تاریخچه و تئوری ﮊئوسنکلینال
تاریخچه و تئوری ﮊئوسنکلینال
قسمت اول
مقدمه
یکی از واحدهای مهم تکتونیکی در سطح زمین را کمربند کوهها تشکیل میدهند. درزمین شناسی ساختمانی،کوه، به ناحیه ای از زمین گفته می شود که دارای
ساختمان مربوط به خود است. لذا متوجه می شویم تعریف کوه به معنی منطقه ای که از اطراف خود بلندتر باشد در اینجا مورد نظر نیست.
کوه ها اصولا بوسیله دو نوع حرکت تکتونیکی به شرح زیر بوجود می آیند:
1. (حرکات اپیروژنیک) Epirogenic morements
2. (حرکات اروژنیک)Oroenic morements
یکی از شواهد مهم حرکات اپیروژنیک بوجودآمدن ژآنتی کلاین و ژئوسنکلاین است.
ﮊئوسنکلینال از نظر لغوی به معنای زمین ناودیسی میباشد. و به حوزه و محلی گفته میشود که دارای انباشتگی توالی ضخیم و فراوانی از رسوبات بوده و باعث تشکیل
رشته کوهها با چین خوردگی این رسوبات گردیده است
امروزه ﮊئوسنکلینال به حوضه رسوبی وسیع به حالت کمربند طویل و بزرگ با چینه های ضخیم اطلاق می گردد که در اثر فرونشست بخشی از پوسته زمین بین نواحی استوار و مقاوم تشکیل گردیده است و با حرکات فشاری پلیتها و سرزمین های با ثبات رسوباتش چین خورده و ایجاد کمربندها و ساختمانهای سلسله جبال را مینماید. میزان نشست کف حوضه در حدود دوازده متر درهرمیلیون سال است. گرچه ضخامت رسوبات ژئوسنکلین فوق العاده زیاد است ولی این امر ناشی از عمیق بودن حوضه رسوبی نیست و علائم موجود در رسوبات نشان می دهد که این رسوبات در مناطق کم عمق راسب شده اند. ضخامت زیاد رسوبات را می توان بدین نحو توجیه کرد که سرعت تشکیل رسوبات و پایین رفتن کف حوضه به یک میزان بوده است.
اصطلاح ﮊئوسنکلینال به گفته ترومپی وکوندیگ شامل رسوبات دریایی از منطقه کم عمق فلات شیب تا تراف مناطق عمیق است که فشردگی آنها و به خصوص وجود افیولیتها در آنها نشانه نوعی ﮊئوسنکلینال به نام ائوﮊئوسنکلین میباشد.
البته اصطلاح ﮊئوسنکلینال برای نخستین بار توسط جیمز هال در سال 1859 به کار برده شد و اولین تئوری و فرضیه های دگر شکلی رسوبات در این زمینه بوده است. جیمز هال برای اولین بار توالی فراوان و بسیار ضخیمی از رسوبات ماسه سنگی با دانه بندی خوب جور شده کربناتها و شیلهای رسوبگذاری شده در نواحی کم عمق دریا را تشخیص داد. وی ضخامت این رسوبات در طول رسوبگذاری را به فرو نشینی نسبت داد و تصور نمود که چین خوردگی و دگرگونی آنها نیز ناشی از نیروهای حاصل از فرونشینی خصوصا وزن و سنگینی آنها با توجه به ضخامت آنهاست که موجب پیدایش این کوهها گردیده اند. وی هنگام مطالعه کوههای آپالاش به این نتیجه رسید که این کوهها بایستی در نتیجه بالا آمدن رسوبات ضخیم حوضه ای که کف آن به طرف پایین نشست می کرده به وجود آمده باشد. در حدود چهارده سال پس از تئوری هال دانا اعتقاد داشت که انباشتگی و سوبسیدانس رسوبات علت اصلی کوهزایی نیستند بلکه مربوط به بالا آمدگی بعدی ﮊآنتیکلینال میباشد.و سوبسیدانس و کمربند ﮊئوسنکلینالی نتیجه فشارهای جانبی حاصل از حرکات کف اقیانوس به طرف قاره میباشد. و به همین دلیل ﮊئوسنکلینالها در نزدیکی حاشیه قاره ها تشکیل میگردند و گسترش می یابند. پس از آن هوگ با شناسایی شیلهای گراپتولیت دار دررشته کوههای کالدونی و شیستهای با آپتی کوس در کوههای آلپ در رخساره های نواحی نیمه عمیق دریافت که این ﮊئوسنکلینالها بایستی گودالها و یا ترافهای شیب دار دریایی باشند براساس وضعیت و موقعیت فعلی سلسله جبال آلپ ﮊئوسنکلینالها بین حاشیه های دو قاره تشکیل می گردند. به طوری که ﮊئو سنکلینال آلپ بین حاشیه اروپا به صورت فورلند و قاره آفریقا به صورت هینترلند در جنوب گسترش یافته است. با مطالعاتی که درباره تکتونیک و پالئوﮊئوگرافی آلپ غربی نواحی یونان و کارپات توسط ابوئن انجام شد بخش ابتدایی ﮊئوسنکلینال را میو ﮊئوسنکلینال در حاشیه سمت خارجی بدون آثار سنگهای آذرین و به بخش داخلی حوضه حاوی رسوبات نواحی عمیق و مواد آذرین ائو ﮊئوسنکلینال میگویند.
ساختمان ژئوسنکلینال ها
قسمت های اصلی ژئوسنکلین نواحی گود آن است که معمولا در همه جا به شکل یک گودی طویل می باشد. در یک ناحیه ژئوسنکلینی ممکن است چندین گودی وجود داشته باشد که معمولا تمام آنها در جهت معینی طویل اند و به وسیله گسله هایی محدود شده اند. در بسیاری موارد ، گسله ها از این گودیها نیز عبور می کند و بعدا در زیر رسوبات مدفون شده اند.
کف گودی ژئو سنکلین ممکن است از جنس پوسته اقیانوسی و یا از جنس پوسته قاره ای می باشد که در این حالت ، قسمت اصلی آن از سنگهای ضخیم آذرین و دگرگونی چین خورده تشکیل شده و در زیر آن قشر بازالتی قرار دارد
در حاشیه یا قسمتهای مرکزی گودیهای ژئوسنکلینها، ممکن است قطعاتی به سمت بالا حرکت کنند و ژئو آنتی کلین را بوجود آورد. در چنین مواردی،مواد رسوبی و آتشفشانی که گودیها رسوب کرده اند،چین خوردگی پیدا می کنند و بدین ترتیب گودی ژئوسنکلین به شکل ناودیس شکنجی در می آید. از جمله دیگر قسمتهای مهم ژئوسنکلین ها،حوضه های کوهزایی آنهاست. این حوضه ها، در مراحل نهایی دوره ژئوسنکلین، یعنی پس از چین خوردگی سنگهای رسوبی و آتشفشانی که گودیهای ژئوسنکلین را پر می کنند، ظاهر می شوند. در بسیاری حالات، چین خوردگی در مراحل مختلفی انجام می شود که آخرین آنها مهمتر از همه است. هر کدام از این مراحل، با فرورفتن دوباره کف ژئوسنکلین که خود مولد گودیهای جدید است، همراه می باشد. حوضه های رسوبی، بوسیله سلسله جبال کوچک و بزرگ، که در مرحله فرونشینی گودیها بوجود می آیند، جدا شده اند.
جايگاه زمينشناسى ايران ( انگاره بزرگ ناودیس ها و زمین ساخت ورقه ای)
در زمينشناسى ايران، اين باور وجود دارد که سرزمين ايران در بخش ميانى کوهزاد آلپ – هيماليا است، که از باختر اروپا آغاز و پس از گذر از ترکيه، ايران، افغانستان تا تبت و شايد تا نزديکيهاى برمه و اندونزى ادامه دارد .
جايگاه زمينشناختى ويژه اين کوهها در فصل مشترک دو قاره اوراسيا و گندوانا سبب شده تا در باره چگونگى پيدايش اين نوار چينخورده دو انگاره بزرگ ناوديس تتيس و زمينساخت ورقى مورد بحث باشد. بررسى دو انگاره ياد شده و گفتمان در اين زمينه ميتواند در بيان جايگاه زمينشناسى ايران کارساز باشد.http://i1.tinypic.com/7yfn3f5.jpg
انگاره بزرگ ناوديس تتيس:
بر اساس اين نظريه، در جايگاه کنونى کوههاى آلپ – هيماليا، بزرگ ناوديسى وجود داشته است که از اشتقاق ابرقاره پانگهآ((Pangea شکل گرفته و زادگاه نوار چينخورده آلپ – هيماليا است. در باره بخش ايرانى اين بزرگ ناوديس فرض بر آن است که البرز، به دليل داشتن سنگهاى آتشفشانى فراوان، نوعى ايوژئوسينکلينال((Eugeosynclinalو زاگرس به دليل نداشتن سنگهاى آتشفشانـى نوعى ميوژئوسينکليـنال( (Miogeosynclinalاست که به وسيله توده مقاوم( Median Mass ) ايران مرکزى از يکديگر جدا بودهاند.
با آغاز پژوهشهاى زمينشناختى گسترده، اين يقين به دست آمد که انگاره بزرگ ناوديس تتيس با ويژگيهاى زمينشناختى ايران همخوانى و همآهنگى ندارد و ايرادات زير بر آن وارد است:
» سنگهاى منسوب به پرکامبرين ايران، با وجود دگرگونى و دگرشکلى پيشرفته، آواريهاى انباشته شده در حوضههاى کم ژرفايند.
» رديفهاى پرکامبرين پسين – ترياس ميانى ايران، رسوبات کنار قارهاى (Epicontinental) هستند که در محيطهاى پلاتفرمى انباشته شدهاند. در ضمن، در اين توالي ايستهاى رسوبى متعدد وجود دارد که گاهى به بزرگى 40 و حتى 70 ميليون سال است بنابراين ويژگيهاى سنگى و محيطهاى رسوبى پرکامبرين پسين – ترياس ميانى ايران شباهتى به بزرگ ناوديسها ندارد
» رديفهاى ترياس بالا – ژوراسيک ميانى ايران (به جز زاگرس) رسوبهاى زغالدار اند که در حوضههاى پيشبوم(Fore land) باتلاقى – مردابى نزديک به ساحل انباشته شدهاند.
» توصيف توده ميانى براى ايران مرکزى پذيرفتنى نيست، چرا که فازهاى گوناگون آلپى بر اين بخش اثر درخور توجه دارند و حتى در مقايسه با البرز و زاگرس پوياترند.
» فراوانى سنگهاى آتشفشانى سنوزوييک نميتواند از ويژگيهاى بزرگ ناوديسى البرز باشد چرا که از يک سو بخشى بزرگ از اين سنگها بر محيطهاى رسوبى بر قارهاى گواهى ميدهند و ويژگى بزرگ ناوديسها را ندارند و از سوى ديگر، سنگهاى آتشفشانى ياد شده محدود به البرز نيستند و اينگونه سنگها را ميتوان در گسترههايى وسيع از ايران مرکزى ديد.
» مقايسه رسوبات پالئوزوييک و مزوزوييک البرز و ايران مرکزى نشان ميدهد که در بسيارى از زمانها، رسوبات اين دو پهنه در شرايط يکسانى انباشته شدهاند و رخساره سنگى همانند دارند. به گفته ديگر نه ايران مرکزى توده ميانى بوده و نه البرز بزرگ ناوديس.
با تکيه برگفتههاى ياد شده ديده ميشود که تکوين حوضههاى رسوبى ايران و رويدادهاى زمينساختى آن را نميتوان با ساختهاى پيچيده زمين ناوديسها مقايسه کرد و سنجيد.
http://i19.tinypic.com/6oxkwo5.jpg
انگاره زمينساخت ورقى (Plate Tectonic) :
وجود بعضى پوستههاى اقيانوسى سبب شده است تا گروهى از زمينشناسان، جايگاه زمينشناسى ايران را در چارچوب زمينساخت ورقى مورد تجزيه و تحليل قرار دهند. به باور اين زمينشناسان (اسميت، هاميلتون، 1970، کرافورد، 1972، تکين، 1972 و ...0)، در محل کنونى راندگى اصلى زاگرس اقيانوسى گستردهاى به نام تتيس وجود داشته که دو قاره آفريقا – عربستان (گندوانا) و اروپا – آسيا (اوراسيا) را از يکديگر جدا ميکرده است. بر پايه اين انگاره، کوههاى البرز و ايران مرکزى، بخشى از قاره اوراسيا و زاگرس لبه شمالى سپر آفريقا – عربستان هستند. سه دليل عمده اين ديدگاه عبارتست از:
» تفاوت رخسارههاى سنگى و زمينساختى رسوبات دوران دوم و سوم زاگرس با ساير نواحى ايران.
» وجود سنگهاى افيوليتى در امتداد راندگى اصلى زاگرس.
» وجود نوار آتشفشانى اروميه – بزمان.
يافتههاى نوين زمينساختى ايران نشان ميدهند که انگاره زمينساخت ورقى بيانگر جايگاه واقعى زمينساختى ايران نيست و الگوى توصيف شده به ويژه تعلق ايران مرکزى و البرز به قاره اوراسيا با پارهاى از واقعيتهاى ملموس در ناهماهنگى است. زيرا:
» پيسنگ پرکامبرين ايران مرکزى و عربستان از نظر نوع سنگها، شرايط پيدايش و زمان سختشدگى شباهت زياد دارند.
» پس از سخت شدن پيسنگ پرکامبرين، از زمان پرکامبرين پسين تا ترياس ميانى، شرايط حاکم بر محيطهاى رسوبى البرز، ايران مرکزى، زاگرس و عربستان همانند بوده است. همانندى رخسارههاى سنگى مورد سخن، ضمن نفى جدايى البرز – ايران مرکزى از زاگرس – عربستان، نشان ميدهد که دست کم در زمانهاى پرکامبرين پسين، کامبرين و حتى اردويسين تمام نواحى ياد شده سرزمينى يکپارچه بوده است.
اسميت (1973)، در بازپسين انگاره زمينساخت ورقى خود، بر اين باور است که اقيانوس تتيس در زمان پرمين شکل گرفته و همزمان با پيدايش اقيانوس هند بسته شده است. ولى، افتخارنژاد (1359) سنگآهکهاى پرمين زاگرس، به ويژه افقهاى بوکسيتى آن را مشابه البرز، ايران مرکزى و آذربايجان ميداند که نشانگر شرايط آب و هوايى يکسان در اين نواحى و يکپارچگى آنهاست.
» در انگاره زمينساخت ورقى، کمانهاى ماگمايى حاصل از فرورانش بايد داراى ترکيب شيميايى کلسيمى - قليايى باشند در حالى که، کمان ماگمايى اروميه – بزمان، بيشتر، فرآورد تکاپوى ماگمايى از نوع قليايى است که يادآور کافتهاى درون قارهاى است.
» بسيارى از زمينشناسان بر اين باوراند که برخورد نهايى دو ورق زاگرس و ايران مرکزى به سن کرتاسه پسين – پالئوسن است. چنانچه اين فرض درست باشد در آن صورت فرآيندهاى ماگمايى ترشيرى اروميه – بزمان را ميتوان نوعى ماگماتيسم بعد از برخورد قارهاى دانست که وابسته به پديده فروروانش نيست (عميدى، امامى، 1984).
» بيشتر زمينشناسان بر اين باوراند که زمان به هم رسيدن و چفت شدگى آغازين دو ورق ايران مرکزى و زاگرس – عربستان در اواخر کرتاسه بوده است. به همين دليل، کمان ماگمايى اروميه – بزمان که حاصل فرورانش و چفت شدگى است، بايد به سن کرتاسه پسين باشد. در حالى که تکاپوهاى آتشفشانى اين کمربند در ائوسن آغاز شده و در ميوسن به بيشترين مقدار رسيده است، يعنى زمانى که گمان ميرود فرورانش به پايان رسيده و برخورد نهايى ورقها صورت گرفته است.
به لحاظ وجود رخنمونهاى افيوليتى در محل راندگى اصلى زاگرس، وجود يک اشتقاق درون قارهاى بين ايران مرکزى و زاگرس – عربستان حتمى است. ولى، محل و زمان اشتقاق، ميزان جدايش بين دو ورق و حتى زمان به هم رسيدن دوباره ورقها و چگونگى بسته شدن آن پرسشهايى است که هنوز به طور نهايى پاسخ داده نشده است.
افيوليتهاى کرمانشاه و نيريز باعث شدهاند تا گروه بزرگى از زمينشناسان، محل اشتقاق را منطبق بر راندگى امروز زاگرس بدانند. در حالى که فالکن (1967)، علوى (1991)، محل زميندرز را در حدود 130 کيلومتر به سوى شمال خاور و در لبه جنوب باخترى کمان اروميه – بزمان ميدانند.
چنانچه اشتقاق بين ورق ايران و ورق زاگرس – عربستان محل جدايش دو قاره اوراسيا و گندوانا باشد، پديده اشتقاق بايد بسيار کهن باشد در حالى که اسميت (1973) به زمان پرمين باور دارد و شواهد مستند دال بر ترياس پسين است.
اسميت، هاميلتون (1970)، اشتقاق دو ورق را به پهناى هزاران کيلومتر دانستهاند در حالى که گروهى از جمله نبوى (1355) اشتقاق مورد نظر را از نوع درياى سُرخ ميدانند و بر اين باوراند که بازشدگى قسمتهايى از ايران، در طول شکافهاى سراسرى و بوجود آمدن کافتها، پديدهاى است که ميتوانسته است موجب بوجود آمدن پوستههاى اقيانوسى باشد. و لذا، مقدار پوسته اقيانوسى آن چنان نبوده که بتواند در مراحل فرورانش عمل کند. به نظر اشتوکلين (1984) نيز، تتيس جوان ميتوانسته يک گودال باريک باشد و هيچگاه پوسته اقيانوسى زيادترى نسبت به آنچه امروزه در کمربندهاى افيوليتى ميبينيم، توليد نکرده است. و يا، کشفى (1976) با انگاره زمينساخت صفحهاى در جنوب ايران موافق نيست و بر اين باور است که ديدگاه زمين ناوديسى، براى توضيح زاگرس و ديگر رشته کوههاى تتيس سازگارى بيشتر دارد.
زمان و چگونگى به هم رسيدن دوباره ورقها همچنان ميتواند قابل بحث باشد. دگرشيبى ميان سازند تاربور (به سن ماستريشتين)، و مجموعههاى افيوليتى - راديولاريتى نيريز سبب شده است تا بيشتر زمينشناسان بسته شدن کافت زاگرس را به سن پيش از ماستريشتين (کرتاسه پسين) بدانند. ولى، پورحسينى (1983) تودههاى نفوذى اليگوسن – ميوسن مناطق نطنز، سرچشمه و جبالبارز را با روند زميندرز زاگرس همروند و به دليل پايين بودن بنيادين ايزوتوپ استرانسيوم اين تودهها را منشاء گرفته از گوشته بالايى ميداند و نتيجه ميگيرد که بسته شدن زميندرز زاگرس خيلى ديرتر از کرتاسه پسين، و به گفتهاى، در نئوژن انجام گرفته است
http://forum.parsigold.com/images/st.../wol_error.gif تصویر کوچک شده است، برای برگشت به اندازه ی اصلی کلیک کنید. سایز اصلی عکس 794*571 می باشد. http://i7.tinypic.com/6llr3mt.jpg
مراحل مختلف ﮊئوسنکلینال
به طور کلی میتوان تاریخچه هر ﮊئوسنکلینال را به دو مرحله تقسیم نمود:
(مرحله اصلی) first stage:
در این مرحله گسلهایی اتفاق افتاده و موجب فرونشینی ایجاد گودی و محدود شدن ﮊئوسنکلینال می شود. این گسلها بر اثر حرکات افقی و قائمی که در فواصل مختلف ادامه دارد به وجود می آیند. عمق این گسلها گاهی به حدی است که قشر بازالتی و حتی بخش بالایی گوشته هم در داخل گودیها وارد میشود و در نتیجه ﮊئوسنکلینال با فعالیتهای ماگمایی همراه می گردد. گودیهای ﮊئوسنکلینال که به صورت نواحی باریک و عمیق است از رسوبات دریایی پوشیده شده و در داخل آنها مواد آتشفشانی مثل گدازه و توف که بر اثر وقوع گسلها بالا آمده نیز دیده می شود. چنانچه سنگهای آذرین از گوشته منشا گرفته باشند از جنس الترابازیک است.
حرکات افقی در طول گسله های منحنی ممکن است گودیهای قابل ملاحظه ای در پوسته زمین ایجاد کند در مواردی که این گسله ها عمیق باشند، نه تنها قشر بازالتی پوسته بلکه حتی قسمتهای بالایی گوشته ممکن است درداخل این گودیها رخنمون پیدا کند. ایجاد گسله در امتداد گودی ژئوسنکلینالها در مرحله اولیه تشکیل آنها کمابیش با فعالیت های ماگمایی همراه است. در حقیقت این گسلها معبرهای مناسبی جهت عبور ماگمای بازالتی تشکیل شده اند. بدیهی است جهت حرکت ماگما در امتداد این گسله ها از ناحیه با فشار بالا به سوی ناحیه با فشار کم یعنی از پایین به بالا می باشد. گودیهای ژئوسنکلین که در نتیجه فرونشینی در امتداد گسله ها تشکیل می شوند در سطح زمین به صورت نواحی باریک و عمیق - که از رسوبات دریایی پوشیده شده – دیده می شود. به علاوه در داخل آن سنگهای آتشفشانی نیز که در نتیجه فعالیت های آتشفشانی موجود در حوالی گسل هر دیده می شود. در داخل این ژئوسنکلینها تناوبی از گدازه و توف و سایر مواد آتشفشانی زیردریایی دیده می شود. علاوه بر سنگهای آتشفشانی و نفوذی بازی معمولا توده های کوچک سنگهای الترابازی نیز در طول گسله های عمیق دیده می شود که منشا آنها گوشته زمین است. رسوبات دریایی که گودی ژئوسنکلینالها را پر می کنند معمولا ماسه سنگ آهکی و رسی تشکیل شده اند. به علاوه در داخل آنها توف و برش توفی و سایر محصولات آتشفشانی مشاهده شده اند. کربناتها به صورت عدسیها و یا لایه هایی در بین سنگهای دیگر تشکیل می شوند. شاخص ترین سنگهای گودیها را افیولیتها تشکیل می دهند. افیولیتها را می توان در پرکامبرین، پالئوزرئیک و مزوزوئیک در کوههای آلپ قفقاز حاشیه زاگرس و ایران مرکزی مشاهده کرد. در داخل مجموعه افیولیتها، سنگهایی دیده می شود که دارای سن متفاوتی با دیگر سنگها هستند و به آنها الیستواستروم می گویند. در کنار گودیها در مناطق مرطوب رسوبات ذغال دار و در مناطق خشک رسوبات تبخیری انباشته می شود. بالاآمدگیهای جداگانه ای در داخل گودیها ایجاد بزرگ تاقدیس ها می کنند. این برآمدگیها زمانی ایجاد می شوند که ضخامت رسوبات به هشت تا پانزده کیلومتر رسیده باشد. در کنار این برآمدگیها رسوبات فلیشی انباشته می شوند. ( فلیش رسوبات آواری است که از صد تا چندین هزارمترضخامت دارد و دارای ویژگیهای رسوبات آشفته می باشد.) ماسه و سنگهای کم و بیش درشت و شیلهای کاغذی اصلی ترین سازند فلیش ها هستند. سنگهای آهکی نیز درآنها وجود دارد. اگر میزان آهک در آنها زیاد باشد به آنها فلیش آهکی می گویند. سطوح ناپیوستگی به دفعات در فلیش ها وجود دارد به دلیل آنکه رسوب گذاری آنها سریع می باشد. دارای جورشدگی ضعیفی هستند و فسیلها اکثرا شکسته شده اند. جریانات آشفته رسوبات زیادی بر جای می گذارند بنابراین فلیشها می توانند در مناطقی دوراز فعالیتهای کوهزایی با هم تشکیل شوند. البته ضخامت بسیار آنها نشان می دهد که منبع تولیدکننده رسوبات فلیشی سریعا در حال بالاآمدن می باشد. سازند امیران متعلق به کرتاسه پسین- پالئوسن در زاگرس دارای رخساره فلیشی می باشد.
در این مرحله تقریبا تمام گودی ﮊئوسنکلینال از رسوبات فلیش که شامل تناوبی از رس و ماسه سنگ است و در بین آنها لایه هایی از مارن و سنگ آهک نیز وجود دارد پر میشود که در پاره ای از مواقع ضخامت سنگهای آتشفشانی نیز قابل ملاحظه است.
ضخامت کل رسوبات به پنج تا شش هزار متر می رسد. در پایان این مرحله حجم زیادی از سنگهای آذرین مثل گرانیت و گرانودیوریت هم در ﮊئوسنکلینال پیدا می شود که نهایتا با چین خوردگی لایه های رسوبی و آتشفشانی خاتمه می یابد.
(مرحله کوهزایی) rogenic stage:
در این مرحله بر اثر فرونشینی گودیهایی به وجود می آید و بالاآمدگی و کوهزایی که گاهی عمیق ترین قسمت ﮊئوسنکلینال را در بر میگیرد اتفاق می افتد. گودیهای واقع در حاشیه کراتونها از جمله گودیهای کوهزایی هستند که معمولا از مواد رسوبی ضخیم و آتشفشانی پر میشوند. در این مرحله علاوه بر چین خوردگی رسوبات آتشفشانهای جدید نیز فعال و توده های نفوذی عظیم از جنس گرانیت به صورت باتولیت جایگیر می شود.گودیهای موجود در حواشی کراتن ها از جمله معروف ترین گودیهای کوهزایی به شمار می آیند.زمان فرونشینی و نیز عمر گودیهای کوهزایی در مقایسه با گودیهای مرحله اصلی ژئوسنکلین به مراتب کوتاه تر است. از فرسایش کوههای تازه بوجودآمده رسوبات مولاس تشکیل می شود. رخساره مولاس شامل رسوبات آواری می باشد که معمولا در پایین درشت دانه و به سمت بالا دانه ریز می شود. ممکن است در قسمت پایین نیز کنگلومرا وجود داشته باشد. در مولاسهایی که ناپیوستگیهای زیادی وجود داشته باشد نوع B و در آنها که مقدار ناپیوستگی ها کمتر و نامشخص تر است نوع A می باشند. رسوبات مولاس اکثرا از دانه های به شدت ساییده شده کوارتزی، کانیهای رسی و به ندرت فسیلهای قاره ای تشکیل شده اند. این رخساره در واپسین لحظات تاریخ کوهزایی بوجود می آیند. ضخامت فراوان آنها نشان دهنده رسوب گذاری در یک محیط در حال فرونشست می باشد.
تشکیل ﮊئوسنکلینال و کمر بند متحرک و ساختمان کوهستانی
امروزه ﮊئوسنکلینال به حوضه رسوبی وسیع به حالت کمربند طویل و بزرگ با چینه های ضخیم اطلاق می گردد که در اثر فرونشست بخشی از پوسته زمین بین نواحی استوار و مقاوم تشکیل گردیده است و با حرکات فشاری پلیتها و سرزمین های با ثبات رسوباتش چین خورده و ایجاد کمربندها و ساختمانهای سلسله جبال را مینماید. ﮊئوسنکلینال های قدیمی به طور مشخص چین های فشرده انواع گسلها و تراست های کوچک زاویه و ساختمانهایی نظیر باتولیت های گرانیتی همراه با سنگهای دیگر به صورت کمربندهایی است که از نظر تکتونیکی دارای ساختار تحرکی هستند. منظور از کمربند متحرک ساختاری تکتونیکی می باشدکه اساسا در قسمتهای فعال پوسته زمین گسترش دارد. به طور کلی از نظر ساختمانی ﮊئوسنکلینال کمربند متحرکی است که مجموعه ای ضخیم از چینه ها را در بر دارد.
به نظر می رسد که وجود چند عامل برای تشکیل ﮊئوسنکلینال ها ضروری است و حرکات ساختاری بزرگ اساسی ترین شرط ایجاد چنین کمربندهایی است
مطالعات انجام شده نشان می دهد که باتولیت های گرانیتی و سنگهای ولکانیکی نیز در رابطه با ساختار کمربندهای کوهزایی مربوط به رشته های ﮊئوسنکلینالی می باشند.بنابراین پلوتونیسم و ولکانیسم نیز نقش مهمی در تشکیل چنین کمربندهایی ایفا می کند. به عنوان مثال بیشتر قوسهای ولکانیکی کمربندهای متحرک نمونه ای از آن است. امروزه تصور میشود که کمربندهای کوهستانی نتایج فشردگی جانبی عمیق در امتداد نواحی نسبتا باریک است.
توجیه ژئوسنکلین ها براساس نظریه تکتونیک صفحه ای
ژئوسنکلینالها را نیز می توان به کمک نظریه تکتونیک صفحه ای توجیه کرد. از زمان ارائه نظریه ژئوسنکلینالها همواره عقیده بر این بوده است که حوضه های مزبور بایستی در مجاورت قاره ها قرار داشته باشند تا مواد لازم جهت پر شدن و تشکیل رسوبات در آنها از طریق فرسایش ارتفاعات قاره مجاور تامین شود. باز هم به طوری که می دانیم همواره دو نوع ژئوسنکلین مورد نظر بوده است که در یک دسته آنها رسوبات در آبهای کم عمق و در دسته دیگر در آبهای عمیق تر ته نشست می شده است.
امروزه نمونه هایی از ژئوسنکلین ها را در نقاط مختلف از جمله در مجاورت سواحل اقیانوس اطلس در امریکای جنوبی می توان مشاهده کرد. در این نقاط دو نوع ژئوسنکلینال یاد شده را می توان به ترتیب در نزدیکی فلات قاره و شیب قاره ای مشاهده کرد.
به طوری که دیده می شود هر دو نوع ژئوسنکلین در محل برخورد پوسته های اقیانوسی و قاره ای تشکیل شده اند واز آنجا که صفحات در حال حرکت هستند لذا کف ژئوسنکلینال ها نیز دائما به سوی پایین در حرکت است و تجمع حجم قابل توجهی از رسوبات را در درون آنها ممکن می سازد.
بایستی توجه داشت که رسوب مواد در ژئوسنکلینال به طور مداوم ادامه ندارد زیرا معمولا صفحات لیتوسفر از حوالی ژئوسنکلینال عمیق شکسته می شوند و به اعماق فرو می روند که این امر سبب چین خوردگی رسوبات موجود در ژئوسنکلینال و تشکیل کوهها می شود به طوری که قبلا نیز گفته شد ممکن است مقداری از این رسوبات همراه با صفحات لیتوسفر به اعماق فرو رود و در نتیجه حرارت و ذوب شدن ماگما تشکیل دهد. از سوی دیگر همراه با فرورفتن لبه صفحه به اعماق ژئوسنکلین جدیدی درمحل ترانشه بوجود می آید که کف آن به طرف پایین نشست می کند و رسوبات جدیدی در آن ته نشست شود.
کمربندهای ﮊئوسنکلینال (ناوزمین)
در اواسط قرن نوزدهم جیمزهال متوجه شد که ضخامت رسوبات ته نشین شده در کوههای آپالاش در مدت زمان کوتاه چند ده میلیون سال به 12000 و در رشوز به 20000 متر رسیده است. از طرف دیگر رسوبات همزمان آن دارای ضخامت نامساوی است. مثلا ضخامت رسوبات آپالاش نسبت به حوضه می سی سی پی خیلی بیشتر است.
وی نتیجه گرفت که تجمع لایه های ضخیم رسوبات و سنگهای رسوبی به علت فرونشینی حوضه است. همان طور که در دنباله بحث خواهیم دید چین خوردگیها در جایی تشکیل شده اند که محل فرورفتگی بزرگ در زمین یعنی ﮊئوسنکلینال بوده است.
ﮊئوسنکلینال: گودال بزرگ و درازی میباشد که در پوسته زمین ایجاد شده است و در اثر فرونشینی ضخامت زیادی از رسوب در آن انباشته میشود. در سال 1873 میلادی زمین شناسی به نام جیمز دانا مناطق عظیم رسوبات را که بعدها به کوههای چین خورده تبدیل شده با اصطلاح ﮊئوسنکلینال بیان کرد.
از نظر و.ای.خایین برای تکامل و توسعه یک ﮊئوسنکلینال میتوان چهار مرحله زیر را تعیین کرد:
1. مرحله فرونشست اولیه :
افزایش دامنه فرونشینی در آغاز این مرحله به تدریج موجب گسترش کلی منطقه فرورفته میشود و بخشهای تازه تر خشکیهای مجاور به درون شکستگیها کشیده میشوند. در آخر این مرحله در فرورفتگیهای عمیقتر برجستگیهای داخلی به نام ﮊئوسنکلینال در حال شکل گرفتن هستند.
2. مرحله پیش کوهستانی :
در این مرحله ساختمان دستگاه ﮊئوسنکلینال پیچیده تر می گردد. برجستگیهای داخلی جدیدی پدید می آیند که اینتراﮊئوآنتیکلینال نامیده میشود و فرورفتگیهای باریک و باریکتر به نام اینتراﮊئوسنکلینال نیز شکل می گیرند. آخر این مرحله با آغاز مرحله جنبشهای کلی زمین ساختی همراه است.
3. مرحله کوهزایی اولیه :
همزمان با بالا آمدن کلی دستگاه ﮊئوسنکلینال برجستگیهای داخل به صورت چین خوردگیهای واحدی که شامل دسته چینهای تاقدیس و ناودیس است تشکیل میشود.
4. مرحله کوهزایی :
در نهایت با افزایش سرعت حرکات بالارونده رشته کوههای بلند با دره های عمیق بین ارتفاعات در محل دستگاه ﮊئوسنکلینال شکل می گیرد. در این حالت دستگاه ﮊئوسنکلینال خیلی پیچیده شده و با شکستگیهای متعدد مشخص شده است. در امتداد شکستگیها توده های جداگانه ای از پوسته زمین ارتفاعات غیر یکنواختی را بوجود می آورند که در اثر حرکات بالارونده تشکیل شده اند.
ﮊئوسنکلین:
ﮊئوسنکلین ممکن است دارای چندین گودی باشد اما یکی از آنهاست که به شکل گودی طویلی است. این گودیها معمولا با گسلهایی که در زیر رسوبات مدفون اند محدود شده اند.
کف ﮊئوسنکلین ممکن است از نوع پوسته اقیانوسی (جنس بازالت) یا پوسته قاره ای (جنس آذرین و دگرگونی) باشد که ممکن است چین خوردگی را متحمل شده باشد.
ﮊئوسنکلین دارای انواع زیر است:
میوﮊئوسنکلین
این نام به آن دسته از ژئوسنکلینالها اطلاق می شود که تقریبا نهشته های آن در سنگهای رسوبی تشکیل می دهد. از جمله سنگهایی که در این دسته ژئوسنکلینها دیده می شود می توان از آهک و شیل و ماسه سنگ کوارتزی و کنگلومرا نام برد.
تقریبا تمام مواد ته نشین شده در این نوع ﮊئوسنکلینالها از سنگهای رسوبی مثل آهک و شیل و ماسه سنگ و کنگلومرا تشکیل شده است. وجود پاره ای از نشانه ها مثل االیت و آثار الگها معرف رسوبگذاری در آبهای کم عمق است. در رسوبات این نوع ﮊئوسنکلینالها به ندرت سنگهای آذرین نفوذی یا آتشفشانی ممکن است دیده شود.
ایوﮊئوسنکلین:
در این نوع ﮊئوسنکلین سنگهای رسوبی و آتشفشانی به طور متناوب قرار گرفته اند و ضخامت آنها به مراتب بیشتر از نوع قبل است. سنگهای رسوبی آن شامل شیل و گری واک و کنگلومرا و سنگهای آتشفشانی شامل گدازه های آندزیتی و بازالتی یا ریولیتی و توف است که به صورت سیل ودایک هستند. ایوﮊئوسنکلین با برآمدگی از اقیانوس جدا میشود.
میوﮊئوسنکلین و ایوﮊئوسنکلین را ارتوژئوسنکلاین می گویند. ارتوژئوسنکلاین ها در بین دو قاره و یا در کنار یک قاره قرار دارند و بر حسب شدت تحرک و نوع ماگماتیسم به دو گروه ذکر شده تقسیم شده اند که میوﮊئوسنکلین نواحی کم عمق با ماگماتیسم ناقص و ایوﮊئوسنکلین نواحی پرتحرک با ماگماتیسم کامل می باشد.
پارالیا ﮊئوسنکلین:
ﮊئوسنکلینالهای واقع در حاشیه آرام قاره ها که مواد آتشفشانی دررسوبات آنها وجود ندارد و رسوبات آنها گسترش وسیعی دارند به این نام خوانده شده اند. در ضمن سرعت رسوبگذاری در آنها به سی و چهار متر در سال می رسد و به طور معمول در بین رسوبات آن مواد آتشفشانی وجود ندارد.
فعالیت ماگماتیسم در اژئوسنکلاین دارای چهار مرحله به شرح زیر میباشد:
1. (فاز آغازی) Initial:
دراین فازفعالیت ولکانیسم با ظهور سنگ های بازالتی و تراکیتی و فعالیت پلوتونیسم با ظهور سنگ های الترابازیک میباشد.
2. (فاز همزمان با کوهزایی)Synorogen:
در این فاز فعالیت قلیایی تا اسیدی با برتری پلوتونیسم گرانیتی است.
3. (فاز بعد از کوهزایی) Subsequen:
در این فاز فعالیت ولکانیسم با ظهور سنگ های آندزیتی و ریولیتی و فعالیت پلوتونیسم گرانیتی است.
4. (فاز نهایی) Final:
این فاز اغلب با فعالیت های ولکانیسم از نوع بازالت های آلکالن همراه است.
لازم به تذکر است که ارتوژئوسنکلاین محل تشکیل کمربندهای چین خورده و سفره ای هستند، در صورتی که در پاراژئوسنکلاین ها کوههای غیر چین خورده بوجود می آیند. از این رو کوههای سطح زمین را می توان به شرح زیر تقسیم بندی کرد:
کوههای بلوکی:
به کوههایی گفته می شود که در تشکیل آنها نیروهای کششی نقش عمده ای را ایفا می کنند.
کوههای شکسته چین خورده:
به کوههایی گفته می شود که در تشکیل آنها نیروهای کششی و فشاری سهیم هستند.
کوههای چین خورده و سفره ای:
به کوههایی گفته می شود که در تشکیل آنها نیروهای فشاری نقش عمده ای را ایفا می کنند.
به کوههای ردیف یک و دو کوههای ژرمن تیپ و به کوههای ردیف سه آلپینوتیپ گفته می شود.
