X
تبلیغات
رایتل
چهارشنبه 8 آبان 1387 ساعت 13:37

مقدمه

اثر کوهزایی اواخر کرتاسه (لارامید)، برجستگیهایی در البرز شمالی به وجود آمده و در نتیجه ردیفهای ترشیری البرز در دو حوضة رسوبی مستقل و جدای از یکدیگر انباشته شدهاند. بیشتر البرز شمالی در ترشیری از آب بیرون بوده و فاقد رسوب است، ولی در نئوژن، حاشیة جنوبی دریای خزر و دشت گرگان به عنوان بخشی از حوضة رسوبی پاراتتیس (پُنتوکاسپین)،‌که حوضهای مستقل و جدای از البرز بوده، محل نهشت رسوبات تبخیری ماسهای، سیلتی رُسی بوده است. در البرز جنوبی، توالی ستبری از رسوبهای دریایی پالئوژن و نهشتههای قارهای نئوژن دیده میشود. در اینجا سنگهای پالئوسن بیشتر از نهشتههای کنگلومرایی و ماسهسنگی است که گاه همراهانی از گدازههای آتشفشانی دارد و به تدریج به سنگآهکهای نومولیتدار دریایی کم عمق ائوسن زیرین میرسد. در ائوسن میانی، حجم درخور توجهی (حدود 3000 متر) از توف و توفیتهای سبز، در حوضة در حال فرونشینی البرز جنوبی نهشته شده که سرانجام به رسوبهای کم عمق و تبخیری ائوسن بالایی میرسد. در مرز ائوسن – الیگوسن، رخداد زمینساختی پیرنئن موجب خروج گستردة البرز جنوبی شده و به همینرو، توالیهای الیگوسن در البرز جنوبی وجود ندارد. ولی در حوضههای میان کوهی این بلندیها، توالیهایی از رسوبات قارهای اکسیدی وجود دارد که ویژگیهای سنگی آنها، مشابه ردیفهای نئوژن (سازند سُرخ بالایی) ایران مرکزی است.

پالئوسن در البرز

در دامنة شمالی البرز توالیهای پالئوسن گسترش بسیار محدود دارد و به ظاهر رویدادهای زمینساختی لارامید سبب شده تا گسترههای وسیعی از این نواحی از آب خارج باشد. در بیشتر نقاط البرز جنوبی، رخسارة پالئوسن، قارهای (سازند کنگلومرایی فجن) است که در کمتر مکانی آثار فسیل از آن گزارش شده است. سازند فجن، گاه در قاعدة رسوبات ائوسن زیرین، گاه در بخش بالایی ائوسن زیرین و یا در رسوبات ائوسن میانی (لوتسین) قرار میگیرد (حاجیان، 1375) و دارای ضخامتهای متفاوت از چند متر تا بیش از 2000 متر است و لذا، انتساب آن به پالئوسن نیاز به بازنگری دارد. اگرچه سازند کنگلومرایی فجن نشانگر ردیفهای پالئوسن در البرز است، ولی اشتایگر (1966) در ناحیة فیروزکوه لایههای آهکی حاوی اوستراکودها، Textularia sp.، Cularia sp.، Amblyochara begudina را به پالئوسن نسبت داده است. و یا، در ناحیة اهر، سنگهای پالئوسن به طور عمده گدازه، برش و توف (سازند محمدآباد) است که در بخش زیرین آن ردیفی از مارن، کنگلومرا، سنگآهکهای ماسهای، مولاسهای سُرخ حاوی دوکفهای دیده میشود. آهکهای ماسهای این توالی رسوبی، حاوی روزنهداران، جلبک، مرجــان و خارپوست به سن پالئوسن است. در این ناحیه، دگرشیبی وابسته به فاز لارامید دیده نمیشود، ولی مرز کرتاسه - پالئوسن ناپیوسته است.

سازند کنگلومرایی فجن (فاجان) : سازند کنگلومرایی فجن نشانگر چرخههای فرسایشی پس از رویداد کوهزایی لارامید است که به طور عموم ردیفهای کهنتر را با دگرشیبی زاویهای می‏‎‎پوشاند. برش الگوی این سازند را دلنباخ (1964) در 100 کیلومتری خاور تهران و نزدیک روستای فاجان، به ضخامت 1500 متر اندازهگیری کرده ولی ضخامت این سازند تغییرات زیادی دارد. از نگاه سنگشناختی، این سازند شامل ضخامت متغیری از کنگلومرای چندزادی، ماسهسنگهای سُرخرنگ و مارن ماسهای است ولی، به طور محلی، سازند فجن نوعی کنگلومرای آتشفشانی (آکلومرا) است.

 در محل برش الگو، کنگلومرای فجن، به طور دگرشیب سنگآهکهای اوربیتولیندار کرتاسة زیرین (سازند تیزکوه) را میپوشاند و در بالا، با سازند آهکی زیارت همشیب است. ولی در برخی نقاط، مانند باختر فیروزکوه، دو سازند فجن (در زیر) و زیارت (در بالا) در زمان و مکان، با یکدیگر ارتباط بین انگشتی دارند.با وجود داشتن آلوئولین و نومولیت، سازند فجن بیشتر بر اساس جایگاه چینهشناسی به سن پالئوسن – ائوسن دانسته شده است، ولی با توجه به اینکه در پارهای نقاط ایران، رویداد کوهزایی لارامید سن پس از دانین Danian دارد و با تکیه بر پیوند تدریجی و بین انگشتی دو سازند فجن و زیارت احتمال ائوسن بودن این نهشتههای کنگلومرایی بیشتر است.گفتنی است که آلنباخ (1966)، در ناحیة دماوند، کنگلومرای موجود در قاعدة سنگآهکهای زیارت را بخش قاعدهای سازند زیارت میداند و از آن به نام کنگلومرای زیارت یاد میکند.خاوریترین رخنمونهای سُرخرنگ سازند فجن را میتوان در شمال شاهرود (درة مُجن) دید. به سمت باختر این سازند در شمال باختری دامغان (تویه، دروار)، شمال سمنان، باختر و خاور فیروزکوه، درة منجیل، و کوههای سلطانیه گزارش شده است. پاره‏ای از کنگلومراهای قیاس شده با سازند فجن، نیاز به بازنگری دارند.

از نگاه رخساره، به ویژه جایگاه چینهشناسی، سازند فجن را میتوان با ردیفهای همرخساره در ایران مرکزی (کنگلومرای کرمان)، کپهداغ (سازند پستهلیق) و حتی بخش شیل ارغوانی سازند پابده در زاگرس مقایسه کرد.

ائوسن در البرز

گسترش سنگهای ائوسن محدود به پهلوی جنوبی بلندیهای البرز است که از نگاهرخسارة سنگی و زیستی شباهت زیادی با ردیفهای همزمان در آذربایجان دارد. واحدهای سنگچینهای فجن (فاجان)، زیارت، توفیتهای کرج و سازند کُند نشانگر ردیفهای ائوسن البرز است که به ویژه در البرز مرکزی مطالعه و معرفی شدهاند، ولی با اندکی تغییر در دیگر نقاط البرز و حتی آذربایجان (زنجان، تکاب و ) شناسایی و مطالعه شده‎‎اند.

سازند آهکی زیارت : سازند آهکی زیارت، نشانگر واحدی از سنگآهک نومولیتدار به سن ائوسن میانی است که به طور معمول در فاصلة چینهشناسی سازند کنگلومرایی فجن در زیر و توفیتهای سازند کرج در بالا قرار دارد. ولی، گاهی نیز این سازند جایگاه عمومی خود را ندارد و ممکن است شامل چند واحد آهکی باشد که در پایین با سازند فجن و در بالا با سازند کرج تناوب و ارتباط بین انگشتی داشته باشد.برش الگوی این سازند را دلنباخ (1964) در خاور تهران، در نزدیکی گورستانی واقع در باختر دهکدة توچال، به ضخامت 435 متر، اندازهگیری کرده است. در این محل، سازند زیارت شامل دو بخش است.

بخش زیرین حدود 150 متر مارنهای مایل به زرد و گچدار است و بخش بالایی آن حدود 300 متر سنگآهکهای ضخیملایه و ریفی است که به داشتن نومولیت فراوان شاخص است.ویژگیهای سنگی برش الگو در همه جا پایدار نیست. برای نمونه، بخش مارن پایینی برش الگو در همه جا وجود ندارد و یا بخش ریفی بالای برش الگو، به طور محلی، ممکن است مارنی، توفی و یا ماسهای باشد. در هرحال، داشتن رنگ بژ روشن، فراوانی نومولیت، بقایای نرمتنان، جلبگ، بریوزوآ و حتی لایههایی از برش آهکی، از ویژگیهای سازند زیارت است.در محل برش الگو، سنگوارههای فراوان سازند زیارت، سن آن را پالئوسن تا ائوسن میانی نشان داده است. در منطقة دماوند، آلنباخ (1964) وجود بعضی از آلوئولینیدهها را گویای وجود رسوبات آشکوب ایلردین، و لایههای زیرین و میانی آهکهای زیارت را متعلق به آشکوب کوزین Cusian میداند.

گسترش جغرافیایی سنگآهکهای زیارت محدود به البرز مرکزی نیست. در البرز خاوری (شمال شاهرود)، البرز غربی (منجیل – رودبار)، کوههای سلطانیه و جنوب آذربایجان نیز همارزهای این سازند گزارش شده است.

سازند توفی کرج : سازند کرج به عنوان یکی از شاخصترین واحدهای سنگچینهای البرز جنوبی، شامل توالی به نسبت ستبری از توفهای سبزرنگ، سنگهای رسوبی و گدازههای آتشفشانی و به ندرت تبخیری است که در گذشته به نامهای گوناگون سری سبز (تییزه، 1877)، لایههای سبز (ریویه، 1934)، توفیتهای سبز البرز (درویشزاده، 1360) و 000 از آن یاد شده است. در 1967، ددوآل، در درة کرج برشی از این سازند را معرفی و به آن « سازند کرج » نام داد.

 برش الگوی سازند کرج نوعی برش مرکب است که در دو مقطع جداگانه اندازهگیری شده است، اگرچه سازند کرج یادآور توفهای سبز البرز جنوبی است، ولی در برش الگو و همچنین در دیگر رخنمونها، سازند کرج ترکیب سنگشناسی همگن ندارد، به همینرو، در برش الگو، با 3300 متر ضخامت، به 5 عضو تقسیم شده که از پایین به بالا عبارتند از:

«بخش شیل پایینی»، با 1055 متر ستبرا، شامل شیلهای آهکی و سیلتی خاکستری تیره است که میانلایههایی از توف خاکستری، توف شیشهای به رنگ سبز – خاکستری دارد. در نزدیکی قاعدة این عضو، 20 متر گدازة پورفیری اوژیتدار وجود دارد.

«بخش توف میانی»، با 1177 متر ستبرا، شامل توفهای ضخیملایه و شیشهای به رنگ سبز آبی تا سبز روشن است که در قسمت بالایی، شیلهای آهکی دارد.

«شیل آسارا»، شامل 167 متر شیلآهکی با مقدار ناچیزی از توف و شیل توفی است. در این بخش، باقیمانده گیاه گزارش شده است.

«بخش توف بالایی»، با 917 متر ستبرا، به طور عمده شامل توف سبز است که لایههایی از شیل توفی، ماسهسنگ توفدار و شیل آهکی دارد.

«شیلکندوان»، شامل حدود 150 متر شیل آهکی و آهکقیری وگاه به شدت متخلخل و ژیپسدار است که در گردنة کندوان (شمال گچسر) برونزد دارد.

 گفتنی است که عضو پنجم در برش الگو دیده نشده و تعلق آن به سازند کرج پرسشآمیز است.اشتوکلیــن (1972) بر این باور است که از نگاه سنگشناسی، شیلهای کنــدوان ممکن است همارز «سازند کُند» باشد که جوانتر از سازند کرج است و ارتباط ناپیوستهای با آن (سازند کرج) دارد.عضوهای چندگانة برش الگوی سازند کرج، سنگشناسی و ستبرای پایداری ندارند و تغییرات آنها در فواصل کوتاه، درخور توجه است به همینرو، عضوهای یاد شده تنها در طول برش الگو کاربرد دارد.

در دیگر نقاط البرز، سازند کرج عضوبندی نمیشود و یا از عضوهای غیررسمی و محلی استفاده میشود. برای نمونه، در کوههای طارم (شمال خاوری زنجان)، این سازند به دو عضو غیررسمی به نام «کُردکَند» (2400 متر توف ماسهسنگی و مارن) در زیر و «اَمَند» (1400 مترماسهسنگ و آندزیت) در بالا تقسیم شده است.در درة چالوس (برش الگو)، مرز پایینی سازند کرج به طور مستقیم بر روی شیلهای سبز تیره و سنگماسههای سازند شمشک است و مرز بالایی آن به کنگلومرای سُرخرنگی است که به احتمال سن نئوژن دارد (اشتوکلین، 1972). ولی، در بیشتر نقاط البرز جنوبی، مرز زیرین سازند کرج با سنگآهکهای نومولیتدار سازند زیارت و همشیب است. گاهی نیز توفهای سازند کرج، بدون حضور سنگآهکهای زیارت، با ردیفهای کنگلومرایی سازند فجن (فاجان) هممرز است.آثار گیاهان تک لبة قارهای (در توف بالایی)، روزنهدار پلانکتون نواحی ژرف، آثار و بقایای ماهیان (در شیل پایینی) سنگوارههای گزارش شده از سازند کرج هستند که به طور عمده به زمان ائوسن میانی تعلق دارند. از ناهمگونی سنگوارهها و حفظ شدگی ضعیف آنها چنین برمیآید که شاید فسیلها در جا نباشند، ولی جایگاه چینهشناسی سازند کرج، سن ائوسن میانی آن را تأیید میکند.

تنوع سنگوارهها به ویژه ساختهای رسوبی، تفسیر محیط رسوبی سازند کرج را دشوار ساخته است. این باور وجود دارد که سازند کرج به رغم ستبرای زیاد، در یک دورة کوتاه نهشته شده که محدود به بخش میانی و پسین ائوسن میانی است. در ضمن، تغییر عمق و تغییر شرایط رسوبی سازند کرج درخور توجه است. ساختهای رسوبی موجود در نهشتههای آذرآواری، آتشفشانی آواری، نظیر لایهبندی، لایهبندی تدریجی، ریزلایهبندی خمیده، قالب شیاری و لغزشهای گرانشی، نه تنها گویای نهشت در محیط دریایی است بلکه حاکی از جریانهای آشفته در محیط رسوبی است. بادزنهای زیردریایی و اولیستوسترومها همچنان نشانة جریان و حمل تودههای رسوبی است. به همینرو، لاسمی (1370) بر این باور است که بخش بزرگی از مجموعة ماگمایی البرز در گودالهای ژرف قارهای، در کف شیب قاره و در جلوی یک کمان ماگمایی فعال تشکیل شدهاند در ضمن، گالپیرین و همکاران (1962) با توجه به دادههای ژئوفیزیکی نیز بر این باورند که جنوب دریای خزر شبیه گودال اقیانوسی است که موهو در 40 کیلومتری به اعماق فرورفته و احتمال دارد که توفیتهای سبز البرز به وسیلة آتشفشانهای انفجاری از نوع جزایر کمانی و حاشیة قارهای به وجود آمده باشند. مراحل آخر این گونه آتشفشانها، به فعالیت شوشونیتی پایان مییابد که شوشونیتهای طالقان (ائوسن پایانی) میتوانند نمونهای از آن باشند (درویشزاده، 1370).دلنباخ (1964)، در شمال خاوری تهران (لتیان)، سازند کرج را به 19 چرخة رسوبگذاری متناوب تقسیم کرده که بیشتر شامل توف (اُوپالی، ماسهای، چندزادی، شیشهای، فلدسپاتی)، سیلکسیت، کالسدونیت، روانههای گدازهای، ماسهسنگ میکروکنگلومرایی، پُرسلانیت و سنگآهک است. وجود توفهای دانهدرشت در قاعدة هر چرخة رسوبی و ریزدانه شدن آنها به سمت بالا و سرانجام پایان گرفتن چرخه با رسوبات سیلیسی رادیولردار سبب شده تا واتان (1969) برای سازند کرج ویژگی سیکلوتمی پیشنهاد کند.

باید گفت که سازند کرج منحصر به توف و نهشتههای رسوبی نیست. در درة کرج – چالوس، در میان نهشتههای سبز سازند کرج، بخشهای گدازهای زیردریایی وجود دارد که به طور عمده به صورت فورانهای انفجاری به شکل نهشتههای هیالوکلاستیک همراه با دایکهای تغذیه کننده نمایان هستند. در کوههای تالش نیز، در بخش بالایی سازند کرج روانههای گدازه سبز تیره از جنس پیروکسن آندزیت، با بافت پورفیری، وجود دارد. در منطقة طارم، انواع فرعی روانهها، در بخش بالایی سازند دیده میشود که شامل انواع بازیک مانند الیوین و الیوین – اورژیت بازالت هستند. انواع اسیدیتر مانند بیوتیت داسیت و بیوتیت ریولیت هم در بین توفها وجود دارند. در البرز مرکزی و مناطق شمال تهران نیز واحدهای گدازهای و برشهای هیالوکلاستیک وابسته به فعالیتهای انفجاری زیردریایی شایان توجه است.از نظر گسترش جغرافیایی، اگرچه سازند توفی کرج یادآور فورانهای انفجاری ائوسن میانی البرز جنوبی، است ولی باید گفت که جدا از البرزجنوبی، این سازند با ویژگیهای سنگی و رنگی مشابه، همچنان در کوههای سلطانیة زنجان، تکاب، باختر قم، تفرش، آران و پارهای از نقاط ایران مرکزی گسترش درخور توجه دارد و لذا، فورانهای انفجاری ائوسن میانی پدیدهای گستردهتر از البرز جنوبی است که به طور کلی به صورت خاکستر و در برخی نقاط (عباسآباد شاهرود) به صورت آگلومراست که تا 1500 متر ضخامت دارد.

سازند کُند Kond Fm. : در بسیاری از نقاط البرز جنوبی، سازند کرج آخرین واحد سنگچینهای ائوسن است. ولی، در دو ناحیه از خاور تهران (دهکدة کُند و نزدیک روستای بُلان)، بر روی سازند کرج مجموعهای از سنگماسه، کنگلومرا، لایههای گچ، مارن و سنگآهک مارنی بودار، وجود دارد که دارای سنگوارههای ائوسن پایانی (آشکوب پریابونین) هستند. مطالعات دلنباخ (1964)، بر روی رخنمون دهکدة کُند، منجر به معرفی واحد سنگچینهای به نام «سازند کُند» شده که حدود 250 متر ضخامت دارد. برش الگوی سازند کُند قابل تقسیم به سه عضو غیررسمی است. حدود 80 تناوب کنگلومرا و ماسهسنگ در پایین، حدود 40 متر ژیپس در وسط و حدود 120 متر سنگآهک و مارن در بالا (عضو بالایی تا اندازهای بوی قیر میدهد). رخنمون بُلان – آجان مشابه برش الگو نیست. در اینجا، سازند کُند شامل حدود 300 متر سنگآهک ریفی، مقداری ژیپس و دولومیت است.

سنگوارههای گزارش شده از سازند کُند از نوع Discocyclina sp.، Miliodes، Ostreids، Nummulites cf. striatus (BURG)، Gypsina globules (REUSS)، Rotalia sp. است که معرف ائوسن پسین هستند. سازند کُند یک چرخة رسوبی محدود بین دو ناپیوستگی است. مرز زیرین آن (به دلیل وجود قلوههای توف) با سازند کرج ناپیوسته و به ظاهر موازی است. مرز بالایی آن با نهشتههای الیگوسن، به نام سازند سُرخ زیرین، دگرشیب است.

الیگوسن در البرز

در زمینشناسی ایران این باور وجود دارد که رخداد زمینساختی پیرنئن، اثر قابل توجهی بر دیرینه جغرافیای ایران به ویژه البرز داشته به گونهای که در نتیجة آن، با پسروی دریا، تمام البرز به خشکی گستردهای تبدیل شده و به همینرو، ردیفهای الیگوسن در البرز وجود ندارد.

میوسن در البرز

جدا از نواحی ساحلی دریای خزر و دشت گرگان – گنبد که بخشی از دریای پاراتتیساست، در دیگر نقاط البرز، توالی میوسن به طور عمده محدود به فرونشستهای میانکوهی است که به ویژه در درة جاجرود، میگون، سراسر لواسانات و در فرونشست قزلاوزن – گیلوان (بین کوههای طارم و تالش) رخنمون دارند. در این نواحی، ردیفهای منسوب به میوسن، به طور عمده نهشتههای سُرخرنگی از مارن، ماسهسنگو کنگلومرا است که به طور محلی گچ و یا نمک دارند و گاهی نیز چند متر سنگآهک میلیولیددار در بخش زیرین آنها دیده میشود.

نهشتههای مذکور به طرف حاشیة حوضه تبدیل به کنگلومرا میشود و سه دورة مشخص کنگلومرازایی در این ناحیه قابل شناسایی است. کنگلومرای دور سوم ممکن است هم سن و همارز سازند هزاردره باشد. ددوآل (1967)، گلوس (1965)، آسرتو (b 1966) به این انباشتههای قارهای «سازند سُرخ» نام دادهاند. سیما و ویژگیهای سنگشناختی این نهشتهها قابل قیاس با سازند سُرخ بالایی ایران مرکزی است. ولی احتمال همارزی آنها با مجموعة سازندهای سُرخ زیرین، سنگآهکهای قم و سازند سُرخ بالایی وجود دارد. در چنین حالتی تغییرات سنی آنها از الیگوسن تا میوسن خواهد بود.

پلیوسن در البرز

سازند هزاردره : درکوهپایههای البرز جنوبی، به ویژه در حد فاصل قزوین تا سمنان، نهشتههای کنگلومرایی بارزی وجود دارد که با ناپیوستگی (دگرشیب و یا همشیب) بر روی سنگهای قدیمیتر، به ویژه توفیتهای سازند کرج قرار دارند. چنین به نظر میرسد که به دنبال رخداد زمینساختی میوسن پسین – پلیوسن (فاز آتیکان)، چرخههای فرسایشی شدید چیره شده که حاصل آن، فرسایش شدید بلندیها و پر شدن سریع گودیها با رسوبات آبرفتی – کوهپایهای است. تغییرات سنی این نهشتههای آبرفتی – رودخانهای از پلیوسن تا زمان حال است که نخستین بار توسط ریبن (1955) مطالعه و به چهار سری A، B، C و D تقسیم شد. بازنگری بعدی ریبن باعث تغییر مرتبة سریهای یاد شده به سازند گردید. سیمای ریختی بخش پلیوسن این نهشتــههای کنگلومرایــی به صورت درههای متعـدد، با گودی کم است. به همینرو، در البرز جنــوبی، نام «سازند هزاردره» دارد که تپههای باختر رودخانة جاجرود به عنوان برش الگوی آن انتخاب شده است. سازند هزاردره، نهشتههای رودخانهای سیلابی است که از شمال خاوری تهران و از میان کوههای البرز و سه پایه به سوی جنوب و جنوب خاوری تهران جاری بودهاند. مهمترین ویژگیهای سازند آبرفتی هزاردره عبارت است از:

* ستبرای زیاد (1000 تا 1200 متر(

* یکنواختی در اندازة قلوهها (cm 20-5 )

* همگنی در جنس قلوهها (85% توف کرج(

 * داشتن شیب زیاد ( ْ90 – 50(

* وجود لایههای همگن و یکنواخت

 * تراکم و سیمانی شدن شدید

* تخلخل کم و ناتراوا (به جز عدسیهای ماسهای(

 * رنگ روشن

باید گفت که:

 * سازند هزاردره، به دلیل داشتن قطعاتی از آروارة Rhinocerid )نزدیکی منجیل) و شکمپایان Planorbis به سن پلیوسن یا پلیستوسن است ولی در برخی نقاط ممکن است از میوسن پسین آغاز شده باشد.

* در بیشتر مناطق (ورامین، کرج، قزوین و 000)، در مرز بین سازند هزاردره با سازند سُرخ بالایی دگرشیبی دیده نشده، ولی در بعضی مناطق (مانند قم) مرز مشخص و تندی در اثر تغییر شیب، رنگ و سنگشناسی بین این دو سازند وجود دارد.

* سازند هزاردره همارز رسوبات پلیوسن بالایی – پلیستوسن «سازند بختیاری» است. ریبن (1966)، سازند هزاردره را با شیلهای آب شیرین لیگنیتدار میوسن پسین ساری داغ تبریز و همچنین لایههای ماهیدار تبریز مقایسه کرده است.

* لاتریتی شدن درون سازندی، نشانة نبودهایی در سازند آبرفتی هزاردره است.

 * سازند آبرفتی هزاردره پس از نهشت، به دلیل نیروهای وارده، در راستای خاوری – باختری یا شمال باختری جنوب خاوری به صورت نامتقارن چین خورده و یال جنوبی شیب کمتری دارد.

del.icio.us  digg  newsvine  furl  Y!  smarking  segnalo