به نظر مى رسد بلوک غربى به طرف شرق برگشتگى دارد.
با توجه به این که بخش مرکزى کلمرد بعد از کوهزایى کاتانگایى از آب خارج بوده و فاقد رسوب مى باشد لذا باید این گسل را قدیمى و نتیجه عملکرد همین فاز کاتانگایى در پرکامبرین پسین به حساب آورد (نبوى، 1355 و آقانباتى 1972).
در شمالى ترین قسمت (در شیرگشت)، رسوبات آبرفتى کواترنرى به وسیله این گسل بریده شده اند که نشانگر حرکات بسیار جوان آن است (Aghanabati et al, 1983).
گسل کلمرد در سمت شمال تا منطقه شیرگشت ادامه دارد و در این ناحیه به آن گسل چاه سرب اطلاق شده است. این گسل در غرب طبس، فرونشست شیرگشت- طبس را در کنار فرابوم کلمرد قرار مى دهد (Aghanabati et al, 1983).
زمین شناسى:
این گسل پهنه وسیعى از میلونیت داشته است. دامنه تند با شیب به سمت شمال غرب در شمال شرق چشمه شورم، افتگاه گسلى محسوب مى شود که مرز تندى با دشت هموار مجاور مى سازد. اختلاف ارتفاع دشت در دو طرف حدود 200 متر است. گروه گسلی طبس به خوبى در شرق گسل گسترش یافته ولى در غرب گسل بسیار ناچیز است. این گسل باعث تغییرات رخساره اى در مزوزوئیک شده است. به علت عملکرد گسل کلمرد، منطقه کلمرد تا اردوویسین از آب خارج بوده و ناپیوستگى برخى از رسوبات پالئوزوئیک هم مدیون عملکرد همین گسل است (Aghanabati et al, 1983).
در ناحیه شیرگشت، رسوبات پرمین و تریاس دو سوى این گسل همانند نیستند. در شرق گسل، رسوبات پرمین- تریاس دگرشکل شده و کم ضخامت هستند در حالى که در غرب گسل، رسوبات مورد نظر ستبراى بیشترى دارند (روتنر و همکاران، 1968). در جنوب شیرگشت وضع به گونه اى دیگر است و به نظر مى رسد که بلوک غربى گسل به سمت شمال حرکت کرده و مقدار این جا به جایى از 25 تا 40 کیلومتر است (Aghanabati et al, 1983).
پیشینه لرزه خیزی:
رخداد زمین لرزه ى 5 اکتبر 1933 (mb= 6/2 , Ms= 6) مى تواند در اثر عملکرد گسل کلمرد باشد.
زمین لرزه هاى 30/6/1939 (mb=4/7)، 22/7/1991(mb=4) و 26/8/1994 (mb=4/4) در راستاى این گسل به وقوع پیوسته اند و به نظر مى رسد پس لرزه 28/9/1978 زمین لرزه طبس با بزرگى 3/4 ریشتر ناشى از حرکت گسل کلمرد بوده است (قاسمى و همکاران، 1381).
گسل نایینى
موقعیت و ویژگی های کلی گسل نایینی:
گسل نایینى گرچه به دلیل قرار گرفتن در زیر رسوبات کواترنر چندان مشخص نیست ولى یکى از خطوط مهم ساختمانى ایران مرکزى محسوب مى شود (شکل ‏2 17). این گسل در بخش غربى گسل کلمرد، در شرق ایران واقع است. ادامه آن در ارتفاعات پشت بادام را حقى پور (1974) گسل سربالا نامیده است ولى در شمال کرمان به نام گسل کوهبنان (هوکریده و دیگران 1962) معروف است (Aghanabati, 1977).
طول این گسل بیش از 100 کیلومتر برآورد گردیده است و آقانباتى، این گسل را متعلق به پرکامبرین مى داند. به نظرآقانباتى (1977) عملکرد این گسل چندان مشخص نیست. در 80 کیلومترى جنوب دهکده کوهبنان مى توان حرکت راستگرد آن را ملاحظه کرد ولى این مسئله از نظر زمانى و مکانى درباره آن صادق نیست. بربریان حرکت قائم را در راستاى این گسل مهم دانسته است.
مسیر شمالى این گسل چندان مشخص نیست زیرا در زیر تپه هاى ماسه اى خامه قره باغ (حاشیه شمالى کویر بزرگ) اثر آن گم مى شود، ولى اگر فرض کنیم که ادامه آن در سمت شمال، جدا کننده سرى هاى دگرگونى از سرى هاى غیردگرگونى ایران مرکزى باشد، مى توان پذیرفت که این گسل احتمالاً از شمال ازبک کوه عبور مى کند، در عوض ادامه جنوبى آن مشخص تر است. این گسل ابتدا تا عرض 33 درجه ادامه مى یابد و سپس در این منطقه انحناء حاصل مى کند و مسیرى شمال غرب- جنوب شرق به خود مى گیرد (Aghanabati, 1977).
گسل چشمه
با توجه به ضخامت چینه شناسی و رخساره های پالئوزوئیک بالایی پهنه ی مرکزی کلمرد ومشاهده عوارض،فرضیه وجود یک گسل قابل درک می باشد. بطوری که این گسل یک شاخه جدا شده از گسلش کلمرد بوده و باعث جدایش زیر پهنه راهدار- گچال از بلوک مرکزی کلمرد شده است.این گسل در نزدیک چشمه خواجه حسن (جنوب غرب تاقدیس کلمرد) مشاهده شده است و ادامه شمالی آن به سمت شرق میل دارد و در سمت شمال به گسل کلمرد متصل می¬شود (آقانباتی،1977).

فصل سوم
عناصر ساختاری در منطقه کلمرد

مقدمه¬
در بررسی های زمین شناسی، ساختارهایی مشاهده می شود که معمولاً از حالت اولیه خود خارج شده و دگرریختی در آنها به وجود آمده است. تغییرات ساختارهای زمین شناسی به دلیل تأثیر نیروهای خارجی و تنش های ایجادشده در آنها می باشد،ساختارها نیز در مقابل تنش، دگرشکل شده و واتنش نشان می¬دهند. بر حسب شرایطی که سنگ¬ها قرار دارند و تنش¬های وارده، دگر¬ریختی¬های مختلفی حاصل می¬شود، و در نتیجه ساختارها و اشکال ساختمانی مختلفی شکل می¬گیرد. مهمترین ساختارهای اصلی در دوگروه اصلی دگرشکلی شکننده مثل گسل¬ها، درزه¬ها، رگه¬ها و دگرشکلی خمیری مثل چین¬ها و بعضی از تورق¬ها جای گرفته¬اند. از پدیده¬های مهم دیگر جهت بررسی ساختارهای شناسایی ناپیوستگی¬ها و لایه بندی در پهنه مورد مطالعه می¬باشد.
عناصر ساختاری مانند گسل¬ها، چین¬ها و تورق ابزاری ضروری جهت شناخت دگر¬ریختی و دستیابی به الگوی دگرشکلی در منطقه محسوب می¬شود. بنابراین بررسی ساختارها و سیمای زمین، نحوه دگرریختی¬ و تنش¬های وارده را نمایان می¬سازد. علم زمین¬شناسی ساختمانی ضمن مطالعه این دگرشکلی¬ها سعی در شناسایی نحوه اعمال تنش در زمان¬های مختلف را دارد. دستیابی به این مهم، جز از راه مشاهده سیمای ساختارها و اندازه¬گیری آنها در مقیاس رخنمون و تحلیل دقیق ویژگی¬های هندسی و جنبشی ساختارها، ممکن نیست.
برمبنای برداشت¬ها و بررسی¬های صحرایی انجام شده در محدوده مورد مطالعه، مهم¬ترین ساختارهای موجود در منطقه شامل گسل-ها، چین¬خوردگی¬ها و تورق¬ها هستند. در این بخش ضمن اشاره به مباحث تئوریک، به معرفی و توصیف هندسی ساختارهای برداشت شده، چین¬ها، گسل¬ها، تورق¬ها، درزه و ناپیوستگی¬ها با استفاده از نرم¬افزار StereoWin و FaultKinWin می¬پردازیم.
فرآیند دگرشکلی در سنگ¬ها
دگرشکلی یک ماده فرآیندی است که طی آن در اثر عمل نیروهای نابرابر اعمال شده، تغییراتی در شکل، حجم، بافت و ساختار ماده ایجاد می¬شود (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 می¬نامند (Nelson, 2010). فرآیند دگرشکلی را بر مبنای این که در حرارت پایین و نرخ کرنش بالا روی می¬دهد یا در حرارت بالا و نرخ تنش پایین می¬توان به دو دسته تقسیم نمود که در زیر با آنها اشاره می¬شود (Pluijm & Marshak, 2004).:
دگرشکلی شکل¬پذیر
رفتار دگرشکلی خمیری در شرایط تنش تفریقی پایین و نرخ استرین پایین صورت می¬گیرد. این نوع دگرشکلی¬ها در عمق و درجه حرارت بالا یعنی در شرایط دگرگونی بالا روی می¬دهند
(Passchier & Trouw, 2005) (Pluijm & Marshak, 2004).
دگرشکلی شکننده
اگر استرس اعمال شده بزرگتر از مقدار کشیدگی یا خمش پیوندهای شیمیایی باشد بنابراین اتم ها برای جذب یکدیگر از طرف دیگر از هم دور شده، سپس پیوندها شکسته می شوند و باعث تشکیل یک شکستگی یا لغزش در یک شکستگی قبلی می شود. دگرشکلی شکننده غیرقابل برگشت می باشد، بدین معنی که وقتی استرس از بین می رود دگرشکلی باقی می ماند (Pluijm & Marshak, 2004). در درجه حرارت پایین و نرخ کرنش بالا، سنگ¬ها شکل خود را با دگر ریختی شکننده، برای مثال، با ایجاد گسستگی و گسترش آن و با به¬وجود آمدن جابجایی در امتداد گسل¬ها تغییر می¬دهند.(Passchier & Trouw, 2005) مفاهیم جا¬به¬جایی و دگرشکلی پیشرفته برای فهم بسیاری از ساختارهای مشاهده شده در سنگ های دگرشکل شده و مکانیزم¬های تشکیل دهنده ی آن ها از جمله مفاهیم کلیدی و مهم می باشند (Ramsay, 1983).
چین¬ها، گسل¬ها، فسیل¬های دگر شکل شده و … مثال¬هایی از دگرشکلی هستند که تغییر شکل پایدار را در سنگ نشان می¬دهند. این تغییر شکل در اثر واکنش سنگ به عملکرد نیروهای اعمال شده می¬باشد. پاسخ یک جسم به تنش به صورت 1) جابه¬جایی، 2) چرخش و 3) تغییر شکل می¬باشد (شکل ‏3 1).

شکل ‏3 1 انواع پاسخ مواد در نتیجه اعمال تنش (Pluijm & Marshak, 2004)
رئولوژی
رئولوژی علمی است که پاسخ کمّی سنگ¬ها را نسبت به تنش بازگو می¬کند. همه بلورها و سنگ¬ها توانایی دگرریختی را در دو حالت شکننده و شکل¬پذیر دارند و بطور کلی دگرشکلی خمیری در درجه حرارت بالا و تحت فشار وزنی نسبت به دگرریختی شکننده صورت می¬گیرد. رئولوژی سنگ¬ها معمولا در چهارچوب رابطه نرخ کرنش بر تنش توصیف می¬گردد (Passchier & Trouw, 2005) (شکل ‏3 2). در طی اعمال تنش ماده دچار استرین الاستیکی می¬شود با برداشتن تنش، پیوند ¬ها به حالت طبیعی خود بر می-گردند و استرین الاستیکی از بین می¬رود، به عبارت دیگر استرین الاستیکی برگشت¬پذیر است. سنگ¬ها استرین الاستیکی بزرگی را در خود نمی¬توانند جمع کنند. اگر استرین اعمال شده بر یک سنگ بزرگ¬تر از استرسی باشد که سنگ می¬تواند 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 دگر¬شکل شود.

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

شکل ‏3 3 نوع رفتار شکننده و خمیری در تشکیل گسل¬ها و چین¬ها (Pluijm & Marshak, 2004).

مهم¬ترین عوامل مؤثر بر رفتار دگرشکلی سنگ¬ها از نظر Nelson 2010، درجه حرارت، نرخ استرین، فشار همه جانبه و ترکیب سنگ می¬باشند. بر اساس تقسیم¬بندی Alsop and Holdswoptr (2004) سه منطقه¬ بر اساس تغییر رفتار سنگ¬ها نسبت به عمق داریم: 1- منطقه رفتار شکننده 2- منطقه رفتار شکننده-شکل¬پذیر 3- منطقه رفتار شکل¬پذیر.
چین‌خوردگی
چین¬ها عمومی¬ترین مظاهر دگرشکلی شکل¬پذیر در سنگ¬ها هستند و به عنوان یک ویژگی ساختاری در سنگ¬ ها، هنگامی تشکیل می¬شوند که سطوح صفحه¬ای همانند لایه¬بندی، کلیواژ، و غیره خم شده¬اند یا انحنا پیدا کرده¬اند. (Pluijm & Marshak, 2004) (Ramsay & Huber, 1987). چین¬ها نمایش دگر¬شکلی «شکل¬پذیر» سنگ¬ها هستند که تغییرات تدریجی اما پیوسته¬تری را در وضعیت فضایی و درونی تولید کرده، به گونه¬ای که سنگ خود را با دگرشکلی سازگار می¬کند. چنین دگرشکلی با نفوذتر از تغییر شکلی است که موجب گسلش می¬شود (Ramsay, 1987).
جهت شناسایی و مطالعه چین¬ها، از برخی از عناصر چین که در تقسیم¬بندی چین¬ها کاربرد دارند استفاده می¬شود که مهمترین آنها عبارتند از: سطح محوری چین، محور چین، زاویه میل محور چین (شکل ‏3 4). در طبیعت با الگوهای متنوعی از چین خوردگی رو¬به-رو هستیم، در این تحقیق فقط به ذکر پاره¬ای از