خاستگاه رسوبات سیلیسی‌آواری سازند باقروق در ایران مرکزی براساس مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمیایی: ارتباط آن با وضعیت تکتونیکی حاشیه فعال جنوب اوراسیا

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه هرمزگان، ایران

2 استادیار گروه زمین‌شناسی، دانشگاه هرمزگان، ایران

3 استاد گروه زمین‌شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

4 استادیار گروه زمین‌شناسی، دانشگاه صنعتی شاهرود، ایران

چکیده

توالی مختلط سیلیسی‌آواری - کربناته با محتوای عمدتاً آذرآواری گروه نخلک در ایران مرکزی ازنظر سنگ‌شناسی در تریاس ایران منحصربه‌فرد بوده است و شباهت‌هایی را تنها با توالی آق‌دربند در شمال‌شرق ایران نشان می‌دهد. گروه نخلک مرکب از سه سازند الم، باقروق و اشین است. شواهد پتروگرافیکی سازند باقروق نشان می‌دهد وجود دانه‌های گراولی کربناته با احتمال زیاد از منشأ سازند الم، گراول‌های دگرگونی درجه ضعیف با منشأ احتمالی از مجموعه دگرگونی انارک (؟) و گراول‌های آذرآواری حاصل فعالیت‌های آتش‌فشانی همزمان با رسوب‌گذاری است. رخساره‌های ماسه‌سنگی این سازند، لیتارنایت، فلدسپاتیک لیتارنایت و لیتیک آرکوز را شامل می‌شود. محاسبة شاخص دگرسانی شیمیایی با اکسیدهای عناصر اصلی، نشان‌دهندة هوازدگی درجه متوسط است. نتایج ژئوشیمی نمونه‌های سازند باقروق، وجود سنگ‌مادر آتش‌فشانی از نوع فلسیک با جایگاه تکتونیک دیرینه کمان آتش‌فشانی و حاشیه فعال قاره‌ای را تأیید می‌کند که احتمالاً با فعالیت‌های آتش‌فشانی در حاشیه جنوبی فعال اوراسیا مرتبط بوده است. رسوب‌گذاری گروه نخلک در حوضه پشت‌کمانی آق‌دربند در حاشیه فعال جنوب اوراسیا انجام شده است که در ادامه از جایگاه اصلی خود در صفحه توران جدا شده است و به بلوک سیمرین ملحق شده و با چرخش خرد قاره ایران مرکزی به موقعیت کنونی خود انتقال یافته است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

provenance of siliciclastic Baqoroq Formation, Central Iran, based on petrography and geochemistry: Implication for the evolution of active margin of south Eurasia

نویسندگان [English]

  • Seyyedeh Halimeh Hashemi Azizi 1
  • Payman Rezaee 2
  • Seyyed Reza Moussavi Harami 3
  • Mahdi Jafarzadeh 4
  • Mehdi Masoodi 2
1 University of Hormozghan, Iran
2 University of Hormozghan, Iran
3 University of Ferdowsi Mashhad, Iran
4 University of Shahrod, Iran
چکیده [English]

A mixed siliciclastic-carbonate sequences of the Triassic Nakhlak Group in Central Iran has a unique lithology, but appears some similarities with the Agh-Darband Group in northeastern Iran. Nakhlak Group is composed of three formations: the Alam Formation which is a marine sequence of mixed siliciclastic-carbonate rocks with turbiditic affinity; the Baqoroq Formation is conglomerate sequence with sandstone and shale intercalations composed of volcaniclastic, metamorphic, and carbonate grains; and the Ashin Formation which is a thin bedded shale and sandstone sequence accompanied with limestone intercalations with open marine trace fossils and turbidite sedimentary structures. Petrographic evidences of the Baqoroq Formation diagnosed three main lithologies including carbonate pebbles which are most-likely originated from the Alam Formation, low grade metamorphic rocks that are probably derived from the Anarak Metamorphic Complex(?) and volcaniclastic materials from syn-sedimentary volcanic activities. Petrofacies study revealed three detrital modes of sandstone including litharenite, feldspathic litharenite and lithic arkose. Chemical index of alteration calculated from major oxide elements showed medium grade chemical alteration. Geochemical analysis shows felsic igneous parent rocks and palaeo-tectonic situation of magmatic arc in an active continental margin, which could be in connection with magmatic activities in southern Eurasian active margin. In general, all data and information confirmed that depositional basin of the Agh-Darband back-arc basin at the southern Eurasian active margin as depositional environment for the Nakhlak Group. Later the Nakhlak Group detached from the Turan plate and attached to the Cimmerian block and moved to the present day position by rotation of Central Iranian Microcontinent.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Baqoroq
  • Triassic
  • Central Iran
  • Geochemistry
  • Provenance

مقدمه

مطالعه خاستگاه سنگ‌های رسوبی سیلیسی‌آواری، بیشتر برای بررسی ترکیب و تکامل زمین‌شناسی منطقه منشأ رسوبات و همچنین بازسازی جایگاه تکتونیکی حوضه ته‌نشستی رسوبات استفاده می‌شود. براساس‌این، پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ‌ها و رسوبات سیلیسی‌آواری در این بررسی‌ها نقش مهمی را انجام می‌دهند. با وجود مطالعات پراکنده‌ای که بر وضعیت دیرینه‌شناسی، چینه‌شناسی و جغرافیای دیرینه توالی تریاس زیرین و میانی منطقه نخلک در ایران مرکزی انجام شده است (e.g. Davoudzadeh and Seyed-Emami 1972; Tozer 1972; Alavi et al. 1997; Vaziri 2001; Balini et al. 2009)، تا امروز، درزمینة وضعیت جغرافیای دیرینه و خاستگاه این توالی منحصربه‌فرد در زمان رسوب‌گذاری و پس از آن در بین متخصصان اتفاق نظری حاصل نشده است. در این پژوهش با مطالعه دقیق سنگ‌شناسی و تلفیق آن با داده‌های ژئوشیمی سنگ‌های سیلیسی‌آواری سازند باقروق در منطقه نخلک، خاستگاه توالی مدنظر بررسی شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه مطالعه‌شده

توالی‌های رسوبی تریاس در شمال‌غربی ایران مرکزی به‌صورت محدود و کاملاً متفاوت از سایر توالی‌های هم‌سن و با محتوای آذرآواری فراوان، کربناته و دگرگونی در منطقه نخلک واقع شده است که تنها با گروه آق‌دربند در شمال‌شرق ایران شباهت‌هایی را نشان می‌دهد (Davoudzadeh and Seyed-Emami 1972; Alavi et al. 1997; Vaziri 2001). داوودزاده و سیدامامی (1972)، این توالی را به‌نام گروه نخلک نام‌گذاری کرده‌اند که از سه سازند الم، باقروق و اشین تشکیل شده است. 1) سازند الم، توالی کربناته و سیلیسی‌آواری دریایی مرکب از طبقات ضخیم ااوئید گرینستون در بخش پایینی و نیز طبقات سنگ‌آهک پرفسیل نودولار و سودو - نودولار رایج در سرتاسر توالی همراه با تناوب شیل و ماسه‌سنگ با محتوای آذرآواری عمدتاً با ماهیت توربیدیتی و طبقات شیلی آمونوئیددار است. داوودزاده و سیدامامی (1972)، این سازند را به شش عضو و بالینی و همکاران (2009) آن را به هفت عضو تقسیم کرده‌اند؛ همچنین، بالینی و همکارن (2009) برای نخستین‌بار چینه‌شناسی سازند الم را براساس مطالعه کنودونت‌های آن انجام دادند. پژوهشگران مختلف (Tozer 1972; Vaziri and Fürsich 2007; Balini et al. 2009; Vaziri 2011) با چینه‌شناسی و تعیین سن این توالی برمبنای آمونوئیدها، سن اولنکین پسین و آنیزین میانی را پیشنهاد می‌کنند. باتوجه‌به نظر علوی و همکاران (1997)، این سازند در بخش پیش‌کمان یک گوه برافزایشی رسوب‌گذاری شده است. 2) سازند باقروق، یک توالی ضخیم مرکب از کنگلومرای پلی‌میکت با جورشدگی ضعیف دانه‌ها در اندازة گرانول تا بولدر و ماسه‌سنگ‌های قرمز رنگ همراه با میان لایه‌های شیلی است (شکل 3) که رخنمون ناهموار و بسیار شاخصی دارد (Hashemi Azizi and Rezaee 2014). ساختمان‌های رسوبی این توالی نشان‌دهندة نهشته‌شدن آن در یک محیط قاره‌ای رودخانه‌ای از نوع بریده بریده هستند. این توالی با لایة شاخص کنگلومرایی خاکستری‌رنگ متشکل از پبل‌های خوب گردشده و نیمه کروی آغاز می‌شود که از جنس ااوئید گرینستون هستند و با ااوئید گرینستون موجود در ابتدای سازند الم شباهت زیادی را نشان می‌دهد. در ادامه، توالی کنگلومرایی ماسه‌سنگی و شیلی، بیشتر از مواد آذرآواری همراه با کوارتزیت و میکاشیست تشکیل شده که با دور‌شدن از قسمت ابتدایی سازند از میزان مواد آذرآواری، کاسته و به میزان مواد دگرگونی افزوده شده است. باتوجه‌به نظر داوودزاده و سیدامامی (1972) و زانچی و همکاران (2009)، این گراول‌های دگرگونه از مجموعه دگرگونی انارک منشأ گرفته‌اند. گراول‌های کربناته، گردشدگی خوبی را از خود نشان می‌دهند که باتوجه به ناپایداری آن، حمل از منشأ نزدیک را محتمل می‌کنند؛ گراول‌های دگرگونه و آذرین، گردشدگی ضعیفی دارند که می‌توانند حمل از منشأ نزدیک به حوضه رسوبی را نشان دهند. 3) سازند اشین، توالی نازک تا متوسط لایة شیل‌های سبزرنگ و ماسه‌سنگ‌های ارغوانی‌رنگ با محتوای آذرآواری غنی همراه با میان لایه‌های آهکی است که این لایه‌های آهکی حاوی اثر فسیل‌های فراوان و پلسی‌پود هستند و در نزدیکی رأس سازند حاوی کرینوئید فراوان است. وزیری و فورزیش (Vaziri and Fürsich 2007) اثر فسیل‌های این سازند را به گروه اثر فسیلی نرایتس Nereites نسبت دادند. تنوع آمونوئیدی این سازند کم است و سن آن براساس آمونوئیدها، لادینین پسین - کارنین پیشین(؟) (Tozer 1972; Vaziri and Fürsich 2007; Vaziri 2011) پیشنهاد شده است که بالینی و همکاران (2009) باتوجه به اینکه پلسی پودای Daonella lomelli در زمان لادینین رایج بوده و به زمان کارنین نیز متعلق است، سن کارنین پیشین را برای این سازند با ابهام همراه می‌دانند. قاعده گروه نخلک به یک پهنه برشی امتداد لغز نزدیک به قائم با سازوکار راست‌لغز راست‌بر ختم می‌شود. در راستای این پهنه برشی، پی‌سنگ دگرگونی میلونیتی شده در چندین نقطه رخنمون یافته است. توالی کربناته به سن کرتاسه پسین در قسمت شمال‌شرقی کوه نخلک با ناپیوستگی زاویه‌دار روی هر سه سازند از گروه نخک قرار گرفته است که با تأثیر از تحوالات تکتونیکی مرتبط با کوهزایی سیمرین، توسط گسل امتداد لغز با روند شمالی – جنوبی، صدها متر به‌طور عمودی جابجا شده و افزایش ارتفاع یافته است (Zanchi et al. 2009).

منطقه مطالعه‌شده در نزدیکی معدن نخلک در محدوده ساختاری ایران مرکزی (شمال بلوک یزد) (شکل 1، الف) با مختصات جغرافیایی ′45 °53 تا ″30 ′52 °53 طول شرقی و ′30 °33 تا ″30 ′37 °33 عرض شمالی قرار دارد. این گستره در فاصله 42 کیلومتری شمال‌شرق انارک واقع شده است. در «شکل 1، ب» راه‌های دسترسی به برش‌های مطالعه‌شده به تصویر کشیده شده است. قاعده برش انتخاب‌شده (شکل 1، ج) در سازند باقروق، مختصات جغرافیایی ″75/41 ′33 °33 عرض شمالی و ″33/49 ′47 °53 طول شرقی و رأس آن نیز مختصات ″01/12 ′34 °33 عرض شمالی و ″04/29 ′48 °53 طول شرقی دارد. ضخامت سازند، 1294 متر اندازه‌گیری شده است. شکل 2، نمای خلاصه‌شده‌ای از نوع لایه‌بندی و لیتولوژی سازند باقروق را در میان سازندهای الم و اشین نشان می‌دهد.

 

 

 

 

شکل 1- الف) محل قرارگیری منطقه مطالعه‌شده در نقشه زیرتقسیم‌بندی‌های ساختاری اصلی ایران. بخش‌های سفیدرنگ بلوک سیمرین و بخش‌های سیاه‌رنگ افیولیت‌های مزوزوئیک در راستای زون برخوردی اصلی زاگرس و سایر زون‌های برخوردی است (Angiolini et al. 2007)؛ ب) راه دسترسی به منطقه مدنظر و ج) نقشه زمین‌شناسی گروه نخلک با تفکیک سازندها برگرفته از نقشه 25000/1 معدن نخلک (Vaziri 2012). برش بررسی‌شده، روی نقشه علامت‌گذاری شده است.

 

شکل 2- ستون سنگی سازند باقروق همراه با محل قرارگیری تقریبی نمونه‌های منتخب برای نقطه‌شماری و آنالیز ژئوشیمیایی.

 


روش مطالعه

نمونه‌برداری در بهترین رخنمون باتوجه‌به تغییرات در لایه‌بندی و سنگ‌شناسی از توالی سیلیسی‌آواری باقروق انجام شد که کنگلومرا، ماسه‌سنگ و شیل را شامل می‌شود. حدود 140 مقطع نازک میکروسکوپی از پبل‌های کنگلومرا، کنگلومرای ریزدانه و ماسه‌سنگ برای بررسی دقیق سنگ‌شناسی، تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان مطالعه شد. تعداد 22 مقطع نازک ماسه‌سنگی با میکروسکوپ پلاریزان مجهز به دستگاه نقطه‌شمار در گروه رسوب‌شناسی دانشگاه گوتینگن با استفاده از روش گزی - دیکینسون (Dickinson 1970; Ingersoll et al. 1984; Zuffa 1985) و با شمارش تعداد سیصد نقطه در هر مقطع نازک نقطه‌شماری شد که نتایج آن در جدول شماره 1 ذکر شده است. مجموعه‌ای از 2 نمونه شیلی و 11 نمونه ماسه‌سنگی هوازده‌نشده با میزان کم سیمان کلسیتی برای آنالیز ژئوشیمی استفاده شد. قطعات تازه هر نمونة بدون رگه‌های کلسیتی، انتخاب و خرد شده است و سپس با استفاده از agate planetary ball-mill در اندازة کمتر از 63 میکرون پودر شد. مواد فرار (loss on ignition-LOI) در یک گرم از هرنمونه با قرارگرفتن به مدت یک شب در کورة مخصوص در دمای C°1050 اندازه‌گیری شد. برای آنالیز XRF نمونه‌های پودرشده، در دستگاه Merck Spectromelt A12 ذوب شدند و به شکل دیسک‌های شیشه‌ای بوراته درآمدند. عناصر اصلی و فرعی (Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, Rb, Sr, Zr, Nb, Ba, Pb, Y) با دستگاه طیف‌سنج اشعه ایکس PANalytical AXIOS در دانشگاه گوتینگن اندازه‌گیری شد. تعیین میزان عناصر فرعی با دقت نسبی 2-1% انجام شده است. کلیه محتوای آهن به شکل Fe2O3 گزارش شده است. غلظت برخی از عناصر فرعی همراه با عناصر نادر خاکی (REE)، به‌وسیله طیف‌سنجی جرمی با پلاسمای مضاعف القایی (ICP-MS) با استفاده از دستگاه Perkin Elmer DCR II در دانشگاه گوتینگن اندازه‌گیری شد. محتوای کربن کل (ارگانیک و غیرارگانیک) 13 نمونه با دستگاه آنالیزور عنصری LECO، برای تفکیک میزان اکسیدکلسیم (*CaO) حاصل از آلومینوسیلیکات‌ها از کربنات‌کلسیم اندازه‌گیری شد. اصلاح میزان کلسیم در نمونه‌ها به‌خصوص برای محاسبه شاخص شیمیایی فرسایش (Chemical Index of Alteration/CIA) اهمیت دارد.

 

 

 

 

شکل 3- تصاویر منتخب از رخنمون سازند باقروق. الف) نمای کلی بخشی از توالی باقروق با روند شمال‌غربی - جنوب‌شرقی. توالی سبز شیلی با میان لایه‌های ارغوانی ماسه‌سنگی به‌سمت جنوب‌شرق با لایه‌های ضخیم کنگلومرای قرمزرنگ جایگزین شده‌اند؛ ب) توالی ماسه‌سنگ متوسط لایه ارغوانی‌رنگ و میان لایه‌های نازک شیلی به رنگ زرد؛ ج) نمای کلی از توالی ماسه‌سنگ ارغوانی و شیل‌های ضخیم لایه زرد و سبز؛ د) نمای نزدیک از کنگلومرای پلی‌میکتیک. M: قطعات دگرگونی از جنس کوارتز - مسکویت شیست،
S: کوارتزیت، C: قطعات کربناته از جنس ااوئید گرینستون، برخی قطعات ریزدانه به رنگ قرمز تیره از جنس آتش‌فشانی هستند؛
ر) نمای نزدیک از کنگلومرای پلی‌میکتیک.
S: کوارتزیت، C: قطعات کربناته از جنس ااوئید گرینستون.


نتایج

پتروگرافی

سازند باقروق، توالی از سنگ‌های سیلیسی‌آواری از قبیل کنگلومرا، ماسه‌سنگ و شیل را شامل می‌شود (شکل 3). طبقات کنگلومرایی بیشتر از نوع زمینه‌پشتیبان با مخلوطی از انواع گراول‌های آذرین، دگرگونی درجه پایین و رسوبی برون‌سازندی است (شکل 3، د، ر) که ماتریکس ماسه‌ای نابالغ و آهن‌دار به‌رنگ قرمز دارد و در برخی موارد همراه سیمان کلسیتی فراوان است. اندازة گراول‌ها در بازه‌ای از گرانول تا بولدر است که بیشتر خوب گردشده تا نیمه زاویه‌دار هستند. مطالعه میکروسکوپی انجام‌گرفته روی 10 نمونه پبل و 30 نمونه کنگلومرای ریزدانه نشان می‌دهد گراول‌ها مرکب از سه جنس دگرگونی درجه ضعیف (کوارتزیت و میکاشیست)، آذرین و کربناته هستند (Balini et al. 2009; Hashemi Azizi and Rezaee 2014) (شکل 4). گراول‌های کربناته از نوع اُایید گرینستون و وکستون همراه با شبح‌هایی از بقایای دوکفه‌ای است (شکل 4، الف، ب) که شباهت زیادی به نمونه‌های کربناته سازند الم دارد. میزان کوارتز در این سازند از قاعده به رأس افزایش می‌یابد. مشاهدات حاضر با نتایج به‌دست‌آمده در کارهای پیشین (Balini et al. 2009) هم‌خوانی زیادی دارد.

مطالعه میکروسکوپی مقاطع ماسه‌سنگی و آنالیز نقطه شماری ماسه‌سنگ‌ها برحسب درصد (جدول 1)، پتروفاسیس‌هایی را نشان می‌دهد که براساس طبقه‌بندی فولک (Folk 1974) در سه دسته لیتارنایت، فلدسپاتیک لیتارنایت و لیتیک آرکوز قرار می‌گیرند (شکل 6). در زیر هریک از پتروفاسیس‌ها به تفصیل آمده است. گفتنی است در شمارش دانه‌ها بخش‌هایی از کانی پتاسیم فلدسپار که با سریسیت یا کلسیت جایگزین شده بود به‌عنوان پتاسیم فلدسپار شمارش شد و همچنین سیمان از کل نمونه حذف شد. با این روش دیاژنز از چهره سنگ حذف شد.

 

پتروفاسیس لیتارنایت: مقاطع میکروسکوپی مرتبط با این رخساره حاوی 23-15% کوارتز تک‌بلوری و 18-13% کوارتز چندبلوری است که 46% کوارتزهای تک‌بلوری از نوع شفاف و بدون هرگونه ادخال و با خاموشی مستقیم هستند. مقدار پلاژیوکلاز 5-2% و فلدسپات پتاسیم‌دار 11-7% است. میزان خرده‌سنگ آتش‌فشانی، 54-43% و خرده‌سنگ دگرگونی 4-2% است. محتوای چرت حدود 5/0% شمارش شده است. میزان مسکویت 3/1% در کل سیصد نقطة شمارش‌شده در هر مقطع بوده است. کانی‌های فرعی موجود در این پتروفاسیس از نوع اسپینل، زیرکن، هماتیت، گوئتیت و پیریت است. پلاژیوکلازها بیشتر دوقلویی آلبیتی (پلی‌سنتتیک) (شکل 5، الف) و فلدسپات‌های پتاسیم دوقلویی کارلسباد و نیز رخ دوجهتی نشان می‌‌دهند (شکل 5، ر، ز). خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی بیشتر از نوع میکرولیتی دانه‌ریز هستند (شکل 4، الف و شکل 5، الف، ب، د) و مقدار خرده‌های میکروگرانولار و توفالی بسیار ناچیز است. خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی از نوع بازالتی تیره‌رنگ با بافت همگن نیز معمول است (شکل 5، ب). خوردگی خلیجی و بلور منفی در برخی نمونه‌ها درخور توجه است (شکل 5، د) این رخساره در 400 متری ابتدای سازند مشاهده شده است؛ به‌طوری‌که بعد از آن، جای خود را به دو رخساره فلدسپاتیک لیتارنایت و لیتیک آرکوز می‌دهد. در مجموع این رخساره حدود 40% از مقاطع میکروسکوپی را شامل می‌شود.

 

پتروفاسیس فلدسپاتیک لیتارنایت: این رخساره، 32-5% کوارتز تک‌بلوری و 48-3% کوارتز چندبلوری دارد. میزان پلاژیوکلاز 5-6/0% و فلدسپات پتاسیم‌دار 26-10% است. محتوای خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی در آن 60-3/0% و دگرگونی 42-0% بوده است. مقادیر چرت ناچیز بوده و حدود 3/2-6/0% است. میزان میکا (مسکویت و کلریت) 6/4-0% در سیصد نقطة شمارش‌شده در هر مقطع است. کانی‌های فرعی از نوع اسپینل، زیرکن، هماتیت، گوئتیت و پیریت بوده است. کوارتزهای تک‌بلوری با خاموشی مستقیم، خوردگی خلیجی و بلور منفی دارند. کوارتزهای چندبلوری در سه نوع بلورهای هم‌اندازه با سطح تماس تقریباً مستقیم، بلورهای کشیده با جهت‌یافتگی ترجیحی و بلورهای درشت به‌مانند موزائیک‌های درهم قفل شده است (Pettijohn et al. 1987) (شکل 4، الف، د؛ شکل 5، الف). خرده‌های کوارتز شیست درشت‌بلور با مسکویت و کلریت به فراوانی مشاهده شده است که نشان‌دهندة منشأ دگرگونی درجه پایین بوده است (شکل 4، ج، ر، ز؛ شکل 5، ج). پلاژیوکلازها در بیشتر موارد، دوقلویی آلبیتی (پلی‌سنتتیک) (شکل 5، الف) و فلدسپات‌های پتاسیم‌دار دوقلویی کارلسباد و نیز رخ دوجهتی نشان می‌دهند (شکل 5، ر، ز). خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی از دو نوع میکرولیتی ریزدانه و نیز دانه‌های با بافت همگن و تیره‌رنگ تشکیل شده است که احتمالاً خرده‌های بازالتی هستند (شکل 4، الف؛ شکل 5، الف، ب، د). اندازة دانه‌ها از متوسط تا بسیار درشت بوده است که بیشتر نیمه گردشده تا بسیار خوب گردشده هستند. باتوجه‌به میزان رس آهن‌دار، این رخساره ازنظر بلوغ بافتی ساب مچور یا نیمه بالغ است. این رخساره در سرتاسر توالی مشاهده شده است و در مجموع حدود 20% از مقاطع میکروسکوپی را شامل می‌شود.

پتروفاسیس لیتیک آرکوز: این رخساره، 27-12% کوارتز تک‌بلوری و 50-22% کوارتز چندبلوری دارد. میزان پلاژیوکلاز 2-3/0% و فلدسپات پتاسیم‌دار 30-18% است که فلدسپات‌های پتاسیم‌دار به‌طور جزئی دگرسانی به کلسیت و سریسیت را نشان می‌دهند (شکل 5، ر). محتوای خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی در آن 7/1-3/0% و دگرگونی 22-16% بوده است. میزان میکا (مسکویت و کلریت) 8-2% در سیصد نقطة شمارش‌شده در هر مقطع است. کانی‌های فرعی از نوع اسپینل، زیرکن، هماتیت، گوئتیت و پیریت بوده است. اندازه دانه‌ها نیز از متوسط تا بسیار درشت بوده است که بیشتر نیمه گردشده تا بسیار خوب گردشده هستند. باتوجه‌به میزان رس آهن‌دار، این رخساره از نظر بلوغ بافتی در بیشتر موارد ساب مچور یا نیمه بالغ است. با فاصله حدود 400 متری از قاعده به سمت رأس سازند رخساره لیتیک آرکوز همراه رخساره فلدسپاتیک لیتارنایت مشاهده می‌شود. در مجموع این رخساره حدود 40% از مقاطع میکروسکوپی را شامل می‌شود.

 

 

 

 

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی مربوط به گراول‌های کنگلومرا و کنگلومراهای ریزدانه؛ الف) کنگلومرای ریزدانه حاوی گرانول آتش‌فشانی از نوع میکرولیتی (Vm)، همراه یک قطعه کربناته با شبح‌هایی از اُایید در مرکز تصویر (C)، کوارتز چندبلوری (Qp) و تک‌بلوری (Qm)؛ ب) گراول کربناته از نوع اُایید گرینستون. دگرشکلی اُاییدها تحت تنش‌های تکتونیکی نمایان است؛ ج) گراول دگرگونی از جنس مسکویت - کوارتز شیست با فابریک شدید میلونیتی؛ د) گراول سیلیسی از نوع کوارتزیت با سطح تماس مضرسی بین دانه‌ها؛ (ر) و (ز) گراول دگرگونی از نوع کلریت شیست با فابریک ضعیف میلونیتی همراه پتاسیم فلدسپارهای درشت دانه (Kf). تصاویر (ب) و (ز) در نور موازی و سایر تصاویر در نور متقاطع گرفته شده است.

 

شکل 5- تصاویر میکروسکوپی مربوط به مقاطع ماسه‌سنگی از رخساره‌های مختلف نشان‌دهندة اجزای سازندة آنها؛ الف) رخساره لیتارنایت حاوی پلاژیوکلاز با دوقلویی آلبیتی (Plg)، خرده‌سنگ آتش‌فشانی از نوع بازالتی (Vb) و میکرولیتی (Vm)، همراه کوارتز چندبلوری (Qp) و تک‌بلوری (Qm) در زمینه‌ای از سیمان کلسیتی؛ ب) رخساره لیتارنایت با خرده‌سنگ آتش‌فشانی از نوع میکرولیتی (Vm) و خرده‌سنگ آتش‌فشانی از نوع بازالتی (Vb)، همراه کوارتز چندبلوری و تک‌بلوری و فلدسپات‌ها؛ ج) رخساره لیتارنایت با خرده‌سنگ دگرگونی کوارتز - مسکویت شیست (M) در مرکز تصویر و ورقه‌های مسکویت؛ د) رخساره لیتارنایت نشان‌دهندة کوارتز (Qm) با خوردگی خلیجی و بلورمنفی در زمینه‌ای از انواع خرده‌های آتش‌فشانی و کوارتز؛ ر) رخساره لیتیک آرکوز نشان‌دهندة فلدسپات‌های (Kf) فراوان که تا حدی به کلسیت و سریسیت دگرسان شده است؛ ز) رخساره فلدسپاتیک لیتارنایت دارای فلدسپات پتاسیم با دوقلویی کارلسباد (Kf). کلیه تصاویر در نور متقاطع گرفته شده‌اند.

 

 

 

 

جدول 1- داده‌های حاصل از نقطه‌شماری نمونه‌های ماسه‌سنگی سازند باقروق براساس روش گزی - دیکینسون (Ingersoll et al. 1984) برای استفاده در دیاگرام‌های خاستگاه. (Qm کوارتز منوکریستالین، Qp کوارتز پلی‌کریستالین، Kf فلدسپات پتاسیم‌دار، Plg پلاژیوکلاز، Chert چرت، SS-SH خرده‌سنگ ماسه‌سنگی و شیلی، Carb خرده‌سنگ کربناته، VRF خرده‌سنگ آتش‌فشانی، MRF خرده‌سنگ دگرگونی).

Sample No.

Quartz%

Felspar%

Lithic Fragment%

Qm

Qp

Kf

Plg

Chert

SRF

VRF

MRF

SS-SH

Carb

B2

24.4

3.3

10

2

0.6

0

0

59.5

0

B4

26.5

14.5

11.2

4.9

0

0

0

42.7

0

B5

15.2

18.3

7.2

2.4

0.6

0

0

54.3

1.7

B8

5.4

43.8

18

2.3

0

0

0

1

29.2

B10

28

10.8

18.5

2.7

2.3

0

0

37.1

0.3

B11

20

7.2

26.8

3.4

1.7

0

0

40

0.6

B15

23.4

12.7

11.4

4.6

0.3

0

0

43.6

3.6

B16

25.6

16.6

19.3

3.6

0.3

0

0

32

2.3

B18

32

17.7

11.9

2.3

1

0

0

26.9

7.8

B20

20

30.7

14.3

0.6

1.0

0

0

29

4

B24

17.6

28.1

13.8

1.3

0

0

0

36.6

2.3

B25

15.1

24.1

14

2

0.6

0

0

41.6

2.3

B28

29.3

19.5

14.5

0.6

0

0

0

35.1

0.6

B37

19.8

22.8

21.8

0.6

0

0

0

3.7

30.9

B60

11

30.3

20

1

0

0

0

1.3

36.2

B62

22

24.1

29.9

0.3

0

0

0

1

22.3

B63-1

27.6

22.5

28.6

1.7

0

0

0

1.3

18

B67

7.5

28.1

17.8

0.6

0

0

0

3

42.6

B78

18

36.4

23.8

2.1

0

0

0

0.3

19.1

B91

11.5

48.6

10.8

1.7

0

0

0

0.3

26.9

B99

11.9

41.8

27.2

1.3

0

0

0

1.7

15.9

B110

14.1

50

18.4

0.3

0

0

0

0.3

16.6

 

شکل 6- موقعیت نمونه‌های نقطه‌شماری‌شده سازند باقروق در نمودار مثلثی فولک (1974). قطب Q شامل کوارتز و متاکوارتزیت، قطب F شامل فلدسپات‌ها، گنیس و گرانیت (سنگ‌های پلوتونیک) و قطب R شامل کلیه خرده‌سنگ‌های ریزدانه از قبیل چرت، اسلیت، شیست، خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی، سنگ آهک‌ها، ماسه‌سنگ‌ها و شیل است.

 


ژئوشیمی

نتایج حاصل از ژئوشیمی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند باقروق در جداول 2 و 3 آورده شده است. همان‌طورکه در جدول 2 مشخص شده است میزان اکسید سیلیسیم در ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده از سازند باقروق از 59/72% تا 70/82% (میانگین 62/78%) و در شیل‌های سازند باقروق از 69/71% تا 78/71% (74/71%) متغیر است. میزان اکسید آلومینیوم در ماسه‌سنگ‌ها از 76/9% تا 24/15% (میانگین 44/11%) و در شیل‌ها از 68/15% تا 87/15% (میانگین 77/15%) متغیر است. میزان اکسید پتاسیم در ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق بین 3/0% تا 9/2% و در شیل‌ها با تغییر بسیار کم بین 30/2% تا 61/2% متغیر است. میزان اکسید آهن در ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق بین 3/2 تا 8/5 و در شیل‌ها بین 9/4 تا 1/5 متغیر است. برای زدودن اثر دیاژنز از ترکیب کل سنگ، میزان اکسید کلسیم حاصل از کربنات‌ها از درصد اکسید کلسیم کل کسر شد. استفاده از نسبت اکسیدهای اصلی مانند اکسید سیلیسیوم به اکسید آلومینیوم در مقابل اکسید آهن به اکسید پتاسیم به تفکیک انواع مختلفی از سنگ‌های رسوبی در دیاگرام هرون (Herron 1988) منجر می‌شود. براساس این دیاگرام، بیشتر ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق در محدوده سنگ‌های لیتارنایتی و وکی قرار می‌گیرند. تنها سه نمونه در محدوده ماسه‌های آهن‌دار قرار گرفته است که احتمالاً در اثر وجود سیمان آهن‌دار، کانی‌های آهن‌دار و کلریت است. نمونه‌های شیلی در نزدیکی مرز محدوده شیل‌ها و وک‌ها قرار گرفته‌اند (شکل 7).

 

 

شکل 7- دیاگرام هرون (Herron 1988) برای تعیین تیپ سنگ‌شناسی نمونه‌های ماسه‌سنگی و شیلی سازند باقروق براساس اکسیدهای اصلی.

 

 

خاستگاه رسوبات و سنگ‌های سیلیسی‌آواری براساس ترکیب روش‌های مختلف پتروگرافی و ژئوشیمی در سال‌های اخیر بسیار استفاده شده است (برای مثال: Dickinson et al. 1983; McLennan et al. 1993). از ژئوشیمی سنگ‌های سیلیسی‌آواری برای تفکیک لیتولوژی ناحیه منشأ، جایگاه تکتونیکی و تعیین میزان هوازدگی سنگ‌های سیلیسی‌آواری در منطقه منشأ استفاده می‌شود (برای مثال: Roser and Korsch 1986).

 

 

جدول 2- ترکیب عناصر اصلی کل سنگ، همراه میزان دی‌اکسیدکربن، مواد فرار (LOI) و شاخص شیمیایی فرسایش (CIA)؛ کلیه ارقام مربوط به عناصر اصلی با تغییر پس از محاسبه و اصلاح محتوای مواد فرار و اکسید کلسیم منتج از کربنات کلسیم ارائه شده‌اند. CaO، میزان کل اکسید کلسیم (کربنات کلسیم + سیلیکات‌ها) موجود در نمونه است؛ *CaO میزان اکسید کلسیم حاصل از سیلیکات‌ها است.

Petrofacies

CIA

LOI

CO2 (%)

Fe2O3 (Tot) (%)

P2O5 (%)

K2O (%)

Na2O (%)

CaO (%)

CaO* (%)

MgO (%)

MnO (%)

Al2O3 (%)

TiO2 (%)

SiO2 (%)

Sample No.

Litharenite

69.65

2.7

0.3

5.82

0.03

1.05

2.09

0.7

0.24

1.89

0.079

11.5

0.38

76.8

B2

Feldspathic litharenite

57.32

2.7

1.6

2.97

0.04

0.31

4.24

2.22

0.17

0.71

0.053

10.2

0.78

80.4

B37

Feldspathic litharenite

68.61

7.3

4.9

4.80

0.08

2.94

1.89

6.66

0.36

1.41

0.066

15.2

0.59

72.5

B41

Feldspathic litharenite

62.86

3.4

1.8

3.26

0.07

1.71

2.84

2.54

0.17

1.16

0.066

11.5

0.56

78.5

B56

Feldspathic litharenite

63.52

5

3.6

3.54

0.08

1.41

3.04

4.55

0

0.99

0.103

10.9

0.56

79.2

B60

Feldspathic litharenite

63.48

2.2

0.5

3.67

0.08

1.34

3.21

0.79

0.04

1.12

0.041

11.8

0.71

77.8

B74

Litharenite

61.82

2.6

1.2

2.38

0.09

1.35

3.26

1.6

0

0.81

0.059

10.9

0.58

80.4

B84

Litharenite

65.54

6.1

5

3.36

0.06

1.26

3.07

5.82

0

0.90

0.127

9.9

0.43

80.7

B90

Lithic arkose

61.51

2.5

1.3

2.45

0.07

1.14

3.05

1.68

0

0.13

0.042

10

0.49

82.5

B96

Lithic arkose

61.30

1.9

0.6

2.56

0.07

0.97

3.20

0.71

0

0.18

0.063

9.7

0.47

82.7

B99

Feldspathic litharenite

57.17

4.4

2.7

4.52

0.16

0.44

5.04

4.29

0.80

1.80

0.114

13.6

0.64

72.7

B103

Shale

73.99

21

19.1

4.94

0.14

2.30

1.91

24.35

0

2.08

0.350

15.8

0.57

71.7

B2′

Shale

72.15

9.2

6.3

5.16

0.08

2.61

1.61

8.33

0.30

2.15

0.090

15.6

0.58

71.6

B3′

* برای محاسبه CIA طبق فرمول ارائه‌شدة فدو و همکاران (1995) از اکسید کلسیم کل نمونه CaO استفاده شده که باتوجه‌به میزان دی‌اکسیدکربن، مقدار آن اصلاح شده است.

جدول 3- عناصر فرعی سازند باقروق. کلیه عناصر برحسب ppm (بخش در میلیون) بیان شده‌اند. نوع رخساره سنگی مشابه با جدول شماره 2.

Sample No.

Nb

Zr

Y

Sr

Rb

Ba

Ni

Co

Cr

V

Cs

Hf

Sc

Th

U

Ta

B2

7

125

16

206

38

163

21

11

23

40

1.9

3

9.9

5.5

1.6

0.3

B37

9

212

16

144

10

73

10

3

52

43

0.4

3.4

6.8

6.3

2.1

0.4

B41

11

180

29

239

87

496

23

7

32

53

4.1

4.4

12

7.1

1.8

0.5

B56

10

130

21

71

53

287

20

7

33

60

2.5

2.5

8.5

6.5

1.8

0.5

B60

9

117

17

122

43

190

20

4

31

51

1.6

2

8.8

5.8

1.2

0.5

B74

11

147

22

73

44

186

25

6

35

58

1.5

2.8

13.7

9.3

2

0.8

B84

10

127

15

90

44

220

14

5

28

55

2

2.7

9.7

7.5

1.8

0.7

B90

7

92

16

148

38

154

12

3

23

44

1.2

1.8

6.8

5.1

0.9

0.4

B96

9

111

18

63

38

154

15

4

32

49

1.4

2.1

7.8

5.8

1.2

0.5

B99

9

109

19

61

33

150

26

5

33

47

1.3

2.2

8.6

5.7

1.2

0.5

B103

8

193

34

548

11

104

15

4

11

31

1

5.2

14.4

4.6

1.3

0.4

B2′

7

111

24

850

43

190

14

5

21

44

1.9

3

9.4

5.1

1.6

0.3

B3′

10

170

27

463

72

489

23

9

33

62

3.3

4.6

11.9

7.5

2.1

0.5

 


هوازدگی منطقه منشأ

آب‌وهوا با فرایندهای هوازدگی، نقش مهمی در ترکیب نهایی ماسه‌سنگ‌ها و درنتیجه بر تفسیرهای خاستگاه دارد (Suttner and Dutta 1986; Cavazza and Ingersoll 2005). آب‌وهوای گرم و مرطوب، توسعة دگرسانی و تخریب کانی‌های ناپایدار و خرده‌سنگ‌ها را باعث می‌شود؛ اما آب‌وهوای سرد و خشک، حفظ‌شدن این اجزای ناپایدار را سبب می‌شود (Cecil and Edgar 2003). برای تعیین درجه هوازدگی منطقة منشأ رسوبات براساس ژئوشیمی، شاخص‌های متفاوتی برپایة نسبت‌های ملکولی اکسیدهای عناصر مختلف به‌خصوص عناصر متحرک (Na2O, K2O, CaO, MgO) نسبت به اکسیدهای عناصر غیرمتحرک مانند ZrO2، Al2O3 و TiO2پیشنهاد شده است (برای مثال:Nesbitt and Young 1982; Harnois 1988; Fedo et al. 1995; von Eynatten et al. 2003). یکی از این شاخص‌ها، شاخص شیمیایی دگرسانی (CIA) است و از زمانی که برای نخستین‌بار ارائه شد (Nesbitt and Young 1982) تاکنون، بیشتر برای تعیین شدت هوازدگی‌های شیمیایی استفاده شده است (برای مثال: Grantham and Velbel 1988; McLennan et al. 1993; Buggle et al. 2011). مقادیر CIA از حدود 50 یا کمتر برای بیشتر سنگ‌های آذرین و دگرگونی غیرهوازده و تا حدود 100 برای باقیمانده‌های آلومینوسیلیکات خالص از قبیل کائولن درنتیجة هوازدگی شدید در تغییر است؛ بنابراین، CIA، مقیاس عددی مقادیر کانی‌های موجود در یک رسوب سیلیسی‌آواری در نظر گرفته می‌شود که دستخوش هوازدگی شیمیایی شده است. برای محاسبة این اندیس از فرمول زیر استفاده می‌شود (اکسیدها به‌صورت نسبت ملکولی در نظر گرفته می‌شوند):

CIA= [Al2O3/ (Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)] ×100

باید توجه داشت *CaO میزان اکسید کلسیم در بخش سیلیکاتة نمونه بوده است و میزان اکسید کلسیم در کربنات و آپاتیت نبایستی در نظر گرفته شوند (Fedo et al. 1995)؛ بنابراین در نمونه‌های با میزان اکسید کلسیم زیاد که مشتق‌شدن آن از سیمان یا ماتریکس کربناته احتمال می‌رود، این مقدار باید تصحیح شود (McLennan et al. 1993; Bock et al. 1998). میزان CIA برای نمونه‌های سازند باقروق در جدول (2) نشان داده شده است. بدین‌ترتیب، میزان CIA برای ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق به‌طور متوسط 63 و برای شیل‌های سازند باقروق به‌طور متوسط 73 به دست آمده است. این اعداد، میزان هوازدگی متوسط را به‌ترتیب برای این ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌ها نشان می‌دهد. بر این اساس، آب‌وهوای نیمه‌خشک تا نیمه‌مرطوب برای منطقة منشأ ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند باقروق در نظر گرفته می‌شود (Nesbitt and Young 1982; Nesbitt 2003). شواهد، هوازدگی متوسط را در مطالعات پتروگرافی فلدسپات‌های موجود در ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق نیز نشان می‌دهد.

 

لیتولوژی ناحیة منشأ

یکی از کاربردهای ژئوشیمی سنگ‌های سیلیسی‌آواری، تعیین ترکیب لیتولوژی منطقة منشأ رسوبات است (McLennan et al. 1993; Jafarzadeh and Hosseini-Barzi 2008). عناصر فرعی در سنگ‌های آواری از عناصر بسیار مهم در تعیین لیتولوژی سنگ منشأ هستند؛ زیرا عناصر ناسازگار معمولاً در سنگ‌های فلسیک، عناصر لیتوفیل یون بزرگ (LILE) در پوسته قاره‌ای و عناصر سازگار معمولاً در سنگ‌های مافیک و الترامافیک فراوان هستند (McLennan et al. 1990). نسبت اکسید تیتانیوم به عنصر زیرکنیوم (TiO2/Zr) در سنگ‌های مافیک بیش از 200، در سنگ‌های حدواسط بین 199 تا 55 و در سنگ‌های فلسیک کمتر از 55 است (Hayashi et al. 1997). باتوجه‌به دیاگرام هایاشی و همکاران (شکل 8، الف)، مشخص می‌شود نمونه‌های سازند باقروق در محدودة سنگ‌های فلسیک قرار گرفته‌اند. توزیع عنصری REE و همچنین Th، Sc، Cr و Co در طول فرایندهای رسوبی ازجمله دیاژنز و هوازدگی، کمتر تحت‌تأثیر قرار می‌گیرند (Cullers et al. 1987; McLennan et al. 1993; Armstrong-Altrin et al. 2004)؛ بنابراین، نسبت این عناصر ازجمله La/Sc، Th/Sc، La/Co یکی از موثرترین فاکتورها در تفکیک سنگ منشأهای فلسیک از مافیک است (Fralick 2003). Th و La فراوانی بیشتری در سنگ‌های فلسیک دارند؛ درحالی‌که Co، Sc و همچنین Cr در سنگ‌های مافیک فراوانی بیشتری را نشان می‌دهند؛ البته میزان زیاد کروم یکی از نشانه‌های وجود سنگ منشأ افیولیتی نیز است (برای مثال: Yan et al. 2012; Armstrong-Altrin 2009). مک‌لنن و همکاران (1993) نیز دیاگرامی را بر مبنای نسبت زیرکنیوم به اسکاندیوم در مقابل توریوم به اسکاندیوم مطرح کردند تا بر مبنای آن، تا حدی لیتولوژی‌های منطقة منشأ رسوبات از یکدیگر تفکیک شوند. در این دیاگرام، توریوم به‌عنوان عنصر معمول ناسازگار و اسکاندیوم، عنصر معمول سازگار در سیستم تفریقی آذرین و زیرکنیوم (غنی در کانی زیرکن)، عنصر مرتبط با چرخة مجدد عمل می‌کند. باتوجه‌به این دیاگرام، برای بررسی لیتولوژی سنگ منشأ رسوبات سازند باقروق، نمونه‌های سازند باقروق در محدوده بین سنگ منشأهای آندزیتی و فلسیک و نزدیک‌تر به فلسیک قرار گرفتند (شکل 8، ب). عنصر هافنیوم در مقابل نسبت لانتانیوم به توریوم را فلوید و لوریج (Floyd and Leveridge 1987) استفاده کردند تا بدین‌ترتیب نوع لیتولوژی سنگ منشأ ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق مشخص شوند و نیز نشان می‌دهند نمونه‌های سازند باقروق در محدودة منشأ جزایر کمانی فلسیک قرار گرفتند (شکل 8، ج). نسبت کبالت به توریوم 27/1 معمولاً تفکیک‌کنندة سنگ منشأهای حدواسط و فلسیک هستند. با استفاده از نسبت کبالت به توریوم در مقابل لانتانیوم به اسکاندیوم، سنگ منشأهای بازالتی و آندزیتی از سنگ منشأهای فلسیک و گرانیتی تفکیک‌پذیر خواهند بود (Gu et al. 2002). در این دیاگرام نیز نمونه‌های سازند باقروق در محدودة نزدیک به سنگ‌های آتش‌فشانی فلسیک قرار گرفته‌اند (شکل 8، د). بدین‌ترتیب، تمامی دیاگرام‌های مطالعه‌شده، یک سنگ منشأ فلسیک برای نمونه‌های سازند باقروق را تأیید می‌کنند. وجود قطعات کوارتزیتی و میکاشیستی در داخل کنگلومراهای سازند باقروق، علاوه‌بر میزان بالای انواع کوارتز تک‌بلوری و چندبلوری، میزان بالای فلدسپات‌های پتاسیم‌دار به‌عنوان اجزای اصلی و مسکویت به‌عنوان اجزای فرعی در نتایج نقطه‌شماری ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق ممکن است از نشانه‌های مشتق‌شدن اجزای سازند باقروق از یک سنگ‌مادر آذرین فلسیک و سنگ‌مادر آذرین فلسیک دگرگون‌شده مانند شیست فلسیک باشد.

 

شکل 8- الف) دیاگرام اکسید تیتانیوم در مقابل عنصر زیرکنیوم برای تفکیک انواع سنگ‌های منشأ فلسیک، حدواسط و مافیک (Hayashi et al. 1997)؛ ب) دیاگرام زیرکنیوم به اسکاندیوم در مقابل توریوم به اسکاندیوم (McLennan et al. 1993) برای نمونه‌های سازند باقروق؛ ج) دیاگرام هافنیوم در مقابل نسبت لانتانیوم به توریوم (Floyd and Leveridge 1987) برای تفکیک سنگ منشأ نمونه‌های سازند باقروق؛ د) دیاگرام نسبت لانتانیوم به اسکاندیوم در مقابل نسبت کبالت به توریوم (Gu et al. 2002) که ترکیب نمونه‌های سازند باقروق را در نزدیکی سنگ منشأ‌های فلسیک نشان می‌دهد.

 

 

جایگاه تکتونیکی

جایگاه تکتونیکی، دو ویژگی بررسی نواحی خاستگاهی (شامل بلوک‌های قاره‌ای، سیستم کمان‌های آتش‌فشانی و کمربندهای تصادمی) و بررسی نوع مرز بین صفحات (شامل حاشیه قاره‌ای غیرفعال یا ریفتی، حاشیه‌های قاره‌ای فعال یا کوه‌زایی، حاشیه‌های گسلی امتداد لغز) را شامل می‌شود (Dickinson and Suczek 1979; Dickinson et al. 1983; Garzanti et al. 2002; Garzanti et al. 2007). کوارتز، فلدسپات و انواع خرده‌سنگ‌ها، اجزای اصلی ماسه‌سنگ‌ها، به‌صورت بالقوه منعکس‌کنندة نواحی خاستگاهی (شامل بلوک‌های قاره‌ای، سیستم کمان‌های ماگمایی، کمربندهای تصادمی و نوع مرز بین صفحات) هستند (Dickinson and Suczek 1979). به‌طور معمول دیاگرام‌های زیادی برای بررسی وضعیت جایگاه تکتونیکی ماسه‌سنگ‌ها استفاده می‌شوند (برای مثال: Dickinson et al. 1983; Dickinson and Suczek 1979)؛ اما در مطالعة حاضر، برای بررسی جایگاه تکتونیکی رسوبات سازند باقروق از دیاگرام‌های ولتجه (Weltje 2006) استفاده شده است و نتایج حاصل از نقطه‌شماری ماسه‌سنگ‌های این سازند در دیاگرام‌های سه‌گانه ولتجه (Weltje 2006) پلات شده‌اند؛ زیرا در این دیاگرام‌ها مشکلات و خطاهای دیاگرام‌های قدیمی اصلاح شده است (شکل 9). همان‌طورکه در شکل 9 مشخص است، هر دو نمودار QFL و QmFLt، نشان‌دهندة نواحی خاستگاهی کمان‌های ماگمایی و چرخه مجدد برای ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق هستند که فراوانی خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی و دگرگونی در این ماسه‌سنگ‌ها این نتیجه را تأیید می‌کند.

جایگاه تکتونیک صفحه‌ای نیز یک فاکتور اساسی در کنترل ترکیب شیمیایی سنگ‌های رسوبی سیلیسی‌آواری است (Bhatia 1983) و سنگ‌های آواری مرتبط با جایگاه‌های تکتونیک صفحه‌ای متفاوت، ترکیب ژئوشیمیایی متفاوتی دارند (Roser and Korsch 1988). درصد عناصر اصلی ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق برای تعیین جایگاه‌های تکتونیکی براساس دیاگرام روسر و کورش (Roser and Korsch 1986) بررسی شده است که امروزه بسیار استفاده می‌شود (شکل 10الف). گفتنی است براساس آزمون سنجش میزان درستی این دیاگرام که ورما و آرمسترانگ - آلترین (2016) انجام داده‌اند، نمونه‌های مربوط به حاشیة فعال تا 7/71% صحیح و معتبر هستند. براساس این دیاگرام، نمونه‌های سازند باقروق در محدوده جایگاه تکتونیکی حاشیة فعال قاره‌ای قرار گرفته‌اند. به‌تازگی، ورما و آرمسترانگ - آلترین (Verma and Armstrong-Altrin 2013) براساس ژئوشیمی، عناصر اصلی دیاگرامی را طراحی کردند که براساس دو تابع تفکیکی، جایگاه‌های تکتونیکی سه‌گانه (کمان، ریفت قاره‌ای و جایگاه برخوردی) را از هم تفکیک می‌کند (شکل 10، ب). بر این اساس، نمونه‌های بررسی‌شده از سازند باقروق در محدودة کمان قرار می‌گیرند و دو نمونه نیز در محدودة ریفت‌های قاره‌ای قرار گرفته‌اند. همچنین براساس دیاگرام جدیدی که ورما و آرمسترانگ - آلترین (2016) با استفاده از عناصر اصلی و تلفیق عناصر اصلی و فرعی برای تفکیک جایگاه تکتونیکی فعال از غیرفعال طراحی کرده‌اند، نمونه‌های سازند باقروق در محدودة حاشیه فعال قاره‌ای قرار گرفته‌اند (شکل 11).

 

 

شکل 9- نمودارهای سه‌تایی مربوط به شناسایی جایگاه تکتونیکی (Weltje 2006). Q مجموع کل دانه‌های کوارتزی (Qm+QpQm کوارتز تک‌بلوری؛ Qp کوارتز چند بلوری؛ F مجموع کل دانه‌های فلدسپات؛ L مجموع کل خرده‌سنگ‌های ناپایدار (Lv+LsLt مجموع کل خرده‌سنگ‌ها (L+Qp)؛ گروه‌های خاستگاهی: A بلوک قاره‌ای، B کمان ماگمایی، C چرخه مجدد. نمونه‌های ماسه‌سنگی سازند باقروق در هر دو دیاگرام در محدوده‌های کمان ماگمایی و چرخه مجدد قرار گرفته‌اند.

 

شکل 10- الف) دیاگرام تعیین جایگاه تکتونیکی نمونه‌های ماسه‌سنگی و شیلی سازند باقروق براساس عناصر اصلی (Roser and Korsch 1986)؛ ب) دیاگرام دو تابعی برای رسوبات با کوارتز بالا از سه جایگاه تکتونیکی (کمان، ریفت و برخوردی) (Verma and Armstrong-Altrin 2013). معادلة توابع تفکیکی برای نمونه‌های با اکسید سیلیسیوم بالا (٪95 -٪63) عبارتند از:

DF1(Arc-Rit-Col)ml = (–0.263 × ln(TiO2/SiO2)adj) + (0.604 × ln(Al2O3/SiO2)adj) + (–1.725 × ln(Fe2O3t/SiO2)adj) + (0.660 × ln(MnO/SiO2)adj) + (2.191 × ln(MgO/SiO2)adj) + (0.144 × ln(CaO/SiO2)adj) + (–1.304 × ln(Na2O/SiO2)adj) + (0.054 × ln(K2O/SiO2)adj) + (–0.330 × ln(P2O5/SiO2)adj) + 1.588

DF2(Arc-Rit-Col)m1 = (–1.196 × ln(TiO2/SiO2)adj) + (1.064 × ln(Al2O3/SiO2)adj) + (0.303 × ln(Fe2O3t/SiO2)adj) + (0.436 × ln(MnO/SiO2)adj) + (0.838 × ln(MgO/SiO2)adj) + (–0.407 × ln(CaO/SiO2)adj) + (1.021 × ln(Na2O/SiO2)adj) + (–1.706 × ln(K2O/SiO2)adj) + (–0.126 × ln(P2O5/SiO2)adj) – 1.068

 

 

شکل 11- دیاگرام تفکیکی جایگاه‌های تکتونیکی براساس عناصر اصلی (الف) و عناصر اصلی و فرعی (ب) (Verma and Armstrong-Altrin 2016).


بحث

در یک نگاه کلی، نتایج حاصل از مطالعة پتروگرافی در کنار ژئوشیمی نشان‌دهندة سنگ‌مادر آتش‌فشانی از نوع فلسیک تا فلسیک - حدواسط در جایگاه حاشیة فعال قاره‌ای و در ارتباط نزدیکی با فرایند آتش‌فشانی است که با مواد حاصل از فرسایش سنگ‌مادر، دگرگونی درجه ضعیف رخنمون یافته درنتیجة بالاآمدگی پی‌سنگ در زمان رسوب‌گذاری تلفیق شده است. باتوجه‌به نظر اشتامفلی (Stampfli 2000)، در 248 میلیون سال قبل (که اشتامفلی از آن به‌عنوان مرز پرمین - تریاس نام برده است؛ درحالی‌که باتوجه‌به اصلاحات و تغییرات جدید در زمان زمین‌شناسی، این سن به اولنکین پسین در تریاس پیشین اطلاق می‌شود)، در حین فرورانش پوستة اقیانوس پالئوتتیس به زیر حاشیة جنوبی اوراسیا (حاشیة فعال قاره‌ای)، عقب‌نشینی در پوستة درحال فرورانش رخ داده است که به القای فرایند ریفت‌زایی در حاشیة جنوبی ورق اوراسیا در مناطق ملیاتا و کاراکایا در ترکیه و آق‌دربند در ایران و سپس باز‌شدن حوضه پشت کمانی منجر شده است. این زمان با ته‌نشینی سازند الم در حوضه ریفتی درحال گسترش مصادف بوده است که شواهد مربوط به فعالیت‌های ماگمایی در حاشیة فعال قاره‌ای، هم‌زمان با ریفت‌زایی در سازند الم مشاهده شده است. شواهد نشان می‌دهد سرعت تأمین رسوب از طریق فعالیت‌های آتش‌فشانی مرتبط با کمان‌های حاشیة جنوبی اوراسیا و نیز ریفت‌زایی در حوضه نوظهور بیش از سرعت فرونشینی حوضه بوده و به پر‌شدن سریع آن منجر شده است؛ درنتیجه، شرایط محیط رسوبی از اقیانوسی به قاره‌ای تغییر یافته و سازند باقروق به شکل یک توالی متشکل از رسوبات عمدتاً درشت دانه در قالب محیط رسوبی یک رودخانة پر انرژی از نوع بریده‌بریده ته‌نشین شده است (Alavi et al. 1997; Balini et al. 2009). مواد آتش‌فشانی فراوان و تازه در این توالی، نشان‌دهندة ادامه فعالیت ماگمایی مرتبط با حاشیة فعال قاره‌ای است. تغییر شرایط رسوب‌گذاری از اقیانوسی به قاره‌ای علاوه‌بر سرعت بالای تأمین رسوب، ممکن است تأثیرگرفته از حرکات تکتونیکی باشد که به بسته‌شدن حوضه ریفتی نوظهور و رخنمون پی‌سنگ دگرگونی منجر شده است. آثار فعالیت ماگمایی و فرسایش پی‌سنگ دگرگونی درجه ضعیف باتوجه‌به ترکیب سنگ‌شناسی نمونه‌های ماسه‌سنگی به‌ویژه نوع کوارتزها و خرده‌سنگ‌های موجود در ماسه‌سنگ‌ها و نیز گراول‌های کنگلومرا در سازند باقروق روشن است. شواهد نشان می‌دهد حوضه اقیانوسی، مجدد فرونشست کرده است و محیط رسوبی، مجدد به حوضه اقیانوسی تغییر کرده و سازند اشین بر جای گذاشته شده است. براساس نظر بالینی و همکاران (2009)، تغییر ژرفا در چنین ضخامت کمی نشان‌دهندة بالاآمدگی نسبی سطح دریا به میزان صدها متر است که با یوستازی به‌تنهایی قابل توضیح نیست؛ البته باتوجه‌به اینکه زمان لادینین با بالاآمدگی یوستاتیکی سطح آب‌دریا شناخته شده است، یوستازی ممکن است کنترلی را بر تغییر رخساره اعمال کرده باشد؛ اما بیشتر تغییرات نسبی بایستی با یک افزایش سریع در فرورانش روشن شود. افزایش فعالیت‌های ولکانیکی که در لایه‌های سازند اشین به ثبت رسیده است نیز تأیید‌کنندة افزایش ناگهانی فرورانش در منطقه در طول لادینین پسین است.

پژوهشگران بسیاری در طی بیش از 40 سال اخیر، باتوجه‌به شباهت سنگ‌شناسی و محتوای فسیلی توالی آق‌دربند و نخلک، فرضیه‌ها و نظراتی را مبنی بر نهشت این دو در فاصلة مکانی مرتبط و نزدیک به یکدیگر در زمان تریاس ارائه دادند (برای مثال:Seyed-Emami 1971; Davoudzadeh et al. 1981; Schmidt and Soffel 1983; Alavi et al. 1997). مطالعات مغناطیس دیرینه گسترده‌ای که پژوهشگران مختلف انجام دادند (برای مثال:Soffel et al. 1996; Muttoni et al. 2009; Mattei et al. 2012; 2014; 2015) و نیز شواهد وجود پهنه برشی امتداد لغز ساعت‌گرد در مرز جنوبی سازند الم، جدایش توالی نخلک از محل اصلی آن در حاشیة جنوبی اوراسیا و به‌عبارت‌دیگر منتهی‌الیه شمال‌شرقی ایران (آق‌دربند) و اتصال آن به بلوک سیمرین و چرخش و جابجایی آن تا رسیدن به موقعیت کنونی را اثبات می‌کند.

باتوجه‌به نظر باود و اشتامفلی (Baud and Stampfli 1989)، براساس مطالعاتی که روی توالی آق‌دربند انجام دادند، فعالیت آتش‌فشانی تریاس میانی و پسین را در این حوضه از نوع آندزیتی و تراکیتی می‌دانند و نیز جایگاه تکتونیکی این توالی را به رسوبات آتش‌فشانی نهشته‌شده در حوضه پشت کمانی نسبت می‌دهند. این شواهد، رسوب‌گذاری توالی نخلک را در ارتباط مکانی نزدیک با توالی آق‌دربند تأیید می‌کند. فرضیة ته‌نشینی گروه نخلک در یک حوضه پشت کمانی براساس نتایج ژئوشیمیایی و ترکیب خرده‌های ولکانیکی موجود در مطالعة حاضر و نیز نظر باود و اشتامفلی (1989) و اشتامفلی (2000) در تناقض با فرضیة پیش‌کمان‌بودن حوضه رسوب‌گذاری است که برخی از پژوهشگران بیان کردند (Alavi et al. 1997; Bagheri and Stampfli 2008; Balini et al. 2009). گفتنی است فرضیة پیش‌کمان‌بودن حوضه رسوبی نخلک در کنار آق‌دربند با شواهد کافی همراه نبوده و به اثبات نرسیده است. نهشته‌شدن توالی رسوبی منظم، ضخیم و بیشتر توربیدیتی نخلک در محل ناآرام حوضه تکتونیکی پیش‌کمان بعید به نظر می‌رسد؛ همچنین، اثری از آمیخته‌شدن با رسوبات موجود در گوه برافزایشی وجود ندارد. هدف ما این است با فراهم‌آوردن شواهد بیشتر، فرضیه پشت‌کمان‌بودن حوضه رسوبی را در آینده‌ای نزدیک به اثبات رسانیم.

 

نتیجه‌

مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمیایی روی سنگ‌های سیلیسی‌آواری سازند باقروق نشان داده است کنگلومراهای این سازند از سه جنس دگرگونی درجه ضعیف، کربناته و آتش‌فشانی تشکیل شده‌اند. همچنین، مطالعات نقطه‌شماری روی ماسه‌سنگ‌های این سازند به شناسایی پتروفاسیس‌های لیتارنایت، فلدسپاتیک لیتارنایت و لیتیک آرکوز براساس طبقه‌بندی معروف فولک (Folk 1974) منجر شده است. نتایج حاصل از نقطه‌شماری ماسه‌سنگ‌های این سازند در دیاگرام‌های QFL و QmFLt، نشان‌دهندة نواحی خاستگاهی کمان‌های ماگمایی و چرخه مجدد برای ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق هستند که فراوانی خرده‌سنگ‌های آتش‌فشانی و دگرگونی در این ماسه‌سنگ‌ها این نتیجه را تأیید می‌کند. ژئوشیمی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های این سازند نیز یک سنگ منشأ فلسیک را برای آن مشخص می‌کند. وجود قطعات کوارتزیتی و میکاشیستی در داخل کنگلومراهای سازند باقروق به‌علاوة میزان بالای انواع کوارتز تک‌بلوری و چندبلوری، میزان بالای فلدسپات‌های پتاسیم‌دار به‌عنوان اجزای اصلی و مسکویت به‌عنوان اجزای فرعی در این ماسه‌سنگ‌ها ممکن است تأیید‌کنندة یک سنگ‌مادر آذرین فلسیک و سنگ‌مادر آذرین فلسیک دگرگون‌شده مانند شیست فلسیک برای آن باشد. براساس مطالعات ژئوشیمیایی، میزان CIA برای ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق به‌طور متوسط 63 و برای شیل‌های آن به‌طور متوسط 73 است. این اعداد، میزان هوازدگی متوسط را به‌ترتیب برای این ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌ها نشان می‌دهد. بر این اساس، آب‌وهوای نیمه‌خشک تا نیمه‌مرطوب برای منطقة منشأ سازند باقروق در نظر گرفته می‌شود که با مطالعات پتروگرافی فلدسپات‌های موجود در ماسه‌سنگ‌های سازند باقروق نیز اثبات می‌شود. براساس مطالعات ژئوشیمیایی نمونه‌های سازند باقروق، بیشتر در محدودة کمان ماگمایی و حاشیة فعال قاره‌ای قرار گرفته‌اند. این نتایج، تأیید‌کنندة آثار فعالیت ماگمایی و فرسایش پی‌سنگ دگرگونی درجه ضعیف و در نهایت رسوب‌گذاری سازند باقروق در جایگاه تکتونیکی حاشیة فعال قاره‌ای است.

Alavi M. Vaziri H. Seyed Emami K. and Lasemi Y. 1997. The Triassic and associated rocks of the Nakhlak and Aghdarband areas in central and northeastern Iran as remnants of the southern Turanian active continental margin. Geological Society of America, Bulletin 109: 1563-1575.

Angiolini L. Gaetani M. Muttoni G. Stephenson M. and Zanchi A. 2007. Tethyan oceanic currents and climate gradients 300 m.y. ago. Geology, 35:1071-1074.

Armstrong-Altrin J.S. 2009. Provenance of sands from Cazones, Acapulco, and Bahía Kino beaches, México. Revista Mexicana Ciencias Geologicas, 26: 764-782.

Armstrong-Altrin J.S. Lee Y.I Verma S.P. and Ramasamy S. 2004. Geochemistry of sandstones from the upper Miocene Kudankulam Formation, Southern India: implications for provenance, weathering, and tectonic setting. Journal of Sedimentary Research, 74(2): 285-297.

Balini M. Nicora A. Berra F. Garzanti E. Levera M. Mattei M. Muttoni M. Zanchi A. Bollati I. Larghi C. Zanchetta S. Salamati R. and Mossavvari F. 2009. The Triassic stratigraphic succession of Nakhlak (Central Iran), a record from an active margin. In: Brunet M.F. Wilmsen, M. and Granath J.W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Special Publications-Geological Society of London, 312: 287-321.

Baud A. and Stampfli G.M. 1989. Tectonogenesis and evolution of a segment of the Cimmerides: the volcano-sedimentary Triassic of Aghdarban (Kopet-Dagh, North-East Iran). In: Şengör A.M.C. (Eds.), Tectonic Evolution of the Tethyan region. Kluwer: 265-275.

Bhatia M.R. 1983. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones. Journal of Geology, 91: 611-627.

Bock B. McLennan S.M. and Hanson G.N. 1998. Geochemistry and provenance of the Middle Ordovician Austin Glen Mb. (Normanskill Formation) and the Taconian Orogeny in New England. Sedimentology, 45: 635-655.

Buggle B. Glaser B. Hambach U. Gerasimenko N. and Markovi S. 2011. An evaluation of geochemical weathering indices in loess e paleosol studies. Quaternary International, 240: 12-21.

Cavazza W. and Ingersoll R. 2005. Detrital modes of the Ionian forearch basin fill (Oligocene-Quaternary) reflect the tectonic evolution of the Calabria-Peloritani terrane (southern Italy). Journal of Sedimentary Research, 75(2): 268-279.

Cecil C.B. and Edgar N.T. 2003. Climate controls on stratigraphy. Tulsa, Oklahoma, Special Publications-SEPM, 77, 275 p.

Cullers R.L. Barret T. Carlson R. and Robinson B. 1987. Rare earth element and mineralogical changes in Holocene soil and stream sediment: a case study in the Wet Mountains, Colorado, USA. Chemical Geology, 63: 275-295.

Davoudzadeh M. and Seyed-Emami K. 1972. Stratigraphy of the Triassic Nakhlak Group, Anarak region, Central Iran. Geolological Survey of Iran, Report 28; 28 p.

Davoudzadeh M. Soffel H. and Schmidt K. 1981. On the rotation of Central–East-Iran microplate. Neues Jahrbuch Geologie und Paläontologie Monatshefte, 3: 180-192.

Dickinson W.R. 1970. Interpreting detrital modes of graywacke and arkose. Journal of Sedimentary Petrology, 40: 695-707.

Dickinson W.R. and Suczek C.A. 1979. Plate tectonics and sandstone compositions. American Association of Petroleum Geologist, Bulletin 63: 2164-2182.

Dickinson W.R. Beard L.S. Brakenridge G.R. Evjavec J.L. Ferguson R.C. Inman K.F. Knepp R.A. Lindberg F.A. and Ryberg P.T. 1983. Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. Geological Society of America, Bulletin 94: 222-235.

Fedo C.M. Nesbitt H.W. and G.M. Young 1995. Unraveling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with implications for paleoweathering conditions and provenance. Geology, 23: 921-924.

Floyd P.A. and Leveridge B.E. 1987. Tectonic environment of the Devonian mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones. Geological Society of London, 144: 531-542.

Folk R.L. 1974. Petrology of sedimentary rocks. Hemphill, Austin, Texas, 159 p.

Fralick P.W. 2003. Geochemistry of clastic sedimentary rocks: ratio techniques. In: Lentz D.R. (Eds.), Geochemistry of sediments and sedimentary rocks: evolutionary considerations to mineral-deposit forming environments. Geological Association of Canada, 4: 85-103.

Garzanti E. Vezzoli G. and Andò S. 2002. Modern sand from obducted ophiolite belts (Sultanate of Oman and United Arab Emirates). Geology, 110(4): 371-391.

Garzanti E. Vezzoli G. Andò S. Lavé J. Attal M. France-Lanord C. and DeCelles P. 2007. Quantifying sand provenance and erosion (Marsyandi River, Nepal Himalaya). Earth and Planetary Science Letters, 258(3): 500-515.

Grantham J.H. and Velbel M.A. 1988. The influence of climate and topography on rock-fragment abundance in modern fluvial sands of the southern Blue Ridge Mountains, North Carolina. Journal of Sedimentary Petrology, 58: 219-227.

Gu X.X. Liu J.M. Zheng M.H. Tang J.X. and Qi L. 2002. Provenance and tectonic setting of the proterozoic turbidites in Hunan, South China: geochemical evidence. Journal of Sedimentary Research, 72: 393-407.

Harnois L. 1988. The CIW index: a new Chemical Index of Weathering. Sedimentary Geology, 55: 319-322.

Hashemi Azizi S.H. and Rezaee P. 2014. Lithostratigraphy and lithofacies of the siliciclastic Baqoroq Formation (Middle Triassic), Nakhlak area, Central Iran. In: Rocha R. Pais J. Kullberg J.C. and Finney S. (Eds.), Strati 2013, First international congress on stratigraphy at the cutting edge of stratigraphy, Springer, 463-468.

Hayashi K. Fujisawa H. Holland H.D. and Ohmoto H. 1997. Geochemistry of ~1.9 Ga sedimentary rocks from northeastern Labrador, Canada. Geochimica et Cosmochimica Acta, 61: 4115-4137.

Herron M.M. 1988. Geochemical classification of terrigenous sands and shales from core or log data. Journal of Sedimentary Petrology, 58: 820-829.

Ingersoll R.V. Bullard R.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-counting method. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 103-116.

Jafarzadeh M. and Hosseini-Barzi M. 2008. Petrography and geochemistry of Ahwaz Sandstone Member of Asmari Formation, Zagros, Iran: implications on provenance and tectonic setting. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 25: 247-260.

Mattei M. Cifelli F. Muttoni G. Zanchi A. Berra F. Mossavvari F. and Eshraghi S.A. 2012. Neogene block-rotation in Central Iran: evidence from paleomagnetic data. Geological Society of America, Bulletin 124(5-6): 943-956.

Mattei M. Muttoni G. and Cifelli F. 2014. A record of the Jurassic massive plate shift from the Garedu Formation of central Iran. Geology, 42(6): 555-558.

Mattei M. Cifelli F. Muttoni M. and Rashid R 2015. Post-Cimmerian (Jurassic-Cenozoic) paleogeography and vertical axis tectonic rotations of Central Iran and the Alborz Mountains. Journal of Asian Earth Sciences, 102: 92-101.

McLennan S.M. Taylor S.R. McCulloch M.T. and Maynard J.B. 1990. Geochemical and Nd-Sr isotopic composition of deep-sea turbidites: Crustal evolution and plate tectonic associations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54: 2015-2050.

McLennan S.M. Hemming S. McDaniel D.K. and Hanson G.N. 1993. Geochemical approaches to sedimentation, provenance and tectonics. In: Johnsson M.J. and Basu A. (Eds.), Processes controlling the composition of clastic sediments. Special Paper-Geological Society of America, 284: 21-40.

Muttoni G. Mattei M. Balini M. Zanchi A. Gaetani M. and Berra F. 2009. The drift history of Iran from the Ordovician to the Triassic. In: Brunet M.F. Wilmsen M. and Granath J.W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Special Publications-Geological Society of London, 312: 7-29.

Nesbitt H.W. 2003. Petrogenesis of siliciclastic sediments and sedimentary rocks. In: Lenz D.R. (Eds.), Geochemistry of Sediments and Sedimentary Rocks, Geological Association of Canada, Newfoundland, 39-51.

Nesbitt H.W. and Young G.M. 1982. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature, 299: 715-717.

Pettijohn F.J. Potter P.E. and Siever R. 1987. Sand and Sandstone (2nd Ed). Springer-Verlag, New York, 553 p.

Roser B.P. and Korsch R.J. 1986. Determination of tectonic setting of sandstone-mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio. Geology, 94: 635-650.

Roser B.P. and Korsch R.J. 1988. Provenance signatures of sandstone–mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data. Chemical Geology, 67: 119-139.

Schmidt K. Soffel H.C. 1983. Mesozoic-Cenozoic geological events in Central-East-Iran and their relation to palaeomagnetic results. Geological Survey of Iran, Report 51; 27-35.

Seyed-Emami K. 1971. A summary of the Triassic in Iran. Geological Survey of Iran, Report 20; 41-53.

Seyed-Emami K. 2003. Triassic of Iran. Facies, 48: 91-106.

Soffel H.C. Davoudzadeh M. Rolf C. and Schmidt S. 1996. New palaeomagnetic data from Central Iran and a Triassic palaeoreconstruction. Geologische Rundschau, 85: 293-302.

Stampfli G.M. 2000. Tethyan oceans. In: Bozkurt E. Winchester J.A. and Piper J.D.A. (Eds.), Tectonics and Magmatism in Turkey and the Surronding Area. Special Publications-Geological Society of London, 173: 1-23.

Stöcklin J. 1968. Structural history and tectonics of Iran: A review. The American Association of Petroleum Geologists, Bulletin 52: 1229-1258.

Stöcklin J. Eftekhar-Nezhad J. and Hushmandzadeh A. 1965. Geology of the Shotori Range (Tabas area, East Iran). Geological Survey of Iran, Report 3; 69 p.

Suttner L.J. and Dutta P.K. 1986. Alluvial sandstone composition and paleoclimate, I. Framework mineralogy. Journal of Sedimentary Petrology, 56: 329-345.

Tozer E.T. 1972. Triassic ammonoids and Daonella from the Nakhlak Group, Anarak region, Central Iran. Geological Survey of Iran, Report 28; 29-69.

Vaziri S.H. 2001. The Triassic Nakhlak Group, an exotic succession in Central Iran. In: Akinci Ö.T. Görmüş M. Kuşçu M. Karagüzel R. and Bozcu M. (Eds.), Proceedings of the 4th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology, Isparta, Turkey, 53-68.

Vaziri S.H. 2011. Sedimentary structures and depositional environment of the Ashin Formation in Nakhlak area, Central Iran. Iranian Journal of Earth Sciences (IJES), Islamic Azad University, Mashhad Branch, 3: 253-263.

Vaziri S.H. 2012. Geological map of Iran, Nakhlak mine, 1:25,000: Geological Survey and Mineral Exploration of Iran.

Vaziri S.H. and Fürsich F.T. 2007. Middle to Upper Triassic deep-water trace fossils from the Ashin Formation, Nakhlak Area, Central Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 18: 263-268.

Verma S.P. and Armstrong-Altrin J.S. 2013. New multi-dimensional diagrams for tectonic discrimination of siliciclastic sediments and their application to Precambrian basins. Chemical Geology, 355: 117-180.

Verma S.P. and Armstrong-Altrin J.S. 2016. Geochemical discrimination of siliciclastic sediments from active and passive margin settings. Sedimentary Geology, 332: 1-12.

von Eynatten H. Barceló-Vidal C. and Pawlowsky-Glahn V. 2003. Modelling compositional change: the example of chemical weathering of granitoid rocks. Mathematical Geology, 35: 231-251.

Weltje G.J. 2006. Ternary sandstone composition and provenance: an evaluation of the Dickinson model. In: Buccianti A. Mateu-Figueras G. and Pawlowsky-Glahn V. (Eds.), Compositional Data Analysis in the Geosciences: From Theory to Practice. Geological Society of London Special Publications, 264: 79-99.

Yan Z. Wang Z. Yan Q. Wang T. and Guo X. 2012. Geochemical constraints on the provenance and depositional setting of the Devonian Liuling Group, East Qinling mountains, central China: implications for the tectonic evolution of the Qinling Orogenic Belt. Journal of Sedimentary Research, 82: 9-24.

Zanchi A. Zanchetta S. Garzanti E. Balini M. Berra F. Mattei M. and Muttoni G. 2009. The Cimmerian evolution of the Nakhlak-Anarak area, Central Iran, and its bearing for the reconstruction of the history of the Eurasian margin. In: Brunet M.F. Wilmsen M. Granath J.W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society of London Special Publications, 312: 261-286.

Zuffa G.G. 1985. Optical analyses of arenites: influence of methodology on compositional results. In: Zuffa G.G. (Eds.), Provenace of Arenites. NATO-ASI Series, 148: 165-189.