تکتونیک مدرن
ارائه جدیدترین مطالب درباره زمین‌شناسی 
پی کو باکس فـام بـاکـس کویر باکس گوگل رنگ
نويسندگان
لینک دوستان
پیوندهای مفید


1 - دید کلی

در استفاده های معمول، نمک به مجموعه سنگ‌های تشکیل شده از هالیت (NaCl) اطلاق می‌شود. نمک دارای رفتار مکانیکی ضعیفی می‌باشد و تحت نیروها همانند مایعات، جریان می‌یابد. نمک حتی در نرخ‌های بالای استرین نیز جریان می‌یابد. بعلاوه نمک نسبتاً غیر قابل متراکم شدن است بطوری که از سنگ‌های کربناته و سنگ‌های سیلکاته معمول، دانسیته پایین‌تری دارد. به دلیل نامتراکم بودن و رفتار مکانیکی شبیه مایعات، نمک‌ها در بسیاری از شرایط‌های زمین‌شناسی ناپایدار بوده و جریان می‌یابند.

........

 


 

نیروهای اولیه برای جریان یافتن مجموعه‌های نمکی نیروی بارگذاری تفریقی است که بوسیله نیروی ثقلی یا گرادیان حرارتی و یا جابجایی اجباری یکی از مرزهای مجموعه نمکی نسبت به مرز دیگر آن تولید می‌شود. نیروی شناوری که سابقاً به عنوان نیروی اصلی رانش مجموعه‌های نمکی مطرح می‌شد، در بسیاری از مجموعه‌ها دارای درجه اهمیت ثانویه است.

در مقابل جریان سنگ‌های نمکی دو فاکتور مقاومت می‌کنند. مقاومت سنگ‌های پوشاننده مجموعه نمکی و مقاومت کشیدگی مجموعه نمکی در مرز مجموعه با سنگ‌های در بر گیرنده. مجموعه نمکی زمانی جریان می‌یابد که نیری رانش بر این نیرو‌های مقاومتی غلبه داشته باشد.

برای اینکه مجموعه نمکی بتواند در بین سنگ‌های پوشاننده خود جایگیری نماید سنگ‌های پوشاننده مجموعه نمکی باید حذف گرددند و یا اینکه جابجا شوند. جایگیری مجموعه نمکی ممکن است بوسیله کشش، فرسایش، یا بالاآمدگی سنگ‌های رویی و یا بوسیله راندگی سنگ‌های پوشاننده به همراه مجموعه نمکی صورت گیرد.

زمانی که نمک به سطح می‌رسد بوسیله دیاپیریسم منفعل به صعود خود ادامه می دهد و بصورت یک انباشته از رسوبات نمکی در اطراف دیاپیر رشد می‌کند. اگر سرعت صعود دیاپیر بالا باشد باعث گسترش سطحی رسوبات نمکی می‌شود که ورقه‌های نمکی نابرجا را بوجود می‌آورند.

به دلیل اینکه نمک از نظر رفتار مکانیکی ضعیف است تغییرشکل در آن بصورت ناحیه‌ای می‌باشد. در نواحی کششی، دیاپیرها در طول محورهای گرابن صعود می‌کنند و فضاهایی را پر می‌کنند که بوسیله نازک شد که پوسته و جدایش بلوک‌های گسلی ایجاد شده‌اند. نمک هم در نیروی رانش ثقلی و هم در نیروهای کششی سنگ‌های بیسمنت، به عنوان یک سطح جدایشی (detachment) عمل می‌کند. در نواحی فشاری، مجموعه نمکی اصولاً بصورت کوتاه شدگی جانبی شروع به صعود می‌کند و این صعود بوسیله خمش و شکسته شدن سنگ‌های پوشاننده مجموعه نمکی تسهیل می‌‌یابد. در این نواحی نیز در غیاب ساختارهای اولیه، مجموعه نمکی به عنوان سطح جدایشی عمل می‌کند. در نواحی فشاری ممکن است برخی از ورقه‌های نمکی بوسیله بلوک فرادیواره گسل‌های تراستی جایگیری نمایند.

از نظر جکسون و تالبوت (1986) ، ساختمانهای نمکی ممکن است به صورت تاقدیس نمکی، بالشهای نمکی، برجستگیهای تیغه مانند نمکی، استوکهای نمکی (Salt stocks) و غیره باشد. شکل گنبد نمکی متغیر است. دیواره بسیاری از گنبدهای نمکی دارای شیب زیاد در حدود 80 تا 90 درجه به طرف خارج است. گنبدهای نمکی متقارن ، کمیاب و اغلب گنبدها نامتقارن و شیب دیواره‌ها در جهت مختلف متفاوت است. مقطع بیشتر گنبدهای نمکی نزدیک به دایره و در بعضی از گنبدها بیضی شکل است. گسترش افقی گنبدها بسیار متغیر و اغلب چندین کیلومتر است (شکل 1).

شکل 1 . انواع اشکال ساختمانی نمک‌ها Jackson and Talbot (1991)

 

 

2 - دلایل مطالعه دیاپیر‌های نمکی

مهمترین دلیل مطالعه و شناسایی دیاپیرهای نمکی به علت وجود نفت همراه با آنها می‌باشد. زیرا بسیاری از ذخایر هیدروکربنی دنیا در حوضه‌های نمکی قرار دارد (مانند خلیج فارس، خلیج مکزیک، دریای شمال، Lower Congo Basin، Campos Basin،Pricaspian Basin). بعلاوه حضور نمک در یک حوضه، بطور کاملی بر تمام جنبه‌های یک سیستم هیدروکربنی تاثیر می‌گذارد. علاوه بر نقش نمک بر روی توزیع ذخایر هیدروکربنی، مجموعه‌های نمکی بوسیله جلوگیری از جریان یافتن مایعات و ایجاد تله‌هایی باعث تجمع ذخایر هیدروکربنی در مناطق خاصی می‌گردند. بنابراین اگر تکتونیک و مکانیک حرکت دیاپیر‌ها به خوبی شناخته نشود استخراج موثر نفت و گاز را با بحران مواجه می‌سازد.

انواعنفتگیرهای حاصل از گنبدهای نمکی عبارتند از:

نفتگیر کلاهک گنبد نمکی: در بالایستون نمک ، کلاهک برشی از خرده سنگهای سختی که توسط نمک از طبقات جدا شده ، تشکیلمی‌شود. این برش اگر در شرایط مناسب قرار گیرد می‌تواند محل تجمع نفت و گاز گردد. بدیهی است در این نوع، نفتگیر گنبد نمکی هنوز در سطح زمین ظاهر نشده است (شکل 2).

نفتگیرهای دامنه‌ای گنبد نمکی: گنبد نمکی از شروع حرکت ،طبقات فوقانی را خم نموده و سپس آنها را شکسته و شیبی در خلاف جهت حرکت ستون نمک بهآنها می‌دهد. این لایه‌های شیب‌دار در فراشیب به ستون نمک که نفوذ ناپذیر است ختم می‌شوند. اگر این لایه‌ها دارای توالی مناسبی از سنگ مخزن و سنگ پوششی بوده و نفت نیز در منطقه تولید شده باشد، ممکن است نفت بطور قابل توجهی در دامنه گنبد نمکیتشکیل شود (شکل 2).

نفتگیر کلاهک گنبد: اگر گنبد نمکی به سطح زمین برسد ممکن است باعث انحنا طبقات فوقانی شده و نفتگیرهای تاقدیسی گنبدی‌ شکلی را ایجاد نماید که می‌تواند در رده نفتگیرهای تاقدیسی هم قرار گیرد. میداننفتی دمام در عربستان سعودی نمونه‌ای از این نوع نفتگیر است. در شکل های زیر چگونگیذخیره نفت و گاز در گنبد های نمکی به تصویر کشیده شده است (شکل 2).

 

شکل 2 . انواع نفتگیر‌های گنبد نمکی

 

مجموعه‌های نمکی در محیط‌های آب شور رسوب کرده‌اند. محیط‌های آب شور می‌توانند به خوبی فلزات را انتقال دهند بطوری که این محیط‌ها باعث تسریع در رسوبگذاری فلزات و تمرکز و تجمع آنها در مکان‌های معینی می‌گردند. بنابراین مطالعه دیاپیر‌های نمکی که در این محیط‌ها رسوب شده‌اند می‌توانند ما را به محل تجمع این فلزات رهنمون سازند.بهنگام رسوبگذاری، حوزه‌های تبخیری و آب شور می‌توانند در شرایط اکسیداسیون قاره‌ای مقادیری آهن را با خود حمل نمایند. آهن خارج شده در نتیجه تغییردر ساخت و بافت مینرالها و سنگهای قلیایی است. کانیهای قلیایی بهر کیفیت مقادیریآهن در اثر عدم تعادل شیمیکومینرالوژیکی وارد حوزه‌های تبخیری و آب شور می‌نمایند و آهن مذکور بصورت حجم‌های بزرگ و کوچک هماتیت و اولیژیست و غیره تحت تأثیر عواملاحیاء کننده مانندH2Sو آبهای سولفوره و غیره رسوب می‌نمایند که اغلب مشترکاً باژیپس و گچ دیده می‌شوند و محلولهای سوپرژن قطعاً به مرور می‌توانند بخش وسیعی از کانی‌سازی آهن را که نتیجه تجزیه کانیهای مافیک در ولکانیکهای قلیایی می‌باشد ذیل بعهده بگیرند (سایت سازمان زمین‌شناسی ایران).

علاوه بر دلایل ذکر شده، رسوبات تبخیری باعث تجمع منابع اقتصادی از نمک‌ها پتاس، نمکی‌های سدیم، ژیپس، سولفور، بورات، نیترات و زئولیت‌ها می‌گردند. از جملهتمرکز و کانی سازیمیتوان از رگه‌های باریم، استرانسیوم، سدیم،پتاسیم نام برد و بالاخره اورانیوم که بعنوان یک عنصر پرتوزاء بصورت اکسیدهای مختلفپشبلند و اورانینیت آواری در کربناتها و ریولیتهای جوانتر (کوارتز با خاصیت موجیشدید) که بصورت پشبلند برشی شده و محموله ژیپکریتهای حاوی توف ریولیتی و کریستال ویتریک توف مشهده شده است، این بخش از کانی سازی اورانیوم بخصوص در گنبد نمکی گچین و پوهال محدود بوده و متعلق به عوامل سوپرژن در حوزه‌های کوچک پلایایی بعد از نفوذ نمک می‌باشد.

کوه‌های نمکی که عمدتاً از ترکیبات تبخیری هالیت (نمک طعام و نمک صنعتی)، اندریت و ژیپس (گچ) هستند علاوه بررسوبات تبخیری دارای عناصر فلزی از جمله گوگرد و باریت نیز می باشند . اما آنچه کهمهم است وجود درصد ذخایر نفت و گاز فراوان همراه با گنبدهای نمکی است. «ته نشینشدن رسوبات تبخیری در ادوار گذشته، لایه های ضعیفی از نمک را به وجود آورده است کههم اکنون در اعماق زمین قرار دارد. از آنجا که چگالی نمک کم است و نسبت به عمق ثابتمی‌ماند در کنار فشارهای زمین بتدریج به سطح زمین صعود می کند.صعود نمک منجر بهایجاد یک برآمدگی در سطح زمین شده ونهایتاً زمین را می شکافد وکوههایی از نمک بهصورت گنبد نمکی بر روی زمین ظاهر می شود. ایران از نظر رسوبات تبخیری بسیار غنی استو بهترین نمونه های گنبدهای نمکی شناخته شده در دنیا مربوط به جنوب ایران وخلیجفارس است که بالغ بر ده‌ها گنبد است. تعدادی گنبد نیز در جنوب سمنان و کرمان وجود دارد که از دریاهای عظیم ولی کم عمق بیش از چندین میلیون سال پیش تشکیل شده اند و اکنون در چندین کیلومتری عمق زمین مدفون هستند. به دلیل توجه پژوهشگران، معدنکاران به گنبدهای نمکی جنوب ایران دانشگاه شیراز با همکاری سازمان صنایع و معادن فارس فعالیتگسترده ای را جهت شناسایی هر چه بیشتر پتانسیل های معدنی گنبدهای نمکی استان فارسکرده اند.نتایجی که تاکنون از این مطالعات به دست آمده بروجود و احتمال اقتصادیبودن بعضی از موادمعدنی علاوه بر نمک اشاره دارد. حتی در صورت نبودن موادمعدنی بجز هالیت (نمک طعام و صنعتی) در گنبدهای نمکی می توان با برنامه ریزی صحیح و با توجهبه صنایع وابسته به ثروتی سرشار دست یافت. نقش نمک طعام به عنوان ماده غذایی و مادهاولیه صنایع شیمیایی می توان گفت بجز مصرف روزانه هزاران گرم در روز، نمک طعام به شکلهای مختلف در فرآورده‌های غذایی دریایی و مناطق سردسیر به عنوان یخ زدایی جاده ها مصرف می شود. این در حالی است که کاربرد اصلی نمک طعام به عنوان ماده اولیه صنایعشیمیایی است که چندین نوع کاربری دارد. تولید کودهای شیمیایی، گچ، صنعت سیمان، نمکهایمنیزیم دار، موادشیمیایی کشاورزی و صنعتی، شوینده‌ها، خمیر کاغذ از جمله کاربردهالیت (نمک طعام و صنعتی) در صنایع است.

در نهایت، نمک به دلیل داشتن رفتار مکانیکی ضعیف، می‌تواند به عنوان یک استرین سنج مورد استفاده قرار گیرد و تاریخچه رشد دیاپیرها و سایر ساختارهای نمکی می‌تواند برای ایجاد مدل‌های دقیقی برای تکامل حاشیه‌های غیر فعال و حتی کوهزایی‌ها، مورد استفاده قرار گیرند.

 

3 – فرآیند دیاپیریسم

3 – 1 . مکانیک و نیروهای رانش برای جریان مجموعه‌های نمکی

بیش از 70 سال پیش نظر غالب برای تکتونیک نمک‌ها این بود که مکانیک آنها بوسیله نیروی شناوری نمک کنترل می‌شود بطوری که نمک به علت دانسیته پایین‌تر خود نسبت به سنگ‌های رویی، باعث ایجاد نیروی شناوری شده و به سمت بالا حرکت می‌کند و باعث ایجاد دیاپیرها و سایر اشکال نمکی می‌گردد.

در اواخر 1980 این موضوع بصورتی اهمیت یافت که مقاومت سنگ‌های سقف مجموعه نمکی در کنترل نمک‌های زیر خود در طی ده‌ها تا صدها میلیون سال مورد توجه قرار گرفت. البته نیروی شناوری در برخی از مجموعه‌ها هنوز مهم می‌باشند اما نه بصورت یک فاکتور مهم، که باعث آغاز دیاپیریسم گردد.

برای ایجاد دیاپیریسم چند نیرو مکانیسم مورد توجه قرار گرفته است که عبارتند از :

1 – نیروی رانش بارگذاری ثقلی تفریقی: این نیروها بر اثر اختلاف نیروی ثقل بر روی نمک‌ها حاصل می‌شوند. در این مکانیسم جاییکه کنیروی ثقل بر روی نمک بیشتر است باعث جریان نمک به سمتی می شود که نیروی ثقل بر روی نمک در آنجا کمتر است. به شکل‌ 3 توجه نمایید در a و b، که نیروی ثقل بر روی نمک در نقطه 1 بیش از نقطه 2 می‌باشد باعث جریان نمک از نقطه 1 به سمت نقطه 2 می‌گردد. اما در c، با وجود اختلاف ضخامت نمک، نیروی ثقلی بر روی نقطه 1 و نقطه 2 مساوی است بنابراین هیچ جریانی در نمک حاصل نشده است.

 

شکل 3 . بار گذاری ثقلی تفریقی و ایجاد جریان در نمک.

 

2 – نیروی رانش تکتونیکی یا جابجایی جانبی: در این مکانیسم نیروی رانش، نیروهای جانبی می‌باشند که بوسیله نیروهای تکتونیکی به مجموعه نمکی وارد می‌شوند و باعث جریان نمک می‌شوند. در شکل 4، نیروهای جانبی کششی (a) و فشارشی (b) که بر یک مجموعه نمکی وارد شده است نشان داده شده است.

 

شکل 4 . نیروی رانش جانبی و جریان یافتن نمک.

 

3 – 2 . فاکتورهای مقاومت کننده در برابر جریان مجموعه‌های نمکی

تعداد زیادی فاکتور در طبیعت وجود دارند که باعث جریان یافتن مجموعه نمکی می‌گیردند، اما با این حال بسیاری از آنها قادر به جریان یافتن نیستند. این موضوع به نیروه‌های مقاومتی بستگی دارد که در برابر جراین مجمعه نمکی مقاومت می‌کنند. در برابر جریان یافتن مجموعه‌های نمک دو فاکتور مقاومتی وجود دارد (شکل 5) که عبارتند از :

1 – مقاومت سنگ‌های پوشاننده روی مجموعه نمکی: همانطور که قبلاً اشاره شده نقش سنگ‌های پوشاننده روی مجموعه‌های نمکی به عنوان مهمترین عامل کنترل جریان مجموعه نمکی می‌باشند. اگر ضخامت سنگ‌ها سقف دیاپیر نمکی نازک باشد جریان دیاپیر نمکی به آسانی صورت می‌گیرد زیرا به آسانی سنگ‌های روی خود را خمیده ساخته و یا حتی آنها را شکسته و به سمت بالا صعود می‌نماید. اما اگر ضخامت سنگ‌های سقف دیاپیر افزایش یابد بطور فزاینده‌ای جریان دیاپیر نمکی کاهش می‌یابد.

2 – برش خوردگی مجموعه نمکی در مرز‌های مجموعه با سنگ‌های در بر گیرنده: نمک برای صعود باید در مرز خود با سنگ‌های در برگیرنده، تغییرشکل داده و جریان یابد. به علت اصطکاک بین مجموعه نمکی با سنگ‌های در بر گیرنده این جریان آسان نخواهد بود و برش خوردگی ایجاد شده در این مرزها در برابر جریان نمک مقاومت می‌کند.

 

شکل 5 . نیروهای مقاومت کننده در برابر جریان دیاپیر نمکی .

 

3 – 3 . مکانیسم‌های تشکیل دیاپیرهای نمکی

همانطور که اشاره شد دو نیروی مقاومت کننده در برابر تشکیل دیاپیرهای نمکی وجود دارد. برای تشکیل دیاپیرها، این نیروهای مقاومتی علی الخصوص نیروی سنگ‌های پوشاننده دیاپیرها، باید حذف گردند. حذف نیروهای مقاومت کننده می تواند بوسیله تعدادی مکانیسم زمین‌شناسی صورت گیرد که عبارتند از:

فعالیت گسل‌های نرمال: در این مکانیسم، فعالیت دوباره و مداوم گسل‌های نرمال بوسیله کشیده شدن پوسته زمین، با عث شکسته شدن سنگ‌های پوشاننده مجموعه نمکی شده، و جریان یافتن مجموعه‌های نمکی بصورت دیاپیری در طول فضای بین بلوک‌های شکسته، را امکانپذیر می‌سازند (شکل a6).

گسل‌های تراستی: وقتی در یک منطقه که در زیر لایه‌های آن نمک وجود دارد روراندگی رخ می‌دهد بخشی از نمک می‌تواند همراه با فرادیواره گسل تراستی رانده شده و جریان یابد. قابل ذکر است که در این فرآیند، لایه نمکی، به عنوان سطح جدایشی گسل تراستی (detachment) عمل می‌کند (شکل d6).

نفوذی فعال: در طول این شکستگی‌ها نمک علاوه بر صعود بخشی از لایه‌ها را خمیده ساخته و باعث ایجاد چین در آنها می‌گردد (شکل b6).

نفوذی شکل‌پذیر: در این مکانیسم جریان نمک همراه با تغییرشکل شکل‌پذیر سنگ‌های پوشاننده مجموعه نمکی می باشد. در این مورد سنگ‌های پوشاننده بصورت شکل پذیر نازک می‌گردند مانند دیاپیر‌های نمکی کویر بزرگ ایران. این مکانیسم در طبیعت کمتر دیده می‌شود (شکل e6).

فرسایش: فرسایش در مناطقی که دارای لایه‌های نمکی در اعماق می‌باشند باعث حذف وزن مواد پوشاننده از روی مجموعه نمکی شده و نیروی مقاومتی ناشی از سنگ‌های پوشاننده در برابر جریان نمک را به شدت می‌کاهد. با کاهش نیروی مقاومتی مجموعه نمکی با سهولت بیشتر می‌تواند جریان یابد و به سطح برسد (شکل c6).

نفوذی منفعل: در این مکانیسم در اثر جریان نمک هیچ گونه تغییرشکل در سنگ‌های در بر گیرنده ایجاد نمی‌شود و توده نمکی بدون ایجاد تغییرشکل به طرف سطح زمین صعود می‌نماید. این نوع دیاپیریسم به عنوان دیاپیریسم غیرفعال شناخته می‌شود (شکل f6). در مکانیسم دیاپیریسم غیرفعال اگر دیاپیریسم به سطح صعود نماید و همزمان با آن تجمع رسوبات نیز صورت گیرد، در این صورت سه حالت برای شکل دیاپیر بوجود خواهد آمد:

  • اگر سرعت صعود دیاپیر بیشتر از سرعت تجمع رسوبات باشد شکل دیاپیر بصورت شکل a7 خواهد بود و دیاپیر در سطح بصورت گسترده‌تر خواهد بود.
  • اگر سرعت صعود دیاپیر و سرعت تجمع رسوبات برابر باشد شکل دیاپیر تغییری نکرده و بصورت شکل b7 خواهد بود.
  • اگر سرعت صعود دیاپیر کمتر از سرعت تجمع رسوبات باشد در شکل دیاپیر در بالا بصورت شکل c7 بوده و کوچکتر ‌می‌شود و در نهایت مدفون می‌گردد.

 

شکل 6 . مکانیسم‌های مختلف جایگیری دیاپیر‌های نمکی.

 

شکل 7 . شکل‌های مختلف دیاپیریسم غیر فعال با توجه به سرعت صعود دیاپیر و سرعت تجمع رسوبات.

در نواحی کششی پوسته، تشکیل دیاپیرها دارای مراحلی مختلفی است (شکل 8). در طی این مراحل ابتدا کشیدگی پوسته باعث نازک شدن سنگ‌های پوشاننده لایه‌های نمکی شده و در آنها شکستگی‌‌هایی را بوجود می‌آورد که بصورت گسل‌های عادی عمل می‌کنند. لایه نمکی در طول محور‌های گرابنی شروع به صعود نموده و فضاهای ناشی از نازک‌شدگی و جدایش بلوک‌های گسلی را پر می‌نماید. الگوهای گسلی و لرزه‌ای نشان می‌دهند که در این مرحله دیاپیر بصورت متقارن است (شکلb8). در این مرحله صعود دیاپیری بوسیله فعالیت کششی ناحیه کنترل می‌شود و با توقف کشش ناحیه، صعود دیاپیر نیز متوقف می‌گردد. با نازک شدن سنگ‌های پوشاننده، توده نمکی به آنها فشار آورده و بصورت اجباری در بین آنها نفوذ می‌کند (مکانیسم نفوذی فعال، شکل c8). این نفوذ اجباری بوسیله نیروی شناوری نمک حاصل می‌شود. در این مرحله به دلیل اینکه صعود دیاپیری بوسیله ثقل کنترل می‌شود حتی با توقف کشش منطقه، صعود دیاپیری ادامه می‌یابد. در مرحله بعد، دیاپیر بصورت نفوذی غیر فعال بطور کامل به سنگ‌های پوشاننده باقیمانده نفوذ می‌کند و به سطح رسوبات می‌رسد (مکانیزم نفوذی غیر فعال، شکل d8). در نهایت دیاپیر به سطح رسوبات رسیده و بر روی آن ورقه‌های نمکی نابرجا را تشکیل می‌دهند.

بسیاری از دیاپیرها در طی فازهای کششی آغاز شده‌اند و نشان دهنده کشش ناحیه‌ای به عنوان عامل اولیه شروع دیاپیریسم می‌باشند. این موضوع نشان دهنده تاریخچه کششی منطقه در زمان آغاز تشکیل دیاپیرها را نمایان می‌سازد.

شکل 8 . مراحل مختلف تشکیل دیاپیر در مناطق کششی.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

در نواحی فشارشی پوسته، سنگ‌های پوشاننده لایه‌های نمکی خم می‌شوند و بصورت تاقدیس در می‌آیند. با خم شدن سنگ‌های پوشاننده، نمک به سمت هست تاقدیس صعود می‌کند و تاقدیس‌هایی با هسته نمکی‌را بوجود می‌آورد. به علت ضعیف بودن نمک، در نواحی فشارشی، قسمت‌هایی که بر روی نمک قرار دارند خیلی بیشتر از سایر نواحی خمیده می‌شوند و ادامه کوتاه شدگی پوسته این خمیدگی را تشدید می‌کند.

در طی تشدید خمش، ممکن است سنگ‌های پوشاننده لایه‌های نمکی بوسیله گسل‌های عادی، فرسایش و دیاپیریسم فعال سوراخ گردد و نمک به داخل آن نفوذ نماید (شکل 9) . در این فرآیند ممکن است نیروی شناوری نیز دخالت داشته باشد، اما بیشترین نیروی رانش توده نمکی، در اثر فشارش ناحیه‌ای می‌باشد. بنابراین دیاپیر به سطح می‌رسد و بوسیله دیاپیریسم غیر فعال ادامه می‌یابد. لذا در مناطق فشاری بدون نیاز به نیروی شناوری، دیاپیریسم می‌تواند صورت می‌پذیرد.

 

شکل 9 . مراحل مختلف تشکیل دیاپیر در مناطق فشاری.

 

در مناطق فشاری که فشارش همچنان ادامه می‌یابد بخش بالایی دیاپیر از لایه‌های نمکی منشاء خود جدا می‌شوند و دیاپیر‌های قطره اشکی (teardrop) را بوجود می‌آورند (شکل 10). این دیاپیر جدا شده تا حد ممکن به صعود خود ادامه می‌دهد و توده نمکی با قیمانده در محل منشاء یک سکوی نمکی برجا (اتوکتون) را تشکیل می‌دهد.

شکل 10 . تشکیل دیاپیر نمکی قطره اشکی.

ادامه کوتاه شدگی پوسته ممکن است باعث تشکیل یک گسل تراستی و بهم پیوستن دیاپیر قطره اشکی با منشاء خود گردد (شکل 11). تراستی شدن دیاپیر قطره اشکی باعث ادامه صعود آن به همراه بلوک فرا دیواره گسل تراستی می‌گردد. این نوع صعود در صورتی که شیب خط پیوستگی دیاپیر به منشاء ملایم باشد موثر می‌باشد اما اگر قائم باشد امکانپذیر نخواهد بود.

 

شکل 11 . صعود دیاپیری به همراه بلوک فرادیواره گسل تراستی.

 

مکانیسم نیروی شناوری که سابقاً آن را به عنوان اصلی‌ترین عامل تشکیل دیاپیر‌ها در نظر می‌گرفتند به این صورت می‌باشد در اثر اختلاف چگالی بین نمک با سنگ‌های پوشاننده نمک باعث ایجاد نیروی شناوری می‌گردد که تمایل دارد توده نمکی را به سمت بالا حر کت دهد. در نتیجه در اثر نیروی شناوری نمک شروع به صعود کرده و لایه های بالای خود را ابتدا خم کرده و در نهایت به داخل آنها نفوذ می‌نماید (شکل 12).

شکل 12 . تشکیل گنبد نمکی به دلیل اختلاف چگالی و نیروی شناوری ناشی از آن.

3 – 4 . مدل‌های ارائه شده برای دیاپیریسم نمک

برای نحوه شروع حرکت، صعود و رسیدن به سطح دیاپیر‌ها مدل‌هایی ارائه شده است که ظاهراً مشابه به هم می‌باشند اما در واقع باهم تفاوت‌های اساسسی دارند. این مدل‌ها شامل مدل Trusheim و مدل Podladcikov et al، می‌باشد.

1 - مدل Trusheim : Tresheim (1960) برای تشکیل دیاپیرها سه مرحله توصیف نموده است که بصورت زیر می‌باشند:

  • مرحله بالشتی (pillow stage): در این مرحله رسوبات نمکی که بوسیله رسوبات ضخیمی پوشیده شده‌اند بر اثر وزن رسوبات پوشاننده و ایجاد نیروی شناوری شروع به جریان یافتن می‌کنند.Trusheim فرض کرده است که لایه‌های پوشاننده توده نمکی بصورت ویسکوز عمل می‌کنند. در اثر حرکت نمک لایه‌های پوشاننده نازکتر شده و شیب ملایمی را پیدا می‌کنند (شکل C13 ). در این مرحله لایه‌های I لایه‌هایی می‌باشند که قبل از حرکت دیاپیر رسوب کرده‌اند و رسوبات پوشاننده لایه نمکی می‌باشند.
  • مرحله دیاپیری (diaper stage): این مرحله با ادامه صعود دیاپیر و نفوذ آن به داخل لایه‌های پوشاننده همراه می‌باشد (شکل B13). لایه های II در این مرحله یعنی مرحلی میانی حرکت دیاپیر رسوب کرده‌اند. این لایه‌ها بر روی دیاپیر نازک لایه بوده و به سمت دامنه دیاپیر ضخیم‌تر می‌شوند.
  • مرحله بعد از دیاپیر (postdiapir stage): در این مرحله دیاپیر به بالا صعود کرده و حرکات جانبی آن باعث گسترش جانبی دیاپیر می‌شود (شکل A13). لایه‌های III در این مرحله رسوب کرده اند. این لایه‌ها در بالای دیاپیر خیلی نازک می‌باشند و حتی اگر سرعت صعود دیاپیر بیش از سرعت رسوبگذاری باشد، در بالای دیاپیر دیده نمی‌شوند.

Trusheim علت ایجاد دیاپیر را نیروی شناوری در نظر می‌گیرد.

2 - مدل Podladchikov et al: این مدل بر اساس مدل Trusheim بوده و برای حالتی در نظر گرفته شده است که سنگ‌های پوشاننده لایه نمکی دارای رفتار شکننده بوده و نیروهای تکتونیکی در تشکیل دیاپیر دخالت دارند. این مدل دارای سه مرحله برای تشکیل دیاپیر است که عبارتند از:

  • مرحله بالشتی (pillow stage): این مرحله با ایجاد کشش در ناحیه شروع می‌شود و کشش باعث نازک شدن و ایجاد شکستگی و گسل‌های عادی می‌شود و نمک به فضاهای ایجاد شده نفوذ می‌نماید (شکل 14).
  • مرحله دیاپیری (diaper stage): در مرحله دیاپیری، دیاپیر به داخل سنگ‌های پوشاننده نفوذ کرده و لایه های در بر گیرنده دیاپیر به سمت پایین سابسیدنس می‌کنند (شکل 15).

 

  • مرحله بعد از دیاپیری (postdiapir stage): در طی این مرحله راس دیاپیر به بالای سطح منطقه صعود می‌کند و نیروی تکتونیکی صعود دیاپیر را انجام می‌دهد (شکل 16).

 

شکل 13 . مدل trusheim برای تشکیل دیاپیر

شکل 14 . مرحله بالشتی، صعود دیاپیر در مدل Podladchikov.

شکل 15. مرحله دیاپیری، صعود دیاپیر در مدل Podladchikov.

 

شکل 16 . مرحله بعد از دیاپیری، صعود دیاپیر در مدل Podladchikov (A و B).

3 – 5 . شرایط فیزیکی و ترمودینامیکی در تشکیل دیاپیرهای نمکی

عواملی که در انعقاد هسته دیاپیریسم دخالت دارند، متعددند و اصولاً شرایط فیزیکی و ترمودینامیکی حاکم بر حوزه‌های نمکی شامل نقطه ذوب، انجماد، چگالی، تغییرات فشار، حرارت در شکل گیری و حرکت دیاپیریسم موثر هستند.

چگالی نمک: تغییرات چگالی از یک نمک به نمک دیگر مثلاً از قطب کلروره بطرف قطب سولفاته و یا کربناته و غیره کاملاً در پدیده‌ها لوکنیزه موثر می‌باشند.

حرارت در اثر فرونشستن و انباشتگی (Loading) رسوبات رویی در عمق افزایش یافته و نمک بعلت بالا بودن ظرفیت حرارتی ویژه و ضریب انتقال حرارتی پایین میتواند در کنسرو کردن حرارت نقش بسزایی داشته باشد بنحوی که مواد چسبنده رسی بصورتقطعات پخته آجر مانند دیواره‌های حفاظتی برای گنبدهای نمکی خواهند بود. حرارت بطور کلی در جریان فرآیند دیاپیریسم در استوک‌های نمکی متمرکز میگردد.

اعمال درجه حرارت بر حوزه‌های تبخیری بر دو گونه است یکی حرارت حاصل از انباشتگی رسوب، دیگری حرارت حاصل از عمل نیروهای فشاری ـ مماسی که در هسته مرکزی دیاپیر نمکی حفظ می‌شود و چرخشی شبیه جریانهای جابجایی را بوجود می‌آورد و برخلاف تصور اساساً نمک در جهت خلاف نیروی ثقل حرکت نمی‌کند ولی در شرایط مایع (Liquid state) میتواند با استفاده از کاپیلاریته رسها در جهت خلاف نیروی ثقل بطرف بالا صعود نماید.

خاصیت روانگری (Viscosity) در اکثریت قریب باتفاق گنبدهای نمکی انواع رسها و مواد آرژیلی در ساختار گنبد دخالت دارند که باعث بالا رفتن میزان چسبندگی تا میزان 35 الی 42 کیلوگرم بر سانتیمتر مربع بوده و از طرفی مواد کربناته و نمکها فاقد روانگری هستند و بوسیله سیمانی از مواد رسی محصور میگردند.

فشار و حرارت، در اثر افزایش وزن رسوبات فوقانی گاهی به ضخامت بیش از 10 هزار متر و فشردگی آنها باعث تغییرات درجه حرارت و در نتیجه اعمال نیروهای زمین ساختی و تنش‌های فشاری مماسی و تغییرات حرارتی می شود که موجب ذوبمجدد و تبلور دوباره و3 تغییر آرایش کانیهای سنگ و دگرگونی رسوبات قدیمی و جوانمیگردد .

ایجاد حرارت و تمرکز آن در هسته مرکزی دیاپیر باعث تغییر فازهای سه‌گانه در عبور جسم از حالت جامد به حالت مایع و بخار می گردد . با تغییرات دیفرانسیلی فشار نیز بعلت خمیری بودن مواد همراه نمک در اثر اعمال فشارهای نامتعادل رسوبات رویی، تغییرشکل‌های گوناگون بوجود می‌آید.

 

 

 

4 . دیاپیریسم در ایران

در ایران 3 منطقه جنوب و جنوب غربی ایران در کمربندهای چین خورده زاگرس، ایران مرکزی در ناحیه قم و سمنان، ناحیه مکران و جنوب شرق ایران و در شرق کرمان این گنبدها مشاهده شده است. سن نمک‌های این گنبدها اینفراکامبرین و الیگومیوسن است که در دوره‌های تریاس و ترشیری صعود کرده‌اند.

 

4 – 1 . پراکندگی گنبد های نمکی ازنظر استانی

از جمله استان‌هایی که گنبد های نمکی فراوان در آن یافت می گردد استان فارس است . از نظر تعداد گنبد نمکی استان فارس در میان استان های کشور مقام اول را داراست و بیشترین گنبدهای نمکی استان فارس در منطقه لارستان وجود دارد، بطوریکه بین 265 یا 300 گنبدهای موجود منطقه فارس ، بوشهر ، خوزستان و … قریب به 220 گنبد نمکی در لارستان بوده که عمدتاً باعث شور شدن دشتهای مذکور شده است.

استان هرمزگان یکی دیگر از استان های دارای گنبد نمکی ایران است .در استانهرمزگان بیش از هشتاد گنبد نمکی وجود دارد و سنگ های ماگمایی و آتشفشانی در گنبد نمکی گزارش شده است. جزایر خلیج فارس دنباله ارتفاعات زاگرس بوده که به دریا کشیده شده و قسمت های مرتفع آن از آب بیرون آمده است و بجز قشم ، کیش ، لاوان و هندورابی بقیه جزایر استان غالبا به صورت گنبد های نمکی هستند که مجموعه ای از سنگ های رسوبی ، ماگمایی و دگرگونی بوده که توسط توده های نمکی در حین بالا آمدن به سطح زمین رسیده اند.

از جمله استان های دیگری که گنبد نمکی در آن یافت می شود استان سمنان است که از جمله گنبد‌های نمکی معروف این استان می توان به گنبد های نمکی واقع در مسیر تهران – گرمسار اشاره کرد. استان دیگر دارای این ساختار استان بوشهر است. از مهمترین گنبد های نمکی این استان گنبد نمکی دشتی است. استان کرمان نیز در شمال خود در بر گیرنده تعدادی گنبد‌ نمکی می‌باشد.

 

4 – 2 . نحوه تشکیل رسوبات نمکی ایران

شواهد زمین‌شناسی حاکی از آنست که سرزمین ایران و کشورهای همجوار در طی اینفراکامبرین دچار فاز کششی بوده و حالت ریفتی داشته است (اشتوکلین 1968، نبوی 1355، بربریان و کینگ 1981). در این ریفتها ولکانیسم اسیدی و اکثراً آلکالن از رونق خاصی برخوردار بوده و در نقاط مختلف کشور ما بیرون‌زدگی آنها دیده می‌شود (بربریان و کینگ 1981)، مانند ریولیت‌ها و توفهای منطقه قره داش آذربایجان، ایگنمبریت‌های محمدآباد گرگان (ژنی 1977 )ریولیت‌های آلکالن پتاسیک اسفوردی (درویش زاده 1362)، ریولیت‌های آلکالن سری‌های ریز و دزو کرمان (هوکریده و دیگران 1962)، ریولیت‌های پتاسیک جزیره هرمز، ریولیت‌های منطقه ساغند (حقی پور 1974، و ریولیت‌ها و توفهای منطقه تکنار (رزاق9 منش 1968)، و همزمان با آن توده‌هایگرانیتی آلکالن پس از کوهزایی یعنی گرانیت‌های "معادل دوران" در بسیاری از مناطقایران به ظهور رسیده‌اند (هوشمند زاده 1969 ). در همین زمان (در حدود 640-540 میلیون سال قبل) سپر عربستان، مورد تهاجم دیاپیرهای گرانیتی قرار داشته و در داخل پوسته شکسته در اثر این فاز کششی ، گرانیت نفوذ کرده است. سن این گرانیت در عربستان 620 تا 580 میلیون سال و در شمال غرب مصر، نظیر همین گرانیت‌های پس از کوهزایی (به سن 620 تا 575 میلیون سال قبل) همراه با فعالیت آتشفشانی گروه دخان (شامل ریولیت و آندزیت) گزارش شده است (حسینی 1988).

با توضیحات فوق، بعد از کوهزایی کاتانگاهی (680 تا 640 میلیون سال قبل) پوسته قاره‌ای و کراتونی شده خاورمیانه تدریجاً کشیده می‌شود که نتیجه آن حرکات اولیه سیستم گسلی نجد (640 تا 600 میلیون سال قبل) است که همانند گسل امتدادلغز چپ گرد عمل می‌کرده (حسینی 1988) و متعاقب آن در مراحل بعد، ته نشینی رسوبات گروه جبیله که از نظر چینه ‌شناسی و لیتولوژی معادل سازندهای سلطانیه، باروت و زاگون است، و پیدایش رسوبات تبخیری در گرابن‌های پهن و در حوضه‌های ریفتی عمان، خلیج فارس، زاگرس و پاکستان بوقوع می‌پیوندد. براساس مدلپیشنهادی حسینی (1988)، میزان جابجایی چپ گرد سپر عربستان در امتداد شکستگی نجد، در حدود 300 کیلومتر بوده و لذا معادل همین جابجایی باید به صورت حرکت راست گرد در امتداد گسل زاگرس ظاهر شود. با حرکت گسلهای ترانسفورم مزبور، حوضه‌های گرابنی متعددی در جنوب عمان (به پهنای 100 کیلومتر)، در پاکستان (به پهنای 200 کیلومتر)، در شمال مصر (به پهنای 300 کیلومتر) و در خلیج فارس و زاگرس (به پهنای 300 کیلومتر) بوجود می‌آید.

شکل 17 . نحوه پراکندگی حوضه نمکی ایران و سایر کشور‌های حوضه خلیج فارس

از نظر پلیت تکتونیک، می‌توان نهشته‌های بزرگ تبخیری دنیا را به صورت زیر تقسیم کرد (کینسمن 1974):

1 - انواعی که در سطح یک پلیت‌ قاره‌ای تشکیل می‌شوند مانند رسوبات تبخیری میوسن ایران که در سرزمین بالا آمده و محدود شده ایران پس از چین خوردگیهای آلپی بوجود آمده است.

2 - انواعی که در حد بین دوپلیت لیتوسفری تشکیل می‌شود و خود شامل دو حالت است:

2 – الف- جایی که دو پلیت به هم نزدیک می‌شوند، رسوبات تبخیری در این نواحی کم ضخامت (در حد بین 10 تا 100 متر و ندرتاً تا 10000 متر ) ثانیاً رسوبات سولفات کلسیم بیش از نمک است. این رسوبات در حوضه‌هایی که سطح آن پائین‌تر از سطح آب اقیانوسها باشد ایجاد می‌شوند. اینجانب رسوبات تبخیری سری فارس در زاگرس چین خورده و سبخاهای امروزی حاشیه جنوبی خلیج فارس را در این گروه قرار می‌دهم.

2 - ب - جایی که دو پلیت قاره‌ای از هم دور می‌شوند (ریفت). در این حالت رسوبات تبخیری به ضخامت چند کیلومتر تشکیل می‌شود که خود نشانه‌ای از ورود آب دریا، در مراحل اولیه تشکیل ریفت است. در این مرحله، رسوبات تبخیری، در دره‌های ریفت مانند به صورت نواری در امتداد حاشیه قاره بوجود می‌آید که ضخامت آن در اکثر حالات به بیش از 5 کیلومتر رسیده و غالباً از جنس نمک می‌باشد، مانند رسوبات تبخیری که در طی ریفتینگ اوایل مزوزوئیک بین شمال غرب آفریقا و شمال شرق آمریکای شمالی قبل از بازشدگی اقیانوس اتلانتیک (کلمنت و دیگران 1988) وجود داشته و یا نهشته‌های نمک تریاس فوقانی در مغرب اتلانتیک شمالی که بنا به نوشته یانسا و دیگران، (1980) بعد از مرحله اصلی ایجاد ریفت، گهگاه رشته‌هایی از آب دریا در سیستم گرابن قاره‌ای و در منطقه‌ای که آب و هوا گرم و خشک بوده داخل می‌شده است.

با توجه به آنچه که درباره ریفت‌های اینفراکامبرین حوضه خلیج فارس گفته شد، به این نتیجه می‌رسیم که رسوبات تبخیری اینفراکامبرین سری هرمز و معادل آن در عربستان و پاکستان از نوع 2 ـ ب می باشد . در طی اینفراکامبرین، لااقل در حد بین گسلهای زاگرس و نجد شکستگیهای عمیق و حوضه‌های ریفتی و گرابنی برقرار بوده و در آن رسوبات سری هرمز ته نشین می‌شده است. گسترش رسوبات تبخیری در حد بین پالئوهورست قدیمی قطر و اورال ـ عمان ـ ماداگاسکار فورون (1941) قرار داشته به همین دلیل اسفندیاری و برزگر (1358)، وجود وبرآمدگی قدیمی قطر و عمان را حد رسوبگذاری نمک زاگرس درنظر می‌گیرند و فقدان گنبدهای نمکی در غرب کازرون و نبودن گنبد در مشرق گسل میناب را به عنوان دلیل ذکر می‌کنند. از طرف دیگر تعدد گنبدها در شمال بندر کنگان و در شمال بندر لنگه را مربوط به فرونشینی حوضه در امتداد گسلها و شکستگیها و کمبود گنبد در حد بین این دو منطقه را به وجود یک پالئوهورست احتمالی مربوط می‌دانند. بر همین اساس و با توجه به فرونشینی کف حوضه رسوبی در امتداد گسلهای موجود، ضخامت نمک در تمام حوضه رسوبگذاری سری هرمز یکنواخت نبوده واین خود ممکن است عاملی در تغییر جنس رسوبات تبخیری سری مذکور بشمار آید.

با گسترش ریفت، ولکانیسم آلکالی، بیشتر از نوع اسید تا حد واسط، در محورشکستگیهای اصلی و با عبور از خلال رسوبات نمکی به سطح زمین رسید و به این ترتیب رسوبات تبخیری بوسیله توفها و گدازه‌ها پوشیده شد. براساس نوشته ابراین (1957) و هاریسون (1930)، در بعضی از گنبدهای نمکی خلیج فارس، قطعات کراتوفیر ـ اسپیلیت سدیم دار و گدازه‌های زیر دریایی بازالتی دیده شده است اگر موضوع فوق مورد قبول باشد نتیجه گرفت که ایجاد ریفت‌های قاره‌ای حتی در مرحله ایجاد پوسته اقیانوسی پیش رفته است ولی با توجه به رسوبات اپی کنتنانتال کامبرین و ماسه سنگهای معادل لالون که حاکی از پنه پلنی شدن وسیع حوزه خلیج فارس و حتی ایران است، باید پذیرفت که اگر چنین حالتی وقوع یافته باشد هیچگاه از مرحله اقیانوسی جنینی جلوتر نرفته است.

 

4 – 3 . چینه شناسی سازند های نمکدار در ایران

گسترش و توزیع رسوبات تبخیری در ایران در شکل 18 نشان داده شده است، این رسوبات بر اساس سن و جایگاه زمین شناسی به چهار گروه به شرح زیر طبقه بندی می شود.

1 - نمک های هرمز شامل تعداد بسیار زیادی گنبد نمکی در زاگرس و در خلیجفارس.

2 - حوضه راور در ایران مرکزی که از غرب طبس به سمت جنوب- جنوب شرق تا کرمان حدود 300 کیلومتر گسترش دارد.

3 - تعداد زیادی حوضه رسوبی منفصل از هم درجنوب کمربند البرز که در طول 1000 کیلومتر از غرب دریای خزر تا جنوب مشهد پراکنده‌اند. بعضی از آنها عبارتند از ناحیه زنجان-خوی، قم، گرمسار، دامغان، حوضه کویر بزرگنمک، غرب و جنوب غرب مشهد. ناحیه کلوت اردکان ممکن است تنها براساس سن و استراتیگرافی در این گروه طبقه بندی شود.

4 - در حوضه راور، در بخش هایی از حوضه کویربزرگ نمک و در سایر حوضه ها از قبیل قم نمک در دریاچه ها یا پهنه های نمکی که پلایانامیده می شود در حال رسوبگذاری است.

 

الف- سازند هرمز: رخنمون های نمک در زاگرس نشان می دهد که سازند هرمز در توالی چرخه ای زیرین از نمک های رنگین بین لایه ای با دولومیت های تیره و ماسه سنگ و سیلت استون یا مارن تشکیل شده است و حجم عظیمی از نمک های یکنواخت بخش بالایی سازند را تشکیل می دهد. فسیل‌های استروماتولیت و تریلوبیت معرف سن نئوپروتروزوئیک تا کامبرین میانی است و شبکه های جلبکی در دولومیت های زیرین معرف محیط های سبخایی است (Talbot and Alavi, 1996). هماتیت, پیریت و گوگرد در گنبد نمکی پل شرایط احیایی را برای توالی زیرین سازند نشان می دهد و همچنین تالبوت و علوی (1996) آبهای احیایی کم عمق و وسیعی را برای توالی زیرین سازند هرمز پیشنهاد می کنند که به صورت محلی در فواصل زمانی معین وجودداشته است. نمک های بالایی یا هرمز فوقانی حاوی انکلوزیون های گابرویی و ولکانیکی است؛ برای مثال در گنبد نمکی کرمستج (شماره 4 در شکل 18) و در گنبد نمکی پل.

 

شکل 18 . نقشه تکتونیکی ایران (داده ها از علوی, 1991). AB: کمربند البرز. AF: گسل ارس. AMA: مجموعه ماگمایی البرز. CS: در یای خزر. EIB: کمربند شرق ایران. EIMA: مجموعه ماگمایی شرق ایران. GB: حوضه گرمسار. نقاط سیاه پراکندگی رسوبات تبخیری را نشان می‌دهند.

 

ب- حوضه راور: حوضه راور مثال خوبی برای رسوبگذاری دوره ای و طولانی مدت تبخیری ها در تمام طول فانروزوئیک است. نمک و ژیپس در وندین (Vendian) ظاهر می شود و در کامبرین زیرین, دونین, تریاس زیرین, تریاس پایانی, ژوراسیک بالایی, کرتاسه زیرین, کرتاسه پایانی و در اواخر ترشیاری نیز تکرار می شود (Jackson et all, 1990).رسوبات آواری و رسوبات غیر تبخیری از قبیل آهک ها یا رسوبات ژوراسیک به همراه طبقات زغال در حوضه راور همه از نوع در یایی کم عمق یا رسوبات خشکی هستند و البته آثاری از فعالیت های آتشفشانی نیز در کامبرین زیرین مشاهده شده است (درویش زاده, 1370).

پ- جنوب کمربند البرز: در حوضه های جنوب البرز هیچ شواهدی از رسوبگذاری تبخیری ها تا قبل از ائوسن بدست نیامده است و چینه شناسی ترشیری در این حوضه ها به شرح زیر است:

- سنگ های آتشفشانی رسوبی ائوسن. نمک و ژیپس ائوسن ـ الیگوسن.

- شیل, سیلت, گل سنگ, ماسه سنگ, لایه های ژیپس به همراه نمک, ژیپس, ولکانیک ها و سنگ‌های پیروکلاستیک الیگوسن که سازند قرمز پایینی (LRF) نامیده می شوند و بیشترین ضخامت آن در حوضه قم به 1000 متر می رسد.

- سازند قم با سن الیگوسن بالایی ـ میوسن زیرین از سنگ آهک, ریف های کربناته, مارن, شیل, ماسه سنگ و اندکی ژیپس تشکیل شده است.

- تبخیری های میوسن و رسوبات آواری رنگین با ضخامت تقریبی 4000 متر در حوضه های قم و گرمسار (شکل 18) که سازند قرمز بالایی (URF)نامیده می شوند. رسوباتقرمز بالایی به صورت ناهم شیب توسط ماسه سنگ های درشت دانه خاکستری رنگ و کنگلومرا با سن پلیوسن ـ پلیوستوسن پوشیده می شود.

- ضخامت توالی های آواری و تبخیری در غرب و جنوب غرب مشهد کمتر از حوضه های مرکزی است و مقدار سنگ های آتشفشانی همراه با رسوبات ترشیری در شمال غرب کشور (زنجان ـ خوی) بیشتر از حوضه های مرکزی است (Lescuyer et all, 1987، افتخار نژاد و دیگران, 1989، Jackson et all,1990، درویش زاده, 1372؛ نادری میغان و دیگران, 1998؛ قائمی و دیگران, 1999؛ نادری میغان و دیگران, 2000 و فرهادی 1380).

- ناحیه کلوت در شمال اردکان (شکل 18) بر حسب سن و ساختمان طبقات می تواند در این گروه طبقه بندی شود و نوع رسوبات بسیار مشابه تبخیری های حوضه های جنوب البرز است.

ت- حوضه های عهد حاضر:امروزه نمک در دو پهنه نمکی بزرگ و در چندین پلایای کوچکتر در کویر بزرگ و همچنین در حوضه راور و دیگر حوضه ها از قبیل سیرجان (شکل 18) در حال رسوبگذاری است. یک ورقه ضخیم و سخت نمک به رنگ سفید بخش مرکزی پهنه نمکی را اشغال می کند و لایه ای از آب ممکن است در هنگام بارندگی سطح آن را بپوشاند اما معمولا سطح آب پایین تر و نزدیک سطح زمین است, بنابراین همواره یک محلول اشباع تخلخل پوسته نمکی پلایا را پر می کند. این پوسته سخت و سفید به سمت حاشیه های پلایا نازک تر شده و به نمک های تیره دارای ناخالصی تبدیل می شود طوری که یک پوسته تیره نمکی زمین را می پوشاند. بالاخره بخش حاشیه ای پلایا از گل های نمک دار به رنگ قهوه ای روشن تشکیل می شود؛ سطح آب زیرزمینی در عمق یک یا دو متری است و سطح زمین به طرف حوضه شیب دارد تااینکه سطح آب زیرزمینی را قطع می کند. نواحی اطراف پلایا دشتی است که توسط گراول پوشیده می شود و شیب ملایمی به طرف پلایا دارد.

 

4 – 4 . تکتونیک و منشا حوضه های تبخیری

 

الف- حوضه هرمز

در 650 میلیون سال قبل در زمان نئوپروتروزوئیک ایران به همراه سپر و پلاتفرم آفریقا ـ عربستان بخشی از قاره گندوانا بود و فعالیت های ماگمایی عامل مچوریتی پوسته در طول اشتقاق پان آفریکن بوده است. یک اقیانوس عقیم قدیمه در 550 میلیون سال قبل طی شکاف و بالا آمدگی پوسته در شمال صفحه عربستان شکل گرفت. تالبوت و علوی (1996, صفحه 104) آن را تتیس اولیه نامیده اند و به شکل زیر توصیف کرده اند "حوضه ای موازی حوضه های بعدی تتیس در حاشیه گندوانا که به اندازه کافی طویل, وسیع و کم عمق بوده است تا توالی چرخه ای زیرین سازند هرمز را در خود جای دهد."

 

ب- حوضه راور

در اردویسین تا دونین میانی (450 میلیون سال قبل) اقیانوس پالئوتتیس در البرز باز شد و سپس از اواخر پرمین اتصال ایران مرکزی با البرز آغاز شد و بنابراین در تریاس بالایی نئوتتیس باز شد. در طول ژوراسیک تا کرتاسه پایانی (170 میلیون سال قبل) نئوتتیس در بین ایران مرکزی و عربستان وجود داشت اما فرورانش آغاز شد. سرانجام با باز شدن دریای سرخ زاگرس شکل گرفت و سپس عربستان به ایران مرکزی متصل شد (تالبوت و علوی, 1996)؛ بنابراین حوضه راور در ایران مرکزی از نظر تکتونیکی پایدار بوده است (یک حوضه درون قاره ای) و در تمام فانروزوئیک رسوبات تبخیری در آن نهشته شده است.

 

پ- جنوب کمربند البرز

علوی (1991 و 1992) معتقد است که جهت حرکت در البرز از شمال به جنوب است به طوری که حوضه های پیش بوم (Mial, 1991) در جنوب البرز در مقابل راندگی ها و ورقه های تراست تشکیل شده است. یکی از ویژگی های حوضه های پیش بوم در آب و هوای گرم و خشک توالی‌های عظیم تبخیری است(Force et all, 1991). فعالیت های تکتونیکی و تکامل حوضه‌ها با فاز های کوه زایی آلپی در ارتباط است, بنابراین هیچ شواهدی از رسوبگذاری تبخیری تا قبل از ائوسن مشاهده نمی شود. طی فرآیند چین خوردگی وگسلش در حوضه فورلند طاقدیس های بی شماری شکل گرفته است و همه گنبد ها و ساختمان های نمکی در ارتباط با این چین خوردگی ها هستند, مانند حوضه فورلند کویر بزرگ.

 

4 – 5 . گنبدهای نمک جنوب سمنان (کویر نمک)

بررسیهایتکتونیکی و میکروتکتونیکی گنبدهای نمک جنوب سمنان (کویر نمک) با استفاده از عکس‌هایهوائی تلاقی دو روند چین خوردگی شرق - شمال شرقی وغرب - شمال غربی پیامد رخداد لارامید در البرز مرکزی و شمال ایران مرکزی را نمایان می‌سازد. تلاقیهمزمان این دو روند چین خوردگی، در تشکیل گنبدهای نمک نقش آفرین بوده است.

گنبدهای نمک گسترة جنوب سمنان (کویر نمک) بین °53 تا ' 15 ، ° 54طول شرقی و ' 50 ° 34 تا ' 10 ° 35 عرض شمالی قرار گرفته‌اند. اکثراً دارای دو نوعهسته تبخیری می‌باشند که در بعضی از آنها سنگ گچ بصورت هاله‌ای در اطراف نمک قرار گرفته است. از اینرو این گنبدها را می‌توان گنبدهای ترکیبی نمک نامید. اشتوکلینآنها را گنبدهای مختلط نامیده است.

بنابر گفته گانسر گنبدهای نمک جنوب سمنان که در ناحیه‌ای باوسعت کم دیده می‌شود یکی از تماشائی ترین و نمایانترین ناحیة گنبدهای نمکی دنیا است. که در عین حال بغرنجترین مسئله زمین شناسی را در بردارد. وی در رابطه با گنبدهایجنوب سمنان نکات برجسته‌ای بیان می‌کند که خلاصة آن چنین است: تمرکز گنبدهای ناحیه‌ی جنوب سمنان باید مربوط به تراکم زیاد نمک در قاعدة سازند قرمز بالائی(میوسن) باشد در حالیکه در رخنمونهای بخش بالائی این سازند هم لایه‌های نمک و گچزیادی وجود دارد. تمام گنبدها در حدود 100 متر از زمین اطراف خود بلند‌ترند و قطرآنها در حدود 8 کیلومتر است. مارنهای با لایه‌بندی خوب و افق‌های ماسه سنگی اطرافگنبدها به سمت بالا کج شده‌اند. در اطراف گنبدهای نمک هاله‌ای از سنگ گچ با شیبقائم دیده می‌شود. بسیاری از گنبدها مارنهای سبز رنگ نواری پیچیده شده از بخش زیرین سازند قرمز بالائی درون خود دارند. سنگهای آتشفشانی و آذرین ـ نفوذی در بعضی ازگنبدها دیده می‌شوند که در گنبدهای مختلف ترکیب های متفاوت دارند. در سطح ناحیه‌ای،سنگهای آذرین منشاء گابرویی دارند. همبری نفوذی در سنگهای گچ و نمک مشخص است. ازاینرو می‌باید از نهشته‌های اولیه نمک جوانتر باشد.

   دو روند اصلی در رشته کوههای البرز از مدتها پیش مورد گفتگوی زمین شناسان بوده است. گانسر (1955) به روند WNW در یک سمت خمیده البرز که ناگهان در سمت دیگر به روند ENE تبدیل می‌گردد اشاره می‌کند که در محل تلاقی آنها منطقه وسیعی از گنبدهای نمک شرق تهران قرار گرفته است. م ـ ح نبوی (1959) زون از خاور به باختر کوههای البرز را N40-45 می‌داند که از روند کالدونی ایران پیروی می‌کند. این روند در خط زیر آب گرمسار تغییر زاویه می‌دهد و امتداد آن N300 می‌شود که می‌تواند بازتابی از رخدادهای زمین ساختی زیادی باشد.

هوبر (1962) بر دو روند اصلی در شمال ایران مرکزی اشاره می‌کند که از امتداد چین‌ها و ساختارهای اصلی تکتونیکی شناخته می‌شود. به عقیده او بخشی از این دو روند با همدیگر برخورد می‌کنند. در گزارش نقشه زمین شناسی ترود برای چین خوردگی‌های بعد از ائوسن روندهای مختلفی ذکر شده که در یک نوار از شمال تا شرق تغییر می‌کند و حالت مارپیچی بودن چین‌ها به فعالیت گسل‌ها نسبت داده می‌شود.

م ـ ح نبوی در یادداشت نقشه زمین شناسی 1:100000سمنان در تقسیم بندی زونهای تکنوتیکی درباره زون افتر چنین می‌نگارد:" گسترة آن در جنوب باختری ناحیه و در شمال گسل سمنان تا گسل بشم می‌باشد و به سوی باختر، همچنان گسترده است و با زون قدمگاه ـ لارک پیوند می‌خورد سنگهای آواری و تبخیری ائوسن، الیگوسن بنیاد این زون می‌باشند." بنابراین یک حوضه‌ی رسوبی بسیار کم ژرفا بوده که در ائوسن میانی از پی رخداد تکتونیکی بوجود آمده و در ائوسن پسین به علت رخداد تکتونیکی دیگر گسترش بیشتری یافته است. از ویژگیهای با اهمیت آن تشکیل سنگهای ائوسن بالائی است که با نهشته‌های تبخیری در الیگوسن نیزدنبال شده اند. از ویژگیهای ساختاری آن اینست که ساختار سنگهای تبخیری اینجا و آنجا به شکل چین‌های بی‌ نامتقارن و بی‌سامان دیده می‌شود.

در گسترة گنبدهای نمک جنوب سمنان نیز مانند چین خوردگی سازندهای ترشیر در شرق، جنوب شرقی و جنوب غربی سمنان که در بالا نقل قول شد، جهت محور چین‌ها تغییر می‌کند. بطوریکه در عکس‌های هوائی از روی چین‌های عارضی یا ریزچین‌ها نیز مشخصمی‌گردد دو جهت محوری متقاطع موازی با روندهای غالب ساختاری شمال ایران مرکزی دراکثر گنبدهای نمکی قابل تشخیص اند، که بنظر می‌آید نتیجة تلاقی همزمان دو روند چینخوردگی باشد. از تلاقی این دو روند چین خوردگی جایگاههای مناسبی برای جمع شدنتوده‌های تبخیری و تشکیل گنبدهای نمک بوجود آمده است.

 

4 – 6 . دیاپیریسم در گنبدهاینمکی جنوب و جنوب غربی ایران

از 115 گنبد نمکی جنوب ایران 101عدد آن بینبندرعباس ـ سروستان و 14 عدد دیگر در جنوب کازرون قرارگرفته است. بین این گسترهتاکنون دیاپیر و یا گنبدی دیده نشده است. از آنچه درباره این دیاپیرها از سال 1851تا یکی دو سال اخیر نوشته شده، مجموعه‌ای درهم از سنگهای مختلف ماگمائی، رسوبی ودگرگونی در نظر مجسم میشود که توده نمک در حین صعود از جای کنده و درهم آمیخته است. اکثراً رخنمون دیاپیرها را به سطح زمین در اثر حرکت گسله‌ها و وزن سبک نمک دانسته و کوشیده‌اند تا آنها را بر راستای این گسله‌ها بیارایند. با این همه تنها حدود 25 درصد دیاپیرها از این آرایشهای فرض شده تبعیت می کند.

درباره گنبدهای جنوب ایران و چگونگی تشکیل آنها، در همه نوشتارها می‌بینیم که کم و بیش هر دو نظریه رومانیائی و خلیج مکزیک را با همدر نظر گرفته و تنها فاکتورهایی را بر آنها افزوده‌اند. به عبارت دیگر ، زمینشناسان زیادی عنوان کرده‌اند که نیروهای تکتونیکی و خاصیت سبکی و رفتار ویسکوپلاستیکی سنگ نمک، با هم، موجب صعود نمک و تشکیل گنبد و دیاپیر شده‌اند.

اوبراین (1975) می‌نویسد که دایکها و توده‌های نفوذی بازیک، راهی را برای گریز و کوچ نمک به سطح زمین فراهم کرده‌اند و نمک از نقطه ضعفی که در همبری اینتوده‌ ها با سنگهای میزبان بوجود آمده، به علت نیروی لیتواستاتیکی بالا آمده است. اوبراین (1968) که دیاپیرهای زاگرس بیش از کارساز بودن کوهزایی، به علت وزن زیادرسوب روی نمک، رشد می‌کرده‌اند .

نکته اصلی در این توضیح ها که از سویبسیاری از زمین‌شناسان عنوان شده این است که: نمک در مدت دراز حرکت خود، ازژرفا به سطح زمین، همه چیز را در هم ریخته است و به اصطلاح پوش سنگ را سازمان دادهاست.

گنبد های نمکی جنوب ایران اکثرا چین خوردگی های دوران دوم وسوم را سوراخ نموده‌اند تا اینکه برروی سطح زمین ظاهر شده اند وبا رسوبات این دوره همبری داشته اند و سن آنها ازژوراسیک قدیمی تر می باشد. باپیدایش فسیل هایتریلوبیت در پوش سنگ این گنبد ها سن این نمک ها را به کامبرین نسبت داده اند.

زاگرس که محل باز وبسته شدن اقیانوس تتیس است، شامل ضخامت زیادی از رسوبات آهکی، ماسه‌ای و شیلی است که این رسوبات سنگ‌های شدیداً دگرگون بیسمنت (متعلق به پرکامبرین) را پوشانده‌اند. این دو واحد رسوبی و دگرگونی بوسیله یک سری رسوبات تبخیری ضخیم بنام سازند هرمز از هم جدا شده‌اند. این سازند حاوی نمک‌ها، ژیپس، مارن همراه با انیدریت و هماتیت و سنگ‌های آتشفشانی داسیتی و ریولیتی می‌باشد. برای حرکات تکتونیکی که در ناحیه رخ داده است این سازند تبخیری به صورت سطح جدایشی عمل کرده و تغییرشکل واحد‌های رسوبی و واحد دگرگونی بیسمنت را از هم جدا کرده است.

در زاگرس دیاپیریسم بیشتر در بخش جنوبی آن صورت گرفته است و بخش شمالی آن این نوع ساختارها را ندارد. علت این امر برخی به ضخامت کم رسوبات تبخیری در بخش شمالی زاگرس مرتبط می‌دانند.

دیاپیر‌های زاگرس و جنوب ایران از حرکات نمک سازند هرمز منشاء می‌گیرند. حرکات این دیاپیرها به علت دانسیته پایین سازند هرمز و حرکات جانبی زاگرس می‌باشد. برخی از دیاپیرهای ناحیه در تریاس و برخی در میوسن پلیوسن به سطح رسیده‌اند که در این برهه زمانی، حرکات زاگرس صعود آنها را شتاب داده است. برخی دیاپیر‌هایی که به سطح رسیده‌اند به صعود خود ادامه داده و یخچال‌های نمکی (salt glacier) و ورقه‌های نمکی را بوجود آورده‌اند. در برخی از این دیاپیرها مانند دیاپیر کنگان، ارتفاع نمک تا 1000 متر می‌رسد. این موضوع نشان دهنده این است که سرعت صعود دیاپیر در ناحیه بیش از سرعت حل شدن آنها بوده است. برخی از دیاپیر‌های ناحیه هنوز به سطح زمین نرسیده‌اند اما وجود آنها بوسیله مطالعات زمین‌شناسی اثبات شده است. در شکل‌های زیر توزیع دیاپیر‌های آشکار و مدفون این ناحیه نشان داده شده است که محل این دیاپیرها بوسیله سازمان نقشه‌برداری، شرکت نفت ایران و برخی از محققان مشخص شده است.

 

شکل 19 . توزیع گنبدهای نمکی جنوب ایران و زاگرس

 

شکل 20 . دیاپیرهای مدفون ناحیه جنوب ایران و زاگرس

در ناحیه زاگرس و حوضه خلیج فارس دیاپیریسم نمکی نقش حساسی در کنترل نحوه تغییرشکل و ایجاد تله‌های نفت و گاز بازی کرده‌ است بطوری که بیش از 60 درصد ذخایر هیدروکربنی قابل استحصال حوضه خلیج فارس بوسیله دیاپیر‌های نمکی تشکیل شده است. این موضوع اهمیت دیاپیر‌ها در شکل‌گیری تله‌های نفتی و لزوم مطالعه دقیق آنها را مشخص می‌سازد.

برای شکل گیری دیاپیرها ناحیه زاگرس سه مرحله پیشنهاد شده است (شکل 21) که عبارتند از :

  • مرحله اول: پر شدن حوضه بوسیله رسوبات تبخیری و نمک و پوشش آنها با ضخامت زیادی از رسوبات بعدی و شکل‌گیری جران نمکی به علت بار رسوبات پوشاننده.
  • مرحله دوم: خمیده ساختن طبقات رویی و سپس نفوذ به داخل آنها بوسیله عوامل آغاز کننده دیاپیریسم.
  • مرحله سوم: نفوذ کامل به درون رسوبات پوشاننده و صعود به سمت بالا به همراه ایجاد شکستگی‌‌ها و گسل‌های عادی و تشکیل یک گنبد نمکی کامل.

شکل 21 . مراحل سه گانه تشکیل دیاپیر در زاگرس

دیاپیرهای زاگرس به سه صورت شکل گرفته‌اند: 1 – دیاپیرهایی که در نتیجه چین خوردگی‌های زاگرس می‌باشند و نمک به هسته تاقدیس‌ها صعود کرده است. 2 – دیاپیرهایی که نتیجه انحلال در درون سازندهای تبخیری بوجود آمده‌اند مانند سازند هرمز. 3 – دیاپیرهایی که در نتیجه حرکت گسل‌های امتدادلغز در سنگ‌های بیسمنت بوجود آمده‌اند.

در ناحیه جنوبی زاگرس، خمیده شدن تاقدیس‌ها در سنگ‌های پوششی مقاوم همراه با گسل‌های امتدادلغز کوچک و جابجایی افقی بخشی از ساختار‌های چین‌خورده، قویاً وجود گسل‌های بیسمنتی را در منطقه نشان می‌دهند. در این ناحیه دیاپیرها در امتداد گسل‌های ناحیه‌ای بیسمنتی توزیع شده‌اند. توزیع دیاپیر‌های جنوب ایران و ناحیه زاگرس در شرق بوسیله خط دریای عمان (گسل میناب) و در غرب بوسیله گسل قطر کازرون و در شمال بوسیله راندگی اصلی زاگرس محدود می‌شود. در این ناحیه سنگ‌های بستر شکسته شده و بصورت تراستی در آمده‌اند. در برخی از دیاپیرها قطعاتی از سنگ‌های بیسمنت به سطح رسیده‌اند. گسل‌های بیسمنت راستگر و چپگرد این ناحیه را بترتیب به عنوان برش‌های ریدل آنتی تتیک و سین‌تتیک تفسیر می‌کنند. حضور این گسل‌های بیسمنتی با توجه به محور خمیدگی چین‌ها، روند توزیع دیاپیرها و همچنین توزیع مراکز سطحی زلزله‌ها تعیین شده است.

احمدزاذه و دیگران (1990) عقیده دارند که در این ناحیه دیاپیرها در طول گسل‌های بیسمنتی برون‌زد پیدا کرده‌اند. با توجه به مرکز سطحی زلزله‌های مطالعه شده، در این ناحیه گسل‌های بیسمنتی سه رون را نشان می‌دهند که شامل NE-SW ، N-S و NW-SE هستند. روند بسیاری از این گسل‌ها مطابق با روند توزیع دیاپیرها و محور تاقدیس‌ها و ناودیس‌ها می‌باشد (شکل 22).

 

شکل 22 . محل گسل‌های بیسمنت.

در نهایت جابجایی و خمیدگی تاقدیس‌ها و ناودیس‌ها، توزیع محل دیاپیرها، تمرکز مراکز سطحی زلزله‌ها و بریدگی ساختمان‌ها در این ناحیه، ارتباط نزدیکی بین گسل‌های بیسمنت، دیاپیرهای نمکی و مراکز سطحی زلزله نشان می‌دهد. این بدان معنا است که در تمامی این پدیده‌ها روند توزیع آنها با یکدیگر مطابقت دارد. فرهودی، درخشانی و رهنماراد (2004) این گسل‌ها را بصورت امتدادلغز در نظر گرفته‌اند و آنها را بعنوان تاثیر باز شدن دریای سرخ و خلیج عدن و فشار ناشی از آن به ناحیه زاگرس تفسیر کرده‌اند.

به نظر کنت (Kent) پراکندگی دیاپیرهای نمکی در جنوب ایران از هیچ نظمی تبعیت نمی‌کند و گسله یا خط‌واره‌هایی که که عامل بالا آندن آنها باشد شناخته نشده‌اند. اما بسیاری دیگر مانند Falcone. N.L و Player R.A و اشتوکلین و اسفندیاری و برزگر، صعود دیاپیرها را تابع گسل‌ها و خط‌واره‌هایی دانسته‌اند و لی تنها توانسته‌اند ٪ 25 از آنها را بر روی گسل‌ها منطبق سازند.

نبوی و سبزه‌ای با یک برآورد تقریبی مشخص کرده‌اند که بیش از 70 درصد دیاپیرها و کنبدهای نمکی و تعدادی از آنهایی که هنوز به سطح زمین نرسیده‌اند روی خط‌های موازی دو گسل رازک و بوستانه قرار دارند (شکل 23).

 

شکل 23 . محل گسل‌های رازک و بوستانه.

 

Manfred Furst عقیده دارد که رژیم تکتونیکی فشاری بین پلیت عربی و ایران بصورت شمالی جنوبی است و این موضوع سبب یک حرکت با مولفه امتدادلغز راستگرد در تراست زاگرس گردیده است (شکل 24). در اثر این حرکت برش‌های ریدلی با روند NE – SW در جنوب ایران شده است که گسل‌های امتدادلغزی را در سنگ‌های بستر این ناحیه بوجود آورده‌اند. توزیع دیاپیرها بیشتر در امتداد این گسل‌ها است. این گسل‌های امتدادلغز باعث شکستن سنگ‌های بستر شده‌اند و بلوک‌هایی را بوجود آورده‌اند که همراه با دیاپیرهای نمکی به سطح زمین صعود کرده است.

شکل 24 . رژیم تکتونیکی حاکم بین پلیت عربی و پلیت ایران و گسل‌های امتدادلغز حاصل از آن.

 

4 – 7 . رابطه بین گنبدهای نمکی و قطعات سنگهای بیگانه

در بعضی از گنبدهای نمکی مانند جزیره هرمز و جزیره لارک، نشانه‌هایی حاکی از کنده شدن قطعات عظیم سنگهای آتشفشانی به وسیله نمک دیده می‌شود. این حالت و وفور قطعات آتشفشانی و رسوبی متفاوت در گنبدها را می‌توان به صورت زیر توجیه نمود:

الف ـ ضخامت زیادی از لایه‌های نمک در کف حوضه‌های رسوبی وجود داشته است.

ب ـ ضخامت نمک با توجه به وضعیت گرابن مانند کف حوضه متفاوت بوده است.

ج ـ بر روی لایه‌های نمک مذکور گهگاه بر اثر فوران های آتشفشانی، مواد آتشفشانی انباشته می‌گردید و در عین حال رسوبات شیل و آهک و ماسه سنگ هم به صورت بین لایه‌ای به آنها افزوده می‌شد.

با افزایش مواد آتشفشانی و رسوبی روی نمکها، فشار ناشی از وزن آنها بر رویلایه‌های نمک تدریجاً افزایش یافته و سرانجام ضخامت روی لایه‌های نمک به حدی می‌رسد که می‌تواند نیروی محرکه‌ای در آنها بوجود آورد و در نتیجه جریانی افقی در آن ایجاد و به طرف مناطق کم فشار متمایل می‌گردد. بهم خوردگی و بی‌نظمی در طبقات زیرین و فوقانی لایه نمک ممکن است در ایجاد مناطق کم فشار و در نتیجه به حرکت نمک به سوی بالا کمک کند . بدیهی است با حرکت نمک به سمت بالا از نیروی محرکه فوق کاسته می‌شود و تنها با افزایش رسوبات بعدی ممکن است حرکت نمک به سمت بالا ادامه یابد. با توضیحات فوق حرکت نمک به طرف بالا کند، غیریکنواخت و سرعت متوسط آن در حدود 1/0 تا 2 میلیمتر در سال است (تالبوت و جارویس1984).

علاوه بر قطعات سنگ‌های آتشفشانی، قطعاتی از سنگ‌های بیسمنت نیز در گنبدهای نمکی ایران دیده می‌شود. حضور قطعات سنگ‌های بیسمنت را می‌توان به وجود شکستگی‌های و گسل‌هایی مرتبط دانست که در سنگ‌های بیسمنت زیر رسوبات نمکی ایجاد شده است و در نتیجه به هنگام دیاپیریسم بلوک‌هایی از سنگ‌های بیسمنت حوضه کنده شده و همراه به دیاپیرها به سمت سطح زمین صعود می‌نماید. همچنین علاوه بر شکستگی‌های موجود در سنگ‌های بیسمنت، برش خوردگی موجود در مرز لایه‌های نمکی با سنگ‌های بیسمنت نیز به کنده شدن بلوک‌هایی از سنگ بیسمنت کمک می‌نماید. لایه‌های نمکی ابتدا برای صعود از محل‌های تحت فشار بصورت افقی به سمت محل‌های کم فشار حرکت می‌کنند و سپس از آنجا صعود خود را آغاز می‌کنند. لذا در طول حرکت افقی، برش خوردگی ذکر شده به کنده شدن بلوک‌های سنگی از سنگ‌های بیسمنت کمک می‌نماید (شکل 25).

داوود زاده درباره منشاء و مکانیسم غیر تبخیری موجود در دیاپیرهای نمکی می‌گوید که برخی از بلوک‌ها دارای نظم اولیه بوده و هیچ‌ گونه به هم ریختگی در آنها دیده نمی‌شود. این موضوع جریان غیر آشفته (nonturbulent flow) را در دیاپیرهای نمکی نشان می‌دهد.

 

شکل 25 . تشکیل گنبد نمکی و حرکت افقی آغازین لایه‌های نمکی برای صعود در هنگام دیاپیریسم.

 

منابع

 

Furst . M., Srike – slip fault and diapirism of south – estern Zagros Range.

 

M. Davoudzadeh., Some dynamic aspects of the salt diapirism in the sourthern Iran.

 

K. Weber – Diefenbach., Diapiric ascent of granitoid plutons in Espirito Santo, Brazil.

 

Cyrus Liaghat.,ground surface deformation induced by salt diapirism in oil field zone: some example in SE Zagros (Iran).

 

Folle, Stefan., Middle East Salt Deposits - Distribution and Potential Use, Hannover, Germany.

 

Godratollah Farhoudi, Reza Derakhshani, Jafar Rahnama-Rad., Basement Faults and Their Relationships to Salt Plugs in the Arabian Platform in Southern Iran

 

Vendeville, bruno C., A new interpretation of Trusheim,s classic model of salt diapir growth.

 

م. احتشام زاده افشار؛ گنبدهای ترکیبی نمک جنوب سمنان (کویر نمک) و مکانیسم تشکیل آنها.

 

ع. درویش زاده؛ ویژگی‌های زمین‌شناسی نمک‌های اینفراکامبرین خلیج فارس.

 

م. احمدزاده هروی؛ ع.هوشمندزاده؛ م.ح. نبوی؛ مفاهیم جدیدی از چینه شناسی سازند هرمز و مسئله دیاپیریسم در گنبدهای نمکی جنوب ایران.

 

سایت سازمان زمین‌شناسی ایران

 

http://www.ngdir.ir/GeoportalInfo/PSubjectInfoDetail.asp?PID=508

 

http://www.ngdir.ir/GeoportalInfo/PSubjectInfoDetail.asp?PID=508&index=1 – 64.

 

 

ارئه شده توسط:

اسماعیل صدری


موضوعات مرتبط: ()

برچسب‌ها: دیاپیر , مکانیسم دیاپیرها , نیروی رانش دیاپیرهای نمکی , نحوه تشکیل دیاپیرها
[ ۱۳٩۱/۱٠/٢٢ ] [ ۱۱:٥٤ ‎ق.ظ ] [ اسماعیل صدری ]
درباره وبلاگ

امیدوارم محتوای سایت مورد استفاده دوستان قرار گیرد.
آرشيو مطالب
لینک‌های ویژه
امکانات وبلاگ


فال حافظ

كد ماوس

پی کو باکس