محیط رسوبی و دیاژنز ماسه سنگ های سازند خان در دو برش چشمه بخشی و محیط رسوبی و چاه روف ، بلوک پشت بادام

نویسندگان

1 کارشناس ارشد گروه زمین شناسی دانشگاه شهید بهشتی

2 استادیار گروه زمین شناسی دانشگاه شهید بهشتی

چکیده

 
سازند خان به سن پرمین متشکل از توالی های آواری-کربناتی، در بلوک پشت بادام واقع در جنوب باختری شهرستان طبس بیرون زدگی دارد. نهشته های آواری این سازند را در برش های چشمه بخشی و چاه روف به طور عمده ماسه سنگ های کوارتزآرنایتی متوسط تا ریز دانه با بلوغ بافتی و ترکیبی بالا تشکیل می دهند. حضور طبقه بندی مورب مسطح، تراف و لامیناسیون موازی در این ماسه سنگ ها  ناشی از رسوبگذاری آن ها در یک محیط حاشیه ساحلی پر انرژی و تحت تاثیر امواج است. 4 رخساره سنگی شامل بخش پیش ساحل، بالای حاشیه ساحلی، دهانه کانال فرسایشی و توفانی مورد شناسایی قرارگرفته است.
بر اساس مشاهدات پتروگرافی، کاتدولومینسانس و تصاویر SEM  پدیده های دیاژنزی اولیه و تاخیری از یکدیگر تفکیک گردید. نتایج حاصل از بررسی تصاویر کاتدولومینسانس سیمان های کربناتی در ماسه سنگ ها نشان دهنده سیمانی شدن یک مرحله ای آن ها تحت تاثیر آب های متائوریکی طی مراحل اولیه دیاژنز است. همچنین تصاویر SEM و آنالیز EDX بیانگر تبدیل رس های اولیه آهن دار به کلریت و نیز تشکیل کلریت به صورت حاشیه ای در اطراف دانه ها طی مراحل دیاژنز تاخیری است. پدیده های دیاژنزی دیگر شامل فشردگی (فیزیکی و شیمیایی)، استیلولایتی شدن، سیمانی شدن سیلیسی، انحلال و جانشینی در دانه های آواری است.
 
 
 
 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Depositional environment and diagenesis of the Khan Formation sandstones in Cheshmeh Bakhshi and Chahroof sections, Posht-e-Badam block

نویسندگان [English]

  • M Shadan 1
  • M Hosseni Barzi 2
1 M.Sc. Department of Geology, University of Shahid Beheshti
2 Assistant Professor, Department of Geology, University of Shahid Beheshti
چکیده [English]

Siliciclastic-carbonate successions of Khan Formation with Permian age are exposed in Posht-e- Badam block, located in southwest of Tabas. The siliciclastic deposits of this formation in Cheshmeh Bakhshi and Chahroof sections mainly consist of medium to fine quartzarenite sandstones with high compositional and textural maturity. Planner and trough cross beddings and parallel laminations in these sandstones represent sedimentation in a high energy shoreface environment with influence of waves energy. Four lithofacies comprising foreshore, upper shoreface, erosional channel and storm deposits are recognized.
Based on petrography, cathodoluminescence and SEM images, early and late diagenetic features were recognized. Cathodoluminescence images of carbonate cements in sandstones show that cementation has been occurred in one phase from meteoric waters during early diagenesis. Also SEM images and EDX analysis imply producing of chlorite from converting of primary ferric clays and so as a rim over grains during late diagenese stage. Other diagenetic features are compaction (physical and chemical), stylolitization, silica and carbonate cementation, solution and replacement of clastic grains.    
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Diagenesis
  • Posht-e-Badam
  • Posht
  • e
  • Badam
  • Depositional environment
  • Khan Formation


در بلوک پشت بادام پس از یک نبود رسوبگذاری طولانی (از کربنیفر زیرین) و به دنبال پیشروی محلی دریای پرمین، توالی های آواری–کربناتی در باختر گسل کلمرد (بلوک پشت بادام) برجای گذاشته شده اند که در مقایسه با نهشته های کربناتی پرمین در بلوک طبس (سازند جمال)، از مقادیر قابل توجهی رسوبات آواری برخوردارندAghanabati 1977; Davydov and) (Arefifard 2007 . بر اساس تفاوت های رخساره ای و لیتولوژیکی بارز بین نهشته های پرمین در دو بلوک، نخستین بار آقانباتی (Aghanabati 1977) توالی های آواری-کربناتی بلوک پشت بادام را که به طور ناپیوسته بر روی سازند گچال قرار گرفته و توسط سازند سرخ شیل و یا آب حاجی پوشیده می شوند به نام سازند خان معرفی نموده و آنرا به پرمین زیرین تا بالایی نسبت داده است. بررسی های جدیدتر بر روی فوزولینیدهای موجود در بخش های کربناتی سازند خان حاکی از سنی برابر انتهای ساکمارین- ابتدای آرتین سکین است (Davydov and Arefifard 2007). عارفی فرد (1384) ژئوشیمی دولومیت ها و سنگ آهک های این سازند را مورد بررسی قرار داده و نیز 4 کمربند رخساره ای شامل جزر و مد، لاگون، سد و دریای باز را در آن ها شناسایی کرده است. شادان و حسینی برزی (Shadan and Hosseini- Barzi 2009) با مطالعه ژئوشیمی ماسه سنگ های سازند خان بر نقش فعالیت گسل کلمرد در شکل گیری چرخه های دوباره رسوبی و نرخ ورود آواری ها به درون حوضه رسوبگذاری تاکید نموده اند. با توجه به اینکه مطالعات رسوب شناسی پیشین در سازند خان با تاکید بر شناسایی محیط رسوبی بخش های کربناتی و تعیین رخساره های مربوط به آن انجام شده است (عارفی فرد 1384; شادان 1387)، بنابراین در این مقاله تنها به بررسی رخساره های آواری پرداخته می شود. در این مطالعه به منظور بازسازی نهشت در محیط رسوبی تا مراحل دفن و بیرون زدگی ماسه سنگ های سازند خان، دو برش چشمه بخشی(N33°, 25΄ E 056 13΄) و چاه روف (N33°, 34΄ E 056 19΄) از این سازند در بلوک پشت بادام واقع در جنوب باختری شهرستان طبس (شکل 1) به ترتیب با ضخامت های 204 و 197 متر (شکل 2) انتخاب و مورد مطالعه قرار گرفته است.

 

شکل 1) موقعیت و راههای دسترسی به برش های مورد مطالعه.


شکل 2) ستون سنگ شناسی برش های چشمه بخشی و چاه روف. در برش چشمه بخشی، تعیین محیط رسوبی نهشته های دولومیتی به دلیل دیاژنز فراگیر ممکن نبوده است (رخساره های کربناتی برگرفته از عارفی فرد 1384 و شادان 1387).


روش مطالعه
با انجام پیمایش های صحرایی در دو برش چشمه بخشی و چاه روف، نمونه برداری در واحدهای ماسه سنگی به فاصله 1 متر انجام شده است. سپس با تهیه 172 مقطع نازک از نمونه های برداشت شده، مطالعه پتروگرافی صورت پذیرفت. با توجه به توسعه سیمان کربناتی در بخشی از واحد های ماسه سنگی، برای تشخیص سیمان های کلسیتی از دولومیت، مقاطع توسط محلول آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم به روش دیکسون (Dickson 1965) رنگ آمیزی شدند. به منظور شناخت دقیق تر فرآیند های دیاژنزی در واحدهای رسوبی، ابتدا نمونه های سنگی توسط دستگاه Sputter Coater Scdoos، با طلا لایه نشانی و سپس تصاویر SEM توسط میکروسکوپ الکترونی T.E.M مدل XL30 در دانشگاه تربیت مدرس تهیه شده است. همچنین تصاویر کاتدولومینسانس از سیمان های کربناتی توسط میکروسکوپ کاتدولومینسانس CITNL مدل MK4 در پژوهشگاه صنعت نفت تهیه گردید. بدین منظور مقاطع نازک سنگی تحت تاثیر بمباران الکترونی در اتاقک خلاء، با شدت جریان 300 میکروآمپر و اختلاف پتانسیل 15 کیلو ولت قرار گرفتند. به منظور نامگذاری ماسه سنگ ها از طبقه بندی فولک (Folk 1980) استفاده شده است و بر اساس مشاهدات صحرایی و پتروگرافی و با توجه به معیارهای سنگ شناسی، بافتی، ساختی و رخساره های رسوبی، تحولات دیاژنتیکی و محیط رسوبی ماسه سنگ ها مورد بررسی قرار گرفتe,g., Burley and Kantorowicz 1986;) Reading 1996; Einsele 2000; Ketzer et al. 2003). در این مطالعه به منظور شناسایی ویژگی ساختمان های رسوبی از معادل های تقسیم بندی مایال (Miall 1978) استفاده شده است.

پتروگرافی
ماسه سنگ های سازند خان دارای جورشدگی و گردشدگی خوبی بوده و عمدتا فاقد ماتریکس هستند. به طور کلی ماسه سنگ ها دارای فابریک فشرده بوده و تماس های بین دانه ای مقعر- محدب، زیگزاگی و طولی در آن ها توسعه یافته است.
دانه های کوارتز مونوکریستالین با خاموشی موجی و مستقیم (%5/95) فراوان ترین نوع دانه های آواری تشکیل دهنده ماسه سنگ های سازند خان به شمار می آیند. فراوانی کوارتز های مونوکریستالین در واحد های آواری می تواند نتیجه انرژی بالای محیط رسوبگذاری و چرخه مجدد رسوبی باشد (حسینی برزی و شادان؛ زیر چاپ). در دانه های کوارتز اینکلوژیون های مینرالی شامل بلورهای کشیده تورمالین مشاهده می گردد (شکل a3). ماسه سنگ های مورد مطالعه فاقد فلدسپات های پلاژیوکلاز بوده و دانه های فلدسپاتی به مقدار بسیار کم (%8/0) و محدود به انواع پتاسیک ارتوز می گردند. ثبات شیمیایی و پایداری کم این ذرات می تواند از دلایل عمده فراوانی ناچیز آن ها باشد. اندک دانه های فلدسپاتی موجود با اندازه 2/0 تا 5/0 میلی متر دارای گرد شدگی خوبی هستند و به علت هوازدگی دارای ظاهری غبار آلود هستند (شکل b3). تنها قطعات سنگی در نمونه ها را دانه های چرتی تشکیل می دهند. این ذرات با اندازه بین 2/0 تا 1 میلی متر به سبب طی کردن چرخه دوباره رسوبی و شرایط پر انرژی محیط رسوبگذاری از گردشدگی بالایی برخوردارند و به میزان %4/2 در مقاطع سنگی حضور دارند (شکل c3). همان طور که از مچوریتی بالای این ماسه سنگ ها انتظار می رود کانی های سنگین را دانه های مقاوم تورمالین و زیرکن گرد (شکل d3) شده تشکیل می دهند. نسبت اجزای اصلی تشکیل دهنده ماسه سنگی در دیاگرام مثلثی فولک (Folk 1980) (QFL) در محدوده کوارتز آرنایت قرار می گیرد (شکل 4). همچنین دانه های آلوکمی کربناتی و قطعات بایوکلاستی مانند پلوئیدها، خرده های بریوزوئری و خارپوستی در نمونه های ماسه سنگی دو رگه با فراوانی متفاوت مشاهده می گردد.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل3)a . کوارتز مونوکریستالین با گردشدگی خوب و واجد اینکلوژیون های تورمالین. b. دانه ارتوز با گردشدگی خوب و هوازدگی سطحی. c. قطعه سنگ چرتی گردشده ..d دانه زیرکن با گردشدگی بالا.

 

شکل 4) نمونه های ماسه سنگی در دیاگرام مثلثی فولک (Folk 1980) در بخش کوارتز آرنایت قرار می گیرند.

 



گروه رخساره های رسوبی آواری
مشاهدات صحرایی و مطالعات پتروگرافی انجام شده بر روی واحد های سیلیسی-آواری سازند خان منجر به شناسایی 4 رخساره رسوبی شامل رخساره پیش ساحل، بالای حاشیه ساحلی، دهانه کانال فرسایشی و توفانی گردیده است که به شرح زیر است:

رخساره پیش ساحل
- رخساره :A کوارتز آرنایت با لامیناسیون های موازی (معادل (Sh
ماسه سنگ های کوارتزآرنایتی در رخنمون های سطحی به رنگ سفید و با جلای سطحی تیره دیده می شوند (شکلa 5). آن ها واجد لامیناسیون های موازی هستند و هیچ گونه آثار فسیلی و ساخت های توفانی در آن ها مشاهده نمی شود. کوارتزآرنایت ها دارای جورشدگی و گردشدگی خوبی هستند و عمدتا از دانه های ماسه ای یونی مدال با اندازه متوسط تشکیل شده اند. دانه های آواری اغلب از جنس کوارتز (بیش از 95 درصد) بوده و به مقدار کمتری قطعات سنگی از نوع چرت (کمتر از 5 درصد) دیده می شوند. قطعات بایوکلاستی به ندرت در آن ها مشاهده می گردد و کانی های فرعی تورمالین و زیرکن گرد شده در زمینه سنگی حضور دارند.

- رخساره :B ارتوکنگلومرا (معادل Gh-Gcm)
اجزا سنگی شامل قطعات چرتی تیره، قطعات ماسه سنگی و کوارتزهای پلی کریستالین با متوسط اندازه 5/2سانتی متر هستند. به طور کلی کنگلومرا ها جورشدگی و گرد شدگی متوسط تا خوبی داشته و دانه ها به صورت توده ای تا کمی جهت یافته هستند. با توجه به مچوریتی ترکیبی و دانه پشتیبان بودن، واحد های کنگلومرایی در انواع کنگلومراهای ارتوکوارتزیتی دسته بندی می گردند. این واحد های رسوبی فاقد بین لایه های گلی و ساخت رسوبی طبقه بندی موربند و با مرزی مشخص در پایه رخساره A قرار گرفته اند (شکلb 5).

تفسیر
وجود لامیناسیون های موازی در کوارتز آرنایت ها مربوط به جدایش دانه ها تحت شرایط حمل رسوب به شکل لایه های افقی است (Reading 1996). اندازه گیری های انجام گرفته در محیط های عهد حاضر نشان می دهد که لایه های ماسه ای با لامیناسیون های موازی از جریان های با انرژی بالا با سرعت بیش از 2 متر بر ثانیه و در عمقی کمتر از 2 تا 3 متر تشکیل می شوند (Dalrymple et al. 1990). همچنین نبود آثار فسیلی می تواند ناشی از انرژی بالای حاکم در محیط رسوبی و در نتیجه ایجاد شرایط زیستی پر تنش برای موجودات باشد .(Selley 1996)بدین ترتیب کوارتز آرنایت های خوب جورشده با لامیناسیون های موازی، مقدار کم قطعات خرده سنگی، توزیع ذرات رسوبی به صورت یونی مدال، نبود آشفتگی زیستی و ساختمان های پشته ای (HCS,SCS) نشان دهنده محیط های پرانرژی مربوط به منطقه پیش ساحل است
Reading 1996; Ensle 2000)). این ماسه سنگ ها احتمالا بر روی ساحلی با شیبی ملایم و در زون سواش (Swash Zone) برجای گذاشته شده اند .(Colquhoun 1995; Reading 1996)
در واحد های کنگلومرایی عدم حضور بین لایه های گلی و طبقه بندی مورب نشان دهنده رسوبگذاری آن ها در محیط ساحلی زون پیش ساحل است که دانه های کنگلومرایی تحت تاثیر امواج قرار گرفته و پس از شستشو و رسوبگذاری مجدد، ذرات ناپایدار و گلی از داخل آن ها خارج شده است (Wescott and Ethridge 1990; Shaw and Schreiber 1991).

 

 

 

 

 

شکل 5) .aماسه سنگ های با لامیناسیون موازی ظریف مربوط به رخساره پیش ساحل. b. لایه کنگلومرایی با قطعات چرتی تیره گرد شده.


رخساره بالای حاشیه ساحلی
- رخساره :C کوارتزآرنایت دارای طبقه بندی مورب (معادلSh, St)
ماسه سنگ های قهوه ای روشن تا سفید رنگ، بخش آغازین سازند خان را تشکیل داده و بر روی کربنات های مرجان دار سازند گچال قرار گرفته اند. قاعده ماسه سنگ ها به صورت فرسایشی است و قطعات کنده شده از واحد های زیرین (شکلa 6) و آثار فسیلی اسکولایتوس و تالاسینوئید (شکلb 6) در محل این سطح فرسایشی دیده می شوند. این ماسه سنگ ها واجد لامیناسیون های موازی و طبقه بندی مورب تراف هستند. اجزای تشکیل دهنده ماسه سنگی شامل دانه های کوارتزی (بیش از 85 درصد)، به میزان بسیارکمی فلدسپات و قطعات سنگی چرتی (کمتر از 5 درصد) و نیز دانه های کربناتی پلوئیدی و بایوکلاستی با حفظ شدگی ضعیف از جمله قطعات خارپوستی و دوکفه ای (5 تا 1 درصد) است. ذرات آواری به صورت یونی مدال در اندازه های متوسط تا ریز دانه هستند و جورشدگی خوبی دارند.

- رخساره :D ماسه سنگ با طبقه بندی مورب در بخش فعال دهانه کانال (معادل(St, Sh
قاعده این رخساره به صورت فرسایشی است و با ماسه سنگ های دو رگه (شامل دانه های سیلیسی آواری و خرده های فسیلی) دیده می شود (شکلc 6). ماسه سنگ های این رخساره دارای طبقه بندی مورب تراف (شکل d6) و لامیناسیون های موازی هستند. اندازه طبقه بندی های مورب به سمت بالا کوچک تر شده و به طبقه بندی مورب مسطح رخساره E تبدیل می گردند.

- رخساره :E ماسه سنگ با طبقه بندی مورب و لامیناسیون موازی بخش اسپیلیت پلاتفرم از دهانه کانال (معادل Sp, Sh)
این رخساره را ماسه سنگ های با طبقه بندی مورب از نوع مسطح که به صورت گوه ای شکل نیز هستند تشکیل می دهد (شکل e6). کراس بدینگ های مورب مسطح جهت جریان یک جهته را نشان داده و با لامیناسیون های موازی همراه می باشند. این رخساره گسترش جانبی محدودی داشته و با مرزی مشخص توسط کوارتز آرنایت های رخسارهA زون پیش ساحل پوشیده می شوند.

تفسیر
طبقه بندی های مورب تراف در ماسه سنگ ها در اثر عمل امواج حاصل می گردند Moslow and Tye 1985)). رخساره های ماسه سنگی با طبقه بندی های مورب از نوع تراف در بخش های بالایی ساحل، از حمل و نقل بار کششی توسط جریان های با انرژی نسبتا بالا در قالب دون های سه بعدی به وجود می آیند (Reinson 1984; Greenwood and Mittler 1985). ماسه سنگ های واجد لامیناسیون های موازی نیز می توانند در زون مسطح بیرونی از بخش بالایی ساحل تشکیل گردند (Einsle 2000). وجود خرده های فسیلی با حفظ شدگی ضعیف در بین دانه های سیلیسی-آواری، نشان دهنده وجود دوره های با جریان های انرژی بالا است (Khalife et al. 2006). به طور کلی ایکنوفسیل های تالاسینوئید و اسکولایتوس مشخصه محیط های حاشیه دریایی بوده و در ایکنوفاسیس گلوسی فونجیتس دسته بندی می شوند Rebata et al. 2006)). حضور ایکنوفسیل اسکولایتوس مشخصه پهنه های ماسه ای بالای حاشیه ساحلی با انرژی نسبتا بالا است Collinson and Thompson 1989; Frey et al.) 1990). قطعات کنده شده از واحد های زیرین نیز می توانند از کنده شدن و رسوبگذاری مجدد قطعات سنگی در اثر عمل امواج حاصل گردند Flugel 2004)). بنابراین رخساره C با داشتن طبقه بندی های مورب از نوع تراف، لامیناسیون های موازی، قاعده فرسایشی، قطعات کنده شده از واحد های زیرین و آثار فسیلی اسکولایتوس و تالاسینوئید بیانگر محیط های رسوبی با انرژی بالا مربوط به بخش بالای حاشیه ساحلی است .(Reading, 1996; Einsele 2000)
در رخساره های D و E وجود قاعده فرسایشی، کاهش اندازه طبقه بندی های مورب تراف به سمت بالا و حضور طبقه بندی های مورب مسطح گوه ای نشان دهنده رسوبات دهانه کانال های فرسایشی می باشند ) Heron et al. 1984; Moslow and Tye 1985). با توجه حضور ساخت های رسوبی ناشی از جریان غالب یک طرفه و نیز عدم مشاهده ساختمان های دوباره فعال شده و مچوریتی بالای رسوبات به نظر می رسد کانال های فرسایشی تحت تاثیر جریان های برگشتی پر انرژی بوده اند (Einsele 2000).

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6) a . مرز فرسایشی بین ماسه سنگ های سازند خان با سازند گچال. قطعات کنده شده از واحد زیرین با دایره مشاهده می شود.b . ایکنوفسیل تالاسینوئید در ماسه سنگ های سازند خان در مرز با سازند گچال. c. قاعده فرسایشی در ماسه سنگ های رخساره دهانه کانال فرسایشی (خط منقطع). d. طبقه بندی مورب تراف در ماسه سنگ های رخساره دهانه کانال فرسایشی. e. طبقه بندی مورب مسطح در رخساره کانال فرسایشی.


رخساره پائین حاشیه ساحلی
نهشته های رسوبی مربوط به بخش های پائین حاشیه ساحلی تنها در برش چاه روف قابل مشاهده است و محدود به رخساره های توفانی است. این رخساره ها از گسترش و ضخامت کمی برخوردارند و به سمت بالا به رخساره های بالای حاشیه ساحلی ختم می گردند. مشخصات رخساره توفانی به شرح زیر است:

-رخساره F : ماسه سنگ های دانه درشت تا گرانولی
این رخساره شامل ماسه سنگ های متشکل از دانه های کوارتزی درشت دانه تا گرانولی و قطعات آلوکمی فسیلی است. در پایه ماسه سنگ های یاد شده آثار قالب های شیاری با رخنمون های عمودی متقارن و V شکل دیده می شوند و سطح زیرین آن ها به صورت فرسایشی است (شکلa,b 7).

- رخساره:G ماسه سنگ متوسط تا ریز دانه (معادل (Sh
این رخساره را ماسه سنگ های واجد لامیناسیون های موازی تشکیل می دهند که در ادامه به سمت بالا به ماسه سنگ های با آثار ریپل مارک و یا زیست آشفتگی تبدیل می گردند. ریپل مارک ها دارای لبه هایی مستقیم با برش عرضی متقارن هستند و در ساختمان داخلی آن ها طبقه بندی های مورب ظریفی دیده می شود (شکلc 7).

تفسیر
همواره در مراحل آغازین شرایط توفانی، غربال شدگی رسوبات منجر به رسوبگذاری سیلیسی کلاستیک های دانه درشت می گردد (Einsele 2000) و قالب های شیاری به صورت کشیده و منفرد، در بخش های کم عمق دریایی تشکیل می شوند Collinson and Thompson 1989)). با گذشت زمان، نهشته های ماسه ای با لامیناسیون های موازی و گاهی توده ای شکل، در رژیم های جریانی بالا بر جای گذاشته می شوند (Arnott 1993). ریپل مارک های با لبه های مستقیم، به شکل متقارن و ساختمان داخلی متشکل از طبقه بندی های مورب ظریف، در اثر جریان های ترکیبی در رخساره های توفانی بوجود می آیند Walker and Plint 1992)). در پاره ای از مواقع به جای تشکیل ریپل مارک ها، آثار زیست آشفتگی دیده می شود که بیانگر بازگشت شرایط آرام در محیط رسوبی است Seilacher 1982)). بنابراین حضور سطح فرسایشی، قالب های شیاری، لامیناسیون های موازی، ریپل های حاصل از جریان های ترکیبی و آثار آشفتگی زیستی، جملگی بیانگر رخساره های توفانی استWalker and Plint 1992; Einsele 2000)). این رخساره ها در بخش پائینی حاشیه ساحلی و در اعماق 5 تا 20 متر حفظ می گردند (Einsele 2000).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 7) a. قالب شیاری در پایه رخساره توفانیb .. قاعده فرسایشی (خط منقطع) رخساره توفانی توسط رسوبات دانه درشت پرشده است و سپس به ترتیب لامیناسیون های موازی (پیکان کوچک) و طبقات با آثار آشفتگی زیستی (پیکان بزرگ) دیده می شود. .c ریپل مارک های متقارن ناشی از جریان های ترکیبی در رخساره توفانی به همراه لامیناسیون های موازی (پیکان) در بخش پائین قابل مشاهده می باشند.

لاتریت
لاتریت ها شامل رس های متشکل از هیدروکسیدهای آلومینیوم و اکسید ها و هیدروکسیدهای آهن هستند که اغلب در مناطق با آب و هوای گرم و مرطوب حاره ای تا نیمه حاره ای تحت بارش های طولانی مدت و تحمل هوازدگی شدید شیمیایی به وجود می آیند(Reading 1996) . افق های لاتریتی در سازند خان در بخش های میانی توالی رسوبی، بر روی ماسه سنگ های زون پیش ساحل تشکیل شده و در بخش های بالایی برش ها بر تعداد آن ها افزوده شده و با ماسه سنگ های زون بالای حاشیه ساحلی به صورت متناوب قرار می گیرند. این افق ها دارای ضخامت های متغییر بین10سانتی متر تا 2 متر هستند. به طور کلی لاتریت ها در محل برجستگی های قدیمی تشکیل می شوند و حضور آنها در بین توالی های رسوبی بیانگر دوره های با وقفه رسوبگذاری است. با توجه به تکتونیک فعال محلی در منطقه مورد مطالعه(Shadan and Hosseini-Barzi 2007) و متعاقب آن تغییرات سطح آب دریا به طور محلی، به نظر می رسد با خارج شدن دوره ای حوضه رسوبی از آب، فرآیند های خاکزایی در این نواحی منجر به گسترش قابل توجه لاتریت ها گردیده است.

محیط و مدل رسوبی واحد های ماسه سنگی سازند خان
بر پایه شواهد صحرایی و بررسی تغییرات جانبی و عمودی رخساره های رسوبی، نهشته های آواری سازند خان در محیط حاشیه ساحلی پر انرژی برجای گذاشته شده است (شکل 8). جورشدگی بالای ماسه سنگ ها و حضور ساختمان های رسوبی اولیه فراوان شامل انواع طبقه بندهای مورب تراف، مسطح و لامیناسیون های موازی نشان دهنده نقش موثر امواج در محیط رسوبگذاری است.
با توجه به حجم زیاد مواد آواری و نبود شواهدی از سیستم های رودخانه ای در برش های مورد مطالعه به نظر می رسد ورود چنین حجمی از آواری ها به حوضه رسوبی توسط جریان های در امتداد ساحل بوده که از برخورد امواج به صورت مایل با خطوط ساحلی ناشی شده اند (Reading 1996). بازگشت این جریان ها در قالب جریان های برگشتی به سمت حوضه موجب شکل گیری کانال های فرسایشی و نیز انتقال ذارت سیلت و رسی به مناطق عمیق تر و در نتیجه عدم تشکیل واحد های شیلی گردیده است (Einsele 2000).
مقایسه رخساره های آواری در دو برش مورد مطالعه نشان می دهد که در قاعده هر دو، ماسه سنگ های مربوط به بخش بالای حاشیه ساحلی با ساختمان های رسوبی اولیه فراوان بر جای گذاشته شده اند. ادامه نهشت آواری ها در دو برش به صورت یکسان دنبال نشده است به طوریکه رخساره سنگی یاد شده در برش چاه روف به سمت بالا به سبب تغییرات نسبی محلی سطح آب دریا به ماسه سنگ های واجد لامیناسیون های موازی رخساره پیش ساحل ختم گردیده و در نهایت با خارج شدن حوضه از آب افق لاتریتی تشکیل گردیده است. این درحالیست که در برش چشمه بخشی ادامه روند رسوبگذاری ماسه سنگ های حاشیه بالای ساحلی با آغاز نهشت واحد های کربناتی محدود گردیده است.
در بخش میانی ستون سنگ شناسی در برش چاه روف، نهشت آواری ها منجر به تشکیل ماسه سنگ های بخش پائین حاشیه ساحلی شده است که با ثبت رخساره های توفانی مربوط به دوره های افزایش سطح انرژی در محیط رسوبی شناسایی می گردد. این رخساره سنگی با ضخامت 50-100 سانتی متر ازگسترش چندانی برخوردار نیست و توسط ماسه سنگ های بالای حاشیه ساحلی پوشیده می شود. در بخش میانی ستون سنگ شناسی در برش چشمه بخشی ماسه سنگ های رخساره پیش ساحل در مقایسه با برش چاه روف (15 متر) احتمالا دچار فرسایش گردیده و از ضخامت کمتری (6 متر) برخوردارند. در بالاترین بخش برش های مورد مطالعه تناوب ماسه سنگ ها و افق های لاتریتی حاکی از خروج های پیاپی حوضه از آب و گسترش فرآیند های خاکزایی در این نواحی است. حضور افق های لاتریتی در توالی های رسوبی بیانگر شرایط آب و هوایی گرم و مرطوب به هنگام رسوبگذاری سازند خان است.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 8) مدل محیط رسوبی ماسه سنگ های سازند خان (برگرفته از Einsele 2000با تغییرات). به دلیل نبود داده های مورد نیاز برای تعیین جهت خط ساحلی ، مدل ارائه شده فاقد جهت جغرافیایی است.


دیاژنز
در ماسه سنگ ها، توالی رویداد های دیاژنتیکی می تواند به صورت ساده، فقط با ته نشینی یک کانی و یا اینکه به صورت بسیار پیچیده، در چندین مرحله ته نشینی، جانشینی و انحلال انجام پذیرد (Tucker 2001). پدیده های دیاژنزی شناسایی شده در ماسه سنگ های سازند خان به شرح زیر است:
- سیمان کربناتی
سیمان های کربناتی در نمونه های ماسه سنگی شامل کلسیت های اسپاری است که در فضای بین دانه ها ته نشست یافته و یا به صورت پوئی کیلوتوپیک دانه های آواری را در بر گرفته اند (شکل a9). سیمان پوئی کیلوتوپیک از انواع سیمان های اصلی در ماسه سنگ هاست که حاصل نرخ آرام تشکیل هسته و رشد آهسته بلوری (Tucker 2001) و یا فوق اشباع بودن سیالات درون حفره ای نسبت به کربنات کلسیم است (Folk 1980). سیمان های کلسیت اسپاری فاقد آهن بوده و در اثر رنگ آمیزی با آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم به رنگ صورتی و قرمز دیده می شوند. این امر با نتایج حاصل از تصاویر کاتدولومینسانس سیمان های کربناتی مبنی بر لومینانسی زرد تا نارنجی روشن مطابقت دارد (شکلb,c 9). این لومینسانس می تواند ناشی از میزان بالای منگنز در مقابل مقدار کم آهن در شبکه بلوری باشد (Hemming et al. 1989; Parcerisa et al. 2005). در محیط های دیاژنزی ضمن انتقال از مرحله اکسیداسیون به شرایط احیائی، سیالات درون روزنه ای آهن را به صورت اکسید رسوب داده در حالی که احیای منگنز همچنان ادامه می یابد و مقدار آن در سیال درون روزنه ای نسبت به آهن افزایش می یابد (Froelich et al. 1979; Berner 1981). بدین ترتیب سیمان های کلسیتی با میزان آهن کم و منگنز زیاد از سیالات درون روزنه ای ته نشست می یابند (Parcerisa et al. 2005). معمولا حضور آب های متائوریکی و افزایش زمان ماندگاری آن ها در واحد های رسوبی موجب واکنش بیشتر سیالات با سنگ می شود که این امر می تواند با رسوبگذاری سیمان های کربناتی با مقدار منگنز بالا همراه باشد (Parente et al. 1998). به نظر می رسد ته نشست سیمان های کلسیتی در نمونه های ماسه سنگی تحت تاثیر آب های متائوریکی طی یک مرحله و در اولین فاز هجوم سیالات متائوریکی به محیط دیاژنزی دریایی تشکیل شده اند. با توجه به حضور دانه های کربناته در ماسه سنگ ها (شکل d9)، انحلال این دانه ها می تواند عاملی برای تامین کربنات و اشباع شدن آب های متائوریکی باشد که در نهایت منجر به ته نشست سیمان کربناتی گردیده است
(Walderhaug and Bjorkum 1998).

- سیمان سیلیسی
در نمونه های ماسه سنگی، انحلال فشاری کانی های سیلیکاته موجب شکل گیری سیمان سیلیسی رورشدی در اطراف دانه های کوارتزی شده که توسط لایه نازکی از اکسیدهای آهن و یا ذرات گرد و غباری از هسته کوارتزی مرکزی قابل شناسایی است (شکل a10). آستانه تحرک سیلیس در دمایی بین 80 تا 120 درجه سانتی گراد قرار دارد و معمولا بیشترین میزان انحلال فشاری طی شرایط قلیایی، در اعماق بین 5/2 تا 5/3 کیلومتری و در دمایی بالاتر ازc˚ 90 اتفاق می افتد Baron and Parnel) (2007. در تصاویر میکروسکوپ الکترونی سطوح بلوری سیمان های سیلیسی رورشدی به صورت زوناسیون های ظریف که ناشی از رشد لایه به لایه و تغییر ترکیب شیمی سیالات سیمان ساز طی رسوبگذاری است (Murray 1990) به خوبی مشخص است (شکل b10). در نمونه های واجد سیمان کربناتی، سیمان های سیلیسی توسعه کمتری دارند و زمان نهشت آن ها با توجه به ترتیب وقایع دیاژنزی اولیه است. در این نمونه ها رشد سیمان های سیلیسی به صورت یوهدرال در حاشیه دانه های کوارتزی با هجوم سیالات کربنات ساز متوقف و فضای بین دانه ای باقی مانده توسط سیمان کربناتی اشغال شده است (شکلc 10).

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 9) a. سیمان کلسیتی پوئی کیلوتوپیک همراه با دانه های کوارتزی شناور در زمینه سیمان. .b نمایی از نمونه ماسه سنگی در زیر میکروسکوپ پلاریزان..c سیمان کلسیتی در نمونه ماسه سنگی، لومینسانس زرد تا نارنجی روشن نشان می دهد. d. حضور دانه های آلوکمی فسیلی در ماسه سنگ های دورگه به عنوان منشا سیمان کربناتی.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 10).a سیمان های سیلیسی رورشدی که دانه های کوارتز آواری را به طور جزئی در بر گرفته اند. .b تصویر میکروسکوپ الکترونی از رشد لایه به لایه سیمان سیلیسی رورشدی. c. توقف رشد سیمان سیلیسی یوهدرال (پیکان کوچک) به ازای جانشینی سیمان کلسیتی (پیکان بزرگ) در فضای خالی باقی مانده.


- فشردگی
اثرات فرآیند فشردگی در سنگ ها به صورت فیزیکی و شیمیایی قابل پیگیری است. در مقاطع مورد مطالعه فشردگی فیزیکی موجب شکل گیری بافت متراکم در سنگ و نیز شکستگی در دانه های آواری گردیده است (شکل a11). خاصیت شکنندگی ماسه سنگ ها در زون های تحت تنش، طی مرحله بالا آمدگی موجب خرد شدگی، کاهش اندازه دانه و زاویه دار شدن دانه های آواری گردیده که به صورت نوارهای لغزشی کاتاکلاستیکی دیده می شودEvans et al. 1998) ). خرد شدگی دانه های آواری واجد سیمان سیلیسی رورشدی حاکی از شکل گیری شکستگی های کاتاکلاستیک پس از مرحله سنگ شدگی است (شکل b11). این درزه و شکاف ها در نهایت توسط سیمان کلسیتی فاقد آهن پر شده اند. از آثار فشردگی شیمیایی نیز می توان به انحلال فشاری و تشکیل استیلولایت ها اشاره داشت که منطبق بر سطح لایه بندی بوده و یا شیب ملایمی با آن می سازند. در محل سطوح استیلولایتی اکسید های آهن و مواد نامحلول تیره رنگ تجمع یافته اند. همچنین انحلال فشاری موجب شکل گیری تماس بین دانه ای از نوع زیگزاگی، مقعر- محدب و طولی گردیده است. حضور تماس طولی که تقاطع های با زاویه 120 درجه تشکیل داده اند (شکل c11) حاکی از پایدارترین آرایش و بهترین شکل تجمعی دانه ها در مرحله دیاژنز عمیق است که تا مرحله دگرگونی سنگ ها، حفظ می گردد Dapples 1979)).

 

 

 

 

 

شکل 11) a. شکستگی در دانه کوارتز آواری ناشی از فشردگی فیزیکی. .b خردشدگی دانه های آواری در محل درزه کاتاکلاستیک. .c مرزهای سه گانه در بین دانه های کوارتزی که تا مرحله دگرگونی حفظ می گردد.

 


انحلال و جانشینی در دانه های کوارتز
از فرآیندهای دیاژنزی در ماسه سنگ های با سیمان کربناتی، انحلال و جانشینی دانه های کوارتز توسط سیمان کربناتی است. انحلال دانه های کوارتز و سیمان رورشدی آن ها از محل غشاهای نازکی در مقیاس محلی اتفاق می افتد و اغلب با شرایط دیاژنز مرحله مزوژنیک منطبق است (Pettijohn et al. 1972; Hurst 1981). طی فرآیند جانشینی کربنات به جای سیلیس، عوارضی کوچک و بزرگ در سطح دانه های کوارتزی به وجود می آید که بر اساس اندازه و مورفولوژی نهایی آن ها، می توان به انواع عوارض خلیجی و فرورفتگی در نمونه های مورد مطالعه اشاره داشت (and Kantorowicz 1986 Burley):
• خلیج ها: در واقع حفره های بزرگ شده نامنظم، با اندازه ای بیش از 20 میکرون هستند که در مقاطع نازک سنگی قابل مشاهده است. این عوارض با تخریب سیمان رورشدی، به درون دانه آواری نفوذ کرده اند (شکل a12).
• فرورفتگی: سیمان رورشدی به طور عمده از بین برده شده و جانشینی گسترده ای از کربنات در دانه آواری سیلیکاتی رخ داده است (شکل b12).
نکته قابل توجه، انتخابی بودن و عدم یکنواختی میزان انحلال و جانشینی کربنات در دانه های کوارتزی مختلف است. به طوریکه جانشینی کربنات در دانه های کوارتز با سطوح یوهدرال مشاهده نمی شود، و در مقابل دانه های کوارتزی مجاور به شدت توسط سیمان کربناتی جایگزین شده اند (شکل b12). علت این امر می تواند ناشی از حساسیت متفاوت سطوح دانه ای نسبت به انحلال باشد که خود به سطح انرژی آزاد در ساختمان بلوری کانی ها بستگی دارد. همواره در دانه های کوارتز، سطوح با انرژی آزاد بالا پیش از سطوحی که انرژی آزاد پائینی دارند (مانند سیمان سیلیسی رورشدی) دچار انحلال می گردند (Hurst 1981). همچنین سطوح با انرژی آزاد بالا فرآیند جانشینی کلسیت را افزایش داده و سبب ایجاد مرزهای نا منظم بین دانه های کوارتز آواری و سیمان کلسیتی می شوند که از نگاه بافتی، محل های ناپایداری بین دو فاز سیلیسی و کربناتی به حساب می آید (Spry 1969).

شکل 12) a. عوارض خلیج مانند در دانه های کوارتزی در مجاورت با سیمان کربناتی. .b جانشینی گسترده کوارتز توسط سیمان کربناتی (پیکان کوچک) و عدم جانشینی کربنات در دانه کوارتزی با سطح یوهدرال (پیکان بزرگ).


- کانی های رسی کلریت
در ماسه سنگ های سازند خان کانی های رسی دارای میزان و پراکندگی بسیار محدودی هستند و در دو الگوی متفاوت به شرح زیر مشاهده می شوند:
• رس حاشیه ای: در مقاطع نازک سنگی کانی های رسی کلریت، به صورت غشای نازک سبز رنگ در حاشیه دانه های کوارتزی قابل شناسایی هستند. تصاویر الکترونی از نمونه های سنگی نشان می دهد که رس های حاشیه ای پس از اعمال فشردگی و تشکیل سیمان سیلیسی در حاشیه دانه های کوارتزی، بر روی سیمان سیلیسی رورشدی قرار گرفته اند (شکلa13). آن ها با قرارگیری در فضای بین دانه ای از رشد بیشتر سیمان های سیلیسی جلوگیری کرده و مانع از کاهش تخلخل بیشتر در ماسه سنگ ها شده اند. ساختار واضح رس ها در تصاویر میکروسکوپ الکترونی تخریبی بودن آن ها را نامحتمل کرده و نیز رشد آن ها بر روی سیمان سیلیسی، منشا تبلور دوباره از رس های اولیه را منتفی می سازد. بنابراین کلریت ها به صورت اتوژنیک و طی مراحل دیاژنزی دفنی، از سیالات بین روزنه ای ته نشست یافته اند Ketzer et al. 2003)).
• ماتریکس کلریتی: کانی های رسی کلریت با احاطه کردن دانه های آواری و اشغال فضاهای خالی، بافت زمینه پشتیبان در سنگ ایجاد کرده اند (شکلb 13). بنابراین طی مراحل دیاژنزی بعدی، از اعمال فشردگی موثر بر روی دانه های کوارتزی جلوگیری شده و سیمان های سیلیسی رورشدی توسعه زیادی نیافته است. از آنجائی که کلریت به صورت اتوژنیک در مراحل دیاژنزی اولیه تشکیل نمی شود، بنابراین کلریت هایی که قبل از مرحله فشردگی، اطراف دانه های آواری را فرا می گیرند منشایی آواری داشته (Wilson 1999) و یا طی مرحله دیاژنز دفنی از تبدیل کانی های رسی قبلی و تبلور دوباره آن ها به وجود می آیند Morad et al. 2000)). از آنجائی که نمایش ساختار واضح این رس ها در تصاویر میکروسکوپ الکترونی تخریبی بودن آن ها را رد می کند (شکلc 13) بنابراین رس های کلریت در مراحل دیاژنز دفنی از تبدیل کانی های رسی اولیه به وجود آمده اند. با توجه به پیک بلند آهن در نمودار آنالیز (EDX) نمونه های رسی (شکل d13) به نظر می رسد کلریت ها از دگرسانی رس های آهن دار حاصل شده اند. کلریت های غنی از آهن طی مرحله دیاژنز دفنی از تبدیل کانی های رسی اولیه مانند برتیرین آهن دار آمورف Agaard et al.) 2000 ) و یا ادینیت حاصل می شوند (Ryan and Reynolds 1996). با توجه به اینکه بیشترین مقدار برتیرین مربوط به محیط های رسوبی خلیج دهانه ای و دریایی - جلوی دلتایی است Baker et al. 2000)) بنابراین حضور کلریت های آهن دار در ماسه سنگ های مورد مطالعه می تواند ناشی از دیاژنز کانی های رسی اولیه باشد.

تاریخچه دیاژنزی
تاریخچه فرآیند های دیاژنزی در ماسه سنگ های سازند خان به صورت اولیه و تاخیری تفکیک گردیده اند (شکل 14) و به ترتیب زیر است:
در مراحل آغازین دیاژنز اولیه با افزایش وزن رسوبات بالایی، دانه های تشکیل دهنده سنگی به یکدیگر نزدیک تر شده و ارتباط بیشتر دانه ها با یکدیگر موجب بافت متراکم تری شده که این امر با ایجاد شکستگی در برخی دانه ها همراه بوده است. همچنین طی این مرحله سیمان های سیلیسی به شکل یوهدرال با توسعه محدود در حاشیه دانه های کوارتزی در حال تشکیل بوده اند که با هجوم سیالات سیمان ساز کربناتی رشد آن ها متوقف و سیمان های کلسیتی فاقد آهن فضای بین دانه ها را اشغال کرده اند.

 

 

 

 

 


شکل13) a . تصویر میکروسکوپ الکترونی از کانی های رسی اتوژنیک در حاشیه دانه های کوارتزی .b . ماتریکس کلریتی احاطه کننده دانه های آواری..c تصویر میکروسکوپ الکترونی مربوط به ماتریکس کلریتی. .d نمودار آنالیز (EDX) کانی های رسی کلریت پیک بلند آهن را نشان می دهند.



در دیاژنز تاخیری با شکل گیری مرزهای ناپایداری بین دو فاز سیلیسی و کربناتی، دانه های کوارتز دچار خوردگی شده و توسط سیمان کلسیتی جانشین شده اند. با اعمال انحلال فشاری بین دانه های آواری فابریک های زیگزاگی، مقعر و محدب و طولی به وجود آمده اند. این فرآیند همچنین عامل اصلی برای تشکیل و توسعه سیمان سیلیسی رورشدی در اطراف دانه های کوارتزی بوده است. در نهایت با ادامه انحلال فشاری سطوح استیلولایتی با قطع کردن سیمان ها و دانه های آواری در پیکره سنگی تشکیل شده است. طی این مرحله کانی های رسی کلریت نیز در اثر افزایش میزان شوری از آب بین ذره ای و یا از دگرسانی کانی های رسی اولیه طی دیاژنز عمیق به وجود آمده اند. در نهایت ضمن دوره های بالاآمدگی و اعمال تنش در ماسه سنگ ها، شکستگی های کاتاکلاستیک توسعه یافته و فضا های ایجاد شده در سنگ توسط سیمان کربناتی پر شده اند.

فرآیند های دیاژنزی اولیه تاخیری
فشردگی فیزیکی (تراکم بافتی، شکستگی دانه ها، شکستگی های کاتاکلاستیک)

سیمان سیلیسی

انحلال دانه های کربناتی

سیمان کربناتی:
بین دانه ای
پر کننده شکستگی ها

تماس زیگزاگی، مقعر و محدب و طولی (فشردگی شیمیایی)

تماس طولی با اتصالات 120 درجه (فشردگی شیمیایی)

استیلولایت (فشردگی شیمیایی)

انحلال و جانشینی دانه های کوارتز توسط کربنات

رس کلریتی ........... ........

 

..... ............


.....


..............

......

............

 

.........


.........

.........

.......

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل14) توالی های پاراژنیکی در ماسه سنگ های سازند خان.



نتیجه گیری
- ماسه سنگ های سازند خان دارای جورشدگی و گردشدگی خوبی بوده و اجزای اصلی را کوارتز های مونوکریستالین و به مقدار کمتری قطعات چرتی، دانه های فلدسپاتی و خرده های اسکلتی و آلوکمی تشکیل می دهند.
- ماسه سنگ ها دارای ساختمان های رسوبی اولیه فراوانی بوده و در بخش حاشیه ساحلی و تحت تاثیر امواج و جریان ریپ بر جای گذاشته شده اند. مطالعات پتروگرافی و صحرایی منجر به شناسایی 4 رخساره سنگی مربوط به بخش پیش ساحل، بالای حاشیه ساحلی، دهانه کانال فرسایشی و توفانی در ماسه سنگ ها گردیده است.
- فرآیند های دیاژنزی شناسایی شده در این ماسه سنگ ها شامل سیمانی شدن کربناتی و سیلیسی، فشردگی، شکستگی کاتاکلاستیک، استیلولایتی شدن، انحلال و جانشینی در دانه های آواری، تشکیل رس های اتوژنیک و دگرسانی کانی های رسی اولیه است.
- سیمان های کربناتی با لومینسانس زرد تا نارنجی روشن در تصاویر کاتدولومینسانس نشان دهنده سیمانی شدن یک مرحله ای ماسه سنگ ها تحت تاثیر آب های متائوریک و طی شرایط دیاژنزی اولیه است.
- توسعه کانی های رسی در نمونه ها بسیار کم بوده و به کلریت های حاشیه ای در اطراف سیمان سیلیسی کوارتز های آواری و نیز دگرسانی کانی های رسی آهن دار به کلریت طی مرحله دیاژنز عمیق محدود می گردند.

سپاسگزاری
بدین وسیله از مسئولان آزمایشگاه پتروگرافی و رسوبشناسی دانشکده علوم زمین دانشگاه شهید بهشتی به خاطر مساعدت و همکاری لازم طی مراحل به انجام رسانی این مطالعه سپاسگزاری می گردد.

 

 

1- حسینی برزی، م.، و م. شادان، (زیر چاپ). برخاستگاه و هوازدگی سنگ مادر ماسه سنگ های سازند خان بر اساس پتروگرافی، آنالیز مدال و ژئوشیمی عناصر اصلی در برش چاه روف، بلوک پشت بادام. فصلنامه زمین شناسی ایران.

2- شادان، م.، 1387، محیط رسوبی و دیاژنز ماسه سنگ ها در سازند خان در دو برش چاه روف و چشمه بخشی، طبس: پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، 167 ص.

3- عارفی فرد، س.، 1384، مطالعه میکروبیواستراتیگرافی و میکروفاسیس های زمین های پرمین در مناطق کلمرد، شتری و شیرگشت (ایران مرکزی): پایان نامه دکترا، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، 252 ص.

 4- Agaard, P., J. Jahren, A.O. Harstad, O. Nilsen, and M. Ramm, 2000, Formation of grain-coated chlorite in sandstones; laboratory synthesized vs. natural occurrences: Clay Mineral, v. 35, p. 261-269.

5- Aghanabati, A., 1977, Etude geologigue de la region de Kalmard (W. Tabas). Geological Survey of Iran, Report No.35, 230 p.

6- Arnott, R.W.C., 1993, Quasi-planar-laminated sandstone beds of the lower Cretaceous Bootlegger Member, North-central Montana: evidence of combined-flow sedimentation: Journal of Sediment. Petrol, v. 63, p. 488-494.

7- Baker, J.C., P.J. Havord, K.R. Martin, and K.A.R. Ghori, 2000, Digenesis and petrophysics of the early Permian Moogooloo Sandstone, Southern Carnarvon basin, Western Australia: AAPG Bull, v. 84, p. 250-265.

8- Baron, M., and J. Parnell, 2007, Relationships between stylolites and cementation in sandstone reservoirs: Examples from the North Sea, U.K. and East Greenland: Sedimentary Geology, v. 19, p. 17–35.

9- Berner, R.A., 1981, A new geochemical classification of sedimentary environments: J. Sediment. Petrol, v. 51, p. 359–365.

10- Burley, S.D., and J.D. Kantorowicz, 1986, Thin section and S.E.M. textural criteria for the recognition of cement-dissolution porosity in sandstones: Sedimentology, v. 33, p. 587-604.

11- Collinson, J.D., and D.B. Thompson, 1989, Sedimentary Structures: Second edition, London, Unwin Hyman, 207 p.

12- Colquhoun Gary P., 1995, Siliciclastic sedimentation on a storm- and tide-influenced shelf and shoreline: the Early Devonian Roxburgh Formation, NE Lachlan Fold Belt, southeastern Australia: Sedimentary Geology, v. 97, p. 69-98.

13- Dalrymple, R.W., R.J. Knight, B.A. Zaitlin, and G.V. Middleton, 1990, Dynamics and facies model of a macrotidal sand-bar complex, Cobequid Bay-Salmon River Estuary (Bay of Fundy): Sedimentology, v. 37, p. 577–612.

14- Dapples, E.C., 1979, Diagenesis in Sandstones In: G. Larsen, and G.V. Chinlinger, (Eds.), Developments in Sedimentology, 25A Elsevier, The Netherlands, p. 31–97.

15- Davydov, V.I., and  S. Arefifard, 2007, Permian fusulinid fauna of perigondwanan affinity from the Kalmard region, east-central Iran and its significance for tectonics and paleogeography: Palaeontologia Electronica, v. 10, Issue 2; 10A:40p.

16- Dickson, J.A.D., 1965, A modified staining technique for carbonates in thin section: Nature, v. 205, p. 587.

17- Einsele, G., 2000, Sedimentary Basins: Evolution Facies and Sediment budget: Springer Publication, 792 p.

18- Evans, R.,  J.P. Hendry, J. Parnell, and R.M. Kalin, 1998, Origin and significance of fracture-related dolomite in porous sandstones: an example from the Carboniferous of County Antrim, Northern Ireland: Spec. Publs int. Ass. Sediment, v. 26, p. 409-435.

19- Flugel, E., 2004, Microfacioes of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application: Springe, 976 p.

20- Folk, E., 1980, Petrography of sedimentary rocks: Hemphill Publishing Company. 182 p.

21- Frey, R.W., S.G. Pemberton, and T.D.A. Saunders, 1990, Ichnofacies and bathymetry: a passive relationship: Journal of Paleontology, v. 64, p. 155–158.

22- Froelich, P.N. G.P. Klinkhammer, M.L. Bender, N.A. Luedtke, G.R. Heath, D. Cullen, P. Dauphin, D. Hammond, B.Hartman, and V. Maynard, 1979, Early oxidation of organic matter in pelagic sediments of the eastern equatorial Atlantic: suboxic diagenesis: Geochim. Cosmochim. Acta, v. 43, p. 1075–1090.

23- Greenwood, B., and P.R. Mittler, 1985, Vertical sequence and lateral transitions in the facies of a barred nearshore environment: J. Sedim. Petrology, v. 55, p. 366-375.
24- Hemming, N.G., W.J. Meyers, and J.C. Grams, 1989, Cathodoluminescence in diagenetic calcites: the roles of Fe and Mn as deduced from electron probe spectrophotometric measurements: J. Sediment. Petrol, v. 59, p. 404– 411.

25- Heron, S.D., T.F. Moslow, W.M. Bereison, J.R. Herbet, G.A. Steele, and K.R. Sussman, 1984, Holocene sedimentation of a wave-dominated barrier island shoreline: Cap Lookout, North Carolina: Marine Geology, v. 60, p. 413-434.

26- Hurst, A.R., 1981, A scale of dissolution for quartz and its implications for diagenetic processes in sandstones: Sedimentology, v. 28, p. 451-459.

27- Ketzer, J.M., S. Morad, and A. Amorosi, 2003, Predictive diagenetic clay-mineral distribution in siliciclastic rocks within the sequence stratigraphic framework: Int. Assoc. Sedimentol. Spec. Publ, v. 34, p. 43-61.

28- Khalife, M.A., H.E. Soliman, and H.A. Wanas, 2006, The Cambrian Araba Formation in northeastern Egypt: Facies and depositional environments: J. Asia Earth Science, v. 27, p. 873–884.

29- Miall, A.D., 1978, Fluvial sedimentology. Can Soc Petrol Geol Men 5, 859p.

30- Morad, S., J.M. Ketzer, and L.F. De Ros, 2000, Spatial and temporal distribution of diagenetic alterations in siliciclastic rocks: Implications for mass transfer in sedimentary basin: Sedimentology, v. 47, p. 95-120.

31- Moslow, T.F., and R.S. Tye, 1985, Recognition and characterization of Holocene tidal inlet sequences: Marine Geology, v. 63, p.129-151.

32- Murray, R.C., 1990, Diagenetic silica stratification in a paleosilcrete, North Texas: J. Sediment. Petrol, v. 60, p. 717–720.

33- Parcerisaa, D., D. Go´mez-Grasb and A. Trav, 2005, A model of early calcite cementation in alluvial fans: Evidence from the Burdigalian sandstones and limestones of the Valle`s-Penede`s half-graben (NE Spain): Sedimentary Geology, v. 78, p. 197–217.

34- Parente, G., M. Boni, B. De Vivo, and B. Spiro, 1998, Fluid inclusions and stable isotopes evidence of a late-Hercynian hydrothermal fluid flow in SW Sardinia (Italy). In: J.C. Can˜averas, M.A. Garcı´a del Cura, and J. Soria, (Eds.), XV International Sedimentological Congress, Libro de comunicaciones (Sedimentology at the dawn of the third millennium): Publicaciones de la Universidad de Alicante, Alicante, p. 600– 601.

35- Pettijohn, F.J., P.N. Potter, and R. Siever, 1972, Sand and sandstone: Springer, Berlin, 618p.

36- Reading, H.G., 1996, Sedimentary Environment: Processes, Facies and Stratigraphy: Blackwell Science Publication, 688 p.

37- Rebata, L., M. Rasanen, M. Gingras, Jr. Vieira, M. Barberia, and G. Irion, 2006, Sedimentology and ichnology of tide-influenced Late Miocene succession in Western Amazonioa: The gradational transition between the Pebas and Nauta formation: J. South American Earth Science, v. 21, p. 96-119.

38- Reinson, G.E., 1984, Barrier island and associated strand plain system. In Walker  R.G. (Ed), Facies models, Geoscience Canada, Reprint series,1, p, 119-114.

39- Ryan, P.C., and R.C. Reynolds, 1996, The origin and diagenesis of grain-coating serpentine-chlorite in Tuscaloosa Formation sandstone, U.S. Gulf Coast: Am. Mineral, v. 81, p. 213-225.

40- Seilacher, A., 1982, Distinctive feature of sandy tempestites. In: G. Ensele and A. Seilacher (Eds.), Cyclic and Event Stratification: Berlin, 532 p.

41- Selley, R.C., 1996, Ancient Sedimentary Environments and their Subsurface Diagnosis, fourth ed: Chapman and Hall, London, 300 p.

42- Shadan, M., and M. Hosseini-Barzi, 2007, Local tectonic controls on deposition of  Permian mixed siliciclastic-carbonate deposits of Khan Formation along Kalmard fault, Central Iran: 5th Swiss Geoscience Meeting, Geneva, p, 51-52.

43- Shadan, M., and M. Hosseini-Barzi, 2009, Geochemistry of Khan Formation sandstones in central Iran: implications for provenance studies: 27th IAS Meeting of Sedimentology, Alghero-Italy, p 349. 

 44- Shaw, J., and B.C. Schreiber, 1991, Lithostratigraphy and depositional environments of the Ancell Group in central Illionois: a middle Ordovician carbonate-siliciclastic transition. In: A.J., Lomando,  and P.M. Harris, (Eds.), Mixed Carbonate Siliciclastic Sequences. SEPM. Spec. Publication, p. 309-351.

45- Spry, A., 1969, Metamorphic texture: Pergamon Press, Oxford, 350 p.

46- Tucker, M.E., 2001, Sedimentary Petrology: An Introduction to the Origion of Sedimentary Rocks: Blackwell, Scientific Publication, London, 260 p.

47- Walderhaug, O., and P.A. Bjørkum, 1998, Calcite cement in shallow marin sandstones: growth mechanisms and geometry: Spec. Publs Int. Ass. Sediment, v. 26, p. 179-192.

48- Walker, R. G., and A. G. Plint, 1992, Wave-and storm-dominated shallow marine systems. In: R.G. Walker, N. P. James, (Eds.), Facies models: response to sea level change: GEO text 1, Geological Association of Canada Publications, p. 219-238.

49- Wescott, W.A., and F.G. Ethridge, 1990, Fan delta-alluvial fans in costal setting. In: A.H. Rachocki and M. Church (Eds.), Alluvial fans: A field approach: Wiley, Chichester, p. 195-211.

50- Wilson, M.J., 1999, The origin and formation of clay minerals in soils: Past, present and future perspectives: Clay Mineral, v. 34, p. 7-25.