فهرست مطالب

عنوان صفحه

مقدمه. 1

پوسته‌ي زمين ايران.. 2

پوسته‌ي قاره‌اي.. 2

پوسته‌ي اقيانوسي.. 3

توضيحي درباره‌ي ديرينه‌ي مغناطيس ايران.. 5

كوه‌زايي در ايران.. 6

رشته‌كوه‌هاي فعال.. 8

رسوب‌گذاري در كمربندهاي كوه‌زايي.. 9

دگرشكلي و چين‌خوردگي در جريان كوه‌زايي.. 11

فعاليت‌هاي آذرين و دگرگوني در تكامل كوه‌زايي.. 12

توالي كوه‌زايي‌ها14

عملكرد فرايندهاي گوناگون كوه‌زايي در ايران.. 16

گسل‌هاي مهم ايران.. 20

گسل‌هاي با روند تقريبي شرقي- غربي (گسل‌هاي محدوده‌ي البرز). 20

گسل‌هاي البرز غربي و آذربايجان.. 21

گسل‌هاي ايران مركزي.. 21

گسل‌هاي شرق و جنوب شرقي ايران.. 23

گسل‌هاي زاگرس... 24

وضعيت ايران در زمين‌ساخت جهاني.. 26

قلمرو جنوبي.. 27

كمربند افيوليتي محوري.. 28

بازسازي وضعيت اوليه‌ي زمين ايران.. 28

تقسيم‌بندي زمين‌شناسي ايران از نظر اشتوكلين.. 29

دشت خوزستان.. 29

منطقه‌ي چين‌خورده‌ي زاگرس... 30

منطقه‌ي رورانده‌ي زاگرس... 31

منطقه‌ي سنندج- سيرجان.. 32

ايران مركزي.. 33

البرز. 33

تقسيم‌بندي ساختاري البرز. 34

منطقه‌ي پيش آمدگي گرگان.. 34

بررسي دوران‌هاي زمين‌شناسي در ايران.. 36

پركامبرين در ايران.. 36

پركامبرين پسين در نواحي قزوين- رشت... 39

سازند كهر- دولوميت سلطانيه. 39

پركامبرين پسين در نواحي بيابانك- بافق.. 40

ماگماتيسم (پلوتونيسم) در پركامبرين.. 41

گرانيت دوران.. 41

گرانيت بُرنورد. 41

گرانيت ناريگان.. 41

گرانيت چادرملو. 42

فعاليت آتشفشاني در پركامبرين.. 42

دگرگوني در پركامبرين.. 43

كلياتي درباره‌ي مجموعه‌ي دگرگوني چاپدوني.. 46

كلياتي درباره‌ي مجموعه‌ي دگرگوني پشت بادام. 47

مجموعه‌ي بنه‌شورو. 48

تجمع تفكيك نشده‌ي سنگ‌هاي دگرگوني و آذرين.. 49

مجموعه‌ي دگرگوني سركوه. 49

دگرگوني پركامبرين پسين در كوه‌هاي تالش.... 50

پركامبرين در نواحي ترود (شرق سمنان). 50

دوران پالئوزوئيك در ايران.. 51

منابع. 52

 

 

 

مقدمه

آشنايي با وضعيت زمين و سنگ و گذران دوران‌هاي زمين‌شناسي در هر كشوري براي اهالي آن كشور بسيار مهم بوده و زمين‌شناسان و معدن كاوان همواره به دنبال به دست آوردن اطلاعات كامل از وضعيت زمين‌شناسي و معادن كشور خود هستند.

در اين مقاله اينجانب كوشيده‌ام با استفاده از كتاب‌هاي زمين‌شناسي و تجربه‌هاي گران‌قدر زمين‌شناسان و اساتيد مجرب مختصري از وضعيت زمين ايران زمين را جمع‌آوري كنم و در يك جزوه خدمت عزيزان ارايه دهم. باشد تا با مطالعه آن گامي به سمت يافتن آگاهي بيشتر از وضعيت زمين مملكت خويش برداشته باشيم.

در اين جزوه ابتدا خلاصه‌اي از وضعيت پوسته و زمين ساخت ايران را بررسي مي‌كنيم تا پس از مطالعه‌هاي كلياتي را در مورد پوسته‌ي قاره‌اي و اقيانوسي ايران به دست آوريم. سپس مقداري هم در مورد تقسيم‌بندي زمين‌شناسي ايران و بررسي مناطق مختلف ايران بحث خواهيم كرد. و پس از آن مختصري از دوران‌هاي پركامبرين و پالئوزوئيك در ايران مورد بحث قرار خواهيم داد تا با ويژگي‌هاي چينه‌شناسي و سنگ‌شناسي در اين دو دوران آشنا شويم.

 

پوسته‌ي زمين ايران

پوسته‌ي قاره‌اي

همان‌طور كه مي‌دانيم پوسته‌ي قاره‌اي زمين از داخل به خارج از قشرهاي دگرگوني، گرانيتي، دگرگوني بالايي و رسوبي تشكيل شده است.

قشر دگرگوني زيرين كه از سنگ‌هايي نظير گرانوليت و شارنوكيت تشكيل شده و احياناً با آنورتوزيت همراه است، يك لايه‌ي شبه بازالتي است كه تركيب شيميايي آن مشابه داخلي‌ترين قسمت پوسته‌ي قاره‌اي يعني بازالت است كه سرانجام گسستگي به موهو ختم مي‌شود. ضخامت پوسته‌ي قاره‌اي به 40 تا 45 كيلومتر مي‌رسد.

قدمت لايه‌ي گرانيتي پوسته‌ي قاره‌اي احتمال دارد به پوسته‌ي اوليه زمين برسد. اين نوع گرانيت‌ها بسيار كمياب و تقريباً تركيب ثابتي دارند. در برابر اين گرانيت‌هاي بسيار قديمي كه گاهي قدمت آن‌ها به 4500 ميليون سال مي‌رسد، در طي دوران‌هاي زمين‌شناسي گرانيت‌هاي جوان‌تري نيز فراوان تشكيل شده‌اند.

سنگ‌هاي دگرگوني بالايي نظير گنيس و ميكاشيست كه مدت آن‌ها به 8/1 تا 2/2 ميليارد سال مي‌رسد از جمله سنگ‌هايي هستند كه زير قشر رسوبي پوسته‌ي قاره‌اي ديده مي‌شوند و نشانگر مراحل فرسايش، رسوب‌گذاري و دياژنز در نهايت دگرگون شدن آن‌هاست. ناگفته نماند كه اين قبيل سنگ‌ها در نتيجه‌ي فرسايش گرانيت‌هاي قديمي حاصل شده‌اند.

اطلاعات چنداني در مورد ساختار پوسته‌ي قاره‌اي ايران در دست نيست و بنا به عقيده‌ي م- ح نبوي سن قديمي‌ترين سنگ‌هاي دگرگوني از قبيل گنيس و ميكاشيست كه در نواحي مياني ايران مركزي و شرق ايران بيرون‌زدگي دارند بيش از 4/1 ميليارد سال است.

بررسي‌هاي بربريان- م و كينگ (1981) نشان مي‌دهد كه پوسته‌ي قاره‌اي ايران در نتيجه‌ي كوه‌زايي مجاز يا كوه‌زايي پان آفريقا، كه در طول زمان پركامبرين پسين دگرگوني، گرانيتي شده، چين خورده و بالاخره شكستگي‌هاي فراوان يافته است. دگرگوني حاصل از اين فاز كوه‌زايي در برخي از نقاط ايران قديمي‌ترين سنگ‌ها را به نام پي‌سنگ تشكيل مي‌دهد.

ناگفته نماند كه هنوز فازهاي مختلف پركامبرين كه در سپر عربستان شناخته شده‌اند در ايران شناخته نشده و به درستي نمي‌توان ارتباط و تطابق پي‌سنگ ايران و عربستان را ترسيم كرد، چون مراحل سخت شدن پي‌سنگ ايران به خوبي روشن نيست. (بربريان و همكار 1981)

بررسي‌هاي لرزه‌نگاري كه توسط گروه محققين ايراني و آلماني در سال 1357 انجام شده است نشان مي‌دهد كه ضخامت پوسته‌ي قاره‌اي زمين ايران در حاشيه‌ي غربي بلوك لوت حدود 40 كيلومتر و در نزديكي‌هاي منطقه‌ي دگرگوني سيرجان به 60 كيلومتر مي‌رسد، ولي هر قدر به طرف خليج‌فارس نزديك مي‌شويم ضخامت آن كاسته مي‌شود، به طوري كه در آن‌جا به 30 كيلومتر مي‌رسد.

 

پوسته‌ي اقيانوسي

به طور كلي ساختار سطحي زمين در نواحي پوسته‌ي اقيانوسي از رسوبات نرم، سنگ‌هاي آتشفشاني- رسوبي، سرپانتينيت و پريدوتيت ساخته شده است. امروزه پوسته‌ي اقيانوسي را تركيبي از سنگ‌هاي بازالتي، سرپانتينيت و گاه دونيت و لرزوليت مي‌دانند. اگرچه سن پريدوتيت‌هاي قديمي جزيره‌ي سن‌پل در اقيانوس اطلس را 4500 ميليون سال تعيين كرده‌اند، ولي در حال حاضر عقيده بر اين است كه سن پوسته‌ي اقيانوسي بيش از 200 ميليون سال نيست. جنبش‌هاي قاره‌اي يا رانه قاره‌اي كه به ويژه از اوايل دوران مزوزوئيك از خشكي واحد پانگه‌آ شروع شده است، در تشكيل و گسترش اين پوسته سهم بسزايي داشته‌اند؛ چون همان‌گونه كه مي‌دانيم براساس فرضيه‌ي گسترش و انبساط كف اقيانوس‌ها، پوسته‌ي زمين از تعدادي صفحه‌ي متحرك تشكيل شده است و روي لايه‌ي آستنوسفر حركت مي‌كنند. بررسي‌هاي زمين ساخت صفحه‌اي ميزان و جهت حركت اين صفحه‌ها در هر دوره و زمان زمين‌شناسي به طور دقيق محاسبه شده است. با دور شدن اين صفحه‌ها از هم در اثر نيروهاي كششي ماگماي بازالتي حاصل از ذوب بخش بالايي گوشته به سطح زمين راه پيدا مي‌كنند و با افزايش مواد در كف اقيانوس‌ها (به عنوان مثال اقيانوس اطلس) برآمدگي‌هاي مياني به وجود مي‌آيد و بدين ترتيب پوسته‌ي اقيانوسي گسترش مي‌يابد. در محل‌هايي كه صفحه‌هاي به هم نزديك برخورد مي‌كنند، پوسته‌ي اقيانوسي در امتداد سطح بنيوف در اثر حركات فشاري به زير پوسته‌ي قاره‌اي فرورانش پيدا مي‌كند.

بررسي‌هاي ژئوفيزيك نشان مي‌دهد كه كف درياي عمان پوسته‌ي اقيانوسي است كه همه ساله حدود 5 سانتي‌متر به زير صفحه‌ي شرق ايران (مكران) فرورانش دارد و كف درياي خزر كه جزء پوسته‌ي اقيانوسي قديمي است نتيجه‌ي فرورانش در بخش شمال ايران است.

اين بررسي‌ها نشانگر آن است كه ناهنجاري‌هاي ثقلي در نواحي مختلف متفاوت است، به عنوان مثال در طول خليج‌فارس در امتداد روراندگي زاگرس كاهش پيدا مي‌كند كه نشانه‌ي افزايش ضخامت پوسته از طرف خليج‌فارس به طرف زاگرس مرتفع است. در منطقه‌ي زاگرس چين خورده ضخامت پوسته افزايش مي‌يابد و در گودال جزموريان و كوير لوت مركزي كاسته مي‌شود.

 

در شرق ايران، در نواحي رشته‌كوه‌هاي با روند تقريبي شمالي- جنوبي كه به موازات امتداد گسل هريرود (مرز ايران با پاكستان و افغانستان) است، ضخامت پوسته‌ي قاره‌اي افزايش مي‌يابد.

 

با اين‌كه رشته‌كوه‌هاي البرز در طول حاشيه‌ي شمالي ايران از ارتفاع نسبتاً زيادي برخوردار است، ولي نتايج ثقل سنجي از كاسته شدن ضخامت پوسته حكايت مي‌كند.

به طور كلي مي‌توان نتيجه گرفت كه ضخامت پوسته در ايران در ناحيه‌ي رورانده زاگرس (زاگرس مرتفع) بيش از نواحي ديگر ايران است و بين 50 تا 55 كيلومتر تغيير مي‌كند، در كوه‌هاي شرق ايران بين 40 تا 48 كيلومتر و در نواحي لوت مركزي و كوير نمك 40 كيلومتر گزارش شده است. سواحل درياي خزر داراي پوسته‌اي با ضخامت كمتر از 35 كيلومتر و كم ضخامت‌ترين بخش ايران در نواحي درياي عمان كمتر از 25 كيلومتر است (دهقاني و همكار 1983).

 

شكل زير تكامل پوسته ايران را در مقياس وسيع نشان مي‌دهد.

توضيحي درباره‌ي ديرينه‌ي مغناطيس ايران

زمين مانند آهن‌ربايي است كه دو قطب مغناطيسي شمال و جنوب دارد. محل قطب شمال مغناطيسي جزيره‌اي در شمال كاناداست كه با محور چرخش زمين (قطب شمال جغرافيايي) حدود 1600 كيلومتر فاصله دارد.

پارينه مغناطيس يا مغناطيس فسيل موجود خواص مغناطيسي كليه‌ي سنگ‌هاي دوره‌هاي زمين‌شناسي را مطالعه مي‌كند. بررسي‌هاي پارينه مغناطيس نشانگر آن است كه محل قطب‌هاي مغناطيسي زمين در گذشته با امروز متفاوت بوده است يكي از دلايل حركت و جابجايي قاره‌ها در طول تاريخ زمين‌شناسي است به شمار مي‌آيد. به طور اختصار خاصيت پارينه مغناطيس زمين در شرايط زير تشكيل مي‌شود.

با توجه به اكسيدهاي آهن چون مگنتيت و ايملنيت موجود گدازه‌هاي آتشفشاني به هنگام سرد شدن گدازه‌ي اين اكسيدها در جهت مغناطيس زمين، خاصيت آهن‌ربايي پيدا مي‌كند و در آن وضعيت باقي مي‌مانند كه تحت عنوان مغناطيس ماندگار در تعيين جهت تغييرات ميدان مغناطيس زمين كمك شاياني مي‌كند.

تغييرات ميدان مغناطيسي بعدي زمين روي آن اثر نمي‌كند. بنابراين، تعيين سن سنگ و تعيين جهت (مغناطيس ماندگار) مي‌توان وضعيت قطب مغناطيسي زمان تشكيل سنگ را مشخص كرد و به كمك آن به موقعيت و وضعيت قاره‌ها و خشكي‌هاي قديمي پي‌برد.

به طور كلي مشاهدات زمين‌شناسي ايران حاكي از اتصال و الحاق ايران به خشكي گندوانا در طول دوره‌ي پركامبرين پسين تا دوره‌ي پرمين بوده است و اين مسئله با نتايج بررسي‌هاي پارينه مغناطيس تأييد مي‌شود. براساس مطالعات بكر و همكارانش در سال 1973 روي سنگ‌ها و كانسارهاي آهن ايران مركزي در نواحي بافق از نظر پارينه مغناطيس انجام داده و مكتيني روي سنگ‌هاي پالئوزوئيك زيرين كوه گهكم و سورمه كمربند زاگرس از ماسه سنگ‌هاي ارغواني رشته نمكي «كامبرين» پاكستان، ونسينك و همكارانش در سال 1972 روي سنگ‌هاي دونين بالايي كربونيفر زيرين سازند جيرود البرز مركزي و بالاخره سوفل و همكارانش در سال 1975 درباره‌ي سنگ‌هاي پركامبرين، اردوويسين و پرمين ايران مركزي انجام داده‌اند، مشخص كرده‌اند كه قطب‌هاي زمين مغناطيس با قطب‌هاي مغناطيسي آفريقا- عربستان شباهت دارد. اين مشخصه و شباهت رسوب‌گذاري پالئوزوئيك بيانگر آن است كه در طي دوره‌ي كامبرين پسين و پالئوزوئيك ايران مركزي، البرز، زاگرس و در شرق پاكستان و رشته‌ي نمكي و جنوب شرق تركيه جزء خشكي گندوانا بوده‌اند.

كوه‌زايي در ايران

اولين بار واژه‌ي كوه‌زايي، توسط زمين‌شناس امريكايي ج-ك- گيلبرت در سال 1890 ميلادي براي توصيف فرايند كوه‌سازي پيشنهاد شد. رشته‌كوه‌هايي كه مورد توجه گيلبرت بود، كوه‌هاي معروفي چون راكي و آلپ بودند كه اغلب با واژه كمربند كوه‌هاي چين‌خورده معرفي مي‌شوند، چرا كه آن‌ها از سنگ‌هاي چين‌خورده‌اي تشكيل شده‌اند كه از فشردگي شديد پوسته به وجود آمده‌اند، يك سري از كوه‌ها وجود دارند كه در آن زمان كسي از آن‌ها اطلاعي نداشت، چرا كه آن‌ها ظاهراً در معرض ديد قرار ندارند، مانند رشته‌هاي ميان اقيانوسي كه به صورت شبكه‌اي به طول 60000 كيلومتر در سرتاسر كف اقيانوس‌ها گسترش دارند. اگرچه آن‌ها همانند اغلب كوه‌هاي كمربندهاي چين‌خورده‌ي دنيا هستند اما واژه‌ي كوه‌زايي بدان‌ها اطلاق نمي‌شود چون فرايندهاي به وجود آورنده‌ي آن‌ها با فرايندهاي تشكيل دهنده‌ي ساير رشته‌كوه‌ها چون راكي و آلپ كاملاً متفاوت است.

كشف تدريجي قلمرو رشته‌كوه‌هاي كف اقيانوسي در شناخت فرايندهاي مؤثر در كوه‌زايي نقش بسيار مهمي ايفا كرده است. با ادامه‌ي تجسس در كف اقيانوس‌ها، براي اولين بار تصويري كلي از ارتفاعات سطح زمين فراهم شد. امروزه ما مي‌دانيم كه علاوه بر دو نوع كوه‌زايي ذكر شده چندين نوع ساختار خطي (نواري)، نسبتاً باريك ديگر در كف اقيانوس‌ها تا قاره‌هاي برپا وجود دارد.

به طور كلي شش نوع ساختار وجود دارد كه از اهميت ويژه‌اي برخوردارند: رشته‌هاي ميان اقيانوسي، دره‌هاي كافتي، شيب قاره، كه در مرز بين قاره و اقيانوس قرار دارد، شيارهاي اقيانوسي، جزاير كماني و كمربندهاي چين‌خورده يا رشته‌كوه‌ها همه‌ي اين ساختارها از جابه‌جايي صفحه‌هاي پوسته‌ي زمين با سرعت چند سانتي‌متر در سال منشأ مي‌گيرند. حضور اين ساختارها نشان مي‌دهد كه بخش‌هاي ژرفاي كره‌ي زمين به گونه‌اي حركت مي‌كنند كه مي‌توانند سنگ كره‌ي بيروني را شكسته و به شكل قطعاتي حمل كنند.

رشته‌كوه‌هاي چين‌خورده، جزاير كماني و شيارهاي اقيانوسي در محل‌هايي پديد مي‌آيند كه صفحه‌ها به هم نزديك مي‌شوند. برعكس، رشته‌هاي ميان اقيانوسي و دره‌هاي كافتي نشانگر دور شدن صفحه‌اي پوسته از يكديگر هستند. شيب‌هاي قاره‌اي پيرامون اقيانوس‌هاي جوان (اطلس، هند، منجمد شمالي و اقيانوس‌هاي جنوبي) در اثر شكستگي قاره‌هاي بزرگ و پيشين و جدا شدن قطعات شكسته از يكديگر در مزوزوئيك ترشيري پديد آمده‌اند، مانند آفريقا و امريكاي جنوبي، از اين‌رو آن‌ها عوارض كششي هستند.

طول عمر ساختارها در پوسته‌هاي قاره‌اي و اقيانوسي متفاوت است. پوسته‌ي قاره‌اي شامل سنگ‌ها و ساختارهايي با قدمت 3500 ميليون سال است. حال آن‌كه پوسته‌ي اقيانوسي سريع ساخته و محو مي‌شود و سن سنگ‌هاي آن بيش از 150 ميليون سال نيست. به دليل عمر طولاني پوسته‌ي قاره‌اي و به دليل ماهيت مشخص ساختارهايي كه از فشردگي كمربندي پوسته‌ي قاره‌اي پديد مي‌آيند، نمونه‌هاي زيادي در رشته‌كوه‌هاي غيرفعال ( بي‌جنبش) شناخته شده است كه تاريخ بعضي از آن‌ها به پركامبرين بر مي‌گردد.

رشته‌كوه‌هاي فعال

كوه‌هاي فعال يعني آن‌هايي كه در حال حاضر نيز جنبش‌هايي دارند (مثلاً وقوع زمين‌لرزه‌ها در آن‌ها) و اغلب در كمربندهاي آلپ و در اقيانوس كبير جاي گرفته‌اند. موقعيت و ساختار اين كوه‌ها نشان مي‌دهد كه كوه‌زايي در محل‌هايي رخ مي‌دهد كه يك صفحه از پوسته‌ي قاره‌اي با يك صفحه پوسته‌اي ديگر برخورد مي‌كند. براي مثال هيماليا نتيجه‌ي برخورد صفحه‌هاي قاره‌اي است، اما در حال حاضر اغلب رشته‌كوه‌هاي فعال روي صفحه‌هاي قاره‌اي قرار دارند كه محل برخورد پوسته‌ي اقيانوسي با آن‌هاست.

لرزه‌شناس معروف، بنيوف ثابت كرد كه كانون زمين‌لرزه‌هايي كه در يك ناحيه‌ي فعال لرزه‌اي در نزديكي لبه‌ي اقيانوس رخ مي‌دهند در منطقه‌اي قرار گرفته‌اند كه تا ژرفاي چند صد كيلومتر به زير قاره‌ي مجاور كشيده شده است. چنين وضعي پيرامون بخش اعظم اقيانوس كبير توسعه دارد، جايي كه منطقه‌ي لرزه‌اي مشخص هم‌گرايي صفحه‌هاي پوسته‌ي اقيانوس كبير با صفحه‌هاي امريكا، آسيا و استراليا تا فاصله زيادي به زير قاره‌ها كشيده شده است.

مي‌دانيم كه در مقياس جهاني، سرعتي كه يك پوسته ساخته و يا محو مي‌شود كاملاً با يكديگر مساوي است، اما اين مسئله براي يك صفحه‌ي واحد صحت ندارد. جايي كه دو صفحه به همديگر مي‌رسند و يكي پوسته‌ي اقيانوسي و ديگري پوسته‌ي قاره‌اي باشد، با فرورانش پوسته‌ي اقيانوسي به زير سنگ‌هاي قاره‌اي و ذوب نهايي آن در گوشه، بخش زيادي از پوسته‌ي اقيانوسي از بين مي‌رود. با زايش پوسته‌ي جديد در امتداد رشته‌ي ميان اقيانوسي، صفحه‌ها از دو طرف گسترش مي‌يابند، چرا كه هرجا پوسته‌ي اقيانوس در امتداد رشته‌ي ميان اقيانوسي زاييده مي‌شود، پوسته‌ي جديدي بر آن افزوده خواهد شد، اما از بين رفتن پوسته‌ي قاره‌اي در قسمت پيشاني كم يا هيچ است. اين رشد در جايي ديگر با كاهش صفحه‌ي ديگر جبران مي‌شود. كاهش‌ها جايي پديد مي‌آيد كه پوسته‌ي اقيانوسي در پيشاني يك صفحه با سرعتي بيش از زايش پوسته در رشته‌ي ميان اقيانوسي ذوب مي‌شود.

دليل اين رخداد كه از اختلاف چگالي بين پوسته‌ي قاره‌اي و اقيانوسي ناشي مي‌شود، اين است كه محل صفحه‌هايي به هم نزديك مي‌شوند، دائماً نسبت به مناطقي كه در آن‌جا پوسته ساخته مي‌شود، تغيير مي‌كنند. به بياني ديگر، قاره‌ها با جابه‌جايي در نزديكي پيشاني، مناطق فشاري به وجود مي‌آورند كه در امتداد آن‌ها رشته‌كوه‌ها پديد مي‌آيند. بدين ترتيب كمربندهاي كوه‌زايي دائماً در حركت‌اند و نسبت به كافت‌ها تغيير محل مي‌دهند.

با وجود اين‌كه جزئيات اين‌گونه جابه‌جايي كمربندهاي فعال هنوز به خوبي روشن نشده است، ولي به آساني مي‌توان دريافت كه پيش از تقسيم شدن قاره‌ي گندوانا و اورازيا در دوران مزوزوئيك وسعت اقيانوس كبير همراه با شاخه‌اي از آن اقيانوس مانند درياي تتيس كه بين جنوب آسيا و گندوانا گسترش داشته، بزرگ‌تر از اقيانوس كبير امروزي بوده است. كمربندهاي آلپ و پيرامون اقيانوس كبير در طول بخش‌هاي حاشيه‌اي اقيانوس كبير و تتيس كه در حال كوچك شدن بودند جابه‌جا شده‌اند. بنابراين، هنگامي كه ما جابه‌جايي‌هاي افقي را در جريان كوه‌زايي در نظر مي‌گيريم و صفحه‌هاي پوسته‌ي زمين واقع در كمربندهاي فعال به سوي هم مي‌گرايند، ممكن است با ادامه جابه‌جايي مكان كمربند فعال تغيير يابد.

ساختار زمين‌شناسي يك رشته‌كوه ممكن است از چند جهت با پهنه‌هاي اطراف خود اختلاف داشته باشد. با مطالعه‌ي چنين نمودهاي مشخصي، مي‌توان به سرگذشت زمين‌شناسي يك ناحيه‌ي كوه‌زايي و به مراحلي پي برد كه طي آن يك رشته‌كوه پديد مي‌آيد. آگاهي‌هاي به دست آمده از بررسي ساختار دروني رشته‌كوه‌هاي جوان نيز مي‌تواند هنگام بررسي كمربندهاي كوه‌زايي قديمي مورد استفاده قرار گيرد، چون فرسايش بسياري از ارتفاعات آن‌ها را از بين برده است.

به طور كلي مي‌توان درباره‌ي ساختار كوه‌ها قانوني عمومي وضع كرد. يك كمربند كوه‌زايي مي‌تواند توسط مشخصه‌هاي زير تشخيص داده شود.

رسوب‌گذاري در كمربندهاي كوه‌زايي

به طور كلي برخي از كمربندهاي كوه‌زايي از يك سيستم حوضه‌ي رسوب‌گذاري ديرينه تشكيل شده‌اند. رسوبات اوليه‌ي اين حوضه‌ها نسبت به مناطق مجاورشان بسيار ضخيم‌تر است. بسياري از رشته‌كوه‌هاي پركامبرين پسين و پالئوزوئيك زيرين چنين رابطه‌اي را نسبت به ساير رسوبات پسين نشان مي‌دهند. رسوبات پركامبرين با ضخامت 10 تا 15 كيلومتر در چندين حوضه‌ي رسوب‌گذاري نظير اسپتيزبرگن، شرق گرينلند و اسكاتلند، شناخته شده است. اين دو منطقه در ناحيه‌اي ظاهر شده‌اند كه رشته‌كوه‌هاي چين‌خورده‌ي كالدونين چند صد ميليون سال بعد در همان‌جا شكل گرفته است. از طرف ديگر، در حال حاضر مي‌توان مثال‌هاي زيادي يافت كه چنين وضعي نداشته‌اند.

دليل منطقي‌تر رابطه‌ي بين رسوب‌گذاري و كوه‌زايي را مي‌توان با بررسي رسوباتي كه تشكيل شده‌اند نتيجه گرفت. زماني كه دگرشكلي در پوسته‌ي جديد شروع شود، يا كوه‌زايي پايان يابد، رشته‌كوه، شكل تازه‌اي به خود مي‌گيرد و سريع دستخوش فرسايش قرار مي‌گيرد. براي اولين بار در نيمه‌ي دوم قرن نوزدهم، توسط زمين‌شناسان سوئيسي رسوب‌گذاري همزمان با كوه‌زايي و رسوب‌گذاري بعد از كوه‌زايي شناسايي و مورد مطالعه قرار گرفت. در نتيجه دو واژه‌ي سوئيسي در اين خصوص به فرهنگ زمين‌شناسي افزوده شد. اولين واژه فليش بود كه براي معرفي سنگ‌هاي تخريبي ماسه‌اي و رسي كرتاسه‌ي زيرين تا اليگوسن كه توالي ضخيمي را در حوضه‌هاي شمال رشته‌كوه‌هاي آلپ، تشكيل داده‌اند به كار گرفته شد. واژه‌ي دوم، مولاس بود كه به مارن‌ها و ماسه‌سنگ‌هاي رسي قاره‌اي گفته شد كه در حوضه‌هاي طويل يا ناوه‌هاي شمال آلپ، در اليگوسن بالايي و ميوسن چين نهشته شده بودند. رخساره‌هاي فليش در هنگام رويداد چين‌خوردگي و روراندگي ايجاد مي‌شود. حال آن‌كه رسوبات مولاس، اساساً پس از پايان تمام جنبش‌هاي كوه‌زايي نهشته مي‌شود. مقدار زيادي گريواك، كه نوعي ماسه‌سنگ ناخالص داراي ذرات و ماتريكس با اندازه‌هاي مختلف است، در پهنه‌هاي كوه‌زايي پس از آغاز كوه‌زايي تشكيل مي‌شوند. اين سنگ‌ها توسط جريان‌هاي آشفته در شيارهاي طويل، در كف حوضه‌ها نهشته شده‌اند. جهت اين جريان‌ها را مي‌توان با مطالعه‌ي ساختارهاي رسوبي آن‌ها، مشخص كرد و بدين ترتيب به جغرافياي ديرينه زمان رسوب‌گذاري آن‌ها دست يافت. زمين‌شناسان با اين شيوه توانسته‌اند ارتباط بسياري از گريواك‌هاي پالئوزوئيك زيرين جنوب اسكاتلند را با رشته‌ها و حوضه‌هاي پديد آمده در آغاز پيدايش رشته‌كوه‌هاي كالدونين در آن بخش‌ها برقرار كنند. ماسه‌سنگ‌ قرمز قديمي شمال غرب اروپا و قطب جنوب كه به دوره‌ي دونين تعلق دارند، يك سازند بعد از كوه‌زايي است كه روي سنگ‌هاي چين‌خورده‌ي كالدونين قرار دارند. اين سازند شامل ماسه‌سنگ و كنگلومراي قاره‌اي با ميان لايه‌هايي از آندزيت است. چنين رسوبي پس از كوه‌زايي و بعد از چين‌خوردگي و دگرگوني در كمربند كوه‌زايي انباشته شده و نتيجه‌ي فرسايش سريع رشته كوه‌هاي تازه برخاسته است. از آن‌جا كه بسياري از حوضه‌هاي رسوبي داراي مرزهاي گسلي هستند، به هنگام رسوب‌گذاري ماسه‌سنگ قرمز قديمي، فرونشيني‌هايي صورت گرفته است.

دگرشكلي و چين‌خوردگي در جريان كوه‌زايي

شايد بارزترين نشانه‌ي رشته‌كوه‌هاي امروزي دگرشكلي طبقات آن باشد. تمامي رشته‌كوه‌ها داراي طبقات چين‌خورده يا رورانده و يا هر دوي آن‌ها هستند. روراندگي‌ها سطوح كم‌شيبي هستند كه در طول آن‌ها طبقات روي طبقاتي قرار مي‌گيرند كه از آن‌ها، بسيار دور قرار دارند. پس بدين ترتيب، روراندگي باعث كوتاه شدن پوسته مي‌شود، بسياري از روراندگي‌ها بلوك‌هاي بسيار عميق را بالا آورده‌اند. نمونه‌هاي زيادي وجود دارد كه در آن‌ها پي‌سنگ متبلور زيرين در اثر روراندگي روي رسوبات بسيار جديدتر نشسته است.

واژه‌ي فرانسوي نپ معرف يك توده‌ي رورانده يا يك قطعه‌ي چين‌خورده و رانده شده است كه چين‌خوردگي آن از نوع خوابيده و يال‌هاي آن تقريباً موازي‌اند. نپ‌ها اولين بار در كوه‌هاي آلپ اروپا شناسايي شده‌اند، ولي بعدها در بسياري جاهاي ديگر نيز مشاهده شدند. سنگ‌ها به قدري دگرشكل مي‌شوند كه ممكن است يك قطعه مكعبي از سنگ پس از دگرشكلي به توده‌اي تبديل شود كه قطر بزرگ آن سه برابر طويل‌تر از قطر كوچك آن شود. به همين ترتيب قلوه‌سنگ‌هاي كروي، شكل استوانه‌اي يا ميله‌اي به خود مي‌گيرند. در قسمت عميق‌تر رشته‌كوه‌ها يك حالت سيلاني اهميت پيدا مي‌كند و نمونه‌هاي بسياري از قلوه‌سنگ‌ها و فسيل‌ها وجود دارند كه شديداً دگرشكل شده‌اند و دگرريختي جرياني نشان مي‌دهند. احتمالاً در اثر اين نوع جريان ضخامت كلي پوسته در زير يك رشته‌كوه ممكن است افزايش يابد و حتي به طور محلي به 70 كيلومتر برسد.

سنگ‌هاي دگرشكل، در اغلب كوه‌ها به صورت بخشي از پوسته‌ي قاره‌اي به حساب مي‌آيند، چرا كه آن‌ها يا سنگ‌هاي بلورين هستند يا نسبت‌هاي بزرگي از گرانيت‌هايي كه در كف اقيانوس‌ها يافت نمي‌شوند، يا اين‌كه سنگ‌هاي رسوبي و آتشفشاني هستند كه روي پي‌سنگي از سنگ‌هاي متبلور قاره‌اي نهشته شده‌اند. چنين پي‌سنگي را مي‌توان در وضعيت اوليه‌ي خودش در بيشتر بخش‌هاي شمال آلپ مشاهده كرد. سيماي كلي اين پهنه در پوسته‌اي بلورين تشكيل شده و با يك پوشش نسبتاً نازك رسوبي يا آتشفشاني در جريان هم‌گرايي قاره‌هاي آفريقا و اروپا يك سري از چين‌خوردگي‌ها و نپ‌ها را تشكيل داده‌اند. اين‌كه آيا قبلاً پوسته‌ي اقيانوسي بين اين دو قاره كه به سوي هم حركت مي‌كردند وجود داشته و آيا اثري از آن در رشته‌كوه‌هاي آلپ يافت مي‌شود يا نه، قضاوت درباره‌ي آن مشكل است، چرا كه پوسته‌هاي اقيانوسي در محل برخورد صفحه‌ها فرورانش مي‌كنند و اگر هم پوسته‌ي اقيانوسي در آلپ وجود داشت به احتمال زياد با روشي كه گفته شد از بين رفته است. اگرچه، آلپ غالباً از پوسته‌ي اقيانوسي تشكيل يافته كه همراه سنگ‌هاي آذرين از گذشته بدان افزوده شده است، ولي به طور قطع نمي‌توان گفت كه توده‌هاي قاره‌اي در كوه‌زايي شركت داشته‌اند.