نشانه هاي آسماني بر زمين

در برخورد جسمي با سرعت زياد به زمين، در سنگ ها تغييرات گسترده اي پديد مي آيد، با شناخت اين تغييرات مي توانيم آثار برخورد و گودال هاي برخوردي را شناسايي كنيم
هنگام برخورد جسم با زمين در نقطه ي برخورد تبخير و ذوب رخ مي دهد و در نقاط دورتر شكستگي ايجاد مي شود. معمولاً برخورد كننده حين برخورد از بين مي رود پس لزوماً نبايد به دنبال قطعات آن باشيم. از نشانه هاي برخوردي بودن عارضه مي توان به دايره اي بودن منطقه، الگوي دايره اي دگرشكلي ها، خردشدگي، بُرشي شدن هاي وسيع و حضور سنگ هاي آذرين اشاره كرد. بايد توجه داشت كه عوارض مشابه مي توانند در مناطق آتشفشاني، گنبدهاي نمكي، ساختارهاي تكتونيكي و بعضي از توده هاي نفوذي نيز ديده مي شوند. بهترين نمونه گروهي از ساختارهايي هستند كه با دگرگوني ضربه اي و به علت امواج ضربه اي ايجاد مي شوند. در نقطه ي برخورد كه فشار حتي از 100 گيگا پاسكال و دما از دو هزار درجه ي سانتي گراد نيز تجاوز مي كند، ذوب و تبخير اتفاق مي افتد. با افزايش فاصله از نقطه ي برخورد، فشار كاهش مي يابد و در هر منطقه آثار خاصي در سنگ هاي ميزبان ديده مي شود. در فشارهاي كمتر از 60 گيگا پاسكال ذوب كلي سنگ ها اتفاق مي افتد. در فشار 40 تا 60 گيگاپاسكال ذوب انتخابي كاني ها، در 45-30 گيگاپاسكال فازهاي شيشه اي، در فشار 30-12 گيگاپاسكال ظهور كاني هاي فشار بالا، در 25-10 گيگاپاسكال شكل هاي دگرساني صفحه اي در كوارتز، شكستگي چندگانه در كوارتز در 10-5 گيگاپاسكال و مخروط هاي خردشده و خردشدگي هاي سنگي در 5-2 گيگاپاسكال.
ساختارهاي دگرشكلي كه در برخورد ايجاد شده اند، به دو شكل اصلي ديده مي شوند:
* ساختارهايي كه در فشارهاي بالا، بيشتر از 10 گيگاپاسكال ايجاد شده اند كه مختص برخوردها هستند.
* ساختارهاي كه در فشارهاي كم، كمتر از 10 گيگاپاسكال ايجاد شده اند و طي فرآيندهاي زميني هم ايجاد مي شوند.
چون مدت ايجاد اين دگرشكل بسيار كوتاه است، نمي توانيم تعادلي را كه در سنگ هاي آذرين و دگرگون معمولي مي بينيم در اين مجموعه ها ببينيم. در گذشته اين نوع دگرشكلي فقط در عوارض برخوردي ديده مي شد، به همين علت به آن دگرگوني برخوردي مي گفتند. بعدها اين آثار در محل انفجار بمب ها در طبيعت نيز ديده شدند. به همين علت است كه گروهي به اين نوع دگرگوني «دگرگوني ضربه اي» نيز مي گويند. به طور كلي مهم ترين ساختارهايي كه در اين دگرگوني ايجاد مي شوند و در شناسايي گودال هاي برخوردي مهم اند در فشارهاي بيشتر از 10 گيگاپاسكال تشكيل مي شوند كه شامل شكستگي هاي صفحه اي در كوارتز، شيشه هاي دياپلتيك مانند مَسكلينيت، فازهاي فشار بالاي كاني ها و اثرات ذوب در فشارهاي بسيار بالا مي شوند. برخي از آثار نيز در فشارهاي پايين تر ايجاد مي شوند. مانند: مخروط هاي خرد شده و ريز ساختارهاي صفحه اي خاصي در كوارتز. گرچه در فشارهاي كمتر از پنج گيگاپاسكال نيز ساختارهايي شكل مي گيرند كه فقط مختص گودال هاي برخوردي نيستند و در ديگر عوارض زميني هم ديده مي شوند مانند الگوهاي دايره اي دگرشكلي، گسل خوردگي، برش ها هم چنين ريزساخت هاي صفحه اي گوناگون در دانه هاي كاني. در گذشته از چند شاهد مناسب براي تأييد برخوردي بودن چند گودال در زمين استفاده شده است:
* آثار به جا مانده از جسم برخورد كننده كه ممكن است به شكل تكه هاي شهاب سنگ يا آثار شيميايي خاص در سنگ ها ايجاد شده در برخورد ديده شود.
* ساختارهاي اصلي دگرشكلي ضربه اي كه به خصوص در فشارهاي كمتر از 10 گيگاپاسكال ايجاد شده اند. در اين جا ما به چند مورد از آثار جسم برخورد كننده اشاره مي كنيم.
* قطعات به جامانده از جرم برخورد کننده از نشانگرهاي اصلي هستند. اين تصوير نمونه اي از شهاب سنگ هاي گودال هنبوري است.

* سنگي با قطعات زاويه دار که ممکن است طي برخورد در فرايند خرد کننده ايجاد شود.

آثار جسم برخورد كننده
 

تكه هاي شهاب سنگ: مقدار بسيار زياد و غيرمعمول شهاب سنگ در يك منطقه و همراهي آن ها با گودالي مشخص نشان دهنده ي منشأ برخوردي آن گودال است. اين نشانگر با اين كه گواه خيلي محكمي است ولي معمولاً به خاطر فشار بسيار بالاي برخورد جسم از بين مي رود. اگر هم قطعاتي از سنگ باقي مانده باشد فقط در گودال هاي برخوردي جوان مي توانيم از اين نشانگر استفاده كنيم چون در مدت نسبتاً اندكي اين سنگ ها هوازده مي شوند و از بين مي روند. بنابراين فقط در شمار اندكي از گودال هاي برخوردي كوچك جوان و در مناطق خشك اين نشانگر ديده مي شود و قطعات اكسيد شده ي شهاب سنگ ها وجود دارند. در گودال هايي مانند ولف كريك و هنبوري در استراليا، وبار در عربستان، كميل در مصر و بارينجر در آريزونا. به طور كلي استفاده از اين نشانگر فقط در گودال هاي جوان تر از نيم ميليون سال كاربردي است و براي گودال هاي قديمي كاربردي ندارد.
آثار شيميايي و ايزوتوپي برخورد كننده: در برخورد و هنگام ذوب برخوردكننده، مقدار اندكي از مواد با سنگ هاي ميزبان مخلوط مي شوند و با آناليز دقيق سنگ هاي ميزبان و مقايسه ي آن ها با سنگ هاي پيرامون كه طي برخورد تغييري نكرده اند، آثار برخورد كننده را تشخيص مي دهيم. معمولاً در بررسي نتايج تجزيه ي شيميايي به مقداري از عناصر سيدرويل مانند Ni,co,cr و Au و هم چنين عناصر گروه پلاتين (os,pt,ir, Ru, Rh, pd) توجه مي شود. علاوه بر غلظت عناصر مي توانيم از نسبت هاي ايزوتوپي os و cr نيز استفاده كنيم چون اين نسبت ها در شهاب سنگ ها با نسبت هاي موجود در سنگ هاي زميني فرق مي كند. بررسي نسبت هاي عناصر سيدروفيل در شناخت نوع جسم برخورد كننده به كار مي آيد. البته در آكندريت ها كه مقدار سيدروفيل پايين است و فقط مي توان از ايزوتوپ هاي Cr استفاده كرد.

مخروط هاي خرد شده
 

اين رديف ها، اشكال مخروطي اند كه در فشارهاي پايين تا متوسط تشكيل مي شوند. اين مخروط ها از گذشته به علت اندازه ي بزرگ شان جزء مهم ترين نشانگرهاي برخوردند و تنها نشانگر اصلي در مقياس ماكروسكوپي در سنگ ها هستند. كه اندازه ي آن ها از حدود يك سانتي متر تا چندين متر تغيير است. در بررسي ها مشخص شده است كه هميشه نوك مخروط ها به سوي پيشينه ي فشار قرار گرفته است. ساختارهاي شبيه مخروط هاي خردشده در محيط هاي گوناگوني نيز تشكيل مي شوند و براي تفكيك آن ها از چند ويژگي مهم مخروط هاي خردشده استفاده مي كنيم:
* در انواع سنگ ها (كربنات، گرانيت، گابرو و ديگر سنگ هاي بلورين) ايجاد مي شوند.
* سطوح شان با مرز مشخصي از اطراف جدا مي شود.

خطوط مستقيم و مشخصي روي سطح دارند.
 

* اگر سنگ را برش دهيم در داخل سنگ هم ديده مي شوند.
هنوز اطلاع چنداني از مكانيسم تشكيل مخروط هاي خرد شده نداريم ولي تجربه نشان مي دهد كه در محدوده ي فشار بزرگي (از 30-2 گيگاپاسكال) تشكيل مي شوند. در گودال هاي برخوردي پيچيده اكثراً در منطقه ي برآمده ي مركزي و در ميان سنگ هاي پارااتوكتونوس ديده مي شود و با اين كه ممكن است در ميان سنگ هاي پركننده ي گودال نيز ديده شوند. كيفيت مخروط هاي خردشده بر اساس سنگي كه در آن ايجاد شده اند، متغير است. به طوري كه در سنگ هاي ريزدانه مانند سنگ آهك با جزئيات زيادي تشكيل مي شود. در حالي كه در ماسه سنگ ها و سنگ هاي بلورين سخت، ظاهري تشخيص ناپذير و زمخت پيدا مي كند.
فازهاي فشار بالاي كاني ها
با نفوذ امواج فشاربالاي ضربه اي علاوه بر تغييراتي كه در ساختار بلور ايجاد مي شود، امكان دارد كاني ها سنگ هاي ميزبان به فازهاي فشار بالايي تبديل شوند كه در شرايط عادي در پوسته ي پائيني و گوشه در تعادل اند. ظهور چنين كاني هايي در سنگ هاي نزديك سطح در گودال هاي دايره اي شكل، گواهي بر منشأ برخوردي گودال است. علاوه بر اين در شماري از گودال هاي برخوردي كه سنگ هاي ميزبان حاوي گرافيت بوده اند، دانه اي زيرميلي متري و ميلي متري الماس در فشار بالا ايجاد شده اند. فاز فشار بالاي sio2 (كوئزيت) نيز از نشانگرهاي اصلي است. شناسايي فازهاي فشار بالا به سادگي در زير ميكروسكوپ ممكن نيست. همچنين در كار با الماس و كوئزيت بايد احتياط كرد زيرا اين كاني ها به صورت تعادلي در سنگ هاي مناطق عميق نيز تشكيل مي شوند. كاني فشاربالاي ديگر استيشوويت است كه براي اولين بار در محيط هاي برخوردي شناسايي شد و از مهم ترين نشانگرهاي مناطق برخوردي است.

شيشه ها و مذاب هاي دما بالا
آثار برخوردي فقط مختص فشارهاي كمتر از 40 گيگاپاسكال نيستند بلكه در فشارهاي بيش از 50 گيگاپاسكال نيز كه دماهاي بالا نيز دخالت دارند، آثار خاصي شكل مي گيرند. در هر برخورد كوچك يا بزرگي، دماي بخش كوچكي از نقطه ي برخورد از 1500 درجه ي سانتي گراد تجاوز مي كند كه در نتيجه ي آن ذوب و تلاشي كاني ها اتفاق مي افتد، دماهاي بالا باعث همگن شدن سنگ و به روز سازي ساعت ايزوتوپي در اين مواد مي شود كه خود مي تواند در سن سَنجي حادثه ي برخورد ايجاد گودال برخوردي مفيد باشد. معمول ترين نشانگر چنين مواد دما بالايي لشاتلريت يا شيشه ي سيليسي است كه درون سنگ ها به شكل پراكنده و يا نوارهاي ذوب شده در گودال هاي جوان ديده مي شود. حضور لشاتلريت نشان دهنده ي دماي نزديك 1750 درجه ي سانتيگراد است كه بسيار بالاتر از دماهاي فرآيندهاي نزديك سطح است، از ديگر نشانگرهاي دما بالا تلاشي زيركن (zrsio4) به بادلييت (zro2) است كه در 1850 درجه ي سانتي گراد انجام مي گيرد و تيتانيت كه در 1450 ذوب مي شود. ذوب كاني هاي سولفيدي نيز يكي از نشانگرهاي دماهاي بالا در حين برخورد است. در استفاده از لشاتلريت بايد توجه شود كه با اپال يا چرت اشتباه نشود. براي اطمينان بيشتر مي توان از تجزيه ي شيميايي و حضور نشانگرهاي شيميايي براي تفكيك اين دو استفاده كرد. علاوه بر پديده ي برخورد، عوامل ديگري مانند برخورد صاعقه به زمين هم لشاتلريت و محصولات دماي بالاي نزديك سطح ايجاد مي كنند و ساختارهاي لوله اي شكل و باريكي به نام فولگورايت توليد مي كنند. از نشانگرهاي ديگري كه به تازگي شناخته شده و هنوز نمي توان از آن به عنوان نشانگر اصلي استفاده كرد، نوعي بافت خاص به نام كوارتز بالرين يا كريستوباليت بالرين است.
* کوارتز بالرين يا کريستو باليت از بافت هاي خاص مناطق برخوردي در دانه هاي کوارتز و کريستوباليت است.
* سوويت، شامل قطعات سنگي و شيشه هاي مواد مذاب شده است.

ريزگر شكلي هاي صفحه اي در كوارتز
 

كوارتز (sio2)، پركاربردترين كاني در شناسايي ساختارهاي برخوردي و مطالعه ي مكانيك توليد امواج ضربه اي است. علت آن فراواني، مقاومت و تمايل زياد كوارتز براي تشكيل ساختارهاي گوناگون دگرشكلي در محدوده ي وسيعي از فشار است. حضور ساختارهاي دگرشكلي صفحه اي غيرمعمول يكي از مهم ترين و اصلي ترين نشانگرهاي منطقه ي برخوردي است كه براي دهه ها مورد استفاده قرار گرفته است. اما از طرفي تفكيك اين ساختارها از ساختارهاي صفحه اي واقعي و دروغين مشكل است و بايد نشانگرهاي ديگري نيز به كمك بيابند.
ريزساختارهاي صفحه اي كه طي برخورد در كوارتز ايجاد شده اند دو گروه اصلي اند: ‌شكستگي هاي صفحه اي (pf)و ساختارهاي دگرشكلي صفحه اي (PDF).

شكستگي هاي صفحه اي
 

اين شكستگي در فشارهاي پايين به صورت دسته هاي موازي و منفصلي از شكستگي هاي صفحه اي در كوارتز ايجاد مي شوند. داخل يك دانه ي كوارتز دو تا سه دسته از صفحات موازي يكديگر كه از مرز دانه ها نيز تجاوز نمي كنند و با توجه به اندازه ي دانه هر دسته بين نيم تا پنج ميلي متر درازا دارد و با زواياي مشخصي قرار گرفته اند. محل هاي خالي بين صفحات معمولاً با كاني هاي ثانويه پر مي شوند، ضخامت اين محل هاي خالي بيش از 20 ميكرون است و مي تواند تا 50-100 ميكرون نيز برسد در حالي كه صخامت خود شكستگي ها سه تا ده ميكرون است كه خيلي بيشتر از ضخامت خود شكستگي ها سه تا ده ميكرون است كه خيلي بيشتر از ضخامت پي دي اها است. در مناطق برخوردي پي اِف ها ظاهر مي شوند در حالي كه در مناطق مجاور سالم آثاري از آن ها ديده نمي شود چون رخ در كوارتز خيلي كمياب است، شايد بتوان آن را به عنوان نشانگري اصلي شناخت.
* تصوير پي اف، پي اف ها شکستگي هاي منفصلي اند که دسته دسته در دانه هاي کاني ها ديده مي شوند.
* پي دي اف ها رديف هاي موازي، رنگي و نازکي هستند که درون دانه هاي کوارتز در مناطق برخوردي ديده مي شوند.

ساختارهاي دگرشكلي صفحه اي
 

پي دي اِف ها يكي از اصلي ترين نشانگرها هستند به صورت دسته هاي موازي، نازك، چندتايي و منحصر به فردي درون دانه هاي كوارتز در مناطق برخوردي ديده مي شوند. در گذشته به اين ساختارها، «لامينه هاي ضربه اي» و «ساختارهاي ضربه اي» نيز گفته مي شد. فاصله ي صفحات پي دي اف ها برخلاف پي اِف ها بسيار كم و در حد چند ميكرون پهناي هر صفحه نيز در حدود يك ميكرون است. بيشتر صفحات كه بخش زيادي از عرض دانه را طي كرده اند حالت مستقيم دارند، با اين كه در نمونه هاي چند منطقه خميدگي در صفحات به علت دگرگوني بعدي ايجاد شده است. بيرفرنژانس آن ها با كوارتز ميزبان تفاوت چنداني ندارد و در بزرگ نمايي بسيار بالاي ميكروسكوپ الكتروني ديده مي شود كه صفحات خود از صفحات ريز ديگر تشكيل شده اند.
بررسي ها نشان داده اند كه اين ساختارها در فشارهاي بالا و در 30-10 گيگاپاسكال ايجاد شده اند. پي دي اِف ها علاوه بر كوارتز در كاني هاي ديگر مانند فدسپار، اسكاپوليت، سيليمانيت، كورديريت، گارنت، آپاتيت و موارد مشكوك در زيركن و كاني هاي پيروكسن و آمفيبول ديده شده اند. اما به هر حال، كوارتز به دليل زير بهترين كاني براي بررسي پي دي اِف ها است:
* كوارتز در انواع فراواني از سنگ ها ديده مي شود.
* كوارتز پي دي اِف ها را در محدوده ي بزرگي از فشار (30-10 گيگاپاسكال) نشان مي دهد.
* برخي از مشخصات پي دي اِف ها مانند تعداد دسته ها و جهت گيري آن ها ميزان فشار تغيير مي كند كه در نتيجه مي توانيم از كوارتز به عنوان فشارسنج استفاده كنيم.
* با داشتن مقاومت بالا، تحت تأثير دگرگوني، فرسايش و رسوب گذاري هاي بعدي، بازهم پي دي اِف ها را در خود حفظ مي كند.
* گوارتز از لحاظ نوري ساده است و اندازه گيري هاي لازم را مي توانيم به سادگي انجام دهيم.
با كمك موارد گفته شده، مي توانيم آثار برخورد را به خوبي بشناسيم و گودال هاي برخوردي را بيابيم. بررسي و تحقيق درباره ي اين موارد مي تواند تبديل به پروژه ي نجومي جذابي شود كه براي علاقه مندان به هر دو شاخه ي علمي نجوم و زمين شناسي بسيار جذاب خواهد بود.

منبع:نشريه نجوم، شماره 215
/ع