منشاء و تاریخچه رسوبگذاری نهشته های سیلیسی آواری سازند داهو (کامبرین پیشین) در شمال غرب کرمان، ایران

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری زمین شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد

2 استاد گروه زمین شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد*

3 دانشیار گروه زمین شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد

4 استادیار گروه زمین شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد

چکیده

   دو برش گزوئیه و داهوئیه (الگو) در شرق و جنوب شرق زرند، شمال غرب کرمان به ضخامتهای 227 و 240 متر جهت تفسیر منشاء نهشته های سیلیسی آواری سازند داهو به سن کامبرین پیشین انتخاب و مورد مطالعه قرار گرفته اند. اطلاعات حاصل از مجموعه رخساره های سنگی، عناصر ساختاری و داده های پتروگرافی موید رسوبگذاری نهشته های سیلیسی آواری سازند داهو در یک سیستم رودخانه ای مئاندری است که از سمت جنوب به شمال در حرکت بوده است. مطالعات منشاء و تاریخچه رسوبگذاری با استفاده از خصوصیات پتروگرافی اجزاء تشکیل دهنده، آنالیز جهت جریان دیرینه و موقعیت تکتونیکی این نهشته ها بر روی دیاگرامهای مثلثی Qt-F-L و Qm-F-Lt نشان می دهد که رسوبات سازند داهو از یک گرانیت آلکالی مرتبط با فاز کوهزایی پان آفریکن و در یک سیستم رودخانه ای از پهنه کراتونی عربستان سرچشمه گرفته و به عنوان رسوبات پس از ریفت در حوضه ریفتی کرمان راسب شده اند. امید است که این داده ها بتواند در بازسازی جغرافیای دیرینه کامبرین پیشین در مقیاس محلی و ناحیه ای مفید واقع شوند.      

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Provenance and depositional history of silisiclastic sediments of Dahu Formation (Early Cambrian) at NW Kerman, Iran

نویسندگان [English]

  • Hamed Zand Moghadam 1
  • Reza Mosavi Harami 2
  • Asadolah Mahbobi 3
  • Behnam Rahimi 4
1 Ph.D Departmnet of Geology, Ferdowsi University of Mashhad
2 Professor Departmnet of Geology, Ferdowsi University of Mashhad
3 Departmnet of Geology, Ferdowsi University of Mashhad
4 Assistant professor, Departmnet of Geology, Ferdowsi University of Mashhad
چکیده [English]

     Two stratigrphic sections from Dahu Formation (Early Cambrian), at Gezuieh and Dahuieh (type section) in E and SE Zarand, NW Kerman, with thickness of 227 and 240 meters respectively, were measured. These data have been used for interpretation of provenance of these siliciclastic sediments. Lithofacies, architectural elements and petrofacies analysis show that Dahu Formation has been deposited in meandering river system when the river was flowing from south toward the north. Provenance studies and depositional history, using petrography frameworks characteristics, paleocurrent analysis and tectonic setting (using the triangle diagram Qt-F-L and Qm-F-Lt), show that the sediments of Dahu Formation may have been derived from alkali granite related to Pan-African orogeny from Saudia Arabian train. These sediments may have been deposited as post rift sediments in Kerman region. We hope that this information can be used for paleogeographical reconstruction of the Early Cambrian time in local and regional scales.
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Dahu Formation
  • Siliciclastic
  • Provenance
  • Tectonic


آنالیز منشاء رسوبات سیلیسی آواری شامل مطالعاتی می شود که با شناخت تاریخچه لیتوسفر زمین همراه است (Basu 2003)، و تمامی فاکتورهای تولید رسوب, فیزیوگرافی و آب و هوای ناحیه منشاء را در برمی گیرد (Weltge and Eynatten 2004). سازند داهو، برای اولین بار توسط هوکریده و همکاران (Huckriede et al. 1962) تحت عنوان سری داهو معرفی شده و آن را معادل سازند لالون در شمال ایران در نظر گرفته اند (Stocklin and Setudehnia 1971). با توجه به موقعیت چینه شناسی، برای سازند داهو سن کامبرین پیشین در نظر گرفته شده است (حمدی، 1374). این رسوبات دارای گسترش فوق العاده زیادی در ایران و کشورهای همجوار هستند از این رو مطالعات منشاء و برخاستگاه تکتونیکی این رسوبات می تواند در بازسازی جغرافیای دیرینه کامبرین پیشین مفید واقع شود. بنابراین هدف از این تحقیق بررسی تاریخچه تکتونیک -رسوبگذاری رسوبات سیلیسی آواری سازند داهو است که در پی آن لیتوفاسیس ها، پتروفاسیس ها و محیط رسوبی این نهشته ها شرح داده می شود و در ادامه با تلفیقی از فرضیات موجود و نتایج حاصل از این تحقیق، تاریخچه رسوبگذاری سازند داهو بحث می گردد. لازم به ذکر است که توصیف لیتوفاسیس ها و محیط رسوبی رسوبات مذکور به طور مبسوطی توسط موسوی حرمی و همکاران (a-1387) بررسی شده است با این وجود شرح اندکی از آنها لازم به نظر می رسد. امید است تا این تحقیق بتواند شروعی مناسب جهت مطالعات بیشتر در این زمینه باشد.

موقعیت جغرافیایی ناحیه مورد مطالعه
جهت مطالعات رسوب شناسی رسوبات سیلیسی آواری سازند داهو دو برش گزوئیه و داهوئیه (برش الگو) در شمال غرب کرمان اندازه گیری شده است (شکل 1). روستای گزوئیه در 5 کیلومتری شرق شهرستان زرند قرار دارد که سازند داهو در ارتفاعات مشرف بر این روستا به ضخامت 227 متر وجود اندازه گیری شده است.. رسوبات مورد مطالعه در دره گزوئیه دارای موقعیت جغرافیایی 30 درجه و 50 دقیقه و 17 ثانیه عرض شمالی و 56 درجه و 41 دقیقه و 5/47 ثانیه طول شرقی بوده و بهترین راه دسترسی به این برش از طریق راههای آسفالته زرند - آب پنگوئیه- گزوئیه می باشد (شکل 1). روستای داهوئیه نیز در 62 کیلومتری شمال غربی کرمان و 20 کیلومتری جنوب شرقی شهرستان زرند قرار دارد که نام این سازند برگرفته از نام همین روستا است. این روستا هم اکنون در اثر زلزله سال 1383 زرند (حوت کن - داهوئیه) به ویران سرایی تبدیل شده و اهالی آن در قسمتهای پایینتر از موقعیت اولیه سکونت گزیده اند. ضخامت سازند داهو در حوالی روستای داهوئیه 240 متر بوده و دارای موقعیت جغرافیایی 30 درجه و 47 دقیقه و 17 ثانیه عرض شمالی و 56 درجه و 42 دقیقه و 6/56 ثانیه طول شرقی می باشد. راههای دسترسی به این برش از طریق راههای آسفالته کرمان -اسلام آباد - داهوئیه و زرند - داهوئیه است (شکل 1).

 

 

 

شکل 1: موقعیت جغرافیایی ناحیه مورد مطالعه. نوک پیکان موقعیت دو برش سازند داهو را نشان می دهند


روش مطالعه
سازند داهو در ناحیه مورد مطالعه اغلب از رسوبات ماسه سنگی و گلسنگی تشکیل شده است. تشخیص لیتوفاسیس ها و عناصر ساختاری در صحرا صورت گرفته و نامگذاری آنها به روش میال (Miall 1996, 2000) انجام گردیده است. در طی اندازه گیری برشهای مذکور، 75 ساختار رسوبی جهت دار به منظور آنالیز جهت جریان دیرینه و 160 نمونه سنگی برداشت شده است که از این تعداد 100 مقطع نازک میکروسکوپی تهیه شده و مورد مطالعات پتروگرافی قرار گرفته اند. شمارش دانه ها در ماسه سنگها به روش گزی – دیکینسون (Ingersoll et al. 1984) و توسط دستگاه شمارنده نقاط انجام گرفته و نامگذاری آنها بر اساس تقسیم بندی فولک (Folk 1980) می باشد. همچنین سنگهای دانه درشت به روش پتی جان(Pettijohn 1975) نامگذاری شده اند. جهت شناسایی دانه های اکسید آهن نیز تعداد 5 مقطع صیقلی تهیه و توسط میکروسکوپ انعکاسی مطالعه شده است. از جداول دیکینسون (Dickinson 1985) نیز جهت بررسی جایگاه تکتونیکی رسوبات سیلیسی آواری سازند داهو استفاده شده است. لازم به ذکر است که از نرم افزارهای استریونت و فتوشاپ به ترتیب جهت ترسیم دیاگرامهای گل سرخی (جهت جریان دیرینه) و ستونهای چینه شناسی استفاده شده است.

چینه شناسی
منطقه مورد مطالعه در زون ساختاری ایران مرکزی و در بلوک پشت بادام قرار دارد. از مشخصات اصلی در این بلوک می توان به رخنمونهای دگرگونی منسوب به پرکامبرین اشاره کرد که بیشتر از نوع سنگهای آتشفشانی و آذرآواری به همراه سنگ مرمرهای آهکی و دولومیتی است (آقانباتی، 1385). پی سنگ ناحیه مورد مطالعه شبیه به پی سنگ پروتروزوئیک عربستان است که مجموعه پان آفریکن نام دارد (Husseini 1989). سنگهای ماگمایی این بلوک محدود به پرکامبرین نیستند به طوری که نهشته های پر کامبرین پسین -کامبرین پیشین (سری ریزو و دزو) به ویژه در شمال کرمان همراه با گدازه های قلیایی و دارای اختصاصات ریفتی هستند (آقانباتی، 1385 Husseini 1989;). رسوبات قرمز رنگ سیلیسی آواری سازند داهو با مرزی کنگلومرایی و فرسایشی به طور همشیب بر روی رسوبات دولومیتی - تبخیری سازند دزو قرار گرفته اند (شکلهای 2 و A, B-3). مرز بالایی آن به کنگلومرای چرتی، متعلق به کوارتزیت راسی، خاتمه می یابد که به صورت همشیب بر روی رسوبات مورد مطالعه قرار می گیرد (شکلهای 2 و A, D-3). رسوبات سازند داهو در برشهای مورد مطالعه به سه بخش ابتدائی، میانی و انتهایی تقسیم می شود. لیتولوژی غالب در بخش ابتدائی کنگلومرا و ماسه سنگ است. این بخش در برش داهوئیه 5/14 متر ضخامت دارد و در برش گزوئیه تنها به 24 سانتیمتر (میکروکنگلومرا) می رسد. بخش میانی شامل رسوبات گلسنگی با عدسی هایی از ماسه سنگهای دانه ریز است. ضخامت این بخش در برش داهوئیه 59 متر و در برش گزوئیه 37 متر اندازه گیری شده است (شکل 2). در نهایت بخش انتهایی شامل سیکلهای به طرف بالا ریز شونده ماسه سنگی – گلسنگی است که ضخامت آن در برش داهوئیه 5/166 متر و در برش گزوئیه بالغ بر 190 است (شکل C-3). هیچ گونه آثار فسیلی در این نهشته ها مشاهده نشده است و سن آنها بر اساس جایگاه چینه شناسی تعین گردیده است (حمدی، 1374). رسوبات سازند داهو و هم ارز آنها از گسترش فوق العاده زیادی در ایران و کشورهای همجوار برخوردار هستند به طوری که می توان آنها را در کشورهای عربستان، ترکیه، اردن، افغانستان و پاکستان دنبال کرد(Husseini, 1989, 2000) . این امر منعکس کننده شرایط تقریبا یکسان تکتونیکی -رسوبگذاری است که در ادامه مورد بحث و بررسی قرار خواهد گرفت.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


لیتوفاسیس و عناصر ساختاری
کلیه خصوصیات سنگها در صحرا در رخساره های سنگی یا لیتوفاسیس ها خلاصه می شود. هر رخساره سنگی توسط فرایندهای همزمان با رسوبگذاری کنترل می شوند از این رو شناخت آنها در بازسازی محیط رسوبگذاری اهمیت ویژه ای دارد (Catuneanu 2006). همانطور که قبلا ذکر شد، آنالیز دقیق مجموعه رخساره های سنگی سازند داهو توسط موسوی حرمی و همکاران (a-1387) انجام شده است اما از آنجایی که تفسیر تاریخچه تکتونیک - رسوبگذاری رسوبات سیلیسی آواری ارتباط تنگاتنگی با مجموعه رخساره های سنگی و محیط رسوبگذاری آنها دارد لذا شرح مختصری از لیتوفاسیس های شناخته شده در رسوبات سازند داهو آورده می شود. به طور کلی رخساره های سنگی رسوبات مورد مطالعه در سه دسته درشت دانه، متوسط دانه و ریز دانه قرار می گیرند که بر اساس کدهای رخساره ای میال (Miall 1996, 2000) نامگذاری
شده اند.
رخساره گراولی دانه پشتیبان توده ای (Gcm) تنها رخساره درشت دانه در رسوبات سازند داهو به شمار می رود (شکل A-4). این رخساره سنگی که تنها در بخش ابتدائی رسوبات مورد مطالعه مشاهده می شود با کنتاکت فرسایشی بر روی رسوبات زیرین قرار دارد و به طور جانبی به رخساره های ماسه سنگی تبدیل می شود (شکل B-4). جریانهای خرده دار می تواند مهمترین عامل در تشکیل این رخساره می باشند (Petit et al. 2005).
رخساره های سنگی دانه متوسط از فراوانی زیادی در رسوبات سازند داهو برخوردار هستند به طوری که 6 نوع رخساره ماسه سنگی شناسایی شده است که به تفصیل عبارتند از:
رخساره ماسه سنگی با طبقات مورب مسطح (Sp)، که در سرتاسر برشهای مورد مطالعه مشاهده می شود (شکل C,E-4). طبقه بندی مورب مسطح مشخصه اصلی این رخساره که اغلب می تواند در اثر حرکت ریپلهای دوبعدی و با خط الرس مستقیم تشکیل شود (Ghosh et al. 2006). رخساره سنگی با طبقات مورب عدسی(St) اغلب در قاعده برشهای مورد مطالعه و به مقدار اندکی مشاهده شده است (شکل B-4). این رخساره نیز اکثرا در اثر حرکت ریپل مارکهای سه بعدی با خط الرس سینوسی حاصل می شوند (Ghosh et al. 2006). رخساره های سنگی Sp و St احتمالا در قاعده سدهای طولی و متقاطع یا در تقاطع کانالها رسوبگذاری می کنند (Khalifa and Catuneanu 2008). رخساره ماسه سنگی با طبقات موازی (Sh) به طور فراوان (شکل A,B,C-4) و رخساره ماسه سنگی با طبقات مورب کم زاویه (Sl) به مقدار کمتر (شکل C-4) در رسوبات دانه متوسط سازند داهو وجود دارد. این رخساره ها اغلب در سرعتهای بالای جریان آب تشکیل می شوند (Miall 2000). رخساره ماسه سنگی با لایه های ریپلی (Sr) از سایر رخساره های سنگی مشاهده شده می باشد (شکل D-4). ریپلها اکثرا از نوع جریانی هستند و عموما در رژیمهای جریانی پایین تشکیل شده اند (Harms et al. 1982). در بین رخساره های متوسط دانه، رخساره ماسه سنگی توده ای (Sm) از کمترین فراوانی برخوردار است (شکل E-4). این رخساره می تواند در اثر رسوبگذاری سریع تشکیل شده باشد (Miall 2000). لازم به ذکر است که در اغلب بخشهای سازند داهو، رخساره های ماسه سنگی به یکدیگر و بعضا به رخساره های ریز دانه گلسنگی تبدیل می شوند. همچنین از مهمترین مشخصه ها در مجموعه رخساره ای ماسه سنگی می توان به رسوبات باقیمانده (Lag deposits) و قالبهای وزنی اشاره کرد (شکل F -4).
از رخساره های سنگی ریز دانه می توان به رخساره ماسه ای ریز دانه، سیلتی و گلی دارای لامیناسیون یا Fl و بدون لامیناسیون یا Fm اشاره کرد که از این بین رخساره سنگی Fl بیش از 95 درصد از این مجموعه رخساره ای را در بر گرفته است (شکلهای C, K-4). این رخساره ها در سرعتهای بسیار پایین جریان آب و در اثر رسوبگذاری ذرات معلق حاصل می شوند. ترکهای گلی بزرگ مقیاس از مهمترین ساختهای رسوبی در این مجموعه رخساره ای بشمار می رود (شکل G-4).
مجموعه رخساره های سنگی سبب تفکیک عناصر ساختاری می شود. عناصر ساختاری شامل اشکال فرسایشی و رسوبگذاری می شود که بر اساس محیط رسوبی دسته بندی می شوند (Lowey 2007). به طور کلی 5 عنصر ساختاری در رسوبات سازند داهو شناسایی شده است. عنصر ساختاری کانالی (CH) به فرم رسوبات پرکننده کانال و اغلب قاعده سیکلهای ریز شونده را در بر می گیرد (شکل H-4). رخساره های سنگی Sp, Sh, Sl, St, Sr, Sm و Gcm تشکیل دهنده این عنصر ساختاری می باشند. عنصر ساختاری با برفزایی جانبی (LA) از دیگر عناصر ساختاری شناسایی شده است. این عنصر ساختاری بر اثر حرکت جانبی و به طرف پایین دست کانال تشکیل می شود (Miall 1996; Roberts 2007). از مهمترین رخساره های سنگی در تشکیل این عنصر ساختاری می توان به رخساره های ماسه سنگی Sp, Sh و بعضا Sr, Sl اشاره کرد. عنصر ساختاری FF جزء عناصر ریز دانه بشمار می رود (شکلهای H, K-4). با توجه به ساختهای رسوبی موجود (بالاخص ترکهای گلی) و حجم زیاد رسوبات دانه ریز این عنصر به نهشته های دشت سیلابی تفسیر می شود (Miall 1996). رخساره سنگی دانه ریز Fl مهمترین لیتوفاسیس این عنصر ساختاری بشمار می رود. بالاخره عناصر ساختاری کروس (CS و (CR که در مواقع سیلابی و ورود شاخه های کانالی به دشت سیلابی شکل می گیرند (شکل K-4). در نهشته های سازند داهو این عناصر به صورت عدسی شکل متشکل از رخساره های ماسه سنگی Sp و Sh در بین حجم وسیعی از رخساره های ریز دانه Fl قرار گرفته است.
مجموعه خصوصیات رخساره های سنگی و عناصر ساختاری رسوبات سیلیسی آواری سازند داهو در برشهای مورد مطالعه نشان داده است که این رسوبات در یک سیستم رودخانه ای از نوع مئاندری با بستر ماسه ای تشکیل شده است (موسوی حرمی و همکاران، a-1387).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


پتروفاسیس
همانطور که ذکر شد، نهشته های سازند داهو شامل سنگهای آواری درشت، متوسط و ریز دانه بوده که از این میان سنگهای آواری درشت دانه کمترین مقدار را شامل می شوند. از نظر ترکیب، سنگهای آواری درشت دانه اکثرا از اجزاء یکسان چرت تشکیل شده اند. قطعات چرتی دارای اندازه ای بیش از 2 میلیمتر بوده و به طور متوسط اندازه ای برابر با 4 میلیمتر را شامل می شوند. پبلهای چرتی اغلب گرد شده و از نوع میکروکوارتز، کوارتزکریپتوکریستالین و کلسدونی هستند (شکلهایA, B-5). با توجه به سن نهشته های مورد مطالعه، این احتمال می رود که سیلیس برای تشکیل چرتها در ناحیه منشاء از مواد ولکانیکی و آبهای هیدروترمال (Hesse 1989) و بعضا فرایندهای دیاژنتیکی تامین شده باشد. نامگذاری این سنگها بر اساس تقسیم بندی پتی جان (1975)، از نوع ارتوکنگلومرای الیگومیکتیک و برون سازندی (Extraformational) است. اندازه دانه ها بین 1/0 تا 5/0 میلیمتر متغییر بوده و به طور متوسط اغلب دانه ها اندازه ای در حدود 3/0 میلیمتر را دارا می باشند (شکلهای Fتا C-5). کوارتز فراوانترین دانه در ماسه سنگهای سازند داهو محسوب گردیده به طوری که فراوانی آن بین 82 تا 94 درصد در تغییر است. کوارتزها اغلب منوکریستالین و با خاموشی مستقیم تا موجی هستند که در بعضی از آنها انکلوزیونهایی از روتیل و تورمالین قابل تشخیص است (شکل C-5). همچنین کوارتز با رشد ثانویه نیز مشاهده می شود (شکل D-5). فلدسپاتها در مقاطع مورد مطالعه اکثرا از نوع میکروکلین و ارتوکلاز هستند و به مقادیر کمتر پلاژیوکلاز نیز مشاهده می شود (شکلهای E ,F, G-5). دامنه گسترش فلدسپاتها بین 3 تا 16 درصد متغییر بوده و به طور متوسط مقادیری در حدود 12 درصد را شامل می شوند. قطعات خرده سنگی در ماسه سنگهای سازند داهو شامل چرت، اسلیت، شیل و به مقادیر اندک خرده ولکانیکی هستند (شکلهای H, I J, K-5). مقدار این دانه ها بین 4 تا 32 درصد در تغییر است که به طور متوسط اغلب فراوانی در حدود 14 درصد را شامل می شوند. از کانیهای فرعی در این ماسه سنگها می توان به مسکویت، هماتیت، زیرکان، آپاتیت و تورمالین اشاره کرد. در تعداد اندکی از نمونه ها میزان هماتیت چنان بالا می رود که بیش از 90 درصد از کل سنگ را به خود اختصاص داده است (شکل L-5). بدیهی است که در این مواقع بایستی از واژه سنگ آهن به جای ماسه سنگ استفاده کرد. گردشدگی بالای دانه های هماتیت بیانگر حمل و نقل طولانی است. بر اساس تقسیم بندی فولک (1980)، ماسه سنگهای سازند داهو اغلب از دو پترفاسیس ساب آرکوز و ساب لیت آرنایت تشکیل شده اند. از مشخصات اصلی در این پتروفاسیسها می توان به میزان بالای رس در آنها اشاره کرد که بعضا میزان آن تا 35 درصد از کل سنگ نیز بالغ می شود. این رسها اغلب از نوع ایلیت و کلریت می باشند (موسوی حرمی و همکاران،b - 1387). سنگهای آواری دانه ریز (mud rocks) اغلب از کانیهای رسی ایلیت (زندمقدم 1386) و دانه های کوارتز در اندازه سیلت تشکیل شده اند که حجم وسیعی از توالی سازند داهو را به خود اختصاص داده اند. این رسوبات در محیط آرام دشت سیلابی رودخانه مئاندری برجای گذاشته شده اند (موسوی حرمی و همکارانa - 1387)

.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


بحث
خرد ورق ایران در زمانهای پرکامبرین پسین - کامبرین همراه با صفحات عربستان، ترکیه، هندوستان و چین قسمت اعظم ابرقاره گندوانا را شامل می شدند(Berberian and King 1981; Husseini 1989, 2000; Abed 2005) (شکل 6). گونه های یکسان تریلوبیت در نهشته های کامبرین این صفحات با شرق آسیا بیانگر این اتصال است (Kushan 1978). در طی پرکامبرین پسین و کامبرین پیشین خرد ورق ایران همراه با صفحه عربستان به علت فرایندهای پیچیده ای از برافزایی و تصادم قاره ای(Terrane accretion and plate collision) متصل به بخش شمال شرقی صفحه آفریقا و در حاشیه اقیانوس تتیس قرار گرفتند (Stosser and Camp 1985; Johnson et al. 1987). استوسر و کمپ(Stosser and Camp 1985) پی سنگ این قطعات را نتیجه الحاق متوالی جزائر قوسی و قطعات قاره ای به حاشیه شمال شرقی آفریقا در فواصل زمانی 640 تا 715 میلیون سال قبل (کوهزاد پان آفریکن) می دانند. حسینی (Husseini 1989) نیز تصادم و برافزایی این قطعات را بین 620 تا 720 میلیون سال پیش تخمین زده است. در مدل استوسر و کمپ (Stosser and Camp 1985) چنین پیشنهاد شده است که قسمت غربی سپر عربی در ابتدا از الحاق سه جزیره قوسی (island arc) اسیر (Asir)، حجاز (Hijaz) و میدان (Midan) تشکیل شده بود. این سه جزیره قوسی در طول خط درز بیرمق (Birumq) و یانبو (Yanbu) در حدود 715 میلیون سال قبل به یکدیگر متصل شده اند. در فواصل زمانی 680 تا 640 میلیون سال قبل پهنه افیف (Afif Terrane) در خط درز نبیتاه (Nabitah) به سپر عربی متصل شده است و به دنبال آن در فاصله زمانی 640 تا 620 میلیون سال قبل نیز پهنه اررایان (Ar Rayn Terrane) به سپر عربی برخورد کرده است که خط درز ادساس (Idsas) گواهی بر این امر است (Husseini 1989, 2000). پهنه اسیر دارای دو سکانس ماگماتیسمی مربوط به جزائر قوسی است که مجموعه قدیمیتر اغلب از سنگهای آذرین پلوتونیکی تشکیل شده (در فواصل زمانی 950 تا 760 میلیون سال قبل) و مجموعه جوانتر که بین پهنه های اسیر و حجاز رخ داده شامل سنگهای به شدت تغییر ساختاری یافته و افیولیتها است (در حدود 715 میلیون سال قبل). دومین پهنه ((Hijaz Terrane نیز شامل دو مجموعه ماگمایی است که قدیمیترین آن سکانسی از جزائر قوسی را در بر می گیرد که مربوط به 805 میلیون سال قبل می باشد و دومین مجموعه از سنگهای کالک آلکالنی تشکیل شده است که دارای سن 700 تا 680 میلیون سال قبل هستند این مجموعه نیز یک توالی از سنگهای مرتبط با جزائر قوسی تفسیر شده است. پهنه میدان که سومین پهنه را شامل می شود، اغلب از سنگهای ولکانیکی و ولکانوکلاستی قدیمیتر از 715 میلیون سال قبل را در برمی گیرد. برخورد پهنه افیف به پهنه های حجاز و اسیر در طی فاز کوهزایی نابیتاهNabitah) ) انجام شده که خط درز شکل گرفته نیز نابیتاه (Nabitah) نام دارد. پهنه افیف اغلب از گرانیتهای بعد از کوهزایی و سنگهای ولکانوکلاستیکی تشکیل شده (با سن 660 تا 600 میلیون سال قبل) که به طور ناپیوسته بر روی پی سنگ سیالیک کریستالین قرار گرفته است. خط درز نابیتاه شامل مجموعه ای وسیع و خطی شکل از سنگهای آذرین پلوتونیکی همزمان با کوهزایی، سنگهای دگرگونی و افیوایتی است. برخورد قوس ماگمایی العمار (Al Amar) به پهنه افیف در فاصله زمانی 640 میلیون سال قبل بوده که در طی آخرین فاز کوهزایی پان آفریکن (به نام فاز کوهزایی ادساس (Idsas)) انجام شده است. در خط درز ادساس شواهدی از پلوتونیسم وسیع همزمان با کوهزایی وجود دارد. در شرق قوس ماگمایی العمار یک پهنه قاره ای وجود داشته است که به طور غیر رسمی پهنه اررایان (Ar Rayn) نام دارد. این پهنه احتمالا قسمت شرقی صفحه عربی، غرب ایران و مرکز ایران (بلوک لوت) را در برمی گرفته است. پهنه اررایان به همراه پهنه اسیر و افیف و قوس ماگمایی العمار که اغلب از سنگهای آذرین پلوتونیکی تشکیل شده اند، می توانند منشاء مناسبی برای رسوبات سازند داهو محسوب شوند. شواهدی همچون وجود کوارتزهای منوکریستالین با خاموشی مستقیم تا موجی همراه با اینکلوژنهایی از تورمالین در برخی از آنها، فلدسپاتهای آلکالی از قبیل میکروکلین و ارتوکلاز، کانیهای فرعی زیرکان، مسکویت و آپاتیت همگی موید سنگ منشائی از نوع گرانیت آلکالی برای ماسه سنگهای سازند داهو هستند (برای مثال،(Tucker 2001; Ahmad and Bhat 2006 . با این وجود خرده های چرتی و دانه های هماتیت آواری از منشاء ولکانیکی (Hesse 1989) و کوارتزها با سیمان رورشدی بیانگر چرخه دوم رسوبگذاری یا حمل دوباره رسوبات در طی زمان هستند(Bernet and Bassett, 2005; Bernet et al., 2007). به دنبال وقوع آخرین مراحل کوهزایی پان آفریکن دسته جات مختلف گسلی از نوع امتداد لغز، پهنه شمال شرق آفریقا را در بر گرفته که از مهمترین این گسلها می توان به گسلهای امتداد لغز نجد و زاگرس اشاره کرد (Husseini 1989, 2000; Sharland et al. 2001)، (شکل 6). هر کدام از این گسلها سبب تشکیل حوضه های جداگانه ای از نوع جدا از هم (Pull-apart Basin) شده اند که نهشته های رسوبی و سنگهای ولکانیکی پرکامبرین پسین و کامبرین پیشین در البرز و ایران مرکزی مرتبط با تکوین و تکامل این حوضه ها می باشد (رحیمی، 1381). سیستم گسلی امتداد لغز و چپ رو نجد با روند شمال غرب-جنوب شرق یکی از مهمترین سیستمهای گسلی بوده که فعالیت و تکوین آن سبب برقراری سیستم تغییر ساختاری تراکشش (Transtensional) و تشکیل حوضه جدا از هم در عربستان و بخشهایی از ایران (ناحیه مورد مطالعه) شده است (رحیمی، 1381). در مدل تکتونیکی- رسوبی که توسط حسینی (Husseini 1989, 2000) ارائه شده است، سنگهای رسوبی پرکامبرین پسین و قسمت زیرین کامبرین پیشین به عنوان توالی همزمان با ریفت معرفی شده اند که در حدود 550 تا 600 میلیون سال قبل به وجود آمده اند. رسوبات همزمان با ریفت در ناحیه مورد مطالعه شامل سازندهای ریزو و دزو می شود که با رسوبات سری هرمز در زاگرس و سازندهای بایندر، سلطانیه و باروت در البرز قابل مقایسه هستند. همچنین این رسوبات با نهشته های فاتیما (Fatima) در عربستان منطبق می شوند. همزمان با رسوبگذاری در این حوضه ها و پایین بودن سطح آبها در کامبرین پیشین(Rowland and Gangloff 1988)، رودخانه های مختلفی، رسوبات حاصل از فرسایش پهنه های متاثر از کوهزایی پان آفریکن را در این حوضه ها برجای می گذاشته اند. نهشته های مورد مطالعه (سازند داهو) قسمتی از این رسوبات به شمار می روند که در حوضه ریفتی کرمان راسب می شده اند. ترکیب ماسه سنگها نیز به خصوصیات ناحیه منشاء، فرایندهای رسوبی در حین حمل و نقل و رسوبگذاری بستگی دارد و رابطه بین منشاء و حوضه رسوبگذاری توسط فرایندهای تکتونیکی کنترل می شود (Dickinson and Suzek 1979; Yan et al. 2006). با قرار دادن درصد اجزاء اصلی (کوارتز، فلدسپات و خرده سنگها) (جدول1) بر روی دیاگرامهایQt-F-L و Qm-F-Lt دیکینسون (Dickinson, 1985)، منشاء بلوک قاره ای (اکثرا حواشی کراتون پایدار) و تا اندازه ای چرخه مجدد کوهزایی مشخص می‌شود (شکل7). لازم به ذکر است که در این تقسیم بندی چرتها جزء کوارتزهای پلی کریستالین به شمار می روند بنابراین در دیاگرام مثلثی Qt-F-L، نقاط پلات شده اکثرا در محدوده کراتون پایدار قرار می گیرند. بنابراین بررسی موقعیت تکتونیکی نهشته های سازند داهو با مطالعات پتروگرافی و جغرافیای دیرینه هماهنگی خوبی نشان می دهند به طوری که رسوبات سازند داهو احتمالا از گرانیتی آلکالی در پهنه کراتونی مرتبط با فاز کوهزایی پان آفریکن ناشی شده اند. سوالی که در اینجا مطرح است، اینکه رودخانه حاصله از چه مکانی سرچشمه گرفته است؟. برای بررسی این موضوع جهت جریان دیرینه اندازه گیری شده است.(جدول2) آنالیز جهت جریان دیرینه با استفاده از داده های طبقه بندی مورب، جهت جریانی از سمت شمال شرق به جنوب غرب را نشان می دهد (شکل 8). با توجه به چرخش میکروپلیت ایران مرکزی از زمان تریاس به اندازه 135 درجه در خلاف جهت عقربه های ساعت (Schmidt and Soffel 1983) و با تصحیح این چرخش در داده های جهت جریان دیرینه، جهت جریانی از سمت جنوب به شمال به دست می آید. قرار دادن این جهت جریان در موقعیت ناحیه مورد مطالعه در مدت زمان کامبرین پیشین (شکل 6) مشخص می شود که پهنه کراتونی سپر عربستان منشاء اصلی برای رسوبات سیلیسی آواری سازند داهو است. خرده های چرتی و کوارتزهای با رشد ثانویه و همچنین هماتیتهای آواری می توانسته به ترتیب از سازندهای هم ارز ریزو و دزو در صفحه عربستان که از مقادیر بالایی چرت برخوردار هستند، و طبقات آهن دار پرکامبرین نشات گرفته باشند. این دانه ها نیز با موقعیت تکتونیکی کوهزایی مجدد دیاگرام Qm-F-Lt هماهنگی دارد. همچنین تعیین سن و برخاستگاه زیرکن های آواری در ماسه سنگ ساق در شمال عربستان (معادل سازند داهو) نشان می دهد که این کانیها از فواصل چند صد کیلومتری جنوب عربستان حمل گردیده که در اثر فعالیتهای پس از تکتونیک، ولکانیسمهای همزمان با ریفت و گسلهای امتدادلغز تشکیل شده اند (Avigad et al. 2003). همچنین مطالعات امیره و همکاران (Amireh et al. 2008) بر روی سازند ام قداه (Umm Gaddah) در اردن که هم ارز سازند داهو می باشد، نشان می دهد که این رسوبات از نوع رسوبات پس از ریفتی هستند که در یک سیستم رودخانه ای راسب شده اند. بنابراین رودخانه های مختلفی که سبب تشکیل رسوبات سیلیسی آواری سازند داهو و هم ارزهای آن در نواحی مختلف شده است، اغلب از سمت جنوب به سمت شمال جریان داشته اند به عبارتی دیگر رودخانه ها از سپر کراتونی عربستان به سمت دریای تتیس در شمال در حرکت بوده اند و رسوبات خود را در حوضه های ریفتی (Husseini 1989) که در ارتباط مستقیم یا غیر مستقیم با دریای تتیس بوده است، برجای می گذارده اند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6: نقشه جغرافیای دیرینه پر کامبرین پسین- کامبرین پیشین، دسته جات مختلف گسلی از نوع امتداد لغز، که در اواخر کوهزایی پان آفریکن صفحات مزبور را در بر می گیرد که شامل گسل امتداد لغز نجد است که این گسل سبب تشکیل حوضه ریفتی کرمان شده است (نوک پیکان) (اقتباس از حسینی، 1989). به وضعیت جهات جغرافیایی توجه گردد
جدول 1: میزان ذرات ترسیم شده بر روی نمودار های دیکینسون( 1985)
L Lt F Qm Qt No. L Lt F Qm Qt No.
2 5 5 90 93 DG9/3 4 12 11 77 85 Dd3
5 8 3 88 93 DG10/1 3 7 13 80 84 Dd5
4 9 5 85 91 DG11/1 3 9 7 83 92 Dd6/1
5 9 6 84 89 DG11/2 2 6 13 81 85 Dd8
4 6 7 87 89 DG11/3 2 5 9 84 91 Dd9
6 11 7 80 87 DG12/1 1 3 10 87 89 Dd9/1
5 13 9 77 85 DG12/2 5 10 12 78 83 Dd10
6 11 5 82 89 DG13/1 6 15 14 75 85 Dd10/1
4 10 9 80 87 DG13/2 4 5 6 89 90 Dd11
5 8 8 84 87 DG19/1 4 8 8 84 86 Dd12
3 7 5 87 92 DG19/2 4 10 14 75 82 Dd12/1
2 5 12 83 85 DG19/3 5 7 10 81 86 Dd12/2
3 7 13 78 84 DG19/4 3 7 13 80 84 Dd14
5 9 14 76 81 DG19/5 2 7 14 79 84 Dd15
4 7 12 81 84 DG19/6 4 9 11 80 85 Dd16
5 7 10 82 85 DG25/1 3 6 8 86 91 Dd17/1
6 10 14 76 80 DG25/2 5 15 4 80 90 Dd17/2
5 10 12 77 83 DG26/1 2 5 6 89 92 Dd17/3
6 11 5 83 88 DG26/2 3 6 9 84 87 Dd17/4
5 11 7 82 88 DG26/3 2 32 5 60 93 Dd18
7 16 6 78 87 DG29/1 2 16 13 70 82 Dd19/1
10 20 5 73 85 DG29/3 7 20 7 73 86 Dd19/2
5 11 10 78 85 DG29/4 5 11 6 83 89 Dd19/3
2 5 13 82 85 DG34/1 3 7 5 87 92 Dd19/4
3 8 8 83 89 DG34/2 3 10 4 86 94 Dd20
4 12 16 72 80 DG34/3 2 8 11 75 81 DG2/1
5 11 11 78 82 DG34/4 3 8 11 81 85 DG2/2
2 6 9 83 88 DG34/5 4 7 3 88 93 DG3/1
2 4 13 82 85 D40/1 2 5 6 88 91 DG3/2
5 12 10 77 83 D40/2 10 13 5 82 85 DG5/1
7 15 8 77 85 D40/3 9 14 7 75 84 DG5/2
2 4 16 80 82 D40/4 9 16 4 78 87 DG6/1
5 9 11 81 85 D40/5 5 9 5 85 90 DG6/2
3 5 5 89 92 D40/6 7 13 3 83 90 DG7/1
7 12 5 83 88 D40/7 2 5 7 87 91 DG7/2
3 8 3 89 94 D40/8 5 9 5 86 90 DG9/1
5 11 9 80 86 D40/9 6 11 5 93 89 DG9/2


جدول 2: داده های جهت جریان دیرینه با استفاده از طبقه بندی مورب توجه شود که ستون جدید بعد از اعمال چرخش خرده قاره ایران مرکزی می‌باشد
New cross-bedding Layer(after correction) Cross-bedding Layer(field data)
Dip Strike Dip Strike Dip Strike Dip Strike
49.6 157.2 0 23.5 4 250 50 N62E
49.8 173.9 0 61 3 265 50 N80E
60.7 193.8 0 346.1 12 270 60 EW
56.2 217 0 336.3 30 270 50 EW
65.1 185.9 0 265.6 5 270 60 EW
50.5 191.5 0 346.1 10 270 60 EW
76.1 205 0 287 30 246 63 N86E
68.9 203.5 0 332.6 40 250 62 N70E
65.6 348 0 252.7 40 165 75 N85E
89 213 0 106.7 78 225 85 N45E
68.1 202.5 0 284.7 35 265 70 N75E
72.6 207.8 0 169.6 45 250 65 N70E
79 213.4 0 281 52 250 72 N70E
69 197.9 0 327.3 35 250 64 N70E
66 213.9 0 61 40 250 50 N80E
61.6 208.6 0 201.4 25 265 56 EW
36 185.4 0 37.7 9 260 35 N80E
47.3 195.5 0 287 22 260 45 N75E
59 210.8 0 335.8 26 270 55 EW
69.4 206.1 0 93.2 16 260 63 N80W
65.8 214.8 0 250.9 45 265 65 N75E
41.9 185 0 30.8 10 255 40 N80W
57.2 229.9 0 347.8 40 270 45 EW
46 218.4 0 294.3 45 280 52 N70E
39.8 238.5 0 180.7 55 290 52 N70E
57.1 222.1 0 260.5 45 250 35 N75E
70.7 200 0 103.7 10 260 67 N80W
49.8 194.4 0 311.9 17 260 46 N85E
57.1 227.9 0 260.5 45 250 35 N75E
50.6 204.6 0 335.8 20 290 55 EW
57.1 227.9 0 15.9 35 270 45 N85W
18.1 186.3 0 92.3 30 340 47 N80E
38.1 164.3 0 309.3 10 300 46 N65E
74.7 159.5 0 61 30 210 50 N80E
25.7 213.2 0 250.9 50 320 65 N75E
71.3 206.1 0 327.3 43 250 64 N70E
72.4 204.6 0 293.8 42 250 66 N70E
73 194.9 0 316.8 49 265 72 N85E

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


نتیجه گیری
تاریخچه تکتونیکی - رسوبگذاری پرکامبرین پسین- کامبرین پیشین ناحیه مورد مطالعه نشان می دهد که نهشته های این برهه زمانی اغلب در ارتباط با تکوین و تکامل گسل امتداد لغز نجد و تشکیل حوضه ریفتی کرمان است. مطالعات لیتوفاسیس، پتروفاسیس و محیط رسوبی سازند داهو نشان داده است که این رسوبات به نهشته های پس از ریفت تعلق دارند که در طی افت سطح آبها در کامبرین پیشین و در یک سیستم رودخانه ای از نوع مئاندری برجای گذاشته شده اند. مطالعات پتروگرافی نشان می دهد که سنگ منشاء اصلی برای این نهشته ها اغلب گرانیتی آلکالی است و موقعیت تکتونیکی آنها بر روی دیاگرامهای مثلثی Qt-F-L و Qm-F-Lt بیانگر منشاء بلوک قاره ای (کراتون پایدار) و تا اندازه ای چرخه مجدد کوهزایی است. آنالیز جهت جریان دیرینه با استفاده از داده های طبقه بندی مورب، جهت جریانی از سمت شمال شرق به جنوب غرب را نشان می دهد که با توجه به چرخش خرد ورق ایران مرکزی و تصحیح آن در داده های بدست آمده، جهت جریان از سمت جنوب به شمال تغییر می یابد. با پلات داده های حاصله از منشاء رسوبات سازند داهو بر روی نقشه زمانهای پرکامبرین- کامبرین پیشین نتیجه می شود که این رسوبات از پهنه کراتونی عربستان و اغلب از پهنه های اررایان، اسیر، افیف و قوس ماگمایی العمار که متشکل سنگهای پلوتونیکی آلکالی و کالک آلکالی هستند، سرچشمه گرفته اند. لازم به ذکر است که این پهنه ها در مراحل مختلف فاز کوهزایی پان آفریکن تشکیل شده اند.

- آقانباتی، ع.، 1385، زمین شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586 صفحه.

- حمدی، ب.، 1374، سنگهای رسوبی پرکامبرین-کامبرین در ایران. سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، طرح تدوین، 353 صفحه.

- رحیمی، ب.، 1381، مطالعات ساختاری رشته کوه البرز در شمال دامغان. رسالة دکتری، دانشگاه شهید بهشتی، 208 صفحه.

- زندمقدم، ح.، 1386، تفسیر تاریخچه رسوبگذاری و چینه نگاری سکانسی سازند داهو (کامبرین پیشین) در شرق و جنوب شرق زرند کرمان. پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه فردوسی مشهد، 202 صفحه.

- موسوی حرمی، ر.، محبوبی، ا.، خردمند، ع.، زندمقدم، ح.،a - 1387، آنالیز رخساره های سنگی و سیکلهای به طرف بالا ریز شونده در نهشته های سیلیسی آواری سازند داهو (کامبرین پیشین)، واقع در شرق و جنوب شرق زرند، شمال غرب کرمان. فصلنامه زمین شناسی ایران، شماره ششم، 71-85.

- موسوی حرمی، ر.، محبوبی, ا.، خردمند, ع. و زندمقدم، ح.،b - 1387، تفسیر توالی پاراژنتیکی نهشته های سیلیسی آواری سازند داهو (کامبرین پیشین) در شرق و جنوب شرق زرندکرمان، فصلنامه علوم زمین، شماره 70، 126-139.

 

-Abed, A.M.,  2005, Long period cycles: A case study from the Arabian – Nubian craton.. In: J.M. Mabesoone and V.H. Neumann, (Eds.),  Cyclic Development of Sedimentary Basins. Elsevier, 517 p.

-Ahmad, A.H.M. and Bhat, G.M., 2006, Petrofacies, Provenance and diagenesis of the dhosa sandstone member (Chari Formation) at Ler, Kachchh sub-basin, Western India: Journal of Asian Earth Sciences, v. 27, p. 857-872.

-Amireh, B.S., Amireh, M.N. and Abed, A.M., 2008, Tectono sedimentary evolution of the Umm Ghaddah Formation (late Ediacaran-early Cambrian) in Jordan: Journal of Asian Earth Sciences, v. 33, p. 194–218.

-Avigad, D., Kolodner, K., McWilliams, M., pressing, H. and Weissbrod, T., 2003, Origin of northern Gondwana Cambrian sandstone revealed by detrital zircon SHRIMP dating: Geology, v. 31, p. 227-230.     

-Basu, A., 2003, A perspective on quantitative provenance analysis. In: Valloni, R. and Basu, A. (Eds.), Quantitatve Provenance Studies in Italy, Memorie Descrittive della Carta Geological dell Italia, v. 61, p. 11-22.

-Berberian, M. and King, G.C.P., 1981, Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal Earth Sciences, v. 18, p. 210-265.

-Bernet, M. and Bassett, K., 2005, Provenance analysis by single quartz- grain SEM-CL/Optical microscopy: Journal of Sedimentary Research, v. 75, p. 492-500.

-Bernet, M., Kapoutsos, D. and Bassett, K., 2007, Diagenesis and provenance of Silurian quartz arenites in south-eastern New YorkState: Sedimentary Geology, v. 201, p. 43–55.

-Catuneanu, O., 2006, Principles of Sequence Stratigraphy. First Edition, Elsevier, Amsterdam, 375 p.

-Dickinson, W.R., 1985, Interpreting provenance relation from detrital modes of sandstones. In Zuffa, G.G., (Ed.), Provenance of Arenites. Reidel Publishing Co., Dorderchet, The Netherlands, p. 338-361.

-Dickinson, W.R. and Suczek, C.A., 1979, Plate tectonic and sandstone compositions: A.A.P.G.Bulletin, v. 86, p. 273-286.

-Folk, R.L., 1980, Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Co., Austin, Texas, 182 p.

-Ghazi, S. and Mountney, N.P., 2009, facies and architectural element analysis of a meandering fluvial succession: The Permian Warchha sandstone, Salt Range, Pakistan: Sedimentary Geology, v. 221, p. 99-126.

-Ghosh, P., Sarkar, S. and Maulik, P., 2006, Sedimentology of a muddy alluvial deposit: Triassic Denwa Formation, India: Sedimentary Geology, v. 191, p. 3–36.

-Harms, J.C., Southard, J.B. and Walker, R.G., 1982, Structures and Sequence in Clastic Rock. SEPM (Socity of Economic Paleontologists and Mineralogists), Short Course, Chater v. 1, p. 55.

-Hesse, R., 1989, Silica diagenesis: origin of inorganic and replacement cherts. Earth Science Reviews, v. 26, p. 253-284.

-Huckriede, R,. Kursten, M., and Venzlaff, H. 1962. Zur Geolog. Des Gebietes Zuischen Kerman and Saghakd (Iran). Beih. Geo. Jarb,. No.51, 197 p.

-Husseini. M.I., 1989. Tectonic and depositional model for the Late Precambrian – Cambrian Arabian plate: AAPG Bulletin, v. 73, p. 1117-1131.      

-Husseini. M.I., 2000, Origin of the Arabian plate structure: Amar collision and Najd rift., GeoArabia, v. 5(4), p. 527-542.

-Ingersoll, R.V., Bullard, T.F., Ford, R.L., 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 point – conting method: Journal of Sedimentary Petrology, v. 54, p103-116. 

-Johnson, P.R., Scheibner, E. and Smith, A., 1987, Basement fragments, accreted tectonostratigraphic terranes, and overlap sequence: elements in the tectonic evolution of the Arabian shield. Geodinamics Series, American Geophysical Union, v. 17, p. 323-343.

-Khalifa, M.A. and Catuneanu, O., 2008, Sedimentology of the fluvial and fluvio-marine facies of the Bahariya Formation (Early Cenomanian), Bahariya Oasis, Western Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, v. 51, p. 89–103.

-Kushan, B., 1978, Stratigraphy and trilobite funa of the Mila Formation (Middle Camberian-Tremadocian) of the AlborzRange, north Iran. Geol.Surv. of Iran, Report, no. 46.

-Lowey, G.W., 2007, Lithofacies analysis of the Dezadeash Formation (Jura–Cretaceous), Yukon, Canada: The depositional architecture of a mud/sand-rich turbidite system: Sedimentary Geology, v. 198, p. 273–291.

-Miall, A.D., 1996, The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. Springer-Verlag, New York, 582 p.

-Miall, A.D., 2000, Principle of Sedimentary Basin Analysis. Springer- Verlag, New York, 668 p.

-Petit, F., Gol, F., Houbrechts, G. and Assani, A.A., 2005, Critical specific stream power in gravel-bed rivers: Geomorphology, v. 69, p. 92-101.

-Pettijohn, F.J., 1975, Sedimentary Rocks. Harper and Row, New York, 628 p.

-Roberts, E., 2007, Facies architecture and depositional environments of the Upper Cretaceous Kaiparowits Formation, southern Utah: Sedimentary Geology, v. 197, p. 207–233.

-Rowland, S.M., and Gangloff, R.A., 1988, Structure and paleogeology of Lower Camberian reefs: Palaios, v. 3, p. 111-135.

-Schmidt, K. and Soffel, H., 1983. Mesozoic – Cenozoic geological event in central – east Iran and their relation to paleomagnetic result: Minstry of Mines and Metals Geological Survey of Iran., report no, v. 51, p. 27-35.

-Sharland, P.R., Archer, R., Casey, D.M., Davies, R.B., Hall, S.H., Hevard, A.P., Horbury, A.D. and Simmons, M.D. 2001, Arabian plate sequence stratigraphy: GeoArabian, Special Publication v., 2, 270 p.

-Stocklin, J., and Setudehnia, A. 1971, Stratigraphic Lexicon of Iran. Geol. Survey of Iran R. no.18.

-Stosser, D.B. and Camp., 1985, Pan-African microplate accretion of the Arabian shiled: G.S.A.Bulletin, v. 96, p. 817-826. 

-Tucker, M.E., 2001, Sedimentary Petrology. Third Edition, Blackwell, Oxford, 260 p.

-Weltje, G.J. and Eynatten, H.V., 2004, Quantitative provenance analysis of sediment: reviwe and outlook: Sedimentary Geology, v. 171, p. 1-11.

-Yan, Z., Wang, Z., Wang, T., Yan, Q., Xiao, W., Lh, J., 2006, Provenance and tectonic setting of clastic deposits in the Devonian Xicheng basin, Qinling orogen, central China.: Journal Sedimentary Research ,v. 76, p. 557-574.