدست آوردن موقعیت سطح محوری میانگین ، این سطح با توجه به فرایند تشکیل چین های کشیدگی در پهنه برشی به عنوان سطحی که نزدیک ترین موفعیت را نسبت به سطح گسل دارد ، فرض می گردد .
پله های گسلی :
پله ها معمولا در مقطعی عمود بر سطح گسل ، در جهت حرکت و تقریبا نیمه عمود بر خش لغز هستند یکی از بهترین نشانگرهای جنبشی در گسل ها محسوب می شود . در این موارد می توان بدقت صفحه گسلی را اندازه گیری و بر روی استویونت پیاده کرد . در کجاورت پله ها با اندازه گیری موقعیت خطوط لغزشی و پیاده کردن آن روی صفحه گسل توع حرکت مشخص می شود (1998 وDoblas) .
اطلاعات ژئوفیزیکی گسل دنا (شکل 2-1)
گسل دنا، یکى از شکستگىهاى اصلى درپى سنگ پرکامبرین زاگرس است که با فعالیت هاى بعدى خود، در مواردى بر رسوبات زاگرس تاثیر گذاشته است. بدینسان که رسوبات زاگرس را در مناطقى قطع و در مناطقى باعث پیچش و تغییر راستاى این رسوبات و ساختار هاى آنها شده است.اطلاعات ژئوفیزیک هوایى مغناطیسى بخش جنوبى گسل دنا را به صورت دو شاخه نشان مى دهد. یکى از شاخه ها به طرف جنوب مىرود و در امتداد خط کازرون قرار مى گیرد، شاخه دیگر به سوى جنوب شرق وشیراز مى رود. زون گسلى دنا در انتهاى شمالى خود یعنى جایى که به گسل بزرگ زاگرس نزدیک مى شود نیز شاخه شاخه مىشود و به سمت شمال باختر متمایل مىشود . درضمن اطلاعات ژئوفیزیکى گسل مهم دیگرى را در امتداد شمالى گسل دنا نشان مىدهد که تا دریاى خزر ادامه دارد. با بررسى نقشههاى زمینشناسى، عکس هوایى و تصویرهاى ماهوارهاى چنین به نظر مىرسد که گسله دنا افزون بر جنبش فشارى، داراى جنبش راستالغز از گونه راستبر مهمى نیز مى باشد. این جنبش، سبب پیچش و کشش پوزه رشته شمالى کوه دنا شده و احتمال مىرود کوه هزاردره و چرو ادامه جابهجا شدگى کوه دنابه صورت راستبر باشد. از ویژگىهاى مهم زمینشناسى گسل دنا، بیرونزدگى شمارى گنبدنمکى در درازاى آن است. در مسیر این گسل، در بخش باخترى کوه دنا، سازندهاى زاگون و لالون (کامبرین) بر روى سنگهاى کرتاسه رانده شدهاند (ستودهنیا، 1975).
درگستره شمال کوه دنا، در دامنه باخترى کوه دره بادامى و کوه کمانه سنگهاى کرتاسه برروى دشت و یا سازند بختیارى (پلیوسن) رانده شدهاند (بربریان و قرشى، 1365).
گسل دنا قطعه مرکزى سامانه گسلى زاگرس مرتفع را تشکیل مى دهد. این گسل دست کم از اواخر پرکامبرین به صورت یک مرز جداکننده رخساره عمل کرده است و حد شمالى حوزه نمکهاى پرکامبرین هرمز را تشکیل مى دهد. پس از حرکات کوهزایى اواخر کرتاسه این گسل مرزجنوبى بخش میانى کمربند زاگرس مرتفع را تشکیل مى دهد. در طول میوسن این گسل حد شمال خاورى رخساره تبخیرى هاى گچساران را تشکیل داده است (بربریان،1981).
پهنه آسیب دیده زمینلرزه هاى زیر در امتداد گسل معکوس پر شیب دنا قرار دارد(بربریان، 1981 و 1994)
– زمینلرزه 13 مارس 1934 با بزرگاى Ms=5.3 و شدت I0=VII
– زمینلرزه 9 مى 1975 با بزرگاى Ms=4.9 و شدت I0=VI
– زمینلرزه21سپتامبر 1975 با بزرگاى Ms=5.2 و شدت I0=VII
– زمینلرزه اول اکتبر 1989میلادى با بزرگاى
که در اینجا به اختصار یک پیمایش را شرح می دهیم :
پیمایش ساختاری A-A :
پیمایش ساختاری A-A در شمال گسل دنا و از غرب روستای وستگان در راستای N75W انجام شده است . (شکل 2-2) . سازندهای زخنون یافته در این پیمایش شامل سازنده های داریان و گروه خامی با سن کرتاسه پائینی و میانی هستند . (جدول 1-1) .
در این پیمایش با توجه به توپوگرافی خشن منطقه و محدودیت دسترسی ، برداشت داده ها و به مرز کوه و دشت و در نزدیکی روستای وستگان محدود شده است . ساختارهای برداشت شده شامل صفحات گسلی ، چین های در مقیاس مزوسکوپی و ساختارهای s-c شکنا و نیمه شکل پذیر است . موقعیت این ساختارها بر روی نقشه ساختاری (شکل 2-4) مشخص شده است . موقعیت پهنه های ساختاری برداشت شده عبارتند از :
– گسل شماره F1
موقعیت ساختاری آن بر اساس ساختارهای C برداشت شده در پهنه 30/068(Dip/Dip Direction ) است . سازوکار تحلیلی بر اساس ساختارهای S-C معکوس است . (شکل 2-3 و 2-4) .
– گسل شماره F2
موقعیت این گسل 65/030 است و بررسی پله های گسلی بر روی صفحه گسل سازوکار نرمال به همراه مولفه راست بر را نشان می دهد . (شکل های 2-3 و 2-5 ) .
– گسل F3
موقعیت صفحه گسلی این گسل 60/210 است . موقعیت صفحات C و S به ترتیب عبارت است از65/206 و 80/244 است . سازوکار این گسل معکوس با مولفه چپ بر است . (شکل 2-3 و 2-6 ).
– گسل F4
موقعیت صفحه گسلی برداشت شده در این پهنه گسلی 90/245 محور چین های برداشت شده دارای روند محوری باختری – شمال و پلانژ حداکثر 11 درجه هستند (شکل های 2-3 و 2-7) .
چرا در غرب گسل دنا گنبدهای نمکی رخنمون دارد؟
گسل دنا از گسل های اصلی زاگرس است که بیش از یکصد کیلومتر طول دارد و طرفین خود را به دو بخش با ویژگی های زمین ساختی، لرزه زمین ساختی و ریخت شناسی متفاوت تقسیم کرده است. این گسل یکی از شکستگی های اصلی در پی سنگ پرکامبرین زاگرس است که با فعالیت های بعدی خود، در مواردی بر رسوبات زاگرس تاثیر گذاشته است. بدین سان که رسوبات زاگرس را در مناطق قطع و در مناطقی باعث پیچش و تغییر راستای این رسوبات و ساختارهای آنها شده است.
نام این گسل از کوهستان دنا (واقع در شهرستان های بروجن و سمیرم استان اصفهان)، اقتباس شده است. ستوده نیا در 1975 این گسل را معرفی نموده است.
این گسل در ورقه های 1:250000 اصفهان و بروجن واقع است . ایالت ساختاری محل قرارگیری گسل، زاگرس مرتفع می باشد.
از ویژگی های مهم زمین شناسی گسل دنا، بیرون زدگی شماری گنبد نمکی در درازای آن است. در مسیر این گسل، در بخش باختری کوه دنا، سازندهای زاگون و لالون (کامبرین) بر روی سنگ های کرتاسه رانده شده اند (ستوده نیا، 1975).
در گستره شمالی کوه دنا در دامنه باختری کوه دره بادامی و کوه کمانه سنگ های کرتاسه بر روی دشت و یا سازند بختیاری (پلیوسن) رانده شده اند (بربریان و قریشی 13659).
برونزدهایی از کمپلکس هرمز و پالئوزوئیک زیرین در راستای گسل دنا، نشانه بنیادی بودن آن و نبود این مجموعه در سمت باختر آن شاید تائیدی باشد بر اینکه این گسل مرز باختری پی سنگ هرمز است.
افزون بر دگرشکلی های حاصل از جنبش های گسل دنا، تفاوت ستبرای واحدهای سنگی مزوزوئیک در دو سوی گسل، وجود سازندهای متفاوت با بخش باختری که همانندی زیادی با منطقه لرستان دارد، مانند سازندهای کشکان، امیران و …. در بخش خاور موجب گردیده که این بخش به نام زیرپهنه سمیرم معرفی شود.
با بررسی های نقشه های زمین شناسی، عکس هوایی و تصاویر ماهواره ای چنین به نظر می رسد که گسل دنا افزون بر جنبش فشاری، دارای جنبش راستالغز از گونه راست بر مهمی نیز هست.
دگرشکلی ها و تشکیل گسل ها در گستره دنا بیشتر تحت تاثیر گسل دنا می باشد. ساختمان زمین شناسی در دو سمت این گسل بطور کلی با هم متفاوت می باشد. ساختمانها در سمت باختر و جنوب باختری از زون زاگرس چین خورده پیروی می کند. چین ها با راستای محوری NW-SE با شیب بیشتر یال جنوب باختری، نظم و سبک چین خوردگی این زون را دارا می باشد. هر چه از گسل از پایین SW-W دور می شویم این نظم بیشتر دیده می شود. در سمت خاوری گسل دنا، راستای محوری چین ها از خاوری- باختری در گوشه جنوب خاوری تا NW-SE و حتی NE-SW در شمال خاوری تغییر می کند.
اطلاعات ژئوفیزیک هوایی مغناطیسی، بخش جنوبی گسل دنا را به صورت دو شاخه نشان می دهد. یکی از شاخه ها به طرف جنوب می رود و در امتداد خط کازرون قرار می گیرد، شاخه دیگر به سوی جنوب خاور و شیراز می رود. زون گسلی دنا در انتهای شمالی خود یعنی جایی که به گسل زاگرس نزدیک می شود نیز شاخه شاخه می شود و به سمت شمال باختر متمایل می شود. در ضمن اطلاعات ژئوفیزیکی، گسل مهم دیگری را در امتداد شمالی گسل دنا نشان می دهد که تا دریای خزر ادامه دارد.
در نقشه ژئوفیزیک هوائی، ژرفای پی سنگ مغناطیسی در بخش باختری گسل و ناحدود ده هزار متر و در بخش خاوری آن، بین 1 تا 5 هزار متر زیر سطح دریاست. بدین سان نتیجه شده است که بخش خاوری این گسل به همراه پی سنگ، به صورت فرابوم بالا آمده است.
فعالیت لرزه ای پهنه گسل دنا :
وجود فعالیت لرزه ای در راستای گسل دنا نشان دهنده فعالیت جوان این گسل است .
Yamini-Fard et al.,2006 به بررسی لرزه خیزی میکرو زلزله ها در محل تقاطع گسل دنا و گسل عهد حاضر زاگرس (MRF:Main Recent Fault) پرداخته است و سازگار کسل ها را در امتداد گسل دنا امتداد لغز راست بر به دست آورده است (شکل 2-8). در این شکل ستارها رو به مرکز سطحی زمین رخ داده در میان سال های 2008 – 1975 و با بزرگای 1، 5 – 5 ، 3 را در منطقه نشنا می دهند . از جمله این زمین لرزه ها، زمین لرزه 21 سپتامبر 1975 ، با بزرگای 1، 5 است که باعث تخریب روستای سرپیر ، در نزدیکی محل تقاطع گسل دنا و گسل زاگرش مرتفع ، شده است .
همچنین فعالیت لرزه ای (بهمن 1386) در راستای گسل دنا باعث تخریب روستای نصیر آباد (در نزدیکی گسل دنا) شده است(شکل 2-9) .
گزارش بازدید از منطقه :
بازدید بخشی از گسل دنا (دره)
برای مشاهده بخشی از گسل دنا و اثاری که روی منطقه گذاشته بازدید از دره صورت گرفت . در منطقه مورد مطالعه دره عمیقی قرار داشت که لایه های دو طرف آن بدون تغییر مانده اند این موضوع نشان می دهد که اولا در گذشته در این منطقه محل ضعفی مانند درزه یا گسل وجود داشته است (گسل محل ضعف در این منطقه نمی باشد چون لایه ها در دو طرف دره تغییر موقیت نداده اند و حالت موازی خود را حفظ کرده اند) . که آب به راحتی داخل آن نفوذ کرده و آن را شسته ثانیاً جنس لایه های منطقه آهکی و آهک ماسه ای است و آبی که در محل وجود داشته می توانسته آن را بشوید .
با توجه به اینکه یک گسل بزرگ در قسمت جلویه گسل دنا داریم اینجا یک مقدار بالا آمدگی داریم و وقتی بالا آمدگی ، آب و جریان آب را داشته باشیم آب می خواهد به سطح اساس خود یعنی دشت برسد پس هر چند هم بالا آمدگی داشته باشیم آب می تواند آن را بشوید و عمق ایجاد کند ما طی فرایند گسل خوردگی دنا بالا آمدگی داشتیم و چون اطراف جریان اب وجود نداشته در نتیجه فقط اینجا عمیق شده است .
چین خوردگی (بازدید ساختار مرتبط با گسل دنا) :
بازدید از چین خوردگی یال شرقی تاقدیس دودلو ، برای بازدید منطقه از روستای بیژگرد عبور کردیم و به منطقه مورد نظر که کوهی بالایه های چین خورده بود رسیدیم و سه لایه از چین را انتخاب کرده و با استفاده از کپاس امتداد و شیب لایه ها را در یال پایین و بالای چین را بدست آوردیم و با استفاده از GPS یک نقطه را هم به عنوان موقعیت کلی چین در منطقه در نطر گرفتیم و عرض و طول جغرافیایی ان را یادداشت کرده و این اعداد که امتداد و شیب لایه ها را نشان می دهند برای بدست آوردن تصاویر استوگرافی روی شبکه استویونت وصل میکنیم همچنین تعدادی درزه که در اثر فشارهای وارده از طرف نیروهای درونی زمین به چین روی آن ایجاد شده اند را برداشت کرده و ارتباط بین این درزه ها با چین خوردگی را مشخص می کنیم که در این برداشت ها که ما انجام دادیم ب اساس کارهای آماری نبود و به این ترتیب برداشتها در دفترچه سادداشت ثبت می شوند و بازدید از منطقه تابررسی های کلی تر برای تفسیر داده ها و نتیجه گیری از کارهای انجام شده به پایان رسید .
عملیات صحرایی :
به منظور بررسی و تشخیص نوع چین و تعیین این که چین خوردگی از ساختارهای زمین شناسی منطقه تبعیت کرده و یا نه ، مطالعاتی روی محدوده مورد نظر انجام گرفت .
این مطالعات شامل :
برداشت هایی از چین و درزه ، تحلیل استوگرافی داده های صحرایی است .
برداشت های صحرایی انجام شده از چین و درزه :
برای یال پایین چین امتداد و شیب 3 لایه از چین را بدست می آوریم :
جهت شیب
شیب
امتداد
جهت شیب
شیب
امتداد
یال پایین
N30
76
مشکی 133
لایه 1
31N
78
124
N40
79
آبی کم رنگ 131
لایه 2
N35
76
سرمه ای 130
لایه 3
و درزه ای که از یال پایین لایه 1 گرفتیم با موقعیت N36 و 50 بدست می آوریم . (دراین درزه فائم است بنابراین برای آن شیب ذکر نمی شود) .
امتداد و شیب 3 لایه از یال بالایی چین را نیز بدست آورده و مطابق جدول زیر می نویسیم :
جهت شیب
شیب
امتداد
جهت شیب
شیب
امتداد
یال پایین
N350
73
مشکی 235
لایه 1
N345
70
71
N337
85
قرمز 251
لایه 2
199N
36
133
N133
34
زرد 295
لایه 3
تحلیل استریو گرافی داده های صحرایی :
با ترسیم استویوگرام به هر کدام از لایه های بالایی و پایینی به تحلیل ساخت های منطقه می پردازیم برای این کار ابتدا روی شبکه ولف و با کمک کاغذ کالک صفحه های مربوط به هر کدام از لایه ها را رسم می کنیم سپس قطب هر یک از این صفحه ها را نیز بدست می آوریم . بین قطب های یال پایین یک قطب میانگین گرفته و صفحه آن را نیز بدست می اوریم . بین قطب های یال پایین یک قطب میانگین گرفته و صفحه آن را در طول قطر شرقی – غربی بدست می آوریم. (Pm1) برای یال بالا هم همین کار را انجام می دهیم ، یک قطب میانگین بدست آورده و صفحه آنرا رسم می کنیم . (Pm2) .
در مرحله بعد دو قطب میانگین را روی یک دایره بزرگ قرار می دهیم و بعد نقطه B را به گونه ای بدست می اوریم که از دو قطب به یک فاصله باشند کاغذ شفاف را می چرخانیم تا نقطه H تقاطع بین دو یال (لولای چین) و نقطه B روی یک دایره بزرگ قرار گیرند و این دایره بزرگ معرف صفحه ای است که زاویه بین دو یال را نصف می کند و در برگیرنده لولای چین است که به همین دلیل سطح محوری چین است .
امتداد صفحه محوری : N40 E, 25N
موقعیت چین :
عرض 3146 '34 " :
طول 519' 47/1" :
توصیف ساختار های برداشت شده :
توصیف چین :
تشریح کامل چین ، توصیف شکل و جهت گیری آن را در بر می گیرد . شکل یک چین ممکن است در رخنمون یا نمونه دستی توصیف گردد و می تواند صرف نظر از جهت گیری چین ، سر نخ هایی در مورد ساز و کار تشکیل چین بدست دهد (هادلستون . 1973) جهت گیری چین فقط با توجه به یک چهارچوب مرجع وجه بیان می شود . در این تحقیق ریخت توالی لایه های چین خورده که به ص.رت برشی از نیمرخ یک چین خورده که به صورت برشی از نیمرخ یک چین کوچک برای ما قابل رویت بود مورد بررسی می گیرد .
جهت گیری چین :
یک چین در خنمون ، در جهت گیری طبیعی خود قرار دارد و در بردارنده اطلاعات هندسی دیگری است که می تواند توصیف شود .
به منظور توصیف کمی جهت گیری یک چین ، باید آن را به بخش هایی با خطوط لولای مستقیم و سطوح محوری مستوی ، می تواند تقسیم کنیم . جهت گیری چینی با خطوط لولای مستقیم و سطح محوری مستوی می تواند بر حسب موقعیت خط لولا و صفحه ی محدود بیان شود . بر اساس جهت گیری این سیماها چین مورد مطالعه در گروه چین خوابیده که در شکل نشان داده شده است قرار می گیرد .
توصیف درز :
در نواحی مسطح سنگی ، دسته درزهای شاخص عمود یا به موازات سطح زمین هستند (سوپ ، 1985) . اما درمناطقی که سنگها چین خورده باشند ، محدوده ی وسیع تری از جهت گیری های درز نسبت به طبقه بندی وجود دارد و تعیین هندسه درز بر حسب رابطه هندسی آن با چین ها سودمند است .
درزها موجود در چین ها می تواند بر اساس محورهای تقارن تعریف نمود .
ارتباط درزها با چین خوردگی :
ایجاد و شکل گیری درزها در اتباط مستقیم با نیروهای عمل کننده بر توده سنگ است ، لذا می توانیم نحوه ارتباط آن را با ساخت های شکل گرفته در طی فرایند دگر شکلی توده سنگ مانند چین خوردگی مورد مطالعه دو نوع درزه وجود دارد :
الف- با توجه به این که روند درزه ی برداشت شده در منطقه N36 و 50 به موازات محور چین 52N و N40 E و عمود بر حداکثر کوتاه شدگی است دسته درزهای رهایی یا کششی در این منطقه دیده می شود . دسته درزهای طولی نیز در این گروه وجود دارد .
ب- دسته درزهای مزدوج یا مایل که نسبت به حداکثر کوتاه شدگی زاویه کمتر از 45 درجه و معمولا در حد 30 درجه می سازند و غالبا بصورت دو دسته درز مزدوج تشکیل می شوند .
نتیجه گیری :
کمریند کوهزایی زاگرس توسط گسله های عرضی – برشی همچون کازرون – سبزپوشان و سروستان (با امتداد 160 -N150) بریده شده است . این گسله به صورت پهنه های باریکی با برش راست بر دیده می شوند . یکی از ان گسل ها پهنه دنا است که در اکثر مطالعات به عنوان بخش شمالی گسل کارون در نظر گرفته می شود . این پهنه دگرخت شده از جنوب باختری شهر بروجن آغاز و به طرف جنوب خاور تا شمال باختری شهر یاسوج امتداد می یابد . همانطور که بیان کردیم در مورد سازو کار گسل دنا نظرات متفاوتی وجود دارد به طوری که بعضی از شیب گسل را به سمت باختری و عده ای شیب آن را به سمت خاور می دانند .
همچنین سازوکار گسل دنا معکوس با مولفه راست بر و در مواردی امتداد لغز راست بر بیان شده است . با مقایسه این پهنه گسلی با یکدیگر گسله های عرضی زاگرس متوجه می شویم که در این پهنه نیز همانند دیگر ساختارهای مشابه دارای شواهدی از دگر رفتی است . این شواهد عبارتند از :
الف- اثر سطح محور چین ها در زاگرس چین خورده – رانده در محدوده ی گسل های عرضی تغییر روند می دهند .
ب- بررسی ساختارهای برداشت شده در پهنه گسل دنا
ج- وجود قعالیت های لرزه تی در طول گسل دنا
و در آخر می توان گفت که طبق نقشه های هم **** این گسل در زمانهای ژوراسیک تا پالئوسن زاگرس ، در طول یک ساختار خطی و باروند شمال – شمال باختری در زمان کرتاسه ، پالئوسن نشان می دهند . به طوری که گسل روبگذاری را در منطقه کنترل می کرده است .
اشــکـال :
شکل (1-1) نقشه راه های دسترسی به منطقه
شکل (1-2) تصویر ماهواره ای نشان دهنده چهار پارهگسل پهنه گسلی کازرون.
شکل (2-1)بخشی از نقشه پیمایش هوائی 250000،1 سمیرم
شکل (2-8)نقشه سازو کار کانونی زلزله ها در منطقه گسل دنا . در نقشه ستاره ها موقعیت رو مرکز سطحی زمین لرزه های بین سال های 2008 – 1975 را در هر منطقه نشان می دهد .
شکل(2-9) روستای زلزله زده نصیر آباد این روستا در نزدیکی گسل دنا قرار دارد و بارها لرزیده است . این عکس نمایی از روستا چند ماه قبل از زلزله بهمن 1386 است.
شکل(1-3) موقعیت ساختار منطقه مورد مطالعه نقشه الف برگرفته از 1994 .Alaviاست. موقعیت خطواره مغناطیسی و عمق ÷ی سنگ در دو سوی آن نیز بر روی این نقشه آمده است.
موقعیت گسل دنا نسبت به ساختارهای منطقه بر روی 6 تصویر ETM منطقه
شکل (1-5) نقشه 100000،1 زمین شناسی منطقه مورد مطالعه (صداقت 1379)
شکل (2-2)موقعیت پیمایش های ساختاری انجام شده در منطقه مورد مطالعه بر روی نقشه ساختاری بخش شمالی پهنه گسله دنا
شکل(2-3)نقشه ساختاری پیمایش A_A موقعیت این مسیر بر روی شکل 2-2 مشخص شده است.
شکل (2-4)پهنه گسل F1 در سنگ آهگ های کرم رنگ سازنده سروک ، با روند شمال-شمال یاختر و با سازگاری معکوس در مسیر پیمایش A_A
شکل(2-5)شکل الف تصویری است از گسل F2 در سنگ آهک های کرم رنگ سازنده سروک است.تصویر ب پله های گسلی در پهنه گسل F2 که به خوبی سازکار نرمال گسل را نشان می دهد . مقیاس مشخص شده یک انومبیل است.
شکل (2-6)شکل الف و ب به ترتیب خطوط لغزش و ساختارهای s-c از پهنه گسل F3 را در سنگ آهک رسی و مارن زرد رنگ سازنده کژدمی نشان می دهند. .شکل ج تصویر استوگرام ساختارها را نشان می دهد که بیانگر جهت جابجایی سمت جنوب خاور و سازوکار جپ بر با مولفه معکوس است.
شکل(2-7)شکل الف: پهنه گسل F4 را در آهک و شیل های تیره رنگ سازنده داریان نشان می دهد . ب و ج چین های توسعه یافته در این پهنه و ج صفحه گسلی را نشان می دهد . موقعیت صفحه گسل و محور چین ها بر روی استریونت آورده شده است. سازوکار گسل با توجه به موقعیت محور چین ها ، با روند باختر ، شمال باختری راستالغز راست بر است . سوی نگاه در تصویر به سمت جنوب است.
استوگرام مربوط به چین و درزه و نحوه بدست آوردن مختصات آنها
رده بندی چین بر اساس جهت گیری چین ها (اقتباس از رمزی .1967)
نقشه 100000،1 بروجن
دسته درزهای مزدوج یا مایل
یال ناودیس شمال سبزه کوه
جداول :
چینه شناسی منطقه مورد مطالعه ، برای مطالعه واحدهای چینه نکاری ، سنگی منطقه مورد مطالعه به شکل 1-8 مراجعه شود .
منابع و مآخذ :
1- جمالی فرشاد ، نحوه میزان کوتاه شدگی پوسته در جنوب باختری ایران ، مجله علوم زمین ، سازمان زمین شناسی کشور ، سال اول ، (1370) شماره 2.
2- جمالی فرشاد ، مروری بر زمین ساخت زاگرس (جنوب غربی ایران) . سمینار کارشناسی ارشد زمین ساخت دانشگاه ازاد اسلامی واحد شمال تهران(1369).
3- حکیمی ، سعید ، زمین شناسی ساختمانی و تکتونیک کوه های لشان – بازون پیر واقع در استان چهارمحال و بختیاری . پایان نامه کارشناسی ارشد زمین شناسی ساختمانی و تکتونیک ، دانشگاه تربیت معلم نهران (1372) .
4- درویش زاده ، علی ، زمین شناسی ایران ، انتشارات امیرکبیر (1370) .
5- Alavi,M., Tectono stratigraphic evolution of Zagrosides of Iran , Geology vol. 8( 1980)144-149.
6- Berberian M., Master " blind" Thrust faults hidden under the zagros folds: active basement tectonics and surface morphotectectonics, Tectonophsics, 241(1995) 193-244.
7- Berberian M.,Tchalenko,j., a. Earthquakes of the southern zagro ( Iran): Bushehrregion.Geol.Surv.Iran, 39 ( 1976)343 -370.
8- Berberian,M and Tchalenko,j., Earthquakes of Bandar Abbas – Hajiabad region ( Zagros , Iran ). Geol. Surv. Iran, 39(1976 b) 371-396.
9- Berberian,M. and Qorashi , M., General Geology and seismotetonics of chaharMahalBakhtiari Dam site. ChaharMahalBakhtiari Dev. Proj.,Plan and Budget org.( in Persian)(1986).
10- Berberian,M.and king, G.C.P., Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Can.j.Earth sci., 18(2) (1981) 210 – 285.
11- Boyer, s.t. and Elliott, D., Thrust systems. A.A.P.G.Bull., vol. 66, No.9 (1982.)1196-1230
12- Colman sadd, S., fold development in zagros simply folded belt, southwest Iran. A.A.P.G. Bull. 62(1978) 84-1003.
13- Falcon,N.L., Southern Iran: Zagros Mountains. In:A.Ml. spencer( Editor) Mesozoic – Cenozoic orogenic Belts, Data for orogenic studies. Geol. Soc. London, spec. publ., 4(1974)199-211.
14- Huber,H., Geological Map of Iran , 1.1,000,000 with explanatory note. Natl. Iran. Oil Co. Explor : prod . Affairs, Tehran( 1977).
15- James,G.S. and Wynd,j.G., Stratigraphic nomenclature of Iranian Oil Consortium Agreement Area. Am. Assoc. Pet. Geol.,49 (12)(1965) 2182-2245.
16- Jakson,j,A., Reactivation of Basement faults and crustal shortening in orogenic belts , Nature , 283(1980) 343-346.
17- Jakson,j,A.andMcKenzie,D.P., Active tectonics of the Alpine- Himalayan belt between western turkey and Pakistan. Geophys.j.R. Astron .soc., 77(1984)185-264.
18- John suppe, George T.chou and Stephen C.Hook, Rates of folding and faulting determined from growth strata DeP. Of Geological and Geoph. Sciences, Guyot Hall, princeton university, princeton, Newjersey.(1992) 68544-1003, USA.
19- Jakson,j.A, Fitch,T and Mckenzie,D.P., Active Thrusting and The Evolution of the zagros fold belt thrust and nappe tectonics. (In: K. Mcclay and N.priceEditors ) Geol. Soc. London, Spec . publ., 9 (1981)371-379.
20- Mc Clay K.R., Buchanan.P.G., Thrust fault in inverted extentional basins In McCclay.K.R.(1992) Thrust tectonics. Published by chapman and Hall( 1992.)
21- Obrien, C.A.E., Tectonic problem of the oil field belt of southwest Iran. Rep. 18 Th. Geol. Con. London., 6( 1950)45-58.
22- Price, N.J., Fault and joint development in brittle and semibrittle rock. Imperial colledge of science and technology, london , pergamon press
23- Price, N.j., 1975. Rates of deformation Geol. Soc. London vol. 131 (1966)553-575.
Alavi,1977:Bachmanov et al,.20041
2صداقت ، 1379 و صبوری 1385
3Authemayou et al,. 2005 : Authemayou et al,.2006 : Yaminifard et al,.2006
—————
————————————————————
—————
————————————————————
54