چین خوردگی




آشنایی

چندین روش مختلف برای تشکیل چین‌ها پیشنهاد شده است. مهمترین وجه تمایز این روشها در این است که آیا یک لایه برای شکل گیری چین بطور موثر برابر تنشهای اعمال شده به موازات آن واکنش نشان داده و یا اینکه در برابر تغییر شکل و یا تغییر مکان ایجاد شده در خارج از لایه و مورب نسبت به آن بی‌تفاوت عمل کرده است. بطور کلی چهار نوع چین خوردگی اصلی ممکن است تشخیص داده شود، ولی این چهار نوع چین خوردگی ، حالات انتخابی است و حالات حد واسط یا ترکیب چند حالت فراوان است.

انواع چهار گانه اصلی چین خوردگی

چین خوردگی در اثر خمشی

این چین خوردگی به نام چین خوردگی حقیقی نیز نامیده می‌شود. اینگونه چین خوردگیها ممکن است بر اثر استرسهای فشارشی یا مزدوج تولید می‌شود. به منظور تجزیه و تحلیل ، عکس‌العملی طبقات افقی را تحت نیروهای فشارشی که به موازات طبقه بندی عمل می‌کند، می‌توان مورد بررسی قرار داد. ابتدا تغییر شکل یک طبقه همگن را مورد بحث قرار می‌دهیم. اگر چنین لایه‌ای خم شود، قسمتی که در محل محدب قرار دارد تحت تاثیر نیروی کششی ، و بخشی که در محل مقعر قرار دارد تحت تاثیر نیروی فشارشی قرار خواهد گرفت.

سطح حد واسط که بین این دو بخش قرار گرفته ، سطح بدون تغییر شکل نامیده می‌شود. این چین خوردگی سبب خم شدگی و بالا آمدگی در طبقاتی که دارای مقاومت بیشتری است، می‌گردد و انتقال نیرو در طبقات نامقاوم ، کمتر و بطور نامحسوس صورت می‌گیرد و بالاخره در این چین خوردگی طبقات روی یکدیگر می‌لغزد.


چین خوردگی جریانی

بین چین خوردگی حقیقی و چین خوردگی جریانی مراحل حد واسط وجود دارد. چین خوردگی جریانی یا چین خوردگی نامقاوم مخصوص نواحیی است که طبقات ضخیم و مقاوم وجود ندارد و تمام سنگها به صورت پلاستیک تغییر شکل می‌دهد. خاصیت پلاستیک بودن سنگها ممکن است ارثی باشد یا بر اثر افزایش درجه حرارت محیط و ازدیاد فشارهای همه جانبه در سنگها تولید شود.

تحت چنین شرایطی یک چینه نمی‌تواند نیروهای فشارشی را به فواصل نسبتا دور انتقال دهد و تمام توده یک جا تحت فشار حرکت داده می‌شود، ولی رفتار اینگونه مواد شبیه مواد غلیظ است و به رفتار مواد جامد شباهت ندارد. اینگونه تغییر شکلها مشخص نواحی مرکزی کمربندهای کوهزایی است. در این نواحی طبقات نازک شیل‌ها و ماسه سنگها بر اثر ازدیاد درجه حرارت و محلولها به صورت مواد نامقاوم در می‌آید.


چین خوردگی لغزشی

چین خوردگی لغزشی بر اثر جابجاییهای جزئی در درزهایی که به فواصل کم پهلوی یکدیگر قرار دارد، بوجود می‌آید. در این قبیل چین‌ها طبقات افقی اصلی بوسیله شکستگیهایی که معمولا دارای شیب بیش از 45 درجه می‌باشد، به قطعات کوچکتر شکسته می‌شود. در انواع ساده چین‌های لغزشی ، سطوح لغزش معمولا قابل مشاهده است، طبقات جابجا شده در تمام قطعات دارای ضخامت یکسان هستند. ولی به علت کشیدگی در طبقات ممکن است طبقات در نزدیکی سطوح لغزش نازکتر گراند.

بسیاری از زمین شناسان عقیده دارند که چین‌های مشابه الزاما همان چین‌های لغزشی یا چین‌های جریانی هستند. ولی این موضوع همیشه صادق نیست. در چین حقیقی ، طبقات مقاوم ممکن است به صورت چین‌های مشابه تغییر شکل یابند، ولی طبقات نامقاوم در محلول چین ضخیم تر و در پهلوهای چین نازکتر می‌گردد.


چین خوردگی بر اثر حرکات قائم

حرکات قائم متفاوت که با هیچگونه شکستگی همراه نباشد ممکن است باعث ایجاد چین خوردگی در پوسته زمین گردد. در این چین خوردگی طبقات بوسیله نیروهای قائم به صورت گنبد در می‌آیند.


دینامیک چین خوردگی

در بررسی دینامیک چین خوردگی با مسائل مربوط به دما و فشار همه جانبه‌ای که در هنگام چین خوردگی موجود بوده است، همچنین استرسها و زمان لازم برای چین خوردگی سروکار داریم. زمین شناسان باید در مورد این پارامترها آگاهی داشته باشند و با در نظر گرفتن اینکه تعداد متغییرها در طبیعت به اندازه زیادی است که محاسبات دقیق را غیر ممکن می‌سازد، باید بررسیهای مربوط به دینامیک چین خوردگی دقت بیشتری مبذول دارند.

چین خوردگی ، تحت دما و فشارهای همه جانبه‌ای که دارای دامنه تغییرات زیاد است، صورت می‌گیرد. مورنهای چین خورده یخچالهای طبیعی کوهستانها ، نمایشگر این حقیقت است که چین خوردگی در دما و فشار همه جانبه کم نیز تشکیل می‌شود.

چین‌ها


مفهوم چین‌ها

هنگامی که یک سطح اولیه بر اثر دگردیسی ، خمیده و یا منحنی می‌شود ساختاری به نام چین تولید می‌شود. شکستگیها از دگردیسی شکننده سنگها به وجود می‌آید که موجب شکستن کامل آنها در طول سطوح مجزا می‌شود، اما چین‌ها نمایش دگردیسی « شکل‌پذیر » سنگها است که تغییرات تدریجی اما پیوسته‌تری را در وضعیت فضایی و درونی تولید می‌کند، به گونه‌ای که سنگ خود را با دگردیسی سازگار می‌کند. چنین دگردیسی با نفوذتر از تغییر شکلی است که موجب گسلش می‌شود.


http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i.../G_CHIN_01.jpg


اجزای چین‌ها

• یال چین :
  دو طرف یک چین‌ را یالهای چین یا پهلوهای چین گویند.
• لولای چین :
  نقطه انحنای بیشینه سطح چین‌ها را لولا می‌گویند.
• خط لولا :
  خطی که در امتداد آن خط چین دارای بیشترین انحنا می‌باشد.
• سطح محوری :
  سطح محوری یک چین سطحی فرضی است که چین را تا حدی به دو قسمت مساوی تقسیم می‌کند.
• محور چین:
  محور چین عبارتست از فصل مشترک سطح محوری با سطح طبقه.
• خط‌الرأس :
  خط‌الراس یا کریست ، عبارت از خطی است که در امتداد بلندترین نقاط یک چین رسم می‌شود.
• خط‌القعر :
  خط‌القعر ، تراف خطی است که می‌توان در پایین‌ترین قسمت یک چین رسم کرد.
• زاویه میان یالی :
  کوچکترین زاویه‌ای را که به وسیله یالهای یک چین ساخته می‌شود، زاویه میان یالی یا زاویه چین می‌نامند.
• پلانژ چین :
  زاویه‌ای را که محور چین با افق می‌سازد، پلانژ چین می‌نامند.

انواع چین‌ها‌

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i.../G_CHIN_02.jpg

• بر اساس جهت‌ بسته‌ شدن چین :
  • چین‌های تاق شکل :
    چین‌هایی که به سوی بالا بسته می‌شود، یعنی یالها در سوی خلاف لولا شیب دارد، تاق شکل می‌گویند.
  • چین‌های ناو شکل :
    چین‌هایی هستند که به سوی پایین بسته می‌شوند و یالها به سوی لولا شیب دارند.
  • چین‌های خنثی :
    چین‌هایی هستند که یالها به سوی جوانب بسته می‌شوند.
• بر اساس وضعیت صفحه محوری :
  چین‌ها را براساس شیب صفحه محوری به انواع زیر تقسیم می‌کنند.
  • چین‌های راست :
    چین‌هایی با سطح محوری تند تا قائم را چین‌های راست می‌گویند.
  • چین‌های مایل :
    چین‌هایی را که سطوح محوری آنها شیب متوسط دارد، چین‌های مایل می‌گویند.
  • چین‌های خوابیده :
    چین‌های خوابیده چین‌هایی هستند که سطوح محوری نزدیک به افق دارند.
  • چین‌های برگشته :
    چین‌های مایلی را که یک پهولی آنها وارونه شده ، چین‌های برگشته گویند.
• بر اساس زاویه میان یالی :
  اندازه زاویه میان یالی ، میزان تنگی یک چین را می‌سنجد که مقدار فشردگی چینه‌ها را نشان می‌دهد. بر این اساس چین‌ها به انواع زیر تقسیم می‌شوند.
  • چین‌های ملایم :
    زاویه بین یالی در این نوع چین‌ها بین یا می‌باشد.
  • چین‌های باز :
    زاویه بین یالی در این نوع چینها ، بین 70 تا 120 می‌باشد.
  • چین‌های بسته :
    زاویه بین یالی در این نوع چین‌ها ، بین 30 تا 70 می‌باشد.
  • چین‌های تنگ :
    چین‌های تنگ ، دارای زاویه بین یالی 30 ـ 0 می‌باشد.
  • چین‌های هم‌شیب :
    در این نوع چین‌ها ، پهلوها یا یالهای چین باهم موازی می‌باشد و زاویه بین یالی صفر می‌باشد.
• بر اساس طبیعت نیمرخ چین :
  نیمرخ چین شکلی است که روی صفحه عمود بر محور چین دیده می‌شود.
  • چین‌های موازی :
    در این نوع چین‌ها ، ضخامت لایه که عمود بر سطح چین‌ها اندازه گیری می‌شود، ثابت است. در این نوع چین‌ها شکل چین با افزایش عمق تغییر می‌کند.
  • چین‌های همسان یا مشابه :
    ضخامت مستعامد لایه چین خورده در این نوع چین‌ها به شیوه‌ای سیستماتیک تغییر می‌کند، بگونه‌ای که چین ضخامت ثابتی را موازی با سطح محوری حفظ می‌کند. در این نوع چین‌ها شکل چین با افزایش عمق تغییری نمی‌کند.
  • چین‌های جناغی :
    چین‌هایی که یالهای مستوی و لولاهای تیز دارد، چین‌های جناغی و یا اکاردئونی نامیده می‌شود.

انواع چین‌ها در حالت سه بعدی

طبقه‌بندیهای قبلی همگی براساس نیمرخ و بعدی چین و با چشمپوشی از بعد سوم مورد بحث قرار گرفته بود. انواع چین‌ها در حالت سه بعدی شامل چین‌های زیر می‌باشد:

• چین‌های استوانه‌ای :
  این چین‌ها ممکن است با حرکت یک خط به موازات خود ایجاد شود، به گونه‌ای که سطح چین تولید شده ، یک گروه خطوط موازی را در بردارد.
• چین‌های غیر استوانه‌ای :
  این چینها بسیار رایج بوده و چند نوع ویژه آنها شامل موارد زیر می‌باشد:
  • چین‌های پری‌کلین :
    پری‌کلین ، چینی است که دامنه آن در دو جهت به تدریج تا صفر کاهش یافته ، به گونه‌ای که چین در فضا محدوده‌های دقیقی دارد. پری‌کلین ممکن است تاقدیس و یا ناودیس باشد.
  • چین‌های گنبدی :
    یک گنبد ، نوعی پری‌کلین تاقدیسی است که شیب آن شعاعی ، یعنی در نقشه به صورت ساختاری مدور دیده می‌شود.
  • تشتک :
    تشتک یا حوضه ، یک فرورفتگی ناودیسی است که دارای جهت پلانج مشخص نیست و در تمام جهات به طرف خارج گنبد پلانج دارد.

مکانیزم چین خوردگی

بطور کلی چهار نوع چین خوردگی اصلی ممکن است تشخیص داده شود، ولی این چهار نوع چین خوردگی ، حالات انتخابی است و حالات حد واسط یا ترکیب چند حالت فراوان است. انواع چهارگانه اصلی چین خوردگی عبارتست از:

• چین‌خوردگی فلکسور :
  چین‌خوردگی فلکسور به نام چین‌خوردگی حقیقی نیز خوانده می‌شود. این گونه چین خوردگیها ممکن است بر اثر استرسهای فشاری یا زوجی تولید می‌شود.
• چین‌خوردگی جریانی :
  چین خوردگی جریانی یا چین خوردگی نامقاوم مخصوص نواحی است که طبقات ضخیم و مقاوم وجود ندارد و تمام سنگها بصورت پلاستیک تغییر شکل می‌دهد.
• چین خوردگی برشی :
  چین خوردگی‌های برشی که به نام چین خوردگی لغزشی نیز نامیده می‌شود بر اثر جابجایی‌های جزئی در دره‌هایی که به فواصل کم پهلوی یکدیگر قرار دارد، به وجود می‌آید.
• چین‌خوردگی بر اثر حرکات قائم :
  حرکات قائم متفاوت که با هیچگونه شکستگی همراه نباشد ممکن است باعث ایجاد چین خوردگی در پوسته زمین گردد.

رابطه میان چین‌ها ، گسلها و برشهای شکل پذیر

گسلها محصول دگردیسی شکننده نسبتا آنی بوده و چین‌ها از فرآیند دگردیسی شکل‌پذیر آهسته و ممتد تشکیل می‌شود. اما این دو فرآیند کاملا از هم جدا نیستند. برای مثال ، در شرایط ویژه‌ای در طول دگردیسی ، ممکن است چین خوردگی به شکستگی بیانجامد. از این گذشته ، لایه‌های در بردارنده مواد قوی با میان لایه‌های ضعیف‌تر ، شکننده رفتار کرده ، در حالی که لایه‌های ضعیف‌تر ، فقط چین‌ خوردگی شکل‌پذیر نشان می‌دهد. سنگها همچنین در اعماق پوسته بیشتر شکل پذیر می‌شود. یک گسل شکننده سطحی ممکن است از عمق 20 ـ 10 کیلومتری از ساختاری بگذرد که جابجایی میان دو دیواره گسل به وسیله این ساختار شکل‌پذیر به نام منطقه برشی جایگزین شود.

تاقدیس



تاقدیس از یک کلمه یونانی Anticline به معنی «داشتن شیب مخالف» گرفته شده‌ است. تاقدیس چینی است که به طرف بالا محدب است. در تاقدیسهای ساده پهلوی چین در جهت مخالف یکدیگر شیب دارد. در بعضی تاقدیسها شیب دو پهلو در یک جهت است یا اینکه هر دو پهلو افقی است و بالاخره بعضی از آنها دارای پهلوهایی درهم می‌باشد که در این صورت نمی‌توان به آسانی مورد مطالعه قرار داد. تاقدیس را ممکن است بطور دقیق به صورت زیر تعریف کرد: چین‌های تاقدیس آنهایی هستند که طبقات قدیمی در مرکز چین قراردارد.

انواع تاقدیس

تاقدیس متقارن

تاقدیس متقارن تاقدیسی است که در آن سطح محوری به صورت قائم می‌باشد. به عبارت دیگر پهلوهای چین دارای شیب یکسان می‌باشد.


تاقدیس نامتقارن

تاقدیس نامتقارن تاقدیسی است که در آن سطح محوری به صورت مایل است. شیب دو پهلو در دو جهت مخالف بوده و زاویه شیب دوپهلو متفاوت می‌باشد.

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...anticline1.JPG

تاقدیس برگشته

در تاقدیس برگشته سطح محوری مایل است و هر دوپهلو در یک جهت شیب دارد و معمولا دوپهلو دارای زوایای شیب متفاوت می‌باشد. در این تاقدیسها پهلویی که بیش از 90 درجه چرخیده باشد، پهلوی برگشته و پهلویی که کمتر از 90 درجه چرخیده باشد، پهلوی نرمال است.


تاقدیس خوابیده

تاقدس خوابیده ، تاقدیسی است که در آن سطح محوری معمولا افقی است. چین‌های خوابیده معمولا دارای چین‌های خوابیده دیگری به صورت تاقدیسهای فرعی می‌باشد. اینگونه چین‌های فرعی را به نام ساختمانهای انگشتی شکل می‌نامند.


تاقدیس بادبزنی

تاقدیس بادبزنی ، تاقدیسی است که هر پهلوی آن برگشته است. از این تاقدیسها شیب دوپهلو به سمت یکدیگر است و ممکن است که در سطح زمین با ناودیس اشتباه گرفته شود ولی از روی طبقات قدیمی تر که در مرکز چین قرار دارند از ناودیس تشخیص داده می‌شود.


تاقدیس پلانج‌دار

منظور از تاقدیس پلانج‌دار تاقدیسی است که محور آن نسبت به سطح افق زاویه‌دار است و این زاویه از 0 تا 90 درجه در تغییر است. اگر تاقدیس بدون پلانج باشد، یعنی محور تاقدیس به صورت افقی باشد در اینصورت در روی نقشه زمین شناسی لایه‌ها را به صورت موازی هم خواهیم دید ولی اگر تاقدیس دارای پلانج باشد در اینصورت ، طبقات در سطح زمینی به صورت منحنیهایی که در قسمت انتهایی به همدیگر می‌رسند، دیده خواهند شد. در اینصورت جهت پلانج ، سمتی است که لایه‌ها در آن سمت به یکدیگر می‌رسند.


تاقدیس مرکب

اگر یک تاقدیس بزرگ از چین‌های کوچکتر تشکیل شده باشد به نام تاقدیس مرکب خوانده می‌شود. Anticlinorium چین بزرگی است که در حدود یک کوه یا سلسله کوهها وسعت داشته و حداقل دارای مقطعی به طول چندین کیلومتر است.

ناودیس




ناودیس از لغت یونانی Syncline گرفته شده است که به معنی شیب به طرف یکدیگر است. ناودیس ، چینی است که به طرف بالا مقعر است. به عبارت دیگر در ناودیسهای ساده شیب دو پهلو به طرف یکدیگر می‌باشد. پهلوهای چینهای ناودیس ممکن است در یک طرف شیب داشته ، یا به صورت افقی ، یا بطور عمود باشد. هر چند این تعریف عموما صادق است ولی مواردی نیز وجود دارد که این تعریف جوابگو نیست، به همین جهت ناودیس را به عنوان چینی که سنگهای جوانتر در مرکز آن قرار دارند، تعریف می‌کنند.

انواع ناودیس

بطور کلی همانطوری که در تعریف ناودیس ذکر شد، چینی که سنگهای جوان در مرکز آن قرار دارند، ناودیس نام دارد. با این وصف ناودیسها را می‌توان از نظر شکل به انواع زیر تقسیم کرد که در این تقسیم بندی در تمامی موارد لایه‌ها از اطراف به سمت مرکز چین جوانتر می‌شوند.

• ناودیس متقارن : ناودیس متقارن ، ناودیسی است که سطح محوری آن قائم است. به عبارت دیگر هر دو پهلو دارای شیب یکسان است.

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...d/syncline.JPG

• ناودیس نامتقارن : ناودیس نامتقارن ، ناودیسی است که سطح محوری آن مایل

• پهلو در دو جهت مخالف بوده و زاویه شیب دو پهلو متفاوت می‌باشد.
• ناودیس برگشته : در ناودیس برگشته ، سطح محوری مایل است و هر دو پهلو در یک جهت شیب دارد و معمولا دو پهلو دارای زوایای شیب متفاوت می‌باشد. در این ناودیس ، پهلویی که بیش از 90 درجه چرخیده است، برگشته و پهلویی که کمتر از 90 درجه چرخیده است، نرمال می‌باشد.
• ناودیس خوابیده : ناودیس خوابیده ، ناودیسی است که در آن سطح محوری معمولا افقی است.
• ناودیس بادبزنی : ناودیس بادبزنی ، ناودیسی است که هر دو پهلوی آن برگشته است و شیب پهلوها در جهت مخالف هم می‌باشد. در روی سطح زمین این ناودیس ممکن است که با تاقدیس ، اشتباه گرفته شود ولی از روی سنگهای جوانتر که در مرکز قرار دارند، می‌توان این نوع ناودیس را از تاقدیس جدا کرد.
• حوضه : حوضه یک فرورفتگی ناودیسی است که داری جهت پلانج مشخص نیست و در تمام جهات به طرف مرکز حوضه پلانج دارد.

ناودیس مرکب

مطالبی که در بالا راجع به ناودیسها ذکر شد، مریوط به ناودیسهای منفرد بوده است. به هر حال چین‌ها به تنهایی یافت نمی‌شوند و معمولا هر چین به یک سیستم چین تعلق دارد که خود از چین‌های زیادی تشکیل شده و کمربند چین‌ها را تشکیل می‌دهد. ناودیس مرکب یا (Synclinovium) ، ناودیس بزرگی است که از چین‌های کوچکتر تشکیل شده باشد. در اغلب این ناودیسها ، در روی چین اصلی ، چینهای فرعی و کوچکتری نیز وجود دارد که این چینهای فرعی نیز به نوبه خود دارای چینهای فرعی کوچکتر می‌باشند.


http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i.../syncline1.JPG




ناودیس پلانج دار

در مباحث قبلی ، درباره شکل ظاهری ناودیسها در مقطع قائم ، بحث شده است، ولی ناودیسها ، مثل سایر ساختمانهای زمین شناسی باید در سه جهت فضایی مورد مطالعه قرار گیرند، برای بررسی ناودیس در حالت سه بعدی بایستی محور ناودیس را نیز به مشخصات قبلی اضافه کنیم. محور ناودیس در بعضی مواقع به صورت افقی است، در بعضی دیگر مایل و در بعضی دیگر به صورت قائم می‌باشد، وقتی گوییم ناودیسی پلانج‌دار است.

منظورمان این است که محور ناودیس نسبت به افق یک زاویه‌ای را تشکیل می‌دهد که این زاویه از 0 تا 90 درجه در تغییر است. اگر ناودیسی دارای پلانج باشد از روی نقشه زمین شناسی به صورت V شکل دیده می‌شود که در این حالت جهت پلانج یا جهتی که محور ناودیس به آن سمت شیب دارد، در جهت مخالف نوک V می‌باشد.

چینه شناسی

چینه شناسی (Stratigraphy)



فهرست مقالات چینه شناسی

مباحث علمیمباحث کاربردی و تجربی
محیط‌های قاره‌ایمحیط‌های حد واسطمحیط‌های دریاییتغییرات سطح دیاایزو ستازی و چینه شناسیچینه شناسی و پالئو ژئوگرافیچینه شناسی آب و هواییچینه نگاری حوادثینبودهای چینه نگاریحدو مرز دوران‌هاچینه نگاری فیزیکیتعیین سن مطلق با آمینو اسیدهاچینه نگاری مغناطیسیچینه نگاری لرزه‌ایچینه نگاری شیمیاییتطابق چینه نگاریانطباق بیوستر استیگرافیچینه نگاری زیستیچینه شناسی سنگیساختمانهای لغزشیبو دیناژلایه بندی تدریجیگنبدهای نمکیکرونوستراتیگرافیژئو کرونولوژیاشکوب




ریشه لغوی

چینه شناسی یا Stratigraphy از دو واژه یونانی stratos به معنی چینه (لایه – طبقه) و کلمه graphos به معنی نگاشتن ترکیب شده است و علمی است که اصولا از روابط موجود بین طبقات سنگهای رسوبی بحث می‌کند.





http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...tigraphy01.jpg

دید کلی

• مطالعات چینه شناسی از یک طرف مبتنی بر شناخت توالی طبقات رسوبی در زمانهای مختلف زمین شناسی به منظور پی بردن به تاریخ حوادث زمین و تکامل موجودات بوده ، از طرف دیگر تغییرات جانبی رخساره‌ها در مکانهای مختلف را بررسی می‌نماید که به وسیله آن با وضع جغرافیایی گذشته زمین در هر زمان آشنا می‌شویم.
• بطور کلی در مطالعات چینه شناسی حوادث مختلف زمین (مانند پدیده‌های ولکانیسم ، گرانیتیزاسیون ، رسوب گذاری ، دگرگونی و ...) مورد بررسی قرار می‌گیرد.
• امروزه به عبارت ساده منظور از علم چینه شناسی ، مطالعه و شناخت رخساره‌ها در زمانها و در مکانهای مختلف و ارتباط آنها با یکدیگر می‌باشد.

تاریخچه علم چینه شناسی

• در سال 1500 میلادی لئوناردو داوینچی (1519-1452 میلادی) صدفهای فسیل شده را در شمال ایتالیا پیدا کرد. وی متوجه شد که این صدفها در نواحی دریایی وجود دارند. این لایه‌ها را بعدا استنو مطالعه کرد و به این واقعیت پی برد که این صدفها به علت پوسته شکننده خود نمی‌توانسته‌اند مسافت زیادی را طی کرده باشند. همچنین وی متوجه شد که در بین لایه‌ای فسیل‌دار ، لایه‌ای فاقد فسیل وجود دارند. داوینچی حدس زد که طغیانهای فصلی رودخانه‌ها موثرتر از یک طغیان جهانی هستند.
• بی شک یکی از پیشگامان علم چینه شناسی که خدمات ارزنده‌ای به این علم کرد، نیکلاس استنو محقق برجسته دانمارکی مقیم شهر فلورانس بود. استنو به چند واقعیت مهم پی می‌برد، او متوجه شد که مطالعه یک لایه رسوبی بسیار مهم می‌باشد، چرا که دانه‌ای سنگینتر و سپس دانه‌ای ریزتر ته نشین می شوند و هر تغییر در این کمیت‌ها موجب لایه بندی می‌شود. وی این واقعیت مهم را بیان کرد که یک سری لایه که دارای مجموعه‌های تخریبی و فسیلی هستند با هم انباشته نشده‌اند بلکه لایه‌های پایینی قدیمی‌تر از لایه‌های بالایی هستند و بر همین اساس وی اصل روی هم قرار گرفتن لایه‌ها را بیان کرد.
• در سال 1723 یک طبیعت شناس انگلیسی به نام جان وودوارد لایه های رسوبی شمال فرانسه و انگلستان را بر اساس صدفهای مشابه تطابق داد. در سال 1870 شیمیدان برجسته فرانسوی لاووازیه به ارزش تعیین سن توسط فسیلها و همچنین به ارزش آنها در تعیین شرایط محیط گذشته پی برد.
• بر اساس اصل یکسان گرایی Uniformitarianism جیمز هاتن ، در سال 1905 ، جی کی اصل «زمان حال کلید گذشته است» را عنوان کرد. یعنی با مطالعه حوادث امروزی زمین شناسی می‌توان در گذشته زمین نیز این حوادث را پیدا کرد. امروزه این اصل را Principle of Actualism می‌نامند که برای معادل فارسی این اصل می‌توان اصطلاح حال معیاری را به کار برد.

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...f/f2/strat.JPG



انشعابات علم چینه شناسی

• چینه نگاری زیستی :
  در قلمرو این رشته از چینه نگاری ، سن لایه‌ها و چینه‌ها توسط فسیلهای شاخص تعیین و انطباق چینه شناسی صورت می‌گیرد.
• پالینوستراتیگرافی:
  پالینوستراتیگرافی نیز انشعابی از چینه نگاری زیستی است که بر اساس تقسیمات زمانی دانه‌های گرده فسیل بنا شده است.
• چینه نگاری سنگی :
  که مبنای مطالعات چینه شناسی لیتولوژی سنگها و لایه است.
• چینه نگاری زمانی :
  که در آن زمان‌های زمین شناسی و همچنین خواص سنگ شناسی نیز مورد مطالعه قرار می‌گیرد.
• چینه نگاری شیمیایی :
  که مطالعات چینه شناسی بر مبنای شناخت عناصر شیمیایی موجود در سنگها و تغییرات نسبی آنها در زمانهای مختلف با توجه به رخساره‌های مربوطه است.
• چینه نگاری مغناطیسی :
  که تغییرات شدت میدان مغناطیسی زمین و جهت میدان مغناطیسی در ادوار مختلف زمین شناسی در این روش اساس کار است.
• چینه نگاری رسوبی :
  خواص رسوب شناسی طبقات ، توالی آنها و تغییرات رسوبی اساس مطالعه این علم می‌باشد.
• چینه نگاری آب و هوایی :
  از چینه‌ها و لایه‌ها در این روش با توجه به ایزوتوپ O18 به O16 به عنوان شاخص های درجه حرارت و تعیین کننده نوع آب و هوا استفاده می شود.
• چینه نگاری زلزله‌ای :
  که در آن امواج زلزله‌ای و انتشار آنها در لایه‌های مختلف زمین مبنای انطباق چینه شناسی قرار می‌گیرد.
• چینه نگاری اکتشافی :
  روشی که در آن با استفاده از چینه شناسی افق‌های مربوط به ذخایر اقتصادی نظیر نفت ، گاز طبیعی و معادن مختلف را کشف می‌نمایند.
• __چینه نگاری کمی :
  که مطالعه سکانس‌ها و کمیت آنها ، شمارش لایه‌ای وار را می‌توان در این روش خلاصه نمود.
• چینه نگاری اقتصادی :
  در این روش تعیین سن نسبی افق‌ها و رگه‌های معدنی ، وضع ساختمانی مخازن نفت ، سن نسبی و نوع سنگ پوشش ، سنگ مخزن و غیره مشخص می‌شود. بطور کلی چینه شناسی اقتصادی و اکتشافی هدفهای مشترکی را دنبال می‌نمایند.

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...tigraphy02.jpg


کاربرد علم چینه شناسی

• علم چینه شناسی نقش مهمی در زمینه‌های مختلف زمین شناسی اقتصادی دارد. از این علم در حفاریهای مربوط به ذخایر نفت و آب و همچنین در کشف کانسارهای رسوبی و تعیین سن نسبی رگه‌های معدنی استفاده می‌نمایند.
• در حفاریهای مربوط به آبهای زیرزمینی نیز برای شناسایی چگونگی وضع ساختمانی و یافتن طبقات غیر قابل نفوذ و عمق سطح ایستابی از چینه شناسی استفاده می شود.
• علم چینه شناسی کمک شایانی به کشف کانسارهای رسوبی از قبیل بوکسیت ، سولفورها، نیتراتها ، فسفاتها ، خاک نسوز (کانی‌های رسی) ، زغال سنگ و از این قبیل ... که هر یک تحت شرایط خاص رسوبی در ادوار مختلف زمین شناسی تشکیل شده است، می‌نماید. به عنوان مثال وجود کانسار بوکسیت در پرمین بالایی ایران معرف شرایط مطلوب برای تشکیل این کانسار است. بنابراین کشف کانسار بوکسیت در نقاطی که سنگهای پرمین بالایی وجود دارد، امکانپذیر است. همچنین مطالعات چینه شناسی معلوم داشته است که ژوراسیک زیرین و میانی در ایران غربی و مرکزی دوره گسترش بیشتر و وسیع تر تشکیلات ذغالی است.

ارتباط چینه شناسی با سایر علوم

• علم چینه شناسی ، تاریخ حوادث زمینی را بر ما معلوم می‌دارد. بنابراین ، می‌توان گفت که این علم تقریبا با تمام علوم زمین شناسی کم و بیش در ارتباط است. در این مورد فسیل شناسی اساس و پایه علم چینه شناسی به شمار رفته ، این دو رشته رابطه نزدیکی با یکدیگر پیدا می‌کنند.
• در اصل پیوستگی لایه‌های رسوبی ، شناسایی خواص سنگ شناسی هر رخساره ، چینه شناسی را با علم سنگ شناسی مربوط می‌کند سرانجام رویهم قرار گرفتن طبقات که ممکن است در اثر عوامل تکتونیکی تغییر کرده باشد، جهت یافتن طبقات همزمان و ایجاد تطابق چینه شناسی بین آنها ، علم تکتونیک را با چینه شناسی مربوط می‌کند. علاوه بر اصول نامبرده می‌توان از روی قواعد و قوانین رسوب شناسی ابتدا و انتهای تشکیل یک طبقه رسوبی را دقیقا تعیین کرد.

درزه

درزه (Joint)، نوعی شکستگی است که در آن هیچ گونه جابجایی در بخشهای طرفین شکستگی نسبت به هم رخ نداده است و یا مقدار آن به قدری کم است که با چشم غیر مسلح دیده نمی شود.



http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...b1/basalt1.jpg


درزه راهی برای دخول آب در سنگها به وجود می آورد و عمل فرسایش را تسریع می کند. دهانه بسیاری از درزه ها بسته است ولی در اثر هوازدگی این دهانه ها وسیعتر شده و در نهایت به یک شکاف باز تبدیل می گردد. معمولا اندازه درزه ها متفاوت است. بعضی از آنها تنها چند سانتی متر طول دارند، در صورتیکه درزه های دیگری وجود دارد که طول آنها به چندین صدمتر نیز می رسد.
درزه ها در حالت کلی به دو دسته منظم و نا منظم تقسیم می شوند. درزه های منظم یا سیستماتیک توسط نیروهای تکتونیکی ایجاد می شوند که معمولا به صورت دسته درزهای موازی و یا متقاطع دیده می شوند ولی در تشکیل درزه های نامنظم نیروهای تکتونیکی نقشی ندارند مانند درزه های حاصل از خشک شدن رسوبات.


مشخصات درزه ها :سطح درزه ها در بسیاری از موارد یک سطح مستوی است و در حالت کلی آن را به صورت یک صفحه در نظر می گیرند. لذا برای مشخص کردن آن کافی است که شیب و امتداد صفحه درزه را مشخص نمود. شیب و امتداد درزه نیز مانند شیب و امتداد لایه ها اندازه گیری و بیان می شود.

دگرریختی



تغییر شکل deformation یا دگرریختی


تغییر شکل یک ماده ، فرآیندی است که بوسیله آن در اثر عمل نیروهای اعمال شده تغییرات فیزیکی در ماده تولید می‌شود. نیروهایی که بر پوسته زمینی عمل می‌کند، به روشهای گوناگونی ایجاد می‌شود، مهمترین این نیروها ، ناشی از ثقل و حرکات نسبی توده‌های بزرگ سنگ در پوسته و گوشته بالایی است. از آنجا که نیروی ثقل با جرم متناسب است، وزن ستون سنگی پوشاننده ، نیروی شایان توجه زیادی بر سنگهای عمیق درون پوسته وارد می‌کند.

نیروهای وارد بر جزیی از سنگ ، یک گروه تنش تولید می‌کند و مقدار تغییر شکل بوجود آمده از این تنشها با تغییر ابعاد توده سنگ اندازه گیری می‌شود. این تغییر ممکن است در بر دارنده تغییر در شکل و یا حجم و یا شکل و حجم هر دو بوده و استرین را ایجاد کند.


انواع تغییر شکل

در اثر عملکرد تنش بر جسم ، خطوط مستقیم آن تغییر طول و تغییرشکل می‌دهد و سطوح آن نیز از حالت مسطح بودن خارج می‌شود. تغییر شکل ممکن است تغییر در حجم یا شکل و یا هر دو باشد. با توجه به وضعیت حجم قبل از تغییر شکل و بعد از آن (حالت نهایی) دو نوع تغییر شکل را می‌توان نام برد که شامل تغییر شکل همگن و تغییر شکل ناهمگن است.


تغییر شکل همگن

اگر بعد از تغییر شکل خطوط مستقیم جسم همچنان مستقیم بماند و خطوط موازی نیز حالت موازی خود را حفظ کند، تغییر شکل از نوع همگن است. در تغییر شکل همگن می‌توان انواع زیر را تشخیص داد:

• تغییر شکل برش محض : این تغییر شکل به تغییر شکل متجانس گفته می‌شود که در آن خطوطی از جسم که به موازات محورهای اصلی تغییر شکل قرار گرفته است، قبل و بعد از تغییر شکل ، همچنان با این محورها موازی باقی می‌ماند.
• تغییر شکل برش ساده : به تغییر شکل متجانس صفحه‌ای با حجم ثابت گفته می‌شود که در آن ، دسته سطوح معینی از جسم که قبل از تغییر شکل موازی بوده است، پس از تغییر شکل نیز حالت موازی خود را حفظ کند.
• تغییر شکل ناهمگن : در این تغییر شکل خطوط مستقیم از حالت خود خارج شده و به منحنی تبدیل می‌شوند و هم چنین خطوط موازی، حالت توازی خود را از دست می‌دهند.

مراحل تغییر شکل

در جسمی که تحت تاثیر تنش قرار دارد، با توجه به جنس آن و تداوم تنش ، تغییر شکلهای مختلفی در آن بوجود می‌آید که می‌توان آنها را به سه مرحله اساسی تقسیم نمود.

• مرحله الاستیک : در این مرحله تغییر شکل ، با برداشتن عامل تنش ، جسم به حالت اولیه خود بر می‌گردد، پس می‌توان گفت که تغییر شکل در اجسام ارتجاعی یا کشسانی (جامد هوک) برگشت پذیر و متناسب با تنش است و عامل زمان در آن دخالت ندارد.
• مرحله پلاستیکی : در صورتی که تنش اعمالی بر جسم از حد الاستیک تجاوز نماید، تغییرشکل پلاستیکی در جسم رخ می‌دهد. در نتیجه تغییر شکل در اجسام شکل پذیر دائمی است و اگر تنش حذف شود، تغییر شکل در جسم باقی می‌ماند. در اجسام خمیری (مایع نیوتن) تغییر شکل تابع زمان است و در مقابل یک تنش معین غیرصفر سرعت آن ثابت می‌ماند، بطوری که پس از حذف تنش ، تغییر شکل وصفی را که به خود گرفته است، حفظ می‌کند.
• مرحله شکست : در صورت اضافه شدن تنش موثر بر جسم ، با توجه به خواص اجسام ، بعد از مرحله تغییرشکل الاستیکی و یا بعد از تغییر شکل پلاستیکی ، چند شکستگی در سطح آنها ظاهر و در پایان ، جسم گسیخته می‌شود. تغییر شکل مواد در مقابل تنش: واکنش مواد در طبیعت در برابر تنش وارده متفاوت است. اجسام بر اساس تغییر شکلی که تا حد معینی از تنش اعمالی از خود بروز می‌دهند، به دو دسته کلی مواد شکننده و مواد شکل پذیر تقسیم می‌گردند.
• مواد شکننده : این مواد قبل از ایجاد تغییر شکل خمیری (پلاستسکی) خواهند شکست.
• مواد شکل پذیر : در این مواد یک حد فاصل طولانی بین الاستیکی و شکستگی وجود دارد.

لایه بندی

آشنایی

لایه بندی یا چینه بندی یکی از مهمترین خصوصیات سنگهای رسوبی است. طبقه یا لایه را می توان به صورت جسم ورقه مانندی تعریف کرد که دو بعدش در مقایسه با بعد سوم (ضخامت) زیاد است. ضخامت لایه از چندین متر تغییر می کند. از نظر ابعاد نیز طبقات متفاوت‌اند و ممکن است تا چندین کیلومتر نیز گسترش داشته باشند. هر طبقه از طبقات مجاور خود توسط یک سری خصوصیات مشخص می‌شود. این خصوصیات ممکن است اختلاف در اندازه ذرات (شیل ، ماسه سنگ و کنگلومرا و غیره) باشد و یا اینکه اختلاف در ترکیب (ذغال ، شیل و آهک ، سختی ، رنگ و مشخصاتی نظیر آنها سبب مشخص شدن لایه شود. در بعضی موارد نیز ممکن است دو طبقه با مشخصات مشابه ، بوسیله یک طبقه نازک از یکدیگر جدا شوند.

هرچند که طبقه ممکن است از یک منطقه وسیع به حالت مستوی و مسطح دیده شود ، ولی غالبا در نتیجه تاثیر نیروهای تکتونیکی ، از حالت مستوی خارج شده و در حالت کلی بایستی آنرا بصورت یک سطح در نظر گرفت. وضعیت اولیه طبقات هنگام تشکیل معمولا به حالت شیب‌دار در خواهند آمد. در بعضی موارد ، شرایط اولیه رسوبگذاری طوری است که طبقه تشکیل شده ، از همان ابتدا به حالت غیر افقی است. مثلا هنگامی که رسوبگذاری در دامنه دره‌ها ، قسمت های شیب‌دار کف دریاها ، روی جزایر مرجانی و در محیطهای نظیر آن انجام می شود، طبقات در حالت تشکیل نیز به صورت شیب‌دار خواهند بود.



مشخصات طبقه

در حالت کلی می‌توان طبقه را قسمتی از سنگهای رسوبی دانست که بین دو صفحه موازی محدود است. سطح بالایی به نام سقف یا کمر بالا و سطح پایین لایه خوانده می شود. شیب و امتداد این صفحه به نام شیب و امتداد سطح لایه بندی معروف است. رخنمون لایه محلی است که طبقه در سطح زمین مشاهده می شود و به عبارت دیگر ، فصل مشترک طبقه با سطح زمین را رخنمون آن می گویند.



لایه بندی مجازی

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...c/bridp150.JPG

در بسیاری موارد ، به ویژه در مورد سنگهای دگرگونی ، پدیده هایی مشاهده می شود که شبیه لایه بندی است. ولی بایستی آنها را از لایه بندی حقیقی تشخیص داد. کلیواژهای قوی و سیستم درزهای موازی در ماسه سنگ و آهک بخصوص هنگامی که تحت تاثیر هوازدگی نیز قرار گرفته باشد ، حالت لایه بندی را دارد. در چنین مواردی بایستی با مطالعه دقیق ، سطح لایه بندی واقعی لایه را با استفاده از نحوه قرار گرفتن اجزا ، فسیل‌ها ، وجود لایه های نازک و عواملی نظیر آنها مشخص کرد.

در مورد سنگهای دگرگونی نظیر شیست‌ها و گنایس‌ها ، لایه بندی اولیه سنگ معمولا در اثر پدیده های ثانوی مثل شیستوزیته و تورق ، به کلی از بین می رود و تشخیص آن فوق العاده مشکل است. در بعضی موارد ، وجود باندهای رنگین و ردیف کنکرسیون‌ها در سنگهای رسوبی نیز ممکن است شبیه لایه بندی واقعی باشد. در این حالت نیز با توجه دقیق بایستی ، آنها را از لایه بندی واقعی تشخیص داد.



ساختمان داخلی لایه

ساختمان داخلی لایه ، به شرایط فیزیکی و جغرافیایی محیط رسوبگذاری بستگی دارد و با توجه به تنوع این شرایط ، در حد وسیعی تغییر می کند. در حقیقت ، ساختمان داخلی لایه تابع نحوه قرار گرفتن ذرات تشکیل دهنده آن است. بدیهی است ساختمان داخلی لایه ، در مورد سنگهایی مثل کنگلومرا و ماسه سنگ که دارای ذرات درشتند، واضح تر مشاهده می‌شود. فسیل‌های حیوانی نظیر گراپتولیت‌ها و نیز بقایای گیاهی ، غالبا در سطح طبقه بندی قرار دارند. ذرات پهن سنگهای رسوبی نیز (مثل قطعات میکا) اکثرا موازی سطح لایه بندی است.

بعضی از سنگهای رسوبی ، مثل شیل و نیز برخی از ذغالها ، به صورت ورقه های نازکی در امتداد لایه بندی جدا می شوند. این خاصیت ، ناشی از نحوه قرار گرفتن ذرات میکا و رس موجود در این سنگها است، ذرات میکا و سایر کانی‌های پهن ، در اثر جریان آب ، به موازات جریان قرار می‌گیرند. در بعضی موارد ، در اثر فشار ناشی از وزن طبقات رویی ، بعدها این قطعات به موازات سطح لایه بندی (افقی) قرار خواهند گرفت. ذرات کنگلومرایی که در نزدیکی سواحل تشکیل می شوند ، در امتدادهای خاصی قرار می‌گیرند ، زاویه تمایل این ذرات به سوی دریا است و امتداد محور بزرگ آنها ، غالبا موازی خط ساحل می باشد.

قلوه سنگ‌|قلوه سنگ‌هایی که بوسیله رودخانه‌ها عمل می‌شوند ، طوری در برابر جریان قرار می گیرند که حداقل مقاومت را داشته باشند. و بدین ترتیب ، زاویه تمایل آنها در خلاف جهت جریان می باشد. نحوه قرار گرفتن فسیل‌ها نیز تابع جریان آب است. مثلا صدفهای طویل اغلب به موازات جریان آب رودخانه‌ها قرار می‌گیرند. صدفهایی که به شکل مخروط‌اند ، به طریقی قرار می گیرند که نوک مخروط ، در جهت جریان باشد. علاوه بر مطالب یاد شده ، نحوه قرار گرفتن اجزا تشکیل دهنده سنگ ، ساختمانهای داخلی مختلفی به وجود می آورد که برخی از آنها را در زیر می‌آوریم.


http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...b/bedding3.JPG




لایه بندی چلیپایی یا مورب

در بعضی موارد ، در داخل لایه ، یک نوع چینه بندی با مقیاس کوچکتر مشاهده می شود که غالبا ضخامت آنها کم است و نسبت به طبقه بندی اصلی به حالت متقاطع قرار گرفته‌اند. این نوع لایه بندی ، به نام لایه بندی چلیپایی یا متقاطع نامیده می شود. این گونه لایه بندی ، در سنگهایی مثل کنگلومرا ، ماسه سنگ ، سنگهای رسی و به ندرت در سنگ آهک مشاهده می شود. لایه بندی چلیپایی ، غالبا در رودخانه‌ها و به خصوص در رسوبات دلتایی و رسوبات کنار رودخانه دیده می شود. هنگام ورود رودخانه به آب ساکن ، ذرات سنگین آن ، بطور ناگهانی سقوط کرده و لایه بندی چلیپایی را بوجود می آورند. چینه بندی متقاطع در لایه‌ای رسوبات بادی نیز بوجود می‌آید. زیرا هنگام حرکت تلماسه‌ها (تپه‌های ماسه‌ای) ، ماسه‌های ریز از بالای تپه سرازیر شده و طبقات متقاطع را بوجود می‌آورد.



اثر شکنجی یا ریپل مارک

این ساخت در رسوباتی مثل رسوبات ماسه ای که ذرات آن مجزا بوده و قادرند آزادانه در آب یا هوا حرکت کنند ، به وجود آید. تشکیل اثر شکنجی ممکن است در اثر جریان (آب و یا باد) و یا در نتیجه امواج در قسمت های کم عمق دریا باشد. بدین ترتیب ، این گونه اشکال را می توان به دو دسته کلی تقسیم کرد:

• ریپل مارکهای جریانی :
  ریپل مارکهای جریانی نسبت به سطح افق نامتقارن اند و نوک آنها نیز تیز نیست. بلکه به حالت گرد می باشد. این گونه آثار شکنجی را می توان در رسوبات بادی و نیز بعضیرسوبات رودخانه‌ای مشاهده کرد.
• ریپل مارکهای موجی :
  اثرات شکنجی در قسمت های ساحلی کم عمق و در نتیجه حرکت قرینه آب به وجود می آید و به همین دلیل ، به حالت قرینه است. با توجه به اینکه امواج دریا فقط در اعماق کم موثر است، بنابراین ، آثارریپل مارک را فقط در رسوبات ساحلی می‌توان مشاهده کرد و برعکس ، وجود این آثار ، نشانه عمق کم رسوبگذاری است.
• لایه بندی دانه ترتیبی:
  تغییرات تدریجی در ابعاد ذرات تشکیل دهنده لایه ، به این نام خوانده می شود. در حالت کلی ، ذرات درشت معمولا در کف طبقه قرار دارند و هرچه از پایین به بالای طبقه نزدیک شویم ، ابعاد ذرات کاهش می یابد. بدین ترتیب در حالت کلی ، یک تغییر ناگهانی در ابعاد ذرات دو طبقه مجاور وجود خواهد داشت.

طرز تشخیص بالا و پایین طبقه

اگر وضعیت کلی چینه شناسی ناحیه مشخص باشد ، می توان انتظار داشت که بالا و پایین طبقات ، از این وضعیت کلی تبعیت می کند ولی اگر منطقه نا آشنا و وضعیت کلی چینه شناسی آن روشن نباشد، برای تشخیص بالا و پایین لایه بایستی از بعضی نشانه ها کمک گرفت که اینک به شرح آنها می پردازیم:

• ترکهای گلی:
  هنگامی که رسوبات رسی در مجاورت هوا خنک شوند ، در اثر انقباض ناشی از خشک شدن ، ترک‌هایی در سطح آنها بوجود می‌آید. بعدها ممکن است این ترکها ، بوسیله رسوبات ماسه‌ای و یا رسوبات رسی با ترکیب های متفاوت پر شود. بدین ترتیب به کمک این ترکهای پر شده ، می‌توان بالا و پایین طبقه را مشخص کرد.

http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/i...d/raindrop.JPG

• اثر قطرات باران:
  برخورد قطرات باران با سطح رسوبات رسی نرم ، باعث ایجاد حفره‌های کوچک در آن می‌گردد. اگر ریزش باران ادامه یابد ، این حفره ها محو می شوند ولی ممکن است اثرات قطرات مجزای باران در اینگونه رسوبات حفظ شود و در اثر پوشش بوسیله سایر رسوبات ، برای مدتها محفوظ بماند. وجود چنین آثاری نمایشگر سطح لایه خواهد بود.
• اثرات شکنجی:
  در ریپل مارکهای موجی ، قسمت تیزی به طرف بالا (طبقات جوان) و قسمت منحنی به طرف پایین (طبقات قدیمی) متوجه است.
• لایه بندی چلیپایی:
  طبقات متقاطع ، تقریبا بر قسمت پایین طبقه مماس‌اند و طی زاویه تندی به قسمت بالای آن وصل می شوند. با استفاده از این خاصیت ، در بسیاری موارد می توان وضعیت اصلی طبقات را توجیه کرد.
• لایه بندی دانه ترتیبی:
  در لایه بندی دانه ترتیبی ، ذرات درشت کف طبقه رسوب می کنند و هرچه به بالای آن نزدیک شویم ، ابعاد ذرات کوچکتر می شود. به کمک همین مشخصه می‌توان زیر و روی طبقه را تعیین کرد.
• استفاده از فسیل ها:
  در بعضی از رسوبات آواری دانه ریز ، اثرات حرکت کرمها به صورت مجراهایی حفظ شده که تماما به سطح طبقه سوراخ شده اند. صدف بعضی ازفسیل‌ها مثل در کفه‌ای‌ها نیز اغلب به حالتی قرار می گیرد که قسمت محدب آن به طرف بالای طبقه باشد.
• ساخت بالشی:
  در بعضی از گدازه‌های زیردریایی بویژه گدازه‌های بازی یک نوع ساخت بالشی بوجود می آید. نحوه قرار گرفتن آماری این قطعات طوری است که قسمت محدب آنها به طرف بالا می‌باشد.