لطفا قبل از ايجاد تاپيک در انجمن پارسیان ، با استفاده از کادر رو به رو جست و جو نماييد
فاکس فان دی ال دیتا
صفحه 39 از 46 نخستنخست ... 29353637383940414243 ... آخرینآخرین
نمایش نتایج: از شماره 305 تا 312 , از مجموع 364

موضوع: بانک مقالات زمین شناسی

  1. Top | #305
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض کویر لوت

    کویر لوت

    نام انگلیسی : lut desert
    نام فارسی : بیابان لوت، کویر لوت



    کویر لوت

    کویر لوت کویری است در منطقه جنوب شرقی ایران. این کویر در شمال شرقی شهرستان کرمان قرار دارد. هسته آن گرمترین نقطه کره زمین است.
    واژه کویرلوت

    اصطلات جغرافیایی که تاکنون به این خطه پهناور نسبت داده شده است عبارتند از: چاله لوت (چاله لوت در کتاب ژئومرفولوژی کاربردی –بیابان – فرسایش بیابانی – دکتر حسن احمدی معادل پلایا Playa یک واژه اسپانیائی است گرفته شده و به معنی حوضه مرکزی و یا به عنوان چاله داخلی مورد استفاده دارد)، دشت لوت، کویر لوت، بیابان لوت و .... ولی واژه «دشت لوت» در برگیرنده تمامی واژه‌های دیگر است.
    موقعیت و شاخص‌های کلی دشت لوت
    دشت لوت محدوده‌ای است بین استان‌های خراسان جنوبی، سیستان و بلوچستان و کرمان
    دشت لوت بین دو گسل نهبندان در شرق و نای بند در غرب قرار دارد.
    حد شمالی آن در حد مدار 32 درجه و حد جنوبی در حد مدار 28 درجه .است
    وسعت حوضه آبگیر دشت لوت، حدود 175 هزار کیلومتر مربع (یک دهم مساحت کشور)
    طول آن از شمال به جنوب حدود 900 کیلومتر و غرب به شرق حدود 300 کیلومتر است
    پست ترین نقطه دشت لوت 190 متر از سطح دریا است(لوت مرکزی)
    دشت لوت جایگاه رخداد زمین لرزه‌های بزرگ و مهمی بوده است
    در پای کوه‌های مشرف به کویر بزرگ لوت آثاری از سکونت انسان از هزاره چهارم پیش ز میلاد مسیح مشاهده شده (ماخذ شماره 2)
    بزرگترین ناحیه جمعیتی دشت لوت «شهداد» که در گذشته‌های دور به آن خبیص می گفتند.
    دره سیرچ و ناحیه مسکونی آن به همین نام یکی از زیباترین چشم اندازهای سر سبز حاشیه این دشت اسرار آمیز است.

  2. Top | #306
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض تشکیل زغال سنگ و نفت

    تشکیل زغال سنگ و نفت گردش معکوس در کارگاه آفرینش ، شاید درک آنچه را که بحران انرژی خوانده می شود، سیر کند. کل قضیه ، میلیاردها سال قبل و با فرایندهای تبدیل انرژی خورشیدی به آونوزین توی فسفان (ATP) آغاز شد. کلروفیلها و سایر رنگدانه‌های گیاهان ، انرژی دریافتی از خورشید را برای تبدیل دی اکسید کربن ، آب و مواد معدنی به اکسیژن و ترکیبات آلی انرژی دار ، به کار برده و غذای موجودات کوچک و بزرگ از جمله انسان اندیشه ورز را فراهم می آورند. این فرایند ن همچنین باعث افزایش ذخایر معدنی آلی از قبیل هیدروکربورهای زغال سنگ ، نفت و گاز طبیعی می شود.

    ● نفت گاز طبیعی زغال سنگ

    ▪ مراحل تشکیل انوع زغال سنگ
    زغال سنگ از بقایای درختان ، بوته‌ها و سایر گیاهان زنده به وجود می آید. نشو و نمای این گیاهان در دوره‌هایی که آب و هوای زمین ملایم و مرطوب بود، صورت گرفت. اگر چه برخی از معادن زغال سنگ ۴۰۰ میلیون سال قبل و در دوره انسان سیلوری Silurian ، انسان سیلوری در دوره سوم دوران اول زمین شناسی ظاهر شد. ویژگی این دوره ظهور گیاهان خشکی است) تشکیل یافته است. اما قسمت اعظم این ذهایر تقریبا ۲۵۰ میلیون سال پیش و در دوره فوقانی و تحتانی دورانها کربونیفر Carboniferous ، دوره کربونیفر یا زغال خیز به بخشی از زمان می گویند که به پایان دوران اول زمین شناسی مربوط بوده و از حدود ۳۴۵ میلیون سال قبل آغاز می شود) پدید آمدند.
    سپس ، اوضاع برای رشد سرخسهای دانه دار گرمسیری بسیار عظیم و درختان بدون گل غول پیکر ، در باتلاقهای وسیع فراهم شد. این گیاهان بعد از خشک شدن و از بین رفتن به داخل باتلاقها می افتادند و بر اثر خروج اکسیژن ، فساد فی هوازی تسریع می شد. پوشش گیاهی به ماده ای لجن مانند به نام پیت (Peat) تبدیل شد. پیتها بسته به درجه فساد ، برخی قهوه ای و اسفنجی و بعضی سیاه فشرده بودند. دریا بر روی چنین نشستهایی پیشروی کرد و رسوبات معدنی بر روی آنها فرو نشست. پیت در تحت فشار خشک و سخت شد. و به زغال سنگ پیت (لنیت یا لیگنیت که به زغال سنگ قهوه ای نیز موسوم است) تبدیل شد.
    فشار بیشتر و گذشت زمان زغال سنگ قیردار را به وجود آورد، که هر ۶ متر ضخامت رسوب گیاهان نخستین به ۰.۳ متر زغال سنگ تبدیل شده بود. حتی فشارهای زیادتر که ناشی از چین خوردگی پوسته زمین به صورت سلسله جبالهای عظیم بود، سخت ترین و مرغوبترین زغال سنگ ، یعنی آنتراسیت (anthracite) ، را به وجود آورد. کیفیت زغال سنگ از روی نسبت مقدار کربن تثبیت شده به مقادیر رطوبت و ماده فرار و ماده‌ای که بر اثر حرارت به گاز تبدیل می شود، تعیین می‍گردد.

    ● منشا نفت و گاز طبیعی

    با همه تلاش گسترده و صرف وقت فراوانی که برای یافتن و استخراج نفت و گاز طبیعی صورت گرفته است، انسان هنوز درباره منشا این مواد به نحو شگفتی بی اطلاع است.
    ▪ پاره ای واقعیتهای پذیرفته شده در این مورد عبارتند از :
    ـ نفت و گاز از ترکیباتی با فشار زیست شناختی(بیولوژیکی) تشکیل شد اند.
    ـ قسمت اعظم انواع نفت محتوی پورفیرین ، مجموعه‌ای از ترکیبات هیدروکربن دار ، که یا از کلروفیل و یا از همین (hemin) ماده قرمز کننده خون مشتق شده اند.
    ـ قسمتهای لیپیدی (چربیها و مومها) موجودات ، منبع سرشاری برای تشکیل نفت و گاز فراهم آورده اند.
    ـ امکان دارد که در اوضاع فعلی بتوان هیدروکربورهای نفت مانند را در رسوبهای جوان دریایی پیدا کرد.
    ـ علاوه بر این نفت معمولا با سنگهای رسوبی که بر اثر فعالیتهای دریایی ته نشین شده اند، توام است.

    ● حدسی دیگر
    احتمالا ماده ای آلی که نفت را به وجود آورده است، شامل گیاهان پلانکتونی تک یاخته‌ای از قبیل دیاتمها ( diatom ، جلبک تک یاخته یا چند یاخته ای است که دارای جدارهای یاخته ای سیلیسی است) ، جلبک سبز ـ آبی ، و حیوانات پلانکتونی تک یاخته ای مانند فورا مینی فرا (Foramin e fera موجود ذره بینی دارای پوسته آهکی) ، بوده است. این شکلهای ابتدایی حیات در بیش از یک میلیارد سال قبل فراوان بودند و می‌توانسته اند به عنوان منبع ذخایر نفت موجود در سنگهای دوران قبل از کامبرین ( Precamberian ، قدیمیترین دوران زمین شناسی) ، اواخر دوران اول زمین شناسی مورد استفاده واقع شده باشند.
    ▪ دیاتمها ( diatom)
    پس از مرگ این یاخته‌ها ، حفظ مواد آلی ، مستلزم دفن سریع آنها در زیر رسوبهای ریز بافت و رسمی است. مواد مدفون باید از تاثیر اکسیژن محفوظ بمانند، زیرا اکسیژن باعث شکستن مولکولها و نابودی کامل مواد می شود.
    ▪ دیاژنر
    دیاژنر به مجموعه اعمالی گفته می شود که در ضمن آن تغییرات شیمیایی ، رسوبهای سست را به صخره تبدیل می کنند. این پدیده ای است که با حرارت و فشار نسبتا پایین ، پدیده یاد شد. از این واقعیت ناشی می شود که نفت را می توان به مقادیری که از نظر تجاری مقرون به صرف باشد، در اعماق بین ۳۰ تا بیش ۷۵۰۰ متر پیدا کرد. این تفاوت عمیق معرف آن است که برای تشکیل نفت ، وجود فشار یک ضرورت اجتناب ناپذیر نیست. دمای زیاد یعنی بالاتر از ۶۰۰ درجه سانتیگراد نیز ضرورتی ندارد.
    ● ترکیبات نفت خام
    نفت خام ، ترکیبی از هزاران ماده شیمیایی مختلف است که از گازهای بسیار سبک تا مواد نیمه جامدی مانند قیر یا موم پارافین در آن یافت می شود. تقریبا ۸ درصد نفت موجود در سنگهای دوران اول زمین شناسی و ۶۳ درصد آن در سنگهای دوران سوم زمین شناسی و ۲۹ درصد در سنگهای اول دوران چهارم تا عصر یخچالهای یافت می شود.
    ● افسانه‌های بابلیان در مورد نفت
    کلمه بابلی نپتو (naptu) ، که به یونانی به صورت نفتا (naphtha) تغییر شکل داد، و به معنای مایع قابل اشتعال به کار می رفت، ۲۰۰۰ سال قبل از میلاد مسیح رایج و به مفهوم شعله کردن استعمال می شد. در الواح معبد بابل ، از آن به عنوان چیزی بدین یاد شده و از خدایان خشمگین که آن را با برق آسمان به آتش کشیده است. سخن به میان آمده است. صدای گازی که از شکاف سنگها خارج می شود، توسط شاه توکولتی نینورتا (King Tukulti Ninurta) ، پادشاه بابل ، در ۸۸۵ قبل از میلاد به عنوان صدای خدایان که از شکاف صخره‌ها سخن می گویند توصیف شده است.
    ● سیر تحولی مصرف سوختهای فسیلی
    انسان با اشتهای سیری ناپذیر خود برای مصرف سوختهای فسیلی ، مخازن چند صد میلیون ساله زمین شناختی را تهی می کند. این سوختها ، در همین اواخر و از آغاز استقرار آدمی در این سیاره کشف شده اند. زغال سنگ ، یکصد سال قبل از میلاد مسیح در چین به مصرف سوخت می رسید، اما استخراج آن در اروپا ، زودتر از قرن سیزدهم میلادی صورت نگرفت و تا رویداد انقلاب صنعتی در قرن‌های ۱۸ ، ۱۹ در اروپا ، بهره برداری از آن به کمال نرسید. اختراع ماشین بخار و لکوموتیو بخار ، تقاضای سریع برای مصرف زغال سنگ را بالا برد، زیرا برای گرم کردن دیگهای بخار و ساختن فولاد به مصرف می رسید. قبل از آن ، برای تهیه زغال مورد نیاز فرایند ذوب سنگ آهن و تبدیل آن به آهن ریخته گری ، از چوب استفاده می شد.
    ● آلودگی هوا و صنعت نفت
    سرآغاز واقعی صنعت نفت از زمان حفر چاه دریک (Drake) در تیتوس ویل (Titusville) پنسیلوانیا در سال ۱۸۵۹ ، و توسعه پالایشگاههای راکفلر در مجاورت آن ، آغاز می شود. در این پیشرفتها ، ساخت موتور احتراق داخلی (موتور در نسوز) واتومبیل را سیر کرد. در طی قرون گذشته ، دودکشهای کارخانجات برافراشته شد و اگزوز اتومبیلها ۳۶۰ میلیارد تن کربن فسیلی را به داخل جو رها کرد.
    ● زنگ خطر
    در سرتاسر جهان ، سالانه ۲.۹ میلیارد تن زغال سنگ یا سوخت معادل آن به هدر می رود. و اگر به همین روال ادامه پیدا کند، روز به روز نیازهای بشر به این منابع افزایش خواهد یافت. و چون این منابع تجدید ناپذیر هستند، بنابراین این مسیله به عنوان یک خطر جدی زندگی بشر در آینده را تهدید می کند. هر چند امروزه سوختهای جایگزین و منابع جدید انرژی بوجود آمده اند، اما این منابع به دلیل گران و پیچیده بودن نمی تواند در اختیار تمام کشورهای جهان قرار گیرد.

  3. Top | #307
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض لایه های زمین

    لایه های زمین ● چهار لایه زمین:
    زمین از چهار لایه متفاوت تشكیل شده است. بسیاری از زمین شناسان معتقدند كه زمین در مركز خود از مواد سنگینتر و با چگالی بیشتر تشكیل شده است و مواد سبكتر به سمت بالا حركت می كنند. زیرا پوسته زمین غالبا از مواد سبكتر(سنگهای بازالت و گرانیت) ساخته شده در حالیكه هسته آن شامل فلزات سنگین(نیكل و آهن) است.
    پوسته لایه ای است كه شما بر روی آن زندگی می كنید، این لایه به خوبی مطالعه و درك شده است. گوشته بسیار گرمتر از پوسته است و توانایی جریان زیادی دارد. هسته های درونی و بیرونی همچنان گرمتر هستند و فشار وارده در مركز زمین به اندازه ای است كه شما می توانید به وسیله آن، یك توپ را به یك تكه سنگ مرمر تبدیل كنید.
    ۱) پوسته:
    پوسته زمین، شبیه پوسته یك زمین است. این لایه نسبت به سه لایه دیگر، بسیار نازكتر است. پوسته، در محل اقیانوسها(پوسته اقیانوسی)تنها حدود ۵-۳ مایل(۸كیلومتر) ضخامت دارد و در قاره ها(پوسته قاره ای) حدود۲۵ مایل(۳۲كیلومتر) ضخامت دارد. درجه حرارت پوسته از درجه حرارت هوا در بالاترین بخش آن، تا ۱۶۰۰درجه فارنهایت(۸۷۰ درجه سلسیوس) در عمیق ترین بخش پوسته تغییر می كند.
    شما می توانید یك قرص نان در تنور(اجاق) خودتان در حرارت ۳۵۰درجه فارنهایت) بپزید. در حرارت ۱۶۰۰درجه فارنهایت،‌سنگها شروع به ذوب شدن می كنند. پوسته زمین به قطعاتی كه ورقه نامیده می شوند، تقسیم شده است. ورقه ها نیز بر روی یك گوشته پلاستیكی نرم كه زیر پوسته قرار گرفته اند شناورند. این ورقه ها معمولا به آرامی حركت می كنند ولی اغلب، به هم می چسبند و فشار زیادی را ایجاد می نمایند.
    فشار ایجاد شده و سنگها خمیده می شوند تا حدی كه بشكنند. به هنگام رخداد این پدیده، زمین لرزه ایجاد می شود. به ضخامت كم پوسته، در مقایسه با سایر لایه ها توجه كنید. كلا هفت ورقه اقیانوسی و قاره ای بر روی گوشته ای كه از مواد داغتر و با چگالی بیشتری تشكیل شده است،‌شناور می باشند.
    پوسته از دو نوع سنگ اصلی تشكیل شده است، گرانیت و بازالت. پوسته قاره ای بیشتر از گرانیت تشكیل شده در حالیكه پوسته اقیانوسی شامل نوعی از سنگهای آتشفشانی، كه بازالت نامیده می شوند، می باشد.
    سنگهای بازالتی ورقه های اقیانوسی،‌چگالی بیشتری داشته و از سنگهای گرانیتی ورقه قاره ای سنگینتر هستند. شاهد این قضیه نیز، رانده شدن پوسته قاره ای بر روی پوسته سنگینتر اقیانوسی در طی برخورد ورقه ها می باشد. پوسته و قسمت بالایی گوشته، پهنه ای از سنگهای صلب و شكننده را ایجاد می كنند كه سنگ كره(لیتوسفر) نامیده می شود. لایه پایینی سنگ كره صلب، پهنه ای با محتویات قیرمانند است كه سست كره(آستنوسفر) نام دارد. سست كره، بخشی از گوشته است كه جریان دارد و ورقه ها بر روی آن حركت می كنند.
    ۲) گوشته:
    گوشته لایه ای است كه مستقیما بر روی سیما قرار دارد. این لایه بزرگترین قسمت زمین است كه حدود ۱۸۰۰مایل ضخامت دارد. گوشته از سنگهای بسیار داغ و چگال تشكیل شده است. این لایه سنگی، ‌شبیه قیر جریان می یابد. این جریان در اثراختلاف زیاد درجه حرارت از كف تا بالای گوشته می باشد. حركت گوشته، دلیل حركت ورقه های زمین است. درجه حرارت گوشته، از ۱۶۰۰درجه فارنهایت در بالای آن تا ۴۰۰۰درجه در قسمتهای قاعده ای اس،‌ تغییر می كند.
    ▪ جریانهای همرفتی:
    گوشته از مواد بسیار چگالتر و با ضخامت بیشتر ساخته شده است. ورقه ها بر رو ی آن مانند روغنی كه بر روی آب شناور است،‌ شناورند. بسیاری از زمین شناسان معتقدند كه گوشته به سبب وجود جریانهای همرفتی،‌جریان دارد.
    جریانهای همرفتی، به علت وجود موادبسیار داغی است كه از عمیق ترین قسمت گوشته بالا می آیند سپس سرد شده، دوباره پایین رفته، سپس داغ شده و باز بالا می آیند و این چرخه بارها و بارها ادامه می یابد.
    شما سوپ یا پودینگ را در ماهیتابه ای گرم می كنید و جریانات همرفتی را می توانید در این مایع ببینید كه شروع به حركت می كند.
    هنگامی كه جریانان همرفتی در درون گوشته جریان می یابند، می توانند پوسته را نیز به حركت درآورند. در اثر این جریانات، پوسته آزادانه حركت می كند.
    نوار نقاله، دركارخانه جعبه ها را حركت می دهد همانند جریانات همرفتی در گوشته، كه ورقه های زمین را حركت می دهد.
    ۳) هسته خارجی:
    هسته زمین، شبیه توپی است از مواد بسیار داغ(۹۰۰۰-۴۰۰۰ درجه فارنهایت). هسته خارجی آنقدر داغ است كه فلزات در آن همگی به صورت مایع هستند. هسته خارجی، ۱۸۰۰ مایل پایینتر از پوسته قرار دارد و حدود ۱۴۰۰مایل ضخامت دارد. هسته خارجی از نیكل و آهن مذاب تشكیل شده است.
    ۴) هسته داخلی:
    هسته داخلی آنقدر فشار و حرارت بالایی دارد كه فلزات به یكدیگر فشرده شده و مانند مایع قادربه حركت نیستند. اما نیروهای وارد شده به آنها باعث می شود كه در جای خود همانند یك جامد بلرزند.
    هسته داخلی، ۴۰۰۰ مایل پایینتر از پوسته است و حدود ۸۰۰مایل ضخامت دارد. درجه حرارت در آن بیش از ۹۰۰۰درجه فارنهایت است و فشار ۴۵ میلیون پوند براینچ مربع است. این مقدار فشار، سه میلیون برابر فشار هوا بر سطح بدن شما در كنار دریاست.

  4. Top | #308
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض رخساره‎های استثنایی تریاس ایران ( چینه شناسی )

    رخساره‎های استثنایی تریاس ایران ( چینه شناسی ) در دو ناحیهٔ آق‎دربند (كپه‎داغ) و نخلك (ایران مركزی)، سنگ‎های تریاس پایینی و میانی رخساره‎های سنگی و زیستی ویژه دارند كه با سایر نقاط ایران شباهت چندان ندارند. استثنایی بودن رخسارهٔ تریاس آق‎دربند با نگرش به انباشت در حوضهٔ شمال خاوری ایران (به احتمال حاشیهٔ جنوبی صفحهٔ توران) دور از انتظار نیست. ولی در ناحیهٔ نخلك این باور وجود دارد كه سنگ‎های تریاس فلس‎های نابرجا هستند كه از صفحهٔ توران به روی لبهٔ خرد قارهٔ ایران مركزی منتقل و سپس در اثر چرخش خردقاره، در خلاف جهت عقربه‎های ساعت، به محل امروزی نقل مكان پیدا كرده‎اند.
    ● تریاس در آق‎دربند :
    پنجرهٔ فرسایشی آق‎دربند، در ۱۰۰ كیلومتری جنوب خاوری مشهد، و در لبهٔ جنوبی كوه‎های كپه‎داغ جای دارد. وجود پاره‎ای از ویژگی‎های زمین‎شناختی متفاوت با سایر نواحی ایران سبب شده تا آق‎دربند و بالمعال كپه‎داغ لبهٔ جنوبی صفحهٔ توران دانسته شود. یكی از تفاوت‎های بارز زمین‎شناسی آق‎دربند رخنمون‎هایی از سنگ‎های تریاس است كه رخسارهٔ سنگی و زیستی ویژه دارد و به صورت نواری به درازای ۲۰ و پهنای ۲ تا ۴ كیلومتر، با روندی باختر – شمال باختری، در یك زون فلسی رخنمون دارند.
    به همین‎رو چند و چون ردیف‎های تریاس این ناحیه، به ویژه بخش زیرین آن چندان شفاف نیست. در منطقهٔ سفیدكوه، در نزدیكی آبادی كوچك قره‎قیطان رخنمون‎هایی قهوه‎ای رنگ از كنگلومرا، ماسه‎سنگی دانه درشت، شیل‎های سیلیسی وجود دارند كه بوسیلهٔ سنگ‎آهك‎های سازند سفیدكوه، به سن اسكیتین پسین پوشیده می‎شوند.
    به نهشته‎هــای آواری قهوه‎ای‎رنگ زیر سنگ‎آهك‎های اسكیتیــن پسیـن (سازند سفیدكوه) نام غیررسمـــی « سازند قره‎قیطان » داده شده ولی سن آن مورد بحث است. روتنر (۱۹۸۳) سازند قره‎قیطان را مُلاس‎های پس از كوهزایی هرسی‎نین می‎داند كه به صورت انباشتگی مخروط افكنه‎ای در لبهٔ جنوبی صفحهٔ توران و یا در گودال (اقیانوسی) مجاور آن نهشته‎ شده‎اند، در حالی كه افتخارنژاد (۱۹۸۴)، به لحاظ قرارگیری آواری‎های مورد نظر در زیر سنگ‎های اسكیتین پسین (سازند سفیدكوه) سن اسكیتین پیشین را باور دارد.
    ساختار فلسی و پیچیدهٔ ناحیه سبب شده تا معمای نهشته‎های كنگلومرایی « سازند قره‎قیطان » به ویژه پیوند آن با سنگ‎های تریاس آق‎دربند نیاز به مطالعات بیشتر داشته باشد.
    جــدا از سازنـد قره‎قیطان، روتنر (۱۹۹۱) به مجموعــهٔ سنگ‎های تریاس ناحیهٔ آق‎دربند « گروه آق‎دربند » نام داده كه شامل چهار سازند است و به داشتن تكاپو‎های آتشفشانی شدید شاخص است.
    ● گروه آق‎دربند:
    در سال ۱۹۸۳، روتنر، برای تریاس آق‎دربند نام « سازند آق‎دربند » را انتخاب كرد كه شامل چهار عضو بود. در بازنگری بعدی روتنر و همكاران (۱۹۹۱)، سازنـد آق‎دربند را به « گروه آق‎دربند » تغییر مرتبه دادندكه شامل سازند آهكی سفیدكوه (در زیر)، سازند نظر كرده، سازند آتشفشانی سینا و سازند شیلی میانكوهی (در بالا) بود.
    سازندهای سفیدكوه، به ویژه نظر كرده و سینا در ایران مركزی و البرز همانند ندارند. در حالی كه، نهشتهٔ شیلی سازند میانكوهی، با سن نورین هم از نظر سنی و هم از نظر رخسارهٔ سنگی یادآور نهشته‎های زغالدار تریاس بالای البرز و ایران مركزی هستند.
    انحصاری بودن رخسارهٔ سنگ‎های تریاس پایینی و میانی می‎تواند گواهی بر استقلال حوضهٔ كپه‎داغ باشد در حالی كه همانندی سنگ‎های تریاس بالایی این پهنه حاكی از یكپارچگی صفحهٔ ایران و صفحهٔ توران است كه در زمان پیش از نورین به یكدیگر رسیده‎اند.
    در توالی گروه آق‎دربند، یك فاز فرسایشی موقت در زمان آنیزین پسین، یك نبود چینه‎ای به سن كارنین پسین و رویدادی دیگر به سن نورین پیشین قابل شناسایی است به همین رو سنگ‎های تریاس آق‎دربند قابل تقسیم به سه دورهٔ رسوبی زیراند.
    ۱) دورهٔ نورین پسین – رتین پیشین
    ۲) دورهٔ لادینین – كارنین پیشین
    ۳) دورهٔ اسكیتین – آنزین پیشین
    با توجه به ناپیوستگی‎های یاد شده، بنا به توصیهٔ كمیتهٔ ملی چینــه‎نگاری ایران، شایسته است تا واژهٔ « گروه آق‎دربند » حذف و سازندهای چهارگانهٔ یاد شده هر یك به تنهایی معرف بخشی از سنگ‎های تریاس ناحیهٔ آق‎دربند باشند.
    ● سازند آهكی سفیدكوه:
    كامل‎ترین بُرش سازند آهكی سفیدكوه را می‎توان در بخش شمال باختری سفیدكوه دید كه شامل حدود ۲۰۰ متر سنگ‎‎آهك ضخیم‎لایه تا توده‎ای زردرنگ است كه میان‎لایه‎های نازك سنگ‎آهك خاكستری روشن تا خاكستری آبی حاوی گرهك و آثار كرم دارد. در ده متر قاعدهٔ این سازند سنگ‎های آذرین- آواری دانه درشت سیاه‎رنگ با تركیب آندزیتی و كنگلومرای سیاه‎رنگ وجود دارد كه با سنگ‎آهك‎های ائولیتی دنبال می‎شود. وجود لایه‎بندی چلیپایی در كالك آرنیت‎های نزدیك به قاعدهٔ سازند، تأییدی بر رسوب این سنگ‎آهك‎ها در ژرفای كم است. بازوپایان، روزنه‎داران، كنودونت‎های سازند سفیدكوه به آشكوب اسكیتین پسین تعلق دارند.
    ● سازند نظر كرده :
    بُرش سازند نظر كرده در دامنهٔ جنوب باختری كوهی به همین نام، واقع در ۵/۱ كیلومتری باختر روستای آق‎دربند، اندازه‎گیری شده است. در پایهٔ سازند ۱۰ متر شیل و مارن سیلتی، ماسه‎سنگی توفی وجود دارد كه بر روی آن ۹ متر سنگ‎آهك گره‎دار گلوكونیتی، ۱۲ متر مارن ماسه‎ای جای دارد. بقیهٔ ردیف‎ها را سنگ‎آهك زیست آواری تشكیل می‎دهد كه دارای سنگوارهٔ بازوپایان، شكم‎پایان، بریوزوآ و آمونیت است و نشان دهندهٔ زمان آنزین پیشین‎اند. تغییرات ستبرای این سازند از ۲۰ تا ۵۰ متر است و گاهی هم وجود ندارد.
    ● سازند آتشفشانی سینا :
    این سازند با ۴۰۰ تا ۷۰۰ متر ستبرا، گاهی بر روی سازند نظر كرده و گاهی بر روی سازند آهكی سفیدكوه جای دارد. در بیشتر برش‎ها، این سازند رخسارهٔ متغیر دارد و به شدت چین خورده و گسسته است. در یك نگاه كلی، سازند سینا از ماسه‎سنگ، شیل و مارن توفی تشكیل شده كه لایه‎های كنگلومرایی دارد. ولی در نگاهی دقیق‎تر، سازند ولكانیكی سینا شامل دو عضو زیر است.
    « عضو ماسه‎سنگی پایینی » حدود ۲۷۰ تا ۳۵۰ متر تناوب ماسه‎سنگی توفی و لایه‎های نازك‎تر شیل‎های توفی به رنگ سبز و سُرخ ارغوانی، شیل آهكی و سنگ‎آهك توفی است. به طور محلی، در نیمهٔ زیرین این بخش نهشته‎های كنگلومرایی متشكل از قلوه‎های چرت، سنگ‎های دگرگونه، گرانوفیری، در یك سیمان ماسه‎سنگی لیتارنیت وجود دارد.
    « عضو شیلی بالایی »، با ۳۰۰ تا ۵۰۰ متر ضخامت شامل تناوب شیل توفی با لایه‎های نازك ماسه‎سنگی دانه‎ریز و شیل‎های آهكی پرفسیل است كه رنگ سبز تیره تا خاكستری مایل به سبز دارد. در قاعدهٔ این بخش، لایه‎ای كلیدی بنام « مارن فقیر » قرار دارد كه دارای سنگوارهٔ فراوان و به رنگ صورتی و سبز روشن است كه آن را از بقیهٔ واحد مشخص می‎سازد. لایه‎های كلیدی فقیر با ۲۰ تا ۲۵ متر ستبرا دارای روزنه‎داران، به ویژه سفالوپودهای اواخر لادنین پسین است.

  5. Top | #309
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض تپه‌های شنی

    تپه‌های شنی طرز تشکیل تپه‌های شنی (دونها) بدین صورت است که ماسه‌هایی که بوسیله باد در سطح زمین در حرکت هستند پس از رسیدن به موانعی در سر راه خود از قبیل گیاهان ، قطعات سنگ و یا عوارض طبیعی دیگر که سبب کاهش سرعت باد در نتیجه متوقف ماندن ذرات ماسه از حرکت می‌شود. این ذرات در اطراف این موانع انباشته شده و بتدریج به مقدار آنها افزوده می‌شود. سرانجام اجتماع این ذرات. ماسه‌ای منجر به تشکیل تپه‌های شنی می‌گردد. البته هرچه این موانع بزرگتر باشند امکان اینکه توده‌های ماسه‌ای به صورت تپه‌های بزرگتری در آیند وجود دارد.
    ● حرکت تپه‌های شنی
    تپه‌های شنی پس از تشکیل در محل خود ثابت نمی‌مانند، بلکه در جهت وزش باد جابجا می‌شوند.
    با وزش باد ماسه‌ها در دامنه‌ای که در جهت باد قرار دارد به طرف بالا رانده می‌شوند و پس از رسیدن به قله در دامنه پشتی تپه غلطیده و در آنجا جمع می‌گردند. جابجایی توده‌های ماسه‌ای در شرایط عادی به ١٠تا ٢٠متر در سال می‌رسد.
    ● ارتفاع تپه‌های شنی
    ارتفاع تپه‌های شنی متغیر می‌باشد و به ندرت از ٢٠متر تجاوز می‌کند ولی گاهی از اوقات ارتفاع آنها زیاد شده و به ١٠٠متر نیز می‌رسد.
    برای مثال ارتفاع تپه‌های شنی شرق کویر لوت گاهی اوقات به بیش از ١٠٠متر نیز می‌رسد.
    ● جنس تپه‌های شنی
    جنس تپه‌های شنی اغلب از کوارتز است ولی گاهی گچ ، آهک ، رس ، خاکسترهای آتشفشانی و مواد دیگر ، در آنها دیده می‌شود. وجود این مواد در تپه‌های شنی حاکی از فراوانی آنها در محل است.
    ● انواع تپه‌های شنی
    شکل تپه‌های شنی متفاوت است و از این جهت آنها را برحسب شکل و چگونگی تشکیلشان به دسته‌های مختلف تقسیم می‌کنند که مهمترین آنها عبارتند از :
    ▪ برخان :
    این دسته از تپه‌های شنی هلالی شکل و ده و دارای دو گوشه تیز می‌باشند که جهت باد را نشان می‌دهند. قسمت کوژ این تپه‌ها در جهت باد و کاو آن در جهت مقابل باد است. برخان در مناطقی که جهت باد همیشه ثابت است تشکیل می‌گردد. این نوع تپه‌ها متحرک بوده و هرچه کوچکتر باشند مقدار جابجایی آنها بیشتر می‌باشد.
    ▪ تپه‌های شنی سهمی شکل :
    این تپه‌ها دارای یک دیواره کم ‌شیب و یک دیواره تقریبا قائم بوده و شکل سهمی و یا به صورت u می‌باشند.
    ▪ سیف :
    سیف به زبان عربی یعنی شمشیر و چون این نوع تپه‌های شنی (دونها) شبیه شمشیر هستند، از این جهت به آنها سیف می‌گویند. این نوع دون‌ها در مناطقی که باد دارای یک جهت اصلی و یک جهت فرعی می‌باشد تشکیل می‌شوند.
    ▪ تپه‌های شنی طولی :
    تپه‌های شنی طولی که به آنها دون ریسمانی نیز گفته می‌شود، تپه‌های باریکی هستند که به شکل رشته‌های طویل دیده می‌شوند و طول آنها نیز در امتداد جهت باد قرار گرفته است. طول این تپه‌ها گاهی به ٨٠تا ١٠٠کیلومتر و ارتفاع آنها به ٥٠تا ١٠٠متر نیز می‌رسد.
    ▪ تپه‌های شنی عرضی :
    این نوع تپه‌ها معمولا در نواحی که مقدار ماسه فراوان و جهت باد نیز ثابت است به شکل رشته‌هایی از تپه های شنی که متصل به هم (معمولا از اتصال چند برخان که امتداد آنها عمود بر جهت باد است) تشکیل می‌شوند.
    ▪ تپه‌های شنی درهم :
    به تپه‌هایی که به علت تغییر دائمی جهت باد دارای هیچ نوع فرم و شکل شخصی نمی‌باشند اطلاق می‌گردد.

  6. Top | #310
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض معرفی زونهای زمین شناسی ایران

    ● پهنه رسوبی – ساختاری البرز
    پهنه رسوبی – ساختاری البرز شامل بلندی‎های شمال صفحه ایران است که به شکل تاقدیسی مرکب(Anticlinorium) ، در یک راستای عمومی خاوری – باختری، از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد.
    از نگاه زمین‎ریخت‎شناسی، مرز شمالی البرز منطبق بر تپه ماهورهای متشکل از نهشته‎های ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمین‎شناختی، مرز شمالی البرز محدود به زمیندرز تتیس کهن است که از برخورد سنگ‎کره (Lithosphere) قاره‎ای البرز با سنگ کره توران، در تریاس پسین به وجود آمده است. ولی، در بیشتر نقاط، محل زمیندرز با ورق‎های رانده شده از شمال به جنوب پوشیده شده است. حد جنوبی البرز چندان روشن نیست. گسل تبریز (علوی، ۱۹۹۱)، آنتی البرز(Anti Alborz) (ریویه، ۱۹۴۱) گسل گرمسار (بربریان، ۱۳۷۵)، گسل سمنان (نبوی، ۱۳۵۶) و گسل عطاری (علوی‎نایینی، ۱۹۷۲)، مرز جنوبی البرز دانسته شده‎اند. ولی چنین به نظر می‎رسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد. از نظر کوه‎نگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوه‎های پاراپا میسوس افغانستان (علوی، ۱۹۹۱) گسترش دارد.
    فراوانی سنگ‎های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنه جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشه زمین‎ساخت اروپا (خاین، ۱۹۷۲)، البرز بخشی از بزرگ ناودیس قفقاز – ترکیه دانسته شود. ولی، وجود سنگ‎های ماگمایی همسان با آن در دیگر نواحی ایران، و به ویژه با دستیابی به یافته‎های بیشتری از زمین‎شناسی ایران، یقین شد که بسیاری از واحدهای سنگ‎چینه‎ای البرز و ایران مرکزی، از دیدگاه رخساره و شرایط تشکیل، هماننداند به گونه‎ای که البرز را می‎توان چین‎های حاشیه‎ای ایران مرکزی دانست که در شکل‎گیری آن برخورد دو صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشته‎اند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوت‎هایی دارد (اشتوکلین، ۱۹۶۸) .
    به ظاهر، سرگذشت ساختاری و چینه‎ای البرز در همه جا یکسان نیست. به همین‎رو، جدا از واژه‎های جغرافیایی: البرز باختری، البرز مرکزی، البرز خاوری، البرز شمالی، البرز جنوبی، از نظر زمین‎شناسی، از زیرزون‎هایی همچون ماکو – تبریز، رشت – گرگان، بینالود (نبوی، ۱۳۵۵) و حتی کپه‎داغ یاد شده است که نیاز به بازنگری دارند. برای نمونه، زون رشت – گرگان که شامل مناطق جنوبی دریای خزر است، در شمال گسل البرز، به گفته بهتر در شمال زمیندرز پوشیده ‎تتیس کهن قرار دارد و از این رو، وابستگی آن به لبه جنوبی ورق توران به مراتب بیشتر است و یا زون بینالود، خویشاوندی زمین‎شناختی بیشتری با ایران مرکزی دارد تا البرز. مهم‎تر آنکه، شرایط زمین‎شناختی حاکم بر کپه‎داغ با البرز متفاوت است و از این رو، شمول آنها در البرز توجیه علمی قوی ندارد. در این نوشتار با اعتقاد به ضروری نبودن تفکیک البرز از ایران مرکزی، تنها به ویژگی‎های زمین‎شناسی اصلی، به ویژه ساختار البرز، بسنده می‎شود. ولی، تفاوت‎های ناحیه‎ای نادیده گرفته نشده و به آنها نیز اشاره می‎شود
    ● تاریخچه چینه ای البرز
    در بسیاری از گزارش‎های زمین‎شناسی، کهن‎ترین سنگ‎های البرز را دگرگونی‎های جنوب گرگان (شیست‎های گرگان) دانسته‎اند. افزون بر آن، دگرگونی‎های اسالم – شاندرمن (کلارک و همکاران، ۱۹۷۵) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، ۱۹۶۲) واحدهای سنگ‎چینه‎ای پرکامبرین البرز انگاشته شده‎اند. ولی، امروزه یقین شده است که این دگرگونی‎ها، بیشتر سنگ‎های پالئوزوییک و یا مزوزوییک هستند که در اثر زمین‎ساخت برخوردی تریاس پسین (رویداد سیمرین پیشین) و یا به طور همبری دگرگون شده‎اند. یافته‎های دیرینه‎شناختی امروز البرز، گویای آن است که کهن‎ترین سنگ‎های رخنمون شده البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارک‎هــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است. علوی (۱۹۹۱)، با تکیه بر سنگ رخساره‎ها به ویژه نقش زمین‎ساخت بر حوضه رسوبی البرز، همه سنگ‎های البرز را به چند واحد زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم می‎کند.
    ۱) توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،
    ۲) سنگ‎های ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،
    ۳) توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی
    ۴) نهشته‎های پیش‎خشکی تریاس بالایی – ژوراسیک میانی،
    ) ۵توالی فلات قاره ژوراسیک میانی – کرتاسه، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی.
    ۶)مجموعه ماگمایی البرز به سن سنوزوییک، با ترکیب شیمیایی کلسیمی - قلیایی در البرز غربی – مرکزی و قلیایی در البرز شرقی.
    ۷) رسوبات همزمان با کوهزایی سنوزوییک، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی، گفتنی است که:
    ـ هر یک از واحدهای یاد شده در بالا شامل چند یا چندین سازند است که همگی در شرایط زمین‎ساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمین‎ساختی مشابه، انباشته شده‎اند.
    ـ در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوسته قاره‎ای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقاره‎ای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.
    ـ بنا به گزارش اشتامفلی (۱۹۷۸)، بربریان و کینگ (۱۹۸۱)، سنگ‎های ماگمایی اردویسین – دونین معرف یک مرحله بازشدگی (Opening Stage) و جدایش(Break Up) سکوی پرکامبرین پسین – پالئوزوییک پیشین البرز اند.
    ـ در تریاس پسین، سنگ کره قاره‎ای(Lithosphere) البرز و ورق توران برخورد کرده و در اثر این برخورد، ضمن پایان گرفتن حیات فلات قاره، پدیده‎های فراخاست، دگرگونی، جایگیری توده‎های گرانیتوییدی انجام و حوضه‎های رسوبی پیش‎خشکی ((Foreland تریاس پسین – ژوراسیک میانی شکل گرفته‎اند.
    ـ بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان می‎دهد که رسوبات پالئوزوییک دامنه شمالی ستبرتراند ‎ و در پاره‎ای نقاط همچون آمل، کندوان ناپیوستگی رسوبی میان سنگ‎های پرمین و تریاس در کمترین اندازه است. در ضمن، ستبرای رسوبات زغالدار تریاس بالا – ژوراسیک میانی در دامنه شمالی، چندین برابر دامنه جنوبی است و یا سنگ‎های کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی سنگ‎های آتشفشانی دارند. این نکته‎ها نشان می‎دهند که در زمان‎های پالئوزوییک – مزوزوییک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیق‎تر از دامنه جنوبی بوده است در حالی که از سنوزوییک به بعد شرایط دیرینه جغرافیا تغییر عمده کرده و در حالی که در دامنه شمالی گسلش راندگی و فراخاست روی داده، در دامنه جنوبی البرز، دریای پسرونده، کم ژرفا و در حال فرونشستی وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشته‎های آذرآواری – تخریبی همزمان با کوهزایی بر جای نهاده شده است.
    خرد قاره ایران مرکزی بخشی از ایران میانی است که با زمیندرزهای افیولیتی سیستان، نائین، بافت، گسل دورونه و افیولیت‎های کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسل‎های طویلی که به سمت باختر خمیدگی دارند و از نوع امتداد‎لغز راستگرد‎اند، قابل تقسیم به بلوک لوت، فرازمین شتری، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشت‎بادام، فرو‎افتادگی بیاضه – بردسیر و بلوک یزد ۰۰۰ است.
    ● پهنه رسوبی – ساختاری ایران مرکزی
    در گذشته، خردقاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی می‎دانستند ولی، به باور اشتوکلین (۱۹۶۸) ، پس از سخت‎شدن پی‎سنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوییک ویژگی‎های سکویی داشته و در زمان‎های مزوزوییک و سنوزوییک به منطقه‎ای پر تحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، باید گفت که الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوک‎های جدا شده با گسل‎های عمده است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد قاره در همه جا یکسان نیست. شواهد موجود نشان می‎دهندکه:
    ـ کوهزایی کاتانگایی در این ناحیه در پرکامبرین پسین و پیش از یک رژیم سکویی حاکم شده است.
    ـ به جز بلوک لوت و لبه جنوب باختری که سنگ‎های ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگ‎های ترشیری در کمترین مقداراند.
    ـ در ردیف‎های پالئوزوئیک این ناحیه، نبودهای چینه‎نگاری مهمی وجود دارد که مهم‎ترین آنها نبودهای چینه‎ای آغاز دونین میانی (هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.
    ناهمسانی‎های ساختاری – رسوبی گسترده سبب شده تا بتوان خرد ‎قاره ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.
    ● بلوک لوت
    بلوک لوت، با درازایی حدود ۹۰۰ کیلومتر، خاوری‎ترین بخش خردقاره ایران مرکزی است. مرز خاوری آن با گسل نهبندان و حوضه فلیشی خاور ایران و مرز باختری آن با گسل نایبند و بلوک طبس مشخص می‎شود. در روی نقشه زمین‎ساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، ۱۹۷۳)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته می‎شود. در ۱۹۶۸، اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاوری و باختری تقسیم کرد که با رشته کوه‎های شتری از یکدیگر جدا می‎شد. یافته‎های بعدی نشان داد که ویژگی‎های زمین‎شناسی این دو بلوک قابل قیاس نیستند. برای نمونه، روانه‎های آذرین بسیار ستبر (۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ متر) سنوزوییک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و یا حرکت‎های زمین‎ساختی سیمرین پیشین، به ویژه سیمرین میانی که با دگر شکلی و پایداری نسبی بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانه‎های زمین‎زایی ملایم دارند. به همین دلیل، به ویژه به دلیل یافته‎های نوین، در گستره بلوک لوت بازنگری و بلوک طبس، فرونشست‎ جازموریان و کوه‎های بزمان ، به عنوان کمان ماگمایی، از این بلوک حذف شده است.
    ▪ تاریخچه چینه‎ای بلوک لوت
    تاریخچه چینه‎ای بلوک لوت بسیار نزدیک با دیگر نواحی خردقاره ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینه‎نگاری بلوک لوت حاکم است.
    ۱) تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – ری‎یر و محافظ، ۱۹۷۲) بر سنگ‎های کهن‎تر از تریاس میانی.
    ۲) چین‎خوردگی، آتشفشانی و پلوتونیسم به نسبت شدید ژوراسیک میانی (سیمرین میانی) به ویژه در نواحی ده‎سلم، چهارفرسخ که با سخت‎شدگی و پایداری نسبی بلوک همراه است.
    ۳) فراوانی سنگ‎های آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود ۲۰۰۰ متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را می‎پوشاند.
    ۴) نهشته‎های دریاچه‎ای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چین‎خوردگی در این بلوک است.
    « بلوک طبس » که میان گسل نایبند در خاور و گسل کلمرد – کوهبنان در باختر قرار دارد بخشی از یک قلمروی ساختاری است که در کناره‎ها و بستر خود توسط گسل‎هایی از پی‎سنگ بریده شده به گونه‎ای که در پالئوزوییک و مزوزوییک توالی چینه‎شناسی متفاوتی از نواحی مجاور داشته است و از پایان مزوزوییک به سبب عملکرد تنش‎های زمین‎ساختی همگرا در راستای بیشتر خاوری – باختری، با خروج زمین‎ها و فراخاست کوه‎ها به خشکی تبدیل شده است. (قاسمی و همکاران ۱۳۸۱). بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریخت‎شناسی – زمین‎ساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چین‎خوردگی کهن در چرخه زمین‎ساختی آلپی است.
    بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و هم‎آهنگی ندارد . برای نمونه:
    ـ نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.
    ـ سنگ‎های کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.
    ـ تکاپوهای آتشفشانی مافیک و حدواسط ، هر چند ناچیز، از ویژگی‎های پالئوزوییک بلوک طبس است و از این نظر می‎توان بلوک طبس را با کوه‎های البرز مقایسه کرد.
    ـ کانی‎سازی سرب، روی و مس در سنگ‎های پرمین تریاس و ژوراسیک البرز در بلوک طبس، نیر عمومیت دارد که تائیدی بر همسانی میان این دو ناحیه است.
    ـ فرونشینی شدید از ویژگی‎های بلوک طبس است. در گذشته چنین گمان می‎رفت که این فرونشینی محدود به کوه‎های شتری و شیرگشت باشد، اما در حال حاضر مشخص شده است که بخش بیشتر بلوک در پالئوزوییک ، به ویژه مزوزوییک تا کرتاسه، نشست در خور توجه داشته به گونه‎ای که در این بلوک حجم بزرگی از سنگ‎های فانروزوییک وجود دارند که ردیف‎های پالئوزوییک آن ۲ تا ۳ هزار متر و سنگ‎های مزوزوییک آن گاهی تا ۱۰۰۰۰ متر ستبرا دارند.
    « بلوک کلمرد» بخشی کوچک از خرد قاره ایران مرکزی است که روند شمال خاوری دارد و میان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشیده نائینی در باختر قرار دارد. سرگذشت این فرازمین به دو خروج طولانی وابسته به دو رخداد کوهزایی کاتانگایی و سیمرین میانی اشاره دارد. به سخن دیگر، در دو مقطع زمانی طولانی این بلوک ویژگی فرازمین داشته است.
    کهن‎ترین سنگ‎های این فرازمین انباشته‎های شیلی – سنگ ماسه‎ای ستبر سازند کلمرد به سن پرکامبرین هستند که در اثر رخداد کاتانگایی به خوبی چین‎خورده و با دگرشیبی زاویه‎ای با نهشته‎های اردویسین (سازند شیرگشت) پوشیده شده‎اند که گواهی بر نخستین ایست رسوبی طولانی است. در این بلوک ردیف‎های اردویسین تا تریاس میانـی، ضمن داشتن ایست‎های رسوبـی پی‎درپی و چنـد باره، یک واحـد زمین‎ساختی- چینه‎ نگاشتی محدود میان رخداد کاتانگایی – سیمرین پیشین‎اند که در محیط‎های سکویی کم‎ژرفا انباشته‎اند و سیر تکاملی آن با بلوک طبس تفاوت آشکار دارد. در اینجا، سنگ‎های تریاس بالایی گزارش نشده و به نظر می‎رسد که وقفه رسوبگذاری ناشی از سیمرین پیشین، در مقایسه با بلوک طبس طولانی‎تر باشد. ردیف‎های ژوراسیک این بلوک محدود به رسوب‎های لیاس – دوگر میانی است و نبود نهشته‎های جوان‎تر از دوگر میانی (سازند بادامو) نشان می‎دهد که خروج طولانی دوم این فرازمین از دوگر میانی به بعد بوده که رخداد کوهزایی سیمرین میانی عامل اصلی آن به شمار می‎آید.
    از نگاه ساختاری، در نیمه شمالی فرازمین کلمرد روند کلی چین‎ها شمال خاوری – جنوب باختری است که به ویژه در نهشته‎های پالئوزوییک نمود آشکار دارند. شیب لایه‎ها در پهلوی خاوری ساختارها زیاد و گاهی برگشته است ولی در پهلوی باختری شیب لایه‎ها ملایم‎تر است. عملکرد گسل‎های طولی برگشته سبب گردیده که ساختارهای بُرشی همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقدیس بُرشی کوه راهدار از آن جمله است.
    « فرونشست بیاضه – بردسیر»، میـان گسل پشت‎بادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. اگرچه بسیاری از ویژگی‎های این فرونشست، نظیر پی‎سنگ پرکامبرین دگرگونی، ردیف‎های سکویی پالئوزوییک-تریاس میانی و نهشته‎های شیلی – سنگ‎ماسه‎ای تریاس بالایی – ژوراسیک میانی مشابه سایر نواحی خرد قاره است ولی این فرونشست دو ویژگی دارد، یکی تاثیر شدید‎تر رخداد سیمرین میانی که با خروج گستره و دگرگونی همراه بوده است. دوم، حوضه‎های فلیشی کرتاسه که معرف حوضه‎های با فرونشست شدید‎اند و به ویژه ردیف‎های کرتاسه بالایی آن را می‎توان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.
    « بلوک یزد » بخش باختری خرد‎قاره ایران مرکزی است که از شمال به گسل دورونه و از باختر به نوار افیولیتی نائین – بافت محدود است. نکته ویژه بلوک یزد دو تا است. یکی دگرگونه‎های انارک، دوم ردیف‎های تریاس نخلک. در ناحیه انارک که گاهی به نام ماسیف انارک – خور از آن یاد می‎شود، مجموعه‎ای از رسوبات پلیتی – پسامیتی به همراه سنگ‎های کربناتی و آتشفشانی متعلق به شیب قاره وجود دارند که به صورت ناحیه‎ای و در رخساره‎های شیست سبز و شیست آبی دگرگون شده‎اند و به صورت ورق‎های بُر خورده با افیولیت‎ها، سنگ‎آهک‎های پلاژیک و رسوب‎های آشفته همراه‎اند. اگرچه داود‎زاده و لنچ (۱۹۸۱) افیولیت‎های انارک را بخشی از پوسته اقیانوسی تتیس کهن هرات میباشد
    ● پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان
    سنندج – سیرجان باریکه‎ای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگی‎های سنگی و ساختاری سنندج – سیرجان معرف یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همین‎رو ویژگی‎های زمین‎شناختی آن با پهنه‎های مجاور تفاوت‎های آشکار دارد. تفاوت‎های ویژه این زون سبب شده است تا از گذشته‎های دور مورد توجه و مطالعه زمین‎شناسان باشد.
    سری‎هیتات (پیلگریم، ۱۹۰۸)، زون همدان (گرگوری، ۱۹۲۹)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگ‎های دگرگونی (فالکن، ۱۹۶۱) سنندج – سیرجان (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون دگرگونی زاگرس (برو و ریکو، ۱۹۷۱)، اسفندقه – رضاییه (تکین، ۱۹۷۱)، مریوان – منوجان (هوشمندزاده، ۱۹۷۶)، اسفندقه – مریوان (نوگل، ۱۹۷۷)، اُلاکوژئوسینکلینال پروتروزوییک – تریاس (سبزه‎ئی، منتشر نشده) نام‎های ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها، « سنندج – سیرجان » شناخته شده‎تر است و کاربرد بیشتر دارد.
    درازای زون سنندج – سیرجان حدود ۱۵۰۰ و پهنای آن ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز می‎شود و در یک راستای شمال باختری – جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه می‎یابد. نیاز به یادآوری است که در پهنه مکران باریکه‎ای از پوسته قاره‎ای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مک‎کال (۱۹۸۵) آن را ادامه خاوری زون سنندج – سیرجان می‎داند. در جهت شمال باختر، گودی درون قاره‎ای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه می‎یابد (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
    برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می‎شود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگ‎های ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخساره‎ها و نیز دگرشکلی‎های پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگی‎های دریاچه ارومیه، توزلوگل، گاوخونی و جازموریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین، ۱۹۶۸).
    راستای مستقیم سنندج - سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه، به طور محلی نمایانگر سامانه‎ای راستالغز است. در راستای جنوبی این ناحیه، گسل‎های مستقیمی مانندآباده، ده‎شیر، شهربابک و بافت مشخص‎اند که بعضی از آنها نشانگر جابه‎جایی امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنری می‎باشند (شیـخ‎الاسلامی، ۱۳۸۱). همخوانی روند ساختـاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگی‎ها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زون‎های برخوردی، سبب شده است تا زمین‎شناسانی مانند فالکن (۱۹۶۱)، برو و ریکو (۱۹۷۱)، هینز و مک‎کوییلن (۱۹۷۴)، فرهودی (۱۹۷۸) و علوی (۱۹۹۴)، سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی، ترتیب رسوبات، چارچوب زمین‎ساختی و به ویژه رویدادهای زمین‎ساختی و فعالیت‎های ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمین‎شناسان، ویژگی‎های سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند. با این حال، تفاوت‎هایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگ‎های آتشفشانی دوره ترشیری، محدودیت گسترش سنگ‎های ترشیری، فراوانی نفوذی‎های گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانی نسبی سنگ‎های آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالی رویدادهای زمین‎ساختی پیش از پرمین، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبش‎های سیمرین پیشین از ویژگی‎های بارز سنندج – سیرجان ‎است که وابستگی آن را با زون‎های مجاور پرسش‎آمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد می‎کند. ویژگی‎های بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمه جنوب خاوری این زون پدیده‎های دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است در حالی که در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (۱۳۵۹)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سیرجان تقسیم می‎کند.
    ● تاریخچه چینه‎نگاری سنندج – سیرجان
    در زون سنندج – سیرجان، پدیده‎های دگرگونی، ماگماتیسم و زمین‎ساخت پی در پی و هم‎آهنگ با فازهای زمین‎ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است. به همین‎رو، این زون ناآرام‎ترین و به گفته‎ای دیگر پویا‎ترین پهنه زمین‎ساختی ایران است.
    درباره پی‎سنگ پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنی در دست نیست. در پاره‎ای از گزارش‎ها پی‎سنگ، متشکل از آمفیبولیت، گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است. سبزه‎ئی (۱۳۷۳)، پی‎سنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پی‎سنگ را نوعی پوسته اقیانوسی می‎داند.
    از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضه‎ای در حال نشست تبدیل و با نهشته‎های آواری انباشته شده است. نیروهای کششی مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قاره‎ای شده که اوج آن در دونین بالایی است. نبود سنگ‎های کربنیفر بالایی نشان می‎دهد که حرکت‎های خشکی‎زای فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستی و بلندی است. ولی، تیله و همکاران (۱۹۶۸) بر این باورند که فاز هرسی‎نین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است، ولی سنگ‎های شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط مانند حاجی‎آباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه ‎است. به جز موارد نادر، سنگ‎های پرمین را شیست‎های تریاس بالا – ژوراسیک پوشانده‎اند و شواهد موجود گویای این است که در میانه‎های تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجه آن سنگ‎های زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شده‎اند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایین‎تر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی، همراه با سنگ‎های ماگمایی انباشته شده است این توالی‎ها، زیر تأثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفته‎اند که حاصل آن پایداری و سخت شدن بخش‎های شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونه‎ای که در نواحی باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم) چین‎خوردگی ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، ۱۳۵۹). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگ‎های سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.
    از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخ‎الاسلامی (۱۳۸۱) نکته‎های زیر را باور دارد.
    الف) بازشدگی درون قاره‎ای به سن پالئوزوییک در حاشیه شمالی گندوانا.
    ب) جدا شدن ورق ایران از گندوانا در حاشیه جنوبی خود به دنبال بازشدگی تتیس جوان پس ار پرمین میانی.
    ج) از آغاز تریاس پسین، سنگ کره اقیانوسی تتیس جوان در اثر فرورانش در زیر ورق ایران، شروع به از میان رفتن کرده است. از این زمان به بعد، سنندج – سیرجان یک گوه برافزایشی را شکل داده است.
    د) بسته شدن تتیس جوان در انتهای مزوزوییک. در این زمان حاشیه قدیمی ایران (سنندج – سیرجان) با مجموعه دگرگون همراه با افیولیت‎های تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شده‎اند.
    با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده می‎توان پذیرفت که زون سنندج – سیرجان دارای یک زمینه ساختاری اصلی است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وارونگی زمین‎ساختی پایان یافته و سپس حوضه‎های توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همه سنگ‎های سنندج – سیرجان را می‎توان در سه واحد زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.
    تاریخچه چینه‎ای زاگرس
    همه سنگ‌های زاگرس را می‌توان به دو گروه پی‌سنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پی‌سنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (۱۹۶۸)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر می‌داند.
    ـ مرحلة فلات قاره (پرکامبرین پسین – تریاس میانی)
    ـ مرحلة بزرگ ناودیسی ( تریاس میانی – پلیوسن)
    ـ مرحلة پس از کوهزایی (پلیوسن – زمان حال)
    علوی (۱۹۹۴)، با توجه به رخساره‎های سنگی و پیامد رویدادهای زمین‎ساختی، سنگ‌های زاگرس را به واحدهای زمین‎ساختی – چینه‎شناختی(Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم می‌کند:
    ۱)رخساره‌های سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی
    ۲) رخساره‌های فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه
    ۳) رسوب‌های پیش‌خشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده‌اند.
    اوبراین (۱۹۵۰)، بر پایة رفتارشناسی سنگ‌ها، ردیف‌های رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم می‌کند:
    ۱) گروه پی‌سنگ (پرکامبرین)
    ۲)گروه متحرک زیرین، شامل سری هرمز به سن پرکامبرین پسین - کامبرین، به ضخامت تا ۴ هزار متر
    ۳)گروه مقاوم، شامل سازندهای زمان کامبرین تا میوسن ، به ضخامت ۶ تا ۷ هزار متر
    ۴)گروه متحرک بالایی، شامل سازند گچساران، با ۱۶۰۰ متر ضخامت
    ۵)گروه نامقاوم، شامل سازندهای میشان، آغاجاری، بختیاری، به ضخامت ۳ تا ۴ هزار متر
    بررسی چینه‌نگاری ترادفی (Sequence Stratigraphy) پهنة زاگرس نشانگر آن است که این بخش از ایران، در فاصلة زمانی پرکامبرین – تریاس میانی بخشی از ابرقارة گندوانا بوده است. از تریاس میانی، با تکوین تتیس جوان، شرایط دریایی ویژه‎ای بر آن حاکم بوده است. از کرتاسة پسین به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتیس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ایران مرکزی، محیط‌های رسوبی از نوع همزمان با کوهزایی بوده‌اند. اگرچه پیشینة فاز کوهزایی در پلیوسن بوده است، ولی دگرشکلی، همچنان بر زاگرس تحمیل می‌شده است.
    ● زیرپهنه‎های زاگرس
    برای بیان ویژگی‌های عمومی زاگرس می‌توان از تلفیق دو دیدگاه زمین‎ریخت‎شناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنة « زون راندگی‎ها » و « زاگرس چین‎خورده » تقسیم کرد.
    الف) زیرپهنة راندگی‌ها (Thrust Zone) : این زون با پهنای ۱۰، تا ۶۵ کیلومتر، به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوه‌های زاگرس را تشکیل می‌دهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته می‎شود. زون راندگی‌هـا (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون راندگی‌های هم‎پوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، ۱۹۶۹)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده ( (Crushed Zone نام‌های دیگری است که به این بخش داده شده است.
    مرز شمال خاوری این زیر پهنه به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یک راندگی مهم بسته می‎شود که از شمال کوه کی‌نو و جنوب دهنگان و کوه سبزو می‌گذرد (مطیعی، ۱۳۷۴).
    در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده است. سنگ‌های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی آن رخسارة گندوانایی دارند و همسان دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگ‌های لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیک به ۳۵۰۰ متر بیشتر از نوع مارن‌های گلوبی ژرین‌دار، رادیولاریت، افیولیت و انباشته‎های آواری از نوع فلیش‎اندکه گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراه‌اند. سنگ‌های یاد شده نشان می‌دهند که این بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوییک تا اوایل سنوزوییک گودترین بخش حوضة زاگرس بوده است. چنین می‎نماید که در اثر نیروهای کششی وابسته به رخداد کوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگی‎ها کاهش یافته، به طوری که در بخش شمال باختری آن (کرمانشاه) در طی تریاس پسین – کرتاسه، گودی باریک و عمیق پدیدار شده و در آن رسوب‌های شبه توربیدیت، متشکل از آهک (سنگ‌آهک‌ بیستون)، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانه‌های آتشفشانی انباشته شده‎اند. ولی، در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته، موجب اقیانوس‌زایی و تشکیل مجموعه‌های افیولیتی گردیده است. گفتنی است که در ناحیة نیریز، آمیزه‌های افیولیتی یاد شده، به گونة دگرشیب، با سنگ‌آهک مرجانی – ریفی کرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شده‎اند، در حالی که بخش شمال باختری در نتیجةکوهزایی لارامید دچار چین‌خوردگی و دگرشکلی شده است. بدین‌سان می‌توان نتیجه گرفت که :
    ۱) در زون راندگی‌ها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمین‎ساختی یکسان و همزمان نبوده‎اند.
    ۲) دگرشکلی زاگرس مرتفع کهن‌تر از بخش چین‌خوردة آن است.
    گفتنی است که فالکن (۱۹۷۴)، به دو فاز چین‌خوردگی در این بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر کرتاسه رخ داده است که رابطة ناهمساز فلیش‌های کرتاسه با رسوبات ائوسن میانی مبین آن است. فاز دوم را از اواخر میوسن تا امروز می‌داند که شدت آن در پلیوسن در بیشترین مقدار بوده است.
    یکی از ویژگی‌های زاگرس مرتفع، وجود راندگی‌های فراوان است. شیب راندگی‌ها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابه‎جایی آنها به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظة راندگی سنگ‌های کامبرین بر روی ردیف‌های پلیوسن می‌توان به تصوری از مقدار جابه‎جایی دست یافت (مطیعی، ۱۳۷۴). چنین وانمود می‎شود که در این محدوده، نخست چین‌ها در کرتاسة پسین شکل گرفته و سپس در فاز بعدی، راندگی‌ها به وجود آمده باشند (فالکن، ۱۹۷۴) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (۱۹۷۴) پدیده‌های چین‌خوردگی و راندگی را به حرکت‌های کوهزایی پس از پلیوسن نسبت می‌دهند.
    کازمین و همکاران (۱۹۸۶)، فلس‌های روراندة زاگرس مرتفع را نهشته‌های انباشته در حاشیة غیر فعال سکوی عربستان می‌دانند که در محل جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مرکزی در بخش‌های ژرف تتیس انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق، به صورت سفره‌های نابرجا، بر روی سکوی عربستان رانده شده‌اند.
    ب)زیرپهنه زاگرس چین‌خورده (Folded Zagros) : زاگرس چین‌خورده، به گفته‎ای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر، ناوة (Trough) حاشیه‌ای و کراتونی سپر عربستان است که در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادف‌های ستبر رسوبی در آن انباشته ‌می‎شده است. در گسترة زاگرس چین‌خورده، سنگ‎های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، رخسارة گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی، توالی‌های مزوزوییک و سنوزوییک آن، با رسوب‌های همزمان دیگر نواحی ایران، رخساره‌های سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخساره‌های جنوب تتیس جوان است. این نکته نشان می‌دهد که از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چین‌خورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است.
    در زاگرس چین‌خورده، رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده و حفاری‌های نفتی نیز تاکنون به پی‌سنگ نرسیده ‌است. با توجه به بررسی‌های ژئو‎فیزیکی، باور بر این است که پی‌سنگ پرکامبرین زاگرس ادامة شمال – شمال خاوری سپر نوبی – عربی(Arabian – Nubian Shield) است که از شمال خاور افریقا تا عربستان و حتی در زیر حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبی روی پی‌سنگ، با مجموعه‌ای از سنگ نمک، انیدریت، سنگ‎آهک، دولومیت سنگ‌های آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز می‌شود که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود ۱۱۵ گنبد نمکی، از زمان ژوراسیک به بعد به سطح زمین رسیده‌اند.
    بین سنگ‌های کامبرین (سازند میلا) و اردویسین (سازند ایلبیک)، نبود چینه‌نگاشتی مهمی وجود ندارد. به نظر می‌رسد که یک نبود چینه‌نگاشتی مهم به بزرگی حدود ۴۰ میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانه سیلورین در ردیف‌ پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینه‌شناختی دیگر به بزرگی بیش از ۷۰ میلیون سال، بین اواخر فرازنین از دونین، تمامی کربنیفر تا اشکوب ساکمارین(Sakmarian) از پرمین مشخص است. در پرمین پسین تمامی زاگرس در زیر یک پیشروی گسترده قرار گرفته که سازند دالان حاصل آن است. سنگ‌های تریاس زاگرس چین‌خورده، رخسارة کربناتی- تبخیری دارد و شامل دو سازند کنگان (در زیر) و دشتک (در بالا) است. رسوبات ژوراسیک تا نئوژن زاگرس چین‌خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شیب بر روی توالی فلات قاره پالئوزوییک قرار دارند. در توالی ژوراسیک – نئوژن این ناحیه هیچ‎گونه دگرشیبی ناحیه‌ای دیده نمی‌شود با این حال، وجود گودی‌های مستقل جدا شده با پشته‌های برآمده، و به ویژه حرکت‌های مشخص زمین‌ساختی، موجب تغییراتی در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گردیده است. چنین تغییراتی به حرکت‌های خشکی‌زای پیش از کوهزایی نسبت داده شده است که گاهی سبب پسروی کامل دریا، نبود‌های رسوبی و حتی پدیدة لاتریتی شدن گردیده است.
    ● پهنه رسوبی– ساختاری مکران
    « مکران » شامل کوه‌های خاوری – باختری است که از سواحل دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باختری این کوه‌ها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی زاگرس جدا می‌شود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه می‌یابد. در امتداد محور لاس بلا، گسل‌های چپگرد « چمن(Chaman Fault) » و «اُرناچ نال (Ornach Nal) » معرف یک زون ترادیسی بین زون فرورانش مکران و زون برخوردی هند – اوراسیا است. گفتنی است که از ۱۶۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران، حدود ۷۰ هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.
    از دیدگاه زمین‌شناسی، اشتوکلین (۱۹۷۴) بر این باور است که این رشته کوه، یک زمیندرز‌ کهن است که به چهره یک منشور بر افزایشی، از کرتاسه پسین یا ترشیری پیشین تا هولوسن، در فرا دیواره یک زون فرورانش کم ژرفا و کم شیب قرار دارد.
    زمین ریخت‌شناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری، شدت چین‌خوردگی و سنگ رخساره‎ها دارد. در یک نگاه کلی، بلنــدی این رشته کوه از شمال به جنوب کاستی می‎گیرد. اسنید (۱۹۷۰)، مکران را به سه واحد فیزیوگرافی « پـادگانه‌های دریایی » به موازات ساحــل، « نهشته‌هـای آبرفتی شمال پادگانه‌هــا » و « تپه‌ها و بلندی‌های مکران » تقسیم می‌کند. از سیمای ریخت‎شناختی شاخص مکران می‌توان به آمیزه‌های رنگین، برونزدهای چهره‌ساز فلیش‌های وحشی(Wild Flysch) ، آمیزه‌های زمین‎ساختی(TectonicMelange) و سواحل بالا آمده ( (Raised Beach پلکانی، خلیج‎های نعلـی شکل و گل‎فشان‎ها اشاره کرد. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره پهنـــای کمی دارد و در فاصله ۲۵ کیلومتری از ساحل، ژرفای آب به ۲۰۰ متر می‎رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسل‎های راندگی از عوامل چهره‌ساز مکران‎اند.
    ● پهنه رسوبی– ساختاری کپه‎داغ
    پهنه رسوبی – ساختاری کپه‎داغ شامل کوه‎های هزار مسجد در شمال خاور ایران است که در یک راستایWNWتاESE، از خاور دریای خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ایران، وارد خاک افغانستان می‎شود. در نتیجه، کپه‎داغ به عنوان یک میدان گازی بزرگ بین سه کشور ایران، ترکمنستان و افغانستان مشترک است. میدان‎های گازی بسیار عظیم خانگیران در ایران، دولت‎آباد – دونمز، شاتلیک، گازلی، بایران علی و مهری در ترکمنستان و گوگر در افغانستان، در این حوضه کشف شده‎اند (افشارحرب، ۱۳۸۰).
    از نگاه جغرافیایی و کوه‎نگاری، کپه‎داغ بخشی از ادامه خاوری کوه‎های البرز است، ولی ویژگی‎های زمین‎شناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، ۱۳۵۵).
    مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشق‎آباد است که روند N ۳۱۰ درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپه‎داغ، دیدگاه‎ها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمون‎های ناپیوسته منشورهای برافزاینده ‎تتیس کهن مشخص می‎شود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .
    از نگاه ریخت‎شناسی، کپه‎داغ منطقه‎ای کوهستانی است که فازهای آلپ پایانی در شکل‎گیری سیمای امروزی آن نقش اساسی داشته‎اند. ریخت‎شناسی منطقه، جوان است و توپوگرافی ناحیه، رابطه‎ای مستقیم با ساختارهای زمین‎شناسی دارد. به طور معمول، تاقدیس‎ها ارتفاعات، و ناودیس‎ها دشت‎های میان‎کوهی را می‎سازند و سازندهای کربناتی مزدوران (ژوراسیک بالایی) و تیرگان (کرتاسه پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشت‎های سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتاده کپه‎داغ‎اند.
    جدا از میدان‎های عظیم گازی، جای گیری پهنه کپه‎داغ در فصل مشترک دو ابرقاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمین‎شناسان باشد. گریسباخ (۱۸۸۱)، شرکت نفت امیرانین (۱۹۳۸)، کلاپ (۱۹۴۰)، گانسر (۱۹۵۱)،‌گُلدشمیت (۱۹۵۲)، پَرَن (۱۳۳۵)، انصاری (۱۳۴۰) و از ۱۳۴۱ به بعد افشار حرب، پژوهشگرانی هستند که به زمین‎شناسی کپه‎داغ پرداخته‎اند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.
    شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمین‎ساختی حاکم بر پهنه کپه‎داغ شباهت به پهنه زاگرس دارد که از آن جمله می‎توان به زمان چین‎خوردگی نهایی، روند عمومی چین‎ها، نبود تکاپو‎های ماگمایی، یکسان بودن رژیم‎های فشارشی اشاره کرد.

  7. Top | #311
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض اشاره ای به زمین‌شناسی خرم‌آباد

    ● معرفی منطقه مورد بررسی
    شهر خرم آباد مرکز استان لرستان است که بین ۲۰۰: ۴۸ تا ۲۳ :۴۸ طول جغرافیایی و ۲۷: ۳۳ تا ۳۳: ۳۳ عرض جغرافیایی قرار دارد (۶). فاصله شهر خرم آباد تا تهران ۴۹۰ کیلومتر و تا اهواز ۳۸۰ کیلو متر است .
    شهر خرم آباد از سمت شرق و غرب با ارتفاعات بلندی احاطه شده است که دامنه آنها به سمت شهرداری شیب نسبتا" تندی می باشد ( مخملکوه و سفید کوه ) . در دره های بین این ارتفاعات دو رودخانه رباط و کرگانه جاری است که این دو رودخانه در مرکز شهر ( بین پل شهدا و پل بزرگ ) به یکدیگر ملحق شده و رودخانه خرم آباد را تشکیل می دهند . شهر خرم آباد در محل دشت خرم آباد و دامنه کوه های مخملکوه ، سفید کوه و مدبه کوه بنا شده است.
    از نظر آب و هوایی خرم آباد تقریبا" دارای آب و هوای معتدل است . هوای خرم آباد در زمستان معتدل تا کمی سرد و در تابستان نسبتا" گرم است . متوسط ماهانه درجه حرارت در سردترین ماه زمستان حدود ۶ درجه سانتی گراد بالای صفر و متوسط ماهانه درجه حرارات در گرمترین ماه تابستان حدود ۳۰ درجه سانتی گراد بالای صفر است .در حالیکه حداقل مطلق درجه حرارت در زمستان تا ۱۳ درجه سانتی گراد زیر صفر و حداکثر مطلق درجه حرارت در تابستان تا ۴۷ درجه سانتی گراد بالای صفر نیز می رسد . مقدار متوسط بارندگی سالیانه در شهر خرم آباد حدود mm ۵۷۰ است و حداقل و حداکثر بارندگی سالیانه به ترتیب حدود mm۲۳۴ و mm ۷۷۰ می باشد . (۱)
    شهر خرم آباد با مساحتی در حدود ۶۲۳۳ کیلومتر مربع، دارای جمعیتی بالغ بر ۴۲۶۱۳۹ نفر می باشد . مردم خرم آباد دارای سه نوع زندگی شهری ، روستایی و عشایری هستند . خرم آباد به دلیل داشتن موقعیت ویژه جغرافیایی دارای مراتع زیاد و زمینهای حاصلخیز فراوانی است که از آنها برای دامپروری ، کشاورزی و باغداری استفاده می شود .
    شهر خرم آباد با توجه به پیشینه تاریخی اش و نیز داشتن ابنیه تاریخی فراوان مانند قلعه فلک الافلاک ، مناره ، سنگ نبشته و ... قابلیت پیشرفت در زمینه جذب توریست را دارا می باشد .
    ● اشاره ای به زمین شناسی ایران
    سرزمین گهر بار ایران ، از کرانه دریای خزر تا خلیج همیشه فارس طی میلیون ها سال با قرارگرفتن بین دوابر قاره ی جنوبی (گندوانا) و شمالی (اورازیا) با صلابت و پایداری ، چهره و ساختمان زیبای زمین شناسی خود را بصورت امروزی در آورده است که خود الگویی بس متنوع به لحاظ ذخایر ارزشمندمعدنی و پدیده های طبیعی است . برای اولین بار زمین شناسان و محققین خارجی ، به مطالعه زمین های ایران پرداخته وانگیزه آنها در واقع کشف ثروتهای زمینی از قبیل نفت و دیگر منابع معدنی بوده است آنچه که بیشتر به چشم می خورد اینکه نواحی مربوط به رشته کوههای زاگرس مورد توجه بوده اندو آن بدلیل وجود منابع نفتی می باشد.
    اولین بار در سال ۱۸۵۰ ویکنل مطالبی در مورد زمین شناسی البرز مبتنی بر گزارشات مسافرتهای علمی امردهل تهیه نمود . پس از آن دانشمندان دیگری چون تیئتز در مورد آتش فشان دماوند ،شتال تهیه نقشه زمین شناسی البرز مرکزی،دومرگان،ارنی در مورد رسوبات دریایی مربوط به آشکوب با تونین در البرز ،ریو رساله دکترای خود را در مورد زمین شناسی البرز، کلاپس زمین شناسی شرق ایران و مطالعاتی انجام داده اند اما اشتوکلین با همکاری زمین شناسان ایرانی گام جدیدی در موردزمین شناسی ایران برداشت با تاسیس سازمان زمین شناسی ایران و مطالعات وسیعی بوسیله زمین شناسان ایرانی در راستای تهیه نقشه زمین شناسی ایران با مقیاس های۱/۲۵۰۰۰۰ و ۱/۱۰۰۰۰۰ واکتشافات معدنی انجام شد .
    اما در سال ۱۹۵۹ اولین نقشه زمین شناسی کشور با مقیاس ۱/۲۵۰۰۰۰۰ از طرف شرکت نفت ایران منتشر شد.
    خصوصیات و تکامل ساختمان زمین شناسی ایران با توجه به ارتباط آن با رشته کوههای آلپی آسیای مرکزی به منظور بررسی و شناخت بیشتر زمین شناسی ایران و با توجه به اینکه فلات ایران از نظرکوهزایی جزیی از کوهزایی آلپی است . لذا سعی شده در تطابق ساختمانی رشته کوه آلپی ،بین ایران و آسیای مرکزی مناطق ساختمانی اصلی که در این سلسله جبال یعنی ،ایران ، افغانستان ، بلوچستان ،پامیر ، قره قوروم ومناطق غربی هیمالیا شناخته شده اند به یکدیگر ربط داده شوندتا تکامل ساختمانی آنها (مخصوصا ایران ) که مورد توجه ماست مشخص گردد. در محدوده ی بالا اختلافات اساسی که در مشخصات پوسته زمین و تخت شدگی پی سنگ وجود دارد، اجازه میدهد که چهار منطقه در این سلسله جبال تشخیص دهیم . شواهد دیگر از قبیل سبک وضع ساختمانی زمین شناسی ، شدت وسن تغییر شکل پوسته ،سن و ماهیت ماگماتیسم نیز جهت تقسیم بندی های فرعی این مناطق به بخش های کوچکتر مورد استفاده قرار می گیرد.
    الف) قلمرو جنوبی:
    که در پرکامبرین با پوسته قاره ای و پی سنگ متبلور مشخص بوده و توسط رخساره های پلت فرمی دوران پالئوزوئیک پوشیده می شود . این قلمرو ازشرق تا غرب شامل نپ ها (napps) با سفروهای زمین شناسی متبلور در هیمالیا و همچنین کوههای چین خورده حاشیه ای نظیر :ساب تریمالایا، سیوالیک ها ، رشته نمکی و فلات پرتوا ، سلسله جبال سلیمان و زاگرس است .
    ب) کمربند افیولیتی محوری:
    با پوسته اقیانوسی از کردستان در امتداد رود اندگی اصلی زاگرس تا بلوچستان امتداد داشته و به طرف جنوب در عمان و سمت شمال در داخل ایران و افغانستان مرکزی شاخه شاخه می گردد. این کمربند افیولیتی محوری خود شامل:
    ۱) کمربند فرعی افیولیت جنوبی یا خارجی: که شامل دو بخش درونی و بیرونی در ایران و عمان است .
    ۲) کمربند فرعی شمالی یا داخلی : این کمربند در قسمت آناتولی مرکزی ترکیه گسترش زیادی داشته و آنرا از چین خوردگی های آلپی تحت عنوان آنکارا ملانژ توصیف شده است.
    ج) قلمرو مرکزی:
    که دارای مشخصات پوسته قاره ای بوده و تفسیر تکامل ساختمانی به شرح زیر است : ابتدا قطعات حاشیه گندوانا. در دوران پالئوزوئیک از خشکی شمالی آسیا ـ اروپا ، جدا و با خشکی گندوانا یکی شده است . در دوران سوم برعکس از خشکی گندوانا جدا شده و به خشکی آسیا ـ اروپا ، پیوسته و سرانجام در پایان کرتاسه این قطعات مجددا توسط قلمروهای آفریقا ـ عربی و هند گندوانا به یکدیگر ملحق گردیده اند. پی سنگ این قلمرو در پرکامبرین متبلور و تخت شده و بهم پیوسته است .
    د) قلمرو شمالی:
    این ناحیه بطور کاملا واضح و ناگهانی توسط سلسله کوههای هندوکش ـ ونچ ، آکباتیان از ناحیه مرکزی جدا می شود.
    ● خلاصه ای از زمین شناسی ایران از دیدگاه تکتونیک صفحه ای
    سرزمین ایران بخشی از کمربند چین خورده آلپ ـ هیمالیا محسوب می شود که بین دو قاره اورازیا (Eurasia) در شمال و گندوانا (Gondwana) در جنوب قرار گرفته است . این دو ابر قاره قبلا یکی بوده و تحت عنوان مگاژا(meyagea) یا پانگه آ ازآن نام برده شده است .
    برخی از زمین شناسان تشکیل زمین های ایران را در رابطه با ژئوسنکیتال تتیس دانسته اند که در دوران مزورزوئیک دو پلیت بزرگ قاره ای قدیمی گندوانا واورازیا را ازهم جدا میکرده است .
    قبل ازتئوری تکتونیک صفحه ای در دهه ی ۱۹۶۰ میلادی با توجه به اینکه موقعیت ایران وخاورمیانه در رابطه با پلیت تکتونیک مشخص نبود . زمین شناسان با اینکه ایران را سرزمینی از اورازیا و گندوانا فرض می نمودند . دکتر منوچهر تکین اولین پژوهشگری است که موقعیت تکونیکی ایران را در رابطه با زمین ساخت خاورمیانه در ارتباط با پلیت تکتونیک بیان نمود. بطور خلاصه نتیجه مطالعات پلیت تکتونیک محققان نشان می دهد که وسعت اقیانوس تتیس بیش از هزاران کیلومتر بوده و بین دو قاره افریقا ـ عربستان (از گندوانا) در جنوب وآسیا (از قاره اورازیا) در شمال واقع بوده است .حرکت قاره جنوبی به طرف شمال موجب کاهش وسعت تتیس و نهایتا" با ایجادیک زون بخیه منجر به بسته شدن آن گردیده است . مطالعات انجام شده نشان می دهدکه درکرانه بالایی پلیت آفریقا ـ عربستان به زون فرو رانش(لبه جنوبی اورازیا) رسیده است .
    بطوریکه رشته کوههای زاگرس متعلق به بخش شمالی پلیت آفریقا ـ عربستان (بخش جنوبی دریای تتیس) وکوههای البرز و ایران مرکزی مربوط به پلیت اورازیا است .
    ● زمین شناسی ایران و خاورمیانه از دیدگاه پلیت تکتونیک
    به عقیده وگنر قاره های زمین از یک ابر قاره بزرگ به نام پانگه آ مشتق شده اند و اقیانوس تتیس به شکل یک اقیانوس فرضی در حد فاصل دو ابر قاره ی گندوانا و اورازیا واقع بوده است . درمورد زمان شکل گیری تتیس نظریه های مختلفی بیان شده است . با توجه به تکامل و تکوین تتیس و عنوان پالئوتتیس برای تتیس پالئوزوئیک در جنوب آسیای مرکزی (در موضع فعلی پامیرو هندوکش) مرکزی فرض شده است. همزمان با بسته شدن پالئوتتیس در پالئوزوئیک درشمال ، تتیس مزوزوئیک یا نئوتتیس در جنوب آن شکل گرفته است . شروع بسته شدن مزوتتیس همزمان با تشکیل اقیانوس هند و اطلس در اثر گسترش کف اقیانوس بوده و به زمان مزوزوئیک مربوط است. مکانیزم بسته شدن تتیس ناشی از فرورانش پوسته اقیانوسی تتیس به زیر قاره ی اورازیا است .
    آقای منوچهر تکین برای اولین بارایران را در قالب تکتونیک صفحه ای و حرکت قاره ها مورد تجزیه وتحلیل قرار داد .وی با استفاده ازنظریه تکتونیک صفحه ای ، اقیانوس تتیس را با عرضی معادل هزاران کیلومتر در نظر گرفت و در موضع فعلی خاور میانه ، ایران مرکزی را بصورت یک کوچک قاره در نظر گرفت که در درون اقیانوس تتیس قرار داشته است. طبق این مدل اوسن تتیس را به پالئوزوئیک و یا مزوزوئیک نسبت می دهد که بعداز بسته شدن دریای تتیس به بقایایی از پوسته اقیانوسی آن بصورت یک مجموعه در هم افیولیتی به شکل باریکه ای، ایران مرکزی را محصور کرده است.
    اشمیت و سوفل و داوود زاده در مدل پیشنهادی خود تصور نموده اند که ایران مرکزی و البرز در طول پالئوزوئیک، در بخش شمالی خشکی گندوانا قرار داشته و در اوایل تریاس ، همزمان با فازکوهزایی کیمیرین آغازی یا هرسینین پایانی درنتیجه بسته بودن پالئوتتیس به خشکی اوازیا ملحق شده اند . در اوایل مزوزوئیک ، در اثر پدیده ی ریفتینگ (Rifting) بخشی از ایران مرکزی چسبیده به باریکه ای از حاشیه جنوبی اورازیا ، بصورت یک میکروپلیت در درون اقیانوس مزوتتیس رها شده است.
    شواهد ومدارک زمین شناسی نشان میدهد که ایران در طول دوران پالئوزوئیک بخشی از شمال پلتفرم قاره ای اپی بایکالین را که خود قسمتی از خشکی گندوانا بوده را شامل می شده است .
    احتمالا در اواخر پالئوزوئیک و یا در عهد تریاس در امتداد راندگی اصلی زاگرس یک شکاف یا ریف درپلاتفرم اپی بایکالین عربستان ـ ایران صورت گرفته که دلالت بر شناوری کناره به قطعاتی از خشکی عربستان ـ ایران می نماید .
    بررسی تشکیلات مربوط به تراف جدید اقیانوس بین ایران و عربستان ، چنانچه تشکیل دریای تتیس جدید ، سریعا بعد از عمل شکاف بر داشتن رخ داده باشد حاکی از این است که بسته شدن دریای تتیس قدیمی در شمال همزمان با بازشدن و به دنبال آن گسترش تتیس جدید در جنوب بوده و نشانه شناوری و حرکت پلیت ایران به سمت شمال می باشد . شاید شکستگی های بعدی پلیت ایران به طور موقت ایران مرکزی و شرق ایران را در اواخر مزوزوئیک به صورت کوچک قاره ای که توسط تراف های باریک اقیانوسی احاطه میگردیده اندجداساخته است .
    رانده شدن خشکی آفریقا ـ عربستان بطرف شمال احتمالا" سبب باریک شدگی دریای تتیس جدید و بعدا" لبه های خشکی عربستان و ایران در امتداد منطقه خود شده زاگرس در اواخر کرتاسه شده است . فشردگی پلیت ایران مجددا" ادامه داشته و در اثر این فشردگی شاخه های باقی مانده از نئوتیس در شمال و شرق ایران بسته شده است . این امر سبب شده که مجددا خشکی ایران مرکزی و کوچک قاره شرق ایران خشکی واحدی را به وجود آورده و در اثر حرکات کوهزایی آلپی در زمان پالئوسن موجب چین خوردگی های ایران مرکزی و شمال ایران گردند . این جریانات را می توان نتایج فعل و انفعالاتی دانست که توده های خشکی آفریقا ـ هند و اروپا ـ آسیا را در بر می گرفته است .
    ● تقسیم بندی زمین شناسی ایران از نظر اشتوکلین (۱۹۶۸)
    ۱) دشت خوزستان :
    این دشت از نظر ساختار زمین شناسی دنباله سکوی عربی محسوب می شود .
    این دشت اغلب به وسیله رسوبات آبرفتی پوشیده شده است . بطوری که سازنده های زمین شناسی قدیمی آن دیده نمی شوند . بررسیها نشان می دهد که سازنده های پالئوزوئیک و سنوزوئیک در آن وجود دارد . دشت خوزستان از نظر ساختاری ساده و تنها چین خوردگی های ملایم با روند شمالی ـ جنوبی که از محور چین خوردگی کلی سکوی عربی تبعیت می کنند در آن مشاهده می شود . حدود این دشت تا مرز چین خوردگی زاگرس و یا محور تاقدیس اهواز مشخص است .
    از نظر افتخار نژاد این بخش جزئی از چین خوردگی زاگرس قلمداد می شود .
    ۲) منطقه چین خورده زاگرس:
    این منطقه کوههای زاگرس را در بر می گیرد در جنوب غرب ایران واقع است به سمت شرق خود محدود می شود . ساختار زمین شناسی ساده و ملایم شامل مجموعه ای از رشته تاقدیس های به هم فشرده می باشد رسوباتش به طور متناوب از آهک ودولویت همراه با مارن ومارن آهکی تشکیل شده اند .این بخش گنبد های نمکی و در جنوب زاگرس رشته ارتفاعات تپه ماهوری به سن آلپی که ذخایربزرگ نفتی رادربرمی گیرد تاقسمتی ازمنطقه ساحلی خلیج فارس گسترش می یابد . فعالیت آتشفشانی در منطقه چین خورده زاگرس وجود نداردوفقط در گنبدها آثاری از سنگهای نفوذی ازقبیل دیابازمشاهده می شودکه سنی درحدود اواخر پرکامبرین دارند.ازنظرفعالیتهای دگرگونی نیزبه جزقطعاتی ازسنگهای دگرگونی که درگنبدهای نمکی دیده شده است بیرونزدگی دیگری وجودندارد.
    ۳) منطقه رورانده زاگرس:
    در این منطقه سنگهای مزوزوئیک بطرف جنوب غربی رانده شده اند . چون منطقه رورانده زاگرس مرتفعترین قسمت زاگرس است ، به همین جهت آنرا زاگرس مرتفع نیزمی نامند . زاگرس مرتفع ازنظر فعالیت های ماگمایی ودگرگونی یا زاگرس چین خورده تفاوت چندانی ندارد.مرزشمالی وشرقی زاگرس رورانده کاملا مشخص وبه گسل های راست گرد زاگرس ومیناب محدود می شود. حدود ۳۰گنبد نمکی دراین منطقه دیده شده است که ازنظر جنس سنگها به گنبدهای زاگرس چین خورده تشابه دارند .
    ۴) زون سنندج ـ سیرجان:
    این منطقه که به عقیده برخی زمین شناسان بخشی اززاگرس به شمار می روددرشمال شرقی روراندگی اصلی زاگرس قرار دارد.زون سنندج ـ سیرجان ازنظرساختاری به ایران مرکزی شباهت دارد . فعالیت های ماگمایی بصورت توده های گرانیتی نفوذی دراواخر دوران مزوزوئیک واوایل سنوزوئیک درهر دومنطقه (ایران مرکزی و سنندج ـ سیرجان )وجود دارد . ولی دگرگونی حرارتی وحرکتی دوران مزوزوئیک تااندازه ای مربوط به ویژگیهای این منطقه است .
    این منطقه ازنظر فعالیتهای دگرگونی بسیار فعال است.بطور خلاصه دگرگونیهای این منطقه بصورت زیر خلاصه می شوند .
    ۱) دگرگونی کاتانگایی
    ۲) دگرگونی کالدونین
    ۳) دگرگونی سیمرین پیشین
    ۴) دگرگونی لارامیدی
    ۵) منطقه البرز:
    رشته کوههای البرز در بخشهای شرقی و مرکزی تاقدیسهای شکنجی ساده ای رادرحاشیه شمالی ایران مرکزی بوجود آورده اند . حاشیه جنوبی کوههای البرز درخور نه تنهاازنظر ساختار زمین شناسی بلکه از نظر چینه شناسی نیزبه ایران مرکزی شباهت دارد درحالی که حاشیه شمالی آن بادامنه جنوبی اش ازنظر زمین شناسی وچینه شناسی اختلاف زیادی دارد. بطورکلی رشته کوههای البرزدردامنه جنوبی روراندگی پرشیبی به سمت جنوب ودر دامنه شمالی به روراندگی پرشیبی به سمت شمال دارد که نتیجه عمل زمین ساخت به شمار می رود . رشته کوههای البرز خود بخشی از قسمت شمالی کوهزایی آلپ – هیمالیا در آسیای غربی به شمار می رود که ازشمال به بلوک فرورفته خزرواز جنوب به فلات ایران مرکزی محدود می شوند . عرض رشته کوههای البرز در منطقه ومحل مطالعه km۱۲۰است.
    درکل می توان گفت کوههای البرز درنتیجه برخود پلیت ایران باتوران تشکیل شده اند.
    ۶) کپه داغ :
    نسبت به سایر نقاط ایران دارای ویژگیها ساختاری متفاوتی است و در شمال شرق ایران واقع شده است. بین این قسمت والبرز تفاوتهای بسیار زیادی وجود دارد. بالا آمدگی قدیمی جنوب دریاچه طرز مربوط به پرکامبرین باعث جداشدگی کپه داغ از البرز شده است . ازنظر حوضه رسوبی کپه داغ وضعیت تقریبا مشابهی با زاگرس دارد . کپه داغ بصورت یک ناودیس رسوبی در تریاس بالایی بوجود آمده است . در پالئوسن بعلت پسروی دریا عمده منطقه از آب خارج شده است . کپه داغ در ایرن بیانگر شمالی ترین آثار کوهزایی آلپی است که از شمال آغاز ودر فلات توران در آسیای مرکزی خاتمه می یابد .
    ۷) شرق ایران وکوههای مکران:
    قسمت عمده سیستان و بلوچستان را در بر می گیرد . کوههای مکران با این که از نظر کوه شناسی دنباله کوههای زاگرس هستند ولی در امتداد بالا آمدگی عمان ، مرز کاملا"مشخصی با آن می سازد . می توان کوههای محکران شرق سیستان و بلوچستان را دنباله بلوچستان ـ هند دانست . در این حوضه رسوبی سازند قدیمتر از کرتاسه ، بجز در مجاورت بلوک لوت مشاهده شده است . فعالیتهای آتش فشان جوان در منطقه شرق ایران ومکران وجود دارد . شدت آتش فشان تفتان هنوز فعال است و گاز گوگردی از آن خارج می شود . کوههای مکران را به تنهایی می توان از نظر زمین شناسی یک منطقه ساختاری در نظر گرفته که از جنوب فرو رفتگی جازموریان تا سواحل دریای عمان گسترش دارد . در دوران سنوزوئیک در مکران بیش از ۱۰۰۰۰ متر رسوبات تشکیل شده که در هیچ کجای ایران چنین پدیده ای وجود ندارد .
    ۸) بلوک لوت :
    تا چند سال پیش ناشناخته بود و تصور می شد با مواد آتش فشانی دوران سنوزوئیک یا رسوبات قاره ای جوان پوشیده شده بود . بلوک لوت در شمال بوسیله کوههای شتری به دو قسمت کاملا" مشخص تفکیک شده است .
    در بلوک اصلی لوت تنها رسوبات آتش فشانی ائوسن تقریبا چین نخورده باقی مانده است . می توان گفت که بلوک لوت بصورت توده ای کشیده و مقاوم باروند شمالی ـ جنوبی است که عمدتا زمین های آن از سنگهای آتش فشانی نظیر آندزیت و دایست متعلق به دوره ی ترشیری و رسوبات خشکی نئوژن ـ کواترنر تشکیل شده است . پایداری و مقاومت بلوک لوت را ناشی از تخت شدگی و مقاومت سنگهای زیربنایی آن در اثر چین خوردگی و دگرگونی شدید اواخر تریاس یا زود تر می دانند . بلوک لوت از نظر زمین شناسی اقتصادی حائز اهمیت است . می توان سرب روی و رگه ای کوچک مس از آن یافت .

    ۹) زون زاگرس
    بطور کلی ، سرزمینی از ایران که در غرب راندگی اصلی زاگرس قرار دارد ، زون زاگرس نام دارد که در سمت مشرق برگسل میناب (زندان)محدود می شود ولی در غرب ویژگیهای این زون در کشورهای عربی بویژه عراق و عربستان و سواحل جنوبی خلیج فارس نیز دیده می شود ، در محدوده ی ایران دو دریا بنام دریای ایران و در جنوب بنام دریای زاگرس گسترش داشته است . در دریای زاگرس دولومیت ته نشین می شد و در طول سواحل شمالی خلیج فارس رسوبات تبخیری اهمیت دارد .
    زون زاگرس شامل سه واحد جداگانه است :
    ۱) دشت خوزستان :
    شامل دشت وسیعی از بین النهرین است که از نظر ساختمان زمین شناسی ، جزئی از پلاتفرم عربی است . این دشت بوسیله رسوبات آبرفتی کاملا" پوشیده شده است و تشکیلات زمین شناسی قدیمی آن از نظر دور مانده است ولی اطلاعاتی که از حفاریهای متوالی چاههای نفتی و بررسی های ژئو فیزیکی بدست آمده است مبنی بر آن است که تشکیلات دوران اول تا ترشیری در آن وجود دارد .تشخیص حد و گسترش خوزستان با منطقه زاگرس چین خورده ، از نظر تغییرات رخساره کاملا" مشخص نیست زیرا رسوبات کولابی نئوژن که ضمانت آن بطرف مغرب بیشتر می شود ، هر دو قسمت را با وضعیت مشابه پوشانیده است.
    ۲) زاگرس چین خورده یا زاگرس خارجی :
    در جنوب غربی ایران واقع است و پهنای آن در حدود km ۲۵۰-۱۵۰ است و احتمالا در برخی نواحی به زیر زاگرس رو رانده کشیده شده است . روند عمومی این منطقه شمال غربی ـ جنوب شرقی است و در آن رسوبات پالئوزوئیک ، مزوروئیک و ترشیری به طور همشیب روی هم قرار دارند . این رسوبات پوشش های حاشیه ی قاره ای مشرق پلاتفرم عربستان را تشکیل می داده اند که در پلیوسن تغییر شکل یافته و چین خورده اند .
    مراحل تکاملی زاگرس چین خورده سه مرحله اند :
    الف) مرحله اولیه یا مرحله پلاتفرمی :
    از اینفرا کامبرین تا تریاس میانی طول کشیده و طی آن رسوباتی مشابه ایران مرکزی و البرز بر جای گذاشته است . رسوبات نمکدار اینفراکامبرین در مشرق و جنوب زاگرس شبیه رسوباتی است که در مشرق عربستان ته نشین شده است . در این مدت بخش هایی از آب خارج بوده است . زیرا رسوبات سیلورین تا پرمین در برخی از نقاط حتی در حفاریهای نفتی یافت نشده است . در اوایل پرمین زاگرس بوسیله رسوبات تبخیری قاره ای پوشیده شده که بعدا رسوبات آهکی مربوط به دریای کم عمق همراه با شیل و رخساره های کولابی تا تریاس میانی در آن گذاشته شده است .
    ب) مرحله بزرگ ناودیس تریاس ـ میوسن :
    در اواخر تریاس ، این قسمت از سایر مناطق ایران جدا شد و بصورت حوضه فرو رفته ای که دائما" در حال نشست بوده است در آورد و در آن رسوبات مزوزئیک تا نئوژن با ضخامت بیش از ۱۰۰۰۰ متر روی هم انباشته شد جنس این رسوبات اصولا" کربناته و در آن مارن ، ماسه سنگ وشیل نیز کم و بیش دیده می شود . وجود رسوبات تبخیری و برخی از نبودهای چینه شناسی کوتاه مدت ، نشانه ای از حرکات قائم (خشکی زایی) در این حوضه رسوبی است . چنانچه گفته شد تمام این رسوبات به طور همشیب بر روی رسوبات پالئوزوئیک قرار دارد و تنها طی آخرین فازکوهزایی آلپی (میو ـ پلیوسن) چین خوردگی پیدا کرده و از آب خارج شده و محیطی دریاچه ای ، رودخانه ای پدید آمد که در آن رسوبات تبخیری ناشی از فرسایش ارتفاعات مجاور به حالت دگر شیب در آن ته نشین شد (کنگومرای بختیاری) هیچ نوع فعالیت ماگماتیسم و دگرگونی طی فاز آلپی در این حوضه مشاهده نمی شود .
    ج) مرحله جدید یا پس از کوهزایی:
    همزمان یا ته نشین کنگلومرای بختیاری ، طی میو ـ پلیوسن ، زاگرس و به عبارتی ، تمام فلات ایران فاز کوهزایی پاسادنین را پشت سر نهاد و به این ترتیب کنگلومرای بختیاری و معادل آن ، یعنی هزار دره درالبرز جنوبی ، چین خوردگی پیدا کرد . چنین به نظر می رسد که با پیدایش سلسله جبال زاگرس ـ عمان در اواخر کرتاسه ، منطقه زاگرس چین خورده و بخشی از پلاتفرم عربستان بصورت گودال حاشیه ای در آمد که خود طی میوسن به صورت شیاری تبخیری تکامل پیدا کرد .
    سواحل ایرانی خلیج فارس و جزایر آن را باید جزئی از زاگرس چین خورده محسوب داریم . اگر چه حفاریهایی تا کنون در سواحل شمالی خلیج فارس و برخی از جزایر انجام شده ، فقط تا بخشی از تریاس عبور کرده است ولی بر اساس داده های زمین شناسی منطقه ای ، دید کاملتری از سری های پالئوزوئیک بدست آمده است . بالا آمدگی های دیاپیری رسوبات تبخیری انیفراکامبرین ، رخساره هایی را در معرض بیرون زدگی قرار داده است .
    ۳) زاگرس مرتفع یا زاگرس رو رانده یا داخلی :
    نوار چین خورده ی زاگرس ، بتدریج در سمت شمال شرق به یک منطقه رورانده منتهی می شود و در نتیجه زونی بشدت خرد شده و گسل خورده پدید می آید که بصورت نوار باریک و کم عرض (km ۷۰-۱۰) بین زون سنندج ـ سیرجان و زاگرس چین خورده قرار دارد و چون مرتفع ترین کوه های زاگرس را نیز شامل می شود به نام زاگرس مرتفع خوانده شده است روی بدلیل خردشدگی و رو راندگی شدید ، به نام زون خرد شده ، زون رورانده ،منطقه تراست نیز نامیده می شود .
    افیولیت های غرب ایران نیز در امتداد همین زون قابل تعقیب اند . زون مزبور عمیق ترین قسمت فرو رفتگی زاگرس را طی مزوزوئیک و اوایل ترشیری تشکیل می داد . در این فرو رفتگی ، ضخامت لایه های دریایی لیاس تا ائوسن به ۵۳۰۰ می رسد و شامل مارن های گلو بیژین دار و رادیولریت است. بطورکلی امروزه پیدایش زاگرس مرتفع را چنین تصورمیکنند. همزمان ، یا کمی پس از بسته شدن دریای پالئوتتیس (اواخر دوران پالئوروئیک یا تریاس) در شمال ایران ، شکاف عمیقی در امتداد روراندگی اصلی زاگرس در پلاتفرم و پوشش آن پدید آمده است که با گسترش آن زاگرس و بخشی از عربستان به زیر آب فرو رفت اقیانوسی را که بر اثر جدایی ایران از عربستان در تریاس بوجودآمد ، تئوتتیس نامیده می شود که همزمان با بسته شدن پالئو تتیس در شمال ایران متولد شده با باز شدن اقیانوس نئوتتیس ، برخی از قطعات قاره ای از ابر قاره گندوانا مجزا گردید که ایران یکی از آنهاست.
    افیولیت های برجای مانده در حاشیه عربستان که آثار آن در شمال غرب سوریه ، توروس ترکیه تا زاگرس و عمان دیده می شود شاهد همین جدا شدگی هاست که در اواخر کرتاسه نواری از سفره های رورانده را در پلاتفرم عربستان تشکیل می داد.
    با توجه به آنکه نوارهای چین خورده پرکامبرین مشرق آفریقا و عربستان روند شمال شرقی دارند لذا احتمال می رود که ساختار گسلی و مناطق خردشده عرضی فوق ، بر اثر فعال شدن دوباره گسل های پرکامبرین در اواخر پالئوزوتیک و اوایل مزوزئیک بوجود آمده باشد .
    طی دوره ی ژوراسیک و کرتاسه ، شرایط تقریبا" ثابتی برای رسوب گذاری بوجود آمده به نحوی که بر روی فلات قاره و پلاتفرم کرنباته داخلی رسوبات کم عمق آهکی ته نشین می شد در حالیکه ، در برآمدگی های قاره ای توربیدایتها و در مناطق عمیق تر حوضه ها ، چرت و رادیولریت انباشته می شد . تغییر شکل تکتونیکی در حاشیه مورد بحث ، از اواخر تورنین شروع شد که خود با تراشه شدن افیولیتهای اقیانوسی تتیس همزمان است . در ۸۰ میلیون سال قبل حاشیه مزبور با جزیره ی اقیانوسی برخورد کرد و موجب فرو رانش پوسته ی اقیانوسی و خردشدن رسوبات و روراندگی آنها بر روی قاره عربستان شد . فرو رانش و تغییر شکل ناشی از آن تا ۱۰ میلیون سال بعد طول کشید ، که نتیجه آن ایجاد طرح تکتونیک جدیدی است که به موجب آن ، ساختمان های متحدالمرکز دورادور سرزمین عربستان به وجود آمد .
    آخرین پسروی (پلیوسن) با چین خوردگی عمومی حاشیه آلپی عربستان تطبیق می کند که خود در نتیجه حرکات عربستان و تصادم آن با اورازیا پدید می آید . با توجه به این توضیحات ، می توان ساختمان زمین شناسی نواحی نیریز و کرمانشاه تفسیر نموده و نتیجه گرفت که افیولیت های این مناطق ، پس از فرو رانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی ، در حاشیه و کنار روندگی اصلی زاگرس به جا گذاشته شده است . در اواخرکرتاسه در نواحی فارس ، واحد افیولیت ـ رایولریت رورانده زاگرس بطور دگر شیب توسط آهکهای مرجانی وریفی (تشکیلات تاربور)پوشیده شده است .
    چنین پدیده ای نشانه بالا راندگی افیولیت های فوق الذکر است . در ناحیه کرمانشاه نوار افیولیت ـ رادیو لریت زاگرس مرتفع با دگرشیبی توسط سنگهای آتش فشانی پالئوسن و آهکهای کم عمق آئوسن پوشیده می شود که خود حاکی ازچرخه های پیشروی و پسروی فوق است .
    پرکامبرین و سازنده های دوران اول ودوم و سوم زاگرس
    در منطقه زاگرس و بخصوص در حاشیه جنوبی این رشته کوه و در سواحل خلیج فارس گنبدهای نمکی متعددی دیده می شود که امروزه تحت عنوان کمپلکس هرمز شناخته می شوند و با ضمانت های مختلف در نقاط گوناگون دیده می شود . کمپلکس هرمز در واقع زیر بنای پرکامبرین زاگرس و ایران مرکزی را تشکیل می دهد . لیتولوژی آن بیشتر از نمک و مقداری ژیپس و رس سرخ می باشد . در خصوص سن واقعی این مجموعه اختلاف نظر وجود دارد . بواسطه قرار گرفتن در زیر سازند سلطانیه سن آن را پرکامبرین می دانند . هر چند که مطالعات اخیر سن کامبرین را برای تحمیل می داند .ضخامت آن بین ۴۰۰۰ـ۹۰۰ متر می باشد در جنوب ایران در حدود ۱۱۵ گنبد نمکی شناخته شده است . پی سنگ پرکامبرین زاگرس را سری هرمز می دانند . این کمپلکس را معادل سازندهای پرکامبرین در سایر نقاط ایران می دانند . گسترش از سازند سلطانیه در زاگرس دیده نشده است و نیز سازند باروت هم بصورت محلی در برخی نواحی دیده می شود . یعنی هر دوی این سازندها بصورت جانبی به رسوبات هرمز تغییر رخسار داده اند . سازند های سیلیسی کلاسیک زاگرس و لالون هر چند که با مقاطع تیپ در البرز تفاوت دارند ولی در برخی از نقاط زاگرس شناسایی شده اند . بویژه لالون تفاوتهای فاحشی با سایر نقاط ایران دارد از جمله در زاگرس رنگش روشنتر و کوارتز کمتری دارد و سست تر است . بعد از یک وقفه رسوبی سازند میلا قرار دارد .
    که رخساره اش با سایر نواحی ایران مشابه است . نهشته های اردوسین در زاگرس با دو سازند ایل بک و زرد کوه معرفی می شوند .
    اخیرا" با تجدید نظر در سازندهای اردوسیین ، این رسوبات تحت عنوان سازند سیاهو معرفی شده اند . رسوبات دونین زاگرس که رسوبات آواری سفید رنگ هستند تحت عنوان سازند فراهو و با دو عنصر زگین و چالشه معرفی شده اند . مجددا" بعد یک وقفه ۷۰ میلیون ساله در زمان پرمین مناطق وسیعی از خاور میانه تحت تأثیر یک دریای پیش رونده قرار گرفته و منجر به تشکیل رسوبات کربناتی شده است . در ابتدا به تبعیت از رسوبات عربستان نام خوف را دادند اما بعد ها تحت عنوان سازند دالان و با سه عضو کربناته پائینی، انیدریت نار و کربنات بالایی معرفی شدند .
    رسوبات تریاس در پهنه جنوبی همچنان رخسارهء پلت فرمی دارند رسوبات تریاس زیرین ومیانی زاگرس با دورخساره دیده می شوند.
    ۱) رخساره پلت فرمی کربناتی
    ۲) رخساره پلت فرمی تبخیری کربناته
    رخساره هایی که صرفا" از نهشته های کربناته تشکیل شده اند سازند خانه کت گویند وعموما در بلند زاگرس دیده می شوند ورخساره هایی که بصورت تبخیری کربناته هستند دو سازند کشکان درزیر ودشتک دربالا اتلاق می شود و عمدتا" در زاگرس چین خورده یافت می شوند . این سه سازند مجموعا" سن تریاس پائینی و میانی را دارند . رسوبات ژوراسیک در زاگرس با رخساره های متفاوت و در سه برش یا ناحیه مطالعه شده اند .
    ۱) در ناحیه فارس و جنوب فرو افتادگی دزفول
    ۲) در ناحیه لرستان و شمال فرو رفتگی لرستان
    ۳) در نزدیکی مرز عراق و نزدیک مسجد سلیمان .
    در ناحیه فارس رسوبات ژوراسیک معمولا" نهشته های شیلی ، سیلت ، آهک و دولومیت هستند که به آنها در زمان لیاس سازند نی ریز می گویند . رسوبات کربناته به سن بومیر و مالو سازند سورمه اتلاق می شود . بررسی این سازند نهشته های تبخیری قرار گرفته که عمدتا" گسترش آنها در عربستان می باشد و نام آن انیدریت هیث گویند . در لرستان رسوبات لیاس کماکان با نام سازندنی ریز خوانده می شوند . رسوبات ژوراسیک میانی بیشتر شیلی و آهکی که سازند سر گلو نام دارد . در ناحیه مسجد سلیمان و نزدیک مرز عراق رسوبات ژوراسیک بیشتر رخساره تبخیری دارند این رسوبات عموما" در روی زمین دیده نشده اند و در چاه امام حسن (۱) و مسجد سلیمان ۳۰۶ دیده شده اند. رسوبات ژوراسیک میانی و بالایی تحت عنوان سر گلو و نجمه خوانده می شوند .
    در زمان کرتاسه نواحی عظیمی از زاگرس بویژه لرستان تحت شرایط دریایی بوده است به لحاظ پالئوژئوگرافی این دریا به گونه ای بوده که در لرستان بیشترین عمق و به سمت عربستان به ساحل نزدیک شده است . لذا در لرستان رسوبات بیشتر شیلی می باشد . در زاگرس نمی توان یک نواحی مشخصی را مصرفی نمود ولی در البرز می توان این کار را با ترتیب و نظم خاص انجام داد.

    ● گروه خامی (ژوراسیک ـ کرتاسه زیرین ):
    این سازنده ها شامل از قدیم به جدید :
    ▪ سازند سورمه:
    در نواحی فارس و شمال شرقی خوزستان و لرستان سازند سورمه از آهک های نریتیک تشکیل شده است . در جنوب غربی لرستان و خوزستان به صورت شیلهای سیاه آهک و بالاخره رسوبات تبخیر دیده می شود . بیشترین گسترش آن در فارس است .
    ▪ سازند انیدریت هیث :
    این سازند بیشتر در نواحی فارس ساحلی اهمیت دارد بین سازند سورمه و فهلیان واقع است و به سن ژوراسیک پیش است .
    ▪ سازند فهلیان:
    درنواحی فارس و شمال شرقی خوزستان مشاهده شده است . در جنوب غربی خوزستان و لرستان این سازند به شیل و آهک های خاکستری سازند گرو تبدیل شده است .
    ▪ سازند گدون (آپسین):
    در خوزستان و شمال غربی استان فارس از شیل های سیاه و آهکهای رسی تشکیل شده است . از خوزستان بطرف لرستان سازندگدون به آهکهای خاکستری سیاه سازند گرو تبدیل می شود . در نواحی فارس ساحلی توسط آهک جانشین می شود .
    ▪ سازند داریان :
    بالاترین سازند گروه خامی است و عموما" یک واحد آهکی است . که درسر تاسر جنوب غرب گسترش دارد در جنوب غرب لرستان به سازند گرو تبدیل می شود . سازندگرو به پنج واحد تقسیم می شود .
    ۱) ۳۰۰ تریش تیر ه تا سیاه رنگ و آهکهای رسی تیره رنگ پیریتی .
    ۲) آهکهای بسیار دانه ریز تیره همراه با شیل های کربتی
    ۳) شیل های خاکستری و قهوه ای
    ۴) شیل های خاکستری و آهکهای شیلی دانه ریز
    ۵) بخش پایانی بخش ماسه ای که به عنوان یک ناپیوستگی فرسایش بین سازند گرو و سروک می باشد .
    گروه بنگستان : شامل سازنده های کژدمی ، سروک ، سورگاه و ایلام می باشد
    ▪ سازند کژدمی :
    سن کژدمی با توجه به شیل های آن آلبین تاسنومانین پیشین می باشد . در سرتاسر فارس وخوزستان وجود داردوبه طرف شمال شرق لرستان به رسوبات غالبا آهکی ودر مرکز وجنوب غرب لرستان به شیل های سیاه وآهک های سازندگرو تبدیل می شود
    ▪ سازند سروک:
    از آهک های رسی دانه ریز خاکستری وآهک های نازک لایه مارنی خاکستری تیره تشکیل شده است . بخش میانی این سازند رسوبات کربناتی گل سفید توده ای وآهک تشکیل شده است . یک ناپیوستگی محلی در بخش بالایی سروک در لرستان دیده می شود در خرم آباد در منطقه لب سفید ، سازند سروک سازند داریان را می پوشاند .
    ▪ سازند سورگاه:
    از شیلهای پیریت دار به رنگ خاکستری و آهک های نازک لایه زرد زنگ تشکیل شده است . در لرستان گسترش وسیعی دارد وفقط در لرستان گسترش دارد . در خوزستان وفارس این سازند رسوبگذاری نشده است وسازند ایلام سازند سروک را با دگر شیبی می پوشاند .
    ▪ سازند ایلام:
    آخرین سازند گروه بنگستان می باشد . از آهک های رسی دانه ریز خاکستری با چینه بندی منظم ونازک لایه همراه با شیل های نازک لایه سیاه دیده می شود . سنش با توجه به فسیل های موجود سانتونین تا کامپانین است.
    ▪ سازند گور پی:
    این سازند دو بخش را شامل می شود آهک امام حسن و آهک لوفادار
    آهک امام حسن از آهک های مارنی سفید و در لرستان و خوزستان گسترش دارد. این واحد ازلرستان بطرف عراق نیز گسترش دارد. آهک لوفادار در لرستان واقع می باشد و از آهک شیلی و مارن تشکیل شده است .
    سن سازند گورپی در فارس و خوزستان از سانتونین تا مائستریشتین و درلرستان کامپانین تا پالئوسن می باشد در سر تاسر جنوب غرب دیده می شود بصورت هم شیب روی سازند ایلام واقع است و در محلی که سازند ایلام به گورپی تبدیل نمی شود این سازند روی سروک است .
    ▪ سازند تاربور :
    بخش زیرین این سازند با سازند گورپی همشیب است .گسترش این سازند در نواحی داخلی فارس با رسوبات ضخیم کرتاسه ـ ترشیری فارس ساحلی به طرف شمال شرق همراه است . بطور کلی و در شمال شرق لرستان سازند تاربور ماسه سنگ و مارنهای سازند ایران را می پوشاند .
    ● سازند های سنوزوئیک در زاگرس :
    ▪ سازند امیران:
    این سازند از سیلیستون ، ماسه سنگ وکنگلومرا با قلوه هایی از سیلیس و آهک شیلی که بطور محلی گسترش دارد تشکیل شده است . این سازنده گورپی واقع است . سازند ایران فقط در قسمت شمال لرستان دیده می شود . در نواحی مرکزی استان لرستان سن سازند ایران پالئوسن و در شمال شرقی کرمانشاه ـ خرم آباد این سازند متعلق به مائستریشیتین است. در زمان کرتاسه پائینی ـ پالئوسن ، بیرون زدگی و سپس فرسایش رادیولریتها ، مقدار زیادی قطعات سنگهای مختلف به وجود آورده و به سمت جنوب غرب حمل و رسوبات فلیشی ایران را ساخته است .
    ▪ سازند ساچون :
    از ژیپس ، مارن و دولومیت تشکیل شده است . روی سازند تاربور به صورت هم شیب قرار دارد و خود نیز توسط سازند جهرم پوشیده می شود . فقط درنواحی داخلی فارس دیده می شود .
    ▪ سازند تله زنگ (پالئوسن آئوسن میانی) :
    بطور همشیب روی سازند و زیر ماسه سنگ ها و کنگلومرای قرمز سازند کشکان قرار دارد . درنواحی مرکزی لرستان این سازند از آهک های ریفی ساخته شده است .
    ▪ سازند کشکان (پالئوسن ـ آئوسن میانی ):
    از سیلتتون ، ماسه سنگ و کنگلومرای قرمز رنگ ساخته شده است که قسمت عمده آنها راچرت ها تشکیل می دهند . رسوبات تخریبی سازند کشکان نتیجه جنبشهای کوهزایی شمال شرق ناحیه است .
    ▪ سازند شهبازان (آئوسن میانی ـ بالایی):
    از دولوبیت های دانه شکری و آهک های دولومیتی ساخته شده است . این سازند فقط در شمال شرق لرستان دیده میشود . از نظر فسیل بسیار فقیر است .
    ▪ سازند جهرم (پالئوسن ـ آئوسن بالایی):
    قاعده آن دولومیت های توده ای قهوه ای و روی آن دولومیت دانه متوسط می باشد در هر ناحیه فارس داخلی و ساحلی دیده می شود . در مرکز و شمال غرب لرستان سازند جهرم به سازند تله زنگ ، شهبازان وکنگلومراها و ماسه سنگ های کشکان تبدیل می شود .
    ▪ سازند پابده (پالئوسن پسین ـ آئوسن، الیگوسن):
    بخش زیرین از شیل ارغوانی و بخش بالایی بنام تله زنگ از شیل های سیلتی و ماسه قرمز تا خاکستری و آهک های رسی نازک لایه است . رخساره مارنی سازند پابده درلرستان , عراق،کویت،خوزستان وعربستان به آهک تبدیل می شود . در جنوب غرب لرستان به سمت مرکز و شمال شرق لرستان دیده میشود .
    ▪ سازند آسماری (الیگوسن ـ میوسن):
    آهک آسماری ، آهک ها خمیرر و آهک های فرات نیز گفته می شود . ازآهک های کم رنگ تا قهوه ای تشکیل شده است که بصورت همشیب روی سازند پابده واقع است . شامل دو بخش ماسه سنگی اهواز و بخش آهکی کلهر میباشد . از نظر چینه شناسی به سه بخش پایینی ، میانی و بالایی تبدیل می شود این سازند در تمام نواحی جنوب غربی ایران دیده میشود.
    ▪ سازند رازک (میوسن آغازی):
    از مارنهای سیلتی قرمز و آهک های سیلتی تشکیل شده است . بین آسماری در زیر و میان در زیریشان واقع است . در فارس داخلی بخوبی گسترش دارد.
    ● گروه فارس:
    ▪ سازند گچساران(میوسن زیرین):
    در برش زیرزمینی ضمن حفاری های نفتی بررسی شد که ۷ بخش غیرقابل تشخیص زا شامل می شود به لایه های عظیم تبخیری گفته می شود که میان لایه های دریایی با ارزشهای گوناگون قرار دارند.رخنمون عادی از ژیپس با میان لایه های قرمز و خاکستری مارن و آهک فسیل دار تشکیل شده است . بعنوان واحد شیل روی مخازن نفتی سازند آسماری اهمیت دارد این سازند در حوضه هایی که روند شمال غربی ـ جنوب شرقی دارند نهفته شده است و در مرکزآن حوضه های امروزی لامی ،مسجدسلیمان و گچساران قرار دارند . از سه بخش چهل ، چمبه و مون تشکیل شده است .
    ▪ سازند میشان (میوسن زیرین ـ میانی):
    از مارنهای خاکستری وآهک های صدف دارتشکیل شده است . این سازند در حوضه ای قطبی با شرایط دریایی و روند شمال غرب ـ جنوب شرق تشکیل شده است .
    به سمت لرستان ،جنوب شرق عراق ، کویت و عربستان سعودی سازند تخریبی آغاجاری به طور جانبی جایگزین مارنها و سنگهای آهکی میشان می شود .
    ▪ سازند آغاجاری (میوسن بالایی ـ پلیوسن):
    از ماسه سنگ آهکی قهوه ای تا خاکستری،مارنهای قرمز ژیپس دار و سیلتسون تشکیل می شود . بطور همشیب و تدریجی روی میشان قراردارد . درلرستان و خوزستان از نوع رسوبات خلیج دهانه ای و دریاچه ای است ولی در فارس فسمتی از آن دریایی است .در جنوب غرب ایران حالت دو زمانی دارد . از لرستان به سمت فارس و ازشمال شرقی به سمت جنوب غربی در راستای زاگرس جوانتر می شود .
    ـ سازند بختیاری(پلیوسن پسین ـ پلئسیتوسن):
    قسمت قاعده از کنگلومرای سخت و مقاوم وماسه سنگ کنگلومرای وگریتستون است. بقیه این سازند ازکنگلومرای توده ای و لایه های نازک گریتتون تشکیل شده است . عناصر سازنده گرد و کروی هستند و بوسیله سیمانی از ماسه سسیلیس و آهک به یکدیگر جوش خورده اند .
    کوهزایی میوسن ـ پلیوسن زاگرس با چین خوردگی ها ، بالا آمدگی ها و فرسایش همراه بوده و پیدایش حجم عظیمی از ذرات تخریبی درشت دانه را سبب و سرانجام به رسوبگذاری سازند بختیاری منجر شده است .
    ● کنگلومرای خرم آباد :
    درشمال غرب و شرق خرم آباد ضخامت بسیار زیادی از کنگلومراهای کرتاسه وجود دارد و دربرخی نقاط مثل تنگ رباط و تنگه چراغان بلافاصله درزیرسازند کشکان قرار دارد . زمین شناسان شرکت ملی نفت این بخش را جزء سازند امیران بحساب آورده اند ، می توان چنین بیان نمود که دراولین مدخل کوهزایی اواخر کرتاسه که رادیولریتها در برابر فرسایش قرار گرفتند اولین کنگلومرا توسط سیلاب به طرف حوضه سرازیر شده و در نزدیکی منشأ کنگلومراها نهفته شده است و بدون وقفه زمانی زیاد و با گسترش حوضه رسوبی دریایی مجاور با پیشروی ها و پسروی های خود روی این کنگلومرا رسوبات دریایی کم عمق ، گاهی آهکی رابر جا نهاده است .
    در واقع زاگرس چین خورده که منطقه مورد بررسی درآن واقع شده است بدلیل برخورداری از ذخایر نفتی از دیرباز مورد توجه زمین شناسان نفتی شرکت های چند ملیتی بوده است . بدین جهت زمین شناسی این منطقه مورد توجه زمین شناسان خارجی و داخلی بوده است . در این رابطه می توان به مطالعات فالین ، هریسیون ،گیمز و ویند و گانسر اشاره کرد . درسالهای اخیر زمین شناسان ایرانی شرکت ملی نفت ایران مانند : ستوده نیا ، خردپیر ، قویدل سیرکی و مطیعی مطالعات کارشناسان خارجی را ادامه دادند.
    ● زمین شناسی عمومی منطقه مورد بررسی :
    شهر خرم آباد در محل دشت خرم آباد و دامنه کوههای مخملکوه ، سفیدکوه و مدبه کوه بناشده است این منطقه در واقع یال جنوبی طاقدیس خرم آباد را تشکیل می دهد . هسته ی این تاقدیس از جنس سازند سروک می باشد که در مسیر جاده کوهدشت رخنمون دارد.
    دیگر سازندهای تشکیل دهنده طاقدیس خرم آباد شامل سازندها: سورگاه ، ایلام ، گورپی ،امیران (کنگلومرای خرم آباد) ، کشکان ، شهبازان و آسماری می باشند .
    به طرف جنوب در عمان و به سمت شمال در داخل ایران و افغانستان مرکزی شاخه می گردد.
    تین کمربند افیوسیتی خود شامل
    ۱) کمربند فرعی افیولیت جنوبی یا خارجی که شامل دو بخش درونی و بیرونی در ایران و عمان است .
    ۲) کمربند فرعی شمالی یا داخلی:
    این کمربند در قسمت آناتولی مرکزی ترکیه گسترش زیادی داشته و آن را از چین خوردگی های آلپی تحت عنوان آنکارا ملانژ توصیف شده است.
    ۳) قلمرو مرکزی:
    که دارای مشخصات پوسته ای قاره ای بوده و تغییر تکامل ساختمانی به شرح زیر است : ابتدا قطعات حاشیه کندوانا ، در سطوح پالئوزوئیک از خشکی شمال آسیا اروپا ، جدا و با خشکی کندوانا یکی شده است . در دوران حرم بر عکس از خشکی کندوانا جدا شده و به خشکی آسیا لوپا پیوسته و سرانجام در پایان کرتاسه این قطعات مجدداً توسط قلمروهای آفریقا - عربی و هند گندوانا به یکدیگر ملحق گردیده اند . پی سنگ این قلمرو در پرکامبرین متبلور و تخت شده و بهم پیوسته است.
    ۴) قلمرو شمالی:
    این ناحیه به طور کامل و ناگهانی توسط سلسله کوه های هندوکش – ونچ ، آکباتان از ناحیه مرکزی جدا می شود.
    ● خلاصه ای از زمین شناسی ایران ار دیدگاه تکتونیک صفحه ای
    سرزمین ایران بخشی از کمربند چینی خورده آلپ هیمالیا محسوب می شود که بین دو ابر قاره اوراسیا (Eurasia) در شمال گندوانا (Eondowana) در جنوب قرار گرفته است . این دو ابر قاره قبلاً یکی بوده و تحت عنوان مگاژآ (Megagea) یا پانگه آ از آن نام برده شده است.
    برخی از زمین شناسان تشکیل زمین های ایران را در رابطه با ژئوسنکینال تتیس دانسته اند که در دوران مژوزوئیک دوپلیت بزرگ قاره ای قدیمی گندوانا و آنکارا را از هم جدا می کرده است.
    قبل از تئوری تکتونیک صفحه ای در دهه ۱۹۶۰ میلادی با توجه به اینکه موقعیت ایران و خاورمیانه دررابطه با پلیت تکتونیک مشخص نبود . زمین شناسان با اینکه ایران را سرزمینی از اورازیا یا بین قاره ای اورازیا و گندوانا فرض می نمودند.
    دکتر منوچهر تکینی اولین پزوهشگری است که موقعیت تکتونیکی ایران را در رابطه با زمین ساخت . خاورمیانه در ارتباط با پلیت تکتونک بیان نمود. به طور خلاصه نتیجه مطالعات پلیت تکتونیک محققان نشان می دهد که وسعت اقیانوس بیش از هزاران کیلومتر بوده و بین دو قاره آفریقا و عربستان (از گندوانا) در جنوب و آسیا(از قاره اورازیا) در شمال واقع بوده است . حرکت قاره جنوبی به طرف شمال موجب کاهش وسعت تتیس و نهایتاً ایجاد یک به بسته شدن آن گردیده است. مطالعت انجام شده که در کرتاسه بالایی پلیت آفریقا – عربستان به زون فرو دانش (لبه جنوبی اورازیا) رسیده است . به طوریکه رشته کوه های زاگرس متعلق به بخش شمالی پلیت آفریقا – عربستان (بخش جنوبی دریای تتیس ) و کوههای البرز ایران مرکزی مربوط به پلیت اورازیا است.
    ● زمین شناسی ایران و خاورمیانه از دیدگاه پلیت تکتونیک
    به عقیده وگنر قاره های زمینی از یک ابر قاره بزرگ به نام پانگه آ مشتق شده اند و اقیانوس تتیس به شکل یک اقیانوس فرض در حد فاصل دو ابر قاره گندوانا و اورازیا بوده است . در مورد زمان شکل گیری تتیس نظریه های مختلفی بیان شده است . با توجه به تکامل و تکوین تتیس و عنوان پالئوتتیس برای تتیس پالئوزونیک در جنوب آسیای مرکزی (در مواضع فعلی پایروهندولی )وضعیتی به نام جوانتری در این منطقه چشمه ها و سراب های متعددی وجود دارد که اغلب به واسطه وجود شکستگی هاو گسل ها و انحلال لایه های آهکی در سازندهای سروک و ایلام به وجود می آیند. زمین شناسان منطقه مورد بررسی به دلیل حرکات شدید تکتونیکی نسبتاً پیچیده بود در آن سه خط گسل اصلی وجود دارد. که دو تای آن در محور ناودیس دشتها ایجاد شده است و نسبتاً طولانی است و گسل سوم ار ارتفاعات شمالی دشت خرم اباد عبور کرده است که انتهای آن به گسل اصلی و جبال زاگرس می پیوندد. دشت خرم آباد شامل دو ناودیس گسل دار بوده است که به وسیله رسوبات آبرفتی (شن و ماسه و رس ) پوشیده شده است امتداد لایه های این منطقه روند شمالی غربی – جنوب شرقی را طی می کنند. البته لازم به ذکر است که در این ناحیه لایه های برگشته که از روند کلی تبعیت نمی کنند نیز به چشم می خورد همانند برخی لایه های موجود در کوه.
    ● چینه شناسی و سنگ شناسی منطقه مورد بررسی :
    رسوبات نهشته شده در زمین ناودیس زاگرس حدود ۱۰۰۰۰ هزار متر ضخامت دارند ولی تنها بخش ناچیزی از این مجموعه در ناحیه بررسی شده رخنمون دارد. سیمای کنونی این منطقه که شکل ساختمان ها ی طاقدیسی و ناودیسی موجی شکل است حاصل رویداد پایانی کوهزایی آلپی در زمان پلیوسن می باشد. در منطقه مورد بررسی به شرح خصوصیات سازندهایی می پردازیم که در منطقه رخنمون دارند که از آن جمله می توان به واحدهای سنگ چینه ای موسوم به سازند کژدمی ، سروک ، سورگاه، ایلام ، گورپی، کشکان و بالاخره رسوبات آبرفتی کوارتز اشاره کرد.
    با توجه به این نکته که سن سازندهای نام برده در بالا از کرتاسه میانی به بعد هستند لذا لازم است که ابتدا اشاره ای به ویژگی های سازندها از کرتاسه تا عهد حاضر داشته باشیم.
    ● تشکیلات زمین شناسی کرتاسه در لرستان :
    سیستم کرتاسه در زاگرس به صورت کلی شامل رسوبات دریایی است و عملاً از ابتدای قرن ۲۰ به سه قسمت کرتاسه پایین، کرتاسه میانی ، و کرتاسه فوقانی تقسیم شده است . این تقسیمات سه گانه در اغلب رخنمونهای کرتاسه در بخش های کوهستانی زاگرس و در زمین کارایی بسیار خوبی را نشان داده است.
    الف) کرتاسه پایینی (نئوکومین-آپسین) :
    در ناحیه لرستان کرتاسه پایینی باشیلهای رادیو لاردار خاکستری تیره رنگ تا سیاه و آهک های رسی عمیق (سازندگرو) مشخص می شود. این واحد سنگ چینه ای به صورت ناهمساز روی سازند تبخیری گوتینا و یا بر روی یک برش انحلالی کربناتی ، دارای رخنمون در شمال شرقی لرستان است.
    ب) کرتاسه میانی (آلبین-تورونین) :
    درلرستان رسوبگذاری شیل ها و آهک های رسی مربوط به محیط عمیق از آلبین تا تورونین ادامه داشته است. رسوبات کرتاسه میانی به جز در لرستان در دیگر نواحی زاگرس دارای ناهمسازی فرسایشی بعد از سنومانین و یک ناهمسازی فرسایشی دیگر بعد از تورونین می باشند. روند کلی این رسوبات در لرستان شمال غربی –جنوب شرقی است. در کرتاسه میانی لرستان می توان به سازند شیلی و آهکی کژدمی و سازند آهک توده ای سروک اشاره کرد.
    ج ) کرتاسه بالایی (کنیاسین-ماستریشین):
    در کرتاسه بالایی لرستان رسوبگذاری در محیط عمیق ادامه داشته و در طی کنیاسین باعث رسوب شیل و آهک رسی (سازند سورگاه) گردیده است که خود در زیر رسوبات آهکی رسی سازند ایلام با سن سانتونین- کامپانین قرار میگیرد. در ادامه رسوبگذاری و با پیشروی دریا در تمام نقاط رسوب شیل ها و مارن ها سازند گورپی را ه همراه داشته است که شامل دو بخش آهک امام حسن و اهک سوفا دار(آهک سیمره) می باشد .
    رسوبگذاری شیل ها و مارن ها تا انتهای کرتاسه ادامه یافته است و حتی در جنوب غربی و مرکز لرستان تا پالئوس نیز کشیده می شود. در شمال شرقی لرستان ماسه ها و از شمال و شمال شرق سیلتها در طی ماستریشین پسین وارد حوضه رسوبی شده و رسوبات قاعده سازند امیران را به وجود آورده است.
    ● شرح مشخصات چینه ای و سنگ شناسی سازندهای منطقه مورد بررسی :
    ۱) سازند شیلی کژدمی :
    نام این سازند از قلعه کژدمی در ناحیه فروافتادگی دزفول انتخاب شده است. سازند کژدمی را قبلاً قسمتی از شیل های امونیت دار می دانسته اند و گاه آن را سازند عباد خوانده اند.
    برش نمونه سازند کژدمی در تنگ گرگ دان واقع در یال جنوب غربی کوه میش است. این تنگ در ۷ کیلومتری شمال شرقی دوگنبدان قرار دارد و مختصات رأس برش نمونه برابر N:۳۰°,۲۲&#۰۳۹;:۴۶" و E:۵۰°,۵۴&#۰۳۹;,۱۶" است . ضخامت این سازند در حدود ۱۲۰تا ۱۵۰ متر است. لیتولوژی این سازند با شیل های خاکستری تیره و گاهی سیاه رنگ و بیتومن دار مشخص می شود. حد پایین سازند کژدمی با سازند داریان با وجود زونهای قرمز رنگ حاوی اکسیدهای آهن مشخص می شود. حد بالایی این سازند با آهک های گروه بنگستان به صورت تدریجی و گاهی قاطع قابل انطباق است . فسیلهای موجود در سازند کژدمی بیشتر از انواع پلانکونها مثل گلوبی رژینا ، هدبرگلا، تی سینلا و رادیولاریا هستند. انواعی از امونیت ها و خارپوستان نیز دراین سازند دیده می شوند. سن سازند شیلی کژدمی معمولاً از آلبین تا سنومانین در نظر گرفته می شود.(۱۰)
    این سازند در شمال شرقی لرستان به تدریج به ردیف کربناتی تبدیل می شود و در نواحی مرکزی و جنوب غربی لرستان این سازند با سازندگرو جانشین می شود. این سازند در مسیر جاده خرم آباد به کوهدشت رخنمون دارد. (۱۰)
    ـ گروه بنگستان (سروک ، سورگاه، ایلام)
    نام این گروه از کوه بنگستان واقع در شمال غربی شهرستان بهبهان قرار گرفته شده است. این گروه در دزفول سازند بنگستان نامیده می شود و شامل سازندهای ایلام و سروک است. اما رخساره عمیق ایلام در لرستان تحت عنوان سازند ایلام باقی خواهد ماند.
    ۲) سازندهای آهکی سروک:
    نام این سازند تنگ سروک در کوه بنگستان واقع در شمال غربی شهرستان بهبهان در استان خوزستان گرفته شده است.سازند سروک قبلاً بخشی از آهک بنگستان ، بخشی از آهک های هیپوریت دار بخشی از آهک های رودیست دار، بخشی از آهک های کرتاسه میانی و یا آهک سیاه کوه خوانده می شده است. برش نمونه سازند سروک در تنگ سروک واقع در یال جنوبی تاقدیس کوه بنگستان واقع در شمال باختری شهرستان بهبهان به مختصات N:۳۰°,۵۸&#۰۳۹;,۲۹"و E:۵۰°,۰۷&#۰۳۹;,۱۱" اندازه گیری شده است . این سازند در برش نمونه شامل ۲/۸۲۱ متر آهک می باشد که به سه قسمت تقسیم می شود.
    ▪ بخش اول:
    ۵/۲۵۴ متر قاعده آهک های خاکستری تیره با لایه بندی گرهی، ریزدانه، رسی و حاوی آثار آمونیتهای کوچک همراه با مارنهای خاکستری.
    ▪ بخش دوم:
    ۵۲۴ متر میانی ، آهک های توده ای ، خشن ، قهوه ای روشن، در این بخش ۷/۱۰۹ متر در قاعده حاوی گرههای سیلیسی قهوه ای تا قرمز و در بخش میانی این قسمت لایه بندی چلیپایی دیده می شود.
    ▪ بخش سوم:
    ۴۳ متر بالایی آهک های خیلی ضخیم لایه با هوازدگی نامنظم آغشته به اکسیدهای آهن و برشی شده است.
    حد پایینی این سازند در برش نمونه با سازند کژدمی و حد بالایی آن سازند سورگاه می باشد و نیز قسمت انتهای سازند گرو با سازند سروک هم ارز است.
    سازند آهکی سروک در زاگرس معمولاً با دو رخساره کم عمق عمیق مشخص می شود. فسیلهایی که در رخساره کم عمق یافت شده اند به قرار زیرند : تروکولینا، اوربیتولینا، دی سیکلینا.
    جلبکها و خزه هایی از خارپوستان نیز همراه این فسیلها دیده می شوند. در رخساره عمیق گروهی از پلانکتون ها و گونه هایی از آمونیتها یافت می شود. سن سازند سروک از آلبین تا تورونین در نظر گرفته می شود.(۱۰و۴) در خرم آباد سازند سروک در هسته تاقدیس نا متقارن کوه تالیش برونزد دارد. لایه های زیرین این سازند دیده نمی شود و بخش رخنمون دار آن شامل سنگ آهکهای خیلی ضخیم لایه تا توده ای با هوازدگی نامنظم آغشته به اکسیدهای آهن و قطعات چرتی است.
    ـ سازند شیلی سورگاه :
    نام این سازند از کوه سورگاه در لرستان گرفته شده است این سازند قبلاً قسمتی از آهک کرتاسه میانی محسوب می شد برش نمونه این سازند در تنگ سراب واقع در یال جنوب غربی کوه سورگاه واقع در شمال غربی کبیر کوه در ۱۲ کیلومتری جنوب غربی شهرستان ایلام انتخاب شده است و مختصات قاعده برش نمونه برابرN:۳۳°,۳۵&#۰۳۹;,۰۹"و E:۴۶°,۱۹&#۰۳۹;,۰۶" است. ضخامت این سازند در برش نمونه ۵/۱۷۵ متر است که غالباً از شیب های خاکستری روشن با تیو، پیرت دار، با فرسایش نرم در تناوب با آهکهای ریزدانه با رنگ هوازده تشکیل شده است. در اغلب چاه های حفاری شده در لرستان در میانه این سازند لایه آهک به ضخامت ۳۰ متر دیده می شود که به عنوان یک شاخص سنگی به کار گرفته می شود. حد پایینی آن سازند سروک که البته در بعضی نقاط لرستان حد پایینی این سازند، سازند گرو است. حد بالایی این سازند، سازند آهکی ایلام است. در این سازند فسیلهای پلانکتونی فراوانی یافت شده است. سن این سازند را از تورونین تا سانتونین پیشین می دانند.(۳،۱۰)
    این سازند سورگاه در لرستان توسعه یافته و از آن ناحیه به سمت جنوب شرقی به تدریج نازک شده و بالاخره ناپدید می شود. به طورکلی در سطح زمین سازند سورگاه با فرسایش عمیق بین دو آهک سخت و خشن ایلام و سروک قرار گرفته است.
    ـ سازند آهکی ایلام :
    نام این سازند از شهرستان ایلام واقع در جنوب غربی کشور قرار گرفته شده است. این سازند در گذشته به صورتی قسمتی از آهک های بنگستان ، قسمتی از آهک هیپوریت دار، قسمتی از آهک لشتگان، قسمتی از آهک کرتاسه میانی و یا قسمتی از آهک رودسیت دار محسوب می شود.
    برش نمونه این سازند در محل برش نمونه سازند سورگاه قرار دارد و مختصات آن هم مانند مانند سازند سورگاه است. این سازند با ۱۹۰ متر آهک های رسی ریزدانه، خاکستری روشن تا تیره که گاهی در اثر هوازدگی سفید شده اند و لایه های نازک شیل در لابه لای آهک ها و لایه بندی منظم مشخص می شود. (۴)
    این آهک ها مربوط به محیط پلاژیک هستند اما در خرم آباد و به سمت جنوب شرقی آهک های پلاژیک این سازند تغییر یافته و به آهک های کم عمق تبدیل می شود حد پایینی این سازند ، سازند سورگاه می باشد و حد بالایی آن سازند گورپی است.
    فسیلهای شاخص این سازند پلانکتون ها و در قسمت پایینی این سازند آمونیت ها می باشد. سن سازند آهکی ایلام سانتونین تا کامپانین می باشد. (۱۰)
    سازند ایلام در جنوب غربی ایران دارای دو رخساره است یکی رخساره عمیق از لرستان به سمت غرب، و دیگری رخساره کم عمق که از خرم آباد شروع شده و به سمت جنوب شرقی ادامه دارد.
    ـ سازنده شیلی گورپی :
    نام این سازند از کوه گورپی در شمال شهرستان مسجد سلیمان گرفته شده است. این سازند قبلاً قسمتی از مارن دزک و یا قسمتی از مارن های دارای گلویی ژورنیا محسوب می شود. برش نمونه سازند گورپی در تنگ پابده ، در یال جنوب غربی پلانژ جنوب شرقی کوه گورپی در شمال شهرستان لالی و مسجد سلیمان اندازه گیری شده است.
    مختصات رأس برش نمونه می تواند به صورت N:۳۲°,۲۶&#۰۳۹;,۵۰"و E:۴°,۱۳&#۰۳۹;,۴۷" باشد . در برش نمونه این سازند شامل ۳۲۰ متر مارن و شیل های خاکستری مایل به آبی وبه صورت فرعی شامل لایه های نازک از آهک رسی است. این سازند در مقابل فرسایش نامقاوم بوده و توپوگرافی ملایمی را به وجود می آورد. به طور کلی در سازند گورپی دو بخش رسمی به نام های آهک امام حسن و آهک لوفا دار (سیمره) و یک بخش غیر رسمی به نام آهک منصوری وجود دارد سازند گورپی بر روی سازند آهکی ایلام قرار می گیرد و حد بالایی در لرستان سازند ایران و به سمت جنوب شرق سازند پابده است.
    سازند گورپی در اغلب مناطق زاگرس شامل فسیلهایی از روزنداران پلانکتون مانند گلوبوتورونکانا می باشد. سن سازند گورپی در قسمت هایی از خوزستان و فارس از سانتونین تا ماستریشین و در لرستان از کامپانین تا پالئوسن تخمین زده می شود.این سازند در جنوب غربی ایران به خوبی توسعه یافته است. این سازند به سمت فارس به آهک های سازند تاربور تغییر رخساره می دهد.
    الف) بخش آهک امام حسن:
    نام این بخش از تنگ امام حسن واقع در یال غربی تاقدیس امام حسن گرفته شده است. برش نمونه آن در تنگ امام حسن واقع در یال جنوب غربی کوه امام حسن لرستان انتخاب شده است . این کوه حدوداً در ۳۵ کیلومتری جنوب شرقی قصر شیرین واقع است. مختصات محل برابر با N:۳۴°,۲۱,۴۸" و E:۴۵°,۴۶,۰۰" است . این بخش شامل ۱۱۴ متر آهک های رسی ضخیم لایه ، ریزدانه و خاکستری رنگ به همراه مارن های متراکم خاکستری است به صورت بین لایه ای است. سن این بخش ها سترشین است.
    ب) بخش آهکی لوفا دار (سیمره):
    نام این بخش از رودخانه سیمره لرستان در امتداد یال شمالی کبیرکوه جریان می یابد گرفته شده است. برش نمونه این بخش در لرستان و در محلی است که رودخانه سیمره یال شمالی تاقدیس پلگانه را قطع می نماید. این بخش شامل آهک هایی به رنگ قهوه ای و برجسته ، حاوی فسیلهایی از دو کفه ای لوفا و همچنین فسیل هایی از خارپوستان می باشد. این بخش تنها در لرستان دیده شده است و تقریباً یک شاخص چینه شناسی در آن ناحیه به حساب می اید. سن این بخش کامپانین پسین در نظر گرفته می شود.(۱۰)
    سازند گورپی در خرم آباد ردیفی حدود ۲۵۰ تا ۳۰۰ متر شیلهای خاکستری متمایل به آبی و مارن های خاکستری رنگ پریده با رنگ هوازده خاکستری وجود داردکه سطح فرسایشی نرم و خردشده ای دارد. از آنجا که سازند گورپی در مقابل فرسایش نا مقاوم است بیشتر به صورت زمین های پست و تپه ماهوری دیده می شود که این نکته در مورد منطقه مورد بررسی ها صدق می کند که در این منطقه سازند گورپی رخنمون ندارد و فقط در مسیر جاده خرم آباد به بروجرد در خروجی شهر خرم آباد به دلیل تراشه جاده ای این سازند قابل تشخیص است.
    ● تشکیلات زمین شناسی کرتاسه بالا-پالئوسن در لرستان
    ـ سازند آواری امیران :
    نام این سازند از کوه امیران در لرستان گرفته شده است این سازند قبلاًبه نام فیلیش خوانده می شد. برش نمونه سازند آواری امیران در یال شمال غربی تاقدیس کوه امیران نزدیک شهرستان معمولان واقع در کنار جاده اندیمشک-خرم اباد در محلی که رودخانه کشکان ساختمان تاقدیس امیران را قطع می کند. به مختصات N:۳۲°,۲۲&#۰۳۹;,۱۵"و E:۴۷°,۵۸&#۰۳۹;,۱۰" انتخاب شده است. برش نمونه سازند های امیران و کشکان در یک محل انتخاب شده است. سازند آواری امیران ۷/۸۷۱ متر سیلیتستون و ما به ماسه سنگ به رنگ سبز زیتونی تیره تا قهوه ای و مقداری اهک دارای فسیل پوسته جانوران و مقداری کنگلومرا با قلوه سنگ هایی از چرت (در شمال لرستان) دیده می شود.(۱۰)
    حد پایینی سازند امیران به صورت تدریجی به سازند گورپی تبدیل می شود. و حد بالایی آن در اغلب نقاط لرستان به سازند تله زنگ و در مناطق دیگر به سازند کشکان ختم می شود گاهی هم سازندتاربور به صورت محلی بر روی سازند امیران قرار می گیرد . در خرم آباد سازند امیران در ادامه رسوبگذاری تغییر رخساره دار و تبدیل به یک کنگلومرای توده ای با قلوه سنگ های چرتی شده است. که این بخش را ه صورت غیر رسمی بخش کنگلومرای خرم آباد می خوانند. از فسیل های شاخص سازند امیران می توان به پلانکتون ها و فسیل های دوباره ته نشست شده اشاره کرد. البته سازند امیران در حاشیه خرم آباد فاقد فسیل است.
    سن سازند امیران در نواحی مرکزی لرستان پالئوسن در نظر گرفته می شود ولی به سوی نواحی شمال شرقی قدیمی تر می شود. در نواحی خرم آباد کرمانشاه سن آن ماستریشین است. این سازند در لرستان در شمال شرقی خوزستان توسعه یافته است. در منطقه مورد بررسی شیلهای امیران رخنمون کمی دارد و بیشتر به وسیله رسوبات عهد حاضر پوشیده شده است. اما بخش کنگلومرایی آن (مخمل کوه) به خوبی قابل تشخیص است.

    ● تشکیلات زمین شناسی منطقه لرستان در پالئوسن- ائوسن :
    تلاقی و برخورد صفحات قاره ای عربستان و ایران مرکزی در کرتاسه بالایی موجب بالا امدگی ، چین خوردگی ، روماندگی و سپس فرسایش مهمی در آن قسمت از زاگرس که با ایران مرکزی برخورد داشته است. مواد تخریبی حاصل از این فرسایش عظیم توده های تخریبی سنگینی را به وجود آورده است. (به ضخامت تقریبی ۱۰۰۰ متر)که سازند امیران نامگذاری شده است. این حوزه محلی یک شیار دریایی خطی و طویل در منطقه لرستان بوده است که با حوزه رخنمون فیلیش امیران بر روی نقشه زمین شناسی منطقه مطابقت دارد. در تمام طول اپوک انوسن نیز این حوزه محلی شرایط ویژه را حفظ کرده و رسوباتی را در خود جای داده است که با ترتیب شامل سازندهای تله زنگ ، کشکان و شهبازان است که در سایر نواحی زاگرس بی نظیر است.(۷)
    ▪ سازند تله زنگ:
    نام آن از ایستگاه راه آهن تله زنگ که در فاصله بین اندیمشک تا درود قرار دارد گرفته شده است . قبلاً این سازند را با نام آهک ائوسین میانی می شناختند. برش نمونه سازند تله زنگ در تنگه شماره ۲ واقع در ۵/۴ کیلومتری جنوب غربی ایستگاه راه آهن تله زنگ به همراه برش نمونه سازند نمونه شهبازان به مختصات N:۳۲°,۴۷,۳۸" وE:۴۸°,۴۲,۰" این سازند شامل ۱۷۶ متر اهک خاکستری تا قهوه ای رنگ با لایه بندی متوسط تا توده ای که مقاومت خوبی دارد و دارای فسیل های فراوانی می باشد. حد پایینی این سازند ، سازند امیران است و حد بالایی آن سازند کشکان است . سن سازند آهکی تله زنگ در برش نمونه از پالئوسن تا انوسن میانی است که در لرستان سازند تله زنگ به صورت یک آهک کم ضخامت بر روی سازند امیران قرار دارد و فسیل های آن نشانگر پالئوسن است. این سازند در شمال شرقی لرستان گسترش یافته و ضخامت متغیری دارد. (۱۰)
    ▪ سازند آواری کشکان:
    نام این سازند از رودخانه کشکان که در لرستان جریان دارد گرفته شده است. این رودخانه از ارتفاعات زاگرس سرچشمه گرفته و در جنوب غربی پلدختر به رودخانه سیمره پیوسته و رودخانه کرخه را تشکیل می دهد .این سازند را قبلاً به نام طبقات قرمز رنگ ائوسن می شناختند. برش نمونه سازند کشکان در همان محل برش نمونه سازند امیران قرار دارد. این سازند شامل ۳۷۰ متر از رسوبات آواری قرمز رنگ مانند سیلتستون، ماسه و کنگلومرا می باشد.
    رسوبات سازند کشکان به سمت بالا دانه درشت می شود و چرت عمده ترین ذرات قطعات و قلوه سنگ ها آن را تشکیل میدهد. حد پایین سازند آهک های تله زنگ است و در جاهایی که تله زنگ غایب است سازند کشکان مستقیماً بر روی امیران قرار می گیرد. حد بالایی این سازند به دولومیت های شهبازان ختمی می شود. از جمله فسیلهای موجود در این سازند می توان به رادیو لاریا و میلیولید اشاره کرد. سن این سازند از پالئوسن تا ائوسن میانی می باشد. (۱۰)
    گسترش جغرافیایی سازند کشکان منحصراً محدود به نواحی لرستان است. (۴)
    ● رسوبات کوارتزی :
    رسوبات جوان تر از سازند بختیاری شامل مخروطهای کوهپایه ها، مخروط های ابرفتی دشتگونه و رسوبات منفصل در کف یا در کنار بستر رودها هستند. علاوه بر آن وارن ها و سنگ ریزه ها از جمله انباشته های کوارتزی اند که بیشتر منشأ آبرفتی و کمی هم منشأ هوازدگی مکانیکی دارد. مخروطهای پای کوه به شکل بادگانه ها ی قدیمی هستند که ممکن است توسط سیلاب های فصلی بر جای گذاشته شده باشند.
    قلوه های این مخروط ها از جنس و ابعاد گوناگون اند و بیشتر آنها گوشه دار می باشند که درون سیمانی از ماسه های دانه درشت و ریز، سیلت و کمی رس قرار گرفته اند و به طور عموم دارای سخت شدگی کمی هستند که عامل اصلی عدم استحکام جوان بودن نسبی آنها و همچنین هوازدگی و فرسایش سطحی است. در منطقه مورد بررسی رسوبات آبرفتی جوان پوشش رویی دشت های ناحیه را تشکیل می دهند. این رسوبات در خروجی شهر به سمت بروجرد و به خوبی قابل مشاهده هستند. این رسوبات را بنابر نوع رسوب و محل تجمع رسوبات به سه بخش تقسیم می کنند.
    الف) آبرفتهای مرتفع کهن:
    این آبرفت ها اساساً کنگلومرایی هستند که عناصر سازنده آن به خوبی به هم چسبیده اند و در راستای دره های ژرف و یا در ترانشه های جاده ای افقی بودن لایه ها آشکاراست. اندازه رسوبا ت آنها به طور معمول در حد قلوه سنگ ، شن ، و یا ریگ می باشد این آبرفت ها معمولاً دارای سطح توپوگرافی تا اندازه ای افقی و هموارند و به طور معمول نسبی شیب ملایمی به طرف میانه دشت دارند.
    این رسوبات در مسیر جاده خرم آباد به دانشگاه آزاد خرم آباد به جنوبی قابل تشخیص است.
    ب) آبرفت پای کوه:
    این رسوبات پنجه های آبرفتی جوانی هستند که دردامنه کوه و نواحی کوهپایه ای تشکیل شده اند و به همین دلیل دارای شیب توپوگرافی نسبتاً زیاد هستند.
    عناصر سازنده آنها را بیشتر ذرات واریزه ای در حد شن و ماسه تشکیل می دهد و هیچ گونه خمیره ای در انها دیده نمی شود. در منطقه مورد بررسی این آبرفت ها در قسمت پایین کنگلومرای خرم آباد به خوبی قابل تشخیص است.
    ج) آبرفت های کم ارتفاع جوان:
    رسوبات آبرفتی جوانی هستند که عناصر تشکیل دهنده آنها حاصل فرسایش پادگانه های کهن و یا پی سنگهای ناحیه به اندازه های متفاوت در حد پایین و ریگ و سیلت هستند که حجم قابل توجهی ارزش دارند. این آبرفت ها بیشتر به صورت پوشش نه چندان ضخیم سازندها و یا آبرفت های کهن را می پوشانند.
    رسوبات کوارتزی به دلیل داشتن خاک مناسب و هموار بودن آنها به عنوان زمین های کشاورزی مورد استفاده قرار می گیند.
    در بخش پایانی معرفی سازندهای منطقه لازم می بینم توضیحات کاملی را از بخش کنگلومرای خرم آباد ارائه دهیم :
    کنگلومرای خرم آباد که در شمال و شمال شرقی شهر خرم آباد قرار دارد و در واقع ارتفاعات مخملکوه را به وجود می آورد این بخش دارای ضخامت بسیار زیادی از کنگلومراهای کرتاسه می باشد که در برخی نقاط مثل تنگ رباط و قلعه چراغان بلافاصله درزیر سازند کشکان قرار می گیرد. ضخامت این بخش گاهی به ۸۰۰ متر هم می رسدوبخشی از سازند امیران محسوب می شود. (۴)
    به طور کلی می توان بیان کرد که در اولین مراحل کوهزایی اواخر کرتاسه که رادیولاریتها در برابر فرسایش قرار گرفته اند اولین کنگلومرا توسط سیلابها به طرف حوضه سرازیر شده و در نزدیکی منشأ کنگلومراها نهشته شده اند و بدون وقفه زمانی زیاد و با گسترش حوضه رسوبی (به خصوص درائوسن) دریای مجاور با پیش روی و پسرویهای خود روی این کنگلومرا رسوبات دریایی کم عمق و گاهی نیز رسوبات آهکی (رخساره تاربور در کرتاسه بالایی و آهکهای درون کشکان) را بر جا نهاده است.
    ● لرزه زمین ساخت منطقه
    با وجود این که انسان برای زیست خود به زمین وابسته است و به عبارتی زمین را تکیه گاه زیست و فعالیت خود قرار داده است درمواردی زمین زیر پای او نا امن ترین مکان می شود و ممکن است نتیجه سالها تلاش و کوشش او را نابود سازد. زلزله و سایر حرکات زمین از جمله بلاهایی است که زندگی انسان و سازه های او را تهدید می کند .
    زلزله پدیده ای طبیعی است و قدرت و تکنولوژی بشر قادر به پیش بینی آن نیست. بنابراین تنها راه مبارزه با آن شناخت مکان و شدت آن و ایمن سازی و مقاوم سازی آثار ساخته شده در مقابل آن می باشد. در این راستا خصوصیات تکتونیکی ماکن های زیستی مورد توجه قرار می گیرد.
    استان لرستان به علت قرار داشتن بر روی منطقه لرزه زمین ساخت زاگرس از نواحی لرزه خیز ایران می باشد. وقع زمین لرزه های مخرب در سیمره، سیروان، دره سیلاخور ، بروجرد و ... در ادوار گذشته بهترین گواه لرزه خیزی این منطقه می باشد. پژوهشگران متعددی صفخه ایران را به بخش های مختلف زمینساختی تقسیم نموده اند و در اکثر تقسیم بندی ها استان لرستان در پهنه زاگرس قرار می گیرد . لرستان در واقع بخشی از رشته کوههای چین خورده – رانده شده زاگرس می باشد. بر اساس مطالعات بربریان زاگرس را می توان بر اساس داده های مورفوتکتونیکی، لرزه ای، ساختاری و رخساره های رسوبی به پنج واحد تقسیم کرد که هر بخش با گسله های ژرفی پی سنگ و به طور عام پنهان از یکدیگر جدا می شوند .
    وقوع زمین لرزه های زاگرس از کوتاه شدگی پی سنگ زاگرس در اثر عملکرد عادی پی سنگ (با شیبی به سمت شمال غربی) به صورت گسلهای معکوس با شیب زیاد در نظر گرفته می شود. در اکثر زمین لرزه های این ناحیه وجود یک گسلش رانده با مؤلفه امتداد لغز با گسلش امتداد لغز با مؤلفه شیب لغز معکوس قابل توجه می باشند.
    در خصوص علت وقوع زلزله های متعدد در پهنه زاگرس می توان اشاره کرد به علت قرار گرفتن پهنه ایران بین صفحه های عربی و اوراسیا از یک سو و حرکت صفحه عربی به سوی اوراسیا (با سرعت حدود۵/۳ سانتی متر در سال ) از سوی دیگر، پهنه ایران به صورت مداوم دارای فرم دگر شکلی منحصر به فرد می باشد. مرز فلات ایران با صفحه عربی گسل اصلی تراستی زاگرس است.
    بخشی از دگر شکلیها ناشی از حرکت صفحه عربی و نیروهای فشارشی از این حرکت در پهنه زاگرس به صورت رخدادهای زمین لرزه نمایان می باشد و هراز چند گاهی زمین لرزه های مخربی در این پهنه رخ می دهد. خرم آباد در بخشی از بلندی های زاگرس قرار دارد که به دلیل داشتن الگوی چین خورده ویژه ، کمربند چین خورده ، نامیده می شود.
    ویژگی های تکتونیکی این بخش (زاگرس چین خورده) تفاوتهای آشکاری با دشت چین نخورده خوزستان و پهنه گسلیده و چین خورده زاگرس مرتفع دارد که دشت خوزستان در جنوب غربی و زاگرس مرتفع در شمال شرقی آن قرار دارد.
    زاگرس چین خورده در حاشیه شمال شرقی دشت خوزستان به عنوان بخش از پلت فرم عربستان قرار دارد و تمام شواهد نشانگر آن است که این بخش گودی حاشیه ای سپر عربستان است که در دوران مزوزوئیک و سنوزوئیک در حال نشست مداوم بوده است .
    اشکال ساختاری خرم آباد به شکل تاقدیس و ناودیس هایی است که صفحات محوری آنها در راستای شمال غربی- جنوب شرقی تا اندازه های مارپیچ مانند است.
    تاقدیس ها و ناودیس ها به ترتیب بلندی فرو نشست ها را ساخته اند که با ردیف های جوان و با سنگ های حاصل از فرسایش بلندی ها انباشته شده اند.
    تاقدیس های خرم آباد و اطراف ان معمولاً هسته ای از سنگ آهک های سازند سروک و ایلام را دارد که در دو طرف یال تاقدیس به سازندهای جوانتر مانند گورپی، امیران، تله زنگ ، کشکان، آسماری، گچساران، و بختیاری می رسد.
    شیب لایه ها در هسته تاقدیس بسیار کم و گاهی نزدیک به افقی است ولی با دور شدن از محور یعنی به سمت پهلوها شیب لایه ها زیاد می شود به گونه ای که گاهی لایه ها شیب تند دارند و حتی در پهلوی جنوب غربی سفید کوه افزایش شب به حد برگشتگی رسیده است.
    گفتنی است که در عمل چین خوردگی خاتمه نیافته است و فشارهای دارای روند شمالی (N۲۰E) مربوط به حرکت پوسته قاره ای عربستان به سمت پوسته ایران همچنان ادامه دارد. چنین حرکاتی با افزایش شدت چین خوردگی و کوتاه شدگی پوسته و نیز لرزه خیزی همراه است.
    لازم به ذکر است که الگوی تکتونیکی حاکم بر منطقه منحصر به چین خوردگی نیست. گسلهای نادر موجود در منطقه مانند گسل واژگون ، پهلوی جنوب غربی سفیدکوه نشانگر آن است که افزون بر چین خوردگی تنش های فشارشی گاهی به شکل شکستگی نمود دارد. اثرات شکستگی در گسلها گاهی از نوع درزه و شکاف است که به ویژه در سازندهای مقاوم مانند سروک ، ایلام، و کنگلومرای خرم اباد توسعه فراوان دارد.
    چنین مکانیزم هایی ازعمل اصلی ایجاد و توسعه فرسایش مکانیکی و گاهی شیمیایی در سنگ های ناحیه بررسی شده است.
    حال به بررسی درزه ها و گسل های اصلی منطقه می پردازیم :
    درزه های موجود در ناحیه مورد بررسی از سه نوعند :
    ۱) درزه های موازی با لایه بندی که از جهت شیب طبقات پیروی کرده و اغلب دارای فواصل چند میلی متری تا چند سانتی متری هستند. (۹)
    ۲) گروه درزهای عمود بر لایه بندی (۹)
    ۳) درزه های ناهماهنگ که از جهت و شیب خاصی پیروی نمی کنند. (۹)
    ● گسل های فعال اصلی منطقه
    به طور کلی روند ساختاری فعال و گسلهای لرزه زا درزاگرس امتداد شمال غربی_ جنوب شرقی دارند و اصلی ترین این گسل ها در محدوده استان لرستان به شرح ذیل می باشند.
    ▪ گسل اصلی جوان زاگرس (MRF )
    گسل اصلی جوان زاگرس (MRF ) به عنوان یک گسل امتداد لغز راستگرد جنبا و لرزه زا با روندی شمال غربی-جنوب شرقی در ادامه شمال غربی گسل معکوس اصلی زاگرس (Main Zagros Reverse Fault ) شناسایی شده است . شواهد زمین شناسی دال بر جابه جایی راستگرد به میزان ۱۰ تا ۶۰ کیلومتر توسط بخش های دورود و نهاوند از گسل اصلی امروزی گزارش شده است (جکسون و همکاران ، ۱۹۸۴). بنا به نظریه بربریان جابجایی راستگرد حدود ۱۹۷ کیلومتر در ناحیه نهاوندـ دورود قابل مشاهده است. اگر لغزش در سطح این گسل از پلیوسن (۵ میلیون سال پیش) شروع شده باشد، نرخ میانگین لغزش سالانه این گسل ۴۰ میلی متر خواهد بود.
    قابل توجه است که بخش هایی از گسل اصلی جوان که سبب جابجایی راستگرد گسل معکوس اصلی زاگرس شده اند (بخش های دورود، نهاوند، صحنه و دینور از MFR)فعالیت های لرزه ای بیشتری نسبت به سایر بخش های این گسل (بخش های سرتخت، مروارید، مریوان و پیرانشهر) نشان می دهند.
    ساز و کار ژرفی زمین لرزه ها و توان لرزه زایی گسل اصلی جوان زاگرس از سایر زلزله های کمربند چین خورده- رانده زاگرس متفاوت است. این لرزه ها واجد بزرگای بیشتری نسبت به سایر زمین لرزه های این کمربند بوده است و یک ساز و کار ژرفی گسلش امتداد لغر با مؤلفه معکوس را نشان می دهند. این گسل در تمامی درازای خود از دینور در شمال غربی با رویداد زمین لرزه فارسینج (۲۲/۹/۱۳۳۶هـ .ش با ۷/۶ = MS)تا دریاچه گهر در جنوب شرق با وقوع زمین لرزه سیلاخور (۳/۱۱/۱۳۳۰هـ .ش با ۴/۷ = MS) و زمین لرزه های تاریخی منطقه گسیخته شده است.
    گسل معکوس اصلی زاگرس ( MZRF)
    این گسل به عنوان یک مرز ساختاری با تغییرات اساسی در تاریخچه رسوبگذاری، در جغرافیای گذشته و لرزه خیزی مطرح شده است. گسل معکوس اصلی زاگرس با امتداد شمال غربی – جنوب شرقی از غرب ایران تا شمال ناحیه بندرعباس گسترش دارد. بنا بر نظریه بربریان ۱۹۹۵ هیچ گونه گواهی بر گسیختگی تاریخی یا قرارگیری پهنه های مهلرزه ایی زمین لرزه هایی با بزرگای زیاد در طول این گسل وجود ندارد.(۱۲)
    ▪ گسل لرزه خیز دورود
    گسل دوررود به عنوان بخشی از گسل اصلی امروزی زاگرس مسبب رویداد زمین لرزه ویرانگر سیلاخور ۳/۱۱/۱۲۸۷ هـ . ش با بزرگای ۴/۷= MS بوده است. پرتگاه گسلی ایجاد شده در اثر رویداد زمین لرزه ۳/۱۱/۱۲۸۷ هـ . ش سیلاخور با جابجایی قایم سطح زمین به میزان ۱ متر همراه بوده است. این گسل از نزدیکی ارجنک با روند W۴۵N به درازای تقریبی ۱۰۰ کیلومتر تا نزدیکی بروجرد قابل تعقیب است.
    رودخانه های متعددی بر اثر گسل دورود منطبق می باشند که ازآن جمله به رودهای گهر و ماربورا می توان اشاره کرد. دریاچه گهر به احتمال زیاد در اثر بسته شدن دره گهر توسط یک سنگ ریزش عظیم (قبل از سال ۱۲۶۸ هـ . ش) ضمن وقوع زلزله ای مخرب و ویرانگر تشکیل شده است. این گسل در نزدیکی دریاچه گهر ، مرز بین توالی سنگ های پالئوزوئیک و مزوزوئیک در شمال شرق را با سنگ آهک های کرتاسه در جنوب غرب تشکیل می دهد. در شمال غرب شهر دورود، گسل دورود در مرز جنوبی دشت سیلاخور قرار دارد. اثر گسل دورود را با تعقیب چشمه های آبی که در دره سیلاخور مشاهده می شوند، می توان شناسایی کرد. با توجه به اثر گسلی دورود به صورت خطی مستقیم در سطح زمین (از رشته کوهها در جنوب شرق تا نهشته های دره سیلاخور در شمال غرب) سطح گسل مذکور واجد شیبی قائم است.
    به طور خلاصه ، پس از رویداد ویرانگر ۳/۱۱/۱۲۸۷ هـ . ش سیلاخور، جنبش و فعالیت مجدد گسل دورود با وقوع دو زمین لرزه با بزرگای ۵
    ▪ گسل عادی قلعه حاتم
    گسل لرزه زای دورود در نزدیکی بروجرد به گسل تقریباً شمالی- جنوبی قلعه حاتم ختم می شود. گسل قلعه حاتم ، گسل نهاوند را از دورود جدا می کند. گسل قلعه حاتم باعث افتادگی بلوک خاوری این گسل به میزان ۱ متر شده است. از نظر مفاهیم ریخت شناختی، دره سیلاخور در شمال غرب به گسل قلعه حاتم محدود می شود. به نظر می رسدکه فعالیت این گسل باعث رویداد زمین لرزه های اخیر بروجرد گردیده است.
    ▪ گسل کواترنری نهاوند
    گسل نهاوند با طولی حدود ۵۵ کیلومتر از غرب بروجرد (در جنوب شرقی ) تا شمال غربی نهاوند با روند WN۴۰ قابل شناسایی است. این گسل به موازات گسل لرزه دورود با جابجایی اثر آن به میزان ۳ کیلومتر به سمت شمال شرق قابل مشاهده می باشد. گسل نهاوند از بخش های کوتاه متعدد تشکیل گردیده است.
    ● وضعیت لرزه خیزی منطقه
    تمام ردیف های رسوبی خرم آباد به عنوان بخشی از زاگرس چین خورده بر روی صفحه عربستان قرار دارد. صفخه عربستان با شیب خیلی کم در اثر بازشدگی دریای سرخ به سمت شمال شرقی حرکت می کند.چنین حرکتی با تمرکز تنش در پوشش رسوبی رویی همراه است و هنگامیکه تنش های موجود دراثر فشارهای وارده از حد بحرانی بگذرد و با رها شدن انرژی زمین لرزه ایجاد می شود. از آنجا که حرکت صفحه عربستان به سمت زاگرس همیشگی و مداوم است بنابراین تمرکز و رها شدن انرژی نسز همیشگی است. به همین دلیل است که از نظر آماری ، زاگرس بالاترین و فراوانترین آمار زمین لرزه را در ایران دارد و می توان این ناحیه را یک لرزه زمینساختی مهم دانست. در یک جمع بندی کلی بیشتر زمین لرزه های در زیر رسوبات چین خورده سطحی اتفاق نمی افتد و همانطور که گفته شد تجدید فعالیت در شکل گیری یا تغییر شکل سنگهای پی عامل اصلی این چنین زمین لرزه هایی است ولی باید اذعان داشت که رابطه بین لرزه و زمین ساخت ناحیه بسیار پیچیده است و مطالعه ساز و کار زمین لرزه ها نشان می دهد که به آنها در رابطه با گسل های معکوس با شیب کم و قدیمی پی سنگ هستند که مجدداً فعال شده اند.
    به طور معمول نوع گسل ها ، طول، میزان جابجایی انها و به ویژه قرارگیری کانون های زمین لرزه ای در راستای آنها می تواند بحث توان لرزه خیزی ناحیه را مستند و متکی به حقایق قابل لمس کند ولی در ناحیه بررسی شده مانند سایر نواحی زاگرس جنبش گسل های لرزه ساز در عمق به وسیله لایه شکل پذیر جذب و توان آن کاهش می یابد و در نتیجه گسلش زمین لرزه ای به سطح زمین نمی رسد.
    بنابراین نداشتن گسلش سطحی به همرا ناهمخوانی موجود بین زمین لرزه ها با ساختمان های تکتونیکی روی زمین و کمبود داده های دقیق زمین ساختی سبب می شود تا نتوان پیوند روشن و در نتیجه آگاهی کافی از ساخت های گوناگون و رفتار آنها در عمق و در نهایت توان لرزه خیزی ناحیه به دست آورد.
    بنابراین زمین لرزه های بزرگ قرن ۲۰ مانند زمین لرزه های سیلاخور و دورود که در فواصل کمی از خرم آباد روی داده اند نشان می دهد که ناحیه مورد نظر پهنه ای فعال و لرزه خیز است ولی خوشبختانه زمین لرزه ها عموماً کمتر از ۷ ریشتر بزرگا دارند و به ندرت بزرگای زمین لرزه ها بالاتر از این مقدار بوده است. گسلش سطحی برشی در ساختگاه روی نمی دهد و تنها حرکت مکرر پوسته ممکن است سازه ها را در حد نه چندان پیشرفته مورد تهدید قرار دهد.
    در ادامه گزارش به زمین لرزه های مهم پیشین که در لرستان رخ داده است اشاره می کنیم :
    ▪ زمین لرزه کهن سیمره (۱۱۰۰۰ سال پیش)
    زمین لرزه سیمره زاگرس از واریزه هابه میزان ۲۰۰۰۰ متر مکعب یکی از بزرگترین لغزه ها ی گزارش شده در نیمکره شرقی زمین بوده که احتمالاً در اثر وقوع یک زمین لرزه عظیم تشکیل شده است.
    در بیش از ۱۰۰۰۰ سال پیش لغزش قطعه ای از سنگ آهک های آسماری(ترشیاری) به طول ۱۵ کیلومتر و ضخامت ۳۰۰ متر از دانه شمالی تاقدیس کبیر کوه در رشته کوه های زاگرس باعث تخریب و ویرانی دو روستا و یم پل گردیده است. این قطعه حدود ۲۰ کیلومتر از محل اولیه خود به سمت جنوب لغزیده است. رویداد این زمین لرزه با تشکیل دریاچه هایی همراه بوده است که رسوبات آنها در شمال غرب این زمین لغزه (غرب روستای میرآباد) مشاهده می شود. بنابر سن سنجی رسوبات قاعده این دریاچه های قدیمی به روش رادیو کربن سن تشکیل آنها ۱۲۰ ± ۳۷۰، ۱۰ سال قبل تعیین شده است.
    زمین لغزه سیمره به احتمال زیاد در اثر فعالیت گسل جنبای کبیر کوه به صورت یک گسل معکوس لرزه زا که در یال جنوب غربی این تاقدیس قرار دارد، تشکیل شده است. لازم به ذکراست که دره شهر (غرب زمین لغزه سیمره) به واسطه رخداد زمین لرزه
    ۲/۴/۲۵۱ هـ . ش سیمره با بزرگای ۸/۶= Ms ویران شده است.
    ▪ تشکیل دریاچه گهر – زمین لرزه کهن اشتران کوه
    دریاچه گهر (۲۹ کیلومتری جنوب شرق دورود) به احتمال زیاد در اثر وقوع یک زمین لرزه به بزرگای زیاد به وجود امده است. در واقع این دریاچه به واسطه بسته شدن دره توسط سنگ ریزش عظیم تشکیل گردیده است. دریاچه کوهستانی گهر که بر روی گسل اصلی امروزی زاگرس (بخش دورود ) قرار دارد بر پهنه رومرکزی زمین لرزه فاجعه بار دره سیلاخور ۳/۱۱/۱۲۸۷ هـ . ش با بزرگای ۴/۷= MS منطبق است. بنابراین ، این دریاچه احتمالاً در اثر جنبش گسل دورود و رویداد یک زمین لغزش – سنگ ریزش تشکیل گردیده است.
    زمین لرزه ۲ تیر ۲۵۱ هـ . ش سیمره (۲۲/۶/۸۷۲ م. )
    در ۲/۴/۲۵۱ هـ .ش زمین لرزه ای به دنبال پیش لرزههای آسیب رسانش که در روز پیش روی داده بود، منطقه سیمره را ویران کرد. باروی شهر سیمره فروریخت و حدود ۲۰۰۰۰ تن کشته شدند. این زمین لرزه احتمالاً به شهر سیروان نیز آسیب رسانده است. زلزله سیمره به احتمال زیاد در عراق ، واسط و بصره حس شده و نیز مسبب زمین لغزه های بزرگی در دره سیمره بوده است.
    ▪ زمین لرزه ۳ بهمن ۱۲۸۷ هـ .ش سیلاخور (۲۳/۱/۱۹۰۹ م.)
    زلزله فاجعه باری در بامداد ۳/۱۱/۱۲۸۷ هـ .ش دره سیلاخور (جنوب شرق بروجرد) را در هم کوبید. آسیب ها نه تنها در دره پر جمعیت سیلاخور بلکه فراتر به سوی جنوب شرق در آبادی های کوهستانی تا ارجنک نیز سنگین بود. یه طور کلی ، ۱۲۸ روستا آسیب دید که از بین انها ۶۴ آبادی به طور کلی ویران شد و شمار کشته شدگان در انها بین ۶۰۰۰ تا ۸۰۰۰ نفر برآورد شده است.
    این زمین لرزه ها با گسلشی به طول ۴۵ کیلومتر از نزدیکی کلنگاله تا جنوب سراوند همراه بوده است. بنا بر شواهد صحرایی و اطلاعات محلی میانگین جابجایی قائم سطح زمین در اثر این گسلش بین یک تا دو متر بوده و بخش شمال شرقی گسل پایین افتاده است. هیچ گونه شاهدی از جنبش راستالغز این گسل در دست نیست.
    زمین لرزه سیلاخور در بروجرد، کرمانشاه و همدان به گونه ای نیرومند احساس شده تا خرپون در ترکیه ، گرجستان و عراق نیز دریافت شده است. تمرکز پس لرزه های نیرومند این زلزله بیشتر در بخش های جنوب شرقی و شماب غربی ناحیه کلان لرزه ای این زمین لرزه روی داده و باعث افزایش میزان آسیب های پدید آمده در اثر لرزه اصلی شده است.(۱۲)
    آمار کلی زمین لرزه های رخ داده در منطقه خرم آباد به صورت جدول در زیر نشان داده شده است.

    ● ژئومورفولوژی منطقه
    با توجه به اینکه شکل هر منطقه بیانگر خصوصیات زمین شناسی وجنس سازندها و خصوصیات دینامیکی و مورفودینامیکی منطقه مورد مطالعه می باشدف هر یک از پدیده های یاد شده به صورت شکل یا ژئومورفولوژی آن منطقه نمایان می شود. ژئومورفولوژی ناحیه خرم آباد به شرح زیر است.
    خرم اباد در بخشی از بلندی های زاگرس قرار دارد که به دلیل داشتن چینهایی با دامنه بلند، کم و بیش متقارن و ممتد به نام زاگرس چین خورده و یا زاگرس بیرونی مشهود است. ناحیه مورد نظر با داشتن کوه های پیوسته و ممتد، در راستای شمال غربی و جنوب شرقی یکی از بهترین نمونه توده کوهستانی چین خورده و یکپارچه را تشکیل می دهد که نواحی پست آنرا دشت های آبرفتی بین کوهی اشغال کرده است. واحدهای مورفولوژیک کوهساز و دشتی موردنظر به شکل تناوبی قرار دارد و تقسیم آن به پهنه های مورفولوژیک منطقه ای وجدا دشوار است.
    به طور کلی در این منطقه سه واحد مورفولوژیکی وجود دارد که عبارتند از :
    ۱) واحدهای کوهساز
    فیزیوگرافی ناحیه پیوند محکمی با جنس واحدهای سنگ چینه ای و به ویژه مقاومت آنها برابر فرسایش های مکانیکی و شیمیایی دارد. واحدهای مورفولوژیک کوهساز به طور عمده سنگ آهک های ستبر لایه سروک، اهک های منظم لایه ایلام و آهک های توده ای آسماری هستند که ستیف های بلند و دره های عمیق دارند که گاهی دسترسی به بعضی از آنها غیر ممکن است. لایه بندی ضخیم توده ای و سختی زیاد سازندهای یاد شده و نیز جوان بودن ناحیه از نظر فرسایش عواملی هستند که در شکل گیری ریخت های کوهساز نقش اساسی دارند. سیمای ناهمواری های کوهساز هماهنگی کامل با ساختمان زمین شناسی دارد از این رو برجستگی ها به شکل کمانهای خمیده و ممتد در راستای شمال غرب-جنوب شرق قرار دارند. به جز رستنیهای ناچیز، برونزدهای صخره ساز ناحیه بدون پوشش گیاهی هستند و خاک سطحی بسیار کم عمق دارند. به همین دلیل ار درجات فرسایشی پیشرفته بر خوردار می باشد؛ بنابراین عموماًدارای شیب تند (گاهی بیش از ۵۰ درجه ) می باشند. علاوه بر ویژگی های سنگ شناسی، تکتونیک جوان ناحیه ر ایجاد ساختمان های کوهساز مؤثر است.
    ۲) واحدهای تپه ماهوری
    بیشتر تپه ماهوری های ناحیه سنگهای رسوبی فیرکربنات هستندکه در بین آنها سازند شیلی-مارنی گورپی، فیلیش های سازند امیران بیشترین سهم را دارند در بین واحدهای مورفولوژیک تپه ماهوری نهشته های شیلی و مارنی نفوذپذیری ضعیف دارند و در مقابل فرسلیش مقاومت چندانی ندارند و حاصل فرسایش آنها ناهمواری های ملایم با شیب کم همراه با آبراهه های فشرده است. آبراهه ها نسبتاً تنگ و باریک و فاصله کمی از یکدیگر دارند که به وسیله یال های نازک از یکدیگر جدا شده اند. نهشته های فیلیش و کنگلومرایی با وجود تراوا بودن همچنان بریده بریده و هزار دره مانند هستند ولی شیارهای فرسایشی آنها گرد شده است و گاهی تداخل های ستبر لایه این نهشته ها تیغه های برجسته ای را می سازند که بالایه های زود فرسا از یکدیگر جدا شده اند.
    ۳) واحدهای دشت گونه
    فیزیوگرافی دشتی به واقع حاصل فرسایش و عقب نشینی برجستگی های ناحیه ای می باشد. که در حال حاضر همچنان در حال توسعه و شکل گیری هستند. دشت های ناحیه ، نواحی نسبتاً کم شیبی هستند که با وجود مواد آبرفتی رودهای فصلی – سیلابی پوشیده شده اند.در اینجا به دلیل شیب بسیار ناچیز سرعت آب های جاری کم است و در نتیجه سیلاب ها قادر به حمل رسوبات نبوده و به تدریج رسوبات خود را بر جای گذاشته اند. دی این قسمت ها شیب زمین و نیز اندازه از بالا به پایین به تدریج کاهش می یابد. در ضمن این رسوبات محل تجمع آبهای نفوذی است که در حال حاضر به شکل چاه مورد استفاده قرار می گیرد.
    ● بررسی سازندهای مختلف منطقه از نظر فرسایش
    در این بخش با توجه به خواص فیزیکی سنگ ها، رفتار آنها در برابر تجزیه پذیری و فرسایش و در نهایت نفوذپذیری و انحلال بحث خواهد شد که از نظر تجزیه پذیری و فرسایش سازندهای موجود در محدوده مورد بررسی متفاوت هستند و این تفاوت بیشتر به دلیل داشتن ویژگی های لیتولوژیکی گوناگون است. گفتنی است که شرایط آب و هوایی، ریخت شناسی و نیز تکتونیک جوان در امر فرسایش نقش داشته و پدیده فرسایش را به طور نسبی سرعت می بخشد.
    قبل از اینکه به بررسی فرسایش سازندها بپردازیم لازم است عوامل مؤثر در فرسایش را نام برده و توضیح دهیم .
    ۱) آب:
    مهمترین عامل فرسایش است که به گونه های مختلف در فرسایش ایفای نقش می کند. آب های حاصل از نزولات جوی با نفوذ در سنگ های کربناته باعث ایجاد انحلال و کاستی شدن و پیشرفت آن باعث تشکیل غارهای کارستی می شود. رواناب های سطحی باعث حمل رسوبات ار مناطق مرتفع به دشت ها می شود. آب موجود در شکستگی ها ، در زمستان در شیب به دلیل سرمای زیاد منجمد شده که این انجماد با افزایش حجم همراه است که این افزایش حجم باعث پیشرفت شکستگی درسنگ می شود و در روز بر اثر گرمای خورشید ذوب شده و باعث کاهش حجم شده، تکرار این روند در بلند مدت باعث جدایی قطعات سنگی از سنگ مادر می شود و این قطعات سنگی بر اثر نیروی ثقلی به پایین حرکت کرده و در دامنه انباشته شده و واریزه ها را تشکیل می دهد.
    ۲) باد:
    نیروی باد نیز به نوبه خود در فرسایش نقش مهمی را ایفا می کند که بیشتر در مناطق بیابانی تأثیر گذار است. مکانیسم فرسایش بادی به گونه ای است که باد ذرات ماسه و رس را با خود حمل می کند و در اثر برخورد دراین ذرات با توده های سنگی سر راه باعث فرسایش آنها می گردد که ذرات حاصل از این فرسایش معمولاً کدر و مات هستند (در اثر برخورد با هم).
    ۳) یخچالها:
    توده های یخی در دامنه کو هها باعث به هم چسبیدن ذرات سنگ و خاک و یخ می شودکه جوایش قطعات یخی و حرکت آنها ذرات نیز با آنها حمل می شوند که ویژگی اصلی ذرات فرسایش یافته مخطط بودن آنها است.
    ۴) عوامل انسانی:
    عواملی مانند جاده سازی، خطوط انتقال نیرو(دکل های برق) ، خاک برداری، برداشت سنگ، کشاورزی و استفاده بی رویه از منابع طبیعی و مراتع و جنگلها باعث ناپایداری و فرسایش خاک می شود.
    ۵) آثار حیوانی :
    آثار به جا مانده از حرکت حیوانات روی خاک و سنگ در طولانی مدت باعث فرسایش خاک می شود.
    البته لازم به ذکر است که در منطقه مورد بررسی عوامل فرسایش بیشتر شامل آب، عوامل انسانی ، و حیوانی می باشد و عواملی چون یخچالها و باد در این منطقه کمتر تأثیر گذار هستند.
    بعد از توضیح عوامل فرسایش به بررسی سازندهای منطقه از لحاظ فرسایش می پردازیم:
    ● سازندهای کربناته (ایلام، سروک، آسماری) :
    تجزیه پذیری و فرسایش در این سازندها به ویژه انواع ریزدانه و متراکم آنها از نوع هوازدگی آسیب ناپذیر می باشد و فقط آب های سطحی فرو رو حاوی CO۲ موجب انحلال آب ها و در نتیجه توسعه رژیم های کارستی و در نهایت ایجاد غارها و حفرات انحلالی می شود.در سنگ های کربناته منظم مانند ایلام به دلیل داشتن لایه های مارنی ، تراوابی کمتر دارند پس فرسایش کارستی در آنها چندان قابل ملاحظه نمی باشد و بیشتر فرسایش آنها در اثر خردشدگی و درزه شدن و انحلال می باشد.
    ● سازندهای شیلی – مارنی (گورپی، امیران) :
    این سازندها به دلیل داشتن مقادیر زیادی از رس و مارن به مقدار کم تحت تأثیر تجزیه پذیری آبهای سطحی دارای CO۲ قرار می گیرند ولی از نظر فرسایش پذیری در دراز مدت از نوع سنگ های آسیب پذیر می باشد. وبا توجه به غیر قابل نفوذ بودن لایه های شیلی و رسی آب موجود در بین این لایه ها ایجاد ناپایداری می کند در چنین حالتی شیب های توپوگرافی بلند تقویت کننده ناپایداری خواهند شد و در نتیجه ریزش و لغزش به سادگی انجام می شود.
    ● رسوبات آبرفت :
    این رسوبات شامل آبرفت های کواترنری می شود که اغلب از ماسه ، رس، و کنگلومرا تشکیل شده است و از عوامل فرسایش تأثیر آبهای جاری نسبت به دیگر عوامل مؤثر است . این نهشته در برابر فرسایش نامقاوم و ضعیف است.
    همانطور که می دانیم منطقه خرم آباد در زاگرس چین خورده قرار گرفته است.که به همین دلیل از نظر داشتن دشت های مسطح و وسیع تقریباً فقیر است و یا اینکه اکثر خاک های منطقه به دلیل شرایط توپوگرافی در تصرف جنگل ها و مراتع می باشد. با توجه به بهره برداری نامناسب از مراتع و زمین های کشاورزی فرسایش خاک از مسایل مهم در استان است
    برای مهار این پدیده راهکارهای زیر توصیه می شود :
    ۱) شناسایی مناطق آسیب پذیر از نظر فرسایش با استفاده از عکسهای ماهواره ای از زمان های مختلف.
    ۲) مشخص کردن کاربری اراضی این منطقه با استفاده از عکس های ماهواره ای و مطالعات زمینی.
    ۳) مشخص کردن کاربری مطلوب هر بخش و مناطقی که باید مورد محافظت قرار گیرد.
    ۴) توسعه مطالعات خاک شناسی در خرم آباد .
    ۵) شخم زدن زمین های با شیب بیش از ۱۰ در صد در جهت مخالف شیب .
    ۶) مورد توجه قرار گرفتن مطالعات آبخیزداری.
    ۷) افزایش پوشش گیاهی منطقه و جلوگیری از استفاده بی رویه از مراتع و جنگل ها.
    ● منابع آب
    منابع تأمین آب شهر خرم آباد چشمه هایی است که تقریباً در سمت مرکزی شهر فعلی قرار دارد. گسترش شهر قبلاً در منطقی بود که یا در پایین دست این چشمه قرار گرفته و امکان سوار شدن آب چشمه ها از طریق جوی ها و لوله های ثقلی به این مناطق فراهم بود و یا اینکه امکان داشت با وسایل ابتدایی و محدود ، آب چشمه ها به آن مناطق رسانده شود.
    منابع آب شهر خرم آباد را می توان به سه گروه کلی زیر تقسیم کرد :
    الف) رودخانه ها و آب های سطحی :
    در منطقه خرم آباد دو رودخانه کرگانه و رباط جاری است که به هم پیوستن آنها در شهر خرم آباد (پایین تر از پل شهدا) رودخانه خرم آباد تشکیل می شود. این رودخانه عملاً به عنوان زهکش منطقه بوده و کلیه فاضلاب های شهرها، روستاها، و کارخانه های واقع در مسیر آنها و همچنین آب اراضی کشاورزی اطراف به این رودخانه می ریزد که در نتیجه باعث آلودگی آب این رودخانه می گردد. با توجه به چشمه ها و سراب ها ی متعدد و منابه آب زیر زمینی که در شهر خرم آباد قرار دارد استفاده از آب این رودها به عنوان آب آشامیدنی منتفی است
    ب) آب های زیر زمینی :
    در شهر خرم آباد با توجه به خود چشمه ها و سراب ها استفاده از منابع آب زیرزمینی کمتر مورد توجه قرار گرفته است. در شهر خرم آباد دو حلقه چاه وجود دارد که از آب انها برای مصارف آشامیدنی استفاده می شود. یکی از این چاه ها در محله پشت بازار قرار دارد که حفاری آن توسط شرکت استروژکسپرت (Strojexport) چکسلواکی سالهای ۶۸-۱۳۶۷ به عمق ۴۵۷ متر انجام شده است.
    دیگر چاه موجود در شهر چاهی است به عمق ۷۰ متر که در محله فلک الدین قرار دارد. این چاه به منظور مصارف کشاورزی حفر شده بود هم اکنون از آب آن برای تأمین قسمتی از آبهای مصرفی اطراف استفاده می شود.
    آبدهی این چاه حدود Lit/s ۱۵ طی ۸ ساعت بهره برداری از این چاه می باشد.(۱)
    با توجه به اینکه این چاه در نزدیکی رودخانه رباط حفر شده به احتمال زیاد آبدهی این چاه ناشی از نفوذ آب این رودخانه می باشد.
    در دانشگاه آزاد واحد کمالوند نیز یک حلقه چاه جهت آب مصرفی دانشگاه وجود دارد همچنین در باغی که همجوار دانشگاه می باشد نیز چند چاه حفر شده است.
    ج) چشمه ها :
    در منطقه خرم آباد چندین چشمه وجود دارد که به اصطلاح محلی سراب یا گرداب نامیده می شوند. بعضی از اسن چشمه ها در محدوده شهر خرم آباد و بعضی دیگر در خارج از محدوده شهر قرار گرفته اند. آب این چشمه ها سرانجام به رودخانه های کرگانه و رباط (رودخانه های خرم آباد) می ریزد.
    ۱) سراب مطهری (سرچشمه):
    آب آن در نهرهای شاجوی شرق و غربی جاری می شود که نهر شرقی بلافاصله به رودخانه خرم آباد ریخته می شود ولی شاجوی غربی به موازات رودخانه بود و قسمتی از آن به مزارع کشاورزی انتقال داده می شود.
    این چشمه در ارتفاع ۱۱۹۰ متری از سطح دریا قرار دارد. دبی این چشمه Lit/s ۱۹۰۰ می باشد. (۱)
    این چشمه از سازند ایلام بیرون می ریزد و تقریباً در مرکز خرم آباد دیده میشود.در حال حاضر قسمتی از آب این چشمه توسط ایستگاه تلمبه برداشت شده و به شبکه توزیع آب شهری تغذیه می شود و قسمتی نیز از طریق چندین لوله به طور ثقلی به باغها و منازل در پایین چشمه انتقال داده می شود.
    ۲) سراب های گلستان:
    این سراب به صورت چندین چشمه اززیر کوهی که قلعه فلک الافلاک روی آن بنا شده (سازند ایلام) جاری می شود. آب این چشمه ها از طریق چندین نهر و جوی به رودخانه خرم آباد ریخته می شود. این چشمه در ارتفاع ۱۱۷۰ متری از سطح دریا قرار دارد که دبی آن برابر Lit/s ۱۸۰۰ می باشد .(۱)
    این چشمه ها نیز همانند سراب مطهری از میان لایه های آهکی سازند ایلام سرچشمه می گیرد. آب این چشمه به وسیله دو تلمبه خانه که یکی در جنب دانشگاه لرستان و دیگری در پادگان امام حسین واقع شده اند برای مصارف شهری و کشاورزی استفاده می شوند.
    ۳) گرداب دارایی:
    آب این چشمه از سازند سروک سرچشمه می گیرد که تقریباً در دره واقع بین کوه مد به سفیدکوه قرار دارد که در طرف چپ و راست آن سازند سرک قرار دارد. آب آن به وسیله تلمبه به سیستم آب شهری تغذیه شده و قسمتی نیز به مصرف کشاورزی می رسد. این گرداب در ارتفاع ۱۱۸۵ متری از سطح دریا واقع شده که دبی آن Lit/s ۲۸۰ است. (۱)
    ۴) گرداب سنگی:
    آب آن از سازند سروک بیرون می ریزد و این چشمه یکی از آثار باستانی شهر خرم آباد به حساب می آید. معمولاً آب آن از اواخر تابستان تا اواخر پاییز خشک است (چشمه فصلی). از اب آن برداشتی برای مصارف شهری نمی شود و فقط به مصرف کشاورزی می رسد.
    ۵) سراب کیو :
    آب این چشمه نیز همانند سراب های مطهری و گلستان از سازند ایلام سرچشمه می گیرد. این چشمه در پایین صدا و سیما واقع شده است که در محل خروج آب آن دریاچه ای زیبا به وجود آمده است. آب ان در اواخر تابستان تا اواخر پاییز خشک می شود (همانند گرداب سنگی) . از آب آن هم در مصارف شهری و هم در مصارف کشاورزی استفاده می شود.(۲)
    از ۵ چشمه نامبرده چشمه های کیو ، مطهری، و گاستان از سازند ایلام و گرداب های سنگی و داراییاز سازند سروک سرچشمه می گیرند.لیتولوژی غالب این دو سازند آهک می باشد. علت اصلی خروج آب از این سازندها وجود شکستگی ها ، لرزه ها ، و انحلال و پدیده کارستی شدن می باشد.
    این چشمه ها دارای آب شیرین و قابل شرب هستند که دلیل شیرین بودن ابن آبها عبور نکردن از سازندهای نمکی مانند سازند گچساران می باشد. اما به دلیل انحلال آهک اب این چشمه ها دارای املاحی همانند Ca ، Mg و ... می باشد که به درجه سختی اب می افزایند.
    حدود ۷۵% آب مصرفی خرم آباد از طرق چشمه های گلستان، مطهری، و دارایی تأمین می شود و از آنجا که چشمه های کیو و گرداب سنگی جز چشمه های فصلی می باشند لذا نسبت به دیگر چشمه های خرم آباد از اهمیت کمتری برخوردارند.
    درجداول صفحات بعدی دبی ماهانه سراب های تأمین کننده اب خرم آباد مشاهده می شود. (۲،۱)
    ● بررسی زمین شناسی اقتصادی محل مورد بررسی
    ▪ جایگاه و اهمیت معدن در توسعه اقتصادی کشور :
    خاک سرزمین ایران از لحاظ موقعیت ویژه جغرافیایی سرشار از مواد ارزشمند معدنی است که خود می تواند پشتوانه قابل توجهی برای یک جهش صنعتی در آینده این مرز و بوم به شمار آید. موقعیت خاص ایران زمین در کمربند کوهزایی آلپ- هیمالیا و شرایط ویژه زمین شناسی ساختارهای مناسبی را برای تشکیل و ظهور انواع مواد معدنی فراهم کرده است. ایران علاوه بر ذخایر سرشار و ارزشمند نفت و گاز دارای انواع مواد معدنی فلزی هم می باشد.
    ساختمان زمین شناسی و پتانسیل معدنی ایران به نحوی است که در جای جای این سرزمین پهناور به ذخایر گرانبها ، غنی و متنوع معدنی دست یافت که برخی از آنها در جهان بهترین کیفیت را دارند. استان لرستان که بخشی از این مرز گهر بار است نیز از این قاعده مستثنی نیست.
    این استان از جمله مناطق مستعد کشور در بخش معدنی می باشدکه در آن بخش های خاصی از صنایع معدنی و معادنی چون سنگ مرمریت و چینی به بهره برداری رسیده است و از این نظر دارای هویت، ارزش و مشخصات اقتصادی می باشد. (۸)
    استان لرستان علاوه بر معادن سنگ دارای ذخایر نفت، گاز، الومینیوم و ... می باشد به گونه ای که شهرستان الیگودرز در سال ۱۳۸۰ از طرف وزارت صنایع و معادن به عنوان یکی از قطب های آلومینیوم کشور معرفی شد. (۱۱)
    در این راستا مطالعات و پی جویی هایی جهت شناخت استعدادهای طبیعی لرستان صورت گرفته است که می توان به موارد زیر اشاره کرد :
    ۱) بازشناسی طلا در سازند ایران خرم اباد لرستان با استفاده از اسامی جغرافیایی و کشف سرباره و کوره های ذوب باستانی.
    ۲) طرح استانی اکتشاف نمک در منطقه نوژیان و چغلوندی.
    ۳) طرح استانی بررسی ذخایر پتانسیل های معدنی استان.
    ۴) اکتشاف باریت در نواحی کوشک، دورود، قره قیطان و سرخس.
    ۵) طرح استانی بررسی ذخایر پتانسیل زواریجان.
    ۶) طرح استانی اکتشاف مقدماتی مس دره تخت ازنا.
    ۷) طرح استانی اکتشاف مقدماتی سرب و روی گل زرد الیگودرز.
    ۸) طرح استانی مطالعات پی جویی سلستین در پلدختر.
    ۹) طرح ملی اکتشاف بارتین و گرانیت ازنا و الیگودرز.
    ۱۰) طرح ملی ذخایر رزنیت در منطقه کوهدشت.
    ۱۱) مطالعه و پی جویی قیر طبیعی در منطقه کوهدشت. (۸)
    به طور کلی منطقه لرستان از نظر لیتولوژی به دو قسمت عمده تقسیم می شود.
    ۱) قسمت دگرگون شده که بهشکل رشته کو ههای کم ارتفاع با امتداد شمال غرب جنوب شرق و در شمال استان دیده می شود. این منطقه قسمتی از زون دگرگونی سنندج-سیرجان می باشد. معادن واقع شده در این قسمت عبارتند از معادن مرمریت، فلرسپات، سیلیس، تالک، بارتین، سرب و روی. از آنجا که این منطقه جز حوزه تحت بررسی نمی باشد به همین توضیحات کوتاه اکتفا می کنیم .
    ۲) منطقه رسوبی که شامل قسمتی از رشته کوههای مرتفع و گسترده زاگرس بوده و از جنوب دورود و بروجرد شروع شده و تا انتهای جنوبی استان ادامه دارد.
    سازندهای تشکیل دهنده منطقه رسوبی بیشترمربوط به دوران های دوم و سوم هستند
    که سنگهای تشکیل دهنده آنها اغلب شامل اهک ، دولومیت، ماسه سنگ، مارن، سیلتسون، شیل، رادیولاریت، گچ، کنگلومرا، نمک، و لایه گوگرد می باشد.
    معادن موجود اکتشاف شده و قابل بهره برداری در این منطقه عبارتند از : معادن آهک ، گچ ، نمک، بتیومن، زغال سنگ.
    با توجه به اینکه منطقه مورد بررسی بخشی ازمنطقه رسوبی به حساب می آید لازم است در اینجا به توضیح استعدادهای معدنی سازندهای موجود در منطقه بپردازیم:
    ● سازندهای کربناته
    شامل سازندهای سروک، ایلام، بخشی ازگورپی، شهبازان و آسماری است. جنس اسن سازندها معمولاً آهک می باشد که از سنگ آهک آنها استفاده های متعددی از قبیل :
    ۱) سنگ آهک صنعتی که مصارف آن در تولید سیمان، صنعت قندسازی، صنایع متالوژی، صنایع مس، شیشه ، تصفیه آب و تولید آجرهای ماسه آهکی می باشد.
    ۲) سنگ آهک لاشه (سنگ شکسته) و مالون (سنگ تراشیده و چکش خورده):
    مصارف آنها در ساختن پل ها، دیوارها ، سیل بندها، کف کانال ها و ساختمان سازی می باشد. از لاشه سنگ ها هم در پر کردن بین دیوارها و شفته ریزی استفاده می شود.
    ۳) سنگ آهک لاشه موزائیکی :
    که در موزاییک سازی به صورت پودر مصرف می شود (پودر آهک). در یک کیلومتری شمال شهر خرم آباد معدن اهک تپه سفید وجود دارد که نوع آهک آن سنگ آهک لاشه و مالون می باشد. معدن دیگر، در روبروی ترمینال بروجرد پشت اداره هلال احمر قرار دارد.
    ● سازندهای شیلی
    شامل سازندهای کژدمی، سورگاه، بخشی از گورپی و ایران می شود. این سازندها از نظر معدنی، اهمیت چندانی ندارند ولی در مورد سازند امیران خرم آباد، مطالعاتی جهت استخراج طلا صورت گرفته است. از شیل این سازندها در جنوب استان در منطقه پلدختر در بوستان های خیار استفاده می شود.
    ● سازند کنگلومرایی :
    شامل سازندهای کشکان و کنگلومرای خرم آاد است. سازند کشکان دارای مقادیر زیادی سیلیس و اکسید آهن است که سیلیس آن در صنایع شیشه سازی و تهیه سیمان کاربرد دارد مانند معدن مله سرخه از کنگلومرای خرم آباد نیز می توان جهت زیرسازی جاده ها در راه سازی استفاده کرد.
    ● سازندهای تبخیری :
    مانند سازند گچساران از این سازند در تولید موادمعدنی مثل گچ و نمک استفاده می شود که از گچ آن به عنوان مصالح ساختمان و نیز در تولید سیمان و تهیه کودهای شیمیایی استفاده می شود. آهک آن که بیشتر در مناطق جنوبی خرم آباد وجود دارد به صورت معادن نمک آبی دیده می شود که پس از هدایت آب شور به حوضچه ها و تبخیر آب بلورهای نمک جمع آوری و به مصرف خوراک دام و انسان می رسد. از سنگ نمک هم بعد از آسباب کردن در تهیه سالامبور، فرآوری (کارخانه چرم و پوست) و نیز در مصرف های خوراکی و دامی به کار می رود. از معادن گچ موجود در منطقه می توان به معدن گچ شوراب واقع در ۲۰ کیلومتری جنوب خرم آباد و نیز معدن گچ شورابه واقع در ۳۳ کیلومتری جاده پلدختر به اسلام آباد غرب اشاره کرد.
    ● رسوبات کواترنری :
    که شامل خاک و رسوبات رودخانه ای می باشد که از خاک آن جهت مصارف ساختمانی، کشاورزی و ... استفاده می شود. از رسوبات رودخانه ای (ماسه سنگ و کنگلومرا) در کارخانه های تولید شن و ماسه و آسفالت استفاده می شود که در این رابطه می توان به کارخانه شن و ماسه تجره اشاره کرد.
    مشکلات و محدودیت های موجود که بر سر راه استخراج معادن استان قرار گرفته است عبارتند از :
    ۱) مشکلات و محدودیت های فرهنگی و اجتماعی
    ۲) مشکلات و محدودیت های نیروی انسانی
    ۳) مشکلات و محدودیت های سرمایه ای
    ۴) مشکلات و محدودیت های تجهیزات و ماشین آلات
    ۵) مشکلات و محدودیت های مدیریتی و اجرایی
    ۶) مشکلات و محدودیت های زیر بنایی و خدماتی
    در پایان لازم به ذکر است که استان لرستان دارای پتانسیل ها و استعدادهای معدنی زیادی است که می توان با اتخاذ ---------- ها و راهکارهای مناسب از این منابع طبیعی و سرمایه های ملی حداکثر استفاده را برده و تا حدودی مشکلات اقتصادی و بیکاری جوانان منطقه را حل نمود.
    نتیجه گیری و پیشنهادات :
    با توجه به مطالب ارائه شده در این گزارش کار می توان چنین نتیجه گیری کرد که خرم آباد دارای استعدادهای گوناگونی از نظر منابع طبیعی است. با توجه به نوع جنس رسوبات موجود در خرم آباد که رسی هستند و دارای مقدار جزیی آهن می باشند و نیز وجود سازندهای آهکی (سروک ایلام) و سیلیسی (کنگلومرای خرم آباد) می توانیم از آنها به عنوان ماده اولیه در تهیه سیمان استفاده کرد پس مطالعه احداث یک کارخانه سیمان به دور از منطق نیست.
    از لحاظ معدنی متأسفانه خرم آباد دارای مواد معدنی غنی نمی باشد ولی با وجود سازندهای آهکی موجود می توانیم از آنها به عنوان سنگ مالون و لاشه استفاده کرد.
    خرم آباد به دلیل داشتن سراب ها ، چشمه ها و آبهای زیرزمینی زیاد از نظر منابع آب مشکل نداشته و ا ز این میان تنها از آب سه چشمه گلستان، مطهری و دارایی استفاده می شودو یقیه آنها به هدر می رود. از جمله کارهایی که می توان در این زمینه انجام داد توسعه و ترویج بخش شیلات است که می تواند به عنوان یک رکن اصلی باعث اشتغالزایی و رفع بیکاری جوانان شود.
    از دیگر کارها می توان به فرستادن آب به استان های کم آب به وسیله لوله کشی اشاره کرد.
    با توجه به اینکه منطقه خرم آباد بر روی گسل اصلی زاگرس قرار دارد و ار نظر تکتونیکی فعال می باشد لازماست در بخش ساختمان سازی را مطابق با استانداردهای جهانی بسازند تا در صورت وقوع زلزله شدید با بحران مواجه نشویم .
    با توجه به اینکه فرسایش خاک امری مهم بوده و اینکه در منطقه فرسایش بیشتر از نوع آبی و عوامل انسانی و حیوانی است می توان با رعایت کردن یکسری نکات از فرسایش بیش از حد جلوگیری کرد به عنوان مثال قطع نکردن درختان و افزودن به پوشش گیاهی منطقه، شخم زدن صحیح زمین شیب دار و جلوگیری از چرای بیش از حد دام در مراتع و ... .
    با توجه به وجود رودخانه ها در این منطقه می توان از آب انها جهت کشاورزی و همچنین از رسوبات حمل شده توسط رودخانه ها در کارخانه های تولید شن و ماسه استفاده کرد.

  8. Top | #312
    پارسیان (شاپرزفا)
    Bauokstoney آنلاین نیست.
    ورود به پروفایل ایشان

    عنوان کاربر
    ناظـر ســایت
    تاریخ عضویت
    Jan 1970
    شماره عضویت
    3
    نوشته ها
    72,809
    میانگین پست در روز
    4.43
    حالت من : Asabani
    تشکر ها
    1,464
    از این کاربر 18,856 بار در 14,692 ارسال تشکر شده است.

    موضوع پیش فرض اصلاح خطواره های اولیه در طول چین خوردگی در برش ساده

    اصلاح خطواره های اولیه در طول چین خوردگی در برش ساده یک سری از آزمایشات برای شبیه سازی مدلهای دگرشکلی که در لایه های تحت تأثیر خمش و پهن شدگی تحت تأثیر برش ساده مورد بررسی قرار می گیرد. نتایج حاصله نشان میدهد که وقتی خمش با تغییر شکل لایه های موازی همراه شود، زاویه بین خطواره و محور چین در نقاط مختلف چین تغییر می دهد. اشکال u شکل در تغییر شکل خطواره ها در سطح محوری چین ها در حالت خمش برش ساده وقتی رخ می دهد.
    ۱) خطواره اولیه در صحرا کوتاه شود.
    ۲) لایه های خم شده در یک سطح که عمود به جهت برش ساده است.
    ۳) در ابتدا خطواره های اولیه عمود بر محور چین هستند.
    با رشد برش ساده، الگوهای u شکل از خطواره ها به صورت غیر متقارن عمل می کند. در طبیعت الگوی u شکل به وسیله چین ها تداخل اصلاح شده و در یال چین های بزرگتر رشد میکند. وقتی که زاویه اولیه بین خطواره اولیه و محورهای چین بعدی ملایم است، یک الگوی زیگموئیدال از تغییر شکل خطواره ها توسعه می یابد، اگر منطقه لولا خمیدگی داشته باشد منطقه دگرشکلی ضخیم پوسته دارد و الگوی دگرشکلی خطواره ها به وسیله تانژانت طول استرین محاسبه می شود.
    ● متن اصلی:
    ما وقتی در تغییر شکل خمشی- لغزشی چین خوردگی داشته باشیم، زاویه بین خطواره ها و محور چین یکی خواهد بود. در نتیجه خطواره ها مستقیم وقتی که سطح چین کاملاً باز است. اگر سطح خطواره به وسیله چین خوردگی برشی دچار شود، زاویه بین محور چین و خطواره در مناطق مختلف مقادیر متفاوتی خواهد بود. اما همه خطواره ها با سطح محوری موازی اند و جهت خطواره اولیه و جهت برش از این طریق مشخص می شود. اما در بسیاری از مناطق تغییر شکل ها کاملاً متفاوت با نظرات فوق هستند و در جاهای ما خم شدگی یا چرخش خارجی را در منطقه خواهیم داشت. اگر تغییر شکل خطواره ها در الگوی دیواره بزرگ مستقیم نیست که آنرا الگوی خطواره غیر واپیچشی ( Nonunrollable lination pattern ) می گویند. اگر چین ها بر اثر یک نوع الگوی چین خوردگی حاصل شوند الگوی خطواره غیر واپیچشی را خواهیم داشت که نشان می دهد ما تشکیل این چین ها ناشی از چرخش داخلی (خمش) و همزمان با تغییر شکل لایه های موازی خواهد بود.هندسه خطواره چین های می تواند در مورد نحوه چین خوردگی لایه های اظهار نظر کرد. این الگو معمولاً به وسیله زاویه بین یک خطوار اولیه (L۱) و محور چین (F۲) در چین های مختلف تعیین می شود. زمانی درک صحیحی از الگوی چین خوردگی به دست می آید که سطح محوری در محل یالها و لوله مشخص باشد. زاویه بین خطواره و محور چین در زون لولایی اغلب دارای اهمیت است. مقادیر متفاوت زاویه بین خطواره و محور چین می تواند وضعیت خطواره و سطح محوری را در نقاط مختلف چین نشان می دهد. تصاویر استریونت نمیتواند تقارن یا عدم تقارن خطواره های خمیده را نشان دهد. برای انجام کارهای تحقیقاتی تا معمولاً از چین های با مقیاس مزوسکوپی استفاده می کنند که بتواند میزان تنگ شدگی زا اندازه گیری کنند. با یک طبقه بندی خاصی که توسط Ghosh و Chatterjee (۱۹۸۵) ارائه شده می توان الگوهای سطح محوری خم نشده چین ها را در بخش ها را در بخش های زیر تقسیم بندی کرد:
    الف) نوع(۱)، یک زاویه ثابت خطواره (L۱) و محورچین (F۲) (۲) نوع (۲)، زاویه بین F۲ , L۱ که مقادیر کمتری از محور و افزایش منظم و نامنظم در سایر جهات خواهد بود. (۳) نوع (۳)، زاویه بین F۲ , L۱ از یک یال افزایش می یابد و تا به زون لولایی برسد. اگر میزان زاویه از ۹۰ درجه بیشتر شود الگوی u شکل حاکم شکل خواهد شد.(۴) در نوع (۴)، یک الگوی u شکل حاصل می شود که منطبق به زون لولایی خواهد بود. (۵) نوع (۵) زاویه بین F۲ , L۱ است. ماکزیمم در زون لولایی و به طور متقارن یا غیر متقارن در سایر جهات افزایش می یابد. (۶) نوع (۶) زاویه بین F۲ , L۱ بسیار متفاوت است. اگر ما در جهت محور چین به مقطع نگاه کنیم، اشکال u شکل و نوع ۴ و ۳ و u برگشته را مشاهده می کنیم. در نوع ۴ ماکزیمم انحناء در زون لولایی است. عدم تقارن اشکال u فورم می تواند نتیجه این باشد که نقاطی که دارای بیشتری مقدار انحناء هستند به سمت یک زون لولایی حرکت کنند.
    الگوی نهایی تغییر شکل خطواره ها بستگی به عوامل گفته شده در بالا دارد:
    ۱) ارتباط با نوع و جنس لایه های چین خورده
    ۲) زاویه اولیه بین خطواره و محور چین
    ۳) هندسه اولیه چین ها و خطواره با در ارتباط با تغییر شکل خمشی
    ۴) طبیعت دگرشکلی خمشی الگوی خطواره ها که به صورت منحنی در سطوح چین خوردگی می تواند منطبق با دگر شکلی ها باشد. در سالهای اخیر از دگرشکلی خطواره ها برای شناسایی زونهای برشی شکل پذیر استفاده کنیم. در این میان اشکال u فورم بسیار مهم هستند. در مطالعات صحرایی وقتی اشکال u فورم گسترش می یابد که زاویه اولیه بین خطواره و محور چین بزرگ بوده و لولایی چین در امتداد این زاویه بچرخد. در بعضی از نمونه ها با شکل گیری الگوهای خطواره ای در چین ها میلونیت ها نیز یافت می شود. تغییر شکل در لایه های اولیه در مدلهای Ghosh (۱۹۷۴) در حالت های خمشی و پهنه شدگی در آزمایشگاه با حالت خمشی هم محور ایجاد شده است. در مدلهای ریاضی برای تغییر شکل خطواره ها در حالت های خمشی و پهن شدگی چین ها، تغییر شکل های خمشی را به صورت هم محور در نظر گرفته اند. اما این مدلها نمی تواند توضیح بدهد دگر ریختی غیر هم محور را در محیط های بررسی زونهای برشی شکل پذیر لحاظ نشده است

صفحه 39 از 46 نخستنخست ... 29353637383940414243 ... آخرینآخرین

کلمات کلیدی این موضوع

پارسیان (شاپرزفا) مجوز های ارسال و ویرایش

  • شما نمیتوانید موضوع جدیدی ارسال کنید
  • شما امکان ارسال پاسخ را ندارید
  • شما نمیتوانید فایل پیوست کنید.
  • شما نمیتوانید پست های خود را ویرایش کنید
  •