ویژگیهای زمین شناسی نمکهای اینفراکامبرین خلیج فارس

     سنگینی بار رسوبات بعدی و ضخامت زیاد مواد آتشفشانی از یک طرف و اختصاصات پلاستیکی نمک از طرف دیگر باعث حرکت آن با سرعت بسیار کم تا دو میلیمتر در سال به طرف بالا شد. نمک در ضمن حرکت به سوی سطح زمین، سنگها و لایه‌های مجاور را تراشید و با خود به سطح آورد و خود به صورت اشکال مختلف تاقدیس های نمک، غلتکهای نمک تیغه‌های نمک، نمکیرو ... ظاهر می‌شود به همین دلیل در داخل و سطح گنبدهای نمکی خلیج فارس می‌توان قطعات آتشفشانی و رسوبی بیگانه به اندازه و ترکیبات مختلف پیدا کرد. بریدگی‌های قائم در داخل ریولیت‌های ناحیه گچین و شوری توفهای ریولیتی همین منطقه دلیلی برآنست تا تیغه‌های قائم مذکور را حاشیه ساقه نمک مجسم کنیم.
طبق مدل پیشنهادی، پس از فاز کوهزایی کاتانگان، در سپر قاره‌ای عربستان ایران جریان‌های حرارتی صعودی غیرعادی برقرار شد، که نتیجه آن بالا آمدن آستنوسفر و ایجاد دیاپیریسم گوشته‌ای است به این ترتیب ”بالشی“ بزرگ نیمه مذاب از مواد گوشته ـ پوسته غیرعادی بوجود آمد که بالش مزبور در اواخر اینفراکامبرین، اولاً ریفت‌های مزبور سقط شد و سیستم رسوبگذاری نیز تغییر کرد (ماسه سنگ لالون)، ثانیاً متاسوماتیسم مهمی در سرزمین‌های اینفراکامبرین ایران وعربستان وقوع یافت که آثار آن به صورت رگه‌های آپاتیت، آلبیت، آهن، فلوگوپیت و ... ایجاد کانسارهای اورانیوم، قلع و عناصر خاکهای نادر در منطقه و به ویژه در ایران مرکزی باقی مانده است.
سری هرمز ـ مشخصات، سن و گسترش آن:
واحد زیرین سیستم کامبرین ایران سازنده لالون است که 500 تا 1000 متر ضخامت داشته (اشتوکلین 1972) و از نظر موقعیت چینه شناسی و صفات سنگ شناسی به نحو بارزی با سری ماسه سنگ بنفش کوههای نمک پاکستان (سالت رنج) و لایه‌های سادان ترکیه، ماسه سنگ قویره تحتانی در اردن و تا اندازه‌ای با ماسه سنگ ساق عربستان و نوبیه مصر شباهت دارد. در زیر ماسه سنگهای مزبور در نقاطی که به آن اینفراکامبرین اطلاق می‌شود یک سری رسوبات شیل میکادار بنفش رنگ، ماسه سنگ و دولومیت ضخیم چرت‌دار (معادل سازند سلطانیه) و سنگ آهک استروماتولیت دار یافت می‌شود که بطور هم شیب در زیر سازند لالون قرار دارند و با وجودیکه از نظر ضخامت و اختصاصات سنگ شناسی در نقاط مختلف ویژگیهای متفاوتی دارند ولی ضخامت تقریبی آنها در حدود 2000 متر است (اشتوکلین 1968). در شمال کرمان، در شمال طبس و در زاگرس مرتفع، سنگهای اینفراکامبرین بطور جانبی به تشکیلات نمک دیاپیری ختم می‌شود که تصور می‌شود با تشکیلات سری هرمز در جنوب ایران و سری های نمک پنجاب در پاکستان و نمک جنوب عمان هم ارز باشد (حسینی ـ Husseini, 1988). آنچه که بنام سری هرمز یا سازند هرمز نامیده می‌شود رسوباتی به ضخامت 1500 متر شامل شیلهای قرمز قهوه‌ای، دولومیت، مقداری گچ و نمک و ندرتاً سنگهای آذرین است که به اندازه‌های مختلف بر روی نمک و گاهی داخل آن دیده می‌شود (اشتوکلین 1972). سنگهای آذرین مزبور متنوع بوده وشامل بازالت، دولومیت، ریولیت، کراتوفیر، تراکیت، ایگنمبریت، توفهای اسید و ندرتاً اسپیلیت می‌باشد (ابر این 1957 obrein 1957) هاریسون Harrisson 1930).
در شمال غرب کرمان، رخساره مخصوصی به وسیله هوکریده و دیگران (1962) توصیف شده است که به آن سری دزو و یا سازند راور می‌گویند (اشتوکلین 1961) که در واقع مخلوطی از سنگهای رسوبی و سنگهای آتشفشانی است و ساخت دیاپیر مانند داشته، قطعات سازند آن بشدت درهم ریخته و حالت میلونیتی شده دارد. در این سری سنگ نمک دیده نشده ولی گچ که قسمت اعظم آن خرد شده می‌باشد و دولومیت برنگهای مختلف همراه با لایه‌ها یا عدسیهایی از چرت‌های صورتی یا خاکستری، آهک، ماسه سنگ میکادار و کوارتزیت سفید وجود دارد، از انواع آذرین باید کوارتز پورفیری، دیوریت، گابرو توف و سنگهای بازیک را نام برد (هوکریده 1962، اشتوکلین 1968). در این مجموعه بلورهای درشت هماتیت و آپاتیت یافت می‌شود. این سری قدیمیتر از سری داهو (کامبرین زیرین) است و در چند جا به حالت دیاپیر آن را قطع می‌کند. به عقیده اشتوکلین، سازند راور یک تشکیلات نمک واقعی است و سری دزو گچ‌دار به طور جانبی در مشرق به سازند راور نمک دار و در مغرب به سازند دولومیت دار ریز و ختم می‌شود (اشتوکلین 1961). حد گسترش رسوبات سری هرمز در ایران را در شکل (1) و موقعیت چینه شناسی آن در خاور میانه را در شکل (2) نشان داده‌ایم.
در عربستان، مرز بین اینفراکامبرین و کامبرین منطبق با پایان حرکات کوهزایی نجد یعنی حدود 540 میلیون سال قبل است که با رسوبگذاری ماسه سنگهای نوبیه در مصر، ساق در نجد عربستان، مهاتاهومید در عمان، پوریل در پاکستان و لالون در ایران مشخص می‌باشد. حد بین اینفراکامبرین و پرکامبرین نیز با ته نشین رسوبات اپی کنتینانتال تخریبی و کربناته دریایی کم عمق و تبخیری مشخص است که آن را با حرکات چپ گرد سیستم گسلی نجد و بازشدگی حوضه‌های رسوبی ـ تبخیری عربستان مرتبط می‌دانند (حسینی 1988).
ریفت‌های قاره‌ای اینفراکامبرین:
شواهد زمین‌شناسی حاکی از آنست که سرزمین ایران و کشورهای همجوار در طی اینفراکامبرین دچار فاز کششی بوده و حالت ریفتی داشته است (اشتوکلین 1968، نبوی 1355، بربریان و کینگ 1981). در این ریفتها ولکانیسم اسید و اکثراً آلکالن از رونق خاصی برخوردار بوده و در نقاط مختلف کشور ما بیرون‌زدگی آنها دیده می‌شود (بربریان و بربریان 1981)، مانند ریولیت‌ها و توفهای منطقه قره داش آذربایجان، ایگنمبریت‌های محمدآباد گرگان (ژنی 1977)، ریولیت‌های آلکالن پتاسیک اسفوردی (درویش زاده 1362)، ریولیت‌های آلکالن سری‌های ریز و دزو کرمان (هوکریده و دیگران 1962)، ریولیت‌های پتاسیک جزیره هرمز، ریولیت‌های منطقه ساغند (حقی پور 1974)، و ریولیت‌ها و توفهای منطقه تکنار (رزاق منش 1968) و همزمان با آن توده‌های گرانیتی آلکالن پس از کوهزایی یعنی گرانیت‌های ”معادل دوران“ در بسیاری از مناطق ایران به ظهور رسیده‌اند (هوشمند زاده 1969).
در همین زمان (در حدود 640-540 میلیون سال قبل) سپر عربستان، مورد تهاجم دیاپیرهای گرانیتی قرار داشته و در داخل پوسته شکسته ناشی از فاز کششی آن، گرانیت نفوذ کرده است. سن اینگرانیت در عربستان 620 تا 580 میلیون سال و در شمال غرب مصر، نظیر همین گرانیت‌های پس از کوهزایی (به سن 620 تا 575 میلیون سال قبل) همراه با فعالیت آتشفشانی گروه دخان (شامل ریولیت و آندریت) گزارش شده است (حسینی 1988).
با توضیحات فوق، بعد از کوهزایی کاتانگان (680 تا 640 میلیون سال قبل) پوسته قاره‌ای و کراتونی شده خاورمیانه تدریجاً وا می‌رود که نتیجه آن حرکات اولیه سیستم گسلی نجد (640 تا 600 میلیون سال قبل) است که همانند گسل امتدادی چپ گرد (شکل 4) عمل می‌کرده (حسینی 1988) و متعاقب آن در مراحل بعد، ته نشینی رسوبات گروه جبیله که از نظر چینه ‌شناسی و لیتولوژی معادل سازندهای سلطانیه، باروت و زاگون است، و پیدایش رسوبات تبخیری در گرابن‌های پهن و در حوضه‌های ریفتی عمان، خلیج فارس، زاگرس و پاکستان بوقوع می‌پیوندد.
براساس مدل پیشنهادی حسینی (1988)، میزان جابجایی چپ گرد سپر عربستان در امتداد شکستگی نجد در حدود 300 کیلومتر بوده و لذا معادل همین جابجایی باید به صورت حرکت راست گرد در امتداد گسل زاگرس ظاهر شود. با حرکت گسلهای ترانسفورم مزبور، حوضه‌های گرابنی متعددی در جنوب عمان (به پهنای 100 کیلومتر)، در پاکستان (به پهنای 200 کیلومتر)، در شمال مصر (به پهنای 300 کیلومتر) و در خلیج فارس و زاگرس (به پهنای 300 کیلومتر) بوجود می‌آید (شکل 4).
رسوبگذاری نمک و ریفت‌های قاره‌ای:
از نظر پلیت تکتونیک، می‌توان نهشته‌های بزرگ تبخیری دنیا را به صورت زیر تقسیم کرد (کینسمن 1974):
1- انواعی که در سطح یک پلیت‌ قاره‌ای تشکیل می‌شوند مانند رسوبات تبخیری میوسن ایران که در سرزمین بالا آمده و محدود شده ایران پس از چین خوردگیهای آلپی بوجود آمده است.
2- انواعی که در حد بین دوپلیت لیتوسفری تشکیل می‌شود و خود شامل دو حالت است:
2- الف – جایی که دو پلیت به هم نزدیک می‌شوند، رسوبات تبخیری در این نواحی کم ضخامت (در حد بین 10 تا 100 متر و ندرتاً تا 10000 متر (ثانیاً رسوبات سولفات کلسیم بیش از نمک است. این رسوبات در حوضه‌هایی که سطح آن پائین‌تر از سطح آب اقیانوسها باشد ایجاد می‌شوند. اینجانب رسوبات تبخیری سری فارس در زاگرس چین خورده و سبخاهای امروزی حاشیه جنوبی خلیج فارس را در این گروه قرار می‌دهم.
2ـ ب ـ جایی که دو پلیت قاره‌ای از هم دور می‌شوند (ریفت). در این حالت رسوبات تبخیری به ضخامت چند کیلومتر تشکیل می‌شود که خود نشانه‌ای از ورود آب دریا، در مراحل اولیه تشکیل ریفت است. در این مرحله، رسوبات تبخیری، در دره‌های ریفت مانند به صورت نواری در امتداد حاشیه قاره بوجود می‌آید که ضخامت آن در اکثر حالات به بیش از 5 کیلومتر رسیده و غالباً از جنس نمک می‌باشد، مانند رسوبات تبخیری که در طی ریفتینگ اوایل مزوزوئیک بین شمال غرب آفریقا و شمال شرق آمریکای شمالی قبل از بازشدگی اقیانوس اتلانتیک (کلمنت و دیگران 1988 Clement and al., 1988)
وجود داشته و یا نهشته‌های نمک تریاس فوقانی در مغرب اتلانتیک شمالی که بنا به نوشته یانسا و دیگران، (1980) (JANSA & al., 1980) ، بعد از مرحله اصلی ایجاد ریفت، گهگاه رشته‌هایی از آب دریا در سیستم گرابن قاره‌ای و در منطقه‌ای که آب و هوا گرم و خشک بوده داخل می‌شده است.
با توجه به آنچه که درباره ریفت‌های اینفراکامبرین حوضه خلیج فارس گفته شد، به این نتیجه می‌رسیم که رسوبات تبخیری اینفراکامبرین سری هرمز و معادل آن در عربستان و پاکستان از نوع 2ـ ب بوده و شبیه حالتی است که امروزه در ریفت‌های شرق آفریقا دیده می‌شود. چنانکه:
1- در شمال دریای سرخ، یعنی در کانال سوئز، در بخش شرقی آن، ضخامت رسوبات تبخیری 7 کیلومتر است ولی در پایانه جنوبی آن یعنی در خلیج عدن، مقدار ضخامت نمک در حاشیه‌های شرقی و غربی این ریفت متفاوت است: چنانکه در بخش شرقی ضخامت رسوبات 3 تا 4 کیلومتر 7 تا 8 کیلومتر است (کینسمن 1974). در اینجا آب اقیانوس از تنگه‌ها وارد بحر احمر می‌شود و تبخیر می‌گردد. هر جا که مدخل ورود آب اقیانوس تنگتر باشد رسوبات نمک و هر جا وسیع باشد رسوبات گچ ته نشین شده است (کینسمن 1974). حالت ریفتی در این منطقه از اوایل اولیگوسن 32-30 میلیون سال قبل برقرار گردید (بوهانون و دیگران 1989) (Bohannon and al., 1989) و تنها در طی میوسن میانی تا میوسن پایانی و با فرونشینی تدریجی بیش از 3 کیلومتر رسوبات تبخیری در حوضه ریفتی خلیج سوئز ته نشین شده است (ریچارد سون 1988).
2- جمهوری جیبوتی واقع در کنار خلیج عدن و خلیج تاجورا را باید سرزمین دریاچه‌های شور، آتشفشانهای متعدد و بیابانی از سنگ ریزه دانست. بخشی از یک گسل عظیم 6500 کیلومتری از این منطقه عبور می‌کند. این گسل از ترکیه تا موزامبیک ادامه داشته و از 30 میلیون سال پیش با دگرگونی و تورم آن شروع شده است (Barberi and al., 1982) . گدازه‌های آتشفشانی در سرتاس این منطقه عظیم ریفتی دیده می‌شود ـ یکی از موارد نادر که به حل قضیه ما کمک می‌کند وضعیت خاص دریاچه عسل (Assal) است که در گودالی به همین نام قرار دارد. سطح آب گودال 155 متر پائین‌تر از سطح دریا است. مقدار املاح آب این دریاچه 348 گرم بر لیتر یعنی 10 برابر بیش از آب اقیانوس‌ها است. در داخل آب دریاچه، منظره آتل مانند نمک برنگ سفید دیده می‌شود و در حاشیه دریاچه گچ به رنگ قرمز آجری تا ساحل ادامه دارد و در هر ماه یک سانتیمتر بر ضخامت رسوبات افزوده می‌شود. پس از بروز زلزله در 8 نوامبر 1978، شکافی به طول 12 کیلومتر و به عرض 2/1 متر بوجود آمد که از دریاچه عسل عبور می‌کرد و با بازشدن آن، آتشفشان آردوکوباز با گدازه بازالتی متولد گردید که پس از یک هفته فعالیت، ارتفاع مخروط آن به 40 متر رسید. از مشخصات بارز ریفت‌های شرق آفریقا، فعالیت آتشفشانی انفجاری از نوع آلکالن و در جوار آنها وجود دریاچه‌های ریفتی است که رسوبات تبخیری در آن جمع می‌شود. به علاوه در 20 نقطه از ریفت‌های مشرق آفریقا، ماگمای کربناتیتی به بیرون ریخته که خود از اختصاصات فورانهای آتشفشانی ریفتی دنیا است. با توضیحات فوق، می‌توان تصور نمود که در طی اینفراکامبرین، لااقل در حد بین گسلهای زاگرس و نجد شکستگیهای عمیق و حوضه‌های ریفتی و گرابنی برقرار بوده و در آن رسوبات سری هرمز ته نشین می‌شده است. گسترش رسوبات تبخیری در حد بین پالئوهورست قدیمی قطر و اورال ـ عمان ـ ماداگاسکار فورون (1941) قرار داشته به همین دلیل اسفندیاری و برزگر (1358)، وجود وبرآمدگی قدیمی قطر و عمان را حد رسوبگذاری نمک زاگرس درنظر می‌گیرند و فقدان گنبدهای نمکی در غرب کازرون و نبودن گنبد در مشرق گسل میناب را به عنوان دلیل ذکر می‌کنند. از طرف دیگر تعدد گنبدها در شمال بندر کنگان و در شمال بندر لنگه را مربوط به فرونشینی حوضه در امتداد گسلها و شکستگیها و کمبود گنبد در حد بین این دو منطقه را به وجود یک پالئوهورست احتمالی مربوط می‌دانند. بر همین اساس و با توجه به فرونشینی کف حوضه رسوبی در امتداد گسلهای موجود، ضخامت نمک در تمام حوضه رسوبگذاری سری هرمز یکنواخت نبوده واین خود ممکن است عاملی در تغییر جنس رسوبات تبخیری سری مذکور بشمار آید.
با گسترش ریفت، ولکانیسم آلکالی بیشتر از نوع اسید تا حد واسط، در محور شکستگیهای اصلی و با عبور از خلال رسوبات نمکی به سطح زمین رسید و به این ترتیب رسوبات تبخیری بوسیله توفها و گدازه‌ها پوشیده شد. براساس نوشته ابر این (1957) و هاریسون (1930)، در بعضی از گنبدهای نمکی خلیج فارس، قطعات کراتوفیر ـ اسپیلیت سدیم دار و گدازه‌های زیر دریایی بازالتی دیده شده است اگر موضوع فوق مورد قبول باشد نتیجه گرفت که ایجاد ریفت‌های قاره‌ای حتی در مرحله ایجاد پوسته اقیانوسی پیش رفته است ولی با توجه به رسوبات اپی کنتنانتال کامبرین و ماسه سنگهای معادل لالون که حاکی از پنه پلنی شدن وسیع حوزه خلیج فارس و حتی ایران است، باید پذیرفت که اگر چنین حالتی وقوع یافته باشد هیچگاه از مرحله اقیانوسی جنینی جلوتر نرفته است.
حرکت نمک و اشکال حاصل از آن:
آنچه که بنام گنبد نمک (salt dome) گفته می‌شود شامل کلیه برآمدگی‌هایی است که بوسیله نمک بوجود می‌آید ولی اشکال خارجی ساخت‌های نمک ممکن است در ارتباط با پوشش خارجی و فشار درونی به صور متفاوت ظاهر شود. بنا به نوشته جاکسون و تالبوت (1986)، این اشکال عبارتند از: تاقدیس های نمک (salt anticlines) ، غلتکهای نمک (Satl Rollers) ، بالش‌های نمک (Salt pillows) ، تیغه‌های نمک (Salt ridges) ، موجهای نمک (Salt waves)، استوک نمک (Salt stock) و نمکیر (Namakier) که اصطلاح اخیر، شکل جریان یافته‌ای از گنبد به اطراف بوده و از زبان فارسی اقتباس شده است.
به عقیده بعضی از محققین (به ابر این 1957 مراجعه شود) اگر در بالای یک طبقه نمکدار تاقدیسی با شیب ملایم وجود داشته باشد، همانند حرکت مواد هیدروکربور، نمک نیز خود را در آن امتداد به طرف مناطق کم فشار می‌کشاند و با تغذیه از لایه‌های نمک به سطح زمین می‌آید. این عمل ممکن است آنقدر ادامه یابد که قدرت تغذیه از بین برود و در اینحال، لایه‌های نمکدار اولیه نازک شده و طبقات روی آن فرو می‌نشیند و به این ترتیب در اطراف گنبد، ناودیسی با شیب ملایم بوجود می‌آید که به آن ناودیس حاشیه‌ای می‌گویند. پدیده مزبور همان هالوکنیز یا تروشایم (Trusheim) است نظیر آنچه که در اطراف گنبدهای نمکی اینفراکامبرین ابوموسی و تنب در بررسی نقشه‌های زلزله شناسی به ثبوت رسیده است(ریر و محافظ 1972). به عقیده همین محققین، با پرشدن چاله‌های حاشیه‌ای یا ناودیس های حاشیه‌ای که خود در نتیجه بالا آمدن توده مهمی از نمک اینفراکامبرین و در میوسن پایانی انجام شده است بار سینگینی بر روی نمکهای قاعده‌ میوسن بوجود آمد که باعث از جاکندگی نمکهای میوسن و سوراخ شدن لایه های فوقانی آنها گردید و بدنبال آن ناودیس حاشیه‌ای جدیدی بوجود آمد که به نوبه خود باعث برآمدگی در سمت خارج (بیرون) گردید و چون اهمیت آن چندان زیاد نبوده لذا قادر به سوراخ کردن بخش فوقانی نبوده است. بعضی دیگر حرکت توده نمک را به فرونشستن لایه‌های فوقانی روی آن مربوط می‌دانند. با این عمل لغزندگی واحدهای ساختمانی نمک بیشتر می‌شود در نتیجه جریان افقی همانند مایعات غلیظ بوجود می‌آید که بطرف مناطق کم فشار متمایل می‌شود، بهم خوردگی و بی‌نظمی در طبقات نمک و لایه‌های زیرین فوقانی که ممکن است در ایجاد مناطق کم فشار مؤثر باشد در حرکت نمک بسمت بالا (یا مناطق کم فشار) مؤثر می‌افتد. با توجه به آنکه ضخامت لایه‌های روی نمک باید به اندازه‌ای باشد تا نیروی محرکه‌ای در نمک بوجود آورد بنابراین سرعت حرکت نمک در همه جا یکسان نیست. بدیهی است با حرکت نمک به سمت بالا ، نیروی محرکه فوق کاسته میشود و در نتیجه با افزایش بار رسوبات بعدی ممکن است نمک حرکت خود را بسمت بالا ادامه دهد. با توضیحات فوق، حرکت نمک بسمت بالا بسیار کند و غیریکنواخت است. مقدار آن را 1/0 تا یک میلیمتر در سال نوشته‌اند. خاصیت پلاستیک نمک را می‌توان تا اندازه‌ای با یخ مقایسه کرد یعنی وقتی نمک تحت فشار باشد مولکولهای سازنده آن از هم مجزا شده و رویهم می‌لغزند و به این ترتیب شکل ظاهری آن تغییر می‌کند و خود را از بار فشار می‌سازد. مسلماً در اعماق 5000 متری که درجه حرارت در حدود 150 درجه بیشتر از سطح زمین است نمک مانند مایع غلیظ بحرکت در می‌آید و حتی ممکن است به صورت خمیری گرم از گنبد خارج شده و مانند جریان گدازه در دامنه‌ها شروع به حرکت کند. ضمن سردشدن سرعت و حرکت آن کندتر می‌شود و در اینحالت تنها بر اثر وزن خود به حالت جامد و به صورت لغزش بسیار کند حرکت می‌نماید و در نتیجه در سطح خارجی آن، سطوح شیر (shear) افقی تشکیل می‌شود. با ادامه آن، در امتداد همان شیرها، خردشدگی و پودر شدگی در نمک حاصل می‌شود.
با توضیحات فوق، ملاحظه می‌کنیم که مساحتی که گنبدهای نمکی در سطح زمین اشغال می‌کند همیشه معادل قطر ساقه اصلی خود گنبد نمی‌باشد، زیرا با جریان یافتن نمک در اطراف ساقه گنبد که اصطلاحاً به آن یخچال نمک (salt glacier) یا نمکسار می‌گویند مساحت گسترش سطحی خیلی بیشتر از قطر ساقه نمک است.
خاصیت پلاستیک در نمک را می‌توان با توجه به وجود چین‌های ظریف در آن به اثبات رسانید. این موضوع باعث می‌شودکه گاهی نمک، در طی حر کت، پیچ و تابهایی بردارد و به اصطلاح دچار چین‌خوردگی موضعی شود. این مسئله خود به خاصیت پلاستیک نمک و مقاومتی که در حین حرکت با آن مواجه است در ارتباط می‌باشد.
بررسی ‌های آماری:
بررسی‌های آماری بر روی گنبدهای نمکی حوضه خلیج فارس نشان داده است که:
1- هر قدر گنبدهای فرسوده‌تر باشند یعنی نمک آنها بیشتر شسته شده باشد قطعات بیگانه آن زیادتر است.
2- تعداد قطعات بیگانه در گنبدهای مقاوم و پابرجا به سمت خارج و حاشیه آن زیادتر از مرکزی است.
3- اندازه قطعات بیگانه متفاوت است، قطعات چند صد متری تا اندازه‌های سانتیمتری و حتی کوچکتر در نمک یافت می‌شود که مسلماً قطعات بزرگتر بیشتر توجه را به خود جلب می‌کند. در یک جزیره که پی سنگ آن نمک باشد باید توجه داشت که قطعات آتشفشانی چند صد متری را به فوران یک کوه آتشفشان در داخل گنبد مربوط ننمائیم.
4- در گنبدهای نمکی، جنس قطعات بیگانه بسیار متفاوت است و اساساً شامل ماسه سنگ، شیل، آهکهای تیره رنگ، کنگلومرا، خاک سرخ، دولومیت، ژیپس و سری‌های متفاوت از سنگهای آتشفشانی نظیر ریولیت، داسیت، ایگنمبریت، بازالت آندریت، تراکیت و بنا به نوشته ابراین (1957) و هاریسون (1930)، اسپیلیت، آمفیبولیت، سرپانتینیت در بعضی جزایر است.
5- تعداد گنبدهای نمکی در حاشیه خلیج فارس بنا به نوشته کنت (kent 1959) در حدود 200 عدد است که در 118 تای آن بیرون زدگی نمک مشخص می‌باشد و 26 تای آن در سطح زمین به صورت گنبد ظاهر نشده و به اصطلاح مخفی می‌باشند و بقیه مشکوک هستند.
6- در بیرون زدگیهای گنبدی، گاهی تنها گچ مانند رستاق) گاهی تنها نمک (مانند اکثر توده‌های گنبدی) و گاهی هر دو با هم دیده می‌شوند (مانند گچین).
7- وجود قطعات سانتیمتری بازالتی و پونس در داخل نمک گنبد سیاهون، نشان می‌دهد که لااقل در این ناحیه نظیر آنچه که در حال حاضر در شاخه شمال شرقی ریفت دریای سرخ و بحرالمیت و دریاچه شور عسل امروزی دیده می‌شود همزمان با رسوبگذاری نمک، فورانهای آتشفشانی وجود داشته است.
8- اگرچه پلایر (Player 1949) عقیده دارد که گنبد نمک خورمج در اوایل نئوکومین در سطح زمین ظاهر شده و به صورت جزیره‌ای تا زمان چین خوردگی نهایی زاگرس (پلیو ـ پلیئستوسن) و خاتمه رسوبگذاری وجود داشته است ولی چون بسیاری از گنبدهای نمکی حوزه خلیج فارس، لایه‌های سازند فارس را از جا بلند کرده‌اند، لذا می‌توان ادعا کرد که عامل تکتونیکی مهمی که موجب چین خوردگی زاگرس گردید در ترک و نقل و مکان نهایی نمک‌ها به سطح زمین مؤثر بوده است.
9- سنگهای ماگمایی موجود در بیرون زدگی‌های گنبدهای نمکی اکثراً اسید تا حد واسط و ندرتاً بازیک‌اند. از نظر ترکیب شیمیائی، سنگهای مزبور آلکالن و از عناصر لیتوفیل بزرگ یون مانند پتاسیم، روبیدیوم و اورانیوم و عناصر خاکهای نادر غنی می‌باشند.
10- با توجه به تجزیه شیمیائی نمک و وجود عناصری مانند برم ، ید در آنها و گاه حضور حبابهای آب محبوس در بلورهای نمک و گچ، می‌توان نتیجه گرفت که نمکهای سری هرمز منشاء رسوبی دراد. اگر چه طبق نظریه هاردی(Hardie 1990) احتمالاً در ریفت‌های فعال امروزی و سیستم گسلهای وابسته در قلمرو اقیانوس‌ها و قاره‌ها، با حرکت محلولهای هیدروترمال نمکدار (و حاوی cacl2 ) به سوی سطح زمین و رسیدن آن به محیط رسوبی رسوبات تبخیری با ضخامت زیاد ته نشین می‌شود. در این رسوبات تبخیری پتاسیک قدیمی که از سولفات منیزیوم فقیر بوده و در حوضه‌های گسلی کششی تشکیل شود واجد اختصاصاتی به شرح زیر دیده می‌شود (فرضیه هاردی 1990):
1- تراکم و انباشتگی زیاد رسوبات تبخیری در یک ریفت یا حوضه گسلی امتداد لغز که کانی‌های اصلی آن شامل هالیت، سیلویت، کارنالیت ولی فقیر از سولفات منیزیوم است.
2- سیالات درون‌گیر (انکلوزیون فلوئید) در بلورهای از نوع cacl2 است.
3- انباشتگی و وفور عناصر فلزی مانند آهن، منگنز، سرب، روی، مس، باریم و عناصر خاکهای نادر در نمکهای رسوبی اولیه
4- وجود مواد آتشفشانی بین لایه‌‌ای آلکالی (پتاسیک) در نمکها
5- همزمانی کانی زایی مس، روی و سرب در حوضه رسوبی
6- دگرگونی هیدروترمال در حد رخساره زئولیت، گرین شیست تا آمفیبولیت در بخشی از رسوبات.
رابطه بین گنبدهای نمکی و قطعات سنگهای بیگانه:
در بعضی از گنبدهای نمکی مانند جزیره هرمز و جزیره لارک، نشانه‌هایی حاکی از کنده شدن قطعات عظیم سنگهای آتشفشانی به وسیله نمک دیده می‌شود. این حالت و وفور قطعات آتشفشانی و رسوبی متفاوت در گنبدها را می‌توان به صورت زیر توجیه نمود.
الف ـ ضخامت زیادی از لایه‌های نمک در کف حوضه‌های رسوبی (ریفت) وجود داشته است.
ب ـ ضخامت نمک با توجه به وضعیت گرابن مانند کف حوضه متفاوت بوده است.
ج ـ بر روی لایه‌های نمک مذکور گهگاه بر اثر فوران های آتشفشانی، مواد آتشفشانی انباشته می‌گردید و در عین حال رسوبات شیل و آهک و ماسه سنگ هم به صورت بین لایه‌ای به آنها افزوده می‌شد.
با افزایش مواد آتشفشانی و رسوبی روی نمکها، فشار ناشی از وزن آنها بر روی لایه‌های نمک تدریجاً افزایش یافته و سرانجام ضخامت روی لایه‌های نمک به حدی می‌رسد که می‌تواند نیروی محرکه‌ای در آنها بوجود آورد در نتیجه جریانی افقی در آن ایجاد و به طرف مناطق کم فشار متمایل می‌گردد. بهم خوردگی و بی‌نظمی در طبقات زیرین و فوقانی لایه نمک ممکن است در ایجاد مناطق کم فشار و در نتیجه به حرکت نمک به سوی بالا کمک کند – بدیهی است با حرکت نمک به سمت بالا از نیروی محرکه فوق کاسته می‌شود و تنها با افزایش رسوبات بعدی ممکن است حرکت نمک به سمت بالا ادامه یابد. با توضیحات فوق حرکت نمک به طرف بالا کند، غیر یکنواخت و سرعت متوسط آن در حدود 1/0 تا 2 میلیمتر در سال است (تالبوت و جارویس 1984 – Talbot and al., 1984)
به عقیده ابراین (1975) تشکیل گنبدهای نمک در خلیج فارس در چند مرحله بشرح زیر انجام شده است:
مرحله اول ـ نفوذ سنگهای آذرین:
بعد از رسوبگذاری نمک، تا قبل از اردویسین فورانهای آتشفشانی در جنوب ایران وجود داشته که مجاری این آتشفشانها (دایک، نک)، لایه‌های نمک اینفراکامبرین و رسوبات فوقانی آنرا قطع می‌کرده است.
مرحله دوم ـ حرکت نمک:
پس از انجماد مجاری آتشفشانها (نک و دایک)، حجم آنها کاسته شد و به این ترتیب بین این سنگهای آتشفشانی و سنگهای مجاور، انفصال و گسیختگی بوجود آمد بنابراین، منطقه کم فشاری ایجاد گردید که خود محلی مناسب برای عبور مواد سیال، منجمله نمک شد. با نشست نمک به داخل گسیختگی‌ها، اختلاف فشاری بوجود می‌آید که خود توانست موجب تحرک لایه‌های نمک زیرین و حرکت آنها بسوی بالا باشد.
مرحله سوم ـ ورود نمک:
با افزایش ضخامت رسوبات سطحی، نمک به حرکت خود ادامه داد. در این مرحله، گسیختگی اطراف مجاری آتشفشانی عریض‌تر شد که خود در افزایش جریان نمک مؤثر است. به این ترتیب بخشی از توده نمک از جا کنده و به سوی سطح زمین رانده شد. وجود قطعات بیگانه در داخل و سطح نمک را می‌توان به طریق فوق توجیه کرد. مسلماً وقتی نمک در سطح زمین ظاهر شود، مانند یخچال شروع به حرکت می‌کند و جریانی در آن ایجاد می‌شود که به خردشدن و پودر شدن آن کمک کرده و در آن سطوح بریدگی شیر بوجود می‌آورد. حرکت صعودی نمک در سنگهای مجاور، بریدگی هائی بوجود می‌آورد که بر اثر فشار درونی گاهی ماند قارچ بر روی لایه‌های مجاور گسترده شده