پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شمارهها | 1,828 |
| تعداد مقالات | 14,857 |
| تعداد مشاهده مقاله | 40,658,763 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 15,776,762 |
خاستگاه و محیط رسوبی نهشته های آبرفتی نئوژن دشت بیرجند (خراسان جنوبی) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 3، دوره 41، شماره 1 - شماره پیاپی 98، فروردین 1404، صفحه 21-58 اصل مقاله (7.51 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2024.142776.1296 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مریم مرتضوی مهریزی* 1؛ عالیه اشرفی2 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2دانشجوی کارشناسی ارشد، رسوب شناسی و سنگ شناسی رسوبی، گروه زمین شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نهشته های آبرفتی نئوژن دشت بیرجند، بهمنظور بررسی جایگاه زمینساختی، منشأ و شرایط رسوبگذاری، بررسی شده است. مطالعۀ حاضر براساس مشاهدات صحرایی 8 نیمرخ آبرفتی در رخنمونهای برش جاده و پتروگرافی قطعات کنگلومرایی و ماسهسنگها انجام شده است. پتروگرافی قطعات کنگلومرایی وجود قطعات آذرین نفوذی و خروجی ازجمله سنگهای الترامافیک، مافیک و حد واسط و نیز سنگهای رسوبی نظیر قطعات ماسهسنگی و آهک ماسهای را در این نمونهها نشان میدهد. براساس آنالیز کمی کانیهای تخریبی، ماسهسنگها فلدسپاتیک لیتارنایت تا ساب لیتارنایت بوده و اجزای تشکیلدهندۀ آنها احتمالاً از سنگهای آذرین حد واسط تا مافیک، سنگهای رسوبی و به مقدار کمتر سنگهای دگرگونی حاصل شدهاند. ترسیم نتایج دانهشماری بر نمودارهای مثلثی تفکیککنندۀ منشأ و جایگاه زمینساختی، اشتقاق این رسوبات از موقعیتهای کوهزایی با چرخۀ مجدد و کمانهای ماگمایی مخلوط را منعکس میکند. با توجه به زمینشناسی منطقه و دادههای حاصل از آنالیز جریان دیرینه، به نظر میرسد که بتوان واحدهای افیولیتی کرتاسه، واحدهای فلیشی کرتاسۀ پسین تا ائوسن، سنگهای رسوبی آواری-کربناته پالئوژن و سنگهای ولکانیکی ائوسن- میوسن در شمال محدودۀ مدنظر را بهعنوان سنگ منشأ رسوبات فوق در نظر گرفت. تفکیک رخسارههای هر توالی براساس ویژگیهای بافتی و ساختمانهای رسوبی نشان میدهد که این رخسارهها در سه مجموعه رخسارهای کنگلومرایی، ماسهسنگی و گلسنگی جای میگیرند. براساس تغییرات عمودی و جانبی رخسارهای، محیط رسوبگذاری این نهشتهها احتمالاً سیستم رودخانهای بریدهبریدۀ کمعمق با بستر گراولی در نواحی نزدیک به منشأ بوده است. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نهشته های آبرفتی نئوژن؛ پتروگرافی؛ محیط رسوبی؛ جایگاه زمین ساختی؛ دشت بیرجند | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه منشأیابی، روشی مؤثر در تشخیص انواع سنگ مادر رسوبی، بازیابی شرایط رسوبگذاری و تعیین موقعیت جغرافیایی ناحیۀ منشأ است. علاوه بر این، این روش برای نشاندادن جهت منشأ و عوامل کنترلکنندۀ یک سیستم رسوبی کاربرد دارد. بررسی اختصاصات سنگشناسی رسوبی نهشتههای تخریبی در تعیین نوع سنگ مادر و منشأ، از اهمیت بالایی برخوردار است. چارچوب رسوب آواری بهویژه نهشتههای ماسهای، بسته به ترکیب کانیشناسی آن، نسبتبه فرآیندهای طبیعی و محیط تکتونیکی ناحیۀ منشأ حساس است. بنابراین، روشی که از ترکیب نهشتۀ آواری برای تعیین ماهیت زمینساختی ناحیۀ منشأ استفاده میکند، بهطور گسترده در آنالیز حوضه و در مباحث مربوط به نوع و تکامل حوضه کاربرد دارد (Yuan and Wang 2016; Hauhnar et al. 2018; Chima et al. 2018; Baiyegunhi et al. 2020). در گذشته مطالعات مرجع متعددی در این زمینه انجام شده است که هماکنون نیز نتایج آنها به کار میرود (Dickinson 1976; Ingersoll and Suczek 1979; Dickinson and Suczek 1979; Dickinson et al. 1983; Dickinson 1985; Dickinson 1988; Basu 2003). با وجود اینکه ترکیب اولیۀ ماسهسنگها ازطریق فرآیندهایی نظیر هوازدگی، حمل و نقل و دیاژنز تحت تأثیر قرار میگیرد، پتروگرافی آنها، بیشتر اختصاصات ناحیۀ منشأ رسوبات را منعکس میکند (Dickinson 1985). Ingersoll and Suczek (1979) اعتقاد دارند که عوامل دیگری نظیر ویژگیهای ناحیۀ منشأ، کوهزائی، چند چرخهای بودن، مسیرهای ذخیرهشدن یا شستوشوی نیز به تشکیل رسوبات تخریبی کمک میکنند. آنالیز منشأ معمولاً برای تعیین سنگ مادر اجزای تشکیلدهندۀ رسوب و همچنین شرایط جغرافیای دیرینهای انجام میشود که تحت تأثیر آن شکل گرفتهاند (Chima et al. 2018). Weltje and Von Eynatten (2004) بر این نکته تأکید دارند که منشأ شامل همۀ عواملی است که تولید رسوبات آواری را تسهیل میکند. همانطور که Dickinson (1985) بیان میکند، جایگاه زمینساختی حوضۀ رسوبی، عامل اصلی کنترلکننده ترکیب سنگهای رسوبی است. با توجه به این واقعیت که محیطهای تکتونیکی مختلف، ترکیب کانیشناسی خاصی دارند، هریک تحت تأثیر فرآیندهای رسوبی ویژهای قرار میگیرند. مطالعات منشأ، تعیین اختصاصات رسوبی را امکانپذیر میکند که ازطریق اندازهگیری دادههای بافتی و ترکیبی حاصل و ازطریق اطلاعات تحقیقات دیگر تکمیل میشوند (Pettijohn et al. 1987; Baiyegunhi et al. 2017; Chima et al. 2018). به این ترتیب با کمک تجزیه و تحلیل پتروگرافی، درک و بازسازی تاریخچۀ رسوبی سنگهای رسوبی دیرینه امکانپذیر میشود. منطقۀ مطالعهشده که ازنظر ساختاری جزء زون زمین درز سیستان[1] (SSZ) محسوب میشود، شامل نهشتههای پادگانهای آبرفتی به سن نئوژن، در استان خراسان جنوبی و در شهر بیرجند است که بین طولهای جغرافیایی «30 ' 16 ° 59» تا «00 ' 11 ° 59» شرقی و عرضهای جغرافیایی «55 ' 53 ° 32 تا " 28 ' 52 ° 32» شمالی قرار دارد (شکل B1). رودخانهها بهعنوان مهمترین عامل تغییر شکل سطح زمین، بیش از هر عامل دیگری در شکلبخشیدن به محیط زندگی بشر مؤثر بودهاند. پارامترهای زمینریختشناسی و رسوبشناسی سیستمهای رودخانهای، با عوامل متعددی چون شرایط اقلیمی، فیزیوگرافی حوضۀ آبریز، زمینشناسی و فعالیتهای تکتونیکی منطقۀ مدنظر، تحت تأثیر قرار گرفتهاند و این عوامل نقش اساسی در تغییرات سرعت، نوع و عمق جریان رودخانه، میزان حمل و نقل رسوب و درنهایت تشکیل رخسارههای رسوبی مختلف داشتهاند (Papangelakis et al. 2022). رخسارههای رسوبی که در شرایط مختلف بر جای گذاشته میشوند، ناشی از تغییرات رژیم جریان یا در مقیاس بزرگتر، تغییر در محیط رسوبیاند (Rai and Yoshida 2021). تشخیص عناصر ساختاری رودخانهای در نهشتههای رسوبی این سیستم، نقش مهمی در تفسیر توالیهای رسوبی دیرینه دارد و به بازسازی الگوی کانالهای دیرینه کمک میکند (Benito et al. 2023).
شکل 1- (A) نقشۀ واحدهای رسوبی- ساختاری ایران که موقعیت زون زمیندرز سیستان با مربع مشکی روی آن مشخص شده است (برگرفته با تغییراتی از Motiei (1994)) و (B) موقعیت جغرافیایی محدودۀ مطالعهشده (برگرفته از Bakhtiari (2019)) Fig 1- (A) Map of the sedimentary-structural units of Iran, with the location of the Sistan Suture Zone that marked with a black square on it (taken with changes from Motiei (1994)), (B) the geographical location of the studied area (taken from Bakhtiari (2019)).
اهداف این مطالعه عبارتاند از: (1) تجزیه و تحلیل دادههای پتروگرافی نهشتههای ماسهسنگی در نیمرخهای آبرفتی مطالعهشده، بهمنظور شناسایی اجزای تشکیلدهندۀ رسوبات تخریبی، طبقهبندی و استنتاج منشأ تکتونیکی و (2) شناسایی و آنالیز رخسارههای رسوبی و ارائۀ مدل رسوبگذاری نهشتههای آبرفتی فوق.
زمینشناسی عمومی و نیمرخهای رسوبی مطالعهشده ایران منطقۀ همگرایی تکتونیکی است که بین دو پلیت اوراسیا در شمال و عربی در جنوب واقع شده است. این همگرایی با شکلگیری و بالاآمدگی رشتهکوههای البرز، زاگرس و زون مکران همراه است. از سوی دیگر، ایران دارای تکامل تکتونیکی پیچیده است که با تاریخچۀ تتیس مرتبط است (Berberian and King 1981). بستهشدن چندین حوضۀ اقیانوسی نئوتتیس پشت کمانی در اواخر کرتاسه و اوایل ترشیری، با تشکیل زمین درزهایی چون زون زمین درز سیستان (SSZ)، نائین بافت و سبزوار همراه است (Meyer and Le Dortz 2007). زون زمین درز سیستان، شرقیترین شکل تکتونیکی فعال ایران است که در مجاورت مرزهای شرقی ایران با کشورهای افغانستان و پاکستان قرار دارد و نقش مهمی را در تجمع برشی بین بلوکهای ایران مرکزی و هلمند ایفا میکند (Walker and Jackson 2004) (شکل A1). زون زمیندرز سیستان، که از اوایل کرتاسه با یک منشور برافزاینده و تغییر شکل یافته تعریف شده است، تاریخچۀ نسبتاً پیچیدهای دارد که شامل جدایش، فرورانش، استقرار تودههای افیولیتی، برخورد قارهای و بالاآمدگی و همچنین حداقل سه مرحله تغییر شکل سنوزوئیک است که به وضعیت فعلی آن منجر شده است (Camp and Griffis 1982; Sengor et al. 1988). ناحیۀ بررسیشده شامل واحدهای پادگانهای آبرفتی نئوژن در شهر بیرجند است که بهصورت نهشتههای کنگلومرایی، ماسهسنگی و گلسنگی با روند شمال غربی- جنوب شرقی رخنمون دارد. در نقشۀ زمینشناسی 1:100000 بیرجند (Eftekharanejad 1986) این واحد با نام Ngc مشخص شده است که بهصورت دگرشیب، واحدهای سنگی قدیمیتر را میپوشاند. واحدهای سنگی قدیمیتر اطراف محدودۀ مطالعهشده شامل واحدهای افیولیتی و رسوبات فلیشی با سن کرتاسۀ پسین تا ائوسن، سنگهای رسوبی آواری و کربناتۀ پالئوژن و سنگهای ولکانیکی و رسوبی جوانتر است. نهشتههای کواترنر شامل پادگانه و مخروط افکنههای آبرفتی قدیمی، پادگانههای آبرفتی جدید، پهنههای نمکی، رسی و تپههای ماسهای و نیز آبرفتهای عهد حاضر جوانترین تشکیلات موجود در منطقهاند. 8 نیمرخ رسوبی از نهشتههای آبرفتی نئوژن، در مناطقی انتخاب شده است که برشهای جادهای، دسترسی به رخسارههای سنگی این واحد را مقدور کرده است (شکل 2). ضخامت نیمرخهای فوق از 67/1 متر تا 98/4 متر (بهطور متوسط 62/3 متر) در تغییر و ارتفاع متوسط آنها از سطح دریا 1500 متر است (شکل 3).
شکل 2- موقعیت 8 نیمرخ رسوبی انتخابشده از نهشتههای آبرفتی نئوژن دشت بیرجند و واحدهای سنگی اطراف محدودۀ مطالعهشده (برشی از نقشۀ زمینشناسی 1:100000 بیرجند (Eftekharanejad 1986) همراه با تغییرات Fig 2- The position of 8 selected sedimentary profiles from the Neogene alluvial deposits of the Birjand Plain and rock units around the study area (a section of the 1:100,000 geological map of Birjand (Eftekharanejad 1986) with changes شکل 3- تصاویر صحرایی 8 نیمرخ رسوبی نهشتههای آبرفتی نئوژن دشت بیرجند Fig 3- Field photographs of Neogene alluvial terrace sedimentary profiles of Birjand plain ادامۀ شکل 3 Continuation of Figure 3 ادامۀ شکل 3 Continuation of Figure 3 روش کار و شیوۀ انجام مطالعه مطالعۀ صحرایی 8 نیمرخ رسوبی انتخابشده از واحدهای آبرفتی نئوژن (شکل 3)، ازلحاظ اختصاصات بافتی و ساختمانهای رسوبی، بر مبنای معیارهای صحرایی Stow (2005) انجام و انواع رخسارههای سنگی نهشتههای فوق براساس ویژگیهای بافتی و ساختی، تغییرات شکل هندسی و سطوح محصورکننده طبق ردهبندی(2000, 2006) Miall از هم تفکیک شدهاند. قطعات گراولی رخسارههای کنگلومرایی و نمونههای ماسهسنگی بهمنظور بررسی آزمایشگاهی در نظر گرفته شدهاند. برای مطالعۀ پتروگرافی ترکیب قطعات گراولی، از رخسارههای سنگی کنگلومرایی تعداد 200 قطعه بر طبق روش (2005) Stow نمونهبرداری و برای تهیۀ مقطع میکروسکوپی آماده شده است. ترکیب مودال و تحلیل بافتی نمونههای ماسهسنگی نیز بر 10 مقطع نازک تهیهشده انجام شده است. درصد فراوانی اجزای اصلی تشکیلدهندۀ چارچوب ماسهسنگها نظیر کوارتز، فلدسپات و خردهسنگ و کانیهای فرعی مثل میکاها، کانیهای سنگین کدر و شفاف و نیز سیمان، با استفاده از روش Gazi-Dickinson (Gazzi 1966; Dickinson 1970; Ingersoll et al. 1984; Zuffa 1985) انجام شده است. طبقهبندی اجزای تخریبی تشکیلدهندۀ ماسهسنگهای مطالعهشده در جدول 1 و درصد فراوانی آنها در جدول 2 ارائه شده است. برای نامگذاری نمونههای ماسهسنگی از طبقهبندی ترکیبی (1980) Folk استفاده شده است. با توجه به اینکه چارتهای مقایسهای، روشی ساده و سریع برای تعیین ویژگیهای بافتیاند، برای بررسی گردشدگی، کرویت دانهها و جورشدگی از چارتهای موجود (Powers 1953; Tucker 2001) استفاده و اندازۀ دانههای تشکیلدهنده نمونههای ماسهسنگی نیز اندازهگیری و انواع نمونهها براساس طبقهبندی Udden-Wentworth ردهبندی شدهاند. جدول 1- پارامترهای چارچوب مودهای تخریبی (Dickinson 1985) Table 1- Detrital modes of framework parameters (Dickinson 1985)
بحث و تحلیل یافتههای پژوهش پتروگرافی نهشتههای آبرفتی مطالعهشده بافت سنگهای آواری مطالعهشده رخسارههای کنگلومرایی در ناحیۀ مطالعهشده، بیشتر از نوع پلی میکتیک و برون سازندیاند و ازنظر نسبت فراوانی قطعات و ماتریکس، در دو نوع ماتریکس پشتیبان و دانه پشتیبان قرار میگیرند. اندازۀ قطعات گراولی در رخسارههای فوق، از 2 میلیمتر تا حدود 30 سانتیمتر متغیر است که بر پایۀ طبقهبندی Udden-Wentworth در ردۀ گرانول و بولدر ریز قرار میگیرند. قطعات گراولی عموماً نیمهزاویهدار تا نیمهگردشده و شکل قطعات از کروی، دیسکی تا تیغهای شکل در تغییر است. جورشدگی قطعات در رخسارههای سنگی کنگلومرایی ضعیف است. اندازۀ ذرات تشکیلدهنده ماسهسنگهای بررسیشده از خیلی ریز (08/0 میلیمتر) تا خیلی درشتدانه (91/1 میلیمتر) (بهطور متوسط 4/0 میلیمتر) در تغییرند و از جورشدگی متوسط تا خوبی برخوردارند. شکل دانهها بیشتر نیمهزاویهدار تا نیمهگردشده است و بیشتر ذرات، کرویت پایینی دارند. با توجه به اینکه بیشتر نمونههای ماسهسنگی بهطور ضعیف سیمانی شدهاند، نمونههای فوق سست و فضای خالی بین ذرات زیاد است. در بسیاری از نمونهها، آرایش ذرات غیر متراکم است و تماسهای بین دانهای بیشتر از نوع نقطهای و خطی است. با توجه به شکل و جورشدگی دانهها و نیز فقدان رس ماتریکسی در فضای بین آنها، این رسوبات ازنظر بلوغ بافتی در مرحلۀ سابمچور تا مچورند. ترکیب قطعات گراولی در رخسارههای کنگلومرایی با توجه به اینکه نمونههای کنگلومرایی ناحیۀ مطالعهشده، پلی میکتیکاند، قطعات سازندۀ آنها ازنظر سنگشناسی بسیار متنوعاند. قطعات آذرین (الترامافیک، مافیک و حد واسط) و رسوبی ازجمله قطعات فراوان در رخسارههای کنگلومرایی فوقاند. از بین 200 قطعۀ برداشتشده از واحدهای کنگلومرایی منطقه، حدود 20درصد آنها قطعات آذرین الترامافیک، 25درصد آذرین مافیک، 40درصد آذرین حد واسط و 15درصد قطعات رسوبیاند. اگرچه قطعات آذرین الترامافیک بیشتر سرپانتینی شدهاند، با حضور کانیهای شاخصی چون الیوین و پیروکسن شناساییشدنیاند (شکل A4 و B). قطعات آذرین مافیک شامل قطعات گابرو (شکل C4)، بازالت شیشهای (شکل D4)، بازالت (شکل E4) و آندزیت بازالتی (شکل F4) که با داشتن کانیهای شاخصی مثل پلاژیوکلاز، پیروکسن و هورنبلند تشخیصدادنیاند. قطعات آذرین حد واسط نیز بیشتر آندزیتی (شکل A5(، تراکی آندزیتی (شکل B5) و دیوریت (شکل C5) پورفیریاند که با حضور کانیهایی چون پلاژیوکلاز، فلدسپات پتاسیمدار و هورنبلند مشاهده میشوند. قطعات رسوبی نیز شامل خردههای ماسهسنگی (شکلهای D5 و E5) و آهک ماسهای (شکل F5) هستند که با حضور اجزایی چون کوارتز، پلاژیوکلاز، ارتوکلاز، میکاها و کانیهای سنگین شناساییشدنیاند. پتروگرافی ماسهسنگها ماسهسنگهای مطالعهشده از دانههای چارچوبساز، کانیهای فرعی، سیمان و حفرات خالی تشکیل شدهاند. دانههای چارچوبساز شامل کوارتز، فلدسپات و خردههای سنگیاند، در حالی که کانیهای فرعی شامل میکاها (مسکویت و بیوتیت)، کانیهای سنگین شفاف و کدرند. سیمان بین دانهها شامل سیمان کربناته (کلسیتی) اولیه است. همانطور که پیش از این ذکر شد، دستهبندی اجزای تخریبی ماسهسنگها در جدول 1 و فراوانی آنها در جدول 2 ارائه شده است. کوارتز: فراوانترین کانی اصلی سازندۀ چارچوب ماسهسنگهای مطالعهشده، کوارتز تکبلوری و چندبلوری است. مقدار کوارتز کل (Qt) در نمونههای این مطالعه، بین 18/38 تا 23/88درصد در تغییر است (جدول 2). میانگین درصد فراوانی کوارتزهای تکبلور و چند بلور در نمونههای مطالعهشده، به ترتیب 82/58 و 20/10 درصد است (جدول 2). شکل 4- تصاویر میکروسکوپی (نور XPL) از انواع قطعات گراولی آذرین الترامافیک و مافیک شناساییشده (A) و (B) قطعات آذرین الترامافیک سرپانتینیشده؛ (B) قطعۀ آذرین مافیک گابرویی؛ (C) قطعۀ مافیک بازالت شیشهای؛ (D) بازالت همراه با کانیهای پلاژیوکلاز (Pl) و پیروکسن (Py) و (D) آندزیت بازالتی با بلورهای پورفیری پلاژیوکلاز (Pl) و آمفیبول هورنبلند (Ho). Fig 4- Microscopic images (XPL light) of the identified types of ultramafic and mafic igneous gravels, (A) and (B) serpentinized ultramafic igneous fragments, (B) gabbroic mafic igneous fragment, (C) glassy basalt mafic fragment, (D) basalt with plagioclase (Pl) and pyroxene (Py) minerals and (D) basaltic andesite with plagioclase (Pl) and hornblende amphibole (Ho) porphyry crystals.
شکل 5- تصاویر میکروسکوپی (نور XPL) از قطعات آذرین حدواسط و رسوبی در نهشتههای مطالعهشده (A) آندزیت با بافت پورفیری و کانیهای پلاژیوکلاز (Pl) و هورنبلند (Ho)؛ (B) قطعهای از جنس تراکی آندزیت؛ (C) دیوریت؛ (D) قطعۀ رسوبی ماسهسنگی؛ (E) قطعۀ ماسهسنگی با بلورهای درشت پیریت و (F) قطعهای از آهک ماسهای. Fig 5- Microscopic images (XPL light) of intermediate igneous and sedimentary fragments in the studied deposits, (A) andesite with porphyry texture and plagioclase (Pl) and hornblende (Ho) minerals, (B) fragment of thearchy andesite, (C) diorite, (D) sandstone sedimentary gravel, (E) sandstone gravel with coarse pyrite crystals and (F) fragment of sandy limestone. جدول 2- ترکیب مودال ماسهسنگهای ناحیۀ مطالعهشده اعداد برحسب درصد بیان شده است. Table 2- Modal composition of the sandstones of the study area. Numbers are expressed as percentages.
علاوه بر خاموشی مستقیم، برخی دانههای کوارتز تکبلور، خاموشی موجی نشان میدهند و معمولاً نیمهزاویهدار تا نیمه گرد شدهاند. بیشتر این نمونهها کوارتز پلوتونیکیاند (شکل A6). کوارتزهای دگرگونی تبلور مجدد و شیستوز از منشأ دگرگونی بهصورت کوارتزهای چندبلور با خاموشی مرکب و موجی قوی و با اشکال نیمه همبعد، همبعد و کشیده در نمونههای ماسهسنگی مشاهدهشدهاند (شکل A6 و B). فلدسپات: آلکالی فلدسپار (ارتوکلاز) (شکلهای C6 و A7 و D) و پلاژیوکلاز (آلبیت) (شکل D6) ازجمله فلدسپاتهای موجود در نمونههای ماسهسنگی نئوژن است که پلاژیوکلاز فلدسپات، غالب در اکثر نمونههاست (جدول 2). در نمونههای فوق، فراوانی ارتوکلاز از 39/0 تا 09/9 درصد و فراوانی پلاژیوکلاز از 75/1 تا 18/18درصد در تغییر است. دانههای فلدسپات نیمهزاویهدار تا نیمهگردشده بوده و معمولاً متوسط تا درشتدانهاند. برخی دانههای فلدسپات بهطور جزئی سرسیتی شدهاند. ارتوکلاز با سطح ابری و پلاژیوکلاز آلبیت با ماکل پلی سنتتیک قابل تشخیص هستند. خردهسنگها: قطعات سنگی بعد از کوارتز، فراوانترین دانه در ماسهسنگهای مطالعهشدهاند. این قطعات شامل خردهسنگهای رسوبی (شکلهای B6، E و F؛ شکل A7 تا F)، آذرین (خروجی و نفوذی) (شکل A6، B و F) و دگرگونی (شکل D6) هستند که بهطور متوسط درصد فراوانی آنها در نمونههای فوق، به ترتیب 1/5، 2/2 و 1/1درصد است. فراوانی خردهسنگهای دگرگونی و آذرین نفوذی نسبتبه خردهسنگهای رسوبی و ولکانیکی کمتر است. قطعات دگرگونی شامل خردههای شیستی و قطعات آذرین شامل خردههای مافیک و الترامافیک نفوذی و مافیک و حد واسط خروجی است. خردهسنگهای رسوبی شامل خردههای ماسهسنگی (شکل E6)، سیلتستونی (شکل A7)، کربناته (شکل C7 و F) و چرتی (شکل B6 و F7) است. میکاها و کانیهای فرعی: ذرات میکا بهصورت قطعات کوچک یا ورقههای کشیده با فراوانی 2 تا 7درصد مشاهدهشدنیاند. مسکویت (شکل B7 و C) و بیوتیت (شکل D7) دو کانی میکایی اصلی در نمونههاست که ازنظر شیمیایی مسکویت پایدارتر و فراوانتر از بیوتیت است، اما اندازۀ دانههای بیوتیت درشتتر از دانههای مسکویت است. زیرکان (شکل E7) و مگنتیت (شکل F7) نیز دو کانی سنگین در نمونههای مطالعهشدهاند که فراوانی آنها به ترتیب بین 5 تا 12درصد و <1 تا 1درصد متغیر است. شکل 6- تصاویر میکروسکوپی (نور XPL) از اجزای تشکیل دهنده نمونههای ماسهسنگی مطالعهشده اختصارات معرف: Qm کوارتز تکبلور، Qp کوارتز چندبلور، Or ارتوکلاز، Pl پلاژیوکلاز، MRF خردهسنگ دگرگونی، VRF خردهسنگ ولکانیکی، Sand خردهسنگ ماسهسنگی، Silt خردهسنگ سیلتستونی، Ch خردهسنگ چرتی، CRF خردهسنگ کربناته، Zr کانی سنگین زیرکان، Op کانی سنگین مگنتیت، Mu مسکویت، Bio بیوتیت. سیمان کلسیتی بهصورت پراکنده بین ذرات تشکیل شده است. فراوانی بالای فضای خالی بین ذرات بهدلیل سستبودن آنهاست. Fig 6- Microscopic images (XPL light) of the studied sandstone samples constituents, representative abbreviations: Qm monocrystalline quartz, Qp polycrystalline quartz, Or orthoclase, Pl plagioclase, MRF metamorphic rock fragment, VRF Volcanic rock fragments, Sand sandstone rock fragments, Silt siltstone rock fragments, Ch chert rock fragments, CRF carbonate rock fragments, Zr zircon heavy mineral, Op magnetite dark heavy mineral, Mu muscovite, Bio biotite. calcite cement is dispersed between particles. The high abundance of pore spaces between particles is due to their looseness. سیمان و فضای خالی: دانههای تخریبی چارچوب ماسهسنگهای مطالعهشده با زمینهای از سیمان کربناتۀ کلسیتی به هم متصل شدهاند. با توجه به اینکه بیشتر نمونههای ماسهسنگی ناحیۀ مطالعهشده سخت نشدهاند، درصد فراوانی سیمان کم (5 تا 11درصد) و فضای خالی بین دانهها زیاد (19 تا 42درصد) است (شکلهای B6 و A7، B و D). با توجه به درصد پایین سیمان بین دانهها و پراکندگی آن، این رسوبات تحت تأثیر سیمانشدگی اولیه ضعیف قرار گرفتهاند. طبقهبندی ماسهسنگهای مطالعهشده: یکی از مهمترین روشهای ردهبندی ماسهسنگها که براساس ترکیب (یعنی درصد دانههای چارچوب ماسهسنگ) ارائه شده است، طبقهبندی ترکیبی Folk (1980) است. براساس درصد دانههای اصلی چارچوب سنگ (جدول 2)، نمونههای ماسهسنگی نئوژن در گروه ساب لیتارنایت و فلدسپاتیک لیتارنایت قرار میگیرند (شکل 8). منشأ و جایگاه زمینساختی مطالعۀ منشأ ماسهسنگها نشان میدهد که محیطهای تکتونیکی مختلف، الگوهای تکاملی ویژهای دارند و تغییرات ترکیبی معینی را در طی رسوبگذاری مجدد به نمایش میگذارند (Pettijohn 1975; Folk 1980; Dickinson et al. 1983; Dickinson 1985; Hauhnar et al. 2018; Chima et al. 2018; Baiyegunhi et al. 2020). محققین مختلف نظیر Dickinson (1979)، Dickinson and Suczek (1979)، Dickinson et al. (1983)، Dickinson (1985)، Dickinson (1988) و Weltje and Von Eynatten (2004) دانههای تخریبی چارچوب، ماسهسنگ را به موقعیتهای منشأ مختلف (یعنی کریتون پایدار، بالاآمدگیهای پیسنگ، کمانهای ماگماتیکی و کوهزاییهای با چرخۀ مجدد) مرتبط کردهاند. بهمنظور تفسیر و تفکیک انواع مختلف جایگاههای زمینساختی و موقعیتهای منشأ، ماسهسنگهای موجود در نیمرخهای آبرفتی نئوژن شهر بیرجند بر دیاگرامهای مثلثی مختلف QFL (Dickinson 1979; Dickinson et al. 1983; Dickinson 1985; Dickinson 1988) ترسیم شدهاند (شکلهای 9 و 10). در نمودارهای مثلثی Qt-F-L (شکل 9)، ماسهسنگهای نیمرخهای آبرفتی مطالعهشده در محدودۀ کوهزایی با چرخۀ مجدد و با نسبت کمتری در محدودۀ سنگهای کمانی مخلوط قرار گرفتهاند. نمودار مثلثی Qm-F-Lt (شکل A10) نشان میدهد که نمونههای ماسهسنگی مطالعهشده در دو محدودۀ کوارتزی با چرخۀ مجدد و مخلوط سنگهای کمانی قرار میگیرند. البته طبق این نمودار، بیشتر نمونهها با منشأ کوارتزی با چرخۀ مجدد مرتبطاند. شکل 7- تصاویر میکروسکوپی (نور XPL) از اجزای تشکیلدهنده نمونههای ماسهسنگی مطالعهشده (اختصارات مشابه تصویر 6 است) Fig 7- Microscopic images (XPL light) of the studied sandstone samples constituents, representative abbreviations are similar to Fig 6. شکل 8- ترسیم درصد فراوانی دانههای چارچوب سنگ در نمودار مثلثی Q-F-RF برگرفته از Folk (1980) Fig 8- Plotting the percent abundance of rock framework grains in the Q-F-RF triangular diagram, taken from Folk (1980). در نمودارهای مثلثی Qm-P-K (شکل B10) و Qp-Lv-Ls (شکل C10) نمونههای بررسیشده، به ترتیب در محدودۀ منشأ بلوکهای قارهای با افزایش بلوغ و پایداری و نزدیک به محدودۀ کمربند چینخوردۀ تراستی و زمین درزهای برخوردی قرار میگیرند که به نتایج حاصل از نمودارهای مثلثی Qt-F-L (شکل 9) بسیار نزدیک است. همانطور که پیش از این ذکر شد، ترکیب قطعات کنگلومرایی حضور انواع سنگهای آذرین نفوذی و ولکانیکی الترامافیک تا حد واسط و سنگهای رسوبی را بهعنوان سنگ مادر نهشتههای آبرفتی فوق اثبات میکند. قطعات گراولی در رخسارههای کنگلومرایی مطالعهشده، بیشتر از نوع آذرین (نفوذی و ولکانیکی) و رسوبی است و فراوانی قطعات آذرین نسبتبه قطعات رسوبی بسیار بیشتر و نسبت فراوانی قطعات آذرین به رسوبی 7/5 (85درصد قطعات آذرین و 15درصد قطعات رسوبی) است. با توجه به اینکه قطعات کنگلومرایی فوق با توجه به اندازه و میزان گردشدگی، فاصلۀ کمی را نسبتبه منشأ طی کردهاند، اطلاعات باارزشی دربارۀ نوع سنگهای مادر ارائه میکنند. علاوه بر این، ترکیب ماسهسنگهای ناحیۀ بررسیشده نیز عمدتاً از کوارتز، فلدسپات (اکثراً پلاژیوکلاز)، خردههای سنگی (بهویژه خردههای رسوبی و ولکانیکی)، کانیهای فرعی (میکاهای مسکویت و بیوتیت، کانیهای سنگین زیرکان و مگنتیت)، سیمان کربناته (کلسیتی) و فضاهای خالی تشکیل شدهاند. شکل 9- نتایج حاصل از ترسیم دادههای دانه شماری در نمودارهای مثلثی Qt-F-L، (A)Dickinson (1979)، (B) Dickinson (1988) و (C) Dickinson et al. (1983) Fig 9- The results of the point-counting on the Qt-F-L triangular diagrams, (A) Dickinson (1979), (B) Dickinson (1988) and (C) Dickinson et al. (1983) شکل 10- ترسیم نتایج دانه شماری نمونههای مطالعهشده در نمودارهای QmFLt و QpLvLs (Dickinson et al. 1983) و نمودار QmPK (Dickinson and Suczek 1979) Fig 10- Plotting the point-counting results on the QmFLt, QpLvLs (Dickinson et al. 1983) and QmPK diagram (Dickinson and Suczek 1979) براساس درصد فراوانی دانههای چارچوب سنگ در نمودار Folk (1980)، این نمونهها بیشتر ماسهسنگهای ساب لیتارنایتی و فلدسپاتیک لیتارنایتیاند که فراوانی خردهسنگها بهویژه خردهسنگهای رسوبی در آنها نسبتبه فلدسپاتها بیشتر است، به عبارتی آنها بیشتر ماسهسنگهای کوارتزولیتیکیاند که از فراوانی بیشتر کوارتز و خردهسنگهای رسوبی و فراوانی کمتر فلدسپات و خردهسنگهای ولکانیکی برخوردارند. حضور مقادیر کمی بالاتر از فلدسپات در برخی نمونههای مطالعهشده، احتمالاً بهدلیل خشکی شرایط آب و هوایی منطقه در زمان نئوژن است که هوازدگی شیمیایی نمونهها را محدود کرده و باعث حفظ بلورهای فلدسپات شده است. همچنین در این ماسهسنگها، نسبت فراوانی کوارتز تکبلور به چندبلور بالاتر است. پس ماسهسنگهای فوق، ویژگیهای شاخص ماسهسنگهای حاصل از چرخههای مجدد کوهزایی را دارند. براساس طبقهبندیهای ژنتیکی و تجربی انواع کوارتز (Folk 1980)، دانههای کوارتز تکبلور ماسههای مطالعهشده از نوع پلوتونیکی و دانههای کوارتز چندبلور از نوع تبلور مجدد و شیستوند. حضور کوارتزهای تکبلور و چند بلور نشاندهنده حضور سنگهای منشأ آذرین و دگرگونی در ناحیه منشأ است. اگرچه به نظر میرسد منشأ کوارتز پلوتونیکی تکبلور بیشتر از سنگهای آذرین نفوذی باشد، ولی بهدلیل احتمال خردشدگی کوارتزهای چندبلور دگرگونی در طی حمل و نقل، ممکن است این سنگها نیز در تأمین کوارتز تکبلور در رسوب حاصل شرکت کرده باشند. علاوه بر این، چون این رسوبات حاصل سیکلهای مجدد کوهزاییاند، کوارتزهای تکبلور ممکن است از ماسهسنگهای قبلی نیز تأمین شده باشند. حضور مقادیر کم فلدسپات و فراوانی بیشتر پلاژیوکلاز نسبتبه آلکالی فلدسپات نشان میدهد که این دانهها به احتمال زیاد از سنگهای آذرین خروجی تأمین شدهاند. حضور میکاها و فراوانی بیشتر بیوتیتهای دانه درشت نسبتبه مسکویتهای دانهریز، منشأ احتمالی سنگهای آذرین خروجی و سنگهای دگرگونی را منعکس میکند. بنابراین ترکیب ماسهسنگهای مطالعهشده، حضور سنگهای مادر رسوبی، آذرین (نفوذی و خروجی) و به مقدار کمتر دگرگونی را بهخوبی منعکس میکند. با توجه به نتایج حاصل از ترسیم دادههای دانهشماری ماسهسنگهای فوق در شکلهای 9 و 10، موقعیت تکتونیکی ناحیۀ منشأ رسوبات فوق، موقعیتهای کوهزایی با چرخۀ مجدد و کمانهای ماگمایی مخلوط بوده است. ماسهسنگهایی که از مجموعههای فرورانش یا کمربندهای چینخوردۀ تراستی حاصل شدهاند، بیشتر با کوهزایی چرخۀ مجدد همراهاند (Dickinson et al. 1983). کوهزاییهای چند چرخهای شامل سنگهای تغییر شکل یافته و بالاآمدهاند که رشتهکوهها را شکل میدهند و بیشتر از رسوبات تشکیل شدهاند. علاوه بر این، کوهزایی با چرخۀ مجدد افزایش مچوریتی کانیشناسی را نشان میدهد (Tucker 2001). همانطور که Dickinson and Suczek (1979) و Dickinson et al. (1983) بیان کردهاند، در کوهزاییهای با چرخۀ مجدد، منابع رسوب بیشتر سنگهای رسوبی، مقادیر فرعی سنگهای خروجی و به مقدار جزئی سنگهای دگرگونیاند که رخنمونیافته یا توسط کمربندهای کوهزایی بالاآمده و در معرض فرسایش قرار گرفتهاند (Tucker 2001). اکثریت دانهها در بسیاری از ماسهسنگهای حاصل از سیکلهای مجدد کوهزایی، با دانههای سنگی است. بنابراین این ماسهها بیشتر از دانههای کوارتزی- سنگی (Qt-Lt)، با مقدار کمی فلدسپات (F) و دانههای ولکانیکی (Lv) تشکیل شدهاند. نسبت خردهسنگهای رسوبی (Ls) به خردهسنگهای ولکانیکی (Lv) در این ماسهسنگها بالاست. علاوه بر این، از نسبت بالای کوارتز چند بلور به تکبلور (Qm/Qp) برخوردارند (Tucker 2001). اختصاصات فوق با ترکیب ماسهسنگهای ناحیۀ مطالعهشده همخوانی دارد. بررسی وضعیت زمینشناسی منطقه و واحدهای سنگی اطراف محدودۀ مطالعهشده (نقشه 1:100000 بیرجند، Eftekharanejad 1986) نشان میدهد منطقۀ مطالعهشده بهعنوان بخشی از زون زمیندرز سیستان وقایع ناشی از برخورد دو قطعه قارهای لوت و افغان را تجربه کرده و از زمان کرتاسۀ پیشین، بهصورت یک منشور برافزاینده تغییر شکل یافته، تحت تأثیر برخورد قارهای و بالاآمدگی قرار گرفته است. به همین دلیل به نظر میرسد واحدهای افیولیتی کرتاسه (تأمینکنندۀ قطعات آذرین الترامافیک سرپانتینیشده)، واحدهای فلیشی کرتاسۀ پسین تا ائوسن، سنگهای رسوبی آواری-کربناته پالئوژن و سنگهای ولکانیکی و رسوبی جوانتر که در اطراف محدودۀ مدنظر، بهویژه شمال بیرجند رخنمون دارند، بهعنوان سنگهای مادر رسوبات فوق در نظر گرفته شوند. نتایج آنالیز جریان دیرینۀ مربوط به ساختارهای رسوبی موجود در نهشتههای مطالعهشده نیز نشان میدهد که رودخانه در زمان رسوبگذاری این رسوبات از شمال به جنوب محدودۀ مطالعهشده در جریان بوده است (شکل 11). بررسی اختصاصات بافتی و ترکیبی نمونههای ماسهسنگی مطالعهشده نشان میدهد که این نمونهها با داشتن ذرات نیمهزاویهدار تا نیمهگردشده، جورشدگی متوسط تا خوب و فقدان رس ماتریکسی از بلوغ بافتی سابمچور تا مچور و بهدلیل نسبت بیشتر ذرات ناپایدار به ذرات پایدار، از مچوریتی ترکیبی متوسط تا ضعیف دارند. این امر نشان میدهد. این رسوبات مسافت کمی حمل و در نواحی نزدیک به منشأ بر جای گذاشته شدهاند. رخسارههای رسوبی اطلاعات ارزشمندی از تحلیل رخسارهها بهطور عمودی از رخنمونهای نهشتههای رودخانهای به دست میآید. علاوه بر این، تحلیل عناصر ساختاری، اطلاعات تکمیلی بسیار خوبی را در تفسیر نهشتههای رودخانهای ارائه میدهد. چینهها بهخصوص در رسوبات رودخانهای، براساس ویژگیهای رسوبی اولیه مانند لایهبندی، اندازۀ ذرات، بافت و ساختمانهای رسوبی طبقهبندی میشوند (Miall 2006). فرآیندهای رسوبی کنترلکنندۀ رخسارههای رودخانهای نظیر جریانهای کششی و آشفته بر لایهبندی ذرات آواری مؤثرند و از قوانین فیزیکی مشابه تبعیت و رخسارههای سنگی مشابه ایجاد میکنند. بهطور کلی، انواع لایهبندی و ویژگیهای رخسارههای سنگی، منعکسکنندۀ تغییرات سطح انرژی یا شرایط حاکم بر جریان (سرعت و عمق)، نرخ حمل و نقل یا میزان غلظت و نوع رسوب است (Khanehbad et al. 2012). عوامل مختلفی همچون شرایط اقلیمی، وضعیت تکتونیکی حوضه، سرعت و نرخ جریان، عمق، نرخ حمل و نقل در تشکیل رخسارههای رسوبی نقش مهمی دارد (Gao et al. 2007). براساس مطالعات صحرایی و طبقهبندی رخسارههای سنگی Miall (2000 و 2006)، نهشتههای آبرفتی مطالعهشده شامل رخسارههای آواری کنگلومرایی (5 رخسارۀ سنگی: Gmm، Gmg، Gcm، Gh و Gp)، ماسهسنگی (3 رخسارۀ سنگی: Sh، Sm و St) و گلسنگی (2 رخسارۀ سنگی: Fm و Fl) هستند (جدولهای 3 و 4) که در ادامه هر کدام بهصورت جداگانه توصیف و تفسیر میشود. رخسارههای کنگلومرایی رخسارۀ کنگلومرایی ماتریکس پشتیبان تودهای[2] توصیف: این رخساره به رنگ قرمز قهوهای و دارای ماتریکس ماسهای با میانگین فراوانی حدود 65درصد است. این رخساره بهصورت تودهای است و ساختمان رسوبی در آن دیده نمیشود. شکل هندسی رخساره Gmm در پادگانهها بهصورت گسترده و پهن است. جورشدگی قطعات در این رخساره ضعیف و ازنظر گردشدگی، قطعات آن از زاویهدار تا نیمهگردشدهاند. اندازۀ قطعات گراولی در این رخساره از 10 میلیمتر تا 18 سانتیمتر (متوسط اندازۀ دانه 5/6 سانتیمتر) است. از رخسارههای همراه آن، به رخسارۀ Gh اشاره میشود. هیچگونه ایمبرکاسیونی در این رخساره مشاهده نشده است. فراوانی این رخساره در نیمرخهای رسوبی مطالعهشده، حدود 15/3درصد است (جدول 3). تفسیر: این رخسارۀ قرمز قهوهای در شرایط اکسیدان قارهای و در محیطهای نزدیک به منشأ، بهصورت ناگهانی تهنشین شدهاند. به همین دلیل قطعات گراولی بیشتر زاویهدار بوده و در اندازههای متفاوت و با جورشدگی ضعیف مشاهدهشدهاند (برای مثال، Bertoldi et al. 2010). ویژگیهای این رخساره، بهویژه لایهبندی تودهای و فراوانی ماتریکس نسبتبه قطعات، نشاندهنده حمل و نقل کوتاه و نزدیک به منشأ است که معمولاً با جریانهای خطی و آشفته یا جریانهای خردهدار با ویسکوزیته و با بار رسوبی بالا بر جای گذاشته میشوند (Miall 2006; Kostic et al. 2005; Houben 2007; Javidan et al. 2015; Rai and Yoshida 2021). رخسارۀ کنگلومرایی با دانهبندی تدریجی دانه پشتیبان[3] توصیف: از ویژگیهای این رخساره به داشتن قطعات زیاد با فراوانی 70 تا 85درصد و ماتریکس ماسهای اشاره میشود. در این رخساره، طبقهبندی تدریجی نرمال دیده میشود و رنگ آن قرمز قهوهای است. اندازۀ قطعات از قاعده بهسمت بالا کاهش مییابد. اندازۀ قطعات آن بین 3 میلیمتر تا 11 سانتیمتر (بهطور متوسط 5 سانتیمتر) متغیر است. جورشدگی این قطعات ضعیف و بیشتر آنها زاویهدار تا نیمه زاویهدارند. ضخامت این رخساره بهطور متوسط 50 تا 200 سانتیمتر و شکل هندسی آن بهصورت ورقهای است (جدول 3). فراوانی این رخساره در 8 توالی رسوبی مطالعهشده حدود 4/3درصد است. تفسیر: این رخساره در شرایط مشابه با رخسارۀ Gmm تشکیل میشود و تفاوت آن در پایینبودن قدرت جریان است (Deynouxa et al. 2005). این رخساره با جریانات خردهدار با پلاستیسیته کاذب تشکیل میشود و وجود دانهبندی تدریجی نرمال در این رخساره گویای کاهش تدریجی انرژی جریان حملکننده رسوب است (Miall 2006; Sridhar et al. 2013; Ghosh 2014). رخسارۀ کنگلومرایی تودهای دانه پشتیبان[4] توصیف: مهمترین ویژگی این رخساره، فراوانی قطعات (82 تا 95درصد) و داشتن ساختمان تودهای است. هیچگونه آثار چینهبندی در آن دیده نشده و ماتریکس آن بیشتر ماسهای است. ضخامت این رخساره از حدود20 تا 240 سانتیمتر متغیر است. شکل هندسی این رخساره ورقهای است. اندازۀ قطعات این رخساره خاکستری رنگ، بین 5 میلیمتر تا 30 سانتیمتر (بهطور متوسط 5/3 سانتیمتر) در تغییر است. جورشدگی این قطعات ضعیف و بیشتر آنها از زاویهدار تا نیمهزاویهدارند. قاعدۀ آن بهصورت فرسایشی است. از رخسارههای همراه، به رخسارۀ Gmm، Gh وSh اشاره میشود. فراوانی این رخساره در نیمرخهای رسوبی ذکرشده حدود 32/35 درصد است (جدول 3). تفسیر: این رخساره معمولاً با جریانهای خردهدار با پلاستیسۀ کاذب و یا به فرم جریانهای با ویسکوزیته کم بهصورت خطی یا آشفته بر جای گذاشته میشود (Miall 2006). نبود دانهبندی تدریجی نشاندهنده شرایط جریان سریع و نبود زمان کافی برای رسوبگذاری تدریجی است (Laronne and Shlomi 2007). حالت تودهای این رخساره، جورشدگی ضعیف و نبود ذرات دانهریز پرکننده، نشاندهنده انرژی سیلاب بالا و تأمین رسوب دانه درشت کافی و نزدیک به منشأ است. این رخساره نشاندهندۀ انرژی بالای محیط هنگام رسوبگذاری است که از تهنشینشدن ذرات ریز جلوگیری میکند. حالت تودهای آن بهدلیل تشکیلشدن در انرژی بالا و شرایط جریان آشفته است (Kostic et al. 2005). این رخساره مربوط به کف کانال یا پایینترین بخش سدهای رسوبی است و معمولاً در رودخانههای بریدهبریده با بستر گراولی تشکیل میشود (Deynouxa et al. 2005; Siddiqui and Robert 2010; Koykka 2011). رخسارۀ کنگلومرایی با چینهبندی افقی دانه پشتیبان[5] توصیف: این رخسارۀ دانه پشتیبان (فراوانی قطعات در این رخساره 64 تا 75درصد است)، دارای لایهبندی افقی و به رنگ قرمز قهوهای تا خاکستری است. ضخامت این رخساره با ماتریکس ماسهای، بهصورت میانگین70 سانتیمتر و شکل هندسی آن بهصورت ورقهای است. اندازه قطعات آن از 5 میلیمتر تا 19 سانتیمتر (بهطور میانگین 2/3 سانتیمتر) متغیر است. جورشدگی قطعات ضعیف و گردشدگی آنها از نیمهزاویهدار تا نیمهگردشده در تغییر است. از رخسارههای همراه آن به Gmm،Gcm ، Fmو Sh اشاره میشود. فراوانی این رخساره در ناحیۀ مطالعهشده، به 54/17درصد میرسد (جدول 3). تفسیر: این رخساره حاوی قطعات فراوان است و بر اثر مهاجرت سدهای طولی و یا به شکل رسوبات باقیمانده در کف کانال تشکیل میشود (Miall 2006; Kim et al. 2009). بافت این رخساره نشاندهندۀ رسوبگذاری جریانهای کششی پرانرژی با عمق کم و تمرکز بالای رسوب است که حمل و نقل ذرات گراولی بهصورت بار بستر انجام شده است. بهدلیل تأمین رسوب بالا، برافزایی رسوبات بهصورت جانبی و بهسمت پاییندست، بهسرعت انجام گرفته و باعث تشکیل چینهبندی مسطح این رخسارۀ رسوبی شده است. این رخساره معمولاً بهصورت نهشتههای پرکنندۀ کانال تشکیل میشود (برای مثال،Oplustil 2005; Miall 2006; Sridhar et al. 2013; Tang et al. 2017). جدول 3- رخسارههای کنگلومرایی شناساییشده در نهشتههای آبرفتی نئوژن و تفسیر شرایط رسوبگذاری (کدهای رخسارهای برگرفته از Miall (2000, 2006)) Table 3- Identified conglomerate lithofacies in the Neogene alluvial deposits and interpretation of depositional conditions (facies codes taken from Miall (2000, 2006))
رخسارۀ کنگلومرایی با طبقهبندی مورب مسطح[6] توصیف: این رخسارۀ گراولی دارای طبقهبندی مورب مسطح است. فراوانی این رخساره در پادگانهها زیاد (حدود 31/3درصد) نیست. اندازۀ قطعات آن 5 میلیمتر تا 11 سانتیمتر (بهطور میانگین 5/1 سانتیمتر) است که جهتیابی ترجیحی ایمبریکاسیون نشان میدهند. ضخامت سریهای مورب تقریباً 40 سانتیمتر و رنگ این رخساره قرمز قهوهای است. جورشدگی قطعات ضعیف و گردشدگی آنها نیمهزاویهدار تا نیمهگردشده است. فضای بین ذرات با ماسه پر شده و فراوانی قطعات از 45 تا 70درصد در تغییر است. رخسارههای رسوبی همراه آن Fm و Gcm است (جدول 3). تفسیر: رخسارۀ سنگی Gp معمولاً در اثر حرکت سدهای متقاطع زبانهای در سیستم رودخانهای بریدهبریده یا در اثر مهاجرت پوینت بار در یک سیستم رودخانهای مئاندری با بار بستر گراولی تشکیل میشود (برای مثال، Miall 2006; Turkmen et al. 2007). طبقهبندی مورب مسطح در این رخساره، نشاندهندۀ حمل و نقل آهستهتر ذرات گراول است که باعث برافزایی عمودی این رخساره شده است (Miall 2006; Sridhar et al. 2013; Fambrini et al. 2017; Rai and Yoshida 2021; Fu et al. 2024). رخسارههای ماسهسنگی رخسارۀ ماسهسنگی با طبقهبندی افقی[7] توصیف: در پادگانههای آبرفتی شمال بیرجند، رخسارۀ Sh به رنگ خاکستری قهوهای، هم در ماسههای ریز (اندازۀ ذرات بین 15/0 میلیمتر تا 25/0میلیمتر) و هم در ماسههای درشت (اندازۀ ذرات بین 6/0 میلیمتر تا 1 میلیمتر) مشاهده شد. لایهبندی افقی در این رخساره به خوبی مشاهدهشدنی است (جدول 4). ضخامت این رخساره بین 11 تا 20 سانتیمتر متغیر است. این رخساره بههمراه رخسارههای Fm، St وGcm دیده میشود و فراوانی آن در نیمرخهای رسوبی مطالعه شده 77/8درصد است. تفسیر: این رخساره تحت شرایط متفاوتی شکل میگیرد: 1- در رژیم جریانی پایین بهصورت طبقات مورب مسطح پایینی و 2- در رژیم جریانی بالایی بهصورت طبقات مسطح بالایی. تفاوت این دو رژیم در سرعت و اندازۀ دانههای ماسه است. طبقات مسطح بالایی بیشتر از ذرات در اندازۀ ماسۀ خیلی ریز تا ماسۀ متوسط است، در صورتی که در طبقات مسطح پایینی بیشتر در اندازۀ ماسۀ درشت دیده میشود (Miall 2006). رخسارۀ Sh با جریانهای کششی یک جهتی و با انرژی کم بر جای گذاشته میشود (Oplustil et al. 2005; Tang et al. 2017). رخسارۀ Sh در قسمتهای بالای پشتههای کانالی و یا داخل کانال رودخانهها تشکیل میشود (Khalifa and Catuneanu 2008). رخسارۀ ماسهسنگی با طبقهبندی تودهای[8] توصیف: در این رخساره هیچگونه ساختمان رسوبی دیده نمیشود و حالت تودهای دارد. ضخامت این رخساره، قرمز قهوهای حدود 15 تا 90 سانتیمتر است و فراوانی آن در نهشتههای مطالعهشده، حدود 80/8درصد است. شکل هندسی آن بهصورت ورقهای است. اندازۀ دانهها در این رخساره از ماسۀ متوسط تا درشت در تغییر است. رخسارههای Sh و Gcm بههمراه این رخساره مشاهده شده است (جدول 4). تفسیر: نبود لامیناسیون و حالت تودهای این رخساره نشاندهنده نهشتهشدن این رخساره با جریان گراویتهای، آشفتگی زیستی و یا رسوبگذاری سریع ذرات معلق و نبود زمان لازم برای تشکیل لایهبندی است (Miall 2006; Deynouxa et al. 2005, Ghazi and Mountney 2009; Ghosh 2014; Van Tha et al. 2015; Rai and Yoshida 2021). رخسارۀ ماسهسنگی با طبقهبندی مورب عدسی [9] توصیف: اندازۀ رسوبات در این رخساره از ماسۀ متوسط تا ریز است. این رخساره به رنگ قرمز قهوهای و ضخامت آن حدود 25سانتیمتر است. این رخساره ساختمان رسوبی طبقهبندی مورب تراف یا عدسی شکل دارد. رخسارۀ St از بالا و پایین با رخسارۀ Sh محصور شده است (جدول 4). ضخامت هر سری بهطور متوسط 10سانتیمتر است. فراوانی این رخساره در نهشتههای نئوژن حدود 75/1درصد است. تفسیر: رخسارۀ St بر اثر مهاجرت مگاریپلهای سه بعدی با خطالرأس پیچیده تشکیل شده است (Harms et al.1982; Tang et al. 2017; Rai and Yoshida 2021). ساختمانهای موجود در این رخساره در اثر حرکت دونهای ماسهای و بر یک سطح فرسایشی ایجاد میشوند (Miall 1996; Ganil and Alam 2003). تشکیل این ساختمان رسوبی حاصل پرشدن کانال یا گسترش سدهای رسوبی است (Ganil and Alam 2003). رخسارههای گلسنگی رخسارۀ سیلتستون و گلسنگ تودهای[10] توصیف: این رخسارۀ قرمز قهوهای، حاوی ذراتی در اندازۀ گل و سیلت است. ضخامت این رخساره از 30 تا 70 سانتیمتر متغیر است. مهمترین ویژگی این رخساره، تودهایبودن آن است و فاقد ساختمان رسوبی خاصی است، آثار فعالیت جانداران قارهای و کانیهای تبخیری و کربناته دارد (جدول 4)، دارای شکل هندسی عدسی تا ورقهای است و فراوانی آن در توالیهای رسوبی مدنظر به 11/14درصد میرسد. از رخسارههای همراه با این رخساره، از Gcm و Gh نام برده میشود. رنگ این رخساره نشاندهندۀ وجود شرایط اکسیدان در طی فرایند رسوبگذاری است. تفسیر: این رخساره ممکن است در اثر رسوبگذاری سریع و پایینرفتن سطح آب و قطعشدن ارتباط کانالها ایجاد شود. همچنین این رخساره ازطریق رسوبگذاری در دشت سیلابی و بخشهای خارج کانال اصلی بر جای گذاشته میشود (Ghazi and Mountney 2009; Safarnejad 2013). مشخصات این رخساره نشاندهندۀ فروکشکردن جریانهای سیلابی قوی و مناسبشدن قدرت جریان برای نهشت رسوبات تخریبی در اندازۀ گل و سیلت است. تهنشینشدن سریع ذرات معلق در شرایطی محیطی آرام، در بخشهای خارج کانال اصلی و دشت سیلابی رودخانه است (Miall 2006; Ghazi and Mountney 2009; Lopez-Gomez et al. 2010; Ghosh 2014; Tang et al. 2017). جدول 4- رخسارههای ماسهسنگی و گلسنگی نهشتههای آبرفتی نئوژن و تفسیر شرایط رسوبگذاری (کدهای رخسارهای برگرفته از Miall (2000, 2006)) Table 4- Sandstone and mudstone lithofacies of the Neogene alluvial deposits and interpretation of depositional conditions (facies codes taken from Miall (2000, 2006))
رخسارۀ سیلتستون و گلسنگ لامینه[11] توصیف: ذرات تشکیلدهندۀ این رخساره در حد ماسه و سیلت است. ضخامت این رخساره بین 10 تا 30 سانتیمتر است. مهمترین ساختمان رسوبی این رخساره لامیناسیون افقی آن است (جدول 4). رنگ این رخساره کرم قهوهای تا قرمز قهوهای است و فراوانی آن در نیمرخهای پادگانهای فوق به 4/3درصد میرسد. تفسیر: لامیناسیون موازی بارزترین و مهمترین ساخت در رخسارۀ مذکور است. این رخساره بیشتر در انرژی پایین جریان آب و در نتیجۀ جریانهای تعلیقی حاصل شده است (Higgs et al. 2012). این رخساره در دشتهای سیلابی در سرعتهای پایین جریان آب و در اثر رسوبگذاری ذرات معلق به وجود میآید و ممکن است بر اثر جریانهای کششی ضعیف نیز، بر جای گذاشته شود (Miall 2006; Lopez et al. 2010). عناصر ساختاری کانالها و سدها از عناصر سازندۀ رسوبی رودخانهها هستند و رسوبات تشکیلدهنده آنها، عناصر ساختاری نامیده میشوند. یک عنصر ساختاری با مجموعه رخسارهای متمایز، شکل هندسی داخلی، شکل خارجی و در برخی موارد نیمرخ قائم مشخص میشود. در مقیاس بزرگتر رخسارههای رسوبی، به شناسایی عناصر ساختاری و درنهایت نوع رودخانه میانجامد (Holbrook and Schumm 1999). عناصر ساختاری براساس مرز یا سطوح بالا و پایین رسوبات، ضخامت، شکل هندسی مجموعه رخسارهها، سنگشناسی رسوبات داخل و خارج کانال و الگوی جریانهای قدیمه، شناسایی میشوند (Miall 2006). در پادگانههای آبرفتی مطالعهشده، براساس رخسارههای رسوبی شناساییشده و پارامترهای فوق، پنج عنصر ساختاری SG، CH، GB، SB وFF شناسایی شده است (جدول 5). اختصاصات خلاصهشده، هریک از عناصر ساختاری فوق در جدول 2 بیان شده است. در شکل 11 ستونهای رخسارهای مربوط به پادگانههای آبرفتی نئوژن دشت بیرجند آورده شده است تا تغییرات عمودی رخسارههای سنگی شناساییشده در 8 نیمرخ رسوبی فوق به خوبی مشخص شود. راهنمای علائم استفادهشده در لاگهای رسوبی (شکلهای 3 و 11) در شکل فوق آورده شده است. رسوبات پرکنندۀ کانال[12] رسوبات پرکنندۀ کانال با مجموعههای رسوبی گراولی و ماسهای عدسی شکل و سطح فرسایشی در قسمت قاعدۀ توالی مشخص میشود (جدول 5). این عنصر ساختاری در رسوبات مطالعهشده، شامل رخسارههای Sh ،Gh ،Sm ، Gmm وGcm است (شکل A12). سدها و اشکال لایهای[13] این عنصر ساختاری شامل رخسارههای Gh وGp است و شکل هندسی عدسی تا ورقهای دارد (جدول 5). کنتاکت تحتانی آن به فرم فرسایشی است. در ابتدا که عمق آب کم است، رسوبات نازکی از گراول به فرم ورقهای در کف کانال پراکنده میشوند. بر اثر افزایش آب در هنگام سیلاب، رسوبگذاری دانههای گراول در کف بستر ادامه مییابد و رخسارۀ سنگیGh تشکیل میشود. عمدتاً در اثر مهاجرت سدهای طولی و متقاطع رخسارههای سنگی، Gt و Gpشکل میگیرند (Miall 2006). این عنصر ساختاری همراه عناصر ساختاری SB وSG مشاهدهشدنی است (شکل A12 و B). جدول5- عناصر ساختاری و مجموعه رخسارههای رسوبی موجود در پادگانههای آبرفتی شمال بیرجند Table 5- Architectural elements and facies association of the north of Birjand alluvial terraces
شکل 11- ستونهای رخسارهای 8 پادگانۀ آبرفتی مطالعهشده که نحوۀ تغییرات عمودی رخسارههای سنگی در آنها مشخص شده است. همچنین، نتایج آنالیز جریان قدیمه برخی ساختمانهای رسوبی در کنار ستون رخسارهای نشان داده شده است. Fig 11- The facies columns of the 8 studied alluvial terraces, in which the vertical changes of the lithofacies have been determined. Also, paleocurrent analysis results of some sedimentary structures are shown near the facies column نهشتههای حاصل از جریانهای گراویته[14] این عنصر ساختاری حاصل رسوب از جریانهای گراویته است. این عنصر ساختاری به فرم پهن تا ورقهای شکل است (جدول 5). بارانهای فصلی باعث ایجاد جریانهای خردهدار و این جریانهای پلاستیک، باعث تشکیل رخسارههای سنگی تشکیلدهندۀ این عنصر ساختاری میشود (Miall 2006). این عنصر ساختاری شامل رخسارههای Gcm و Gmm میشود (شکل B12 و C). ذرات درشت گراول، جورشدگی ضعیف و وجودنداشتن لایهبندی از خصوصیات دیگر این عنصر ساختاری است (Miall 2000). اشکال لایهای ماسهای[15] این عنصر ساختاری به فرم پهن و گسترده دیده میشود (جدول 5). از رخسارههای سنگی ماسهای Sh،Sm وSt تشکیل شده است (شکل B12 وC). این عنصر ساختاری بهصورت پرکنندۀ کانال رودخانههای بریدهبریدۀ کمعمق یا عمیق و یا مجموعههای سدی و یا به شکل صفحات ماسهای رخسارههای دوردست رودخانههای بریدهبریده دیده میشود (Miall 2006). رسوبات دانهریز خارج کانال[16] این عنصر ساختاری حالت ورقهای دارد و حاوی رسوبات ریز خارج کانال است که بهصورت تودهای یا افقی دیده میشود (شکل A12 تا C). این رسوبات دانهریز بهصورت معلق در محیط آرام بر جای گذاشته میشوند (جدول 5). مدل رسوبی فراوانی رسوبات دانهدرشت گراولی و ضخامت کم رسوبات دانهریز خارج کانال، تعداد زیاد سیکلهای ریزشونده بهسمت بالا و قاعدۀ فرسایشی هر سیکل، تغییرات عمودی و جانبی رخسارهها، وجود رسوبات جریانهای خردهدار و عناصر ساختاری تشکیلشده مؤید نهشتهشدن این رسوبات بهوسیلۀ رودخانۀ بریدهبریده با بار بستر گراولی و نزدیک به منشأ است. شکل 11 تغییرات عمودی رخسارههای سنگی را در 8 نیمرخ رسوبی برداشتشده نشان میدهد. با توجه به رخسارههای رسوبی و عناصر ساختاری شناساییشده در رسوبات نئوژن شمال بیرجند مدل رسوبی شمارۀ 2 Miall (2006)، رودخانۀ بریدهبریده با بار بستر گراولی و کمعمق و نزدیک به منشأ (Shallow gravel – bed braided river) پیشنهاد میشود (شکل 13). نوع الگوی کانال در رودخانۀ مطالعهشده، ازطریق عواملی چون دبی یا میزان تخلیۀ جریان، بار رسوبی و مقدار شیب پروفیل طولی رودخانۀ کنترلشده است که این عوامل خود با پارامترهایی چون شرایط آب و هوایی، زمینشناسی و تکتونیک منطقه متأثر شدهاند. مدل رسوبی فوق در نواحی نزدیک به منشأ و با شیب زیاد تشکیل شده است. در این نواحی، میزان دبی یا تخلیۀ جریان بالا، مقدار بار رسوبی بالا و شیب پروفیل طولی رودخانه زیاد است. این عوامل همراه با بارندگیهای فصلی و فراوانی فرآیندهای تکتونیکی در نواحی نزدیک به منشأ به افزایش تأمین رسوب، تشکیل جریانهای گراویتهای و کاهش فضای رسوبگذاری کمک کرده و باعث تشکیل سبک کانال بریده ریده گراولی همراه با رسوبات جریانهای ثقلی شده است. فراوانی رسوبات حاصل از جریانهای کششی، بهویژه رسوبات ماسهای و گلی در این مدل کم است. شکل 12- عناصر ساختاری نهشتههای آبرفتی مطالعهشده Fig 12- Architectural elements of studied alluvial deposits شکل 13- مدل رسوبی پیشنهادی برای نهشتههای پادگانهای آبرفتی نئوژن دشت بیرجند (برگرفته از Miall (2006) همراه با تغییرات) Fig 13- Proposed sedimentary model for the Neogene alluvial terrace deposits of the Birjand Plain (adapted from Miall (2006) with modifications) تجزیه و تحلیل ایکنولوژیکی رسوبات پادگانههای آبرفتی کواترنری شمال بیرجند بهوسیلۀ مرتضوی مهریزی (2023) نیز نشاندهنده حضور ایکنوفاسیسهای قارهای در نهشتههای فوق است که با تنوعی از مجموعه اثر فسیلها شامل اثر فسیلهای Rebuffoichnus casamiquelai، Tombownichnus plenus، لانه مورچۀ فسیلشده، ریزولیتها، Skolithos isp و Palaeophycus همراه است. اثر فسیلهای ذکرشده در دو مجموعه ایکنوفاسیس Coprinisphaera و Skolithos قرار میگیرند. وجود ایکنوفاسیسهای یادشده در رسوبات پادگانههای آبرفتی فوق، تهنشست رسوبات فوق در سیستم رودخانهای و زیرمحیطهای کانال و دشت سیلابی را تأیید میکند. نتیجه نهشتههای آبرفتی نئوژن دشت بیرجند (خراسان جنوبی)، نگاشت زمینشناسی ویژهای را برای مطالعات جغرافیای دیرینه و محیط رسوبی پیش از کواترنری در اختیار قرار میدهد. بررسیهای آزمایشگاهی (مطالعۀ پتروگرافی) و صحرایی نهشتههای آبرفتی در 8 نیمرخ رسوبی از پادگانههای فوق نشان میدهد که:
[1] Sistan Suture Zone: SSZ [2]Matrix-supported Massive Conglomerate: Gmm [3] Clast-supported Graded Conglomerate: Gmg [4] Clast-supported Massive Conglomerate: Gcm [5] Clast-supported Horizontally Stratified Conglomerate: Gh [6] Planar X-bedded Conglomerate: Gp [7] Horizontally Bedded Sandstone: Sh [8] Massive Sandstone: Sm [9] Trough X-bedded Sandstone: St [10] Massive Mudstone, Siltstone: Fm [11] Laminated siltstone and mudstone: Fl [12] Channel Element: CH [13] Gravel Bars and Bedforms: GB [14] Sediment Gravity Flow Deposits: SG [15] Sandy Bedforms: SB [16] Overbank Fines: FF | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Baiyegunhi C. Liu K. and Gwavava O. 2017. Geochemistry of sandstones and shales from the Ecca Group, Karoo Supergroup, in the Eastern Cape Province of South Africa: Implications for provenance, weathering and tectonic setting. Open Geosciences, 9: 340-360. https://doi.org/10.1515/geo-2017-0028. Baiyegunhi T.L. Liu K. Gwavava O. and Baiyegunhi C. 2020. Petrography and Tectonic Provenance of the Cretaceous Sandstones of the Bredasdorp Basin, off the South Coast of South Africa: Evidence from Framework Grain Modes. Geosciences, 10, 340. https://doi.org/10.3390/geosciences10090340. Bakhtiari S. 2019. Auto atlas of Iran along with distance charts of important roads in Iran. Gitashenasi Novin, Tehran, 64 p. [In persian]. Basu A. 2003. A perspective on quantitative provenance analysis, In Valloni R. Basu A. (Eds.), Quantitative Provenance Studies in Italy. Memorie Descrittive Della Carta Geologica dell’Italia, 61: 11-22. Benito G. Greenbaum N. Medialdea A. Calle M. Sanchez-Moya Y. Machado M. Ballesteros-Canovas J.A. and Corella J.P. 2023. Late Pleistocene-Holocene multi-decadal patterns of extreme floods in NW Iberia: The Duero River Palaeoflood record. Quaternary Science Reviews, 321: 1-22. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2023.108356. Berberian M. and King G. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18: 210–265. Bertoldi W. Zanoni L. and Tubino M. 2010. Assessment of morphological changes induced by flow and flood pulses in a gravel bed braided river: The Tagliamento River(Italy). Geomophology, 114: 348-360. https://doi.org/10.1016/j.geomorph.2009.07.017. Camp V. and Griffis R. 1982. Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 15: 221–239. Chima P. Baiyegunhi C. Liu K. and Gwavava O. 2018. Petrography, modal composition, and tectonic provenance of some selected sandstones from the Stormberg Group, Karoo Supergroup, in the Eastern Cape Province, South Africa. Open Geosciences, 10: 821–833. https://doi.org/10.1515/geo-2018-0064. Deynouxa M. Ciner A. Monod O. Karabukoglu M. Manatschal G. and Tuzcu S. 2005. Facies arechitecture and depositional evolution of alluvial fan- delta complexes in the tectonically active Miocene Koprucay Basin, Isparta Angla, Turkey. Sedimentary Geology, 173: 315-343. http://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2003.12.013. Dickinson W.R. 1970. Interpreting detrital modes of greywacke and arkose. Journal of Sedimentary Petrology, 40: 695-707. https://doi.org/10.1306/74d72018-2b21-11d7-8648000102c1865d. Dickinson W.R. 1976. Plate Tectonic Evolution of Sedimentary Basins. American Association of Petroleum Geologists Continuing Education Course Notes, 1: 1-56. Dickinson W.R. 1979. Plate Tectonics and Sandstone Compositions. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 63, 2164–2194. https://doi.org/10.1306/2F9188FB-16CE-11D7-8645000102C1865D. Dickinson W.R. and Suczek C.A. 1979. Plate tectonics and sandstone compositions. American Association Petroleum Geologist Bulletin, 63: 2164-2182. https://doi.org/10.1306/2F9188FB-16CE-11D7-8645000102C1865D. Dickinson W.R. Beard L.S. Brakenridge G.R. Erjavec J.L. Ferguson R.C. Inman K.F. Knepp R.A. Lindberg F.A. and Ryberg P.T. 1983. Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. GSA Bulletin, 94: 222–235. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1983)94<222: PONAPS>2.0.CO;2. Dickinson W.R. 1985. Interpreting Provenance Relations from Detrital Modes of Sandstones. In Provenance of Arenites. Springer Science and Business Media LLC: Berlin/Heidelberg, Germany, pp. 333–361. https://doi.org/10.1007/978-94-017-2809-6_15. Dickinson W.R. 1988. Provenance and Sediment Dispersal in Relation to Paleotectonics and Paleogeography of Sedimentary Basins. In New Prespectives in Basin Analysis; Kleinspehn, K.L., Poala, C., Eds.; Springer: New York, NY, USA, pp. 2–25. Eftekharnezhad J. 1986. 1:100000 Geological Map of Birjand. Iran’s Geological Survey and Mineral Explorations Publications, Meradj Blvd, Tehran, Iran. Fambrini G.L. Neumann N.H.M.L. Menezes-Filho J.A.B. Silva-Filho W.F.D. and Oliveira E.V.D. 2017. Facies architecture of the fluvial Missao Velha Formation (Late Jurassic-Early Cretaceous), Araripe Basin, northeast Brazil: paleogeographic and tectonic implications. Acta Geologica Polonica, 67: 515-545. http://doi.org/10.1515/agp-2017-0029. Folk R.L. 1980. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Co., Austin, Texas, 182p. Fu J. Wang J. Li C. Xu S. Wang J. Zhang J. Xie J. and Yue D. 2024. Study on the sedimentary characteristics of braided fluvial fan. Journal of Taibah University for Science, 18: 1-19. https://doi.org/10.1080/16583655.2023.2286715. Gao C. Boreham S. Preece R. C. Gibbard P. L. and Briant R.M. 2007. Fluvial response to rapid climate change during the Devonian( Weichseliab) Late glacial in the River Great Ouse, southern England, UK. Sedimentary Geology, 202: 193-210. http://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2007.02.004. Ganil M.R. and Alam M. M. 2003. Sedimentation and basin- fill history of the Neogene clastic succession exposed in the southeastern fold belt of the Bengal Basin, Bangladesh: a high- resolution sequence stratigraphic approach. Sedimentary Geology, 155: 227-270. https://doi.org/10.1016/S0037-0738(02)00182-3 Gazzi P. 1966. Le arenarie del flysh sopracretaceo dell Appennino modenese: Correlazioni con il flysh di Monghidoro. Mineralogical Petrografica Acta, 12: 69-97. Ghazi S. and Mountney N.P. 2009. Facies and architectural element analysis of a meandering fluvial succession: The Permain Warchha Sandstone, salt Range, Pakistan. Sedimentary Geology, 221: 99-126. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2009.08.002. Ghosh S. 2014. Palaeogeographic significance of ferruginous gravel lithofacies in the Ajay- damodar interfluve, West Bengal, India. International Journal of Geology, 4: 81-100. Harms J.C. Southard J.B. and Walker R.G. 1982. Structure and Sequence in Clastic Rocks. SEPM Short Course 9.SEPM, Tulsa. https://doi.org/10.2110/scn.82.09. Hauhnar M. Lalnunmawia J. and Vanthangliana V. 2018. Petrography of Barail sandstone of Champhai- Mualkawi section in Champhai district, Mizoram: Implication on provenance and tectonic setting. Advances in Engineering Research, 178. http://doi.org/ 10.2991/msc-18.2018.12. Higgs K.E. King P.R. Raine J.I. Sykes R. Browne. G.H. Crouch E. and Baur J.R. 2012. Sequence stratigraphy and controls on reservoir sandstone distribution in an Eocene marginal marine–coastal plain Fairway, Taranaki Basin, New Zealand. Marine and Petroleum Geology, 30: 175-192. http://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2011.12.001. Holbrook J. and Schumm S.A. 1999. Geomophic and Sedimentary response of rivers to tectonic deformation, a brief review and critique of a tool for recognizing subtle epeirogenic deformation in modern and ancient setting: Tectonophysics, 305: 287-306. https://doi.org/10.1016/S0040-1951(99)00011-6. Houben H. 2007. Geomorphological facies reconstuction of Late Quaternary alluvial by the application of fluvial architecture concepts. Geomorphology, 86: 94-114. http://doi.org/ 10.1016/j.geomorph.2006.08.008. Ingersoll R.V. and Suczek C.A. 1979. Petrology and Provenance of Neogene sand from Nicobar and Bengal fans, DSDP sites 211 and 218. Journal of Sedimentary Petrology, 49: 1217-1228. https://doi.org/10.1306/212F78F1-2B24-11D7-8648000102C1865D. Ingersoll R.V. Bullard T.F. Ford R. Grimm J.P. Pickle J.D. and Sares S.W. 1984. The effect of grain size on detrital modes: a test of the Gazzi-Dickinson pointcounting method. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 103–116. https://doi.org/10.1306/212F83B9-2B24-11D7-8648000102C1865D. Javidan M. Mokhtarpour H. Sahraeyan M. and Kheyrandish H. 2015. Lithofacies, architectural elements and tectonic provenance of the siliciclastic rocks of the Lower Permian Dorud Formation in the Alborz Mountain Range, Northern Iran. Journal of African Earth Sciences, 109: 211-223. http://doi.org/ 10.1016/j.jafrearsci.2015.06.003. Khalifa M. and Catuneanu Q. 2008. Sedimentary of the bahariya Formation (Early Cenomanian), Bahariya Oasis, Western Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 51: 89-103. http://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2007.12.004. Khanehbad M. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Nadjafi A. 2012. Geochemistry of Carboniferous Shales of the Sardar Formation, East Central Iran: Implication for Provenance, Paleoclimate and Paleo-oxygenation Conditions at a Passive Continental Margin. Geochemistry International, 50: 777-790. https://doi.org/10.1134/S0016702912090029. Kim S.B. Kim Y.G. Jo H.R. Jeang K.S. and Cjough S.K. 2009. Depositional facies, architecture and environments of the Sihwa Formation (Lower Cretaceous), midwest Korea with special reference to dinosaur eggs. Cretaceous Research, 30: 100-126. http://doi.org/10.1016/j.cretres.2008.05.016. Kostic B. Becht A and Aigner T. 2005. 3D sedimentary architecture of a Quaternary Gravel Delta (SW Germany), implications for hydrostratigraphy. Sedimentary Geology, 181(29): 143-171. http://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2005.07.004. Koykka J. 2011. The Sedimentation and Paleohydrology of the Mesoproteozoic Stream Deposits in a Strike- slip Basin (Svinsage Formation), Telemark, Southern Norway. Sedimentary Geology, 236: 239-255. http://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2011.01.010. Laronne J. B. and Shlomi Y. 2007. Depositional character and preservation potential of coarse-grained sediments deposited by flood events in hyper- arid braided channels in the Rift Valley, Arava, Israel. Sedimentary Geology, 195: 21-37. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2006.07.008. Lopez- Gomez J. Arche A. Vargas H. and Marzo M. 2010. Fluvial architecture as a response to two-layer lithospheric subsidence during the Permian and Triassic in the Iberian Basin, eastern Spain. Sedimentary Geology, 223(3): 320-333. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2009.11.017. Meyer B. and Le Dortz K. 2007. Strike-slip kinematics in central and eastern Iran: Estimating fault slip-rates averaged over the Holocene. Tectonics, 26: 1–20. https://doi.org/10.1029/2006TC002073. Miall A.D. 2000. Principle of Sedimentary Basin Analysis. Springer-Verlag, New York, 668p. https://doi.org/10.1007/978-3-662-03999-1. Miall A.D. 2006. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis. Petroleum Geology ( printing), Springer-Verlag, New York, 582p. Miall A.D. 1996. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis, and Petroleum Geology. Springer-Verlag, New York, 582p. Mortazavi Mehrizi M. 2023. Introduction of continental ichnofacies from Neogene alluvial deposits of Birjand city. Applied Sedimentology, 11 (21): 166-181. [In Persian] http://doi.org/10.22084/psj.2022.26800.1369. Motiei H. 1994. Geology of Iran: Stratigraphy of Zagros. Geological survy of Iran publication, Tehran, 583p. Oplustil S. Martinek K. and Tasaryova Z. 2005. Facies and architectural analysis of fluvial deposits of the Nyrany Member and Tynec Formation (Westphalian D -Barruelian) in the Kladno – Rakovnik and Pilsen basins. Bulletin of Geosciences, 80: 45-66.. Papangelakis E. Hassan M.A. Luzi D. Burge L.M. and Peirce S. 2022. Measuring geomorphology in river assessment procedures 1: A global overwiew of current practices. Journal of the American Water Resources Association, 59: 1342-1359. http://doi.org/10.1111/1752-1688.13146. Pettijohn F.J. Potter P.E. and Siever R. 1987. Sand and Sandstone. Springer Science and Business Media LLC, Berlin/Heidelberg, Germany, pp. 431–487. https://doi.org/10.1007/978-1-4612-1066-5. Pettijohn F.J. 1975. Sedimentary Rocks, (3rd Edition). Harper and Row, New York, 628p. Powers M.C. 1953. A New Roundness Scale for Sedimentary Particles. Journal of Sedimentary Research, 23: 117. https://doi.org/10.1306/D4269567-2B26-11D7-8648000102C1865D. Rai L.K. and Yoshida K. 2021. Sedimentary facies analysis of the fluvial environment in the Siwalik Group of eastern Nepal: deciphering its relation to contemporary Himalayan tectonics, climate and sea-level change, Earth and Planetary Science, 8: 1-18. http://doi.org/ 10.21203/rs.3.rs-154653/v1. Safarnejad M. 2013. Sedimentology and geomorphology of Nowrozi Catchment in southwest of Quchan. Master’s thesis, Department of Geology, Ferdowsi University of Mashhad, 197 p. [In persian] Sengör A. Altıner D. Cin A. Ustaömer T. and Hsü K. 1988. Origin and assembly of the Tethyside orogenic collage at the expense of Gondwana Land. Geological Society of London Special Publication, 37: 119–181. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1988.037.01.09. Siddiqui A. and Robert A. 2010. Thresholds of erosion and sediment movement in bedrock channels. Geomorphology, 118(14): 301-313. https://doi.org/10.1016/j.geomorph.2010.01.011. Sridhar A. Chamyal L.S. Bhattacharjee F. and Singhvi A. K. 2013. Early Holocene fluvial activity from the sedimentology and palaeohydrology of gravel terrace in the semi- arid Mahi River Basin, India. Journal of Asian Earth Sciences, 66: 240-248. http://doi.org/ 10.1016/j.jseaes.2013.01.017. Stow D.A.V. 2005. Sedimentary Rocks in the Field: A Color Guide. Manson Publishing, London. https://doi.org/10.1201/b15204. Tang L. Jones S. and Gluyas J. 2017. Facies architecture of the fluvial- Aeolian Buchan Formation (Upper Devonian) and its implications on field, Central North Sea, UK. International Journal of Geosciences, 8: 902-924. http://doi.org/10.4236/ijg.2017.87052. Tucker M.E. 2001. Sedimentary Petrology: An Introduction to the Origin of Sedimentary Rocks. 3rd ed., Blackwell Science Lt: Hoboken, NJ, USA, pp. 142–165. Turkmen I. Aksoy E. and Taogin C.K. 2007. Alluvial and Iacustrine facies in an extensional basin: The Miocene of Malatya basin, eastern Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 30: 181-198. http://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.08.006. Van Tha H. Wysocka A. Pha P.D. Cuong N.Q. and Ziolkowski P. 2015. Lithofacies and depositional environments of the Paleogene/ Neogene sediments in the Hoanh Bo Basin (Quang Ninh province, NE Vietnam). Geology, Geophysics, Environment, 41: 353-369. http://doi.org/10.7494/geol.2015.41.4.353. Walker R. and Jackson J. 2004. Active tectonics and late Cenozoic strain distribution in central and eastern Iran. Tectonics, 23: TC5010. http://dx.doi.org/10.1029/2003TC001529. Weltje G.J. and Von Eynatten H. 2004. Quantitative provenance analysis of sediments: Review and outlook. Sedimentary Geology,171: 1–11. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2004.05.007. Yuan Y. and Wang H. 2016. Sedimentary petrology characteristics and their implications for provenance of Flowerpot basin Jurassic system in Yanqing County, Beijing. Journal of Geoscience and Environment Protection, 4: 69-79. http://doi.org/ 10.4236/gep.2016.46006. Zuffa G.G. 1985. Optical analyses of arenites: Influence of methodology on compositional results, in Zuffa, G.G., ed., Provenance of Arenites. Dordrecht, Reidel. NATO ASI Series, 165- 189. http://doi.org/10.1007/978-94-017-2809-6_8. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 838 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 268 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||