در بررسي هاي زمين شناسي، ساختارهايي مشاهده مي شود كه معمولاً از حالت اوليه خود خارج شده و دگرريختي در آنها به وجود آمده است. تغييرات ساختارهاي زمين شناسي به دليل تأثير نيروهاي خارجي و تنش هاي ايجادشده در آنها مي باشد،ساختارها نيز در مقابل تنش، دگرشکل شده و واتنش نشان مي­دهند. بر حسب شرایطی که سنگ­ها قرار دارند و تنش­های وارده، دگر­ریختی­های مختلفی حاصل می­شود، و در نتیجه ساختارها و اشکال ساختمانی مختلفی شکل می­گیرد. مهمترین ساختارهای اصلی در دوگروه اصلی دگرشکلی شکننده مثل گسل­ها، درزه­ها، رگه­ها و دگرشکلی خمیری مثل چین­ها و بعضی از تورق­ها جای گرفته­اند. از پدیده­های مهم دیگر جهت بررسی ساختارهای شناسایی ناپیوستگی­ها و لایه بندی در پهنه مورد مطالعه می­باشد.

عناصر ساختاری مانند گسل­ها، چین­ها و تورق ابزاری ضروری جهت شناخت دگر­ریختی و دستیابی به الگوی دگرشکلی در منطقه محسوب می­شود. بنابراین بررسی ساختارها و سیمای زمین، نحوه دگرریختی­ و تنش­های وارده را نمایان می­سازد. علم زمین­شناسی ساختمانی ضمن مطالعه این دگرشکلی­ها سعی در شناسایی نحوه اعمال تنش در زمان­های مختلف را دارد. دستیابی به این مهم، جز از راه مشاهده سیمای ساختارها و اندازه­گیری آنها در مقیاس رخنمون و تحلیل دقیق ویژگی­های هندسی و جنبشی ساختارها، ممکن نیست.

برمبنای برداشت­ها و بررسی­های صحرایی انجام شده در محدوده مورد مطالعه، مهم­ترین ساختارهای موجود در منطقه شامل گسل­ها، چین­خوردگی­ها و تورق­ها هستند. در این بخش ضمن اشاره به مباحث تئوریک، به معرفی و توصیف هندسی ساختارهای برداشت شده، چین­ها، گسل­ها، تورق­ها، درزه و ناپیوستگی­ها با استفاده از نرم­افزار StereoWin و FaultKinWin می­پردازیم.

1-1- فرآیند دگرشکلی در سنگ­ها

دگرشکلی یک ماده فرآیندی است که طی آن در اثر عمل نیروهای نابرابر اعمال شده، تغییراتی در شکل، حجم، بافت و ساختار ماده ایجاد می­شود (Park, 1983). سنگهای زمین به طور پیوسته تحت تأثیر تنش هستند و تمایل به خم شدن، پیچ و تاب خوردن و شکسته شدن دارند که این تغییرات را دگرشکلی می­نامند (Nelson, 2010). فرآیند دگرشکلی را بر مبنای این که در حرارت پایین و نرخ کرنش بالا روی می­دهد یا در حرارت بالا و نرخ تنش پایین می­توان به دو دسته تقسیم نمود که در زیر با آنها اشاره می­شود (Pluijm & Marshak, 2004).:

1-1-1- دگرشکلی شکل­پذیر

رفتار دگرشکلی خمیری در شرایط تنش تفریقی پایین و نرخ استرین پایین صورت می­گیرد. این نوع دگرشکلی­ها در عمق و درجه حرارت بالا یعنی در شرایط دگرگونی بالا روی می­دهند
(Passchier & Trouw, 2005) (Pluijm & Marshak, 2004).

1-1-2- دگرشکلي شکننده

اگر استرس اعمال شده بزرگتر از مقدار كشيدگی یا خمش پيوندهاي شيميایی باشد بنابراین اتم ها براي جذب یکدیگر از طرف دیگر از هم دور شده، سپس پيوندها شکسته می شوند و باعث تشکيل یک شکستگی یا لغزش در یک شکستگی قبلی می شود. دگرشکلی شکننده غيرقابل برگشت می باشد، بدین معنی كه وقتی استرس از بين می رود دگرشکلی باقی می ماند (Pluijm & Marshak, 2004). در درجه حرارت پایین و نرخ کرنش بالا، سنگ­ها شکل خود را با دگر ریختی شکننده، برای مثال، با ایجاد گسستگی و گسترش آن و با به­وجود آمدن جابجایی در امتداد گسل­ها تغییر می­دهند.(Passchier & Trouw, 2005) مفاهيم جا­به­جایی و دگرشکلی پيشرفته براي فهم بسياري از ساختارهاي مشاهده شده در سنگ هاي دگرشکل شده و مکانيزم­هاي تشکيل دهنده ي آن ها از جمله مفاهيم كليدي و مهم می باشند (Ramsay, 1983).

چین­ها، گسل­ها، فسیل­های دگر شکل شده و … مثال­هایی از دگرشکلی هستند که تغییر شکل پایدار را در سنگ نشان می­دهند. این تغییر شکل در اثر واکنش سنگ به عملکرد نیروهای اعمال شده می­باشد. پاسخ یک جسم به تنش به صورت 1) جابه­جایی، 2) چرخش و 3) تغییر شکل می­باشد (شکل ‏3‑1).

 

شکل ‏3‑1 انواع پاسخ مواد در نتیجه اعمال تنش (Pluijm & Marshak, 2004)

1-2- رئولوژی

رئولوژی علمی است که پاسخ کمّی سنگ­ها را نسبت به تنش بازگو می­کند. همه بلورها و سنگ­ها توانایی دگرریختی را در دو حالت شکننده و شکل­پذیر دارند و بطور کلی دگرشکلی خمیری در درجه حرارت بالا و تحت فشار وزنی نسبت به دگرریختی شکننده صورت می­گیرد. رئولوژی سنگ­ها معمولا در چهارچوب رابطه نرخ کرنش بر تنش توصیف می­گردد (Passchier & Trouw, 2005) (شکل ‏3‑2). در طی اعمال تنش ماده دچار استرین الاستیکی می­شود با برداشتن تنش، پیوند ­ها به حالت طبیعی خود بر می­گردند و استرین الاستیکی از بین می­رود، به عبارت دیگر استرین الاستیکی برگشت­پذیر است. سنگ­ها استرین الاستیکی بزرگی را در خود نمی­توانند جمع کنند. اگر استرین اعمال شده بر یک سنگ بزرگ­تر از استرسی باشد که سنگ می­تواند به طور الاستیکی بپذیرد، دو رفتار ممکن است صورت بگیرد (Pluijm & Marshak, 2004) (شکل ‏3-3):

  • سنگ به صورت شکننده دگرشکل شود.
  • سنگ به صورت خمیری دگر­شکل شود.

شکل ‏3‑2 نمایش چند نمونه از رئولوژی در فضا که در آن تنش ( ) و کرنش ( ) نسبت به زمان نشان داده شده است (Passchier & Trouw, 2005)

شکل ‏3‑3 نوع رفتار شکننده و خمیری در تشکیل گسل­ها و چین­ها (Pluijm & Marshak, 2004).

 

مهم­ترین عوامل مؤثر بر رفتار دگرشکلی سنگ­ها از نظر Nelson 2010، درجه حرارت، نرخ استرین، فشار همه جانبه و ترکیب سنگ می­باشند. بر اساس تقسیم­بندی Alsop and Holdswoptr (2004)  سه منطقه­ بر اساس تغییر رفتار سنگ­ها نسبت به عمق داریم: 1- منطقه رفتار شکننده 2- منطقه رفتار شکننده-شکل­پذیر 3- منطقه رفتار شکل­پذیر.

1-3- چین‌خوردگی

چین­ها عمومی­ترین مظاهر دگرشکلی شکل­پذیر در سنگ­ها هستند و به عنوان یک ویژگی ساختاری در سنگ­ ها، هنگامی تشکیل می­شوند که سطوح صفحه­ای همانند لایه­بندی، کلیواژ، و غیره خم شده­اند یا انحنا پیدا کرده­اند.  (Pluijm & Marshak, 2004) (Ramsay & Huber, 1987). چین­ها نمایش دگر­شکلی «شکل­پذیر» سنگ­ها هستند که تغییرات تدریجی اما پیوسته­تری را در وضعیت فضایی و درونی تولید کرده، به گونه­ای که سنگ خود را با دگرشکلی سازگار می­کند. چنین دگرشکلی با نفوذتر از تغییر شکلی است که موجب گسلش می­شود (Ramsay, 1987).

جهت شناسايي و مطالعه چين­ها، از برخي از عناصر چين كه در تقسيم­بندي چين­ها كاربرد دارند استفاده مي­شود كه مهمترين آنها عبارتند از: سطح محوري چين، محور چين، زاويه ميل محور چين (شکل ‏3‑4). در طبيعت با الگوهاي متنوعي از چين خوردگي رو­به­رو هستيم، در اين تحقيق فقط به ذكر پاره­اي از اين الگوها كه در منطقه مورد مطالعه به وضوح مشاهده شده­اند پرداخته شده است.

از مطالعه هندسه چين­ها اطلاعاتي در مورد شدت و جهت­يابي استرين در آنها به دست مي­آيد كه مي­توان از اين موارد براي تفسير دگرشكلي نهايي و تاريخچه­ي دگرشكلي يك منطقه استفاده نمود (Pluijm & Marshak, 2004).

شکل ‏3‑4 عناصر موحود در چین (Fossen, 2010)

 

چین­ها را به روشهای مختلفی طبقه­بندی می­کنند که متداول­ترین آنها براساس وضعیت هندسی، سطح محوری، ضخامت لایه­ها، زاویه بین یالی و … می­باشد. Hudleston (1973) چین­ها را بر اساس شکل و دامنه آنها طبقه­بندی کرده ­است (شکل ‏3‑5).

شکل ‏3‑5  طبقه بندی چین­ها بر اساس شکل و دامنه چین­  .(Hudleston ,1973)

تقسیم بندی چین‌ها بر اساس طبقه‌بندی فلوتی (1964)  بر اساس چند فاکتور انجام می‌شود:

  • طبقه­بندي براساس زاويه بين يالي
  • طبقه­بندي براساس شيب سطح محوري
  • طبقه­بندي براساس زاويه ميل محور چين

 

طبقه‌بندی فلوتی (1964) بر اساس زاویه بین یالی

معيار زاويه بين يال يا درجه فشردگي اولين بار توسط فلوتي در سال 1964 ميلادي ارائه شد. درجه فشردگي يك چين با انداز ه­گيري زاويه بين دو يال چين ( α) مشخص مي شود. زاويه α زاويه بين يال­هاي سطح يا سطوح مماس بر يال­هاي منحني شكل يك چين در محل خطوط عطف آن است كه در نيمرخ چين اندازه­گيري مي­شود (شکل ‏3‑6). در جدول ‏3‑1 تقسيم بندي چين ها براساس زاويه بين يال ها مطابق نظر فلوتي نمايش داده شده است.

جدول ‏3‑1 طبقه‌بندیFleuty (1964)  بر مبنای زاویه بین یالی

ردیف معادل انگلیسی نام چین زاویه سطح محوری چین (درجه)
1 Gentle چین­ ملایم 180-120
2 Open چین­ باز 120-70
3 Close چین بسته 70-30
4 Tight چین­ تنگ 30-10
5 Isoclinal چین­ هم­شیب 10-0
6 Elastic (Mushroom) چین قارچی منفی

 

شکل ‏3‑6  معيار اندازه‌گیری چین بر اساس زاويه بين یال‌ها Fleuty (1964) (Marshak & Mitra, 1988)

 

 

 

 

 

طبقه­بندي فلوتی (1964) براساس شيب سطح محوري

اگر شيب سطح محوري 90 درجه باشد، چين قائم ناميده مي­شود. در صورتي كه زاويه شيب سطح محوري به طور مستمر كاهش پيدا كند چين هاي با شيب تند، شيب متوسط يا شيب ملايم نامگذاری می­شوند و اگر سطح محوري چين افقي باشد، چين خوابيده ناميده مي شود. ویژگی­ها و پارامترهای این نوع تقسیم بندی در جدول ‏3‑2 و شکل ‏3‑7 آمده است.

 

جدول ‏3‑2 طبقه‌بندی  Fleuty (1964)بر اساس شیب سطح محوری.

ردیف معادل انگلیسی نام چین زاویه سطح محوری چین (درجه)
1 Recumbent تقریباً افقی (خوابیده) 10-0
2 Gently Inclind چین­هایی با شیب ملایم 30-10
3 Moderately Inclind چین­هایی با شیب متوسط 60-30
4 Steeply Inclind چین­های پرشیب 80-60
5 Upright چین­های قائم 90-80

 

 

 

طبقه­بندی بر فلوتی (1964) اساس زاویه میل محور چین‏ها

براساس اين كه زاويه ميل لولاي چين افقي، نيمه­افقي، ملايم، متوسط يا تند، نيمه عمودي و يا عمودي باشد نيز چين­هاي با اسامي متفاوتي ايجاد مي شوند كه در شکل ‏3‑7 نمايش داده شده اند. ویژگی­ها و پارامترهای این نوع تقسیم بندی که بر اساس زاویه میل محور چین­ها توسط فلوتی (1964) انجام شده است در جدول ‏3‑3 آمده است.

جدول ‏3‑3 طبقه‌بندی  Fleuty (1964)بر اساس میل محور.

ردیف معادل انگلیسی نام چین زاویه سطح محوری چین (درجه)
1 Sub Horizontal تقریباً افقی (بدون میل) 10-0
2 Gently Plunging چین­ با میل کم 30-10
3 Moderately Plunging چین­های با میل متوسط 60-30
4 Steeply Plunging چین­های با میل زیاد 80-60
5 Sub Vertical چین­های عمودی 90-80

 

شکل ‏3‑7 توصيف وضعيت چين براساس زاويه ميل يا (Plunge) لولاي چين (محور عمود)  و شيب سطح محوري (محور افقي). نمودار مركزي نشان دهنده رديفي از زواياي مرتبط با اين دو عامل است و بلوك دياگرام هاي اطراف نشان دهنده وضعيت هاي مختلف چين ها است كه منطبق با نمودار اصلي مي باشد Fleuty (1964) ، (Fossen, 2010).

يكي ديگر از تقسيم­بندي­هاي معمول بر اساس رده­­بندي بر اساس ضخامت حقيقي لايه (tα) ضخامت به موازات سطح محوري (Tα) و زاويه بين افق و مماس بر يال چين (α) صورت مي­گيرد. در سال 1967 ميلادي رمزي با استفاده از شيب­هاي هم راستا، چين­ها را به سه رده اصلي تقسيم­بندي كرد كه رده اول داراي سه زير رده مي باشد (شکل ‏3‑8 و جدول ‏3‑4):

الف) چين­هاي رده 1 يا چين هاي با خطوط هم شيب هم گرا:

در اين چين­ها، ميزان خميدگي قوس داخلي چين، از خميدگي قوس خارجي آن بيشتر است و شامل انواع زير است:

  • چين هاي زيررده 1A يا چين­هاي با خطوط هم شيب شديداً همگرا.
  • چين هاي زيررده 1B يا چين­هاي موازي كه خطوط هم شيب بر قوس­هاي داخلي و خارجي چين عمود است.
  • چين هاي زيررده 1C يا چين­هاي با خطوط هم شيب تقريباً همگرا.

ب) چين­هاي رده 2 يا چين­هاي با خطوط هم­شيب موازي:

در اين چين­ها، ميزان خميدگي قوس خارجي چين، از خميدگي قوس داخلي چين بيشتر است و خطوط هم­شيب در اين رده به موازات اثر سطح محوري در سرتاسر لايه چين­خورده قرار مي­گيرد.

ج) چين­هاي رده 3 يا چين هاي با خطوط هم­شيب واگرا:

در اين چين­ها ميزان خميدگي قوس خارجي چين، از قوس داخلي چين بسيار بيشتر است. در اين چين­ها خطوط هم شيب نسبت به سطح محوري چين، به شكل واگرا مي­باشد.

شکل ‏3‑8 تقسیم‌بندی چین‌ها بر اساس خطوط هم‌شیب و مطابق تقسيم­بندي رمزی (Ramsay, 1967).

 

جدول ‏3‑4 تقسیم بندی چین براساس خطوط همشیب.

رده زیر رده نام و مشخصات چین
1 1A چین با خطوط همشیب قویاً همگرا
1 1B چین موازی با خطوط همشیب عمود بر لایه بندی
1 1C چین با همگرایی ضعیف در خطوط همشیب
2 چین با خطوط همشیب موازی با چین مشابه
3 چین با خطوط همشیب واگرا

 

اين طبقه بندي مستلزم يك رابطه مستقيم بين اساس ضخامت حقيقي لايه (tα) ضخامت به موازات سطح محوري (Tα) و زاويه بين افق و مماس بر يال چين (α) مي باشد (Ramsay, 1967). در ناحيه لولا، t0=T0 مي باشد. و روابط مورد استفاده عبارتند از:

t’α = tα/tο يا T’α = Tα/ Tο

مقدار Tα يا tα با تغيير در مقدار زاويه α تغيير مي كند. اساس اين طبقه­بندي بر روي روابط بين ايزوگون­ها خلاصه شده­است. اين طبقه­بندي به راحتي در صحرا قابل استفاده نمي­باشد (شکل ‏3‑8).

 

ريز چين­ها

هرگاه دو لايه مقاوم كه يك لايه نامقاوم را در بر گرفته­اند، تغيير شكل پيدا كرده و نسبت به هم بلغزند، در لايه نامقاوم چين­هاي فرعي و ريزي به وجود مي­آيد كه ريز چين نام دارند (مدنی , 1380). چین­های z شکل روی تاقدیس یال سمت چپ را نشان می­دهد و چین­های s شکل، یال سمت راست را نشان می­دهد و در منطقه لولاچین­های m شکل تشکیل می­شوند (Fossen, 2010) (شکل ‏3‑9).

شکل ‏3‑9 چین­های Z، S و M شکل (Fossen, 2010).

 

آنتی­کلینوریوم

آنتی­کلینوریوم­ها شاید صدها کلیومتر طول و ده­ها کیلومتر عرض دارند. آنتی­کلینوریوم­های بزرگ را مگاآنتی­کلینوریوم می­نامند. وقتی در سطح زمین ظاهر می­شوند نسبت به سنکلینوریوم مجاور خود قدیمی­تر و معمولاً تا حد زیادی دگرگون شده هستند (The Gale Group, 2003). آنتی­کلینوریوم یک ساختار تاقدیسی مرکب با وسعت ناحیه­ای است که از چین­های کوچکتر تشکیل شده­­است (Bates & Jakson, 1980).

به علت تغییر در استرس و تغییر در مقاومت سنگ­ها، چین­ها به اشکال مختلفی مثل چین­های جناغی، چین­های جعبه­ای و … تشکیل می­شوند (Fossen, 2010) (شکل ‏3‑10)، که این تقسیم بندی بر اساس هندسه چین­ها می­باشد.

 

شکل ‏3‑10 شکل­های مختلفی از چین­ها (Fossen, 2010).

 

تفاوت اصلی بین طبقه­بندی­های ارائه شده از چین در جدول ‏3-5 خلاصه شده­است.

 

 

 

 

 

 

جدول ‏3‑5 جدول خلاصه شده طبقه­بندی چین­ها (Bhattacharya1, 2005)

 

در این بخش از طبقه‏بندی فلوتی به عنوان یک طبقه‏بندی توصیفی و طبقه­بندی از رمزی در جهت تحلیل ساختاری چینه‌ای منطقه استفاده شده است.

 

چین‌خوردگی مرتبط با گسلش

گسل­ها و چين­ها، به‌طورکلی در رخنمون­هاي يكساني ظاهر مي­شوند، كنار هم قرار گرفتن اين ساختارها يكي شكننده و يكي خميري ممكن است در آغاز متناقض به نظر آيد. چگونه ممكن است سنگي شكننده باشد و در همان زمان به حالت شكل­پذيري تغيير شكل يابد؟ يك توضيح براي كنار هم قرار گرفتن گسل­ها و چين­ها در يك رخنمون اين است كه ساختارها در زمان­هاي متفاوت و تحت شرايط فشار و دماي متفاوت تشکیل‌شده‌اند، براي مثال فرض مي­كنيم چيني در يك رخنمون ديده مي­شود كه 500 ميليون سال پيش در عمق 15 كيلومتري در پوسته ایجادشده است، اما یک‌مرتبه در توده­اي از سنگ كه حاوي چين است به سمت اعماق كمتر حركت كرده و سطح روي آن از بين رفته و تحت تأثير يك واقعه دگرشكلي جداگانه، گسل­ها را در حجم سنگ ايجاد كرده است (Pluijm & Marshak, 2004). به‌طور ويژه در چنين مثال­هايي گسل­ها عرض چين­هاي از پيش موجود را برش مي­دهند و از نظر هندسي مرتبط با چين نيستند. اما در بسيارياز مثال­ها، ارتباط مكاني و هندسي بين چين­ها و گسل­ها واضح است كه در ساختار همراه با يكديگر تشكيل مي­شوند. چين­هايي كه همراه گسل‌ها ايجاد مي­شوند چين­خوردگي مرتبط با گسلش ناميده مي­شو(Pluijm & Marshak, 2004).

از بسياري آزمایش‌ها نتيجه مي­شود كه انتقال بين دگرشكلي شكننده و شكل­پذير به نرخ استرين (كرنش) بستگي دارد، اگر كرنش خميري (براي مثال چين­خوردگي) در توده سنگي همراه با دگرشكلي ناحيه­اي به‌طور سريع گسترش يابد، بنابراين تنش تفريقي در سنگ افزايش نمي­يابد و گسلش رخ نمی‌دهد. اما اگر دگرشكلي ناحيه­اي همراه با گسترش سريع استرين خميري نباشد، بنابراين استرس تفريقي در سنگ تا آنجا افزايش می­يابد كه از مقاومت شكست سنگ يا مقاومت لغزشي اصطكاكي از پيش موجود در سنگ تجاوز كرده و گسلش روي می­دهد. درواقع نرخ استرين ممكن است با موقعيت در توده­ي سنگ متغير باشد به‌نحوی‌که در يك ناحيه در توده‌ی سنگي گسل و در ناحيه­ي ديگر در همان توده­ي سنگي چين ايجاد شود. همچنين نرخ استرين و مقدار تنش تفريقي مي­تواند در يك توده­ي سنگي در طول يك واقعه دگرشكلي، چين­خوردگي يا گسل خوردگي به‌طور متناوب با زمان در يك مكان تغيير كند (Pluijm & Marshak, 2004).

چین‌ها و گسل­هاي رانده، ساختارهاي مهمي را به وجود مي­­آورند كه محل مناسبي براي تله­هاي نفتي و همچنين كاني­زايي در اثر مهاجرت سيالات مي­باشند (McClay, 2003). بسياري از زمين­شناسان نظير (Mitra, ;1990 Jamison, 1987 (Suppe, 1983; در كارهاي تحقيقاتي خود ارتباط ژنتيكي اين دو فرآيند را در كمربندهاي چين­خورده–رانده مورد مطالعه قرار داده­اند. در مطالعاتي كه بر روي آن­ها انجام مي­شود، ارتباط هندسي و جنبشي اين­گونه ساختارها با يكديگر مورد بررسي قرار مي­گيرند.

براي تعيين هندسي منشأ چین‌های مرتبط با راندگي نويسندگان متعدد نمودارهايي را ارائه کرده‌اند
Suppe & Medwedeff , 1990) Mitra, 1990; (Jamison, 1987;. بسياري از محققين (مانند
Tavarnelli, 1997 (Thorbjornsen & Dunne, 1997; معتقدند كه نمودارهاي ارائه‌شده توسط Jamison (1987)، منسجم‌ترین حالت را دارند زيرا چندين مدل مختلف را موردتوجه قرار داده‌اند. در مدل ارائه‌شده توسط Jamison (1987) چین‌های مرتبط با گسل در سه گروه اصلي چین‌های خم گسلي، چین‌های انتشار گسلي و چین‌های جدايشي تحلیل‌شده‌اند. در شکل ‏3‑11 تقسیم‌بندی اين چین‌ها از McCla (2003) ارائه‌شده است.

شکل ‏3‑11 تقسیم‌بندی سه‌گانه ساده از چین‌های مرتبط با گسل‌های راندگی (McClay, 2003)

  • چین‌های خم گسلي (Fault-bend folds)

چین‌های خم گسلي يا چین‌های پلكاني (McClay, 2003)، معمولي­ترين انواع چین‌ها هستند كه در اثر تغيير هندسه گسل تشكيل مي­شوند (Suppe, 1983). به‌عبارت‌دیگر اين چین‌ها در اثر تغيير شكل فراديواره ورق راندگي با عبور از روي رمپ به وجود مي­آيند (شکل ‏3‑12،d) اين چین‌ها در دو سبك مشاهده می‌شوند(McClay, 2003):

سبك І: اين سبك از چین‌های خم گسلي واجد يك رمپ منفرد در سطح راندگي و (معمولاً با شيب 30درجه يا كمتر) بين دونقطه راندگي موازي با لايه هستند (Jamison, 1987). در اين نوع از چين، ضخامت و شيب لایه‌های يال جلويي با شيب رمپ فروديواره برابر باقي می‌ماند. به‌طورمعمول به نظر می‌رسد كه بسياري از چین‌های خم گسلي از نوع سبك І هستند.

سبك П: چین‌های خم گسلي در اين سبك داراي زاويه بين پهلويي تنگ‌تر در تاقديس جلويي و پهلوي پيشاني پرشيب (Suppe, 1983) تا برگشته هستند. تشخيص چین‌های خم گسلي سبك П تا برگشته هستند. تشخيص چین‌های خم گسلي سبك چین‌های انتشار گسلي دشوار  می‌باشد (McClay, 2003).

 

 

  • چین‌های انتشار گسلي (Fault- propagation folds)

اين چين­ها در اثر انتشار نوك گسل راندگي، در بخش بالايي رمپ و در داخل لايه­هاي تغيير شكل نيافته، تشكيل مي­شوند. به‌عبارت‌دیگر، كرنش­هاي چين­خوردگي در نوك پلكان گسل، جايي كه جابه­جايي راندگي به صفر مي­رسد، يك چين نامتقارن با پهلوي پيشاني پرشيب تا برگشته (كه تمايل اندكي را نشان می‌دهند) تشكيل می‌دهند (McClay, 2003). هنگامی‌که گسل به گسترش خود ادامه می‌دهد، رشد چين نيز در نوك گسل ادامه پيدا مي­كند. (Suppe & Medwedeff , 1990)، (شکل ‏3‑12،b).

  • چین‌های جدايشي (Detachment Folds)

چین‌های جدايشي چین‌هایی هستند كه در بالاي يك سطح جدايش يا نوك يك راندگي كه به‌موازات لایه‌بندی است توسعه می‌یابند (Jamison, 1987) (شکل ‏3‑12،e). اين چین‌ها درجایی شكل می‌گیرند كه سكوي راندگي در يك نقطه قفل می‌شود و جابه‌جایی راندگي به صفر رسیده و مانع انتشار افقي بيشتر گسل می‌شود. در اين حالت جابه‌جایی در فراديواره ورق راندگي موازي لایه‌بندی، با چین‌خوردگی و بر خاستگی قائم در فراديواره گسل اتفاق می‌افتد. بنابراين چین‌های جدايشي در شرايط نسبتاً کم‌عمق و با برخاستگی قائم لایه‌ها هنگام چین‌خوردگی، شكل می‌گیرند. (McClay, 2003).

چین‌های جدايشي به يك لايه شکل‌پذیر مانند نمك يا انيدريت و شيل­هاي تحت‌فشار، كه هم‌تراز سطح راندگي باشد نياز دارند تا اينكه فراديواره ورق راندگي بتواند به‌صورت مستقل از فروديواره، تغيير شكل پيدا كند. در اين حالت، واحد شکل‌پذیر يا به‌صورت جانبي خارج می‌شود و يا فضاي ایجادشده در قاعده چين جدايشي را پر می‌کند (McClay, 2003).

 

شکل ‏3‑12 مدل‌های مختلف چین‌خوردگی مرتبط با راندگی (Thorbjornsen & Dunne, 1997)

1-4- تورق

تورق به خصوصیتی از سنگ اشاره دارد که در امتداد سطوح ضعیف به صفحات نازک­تر تفکیک می­شود
(Tucker, 2001). تورق به‌صورت معمول در شیل­ها که سنگ رسوبی هستند، و در اسلیت و فیلیت که سنگ دگرگونی متورق هستند، مشاهده می­شود. تورق در این سنگ­ها توسط هم‌ردیف شدن ترجیحی دانه­های فیلوسیلیکات صفحه­ای به علت فشرده شدن، تغییر شکل، یا رشد یک کانی جدید ایجادشده‌اند (Ingram, 1953). یک سنگ بسیار متورق در امتداد کلیواژ­ها به آسانی شکافته می­شوند (Anderson, 1976).

به طور کلی به هر نوع از فابریک­های صفحه‏ای نافذ در یک سنگ، تورق گویند. بنابراین لایه­بندی، لایه­بندی ترکیبی، کلیواژ، شیستوزیته و گنیستوزیته، به‌عنوان تورق در نظر گرفته می‌شوند. شکستگی‏ها به‌عنوان تورق در نظر گرفته نمی‌شوند زیرا شکستگی­ها جزئی از خود سنگ نیستند. یک سنگ ممکن است حاوی چندین تورق باشد مخصوصاً اگر بیش از یک‌بار دگرشکل شده باشد. برای بیان تورق‏های متفاوت، زمین‏شناسان زیرنویس‏هایی به تورق‏ها اضافه می‏کنند، مانند: S0, S1,S2 و غیره. S0 برای لایه­بندی اولیه به کار می‏رود، S1 اولین تورق می‌باشد که بعد از لایه­بندی ایجاد می‌شود، S2 بعد از S1 تشکیل می‌شود و غیره (Pluijm & Marshak, 2004)، (شکل ‏3‑13).

 

شکل ‏3‑13 در مرحله دگرشکلی اولیه، لایه‏بندی چین‌خورده و تورق موازی صفحه محوری این چین‏ها گسترش می‏یابد. در مرحله دگرشکلی دوم تورق چین‌خورده و یک تورق کنگره‏ای ایجاد می‌شود. که یال‏های چین مرحله اول را قطع می‏کند (Passchier & Trouw, 2005).

 

توالي زماني تشكيل تورق‌ها با رابطه تقاطعي تعيين می‌شوند. انواع بسياري از تورق‌های تكتونيكي وجود دارند كه به‌طور ساده توسط ویژگی‌هایشان از يكديگر تشخيص داده می‌شوند. ویژگی‌های فيزيكي يك تورق منعکس‌-کننده فرآيندهاي تشكيل آن بوده است. اين فرآيندها به‌طور جزئی توسط تركيب و اندازه دانه اوليه سنگ‌شناسی و شرايط دگرگوني كنترل می‌شوند. نام‌های متفاوت براي انواع متفاوت تورق به كار می‌روند. در يك توالي افزاينده ابتدا كليواژ سپس شيستوزيته و درنهایت گنيستوزيته تشكيل می‌شود (Pluijm & Marshak, 2004).

تورق ازنظر ژنتیکی می‌تواند اولیه یا ثانویه باشد. تورق اولیه در هنگام شکل‏گیری سنگ و قبل از سخت شدن در ساختار سنگ ظاهرشده درحالی‌که تورق ثانویه که عمدتاً در محیط شکل­پذیر بوجود می­آید. بعد از سخت شدن سنگ در آن شکل گرفته و متأثر از عوامل تکتونیکی منطقه می‌باشد مانند کلیواژ، شیستوزیته و لایه­بندی ترکیبی و تورق میلونیتی که در هنگام فرآیندهای کاتاکلاسیک شکل می‌گیرند، درواقع تورق ثانویه بازتابی از دگرشکلی در سنگ­ها می‌باشد (Pluijm & Marshak, 2004).

گسترش تورق در سنگ‏ها به عواملی چون: 1- ترکیب شیمیایی سنگ مثلاً سنگ‌های پلیتی تورق را بهتر نشان می‌دهند در حالی که سنگ‌های ماسه سنگی یا کربناته کمتر تورق را نشان می‌دهند. 2- جهت و بزرگی استرس 3- شرایط دگرگونی مانند درجه حرارت و فشار لیتواستاتیک 4- فشار و ترکیب سیال بستگی دارد (Passchier & Trouw, 2005).

  • کاربرد تکتونیکی و عملی تورق

بر مبنای بازسازی تاریخچه دگرشکلی سنگ‏ها، تورق دارای مـوارد کاربردی زیر می‌باشد
(Passchier & Trouw, 2005):

  • تعیین جهت استرین

تورق غیر فعال معمولاً برای مشخص کردن جهت صفحه xy بیضوی کرنش تکنونیکی مفید می‌باشد.

  • بازسازی شرایط دگرگونی

اگر در یک منطقه تورق‏های مکرر هم‏پوشان وجود داشته باشند تورق اصلی در شرایط اوج دگرگونی تشکیل می‌شود و وقایع بعدی با تغییر شکل این تورق به‏ وجود می‏آیند که شرایط دگرگونی پایین‏تر را نشان می‌دهند.

  • ارتباطات هم‏پوشانی[1]

روابط هم‏پوشانی تورق‏ها احتمالاً مفیدترین وسیله برای مطالعه تحولات تکتونیکی یک توده سنگی است (شکل ‏3‑14). به ‏دلیل طبیعت نافـــذ و کوچک مقیاس بودن عناصر فابریکی، تفکیک ساختارها در زیر میکروسکوپ دقیق‏تر انجام می‌گیرد. اگر ریزچین‏ها در مقطع نازک مشاهده شوند همواره سطح تورق چین‌خورده از سطح فابریکی که به موازات سطح محوری و با چین‏های بریده گسترش می‏یابد، قدیمی‏تر است.

هر صفحه‏ای که موازی صفحه محوری چین است از نظر تشکیل هم ‏سن با همان چین است. تورقی که چین را به ‏صورت مایل قطع می‏کند از آن چین جوان‏تر است (Passchier & Trouw, 2005).

 

شکل ‏3‑14 نمایش ارتباطات هم­پوشانی برای چند تورق. در اثر دگرشکلی پیش­رونده در مرحله D3 سه تورق به ثبت رسیده است (Passchier & Trouw, 2005)

  • انواع تورق

محققين مختلف تقسیم‌بندی‌های بسيار متنوعي از انواع تورق‌ها ارائه داده‌اند. در زیر دو تقسیم­بندی از
(Marshak, 1988) و (Twiss, & Moores, 1992) به‌طور خلاصه شرح داده می­شود.

در تقسیم‌بندیMarshak (1988)، فقط تورق‌های ناشي از پديده دگرگوني موردبررسی قرارگرفته است. اين تقسیم‌بندی بر اساس درجه دگرگوني به شرح زير است:

الف) دگرگوني درجه پايين، ب) دگرگوني درجه متوسط تا بالا، و ج) دگرگوني درجه بالا

Twiss & Moores (1992)، بر اساس شكل و يا ترتيب اجزاء تشکیل‌دهنده سنگ‌ها، تورق را به انواع مختلف مطابق جدول ‏3‑6 تقسیم‌بندی کرده‌اند.

جدول ‏3‑6 تقسیم‌بندی تورق‌ها بر اساس شكل ظاهري (Twiss, & Moores, 1992)

1-5- گسل

در معناي عام، گسل به هر سطح يا زوني در زمين اطلاق می‌شود كه لغزش قابل‌اندازه‌گیری (جابه‌جایی برشي) در آن رخ‌داده باشد. در يك تعريف خاص براي يك گسل، گسل‌ها شکستگی‌هایی هستند كه لغزش در آن‌ها عمدتاً به‌وسیله فرآيندهاي دگرشكلي شكننده اتفاق می‌افتد (Pluijm & Marshak, 2004). معمولاً اصطلاح گسل براي شكستگي هاي برشي يا مناطقي با جا به جايي هاي گسترشي از چند متر تا بيشتر عنوان مي­شود. شكستگي هايي كه جابه­جايي آنها در اندازه سانتي متر يا كمتر باشد شكستگي برشي و شكستگيهاي برشي كه جابهجايي آنها در حد ميلي متر يا كمتر باشد ميكروگسل ناميده مي شوند (Twiss, & Moores, 1992).

انواع گسل­ها در شکل ‏3‑15 نشان داده­شده اند

[1] Overprinting Relations