آنالیز رسوبات جزر و مدی کوارتزیت راسی در شرق زرند کرمان

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری رسوب شناسی دانشگاه فردوسی مشهد

2 استاد گروه زمین شناسی دانشگاه فردوسی مشهد

3 دانشیار گروه زمین شناسی دانشگاه فردوسی مشهد

چکیده

 
رسوبات کوارتزیت راسی در شرق زرند کرمان به ضخامت متوسط 50 متر در بین رسوبات سیلیسی آواری قرمز رنگ سازند داهو و نهشته های کربناته سازند کوهبنان قرار گرفته است. جهت تفسیر محیط رسوبی این واحد سنگی سه برش گزوئیه، کتکوئیه و داهوئیه واقع در شرق زرند اندازه گیری شده است. مطالعات صحرایی و میکروسکوپی منعکس کننده یک پتروفاسیس کنگلومرایی و سه پتروفاسیس ماسه سنگی چرت آرنایت، کوارتز آرنایت و ساب لیت آرنایت شده است که از مچوریتی بافتی و ترکیبی بالایی برخوردارند. همچنین آنالیز رخساره های سنگی این رسوبات منجر به شناسایی سه رخساره دانه درشت (Gcm, Gms, Gt)، هفت رخساره دانه متوسط (Sp, St, Sh, Sl, Sr, Sm, Se)، یک رخساره دانه ریز (Fl) و سه رخساره حدواسط (Sr(Fl), Sr/Fl, Fl(SR)) شده است. شواهد ساختی و بافتی به علاوه جهت جریان غالب بایمدال در اکثر رخساره ها، بیانگر ته نشست این رسوبات در یک محیط جزر و مدی است، به طوری که رسوبات دانه درشت مربوط به کانالهای جزر و مدی، رسوبات ماسه سنگی اغلب در کانال و پهنه بین جزر و مدی و رسوبات دانه ریز گلسنگی در پهنه بالای جزر و مدی برجای گذاشته شده اند. با توجه به گسترش وسیع نهشته های کوارتزیت راسی، امید است که این داده ها بتواند در تحلیل حوضه و بازسازی جغرافیای دیرینه کامبرین مفید واقع شوند.
 
 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Tidal sediments analysis of Top Quartzite in east of Zarand in Kerman area

نویسندگان [English]

  • Hamed Zand Moghadam 1
  • Reza Mosavi Harami 2
  • Asadolah Mahbobi 3
1 Ph.D. Student in Sedimentology, Ferdowsi University of Mashhad
2 Professor, Department of Geology, Ferdowsi University of Mashhad
3 Associate Professor, Department of Geology, Ferdowsi University of Mashhad
چکیده [English]

The 50 meters thick Top Quartzite sediments in Kerman area is laid between siliciclastic red beds of the Dahu Formation and carbonate deposits of the Kuhbanan Formation. Three stratigraphy sections were measured at Gazuieh, Katkuieh and Dahuieh in eastern Zarand for analysis of depositional environment. Field and petrographic studies led to identification of a conglomerate petrofacies and three sandstone petrofacies (chert arenite, quartz arenite, sublitharenite) with high textural and compositional maturity. Lithofacies analysis resulted in recognition of three coarse grain (Gcm, Gms, Gt), seven medium grain (Sp, St, Sh, Sl, Sr, Sm, Se), one fine grain (Fl) and three intermediate sand-mud lithofacies (Sr(Fl), Sr/Fl, Fl(Sr)). Structural and textural evidences as well as predominant bimodal paleo-currents in most facies show that these sediments have been deposited in the tidal flat environment. The coarse, medium and fine grain sediments are deposited in tidal channels, intertidal flats, supratidal flats, respectively. We hope represented data in the study improve the basin analysis and paleogeographical reconstruction of Cambrian sedimentation.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Top Quartzite
  • Tidal flat environment
  • Lithofacies


در شرق زرند کرمان، رسوبات سیلیسی آواری کوارتزیت راسی به سن کامبرین زیرین- میانی (Stocklin et al. 1964, Kushan 1978) بر روی نهشته های رودخانه ای سازند داهو (زندمقدم 1386) و در زیر نهشته های ساحلی- دریای باز سازند کوهبنان (لاسمی، 1379) قرار گرفته اند. این رسوبات همراه با نهشته های قرمز رنگ سازند داهو برای اولین بار توسط هوکریده و همکاران (Huckriede et al. 1962)، تحت عنوان سری داهو معرفی شده اند. واحد کوارتزیت راسی در ناحیه مورد مطالعه، از لحاظ چینه سنگی به سه بخش زیرین، میانی و بالایی تقسیم شده است (شکل 1)، که ضخامت هر یک از این بخشها در برشهای مختلف متفاوت است (شکل 2). بخش زیرین عمدتا از ماسه سنگ به همراه کنگلومرا و گلسنگ تشکیل شده است. بخش میانی شامل تناوب گلسنگ و ماسه سنگ به رنگ قرمز ارغوانی است به طوری که ضخامت گلسنگها به مراتب بیشتر از ماسه سنگهاست. در نهایت، بخش بالایی اغلب شامل رسوبات ماسه سنگی خاکستری تا سفید رنگ است. نهشته های کوارتزیت راسی از گسترش فوق العاده زیادی در ایران و کشورهای همجوار برخوردار است و از آنجایی که در ناحیه کرمان مطالعه اندکی بر روی این نهشته ها انجام شده است، لذا هدف از این تحقیق تفسیر تاریخچه رسوبگذاری این نهشته ها بر اساس رخساره های سنگی و میکروسکوپی است تا در بازسازی جغرافیای دیرینه کامبرین مفید واقع شود. بدین منظور، در شرق زرند کرمان (شکل 3), سه برش گزوئیه، کتکوئیه و داهوئیه به ترتیب به ضخامت 47، 43 و 53 متر اندازه گیری و70 نمونه سنگی به صورت سیستماتیک برداشت شده است. آنالیز دانه ها به روش نقطه - نقطه به وسیله دستگاه شمارنده نقاط و به روش گزی- دیکینسون (Ingersoll et al. 1984)، توسط میکروسکوپ پلاریزان انجام شده و سپس نامگذاری آنها بر اساس تقسیم بندی فولک (Folk 1980) برای ماسه سنگها ارائه شده است. رنگ آمیزی مقاطع به روش دیکسون (Dickson 1966)برای تشخیص دولومیت بکار برده شده است. همچنین از داده های 65 ساخت جهت دار (طبقه بندی مورب) برای آنالیز جهت جریان دیرینه استفاده شده است که موقعیت آنها در محل برداشت صحرایی و در مقابل ستون چینه شناسی (شکل 2) آورده شده است.

رخساره های سنگی
تعیین مجموعه رخساره های سنگی مهمترین عامل برای بازسازی محیط رسوبی دیرینه است (Kwon et al. 2006) که برای تشخیص تغییرات اقلیمی و تاریخچه فرونشست حوضه های رسوبی بکار می رود. بنابراین شناسایی رخساره های سنگی یکی از مهمترین موارد در شناسایی محیط رسوبی دیرینه بشمار می رود. لیتوفاسیس ها در نهشته های سیلیسی آواری کوارتزیت راسی به سه دسته درشت، متوسط و ریز دانه تقسیم می شوند که بر اساس کدهای رخساره ای میال (Miall 1996, 2000) نامگذاری شده اند.

رخساره های سنگی دانه درشت
به طور کلی در نهشته های مورد مطالعه 3 رخساره دانه درشت شناسایی شده است (جدول 1):

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1: تصویر صحرایی از سه بخش کوارتزیت راسی در برش داهوئیه (دید به سمت شمال غرب).



رخساره گراولی دانه پشتیبان توده ای (Gcm)
این رخساره عمدتا در بخش زیرین برش گزوئیه و در مرز کوارتزیت راسی با سازند داهو به صورت فرسایشی و شارپ مشاهده می شود (شکل A-4). از مشخصه های اصلی این رخساره می توان به حضور پبلهای سیاه رنگ چرتی در اندازه چند میلیمتر تا 10 سانتیمتر با گردشدگی خوب و جورشدگی متوسط اشاره کرد. در رخساره مذکور هیچ گونه لایه بندی مشاهده نمی شود و مقدار ماتریکس اندک (حداکثر 10 درصد از کل سنگ) است. تشکیل این رخساره بیانگر انرژی بالای محیط در هنگام رسوبگذاری بوده است که از ته نشست ذرات ریز جلوگیری نموده و به علت تشکیل در شرایط جریان آشفته، حالت توده ای دارند (Kostic et al. 2005). رخساره Gcm در قسمتهای فوقانی و به طور جانبی در فاصله های 5 تا 10 متری به رخساره دانه درشت Gms و انواع رخساره های دانه متوسط تبدیل می شود. جریانهایی که از سرعت و انرژی بالایی برخوردارند، می توانند سبب تشکیل این رخساره شده باشند (Petit et al. 2005; Ito et al. 2006) .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 2: انطباق رسوبات کوارتزیت راسی در سه برش مورد مطالعه (خط مبناء قاعده رسوبات)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3: موقعیت جغرافیایی ناحیه مورد مطالعه.


رخساره گراولی ماتریکس پشتیبان (Gms)
این رخساره نیز همانند رخساره Gcm در قاعده کوارتزیت راسی با مرز فرسایشی و شارپ مشاهده می شود (شکل B-4) و به سمت بالا ماتریکس آن افزایش می یابد. رخساره Gms اغلب در برش گزوئیه و کتکوئیه مشاهده می شود و به طور جانبی و در فاصله های کمتر ار 2 متر به رخساره های ماسه سنگی تبدیل می گردد. میزان زیاد ماتریکس، کمبود آب در سیال انتقال دهنده و تاثیر نیروی وزنی در حرکت توده رسوب به همراه ریزش دیواره های کانال از مهمترین فاکتورهای تشکیل دهنده این رخساره است(Miall 2000; Raj 2007).
رخساره گراولی با طبقه بندی مورب عدسی (Gt)
این رخساره از ذرات دانه درشتی تشکیل شده است که دارای لایه بندی مورب عدسی یا تراف است (شکل C-4). این رخساره در بخش زیرین کوارتزیت راسی به طور متناوب با سایر رخساره های دانه متوسط دیده می شود. ضخامت هر دسته از حد سانتیمتر تا 1 متر در تغییر است. قطعات از نوع چرت بوده و اغلب گرد شده و جور شده نیز می باشند. اندازه ذرات بین 2 تا 8 میلیمتر در تغییر است. همچنین در اکثر موارد ماتریکس دانه ریزی در اندازه ماسه بین دانه ها را فرا گرفته است. این رخساره منعکس کننده انرژی بالای جریان و بار رسوبی متوسط است که عمدتا توسط جابجایی سدهای داخل کانال ایجاد می شود(Miall 2000) .

رخساره های سنگی دانه متوسط
در نهشته های مورد مطالعه 7 رخساره سنگی دانه متوسط تشخیص داده شده است که قریب به 70 درصد توالی مورد مطالعه را به خود اختصاص داده است (جدول 1) و عبارتند از:

رخساره ماسه سنگی با طبقات مورب مسطح (Sp)
این رخساره شامل طبقه بندی مورب مسطح است و تقریبا در تمام توالی مورد مطالعه دیده می شود اما در بخشهای زیرین و بالایی از فراوانی بیشتری برخوردارند (شکل B,D-4). لایه های مورب دارای زاویه ای بین 10 تا 17 درجه بوده و به دو صورت مورب ساده و درهم (شکل D-4) وجود دارند که بیانگر ته نشست در محیط آبی با جریانهای یک جهتی و دوجهتی است (Tucker 2001). اندازه دانه ها بین 3/0 تا 2 میلیمتر و ضخامت هر دسته از حد سانتیمتر تا 2 متر است. این رخساره اغلب در سرعتهای پایین جریان آب (Harms et al. 1982) و در اثر حرکت ریپلها و مگاریپلهای دو بعدی با خط الراس مستقیم تشکیل می شوند(Therrien 2006) . با توجه به وجود طبقات مورب درهم و سطوح دوباره فعال شده (شکل E-4)، رخساره Sp می تواند در پهنه بین جزر و مدی و طبقات مورب بزرگ مقیاس در اثر سدها در کانالهای جزر و مدی تشکیل شده باشد (Strand 2005). این رخساره به طور جانبی و متناوب با سایر رخساره های ماسه سنگی و گراولی قرار دارد.

رخساره ماسه سنگی با طبقات مورب عدسی(St)
این رخساره نیز همانند رخساره Sp در قسمتهای مختلف توالی وجود دارد اما فراوانی آن کمتر است (شکل A,C-4). اندازه دانه ها بین 5/0 تا 2 میلیمتر و ضخامت هر دسته تا 50 سانتیمتر می رسد. در بعضی قسمتها، پبلهای سیاه رنگ چرتی نیز مشاهده می شود. رخساره St اغلب در نتیجه حرکت ریپلها و مگاریپلها با خط الراس پیچیده و سینوسی حاصل می شود (Lee and Chough 2006).

رخساره ماسه سنگی با طبقات موازی (Sh)
طبقات ماسه سنگی با چینه بندی موازی یک از فراوانترین رخساره های سنگی در نهشته های کوارتزیت راسی به ویژه در برش گزوئیه محسوب می شود (شکل B,F-4). چینه ها در حد لامیناسیون (میلیمتری) هستند که مجموعه هایی ضخیم (تا 2 متری) را ایجاد می کنند. اندازه دانه ها اغلب در حد ماسه ریز تا متوسط اند. در قسمتهایی از توالی که رخسارهSh دانه ریز است با رخساره های گلی در تناوب بوده و به طور پراکنده دارای ترکهای گلی است. در برخی برشها (برای مثال در برش داهوئیه و کتکوئیه)، این رخساره دارای طبقات پیچیده است. رخساره Sh در سرعتهای پایین و بالای جریان آب حاصل می شود (Miall 2000; Lee and Chough 2006) و به طور جانبی به دیگر رخساره های ماسه سنگی و گاهی گلی تبدیل می گردد.

رخساره ماسه سنگی با طبقات مورب با زاویه کم(Sl)
این رخساره دارای لایه های مورب با زاویه کمتر از 10 درجه است (شکل B,F-4). اندازه دانه ها در حد ماسه متوسط تا ریز است و اغلب همراه با رخساره های Sh, Spو Sr می باشند. همراهی این رخساره با رخساره Sr بیانگر تشکیل در اعماق کم آب و فرسایش سطح دونها و مگاریپلها است (Kostic et al. 2005). دسته های بزرگ مقیاس این رخساره می تواند به علت نرخ بالای رسوبگذاری در پهنه های جزر و مدی و در نتیجه خمیدگی لایه ها با زاویه کمتر از 10 درجه حاصل شود (Khalifa et al. 2006)

جدول 1: خلاصه ای از رخساره های سنگی شناسایی شده در کوارتزیت راسی و برخی از خصوصیات آنها بر اساس طبقه
فرایندهای رسوبی ساختهای رسوبی اندازه ذرات کد رخساره سنگی
حمل نقل توسط با بستر، نهشته های باقیمانده کانالی و سدهای گراولی در کانالهای جزر و مدی
طبقه بندی توده ای تا افقی
گرانول تا پبل های الیگومیکتیک
Gcm


کنگلومرایی دانه پشتیبان
ریزش دیواره های کانال، حمل و نقل توسط بار بستر
طبقه بندی توده ای
گرانول تا پبل های الیگومیکتیک
Gms
کنگلومرای ماتریکس پشتیبان
حمل ونقل توسط بار بستر، رسوبگذاری داخل کانال و سدهای گراولی طبقه بندی مورب عدسی (ضخامت هر مجموعه کمتر از 80 سانتیمتر)
پبل های الیگومیکتیک
Gt گنگلومرا با طبقه بندی مورب عدسی
رسوبگذاری توسط جریانهای جزر و مدی، حرکت ریپلهای دو بعدی لایه بندی مورب مسطح با طرح جهت جریان بایمدال، طبقه بندی مورب درهم، سطوح دوباره فعال شده ماسه درشت تا ریز دانه (بعضا به صورت ماسه سنگ پبل دار)

Sp ماسه سنگ دارای طبقه بندی مورب مسطح
حرکت دونهای سه بعدی و ریپلهای تداخلی لایه بندی مورب عدسی (ضخامت هر مجموعه بین 10 تا 60 سانتیمتر) ماسه درشت تا متوسط دانه (بعضا به صورت ماسه سنگ پبل دار)
St ماسه سنگ دارای طبقه بندی مورب عدسی
جریانهای موازی کم و پر انرژی در اینترتایدال و سوپراتایدال لایه بندی و لامیناسیون مسطح (ضخامت هر مجموعه بین 10 تا 100 سانتیمتر) ماسه متوسط تا بسیار ریز دانه
Sh ماسه سنگ دارای طبقه بندی مسطح
نوسان سواشهای موجی، حرکت دونهای شسته شده لایه بندی مورب کم زاویه (کمتر از 10 درجه) با طرح جهت جریان بایمدال ماسه درشت تا متوسط دانه (بعضا به صورت ماسه سنگ پبل دار)
Sl ماسه سنگ دارای طبقه بندی مورب مسطح کمتر از 10 درجه
رسوبگذاری توسط جریانهای کششی، حرکت ریپلهای کم زاویه ریپل مارکهای متقارن، نامتقارن، زبانه ای و تداخلی ماسه متوسط تا بسیار ریز دانه
Sr
ماسه سنگ دارای لایه بندی موری ریپلی
جریانهای گراویتی، جریانهای آشفته لایه بندی توده ای ماسه درشت تا متوسط دانه Sm ماسه سنگ توده ای
کنده شدگی توسط جریانهای کانالی سطوح فرسایشی همراه با اینتراکلستهای گلی ماسه سنگ ریز تا درشت دانه Se ماسه سنگ با سطوح فرسایشی
تناوب جریانهای پر انرژی به کم انرژی در منطقه اینتر تایدال
طبقات فلاسر ماسه متوسط تا ریز همراه با ذرات در اندازه گل
Sr(Fl) لایه های ماسه سنگی همراه با لنزهای گلسنگی
تناوب جریانهای پر انرژی به کم انرژی درمناطق اینترتایدال و سوپراتایدال
طبقات موجی ماسه سنگ ریز دانه همراه با ذرات سیلتی و رسی
Sr/Fl تناوب لایه های ماسه سنگی-گلسنگی
تناوب کم انرژی به پرانرژی در منطقه سوپراتایدال
طبقات عدسی ذرات در اندازه سیلت و رس همراه با ماسه ریز دانه
Fl(Sr) لایه های گلسنگی همراه با لنزهای ماسه سنگی
رسوبگذاری در جریانهای کم انرژی سوپراتایدال که بعضا رسوبات در معرض هوا نیز قرار داشته اند
لایه های موازی، مورب مسطح و بعضا لایه های ریپلی به همراه ترکهای گلی
ذرات در اندازه سیلت و رس

Fl
گلسنگ با لایه بندی مسطح

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 4: تصاویر صحرایی رخساره های سنگی در رسوبات سیلیسی آواری کوارتزیت راسی. A- رخساره کنگلومرایی دانه پشتیبان(Gcm) همراه با رخساره های ماسه سنگی Sp و St در مرز کوارتزیت راسی با سازند داهو B- رخساره کنگلومرایی ماتریکس پشتیبان(Gms) همراه با رخساره های ماسه سنگی Sp, Sh و Sl. C- رخساره میکروکنگلومرایی تا کنگلومرایی با طبقه بندی مورب عدسی(Gt) همراه با رخساره ماسه سنگی با طبقه بندی مورب عدسی(St). D- طبقه بندی مورب درهم در بخشهای زیرین و بالایی نهشته های مورد مطالعه(Sp). E- رخساره های ماسه سنگی(Sh, Sl) با لایه بندی موازی و مورب کم زاویه. F- رخساره Sr همراه با سه نوع ریپل مارک 1: دوشاخه، 2: جریانی، 3: تداخلی. G - ترکهای گلی در رخساره های دانه ریز H- آثار باران (نوک پیکان) بر روی ریپل مارکهای موجی. به نظر می رسد که حفره ها در سمت راست تصویر، آثار ایکنوفسیل باشد.


رخساره ماسه سنگی با لایه های ریپلی(Sr)
رخساره Sr یکی از فراوانترین رخساره های سنگی، بخصوص در قسمتهای انتهایی از بخش زیرین است که به طور پراکنده در نقاط مختلف برش وجود دارد. تنوع اشکال ریپلی از نکات منحصر به فرد در نهشته های کوارتزیت راسی است (شکل G,H-4) به طوری که می توان به ریپل مارکهای با خط الراس مستقیم، دوشاخه، سینوسی، زنجیره ای و پیچیده اشاره کرد. این ریپلها اغلب متقارن ولی انواع نامتقارن نیز قابل تشخیص است. در این رخساره، همراه با ریپل مارکها ساختهایی همچون اثر باران (شکل H-4)، ترک گلی (شکل A-5) و در بخشهای زیرین توالی آثار فسیلی کروزیانا (شکل B-5) مشاهده می شود. اندازه دانه ها اغلب در حد ماسه ریز است. به عقیده هارمز و همکاران (Harms et al. 1982) این رخساره در رژیمهای جریانی پایین و عمق کم آب ایجاد شده است اما حضور ریپلها با طرحهای مختلف بیانگر رژیمهای جریانی متفاوت در تشکیل آنهاست (Lewis and McConchie 1994).

رخساره ماسه سنگی توده ای (Sm)
این رخساره در توالی های مورد مطالعه از فراوانی کمی برخوردار است. رخساره Sm را می توان به طور پراکنده در بخشهای زیرین و بالایی مشاهده کرد (شکل C-5). اندازه دانه ها اغلب در حد ماسه متوسط تا درشت است. تشکیل این رخساره را بیشتر به رسوبگذاری سریع ذرات نسبت می دهند(Harms et al. 1982; Miall 2000) .
رخساره ماسه سنگی با سطوح فرسایشی (Se)
این رخساره به صورت سطوح فرسایشی در قاعده و مرزهای دیگر رخساره های ماسه سنگی بالاخص Sp, Sl, Sh مشاهده می شود (شکل D-5). حفرات فرسایشی گاهی با گلسنگ و گاهی با ماسه سنگ پر شده اند اما در اغلب موارد حفرات به صورت خالی و سطوح فرسایشی کاملا مشخص می باشد.

رخساره های سنگی دانه ریز
رخساره سنگی دانه ریز اغلب در بخش میانی توالی مورد مطالعه وجود دارد و قریب به 20 درصد رسوبات سیلیسی آواری کوارتزیت راسی را به خود اختصاص داده است. از رخساره های گلی در نهشته های مورد مطالعه می توان تنها به رخساره Fl اشاره کرد (جدول 1).

رخساره گلی دارای لامیناسیون(Fl)
این رخساره به رنگ قرمز ارغوانی و به طور متناوب با رخساره های ماسه سنگی Sr, Sh, Sp در بخش میانی سه برش مورد مطالعه مشاهده می شود (شکل E-5). اندازه دانه ها اغلب در حد سیلت است اما در بعضی قسمتها حاوی ماسه ریز و رس نیز هستند. لامیناسیون موازی مهمترین ساخت رسوبی این رخساره سنگی است. رخساره Fl را نیز می توان به صورت پوششهای گلی به ضخامتهای کمتر از 50 سانتیمتر در دیگر بخشهای کوارتزیت راسی مشاهده کرد. ترکهای گلی همراه با ریپلهای کوچک مقیاس و آثار حرکت موجودات از مهمترین ساختهای رسوبی در این رخساره سنگی بشمار می روند. این رخساره اغلب در انرژی پایین جریان آب و در نتیجه جریانهای تعلیقی حاصل شده است (Miall 1996; Tucker 2001).

رخساره های سنگی حدواسط ماسه ای - گلی
این گروه رخساره ای در اثر تغییرات متناوب انرژی محیط حاصل شده و شامل سه رخساره سنگی است (جدول 1). هنگامی که رسوبگذاری گل به طور متناوب با مهاجرت ریپل ها صورت می گیرد، افقهای نازکی از گل در بین مجموعه های لامیناسیون مورب تشکیل شده و گل در قسمتهای فرورفته ریپلها متمرکز می شود. این فرایندها سبب تشکیل طبقات فلاسر (شکل F-5) و به عبارت دیگر رخساره سنگی Sr(Fl) می شود (Tucker 2001; Strand 2005). این رخساره اغلب در قسمتهای فوقانی از بخش زیرین مشاهده می گردد. ضخامت هر دسته بین 10 تا 40 سانتیمتر در تغییر است. زمانی که انرژی محیط پایین باشد و تنها در مواردی سرعت جریان بالا رود، لایه های نازکی از ماسه سنگ در بین رسوبات گلی مشاهده می شود. این رخساره سنگی که به نام رخساره Fl(Sr) معرفی می گردد (شکل G-5)، طبقات عدسی را تشکیل می دهد (موسوی حرمی، 1386) و اغلب در بخش میانی واحد کوارتزیت راسی مشاهده می شود. حالت سوم زمانی به وجود می آید که انرژی محیط به طور متناوب کم و زیاد شود. در این مواقع لایه های ماسه سنگی ریپلی با لایه های گلی پوشیده شده و حالت موجی شکلی را به رخساره می دهد. رخساره Sr/Fl حاصل این فرایند است (شکل H-5). این رخساره نیز در بخش میانی کوارتزیت راسی وجود دارد و ضخامت هر دسته بین 10 تا 80 سانتیمتر تغییر می کند. این سه مجموعه رخساره ای از اختصاصات پهنه های جزر و مدی هستند (Tucker 2001; Strand 2005; Chakraborty and Sensarma 2008).

پتروفاسیس
آنالیز شمارش دانه ها در رسوبات کوارتزیت راسی منجر به شناسایی سه پتروفاسیس ماسه سنگی (چرت آرنایت، کوارتز آرنایت و ساب لیت آرنایت) و یک پتروفاسیس درشت دانه میکروکنگلومرا تا کنگلومرایی شده است. علاوه بر پتروفاسیس های فوق یک رخساره دولومیتی نیز مشاهده شده است.

پتروفاسیس چرت آرنایت
این پتروفاسیس (شکل A-6), فراوانترین ماسه سنگ در نهشته های کوارتزیت راسی، بخصوص در بخش زیرین را تشکیل می دهد. میزان خرده های چرتی از 25 تا 85 درصد در تغییر است. این دانه ها دارای بافت دانه ریز میکروکوارتز و اندکی کوارتز کلسدونی هستند که اکثر آنها از گردشدگی خوبی برخوردارند. میزان دانه های کوارتز حداکثر به 60 درصد می رسد. به طور کلی میزان دانه های کوارتز رابطه ای معکوس با خرده های چرتی دارد به گونه ای که با افزایش خرده های چرتی مقدارشان کمتر می شود و بالعکس. دانه های فلدسپات به طور بسیار پراکنده و با فراوانی اندک (کمتر از 5 درصد) یافت می شود که منحصرا از پلاژیوکلاز تشکیل شده اند. از کانیهای فرعی می توان به زیرکن، مسکویت، آپاتیت و کانیهای اپک اکسید آهن اشاره کرد که مقدارشان به کمتر از یک درصد می رسد. سیمانهای رسی (کمتر از 5 درصد)، به احتمال زیاد ایلیت (برای مثال، موسوی حرمی و همکاران 1387)، و دولومیتی- آهن دار از مهمترین سیمانها در این پتروفاسیس است که از پراکندگی متفاوتی برخوردار هستند. مچوریتی بافتی این پتروفاسیس بر اساس روش تیانروی (Tianrui 1991)، اغلب در مرحله مچور است ولی هر چه اندازه دانه ها کاهش می یابد, مچوریتی نیز کمتر می شود. در برخی موارد ذرات در اندازه های مختلف و فراوانی رسهای ماتریکسی سبب کاهش مچوریتی (ایممچور) شده است. این حالت در رخساره های ماسه سنگی بخش میانی به فراوانی مشاهده می شود.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 5: تصاویر صحرایی انواع رخساره های سنگی. A- آثار کروزیانا در بالاترین قسمت از بخش زیرین. B- رخساره ماسه سنگی توده ای (Sm). C- رخساره ماسه سنگی فرسایشی (Se) که در قاعده اکثر سیکلهای ریز شونده وجود دارد. در قسمت بالای تصویر این رخساره همراه با رخساره Sp است.D- رخساره دانه ریز گلسنگی بخش میانی (Fl) همراه با لامیناسیونهای مورب و موازی از ماسه دانه ریز. E- طبقات فلاسر. نوک پیکان لایه های نازک گل را در بین ماسه ها نشان می دهد. F- طبقات موجی. نوک پیکان لایه های موجی ماسه ای را نشان می دهد. G- طبقات عدسی. نوک پیکان عدسی های نازک ماسه ای را که در بین گل قرار دارند, نشان می دهد. H- سطوح دوباره فعال شده (نوک پیکان)


پتروفاسیس کوارتز آرنایت
پتروفاسیس کوارتز آرنایتی (شکل B-6) نیز از فراوانی زیادی در نهشته های مورد مطالعه و بالاخص در بخش بالایی برخوردار است. فراوانی دانه های کوارتز بین 90 تا 97 درصد در تغییر است. اکثریت دانه های کوارتز در اندازه های مختلف و از گردشدگی خوبی برخوردار هستند و خاموشی در آنها مستقیم تا موجی است. در بعضی موارد کوارتزهای شکل دار تا نیمه شکل دار با خاموشی مستقیم نیز مشاهده می شود که موید حداقل دو منشاء متفاوت برای دانه های کوارتز است. پراکندگی ذرات دانه درشت ماسه ای در زمینه دانه ریز نیز بیانگر همین مطلب است که سبب تشکیل بافت برگشتی شده است (شکل C-6). این ذرات می توانند توسط طوفان یا جریانهای بادی به محیط حمل شده و همراه با رسوبات دیگر ته نشین شده باشند (موسوی حرمی 1386، Chakraborty and Sensarma 2008 ). علاوه بر موارد بالا، لامیناسیونهای متناوب درشت دانه و ریز دانه در برخی از مقاطع میکروسکوپی در این پتروفاسیس وجود دارد که با توجه به شواهد ساختاری (در ادامه بحث شده است) و مچوریتی بافتی و ترکیبی بالا, می تواند به علت تغییرات انرژی در هنگام جزر و مد صورت گرفته باشد. مقدار سیمانهای سیلیسی از نوع رورشدی و پر کننده حفرات به همراه سیمانهای دولومیتی- آهن دار و رسی از مهمترین سیمانها (مجموعا قریب به 8 درصد کل سنگ) در این پتروفاسیس محسوب می شوند.

پتروفاسیس ساب لیت آرنایت
این پتروفاسیس (شکل D-6) به طور پراکنده در نهشته های مورد مطالعه دیده می شود اما اغلب در بخش بالایی به همراه پتروفاسیس کوارتز آرنایتی وجود دارد. دانه های کوارتز از فراوانی بین 75 تا 80 درصد برخوردارند و مقدار خرده های چرتی حداکثر 15 درصد است. جورشدگی و گرد شدگی خوب دانه ها و به طور کلی بلوغ بافتی در حد مچور, بیانگر انرژی بالای محیط در هنگام رسوبگذاری است. از مهمترین کانیهای فرعی می توان به زیرکان و کانیهای اپک اکسید آهن اشاره کرد و سیمانهای دولومیتی و سیلیسی فراوانترین نوع سیمان (مجموعا 14 درصد کل سنگ) محسوب می شوند.

پتروفاسیس میکروکنگلومرا تا کنگلومرا
اندازه دانه ها در این پتروفاسیس اغلب در حد گرانول و بعضا پبل است. به این علت که اغلب دانه ها (بیش از 90 درصد) از خرده سنگ های چرتی تشکیل شده اند, یک کنگلومرا یا میکروکنگلومرای الیگومیکتیک است (شکل E-6) که به دو صورت ارتوکنگلومرا و پاراکنگلومرا هستند, مشاهده می شود. گرد شدگی بسیار بالای دانه ها موید نوع برون حوضه ای این کنگلومراست. این پتروفاسیس در بخشهای زیرین و بالایی مشاهده می شود که به صورت عدسی هایی با گسترش جانبی 2 تا 15 متری، قاعده بعضی سیکلهای ریز شونده را تشکیل داده است. ماتریکس ماسه ای از نوع چرت آرنایت و گاهی سیمان دولومیتی- آهن دار فضای خالی بین دانه ها را فرا گرفته است.


رخساره دولومیتی
علاوه بر پتروفاسیس های فوق, دو لایه قرمز رنگ دولومیتی (دولو اسپارایت) ریز بلور (شکل F-6) به همراه اکسیدهای آهن، در بخش زیرین برش کتکوئیه شناسایی شده است. ضخامت این لایه ها بین 10 تا 20 سانتی متر در تغییر بوده و گسترش جانبی آنها حداکثر به 40 متر می رسد که به شکل بین انگشتی از بین می روند. حضور اکسید آهن فراوان به همراه ذرات آواری کوارتز متوسط دانه می تواند بیانگر خاک قدیمه نیز باشد. این لایه ها احتمالا به صورت اولیه و در هنگام پایین آمدن آب دریا شکل گرفته اند. حضور چنین لایه هایی در محیطهای جزر و مدی که نوسان آب زیاد است، امری رایج محسوب می شود (Klein, 1971).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


محیط رسوبی و مدل رخساره ای
تغییر در رژیمهای جریانی منجر به تشکیل رخساره های سنگی مختلفی می شود که در نهایت منجر به تغییر محیط رسوبی می گردد (Kumar et al. 2007). بنابراین شناسایی پتروفاسیسها، رخساره های سنگی و تغییرات عمودی و جانبی آنها در تفسیر محیط رسوبی دیرینه حائز اهمیت است. به طور کلی پتروفاسیسهای سوپر مچور کوارتز آرنایت و چرت آرنایت و گردشدگی زیاد پبلها در رخساره های دانه درشت، به همراه آثار و شواهد ساختی همچون ریپل مارکهای موجی و تداخلی، طبقات مورب درهم، سطوح دوباره فعال شده، طبقات فلاسر، موجی و عدسی، آثار فسیلی، لایه های دولومیتی (خاک قدیمه)، ترکهای گلی، آثار باران و جهت جریان بایمدال (شکل 2) در اکثر مجموعه های سنگی نشان می دهد که رسوبات کوارتزیت راسی در ناحیه مورد مطالعه در یک محیط ساحلی از نوع پهنه جزر و مدی برجای گذاشته شده اند (برای مثال، Klein 1971; Reading and Collinson 1996; Einsele 2000; Khalifa et al. 2006; Chakraborty and Sensarma 2008; Folkestand and Satur 2008). (شکل 7).
به عقیده گید و همکاران (Gade et al. 2008)، پهنه های جزر و مدی اغلب فاقد پوشش گیاهی بوده و رسوبات آنها بیشتر شامل ماسه و گل است. عناصر ساختاری شامل اشکال فرسایشی و رسوبگذاری شده هستند که بر اساس ضخامت و شکل هندسی مجموعه رخساره های سنگی تعریف می شوند علاوه بر این طرح جهت جریان دیرینه نیز در تفکیک عناصر ساختاری و تفسیر محیط رسوبی نقش بسزایی ایفا می کنند(Miall 1996; Lowey 2007). بر این اساس 6 عنصر ساختاری در رسوبات کوارتزیت راسی شناخته شده است. عنصر ساختاری CH مهمترین عنصر در نهشته های مورد مطالعه است که به همراه عناصر ساختاری GB و SB جزء عناصر ساختاری کانالهای جزر و مدی هستند. عنصر ساختاری GB شامل رخساره های دانه درشت Gcm, Gms, Gt است که اغلب به صورت گوه ای شکل با کنتاکت فرسایشی و شارپ در قاعده کوارتزیت راسی وجود دارد. عنصر ساختاری SB نیز شامل رخساره های ماسه سنگی Sp, St, Sh, Sr, Sl, Sm و گاهی میکروکنگلومرایی با رخساره Gcm است که اغلب به صورت فرسایشی و به فرم عدسی تا گسترده در اکثر رسوبات دانه متوسط تشکیل شده اند. این دو عنصر به ترتیب در رژیمهای جریانی بالا و متوسط تشکیل شده اند(Miall 2000)، و درناحیه مورد مطالعه بر اساس ویژگیهای ساختی و بافتی رسوبات بعنوان نهشته های کانالهای جزر و مدی تفسیر شده است. علاوه بر این، عنصر ساختاری LA نیز یکی از عناصر مهم در نهشته های کوارتزیت راسی محسوب می شود که شامل انواع رخساره های دانه درشت و دانه متوسط است. این عنصر بر اثر حرکت جانبی کانال جزر و مدی حاصل شده (مئاندرهای جزری) و سبب تشکیل سیکلهای ریز شونده در نهشته های مورد مطالعه شده است (Reading and Collinson 1996; Strand, 2005). این سیکلهای ریز شو در بخشهای زیرین و بالایی مشاهده می شوند. فراوانی ساختهای یک جهتی همچون طبقه بندی مورب عدسی و مسطح، اندازه درشت دانه ها با قاعده فرسایشی بیانگر رسوبات کانال جزر و مدی است (Dalrymple 1992; Chakraborty and Sensarma 2008). طبقه بندی مورب درهم به همراه سطوح دوباره فعال شده و طبقات فلاسر و حضور پوششهای گلی در قسمتهای بالای سیکلهای ریز شو بیانگر ته نشست رسوبات در اعماق و انرژی مختلف در جریانهای جزر و مدی هستند (Folkestand and Satur 2008). پوششهای گلی بر اثر حرکت جانبی کانال و کاهش انرژی و یا قطع شدن شاخه اصلی، حاصل می شوند. وجود ترکهای گلی در برخی از این لایه ها، نشان می دهد که کاهش انرژی تا قسمتهای بالای پهنه جزر و مدی و در معرض هوا قرار گرفتن رسوبات ادامه یافته است. به طور کلی جهت جریان در مجموعه نهشته های کانال به صورت بایمدال است (شکل 2) و این امر تاثیر امواج جزر و مدی را نشان می دهد (Strand 2005). علاوه بر موارد بالا، پتروفاسیسهای مچور تا سوپر مچور کوارتز آرنایت و چرت آرنایت و حضورکنگلومرایی با پبلهای گرد شده، رژیمهای جریانی بالای جزر و مدی را تائید می کند (برای مثال، Khalifa et al. 2006).
در قسمتهای انتهایی از بخش زیرین، تناوبی از رخساره های ماسه سنگی و گلسنگی مشاهده می شود که اختلاف آن با بخش میانی در مقدار کمتر گل است. ضخامت کل مجموعه 5 تا 10 متر در تغییر است و ضخامت لایه های گلی حداکثر به 20 سانتیمتر می رسد. تنوع ریپلهای موجی با خط الراس مستقیم و دو شاخه، ریپلهای تداخلی، ریپلهای جریانی، و حضور طبقات فلاسر، آثار موجودات، لایه های دولومیتی (خاک قدیمه)، ترکهای گلی چند ضلعی و آثار باران همگی بیانگر عمق کم آب و رژیمهای پایین جریانهای جزر و مدی، امواج و نوسانات حاصل از باد است (Klein 1971; Reading and Collinson 1996; Tucker 2001; Khalifa et al. 2006). لذا این نهشته ها به بالاترین رسوبات قسمت پهنه جزر و مدی تعلق دارند.


شکل 7: مدل رسوبگذاری رسوبات کوارتزیت راسی در ناحیه مورد مطالعه که بر اساس مطالعات منشاء سازند رودخانه ای داهو (زندمقدم، 1386) دریا در قسمت شمالی حاشیه غیر فعال قاره ای (Passive margin) قرار دارد.


عنصر ساختاری FF که از رخساره Fl تشکیل شده است، در بخش میانی کوارتزیت راسی وجود دارد و به طور متناوب با عنصر ساختاری CR (کروس) مشاهده می شود. ضخامت رخساره گلی بین 1 تا 6 متر در تغییر است و رخساره ماسه ای شامل رخساره های Sr, Sp, Sh است که ضخامتی بین 20 سانتیمتر تا 1 متر دارند. این رخساره دارای پتروفاسیسهای چرت آرنایت و ساب لیت آرنایت است که به طور جانبی به رخساره های گلسنگی تبدیل می شود. رنگ قرمز رسوبات گلسنگی بیانگر تشکیل آنها در شرایط اکسیدی است و وجود ترکهای گلی، در معرض هوا قرار داشتن این رسوبات را نشان می دهد. حضور ریپلهای موجی و جریانی و آثار حرکت موجودات نیز منعکس کننده عمق بسیار کم آب است. علاوه بر این, طبقات موجی و عدسی نیز از ساختهای مهم در این بخش محسوب می شوند. بسیاری از محققین (برای مثال، Einsele 2000; Khalifa et al. 2006, Chakraborty and Sensarma 2008)، وجود این لایه های گلسنگی با ویژگیهای فوق را مربوط به رسوبگذاری در پهنه بالای جزر و مدی می دانند و لایه های ماسه سنگی را نیز به رسوبات حاصل از طوفانهای موقتی (عنصر ساختاری CR) تفسیر می کنند. کویچر و همکاران (Kuecher et al. 1990)، تغییرات متناوب ماسه سنگ و گلسنگ در پهنه های جزر و مدی را به تاثیر خلیج دهانه ای مرتبط می سازند که می تواند در نهشته شدن رسوبات بخش میانی کوارتزیت راسی نیز صادق باشد. ضخامت این بخش بسیار متغیر است به طوری که در برخی نقاط به صورت گوه ای شکل به کمتر از 2 متر می رسد. این امر می تواند در ارتباط با تغییرات جریانهای جزر و مدی باشد (Khalifa et al. 2006).
رسوبات بخش بالایی نیز دارای ویژگیهایی مانند بخش زیرین است با این تفاوت که تعداد سیکلها کمتر و رسوبات دانه درشت گراولی در آن تنها در برش کتکوئیه دیده می شود. این بخش اغلب در پهنه بین جزر و مدی که نوسانات جزر و مد چندان زیاد نبوده، تشکیل شده است. رخساره های ماسه سنگی Sh Sp, و Sr و گلسنگی Fl از بیشترین فراوانی برخوردارند و از ساختهای شاخص می توان به طبقات مورب درهم، سطوح دوباره فعال شده، ریپلهای موجی و ترکهای گلی اشاره کرد.

نتیجه گیری
رسوبات کوارتزیت راسی واقع در شرق زرند کرمان به سه بخش زیرین (کنگلومرایی و ماسه سنگی)، میانی (گلسنگی و ماسه سنگی) و بالایی (ماسه سنگی) تقسیم شده اند. این رسوبات از پتروفاسیسهای چرت آرنایت، کوارتز آرنایت، ساب لیت آرنایت و میکروکنگلومرا تشکیل شده و اکثریت آنها نیز از مچوریتی بافتی و ترکیبی بالایی نیز برخوردارند. آنالیز رخساره ای سبب تشخیص 14 رخساره سنگی Gcm, Gms, Gt, Sp, St, Sh, Sl, Sr, Sm, Se, Fl, Sr(Fl), Sr/Fl, Fl(Sr) شده است که در سه دسته درشت، متوسط و ریز دانه و یک دسته حدواسط ماسه ای-گلی قرار می گیرند. شواهدی همچون پتروفاسیسهای مچور تا سوپر مچور چرت آرنایت و کوارتز آرنایت، گردشدگی بسیار خوب پبلها در رخساره های دانه درشت، حضور سیکلهای به طرف بالا ریز شونده و ساختهای رسوبی از قبیل طبقه بندی مورب درهم، سطوح دوباره فعال شده، انواع ریپلهای موجی و جریانی، طبقات فلاسر، موجی و عدسی، آثار حرکت موجودات، ترکهای گلی، آثار باران و همچنین وجود لایه هایی از دولومیت، همگی بیانگر رسوبگذاری نهشته های کوارتزیت راسی در محیطی جزر و مدی است. بخشهای زیرین و بالایی برشهای مورد مطالعه بیشتر مربوط به رسوبات کانال جزر و مدی و پهنه بین جزر و مدی بوده که شامل عناصر ساختاری CH, GB, SB, LA می باشند. همچنین رسوبات قرمز رنگ بخش میانی نیز در محیط آرام و کم انرژی پهنه بالای جزر و مدی راسب شده اند و نشان دهنده عنصر ساختاری FF هستند. عنصر ساختاری CR نیز شامل لایه های ماسه سنگی در این بخش است که بر اثر طوفانها و قطع رسوبات دانه ریز حاصل شده است.

 

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 فرودسی مشهد، 202 صفحه.

لاسمی، ی.، 1379، رخساره ها، محیطهای رسوبی و چینه نگاری سکانسی نهشته سنگهای پرکامبرین بالایی و پالئوزوئیک ایران: انتشارات سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، شماره 78، 180 صفحه.

موسوی حرمی، ر.، 1386، رسوب شناسی: چاپ یازدهم، انتشارات آستان قدس رضوی، 474 صفحه.

موسوی حرمی، ر.، محبوبی، ا.، خردمند، ع. و زندمقدم، ح. 1387،  تفسیر توالی پاراژنتیکی نهشته های سیلیسی آواری سازند داهو (کامبرین پیشین) در شرق و جنوب شرق زرندکرمان، فصلنامه علوم زمین، ش70، 139-126.

Chakraborty, T., and S. Sensarma, 2008, Shallow marine and coastal eolian quartz arenites in the Neoarchean-Palaeoproterozoic Karutola Formation, DongargarhVolcano-sedimentary succession, central India: Precambrian Research, v.162, p. 284–301.

Dalrymple, R.W., 1992, Tidal depositional systems. In: Walker, R.G., James,N.P. (Eds.), Facies Models, Response to Sea Level Change: Geological Association of Canada, Toronto, p.195–218.

Dickson, J.A.D., 1966, Carbonate identification and genesis as revealed by staining:                                             Journal of Sedimentary Petrology, v. 36, p.441-505.

Einsele, G., 2000, Sedimentary Basin Evolution, Facies and Sediment Budget: (2nd edition), Springer-Verlag, 792p.

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

Folkestad, A., and N. Satur, 2008, Regressive and transgressive cycles in a rift-basin: Depositional model and sedimentary partitioning of the Middle Jurassic Hugin Formation, Southern Viking Graben, North Sea: Sedimentary Geology xxx, p.1-19.

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

Kuecher, G.J., B.G. Woodland, and F.M. Broadhurst, 1990, Evidence of deposition from individual tides and of tidal cycles from the Francis creek Shale (host rock to the Mazon Creekbiota), Westephalin (Pennsylvanian), north-estern Illinois:  Sedimentary Geology, v.68, p. 211–221.

Gade, M., W. Alpers, C. Melsheimer, and G. Tanck, 2008, Classification of  sediments on exposed tidal flats in the German Bight using multi-frequency radar data: Remote Sensing of Environment, v.112, p.1603–1613.

Huckriede, R., M. Kursten, and H. Venzlaff, 1962, Zur Geolog, Des Gebietes Zuischen Kerman and Saghakd (Iran): Beih. Geo. Jarb,  Report.51: 197p.

 Ingersoll, R.V., T.F. Bullard, R.L. Ford, J.P. Grimm, J.D. Pickle, and S.W. Sares, 1984, The effect of grain size on detrital modes: A test of the Gazzi-Dickinson point – counting method: Journal of Sedimentary Petrology, v.54, p.0103-0116. 

Ito, M., M. Matsukawa, T. Saito, and D.J. Nichols, 2006, Facies architecture and paleohydrology of a synrift succession in the EarlyCretaceousChoyrBasin, Southern Mongolia: Cretaceous Research, v.27, p.226-240.

Khalifa, M.A., H.E. Soliman, and H.A. Wanas, 2006, The Cambrian Araba Formation in northeastern Egept: facies and depositional environments: Journal of Asian Sciences, v.27, p.873-884.

Klein, G., 1971, A sedimentarymodel for determining paleo tidal range: Geol. Soc. Am. Bull, v.82, p.2585-2592.

Kostic, B., A. Bech, and T. Aigner, 2005, 3-D sedimentary architecture of a Quaternary gravel delta (SW-Germany): Implication for hydrostratigraphy: Sedimentary Geology, v.181, p.143-171.

Kumar, R., N. Suresh, J. Satish, J. Sangode, and V. Kumaravel, 2007, Evolution of the Quaternary alluvial fan system in the Himalayan foreland basin, Implications for tectonic and climatic decoupling: Quaternary International, v.159,  p.6-20.

Kushan, B., 1978, Stratigraphy and trilobite funa of the Mila Formation (Middle Camberian-Tremadocian) of the AlborzRange, north Iran: Geological and Mineral Survey of Iran, Report 49, 70p.

Kwon, Y.K., S.K. Chough, D.K. Choi, and D.J. Lee, 2006, Sequence stratigraphy of the Taebaek Group (Cambrian-Ordovician), Mideast Korea: Sedimentary Geology, v.192, p.19-55.

Lee, H.S., and S.K. Chough, 2006, Lithostratigraphy and depositional environments of the Pyeongan Super group (Carboniferous-Permian) in the Taebaek area mid-east Korea: Journal of Asian Earth Sciences, v.26, p.339-352.

Lewis, D.W., and D. Mcconchie, 1994, Analytical Sedimentology: Chapman and Hall, London, 197p.

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, 582p.

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

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

Raj, R., 2007, Late Pleistocene fluvial sedimentary facies, the Dhadhar River basin, Western India, Quaternary International, v.159, p.93-101.

Reading, H.G., and J.D. Collinson, 1996, Clastic coastal, In Reading, H.G., (Ed.), Sedimentary Environment and Facies: Black well Scientific Publication, Ltd Oxford, p.154-231.

Strand, K., 2005, Sequence stratigraphy of the silisiclastic east Puolanka Group the Palaeoproterozoic Kainuu Belt, Finland: Sedimentary Geology, v.176, p.149-166.

Stocklin, J., A. Ruttner, and M.H. Nabavi, 1964, New data on the lower Paleozoic and Pre-Cambrian of north Iran: G. S. Iran, Report 1, 29p.

Tianrui, S., 1991, Textural maturity of arenaceous rocks derived by microscopic grain size analysis in thin section, In: Syvitski, P.M. (Ed.), Principles, Methods and Application of Particle Size Analysis: Cambridge University Press, Cambridge, UK, p.163-173.

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

Therrien, F., 2006, Depositional environments and alluvial system changes in the dinosaur-bearing Sânpetru Formation (Late Cretaceous, Romania): Post-orogenic sedimentation in an active extensional basin: Sedimentary Geology, v.192, p.183–205.