پتروگرافی و ژئوشیمی ماسه‌سنگ‌های پالئوسن شمال بیرجند، خراسان جنوبی: کاربرد آن در تعیین ناحیۀ منشأ، موقعیت تکتونیکی و شرایط آب‌وهوای دیرینه

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی، دانشگاه بیرجند، ایران

2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه بیرجند، ایران

3 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه بیرجند، ایران

چکیده

بررسی‌ پتروگرافی و ژئوشیمیایی (عناصر اصلی و فرعی) نهشته‌های پالئوسن شمال بیرجند به‌منظور تعیین برخاستگاه، سنگ منشأ و شرایط هوازدگی دیرینه انجام شد. شواهد پتروگرافی ازجمله کوارتزهای مونوکریستالین نیمه‌گرد‌شده با خاموشی مستقیم، فراوانی خرده‌سنگ‌های رسوبی و به مقدار کمتر خرده‌سنگ‌های دگرگونی و ولکانیکی و همچنین رسم نتایج تجزیه‌وتحلیل مودال ذره‌های آواری روی نمودارهای QtFL و QmFlt نشان می‌دهد ماسه‌سنگ‌های پالئوسن مطالعه‌شده حاصل چرخۀ دوبارۀ رسوبات پس‌از کوه‌زایی هستند. بر اساس مطالعه‌های ژئوشیمیایی، موقعیت تکتونیکی ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده احتمالاً حاشیه قاره‌ای فعال است. اندیس‌های هوازدگی شیمیایی CIA و PIA محاسبه‌شده برای ماسه‌سنگ‌های این برش نشان‌دهندۀ شرایط هوازدگی متوسط تا زیاد در ناحیۀ منشأ هستند. داده‌های پتروگرافی، ژئوشیمیایی و نقشه‌های جغرافیایی دیرینۀ منطقه در زمان پالئوسن شرایط آب‌وهوایی نیمه‌خشک را در زمان نهشته‌شدن این ماسه‌‌سنگ‌ها نشان می‌دهند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography and geochemistry of the Paleocene sandstones from north of Birjand: Implications for provenance, tectonic setting and paleoclimate conditions

نویسندگان [English]

  • Zahra Hasani 1
  • Maryam Mortazavi Mehrizi 2
  • Seyed Nasser Raeisosadat 3
1 University of Birjand, Iran
2 University of Birjand, Iran
3 University of Birjand, Iran
چکیده [English]

Introduction

The relation between the tectonic setting, provenance and composition of siliciclastic deposits has been investigated by many researchers. The geochemistry of major and trace elements of siliciclastic deposits provides information about provenance, the paleoweathering conditions and tectonic setting of sedimentary basins. In terms of structural division, the study area is located in the Sistan Suture Zone (SSZ). The Paleocene- Eocene siliciclastic strata in the east of Iran have significant development, diversity and thickness lithologically. The studied section is located in the 17 kilometers of north of Birjand and 3 kilometers of east of Fariznuk village the most important way to reach the study area is the main road of Birjand- Mashhad. The Fariznuk section with Paleocene age is 113 meters in thickness and forms from three lithostratigraphic units consisting lower conglomerate, middle sandstone and upper carbonate units. The purpose of this study is to investigate the petrographic and geochemical properties of Fariznuk section in the north of Birjand in order to determine the provenance, tectonic setting and paleoweathering conditions.

Materials and Methods

In this study, 90 rock samples were collected from the studied sequence. The study of 35 sandstone samples components composition (modal analysis) is performed by using the point counting method of Gazi- Dickinson. Folk (1980) compositional classification of sandstones is used for studied samples. Geochemical analyses (major and some trace elements) are carried out by XRF method for 15 fine grain sandstone samples.

Discussion of Results and Conclusions

In the provenance studies, that are performed by petrographic methods, by using the compositional and textural evidences, the characteristics of provenance of sediments can be investigated. Fine to coarse grain sandstones of the studied sequence have angular to sub rounded grains with poorly to well sorting. Based on mineralogical composition these samples are litharenite (Q52.9, F7.3, RF39.8). The plutonic monocrystalline quartz in the studied sandstone samples confirms the presence of intrusive igneous rocks in the source area. While the existence of straight to weakly undolatory extinction in monocrystalline quartz together with metamorphic rock fragments are indicative the presence of metamorphic rocks with above igneous rocks in the source area. Also, the presence of volcanic rock fragments such as peridotite rock fragments from the underlying ophiolite set and andesite rock fragments, plagioclase and zircon heavy minerals can be suggested an igneous (intrusive and volcanic) provenance for these sandstones. The high abundance of sedimentary rock fragments such as sandstone, siltstone, chert and carbonate in these samples indicate a sedimentary source rock with above igneous and metamorphic rocks. Regarding to the litharenite composition of studied sandstones and high abundance of sedimentary rock fragments, in particular chert rock fragments, it seems that the erosion of older sedimentary deposits has the most role in the formation of sandstones in this region. Drawing the point counting results of the Fariznuk Sandstones on the QmFLt and QtFL (Dickinson et al. 1983) diagrams indicate that the most of samples plot in the recycled orogen area. The quartzolithic composition of studied sandstones low amounts of feldspars and high abundance of sedimentary rock fragments relative to volcanic rock fragments, probably suggest the collisional tectonic areas that are documented by drawing the QpLvLs diagram (Dickinson et al. 1983) for these samples.
In addition to petrographic data and modal analysis, the major element geochemistry can be effective in the classification of sedimentary rocks as well as separation between mature and immature sediments. Based on major oxides geochemical analysis, Fariznuk sandstone samples are located in the litharenite area in the Pettijohn et al. (1987) diagram that is correlated with petrographic data. By using the geochemical data of the siliciclastic rocks also can be obtained many information about the source rock types. The plot of geochemical results of studied samples on the presence diagrams indicates that the provenance of studied siliciclastic rocks probably were quartzose sedimentary, felsic and intermediate igneous rocks that are matched with petrographic results. The results of the major oxides analysis of Fariznuk sandstone samples are drawn in different diagrams to determine the tectonic setting of these sediments. The studied sandstone samples are plotted in the active continental margin and island arc tectonic settings. The Sistan Suture Zone (SSZ) during Cretaceous to Early Paleocene, prior to sedimentation of the studied siliciclastic deposits, was tectonically active and some researchers documented the existence of magmatic arcs associated with subduction at this time. Therefore, the results of geochemical and petrographical data of the studied sandstone samples (active continental margin and island arcs) can be correlated with the Sistan Suture Zone tectono magmatic conditions at this time. According to geological map of this region, the probable source rocks of the studied siliciclastic deposits were ophiolite units, felsic and intermediate igneous rocks (granite, andesite and tuff) and cretaceous flysch rocks (shale, sandstone, limestone and conglomerate) with cretaceous age in the western and southwestern parts of the Fariznuk section.
The calculated chemical weathering index of Fariznuk sandstone samples (CIA, PIA) indicates medium to high paleoweathering conditions in the source area. According to petrographical and geochemical studies and its integration with world paleogeographic map during the Paleocene time, the climatic conditions

کلیدواژه‌ها [English]

  • Provenance
  • Petrography
  • Geochemistry
  • Paleocene sequence
  • north of Birjand

مقدمه

مطالعۀ برخاستگاه شامل تفسیر منشأ سنگ‌شناسی رسوبات و یا سنگ‌های رسوبی سیلیسی آواری است (Nagarajan et al. (2017. همواره نهشته‌های سیلیسی آواری از عواملی مانند نوع سنگ منشأ، آب‌وهوا، هوازدگی، مسافت حمل‌ونقل، پستی‌وبلندی و تغییرات دیاژنزی پس‌از رسوب‌گذاری تأثیر می‌پذیرند (VonEynatten 2003; Jin et al. 2006; Gabo et al. (2009; Nagarajan et al. 2017. مطالعۀ برخاستگاه رسوبات یا سنگ‌های رسوبی بر اساس ترکیب ژئوشیمیایی و کانی‌شناسی آنها امکان‌پذیر است. پژوهشگران بسیاری رابطۀ میان موقعیت زمین‌ساختی، برخاستگاه و ترکیب نهشته‌های سیلیسی آواری را بررسی کرده‌اند (برای نمونه،Dickinson and Suczek 1979; Bhatia and Crook 1986; Cullers 1994; Armstrong - Altrin et al. 2004; Jafarzadeh and Hosseini- Barzi 2008). ژئوشیمی عناصر اصلی و فرعی رسوبات سیلیسی آواری اطلاعاتی دربارۀ انواع سنگ منشأ، شرایط هوازدگی دیرینه و موقعیت زمین‌ساختی حوضه‌های رسوبی ارائه می‌دهد(Nesbitt and Young 1982; Cullers 1995; Armstrong –Altrin et al. 2004; Nagarajan et al. 2007a,b; Nagarajan et al. 2014; Armstrong-Altrin et al. 2015). منطقۀ مطالعه‌شده بخشی از پهنۀ ساختاری شرق ایران در مجاورت حاشیۀ شمال باختری بلوک لوت است. این بخش در تقسیم‌بندی پهنه‌های رسوبی- ساختاری ایران با عنوان حوضۀ فلیشی خاور ایران نام گرفته است (Aghanabati 2004) و به‌علت نبود دسترسی و به‌هم‌ریختگی زمین‌شناسی شرق کشور، پیشینۀ مطالعه‌های زمین‌شناسی در این بخش از ایران اندک است. سنگ‌های قدیمی‌تر از کرتاسه در حوضۀ فلیشی شرق ایران رخنمون ندارند ( Stoecklin et al. 1972). تشکیل سنگ‌های رسوبی پالئوژن در ناحیۀ بیرجند از زمان پالئوسن- ائوسن به دنبال فاز کوه‌زایی لارامید آغاز شده و سرانجام در اواخر ائوسن میانی پایان گرفته است (Aghanabati 2004). عمده مطالعه‌های انجام‌شده دربارۀ نهشته‌های پالئوسن - ائوسن شمال بیرجند به بررسی‌های فسیل‌شناسی و تعیین سن با استفاده از فسیل‌ها محدود شده است(برای نمونه،Moetamedshariati and Raeisossadat 2005; Zallaghizadeh et al. 2013; Mohammadi et al. 2015 ). مطالعه‌های رسوب‌شناسی، پتروگرافی و ژئوشیمی نهشته‌های سیلیسی آواری در این منطقه بسیار محدود هستند (Fouladi (Talari 2017 و تاکنون مطالعه‌ای در این زمینه در برش مدنظر انجام نشده است؛ از‌این‌رو، انجام مطالعه‌های بیشتر در این منطقه به‌منظور تکمیل مطالعه‌های پیشین و بررسی موارد یادشده لازم به نظر می‌رسد. هدف مطالعۀ حاضر، بررسی ویژگی‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی ماسه‌سنگ‌های پالئوسن شمال بیرجند به‌منظور تعیین سنگ منشأ، موقعیت تکتونیکی و شرایط آب‌وهوای دیرینه است.

 

موقعیت زمین‌شناسی ناحیۀ مطالعه‌شده

محدودۀ مطالعه‌شده ازنظر تقسیم‌بندی ساختاری در زون فلیشی شرق ایران (Aghanabati 2004) یا زون زمین‌درز سیستان[1] (SSZ) (Tirrul et al. 1983) واقع شده است. Tirrul و همکاران مهم‌ترین بررسی‌های زمین‌شناسی در این پهنه را انجام داده‌اند و حاصل مطالعه‌های آنها در سال 1983 در مقاله‌ای با نام زون زمین‌درز سیستان در شرق ایران منتشر شده است. زون زمین‌درز سیستان در شرق ایران به‌شکل کمربندی با روند شمالی- جنوبی و طول بیش از 700 کیلومتر امتداد دارد و از زمان کرتاسۀ پیشین تا پالئوسن بین دو بلوک قاره‌ای لوت در غرب و بلوک افغان در شرق قرار داشته است (Tirrul (et al. 1983 (شکل 1). در زون یادشده، یک مجموعه فرورانش به‌عنوان شاهدی از بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس به‌سمت شمال طی کرتاسۀ پیشین تا پالئوسن به‌علت برخورد بلوک لوت ایران مرکزی و میکروقارۀ افغان وجود دارد (Tirrul (et al. 1983. گوۀ برافزایندۀ تغییر‌شکل‌یافتۀ SSZ طی تخریب با یک حوضۀ اقیانوسی نئوتتیس کوچک جایگزین شده است که اقیانوس سیستان نامیده می‌شود (Tirrul et al. 1983)؛ در این رابطه، بلوک لوت در پلیت ایران مرکزی واقع شده است و به‌وسیلۀ زون اقیانوس سیستان از بلوک افغان جدا می‌شود. این زون یکی از حوضه‌های باقیمانده‌ای است که بین دو قطعه میکروقاره در نتیجۀ برخورد تکتونیکی و مهاجرت بلوک لوت به‌سمت بلوک افغان واقع شده است (Brocker et (al. 2013. Tirrul et al. (1983) زون زمین‌درز سیستان را به دو واحد اصلی تقسیم کرده است: مجموعۀ نه- رتوک (گوۀ برافزایندۀ ملانژ) تا غرب و حوضۀ جلوی قوسی سفیدابه یا زون اقیانوس سیستان. تکامل تکتونیکی زون زمین‌درز سیستان با جای‌گیری افیولیت‌ها و افیولیت‌ملانژهای کرتاسه ادامه می‌یابد و سپس با رسوب‌گذاری فلیش‌های کرتاسۀ پسین- ائوسن دنبال می‌شود (Babazadeh and De Wever 2004; Fotoohi-Rad et al. 2009). هر دو مجموعۀ رتوک و نه شامل افیولیت‌ملانژها، نهشته‌های دگرگون‌شده و دگرگون‌نشده هستند. در زون اقیانوس سیستان، نهشته‌های فلیشی (ماستریشتین تا ائوسن) به‌شکل ناپیوسته مجموعه‌های رتوک و نه را می‌پوشانند که نشانه‌ای از موقعیت جلوی قوسی در نظر گرفته می‌شود (Tirrul et al. 1983; Bayet- Goll et al. 2016).

 

 

 

 

شکل 1- نمایی از a. موقعیت زون فلیش شرق ایران یا زون زمین‌درز سیستان که در حد بین بلوک لوت و افغان به وجود آمده است، b. دو واحد اصلی نه- رتوک و سفیدابه در آن (اقتباس با تغییراتی از Tirrul et al. 1983)

 

 

توالی نهشته‌های سیلیسی آواری پالئوسن- ائوسن در شرق ایران ازنظر سنگ‌شناسی دارای گسترش، تنوع و ضخامت درخور توجهی است. برش مطالعه‌شده در 40 کیلومتری شمال بیرجند و 5 کیلومتری خاور روستای فریزنوک قرار دارد (شکل 2) و جادۀ اصلی بیرجند - مشهد مهم‌ترین راه دستیابی به منطقه است. در نقشۀ زمین‌شناسی 1:100000 روم (Shahidi et al. 2000)، محدودۀ مطالعه‌شده بین "84/17 '01 °33 تا '01 °33 "85/26 عرض شمالیو"85/48 '07 °59 تا "36/57 '07 °59 طول شرقی قرار دارد. برش فریزنوک با سن پالئوسن دارای ضخامت 221 متر است و از سه واحد سنگ‌چینه‌ای شامل (1) واحد کنگلومرایی- ماسه‌سنگی زیرین، (2) واحد ماسه‌سنگی میانی و (3) واحد کربناتی فوقانی تشکیل شده است (شکل 3). کنگلومراهای واحد 1 به‌شکل فرسایشی روی مجموعۀ افیولیتی قرار می‌گیرند و در مرز بالایی واحد 3 با مرزی تدریجی به نهشته‌های مارن تبدیل می‌شوند. واحد کنگلومرایی- ماسه‌سنگی زیرین با ضخامت 96/84 متر از تناوب طبقه‌های کنگلومرایی ضخیم‌لایه و ماسه‌سنگ‌های متوسط‌لایۀ ورقه‌ای تا عدسی‌شکل تشکیل شده است. طبقه‌های کنگلومرایی این واحد پلی‌میکتیک و غنی از قطعه هستند و بیشتر قطعه‌های آن از مجموعۀ افیولیتی زیرین‌اند. واحد ماسه‌سنگی میانی با ضخامت 93/96 متر از لایه‌های ماسه‌سنگی همراه با میان‌لایه‌های مارنی و آهکی تشکیل شده است. واحد کربناتی فوقانی 11/39 متر ضخامت دارد و از سنگ‌های آهکی همراه با میان‌لایه‌های مارنی تشکیل شده است (شکل 4).

 

 

 

 

شکل 2- موقعیت جغرافیایی و راه های دسترسی به برش فریزنوک

 

شکل 3- تصویر صحرایی واحدهای چینه‌شناسی برش مطالعه‌شده؛ A. واحد کنگلومرایی- ماسه‌سنگی زیرین (واحد 1)، B. واحد ماسه‌سنگی میانی (واحد 2)، C. واحد کربناته فوقانی (واحد 3)

 

شکل 4- ستون چینه‌شناسی برش مطالعه‌شده

 

 

تفسیر محیط رسوب‌گذاری نهشته‌های پالئوسن برش فریزنوک بر مبنای تفکیک رخساره‌های سنگی و بررسی تغییرات عمودی و جانبی رخساره‌ای و ویژگی‌های پتروگرافی انجام شده است. رخساره‌های این توالی در دو محیط قاره‌ای و دریایی بر جای گذاشته شده‌اند. نهشته‌های سیلیسی آواری قاره‌ای (مطالعۀ حاضر) در سیستم رودخانه‌ای بریده‌بریده و نهشته‌های سیلیسی آواری- کربناتۀ دریایی برش یادشده احتمالاً در پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ نهشته شده‌اند (Zallaghizadeh et al. 2013).

 

روش مطالعه

در مطالعۀ حاضر، تعداد 90 نمونۀ سنگی از توالی مطالعه‌شده جمع‌آوری شد. نمونه‌های ماسه‌سنگی بر اساس ویژگی‌های پتروگرافی، هوازده‌نبودن و پوشش کامل ضخامت توالی مدنظر انتخاب شدند. ترکیب دانه‌های سازندۀ 35 نمونۀ ماسه‌سنگی (تجزیه‌وتحلیل مودال) به روش شمارش نقطه‌ای Gazzi-Dickinson (Gazzi 1966; Dickinson 1970; Ingersoll et al. 1984; Zuffa 1985) بررسی شد. طبقه‌بندی انواع دانه‌ها بر مبنای روش Dickinson (1985) انجام شد (جدول 1). دانه‌های اصلی بر اساس 300 تا 350 شمارش در هر مقطع نازک میکروسکوپی شمارش شدند؛ داده‌های تجزیه‌وتحلیل مودال که از شمارش نقطه‌ای دانه‌های چارچوب محاسبه شدند در جدول‌های 2 و 3 ارائه شده‌اند. برای نام‌گذاری ماسه‌سنگ‌ها از طبقه‌بندی (Folk 1980) استفاده شد. تجزیه‌وتحلیل‌های ژئوشیمیایی (عناصر اصلی و برخی عناصر فرعی) 15 نمونه (ماسه‌سنگ‌های ریزدانه) به روش فلورسانس اشعه ایکس (XRF) روی قرص‌‌های فشرده و بر مبنای روش Ahmedali (1989) در آزمایشگاه شرکت آمتیس شرق (مشهد) با دستگاه(Uniquant- Software) Philips PW XRF Spectrometer و نرم‌افزار And X40 انجام شد (جدول‌های 4 و 5). دقت تجزیه‌وتحلیل اکسیدهای اصلی بیشتر از 5 درصد و خطای نسبی عناصر اصلی کمتر از 2 درصد بود. فقدان در اثر اشتعال (Loss On Ignition: LOI) از وزن کل نمونه پس‌از احتراق در درجه‌حرارت 1000 درجۀ سانتی‌گراد به‌مدت 2 ساعت محاسبه شد؛ علاوه‌‌بر‌این، آهن کل به‌شکل Fe2O3 بیان شد.


 

جدول 1- نشانه‌های اختصاری به‌کار‌رفته در جدول‌ها و نمودارهای استفاده‌شده در مطالعۀ حاضر

Non undulouse monocrystalline quartz.

Qm non

Undulouse monocrystalline quartz.

Qm un

Qp>3 crystal units per grain.

Qp>3

Qp2-3 crystal units per grain.

Qp2-3

Monocrystalline quartz (Qm non+Qm un).

Qm

Polycrystalline quartz (Qp2-3+Qp>3).

Qp

Total quartzose grains (Qm+Qp).

Qt or Q

Total feldespar grains.

F

Sedimentary rock fragments.

Ls

Volcanic-metavolcanic rock fragments.

Lv

Metamorphic rock fragments.

Lm

Metavolcanic rock fragments.

Lvm

Metasedimentary rock fragments.

Lsm

Unstable siliciclastic lithic fragment (volcanic+sedimentary and Metasedimentary)

L

Total siliciclastic lithic fragments (L+Qp).

Lt

Total unstable rock fragments and chert used for Folk (1980) classification.

RF

 


پتروگرافی

در مطالعه‌های برخاستگاهی که با استفاده از روش‌های پتروگرافی انجام می‌شوند ویژگی‌های سنگ منشأ رسوبات با استفاده از شواهد ترکیبی و بافتی بررسی می‌شوند (Pettijohn et al. 1987). مطالعه‌های میکروسکوپی دقیق روی دانه‌های کوارتز (Basu et al. 1975)، انواع فلدسپات‌ها (Pittman 1970)، خرده‌سنگ‌ها (Pettijohn et al. 1987) و کانی‌های سنگین (Morton 1985) ازجمله روش‌های متداول پتروگرافی هستند.

ماسه‌سنگ‌های دانه‌ریز تا دانه‌درشت (اندازۀ دانه‌ها بین 09/0 تا 94/0 میلی‌متر متغیر است) توالی مطالعه‌شده دارای ذره‌های زوایه‌دار تا نیمه‌‌گرد‌شده با جورشدگی ضعیف تا خوب هستند. نمونه‌های مطالعه‌شده از دیدگاه ترکیب کانی‌شناسی (Folk 1980) لیتارنایت Q52.9, F7.3, RF39.8)) هستند (شکل 5 و جدول 2). کوارتز در این ماسه‌سنگ‌ها بیشتر به‌شکل تک‌بلوری )پلوتونیکی( با خاموشی مستقیم و به مقدار کمتر خاموشی موجی (خاموشی موجی ضعیف 5>) (شکل B6) و همچنین چندبلوری (تبلور مجدد و کشیده) از نوع کوارتزهای چندبلور با بیش از 3 دانه (Qp>3) دیده می‌شود (شکل‌های A6 و B6). خرده‌سنگ‌ها به‌ترتیب فراوانی شامل خرده‌سنگ‌های رسوبی (ماسه‌سنگی، سیلتستونی، چرتی و کربناته)، خرده‌سنگ آتشفشانی (آندزیتی و افیولیتی) و خرده‌سنگ دگرگونی )اسلیتی) هستند (شکل‌های A6 و C6 تا F6). در بیشتر نمونه‌ها، فراوانی فلدسپات‌ها نسبت به کوارتز و خرده‌سنگ کمتر است و فراوانی پلاژیوکلاز نسبت به فلدسپات پتاسیم‌دار بیشتر است (شکل F6). میکروکلین به مقدار بسیار کم (کمتر از 1 درصد) در نمونه‌ها دیده می‌شود (شکل A6). کانی‌های اپک، میکا، گلاکونیت و زیرکان با فراوانی کمتر از 1 درصد دیگر اجزای تشکیل‌دهندۀ این ماسه‌سنگ‌ها هستند (شکل‌های C6 تا E6). این ماسه‌سنگ‌ها بدون ماتریکس رسی هستند و فضای خالی بین دانه‌ها با سیمان کربناته (به‌شکل موزائیکی دروزی، بلوکی و پویکیلوتوپیک) پر می‌شود. از دیدگاه بلوغ بافتی و بر اساس میزان رس ماتریکسی، جورشدگی و گرد‌شدگی دانه‌ها، بلوغ بافتی ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده نبمه‌بالغ تا بالغ است.

 

شکل 5- نمودار طبقه‌بندی ترکیبی ماسه‌سنگ‌ها (Folk 1980)؛ بیشتر نمونه‌های مطالعه‌شده در محدودۀ لیتارنایت و یک نمونه در محدودۀ ساب‌لیتارنایت قرار می‌‌‌گیرند.

 

دانه‌های کوارتز تک‌بلور پلوتونیکی در نمونه‌های مطالعه‌شده مؤید وجود سنگ‌های آذرین نفوذی (احتمالاً گرانیتی) در ناحیۀ منشأ رسوبات هستند؛ در‌حالی‌که وجود دانه‌های کوارتز تک‌بلور با خاموشی مستقیم تا موجی ضعیف و کوارتزهای چند‌بلور تبلور مجدد و کشیده همراه با خرده‌سنگ‌های دگرگونی نشان‌دهندۀ حضور سنگ‌های دگرگونی همراه با سنگ‌های آذرین نفوذی در ناحیۀ منشأ است. بر اساس نتایج مطالعه‌های پتروگرافی، انواع دانه‌های کوارتز و استفاده از درصد کوارتزهای چند‌بلور در برابر کوارتزهای تک‌بلور دارای خاموشی مستقیم و موجی ضعیف، ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده در نمودار دو مثلثی Basu et al. (1975) در محدودۀ سنگ منشأ پلوتونیکی و در نمودار دو مثلثی Tortosa et al. (1991) در محدودۀ سنگ منشأ گنایسی قرار می‌گیرند (شکل‌های a7 و b7)؛ همچنین وجود خرده‌سنگ‌های آتشفشانی (خرده‌های پریدوتیتی از مجموعه افیولیتی زیرین و خرده‌های آندزیتی)، پلاژیوکلاز و کانی سنگین زیرکان منشأ آذرین (نفوذی و ولکانیکی) را برای این ماسه‌سنگ‌ها پیشنهاد می‌کند. فراوانی زیاد خرده‌سنگ‌های رسوبی مانند ماسه‌سنگی، سیلتستونی، چرتی و کربناته در این نمونه‌ها از نشانه‌های سنگ منشأ رسوبی همراه با سنگ‌های آذرین و دگرگونی است که نمودار Weltje (1994) (شکل 15) نیز آن را تأیید می‌کند. با‌توجه‌به ترکیب لیتارنایتی ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده و فراوانی زیاد خرده‌های رسوبی به‌ویژه خرده‌سنگ‌های چرتی به نظر می‌رسد فرسایش نهشته‌های رسوبی قدیمی‌تر بیشترین نقش را در تشکیل ماسه‌‌سنگ‌های این منطقه داشته است (برای نمونه، Dickinson 1985; Morton 1985; Osae et al. 2006).

 

 

 

 

شکل6- تصاویر میکروسکوپ پلاریزان (نور XPL) از اجزای ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده؛ A. کوارتز پلی‌کریستالین تبلور مجدد (RQ)، خرده کربناته (Ca) و میکروکلین (MicB. کوارتز مونوکریستالین پلوتونیکی (Pl) و کوارتز پلی‌کریستالین کشیده (StQ)، C. خرده سیلستونی (Sil)، خرده چرتی (Ch)، زیرکان (Zr) و خرده کربناته Ca)D. خرده ماسه‌سنگی (Sa)، کانی اپک (Op)،E . میکا (Mic)، خرده دگرگونی (Sl)،F . فلدسپات پتاسیم‌دار Ort))، خرده ولکانیکی (Vo)، پلاژیوکلاز (Pla)، گلاکونیت (Gl).

 

 

تجزیه‌وتحلیل مودال

نتایج دانه‌شماری ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده روی نمودارهای QmFLt (شکل a8) و QtFL (شکل b8) (Dickinson et al. 1983) در محدودۀ کوه‌زایی با چرخۀ مجدد قرار می‌گیرند. همان‌طور که در جدول (2) دیده می‌شود خرده‌سنگ‌های رسوبی دارای فراوانی زیادی نسبت به خرده‌سنگ‌های آتشفشانی و خرده‌سنگ‌های دگرگونی در نمونه‌های مطالعه‌شده‌اند. ترکیب کوارتز و لیتیک ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده، مقدار کم فلدسپات‌ها و درصد فراوانی بیشتر خرده‌سنگ‌های رسوبی نسبت به خرده‌سنگ‌های آتشفشانی احتمالاً مناطق تکتونیکی برخوردی را پیشنهاد می‌کنند که نمودار QpLvLs Dickinson et al. (1983) (شکل C8) رسم‌شده برای نمونه‌‌های ماسه‌سنگی نیز آن را تأیید می‌کند.

 

 

جدول 2- نتایج دانه‌شماری اجزای تشکیل‌دهندۀ ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده

SUM

Carbonate Cements

Opaque m.

Heavy m.

Mica

MRF

VRF

silt

sand

carb

chert

P

K

Qp

Qm

un

Qm

non

Sample

N.

350

57

4

3

3

17

4

11

42

30

22

13

8

10

12

114

F4

349

56

5

3

3

4

4

19

25

58

10

2

8

21

12

119

F6

350

52

6

3

3

7

11

9

25

58

22

3

4

25

8

114

F9

350

35

7

3

3

10

14

30

40

22

18

5

9

28

6

120

F11

350

49

5

0

3

10

0

22

25

55

20

3

4

21

10

123

F13

350

34

14

1

2

6

3

48

30

28

20

7

7

24

10

116

F14

350

35

10

0

1

10

14

37

15

33

28

7

10

28

10

112

F15

347

33

17

0

1

14

3

30

15

37

26

7

14

21

10

119

F16

331

29

13

1

3

13

6

30

26

23

16

9

14

26

10

112

F17

302

45

3

1

1

12

6

32

15

30

19

7

8

12

5

106

F19

300

34

6

1

1

15

3

32

14

30

26

7

8

6

10

107

F20

304

31

6

1

1

18

1

32

16

31

17

7

11

12

10

110

F21

302

36

9

1

1

12

9

31

18

20

18

7

11

24

10

95

F23

300

45

6

1

1

9

12

30

15

20

18

7

11

11

11

103

F24

303

30

15

1

1

15

3

30

13

18

20

8

10

18

11

109

F25

300

37

6

1

1

15

9

30

20

16

18

7

8

24

10

98

F26

299

44

3

1

1

12

9

28

18

14

22

7

8

18

5

109

F27

302

54

7

1

1

5

6

27

22

14

18

5

7

15

10

110

F28

299

42

9

1

1

6

9

22

18

41

15

3

6

18

10

98

F30

299

33

12

1

1

11

3

22

9

18

35

4

9

12

10

119

F31

297

39

6

1

1

10

9

8

18

16

33

3

9

15

10

119

F32

300

36

3

1

1

8

2

22

8

27

30

2

8

14

10

128

F33

304

40

11

1

1

13

7

23

8

14

30

2

7

15

10

122

F34

301

45

6

1

1

10

5

24

8

16

33

2

10

14

14

112

F35

295

42

8

1

1

12

5

27

22

16

14

3

10

17

10

107

F38

301

54

6

1

1

5

10

16

10

21

33

3

6

21

8

106

F39

348

70

7

0

0

2

14

47

17

14

20

3

8

17

10

119

F40

347

68

7

0

0

6

14

45

17

22

10

3

1

21

13

120

F41

349

87

6

0

1

3

6

41

18

22

14

4

6

18

13

110

F46

343

105

6

1

1

2

4

26

16

18

20

4

7

14

13

106

F48

346

73

2

0

0

1

24

16

28

47

11

6

13

19

10

96

F50

352

28

3

0

1

7

10

30

22

109

11

6

12

25

10

78

F51

350

88

25

0

0

0

2

5

10

33

22

6

15

8

20

116

F52

303

49

16

0

1

0

2

4

14

30

15

7

15

9

18

123

F54

298

51

18

0

1

0

1

4

4

36

10

7

16

12

17

121

F58

جدول 3- درصد فراوانی اجزای تشکیل‌دهندۀ نمونه‌های ماسه‌سنگی منطقۀ فریزنوک

Lt=Qp+L

L=Lvm+Lsm

Lm

Lv

Ls

Silt

Sand

Carb

Chert

F

P

K

Qt

Qp>3

Qm un

Qm non

Sample N.

38.5

35.7

4.8

1.1

29.8

3.1

12.0

8.5

6.2

6.0

3.7

2.3

38.7

2.8

3.4

32.5

F4

34.9

34.1

1.1

1.1

31.9

5.4

7.1

16.6

2.8

1.1

0.5

0.6

38.3

0.8

3.4

34.1

F6

44.5

37.4

2

3.1

32.3

2.5

7.1

16.5

6.2

1.9

0.8

1.1

41.9

7.1

2.3

32.5

F9

46.0

38.0

2.8

4.0

31.2

8.5

11.4

6.2

5.1

3.9

1.4

2.5

43.9

8.0

1.7

34.2

F11

43.5

37.5

2.8

0.0

34.7

6.2

7.1

15.7

5.7

1.9

0.8

1.1

43.9

6.0

2.8

35.1

F13

45.2

38.4

1.7

0.8

35.9

13.7

8.5

8.0

5.7

4.0

2.0

2.0

42.7

6.8

2.8

33.1

F14

46.9

38.9

2.8

4.0

32.1

10.5

4.2

9.4

8.0

4.8

2.0

2.8

42.8

8.0

2.8

32.0

F15

41.9

35.8

4.0

0.8

31.0

8.6

4.3

10.6

7.5

6.0

2.0

4.0

43.1

6.1

2.8

34.2

F16

42.1

34.3

3.9

1.8

28.6

9.1

7.8

6.9

4.8

6.9

2.7

4.2

44.6

7.8

3.0

33.8

F17

41.3

37.4

3.9

1.9

31.6

10.5

4.9

9.9

6.3

4.9

2.3

2.6

40.7

3.9

1.7

35.1

F19

41.8

39.8

5.0

1.0

33.8

10.6

4.6

10.0

8.6

4.9

2.3

2.6

40.9

2.0

3.3

35.6

F20

41.5

37.6

5.9

0.3

31.4

10.5

5.2

10.2

5.5

5.9

2.3

3.6

43.2

3.9

3.2

36.1

F21

43.3

35.4

3.9

2.9

28.6

10.2

5.9

6.6

5.9

5.9

2.3

3.6

42.6

7.9

3.3

31.4

F23

38.2

34.6

3.0

4.0

27.6

10.0

5.0

6.6

6.0

5.9

2.3

3.6

41.5

3.6

3.6

34.3

F24

38.4

32.5

4.9

0.9

26.7

9.9

4.3

5.9

6.6

5.9

2.6

3.3

45.6

5.9

3.6

36.1

F25

43.9

35.9

5.0

3.0

27.9

10.0

6.6

5.3

6.0

4.9

2.3

2.6

43.9

8.0

3.3

32.6

F26

40.2

34.2

4.0

3.0

27.2

9.3

6.0

4.6

7.3

4.9

2.3

2.6

44.0

6.0

1.6

36.4

F27

35.3

30.4

1.9

1.9

26.6

8.9

7.2

4.6

5.9

3.9

1.6

2.3

44.6

4.9

3.3

36.4

F28

43.0

37.0

2.0

3.0

32.0

7.3

6.0

13.7

5.0

3.0

1.0

2.0

42.0

6.0

3.3

32.7

F30

36.7

32.7

3.7

1.0

28.0

7.3

3.0

6.0

11.7

4.3

1.3

3.0

47.0

4.0

3.3

39.7

F31

35.7

20.7

0.3

3.4

17.0

3.0

2.6

6.1

5.3

4.0

1.0

3.0

48.5

5.1

3.3

40.1

F32

36.7

32.1

2.6

0.6

28.9

7.3

2.6

9.0

10.0

3.2

0.6

2.6

50.5

4.6

3.3

42.6

F33

28.4

23.5

4.2

2.3

17.0

2.3

7.5

2.6

4.6

2.9

0.6

2.3

48.2

4.9

3.2

40.1

F34

36.2

31.6

3.3

1.6

26.7

7.9

2.6

5.3

10.9

3.9

0.6

3.3

46.4

4.6

4.6

37.2

F35

36.8

31.1

4.1

1.6

25.4

9.1

7.4

5.4

3.5

4.3

1.0

3.3

45.2

5.7

3.3

36.2

F38

38.2

31.3

1.6

3.3

26.4

5.3

3.3

6.9

10.9

2.8

0.9

1.9

44.7

6.9

2.6

35.2

F39

37.3

32.5

0.5

4.0

28.0

13.5

4.8

4.0

5.7

3.0

0.8

2.2

41.7

4.8

2.8

34.1

F40

38.6

32.5

1.7

4.0

26.8

12.9

4.8

6.3

2.8

1.0

0.8

0.2

44.3

6.1

3.7

34.5

F41

34.7

29.6

0.8

1.7

27.1

11.7

5.1

6.3

4.0

2.8

1.1

1.7

40.3

5.1

3.7

31.5

F46

28.9

24.8

0.5

1.2

23.1

7.5

4.6

5.2

5.8

3.1

1.1

2.0

38.7

4.1

3.7

30.9

F48

41.8

36.4

0.2

6.9

29.3

4.6

8.1

13.5

3.1

5.4

1.7

3.7

35.9

5.4

2.8

27.7

F50

57.4

50.3

1.9

2.8

45.6

8.5

6.2

30.9

3.1

5.1

1.7

3.4

32.0

7.1

2.8

22.1

F51

22.5

20.3

0.0

0.5

19.8

1.4

2.8

9.4

6.2

5.9

1.7

4.2

41.0

2.2

5.7

33.1

F52

24.2

21.3

0.0

0.6

20.7

1.32

4.6

9.9

4.9

7.2

2.3

4.9

49.3

2.9

5.9

40.5

F54

22.3

18.3

0.0

0.3

18.0

1.3

1.3

12.1

3.3

7.6

2.3

5.3

50.3

4.0

5.7

40.6

F58

 

شکل 7- a. نمودار Basu et al. (1975)سنگ منشأ پلوتونیکی و b. نمودار Tortosa et al. (1991) سنگ منشأ گنایسی را برای ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده نشان می‌دهد.

 

شکل 8- داده‌های حاصل از تجزیه‌وتحلیل مودال در نمودارهای (1983)Dickinson et al.،a. QmFLt و b. QtFLدر محدودۀ کوه‌زایی با چرخۀ مجدد و در نمودار c. QpLvLs در محدودۀ منبع کمربند چین‌خورده - تراستی و درزه برخوردی قرار می‌گیرند.

 

 

نتایج ژئوشیمی

نتایج تجزیۀ عناصر اصلی و فرعی 15 نمونۀ ماسه‌سنگی منطقۀ فریزنوک در جدول‌های (4) و (5) ارائه شده‌اند. همان‌طور ‌که در جدول (4) مشاهده می‌شود در این نمونه‌های ماسه‌سنگی مقدار SiO2 (43/57 تا 21/67 درصد)، Al2O3 (14/9 تا 89/11 درصد)، Na2O (24/1 تا 35/2 درصد)، MgO ( 41/1 تا 24/3 درصد)،  K2O(31/1 تا 05/2 درصد)، Fe2O3 (71/2 تا 83/5 درصد) و CaO (96/2 تا 9/6 درصد) در تغییر است. مقدار اکسیدهای عناصر اصلی (TiO2، MnO و P2O5) در نمونه‌های یادشده درمجموع کمتر از 2 درصد است.

نمونه‌های ماسه‌سنگی منطقۀ فریزنوک حاوی مقادیر زیادی Ba (ppm 430-68)، Cr (ppm 139-27)، Cu (ppm 573-32)، Cl (ppm 243-25)، Sr (ppm 498-74)، Zr (ppm 214-58)، Zn ( ppm367-53) است و مقادیر Rb (ppm 80-54)، Ni (ppm 50-19)، Co (ppm 15-5)، Nb (ppm 16-0)، Ni (ppm 50-19)، Th (ppm 8-0)، Ce (ppm 75-9)، Pb (ppm 30-17)، Y (ppm 33-23) و Mo (ppm 12-6) و U (ناچیز) در بیشتر نمونه‌های مطالعه‌شده کم است (جدول 5).

 

 

جدول 4- نتایج تجزیه‌وتحلیل عنصری (عناصر اصلی بر حسب درصد وزنی) ماسه‌سنگ‌های برش فریزنوک

LOl

PIA

CIA

Fe2O3

P2O5

CaO

MnO

TiO2

K2O

MgO

Na2O

Al2O3

SiO2

Sample N.

11.12

75.04

69.88

3.38

0.06

6.9

0.08

0.35

1.57

2.38

1.51

10.65

61.92

F4

10.20

87.13

71.68

3.71

0.04

4.39

0.07

0.34

1.13

2.95

1.24

9.14

66.67

F6

9.3

77.02

72.29

4.67

0.05

3.32

0.05

0.48

1.31

3.07

1.42

10.83

65.40

F11

9.93

77.09

72.55

4.83

0.05

4.02

0.06

0.45

1.49

3.24

1.36

11.13

63.35

F14

9.35

77.57

72.33

5.33

0.06

5.09

0.06

0.58

1.38

3.22

1.32

10.51

63.00

F16

9.37

72.87

68.59

4.33

0.05

2.96

0.07

0.47

1.39

2.22

1.64

10.20

67.21

F19

10.14

76.03

69.94

3.17

0.07

6.01

0.06

0.39

1.99

1.68

1.56

11.89

62.93

F21

9.86

75.5

70.28

4.35

0.07

4.97

0.06

0.43

1.65

2.68

1.57

11.33

62.93

F24

10.03

73.68

71.59

4.91

0.05

4.60

0.05

0.56

1.30

3.13

1.49

10.79

62.98

F25

11.71

73.08

67.04

2.71

0.06

6.48

0.07

0.26

2.05

1.46

1.56

10.52

62.95

F27

10.21

73.01

67.89

3.42

0.06

4.58

0.06

0.33

1.93

1.83

1.82

11.78

63.80

F32

8.06

72.75

65.62

3.78

0.05

5.54

0.05

0.36

1.53

2.04

1.93

10.29

66.26

F34

12.25

73.52

68.67

3.19

0.06

6.83

0.06

0.39

1.61

1.53

1.64

10.72

61.61

F38

14.09

73.5

68.89

3.06

0.06

5.63

0.08

0.35

1.53

1.41

1.66

10.74

61.22

F41

14.10

63.79

60.65

5.83

0.09

4.34

0.12

0.78

1.91

2.61

2.35

10.19

57.43

F52

6

-

-

-

0.16

1.3

0.11

1

3.7

2.2

1.2

18.9

62.8

PAAS

0

-

-

-

0

4.2

0.08

0.5

3.4

2.2

3.9

15.2

66

UCC

 

جدول 5- نتایج تجزیه‌وتحلیل عنصری (عناصر فرعی بر حسب ppm) ماسه‌سنگ‌های برش فریزنوک

Mo

Zn

Zr

Y

V

Sr

Rb

Pb

Cl

Ni

Nb

Cu

Cr

Co

Ba

Sample

6

53

73

29

56

134

66

22

153

19

4

32

101

8

106

F4

10

278

58

24

52

74

54

20

35

50

4

302

36

9

68

F6

8

84

107

23

65

78

62

20

84

36

7

86

32

9

140

F11

6

90

104

26

66

115

61

22

56

24

14

66

40

11

186

F14

7

141

60

25

80

119

59

17

81

22

6

85

77

11

228

F16

12

102

81

24

65

103

61

22

50

36

11

121

48

9

176

F19

10

87

102

27

54

89

80

21

74

28

4

92

34

7

204

F21

9

122

91

28

63

171

67

18

99

27

4

104

64

7

180

F24

8

118

150

23

75

169

59

22

37

29

4

56

66

11

177

F25

10

365

72

33

41

197

79

29

51

22

7

573

71

5

200

F27

9

272

80

30

51

208

74

23

91

25

5

310

27

7

225

F32

8

152

79

26

55

221

70

24

121

25

1

191

47

8

190

F34

8

116

89

28

55

245

67

17

25

25

0

152

41

6

184

F38

7

337

82

23

54

271

67

28

243

47

5

449

28

7

81

F41

8

367

214

31

93

489

70

30

96

35

16

454

139

15

430

F47

 

 

تعیین ترکیب، ناحیۀ منشأ و موقعیت تکتونیکی ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده با استفاده از داده‌های ژئوشیمیایی

استفاده از ژئوشیمی عناصر اصلی علاوه‌بر روش‌های پتروگرافی و تجزیۀ مودال در طبقه‌بندی سنگ‌های رسوبی و همچنین تفکیک میان رسوبات بالغ و نابالغ مؤثر است (Das et (al. 2006. بر اساس داده‌های تجزیه‌های ژئوشیمیایی عناصر اصلی، ماسه‌سنگ‌های برش فریزنوک روی نمودار Pettijohn et al. (1987) (شکل 9) در محدودۀ لیتارنایت قرار می‌گیرند که با داده‌های پتروگرافی (شکل 5) مطابقت دارد.

 

 

 

 

شکل 9- نمونه‌های ماسه‌سنگی مطالعه‌شده در نمودار طبقه‌بندی ژئوشیمیایی ماسه‌سنگ‌ها Pettijohn et al. (1987) در محدودۀ لیتارنایت قرار می‌گیرند.

 

 

با استفاده از مطالعه‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های سیلیسی آواری اطلاعاتی دربارۀ سنگ منشأ حاصل می‌شود(Taylor and McLennan 1985; Condie et al. 1992; Cullers and Podkovyrov (2002. نمودارهای تابعی Roser and Korsch (1988) برای تمایز رسوباتی که منشأ اولیۀ آنها سنگ‌های آذرین بازیک، حدواسط یا اسیدی و یا رسوبات دارای کوارتز است چهار محدودۀ برخاستگاهی را معرفی می‌کنند که شامل بازیک، حدواسط، اسیدی و رسوبی کوارتزی است. در این نمودار بر اساس اکسیدهای Al2O3، TiO2، Fe2O3، MgO، CaO، Na2O و K2O چهار منشأ یادشده از یکدیگر جدا می‌شوند. داده‌های تجزیه‌وتحلیل ژئوشیمیایی عناصر اصلی نمونه‌های بررسی‌شده در نمودار تابع تمایزی در محدوده‌های کوارتزی با حمل مجدد، آذرین حدواسط و آذرین اسیدی قرار می‌گیرند (شکل a10). همچنین برای تشخیص سنگ منشأ آذرین رسوبات (سنگ‌های آذرین اسیدی و حدواسط از سنگ‌های بازیک) از نمودار Shaw (1968) (درصد K2O در برابر Rb (ppm)) استفاده می‌شود. بیشتر نمونه‌ها نزدیک به محدودۀ خاص سنگ‌های ماگمایی تفریق‌‌یافته (سنگ‌‌های آذرین اسیدی و حدواسط) یا نزدیک روند اصلی با نسبت K/Rb=230 قرار می‌گیرند (شکل b10). نمودار تعیین منشأFloyd et al. (1989)  (درصد TiO2 در برابر (ppm) Ni و (ppm) Zr) نیز تفسیر یادشده را تأیید می‌کند (شکل‌های c10 و d10)؛ در این نمودار، مقادیر نمونه‌های ماسه‌سنگی برش فریزنوک با ترکیب سنگ‌های اسیدی و حدواسط سازگار است و تنها یک نمونه در محدودۀ سنگ‌های آذرین مافیک قرار می‌گیرد؛ بنابراین سنگ‌های منشأ سنگ‌های سیلیسی آواری مطالعه‌شده احتمالاً از نوع کوارتزی با حمل مجدد، سنگ‌های آذرین اسیدی و حدواسط هستند. این نتایج با داده‌های حاصل از مطالعه‌های پتروگرافی مطابقت دارند.

 

 

شکل10- a. داده‌های تجزیه‌وتحلیل ژئوشیمی عناصر اصلی نمونه‌های بررسی‌شده در نمودار تابع تمایزی Roser and Korsch (1988) در محدوده‌های کوارتزی با حمل مجدد، آذرین حدواسط و آذرین اسیدی قرار می‌گیرند، b. نمودار درصد K2O در برابر Rb (ppm)Shaw (1968) که اغلب نمونه‌ها نزدیک به محدودۀ خاص سنگ‌های ماگمایی تفریق‌یافته (سنگ‌های آذرین اسیدی و حدواسط) یا نزدیک روند اصلی با نسبت K/Rb=230 قرار می‌گیرند. c و d. نمودار تعیین منشأ Floyd et al. (1989) (درصد TiO2 در برابر (ppm)Ni و (ppm)Zr) که در آن، مقادیر نمونه‌های ماسه‌سنگی مطالعه‌شده با ترکیب سنگ‌‌های اسیدی و حدواسط سازگار است.

 

 

موقعیت تکتونیکی متأثر از عواملی مانند فرایندهای رسوب‌گذاری، دیاژنز و ترکیب رسوب است(Bhatia 1983; (Pettijohn et al. 1987; Chamley 1990. از عناصر اصلی ماسه‌سنگ‌ها برای تعیین موقعیت تکتونیکی آنها استفاده می‌شود(Bhatia 1983; VonEynatten 2003; Armstrong-Altrin (and Verma 2005. نتایج تجزیۀ اکسیدهای عناصر اصلی نمونه‌های ماسه‌سنگی برش فریزنوک برای تشخیص موقعیت تکتونیکی این رسوبات در نمودارهای مختلفترسیم می‌شود.

ترسیم مقادیر نسبت‌های K2O/Na2O در برابر SiO2 نمونه‌ها به‌شکل نمودار دومتغیره را Roser and Korsch (1986) برای تعیین موقعیت تکتونیکی ماسه‌سنگ‌ها ارائه کرده است. ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده با مقدار SiO2 کمتر از 70 درصد و با نسبت K2O/Na2O نزدیک به 1 در نمودار پراکندگی Roser and Korsch (1986) در محدودۀ حاشیۀ فعال قاره و جزایر قوسی اقیانوسی قرار می‌گیرند
(شکل a11).

داده‌‌های ژئوشیمیایی تجزیه‌وتحلیل ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده در نمودار Bhatia (1983) که بر اساس نسبت TiO2، Al2O3/SiO2 و K2O/Na2O در برابر (Fe2O3+MgO) هستند در دو محدودۀ حاشیۀ فعال قاره‌ای و جزایر قوسی قاره‌ای قرار می‌گیرند (شکل‌های b11 تا d11).

 

 

شکل 11-a. داده‌های ژئوشیمی در نمودار دو‌متغیره Roser and Korsch (1986) برای تعیین موقعیت زمین‌ساختی ماسه‌سنگ‌ها در محدود‌ۀ حاشیۀ فعال قاره و جزایر اقیانوسی قرار می‌گیرند، b تا d. داده‌های ژئوشیمیایی حاصل از تجزیه‌وتحلیل ماسه‌سنگ‌ها در نمودارهای Bhatia (1983) در دو محدودۀ حاشیۀ فعال قاره‌‌ای و جزایر قوسی قاره‌ای قرار می‌گیرند.

 

 

بحث

تکامل تکتونیکی زون زمین‌درز سیستان

افتخارنژاد (1352) در ارائۀ تقسیم‌بندی برای زمین‌شناسی ایران، شرق ایران را جزو بخش فلیشی احاطه‌کنندۀ ایران مرکزی دانسته و تاریخ تشکیل آن را به کرتاسۀ پسین (احتمالاً سنونین) ربط داده است. او معتقد است طی این مدت، تمام ایران از نوعی نیروی کششی متأثر شده و جدایی‌های ژرفی به‌شکل ریفت در امتداد برخی شکستگی‌های موجود در مجموعه پی تشکیل شده‌اند. در ریفت، پوستۀ اقیانوسی گسترش یافته است. در حوضۀ شرق ایران، سنگ‌های آتشفشانی زیردریایی بازیک همراه با رسوبات فلیش آتشفشانی انباشته شده‌اند. در بخش محوری ریفت، سنگ‌های مجموعۀ افیولیتی مربوط به بالای گوشته ظاهر شده‌اند که امروزه به‌شکل آمیزۀ رنگین یا کالرد ملانژ مشهود است؛ تشکیل آمیزۀ رنگین با آغاز فشارهایی در اواخر کرتاسه و اوایل سنوزوئیک مترادف است. در اثر عمل فرورانش، بالاترین بخش گوشتۀ فوقانی (سنگ‌های الترامافیک) و قشر اقیانوسی (آمفیبولیت، متادیاباز، گدازۀ بالشی، دیاباز، آندزیت و رسوبات پلاژیک) با سنگ‌های دگرگونی حاصل از فرورانش به‌ هم‌ آمیخته‌اند و موجب ایجاد آمیزۀ افیولیتی شده‌اند. پلوتون‌های گرانیتی در اثر عمل زیرراندگی رسوبات ژئوسینکلینال واقعی به وجود آمده‌اند. به‌هم‌پیوستن کامل اجزای قاره‌ای جدا‌شدۀ ایران در شمال و غرب ایران مرکزی رخ داده و به بسته‌شدن حوضۀ رسوبی فلیش منجر شده است؛ هرچند در شرق ایران تشکیل رسوبات فلیش در پالئوژن نیز ادامه یافته است. Tirrul et al. (1983) بر این باورند که بلوک افغان از بلوک لوت در زمان سنومانین جدا شده است. در این الگوی ژئودینامیکی، حوضۀ ریفتی شرق ایران پیش‌از کامپانین تکامل یافته است. شروع عمل فرورانش و بسته‌شدن آن در غرب بلوک افغان به کامپانین نسبت داده شده است. وجود حجم زیادی از سنگ‌های کالک آلکالن پالئوژن در شمال لوت باعث این تصور شده است که فرورانش به‌سمت غرب (شرق بلوک لوت) انجام شده است اما رانش ساخت‌ها نشان می‌دهد جهت فرورانش به‌سمت شمال‌شرق (بلوک افغان) بوده است. آثار فرورانش در غرب بلوک افغان که به‌شکل مخلوط درهم افیولیتی است به‌عنوان مجموعۀ راتوک معرفی می‌شود. حضور رخسارۀ گلوکوفان شیست در غرب بلوک افغان نتیجۀ وجود پوستۀ اقیانوسی زیر پوستۀ قاره‌ای افغان است و حضور چنین رخساره‌ای نشانۀ فشار زیاد و درجه‌حرارت کم است. بر اساس نظریۀ Camp and Griffis (1982) گدازه‌های دارای ترکیب کالک آلکالن در این مرحله نتیجۀ عمل فرورانش هستند که در جزایر قوسی به وجود آمده است. در ماستریشتین محل فرورانش به‌سمت غرب حوضه تغییرمکان داده و پس‌از بسته‌شدن، مجموعۀ نه را به وجود آورده است. در زمان پالئوسن و ائوسن زیرین در اثر ذوب بخشی پوستۀ اقیانوسی، پی سنگی با ترکیب کالک آلکالن شکل گرفته است که تعدادی از پلوتون‌های موجود در منطقه احتمالاً در اثر این پدیده حاصل شده‌اند. پس‌از برخورد منطقه نه با بلوک لوت، عمل فرورانش در پالئوژن خاتمه یافته است و رسوبات زیردریایی در اثر فشار ناشی از برخورد دو بلوک لوت و افغان ذوب شده و ماگمایی با ترکیب آناتکسی ایجاد شده است. در این مرحله، علاوه‌بر ماگمای کالک آلکالن، فعالیت ماگمایی آلکالن نیز مشاهده می‌شود که منشأ آن را به بالای گوشته و یا به پوستۀ اقیانوسی زیرین ارتباط می‌دهند. سرانجام در طول نئوژن علاوه‌بر چین‌خوردگی شدید در حوضۀ فلیشی، گسل‌های راستالغز عمیق تشکیل می‌شوند که محل خروج گدازه‌های آلکالن بعدی هستند. Zarrinkoub et al. (2012) با بررسی بخش‌های شمالی زون خردشدۀ سیستان، نتایجی دربارۀ تکامل ماگمایی و تکتونیکی شرق ایران به دست آوردند که عبارتند از: 1) با‌توجه‌به نتایج سن‌سنجی به روش زیرکن- اورانیوم- سرب، اقیانوس بین بلوک لوت و افغان در خاور ایران در اوایل کرتاسه (پیش‌از 113 میلیون سال پیش) باز شده و سنگ‌‌کرۀ اقیانوسی را ایجاد کرده است؛
2) بسته‌شدن اقیانوس سیستان از اوایل تا اواخر کرتاسه (113-86 میلیون سال) رخ داده و در اثر این فرایندها، توده‌های نفوذی گرانیتوئیدی با ویژگی ژئوشیمیایی آداکیتی (86-71 میلیون سال) بروز کرده‌اند؛ 3) در اواخر کرتاسه تا پالئوسن (86-55 میلیون سال) برخورد دو بلوک قاره‌ای اتفاق افتاده و رژیم فشارشی به کششی تغییر یافته و نتیجۀ آن بروز ماگماتیسم از نوع گرانیتوئیدی تیپ A (سن 56 میلیون سال) شده است؛ 4) به دنبال فرونشینی کوه‌زایی، ادامۀ کشش باعث نازک‌شدگی لیتوسفر ضخیم و بروز ماگماتیسم گسترده و حجیم کالک آلکالن در شرق ایران شده است. ولکانیسم کالک آلکالن درون زون خرد‌شدۀ سیستان و در غرب پهنۀ لوت از ائوسن میانی تا الیگوسن (45-25 میلیون سال) جای‌گیری شده است؛ 5) نازک‌شدگی لیتوسفر و بالا‌آمدگی استنوسفر باعث تشکیل بازالت‌های درون‌صفحه‌ای از اواسط میوسن تا کواترنری در شرق ایران شده است. این فعالیت‌ها عمدتاً با گسلش‌های امتداد‌لغز راستگرد مرتبط هستند. به‌طورکلی، بیشتر پژوهشگران معتقدند فرورانش پوستۀ اقیانوسی نقش مهمی در تحولات تکتونیکی این منطقه داشته است. تاکنون دو الگوی ژئودینامیکی مربوط به فرورانش ارائه شده‌اند:

الف) برخی فرورانش را به زیر بلوک افغان در نظر می‌گیرند؛ در‌حالی‌که عده‌ای معتقدند پوستۀ اقیانوسی به زیر بلوک لوت کشیده شده است. داده‌های جدید عناصر کمیاب و ژئوشیمی ایزوتوپی از توده‌های نفوذی الیگوسن مناطق ده سلم و چاه شلغمی وجود یک محیط فرورانش را زیر بلوک لوت اثبات کرده‌اند.

ب) شواهد ساختاری نشان‌دهندۀ فرورانش به زیر بلوک افغان وجود دارند. به‌منظور توضیح مهم‌ترین ویژگی‌های تکتونوماگماتیسم و متالوژی بلوک لوت نظریۀ فرورانش دوسویۀ نامتقارن به زیر دو بلوک لوت و افغان با سرعت‌های متفاوت ارائه می‌شود.

(2012) Zarrinkoub et al. با مطالعۀ سن‌سنجی به روش زیرکن- اورانیوم- سرب روی دو نمونۀ لوکوگابروی برداشت‌شده از مجموعۀ افیولیتی بیرجند بیان کردند ریفتینگ بین بلوک لوت و افغان به باز‌شدگی اقیانوس سیستان در کرتاسۀ میانی (9/0±8/112 و 1/1± 9/106 میلیون سال) منجر شده و بخشی از آن به زیر بلوک لوت (سمت غرب) فرورانش کرده است. همچنین، بر اساس مطالعه‌های
Pang et al. (2013) از کرتاسۀ زیرین تا میانی به‌علت فرورانش اقیانوس سیستان به‌سمت غرب، گوشتۀ فوقانی به زیر بلوک لوت رانده شده است. لوت و افغان در امتداد زون برخوردی سیستان، به احتمال زیاد در کرتاسۀ بالایی برخورد کرده‌اند. جای‌گیری توده‌های درونی آداکیتی به سن 86 میلیون سال و گرانیت تیپ A به سن 55 میلیون سال در زون برخوردی سیستان شواهدی از برخورد هستند (شکل 12).

 

 

 

 

شکل 12- الگوی ژئودینامیک ارائه‌شده برای تکامل تکتونوماگمایی زون زمین‌درز سیستان (اقتباس از Pang et al. 2013). a. کرتاسۀ پیشین تا کرتاسۀ میانی: بازشدگی اقیانوس سیستان و تخریب بعدی آن در اثر فرورانش به‌سمت غرب به زیر بلوک لوت، b. کرتاسۀ پسین تا پالئوسن پیسین: برخورد دو بلوک لوت و افغان با یکدیگر و ایجاد رشته‌کوه‌های شرق ایران و ضخیم‌شدگی لیتوسفر زیرین، c. ائوسن میانی تا الیگوسن پسین: حرکت واگرای ریشه لیتوسفری ضخیم‌شده همراه با فرونشست رشته‌کوه‌های شرق ایران

 

همان‌طور که گفته شد زون زمین‌درز سیستان در زمان کرتاسه تا اوایل پالئوسن (پیش‌از رسوب‌گذاری نهشته‌های آواری مطالعه‌شده) ازنظر تکتونیکی فعال بوده و برخی پژوهشگران به وجود قوس‌های ماگمایی مرتبط با فرورانش در این زمان اذعان داشته‌اند؛ بنابراین، نتایج داده‌های ژئوشیمیایی و پتروگرافی نمونه‌های ماسه‌سنگی مطالعه‌شده (حاشیه قاره‌ای فعال و جزایر قوسی) و نواحی مجاور (Fouladi Talari 2017) تا حدودی با وضعیت تکتونوماگمایی زون زمین‌درز سیستان در این زمان مطابقت دارند. با‌توجه‌به نقشۀ زمین‌شناسی منطقه (Shahidi et al. 2000) واحدهای افیولیتی (شامل پریدوتیت، گابرو، بازالت، دیاباز، شیست، فیلیت، اسلیت، شیل و ماسه‌سنگ)، واحدهای آذرین حدواسط و اسیدی (گرانیت، آندزیت و توف) و واحدهای فلیشی کرتاسه (شیل، ماسه‌سنگ، آهک و کنگلومرا) با سن کرتاسه در غرب و جنوب‌غرب برش مطالعه‌شده وجود دارند و تأیید‌کنندۀ سنگ منشأ رسوبی، دگرگونی و آذرین بازیک، اسیدی و حدواسطی هستند که با استفاده از نتایج ژئوشیمیایی و پتروگرافی نیز به دست آمده است. همان‌طور که گفته شد واحدهای قدیمی‌تر از کرتاسه در زون زمین‌درز سیستان یافت نشده است.

 

تعیین میزان هوازدگی سنگ‌های ناحیۀ منشأ و شرایط آب‌وهوای دیرینه بر مبنای داده‌های ژئوشیمیایی

میزان هوازدگی در ناحیۀ منشأ یکی از متغیرهایی است که بر ترکیب شیمیایی سنگ‌ها تأثیر می‌گذارد McLennan et al. (1993). برای محاسبۀ میزان هوازدگی سنگ‌های رسوبی از اندیس هوازدگی (CIA) (Nesbitt and Young 1982) استفاده می‌شود (رابطۀ 1 که در آن، اکسیدها به‌شکل نسبت مولی بیان می‌شوند):

رابطه (1)

CIA: [Al2O3/Al2O3+CaO+Na2O+K2O]*100

منظور از CaO در این رابطه، کلسیم حاضر در اجزای سیلیکاتۀ سنگ است و در نمونه‌هایی که میزان CaO آنها زیاد است به سیمان‌های دیاژنتیکی مربوط است؛ این میزان طبق روش McLennan et al. (1993) تصحیح شده است. مقادیر CIA محاسبه‌شده برای نمونه‌های ماسه‌سنگی برش فریزنوک بین مقادیر 65/60 تا 55/72 (با میانگین 23/69) در تغییر است (جدول 4). این مقدار CIA بیان‌‌‌‌کنندۀ هوازدگی شیمیایی متوسط تا زیاد سنگ منشأ است.

شرایط هوازدگی دیرینه با استفاده از نمودار مثلثی Nesbitt and Young (1984) ارزیابی می‌شود (شکل 13). در نمودار مثلثی Al2O3-(CaO+Na2O)-K2O (A-CN-K) سنگ‌های غیر‌هوازده زیر خط اتصال پلاژیوکلاز- فلدسپات (Nesbitt and (Young 1984; Akarish and El-Gohary 2008 (شکل13) و بیشتر نمونه‌های ماسه‌سنگی تجزیه‌وتحلیل‌شده نزدیک به خط اتصال A-CN قرار می‌گیرند. نمونه‌های ماسه‌سنگی برش فریزنوک در نمودار مثلثی A-CN-K بالای مرز پلاژیوکلاز- فلدسپات پتاسیم‌دار قرار می‌گیرند. روند خطی نقاط در شکل 11 نهایتاً به لبۀ A نزدیک می‌شود. این روند هوازدگی خطی در ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده حالت پایدار شرایط هوازدگی را پیشنهاد می‌کند؛ جایی که سرعت انتقال مواد هوازده تقریباً با سرعت تولید آنها برابر است (برای نمونه، Nesbitt and  Young 1984).

مقادیر PIA محاسبه‌شده برای نمونه‌های ماسه‌سنگی برش فریزنوک (جدول 4) بین مقادیر 79/63 تا 13/87 (با میانگین 77/74) در تغییر است. این مقدار PIA شدت هوازدگی متوسط تا زیاد سنگ‌های ناحیۀ منشأ را نشان می‌دهد. در مراحل اولیۀ هوازدگی، Ca با سرعت بیشتری نسبت به Na و K از سنگ منشأ حاوی فلدسپات شسته می‌شود. با افزایش هوازدگی، مقدار آلکالی کل (K2O+Na2O) با افزایش نسبت K2O/Na2O به‌علت تخریب فلدسپات‌ها و جدا‌شدن پلاژیوکلازها از فلدسپات‌های پتاسیم‌دار کاهش می‌یابد (Nesbitt & Young 1984).

 

 

شکل13- در نمودار مثلثی (A-CN-K)Al2O3-(CaO+Na2O)-K2ONesbitt and Young (1984) نمونه‌های ماسه‌سنگی مطالعه‌شده نزدیک خط اتصال A-CN و بالای مرز پلاژیوکلاز- فلدسپات پتاسیم‌دار قرار می‌گیرند. روند خطی نقاط در شکل 11 نهایتاً به لبۀ A نزدیک می‌شود.

 

 

تحرک عناصر طی هوازدگی شیمیایی فلدسپات‌های ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده با استفاده از نمودارهای دومتغیرۀ Na2O، K2O و CaO در برابر PIA نشان داده می‌شود. در نمودار K2O/Na2O در برابر PIA، افزایش مقادیر نسبت K2O/Na2O با افزایش PIA همراه است (شکل 14A، r=0.17). در نمودار دومتغیرۀ K2O+Na2O در برابر PIA، مقدار کل آلکال‌ها با افزایش PIA کاهش می‌یابد (شکل 14B، r=0.81). در نمودارهای Na2O، K2O و CaO در برابر PIA با افزایش مقدار PIA مقادیر Na2O و K2O کاهش و مقدار CaO افزایش می‌یابد (شکل‌های C14، D14 و E14، r به‌ترتیب برابر 0.86، 0.58 و 0.07). طی هوازدگی شیمیایی، شیوۀ انتقال MgO کانی‌‌های فرومنیزین در نمودار دومتغیره MgO در برابر CIA بررسی می‌شود؛ این نمودار، افزایش مقدار MgO را با افزایش مقدار CIA نشان می‌‌دهد (شکل F14، r=0.45).

 

ارتباط پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ‌های آواری برش فریزنوک با شرایط آب‌وهوایی منطقه در زمان رسوب‌گذاری

ترکیب ماسه‌سنگ‌ها به‌طور نسبی بیان‌کنندۀ آثار شرایط آب‌وهوایی است (Velbel and Saad 1991). ضریب هوازدگی (Wi) برای سنگ‌های سیلیسی آواری را (Grantham and (Velbel 1988 به‌شکل رابطۀ  Wi=c.rتعریف کرده است؛ در این رابطه، c میزان و سرعت هوازدگی (آب‌وهوا) و r مدت زمان اقامت رسوبات در شرایط هوازدگی است. در سیستم‌های رسوبی دیرینه، میزان c و r بر پایۀ نموداری محاسبه می‌شوند که Weltje (1994) ارائه کرده است.

نتایج تجزیه‌وتحلیل مودال ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده در نمودار Qp/RF+F در برابر Qt/RF+F Suttner and Dutta (1986) (شکل a15) و همچنین در نمودار Weltje (1994) که بر پایۀ نسبت Ln(Q/F) در برابر Ln(Q/L) است (شکل b15) (بیشتر داده‌ها در محدودۀ شمارۀ 0 و تعدادی در محدودۀ شمارۀ 1 قرار گرفتند) آب‌وهوای سنگ منشأ این ماسه‌سنگ‌ها را نیمه‌خشک پیشنهاد می‌کند.

 

 

شکل 14- نمودارهای دومتغیرۀ نشان‌دهندۀ تحرک عناصر طی هوازدگی اجزای ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده؛ A. نمودار K2O/Na2O در برابر PIA، B. نمودارK2O+Na2Oدر برابر PIA، C. نمودار Na2O در برابر PIA، D. نمودار CaO در برابر PIA، E. نمودار K2O در برابر PIA، F. نمودار MgO در برابر CIA

 

شکل 15- نتایج دانه‌شماری نمونه‌های ماسه‌سنگی در نمودارهای a. Suttner and Dutta (1986) و b.Weltje (1994) آب‌و‌هوای سنگ منشأ این ماسه‌سنگ‌ها را نیمه‌خشک نشان می‌دهند.

 

Dutta & Suttner (1986) برای تعیین شرایط آب‌وهوای دیرینۀ سنگ‌های آواری با استفاده از داده‌های ژئوشیمی این سنگ‌ها، نمودار دومتغیره بر مبنای درصد SiO2 در برابر درصد (Al2O3+K2O+Na2O) ارائه کرده‌اند که بر اساس آن، شرایط آب‌وهوای دیرینۀ منطقه پیش‌بینی می‌شود. ترسیم داده‌های تجزیه‌وتحلیل ژئوشیمیایی نمونه‌های ماسه‌سنگی برش فریزنوک روی این نمودار نشان می‌دهد شرایط آب‌وهوای منطقه در زمان رسوب‌گذاری این ذره‌های آواری احتمالاً نیمه‌خشک بوده است (شکل 16)؛ این نتایج با شواهد پتروگرافی و ژئوشیمیایی ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده و نمودارهای Dutta & Suttner (1986) و Weltje (1994) همخوانی دارند (شکل 15). طبق داده‌های ژئوشیمیایی چون مقادیر CIA و PIA (جدول 4) هوازدگی متوسط تا زیاد رسوبات را نشان می‌دهند و شرایط تکتونیکی منطقه نیز در این زمان فعال بوده است بایستی رطوبت کافی برای هوازدگی رسوبات وجود داشته باشد و بنابراین شرایط آب‌وهوایی بایستی گرم و مرطوب بوده باشد؛ درحالی‌که طبق داده‌های پتروگرافی و نمودارهای فوق وجود چنین شرایطی اثبات نشده است.

 

شکل 16- نمونه‌های ماسه‌سنگی مطالعه‌شده در نمودار Dutta and Suttner (1986) در محدودۀ آب‌وهوای نیمه‌خشک قرار می‌گیرند.

با‌توجه‌به نقشۀ جغرافیایی دیرینۀ جهان در زمان پالئوسن که Berra & Angiolini (2014) ارائه کرده‌اند بلوک لوت در ایران (شکل 17) در این زمان نزدیک عرض جغرافیایی 0-30° شمالی قرار می‌گیرد. همچنین در نقشه‌های پالئوژئوگرافی جهان در زمان کرتاسۀ پسین و ائوسن پیشین که Barrier & Vrielynck (2008) ارائه کرده‌اند حوضۀ فلیشی شرق ایران در محل برخورد دو بلوک لوت و افغان در عرض جغرافیایی
15-30° شمالی قرار می‌گیرد؛ بنابراین درجه‌حرارت در این زمان زیاد بوده است و منطقۀ مطالعه‌شده از نظر شرایط آب‌وهوایی در نیمه‌خشک قرار می‌گیرد.

 

نتیجه‌‌

مطالعه‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی ماسه‌سنگ‌های پالئوسن در برش فریزنوک (شمال بیرجند) نشان می‌دهند این ماسه‌سنگ‌ها از نوع لیتارنایت و ساب‌لیتارنایت هستند. مشاهده‌های پتروگرافی و رسم نتایج دانه‌شماری روی نمودارهای  QtFLو QmFlt نشان می‌دهند رسوبات پالئوسن این برش حاصل چرخۀ دوبارۀ رسوبات پس‌از کوه‌زایی هستند. نمودارهای تعیین‌کنندۀ موقعیت زمین‌ساختی بیان‌کنندۀ رسوب‌گذاری ماسه‌سنگ‌های برش فریزنوک در بخش‌های حاشیه فعال قاره‌ای هستند. با تلفیق داده‌های پتروگرافی، ژئوشیمیایی و زمین‌شناسی منطقه نمونه‌های ماسه‌سنگی مطالعه‌شده دارای سنگ منشأ احتمالی رسوبی، دگرگونی، آذرین حدواسط و اسیدی هستند. اندیس‌های هوازدگی شیمیایی محاسبه‌شده برای ماسه‌سنگ‌های برش فریزنوک (CIA و PIA) نشان‌دهندۀشرایط هوازدگی متوسط تا زیاد در ناحیۀ منشأ است. مطالعه‌های پتروگرافی، ژئوشیمیایی و تلفیق آنها با نقشۀ جغرافیایی دیرینۀ جهان در زمان پالئوسن مؤید شرایط آب‌وهوایی نیمه‌خشک در زمان نهشته‌شدن این رسوبات آواری هستند.


 

شکل 17- نقشۀ جغرافیایی دیرینۀ پالئوسن قرارگیری بلوک لوت (مربع سبز) در عرض جغرافیایی 0-30° شمالی را نشان می‌دهد که بیان‌کنندۀدرجه‌حرارت زیاد و شرایط آب‌وهوایی نیمه‌خشک در آن زمان است (برگرفته از 2014 Berra & Angiolini).



[1] Sistan Suture Zone: SSZ

References

Aghanabati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran, 586 p.

Ahmedali S.T. 1989. X-Ray Fluorescence Analysis in the Geological Sciences. Advances in Methodology, vol. 7. Geological Association of Canada, Short Course, 308 p.

Akarish A. I. M. and El-Gohary A. M. 2008. Petrography and geochemistry of lower Paleozoic sandstones, East Sinai, Egypt: Implications for provenance and tectonic setting. Journal of African Earth Sciences, 52: 43-54.

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.

Armstrong-Altrin J. S. and Verma S. P. 2005. Critical evaluation of six tectonic setting discrimination diagrams using geochemical data of Neogene sediments from known tectonic Settings. Sedimentary Geology, 177: 115-129.

Armstrong-Altrin J.S. Machain-Castillo M.L. Rosales-Hoz L. Carranza-Edwards A. Sanchez-Cabeza J.A. and Ruíz-Fernández A.C. 2015. Provenance and depositional history of continental slope sediments in the southwestern Gulf of Mexico unraveled by geochemical analysis. Continental Shelf Research, 95: 15-26.

Babazadeh S.A. and De Wever P. 2004. Early Cretaceous radiolarian assemblages from radiolarites in the Sistan Suture (eastern Iran). Geodiversitas, 26: 185-206.

Barrier E. and Vrielynck B. 2008. Palaeotectonic maps of the Middle East (Tectonic-sedimentary-palinspastic maps from Late Norian to Pliocene). Commission for the Geological Maps of the World (CGMW/CCGM), Paris, 14 Maps.

Basu A. Young S.W. Suttner L.J. James W.C. and Mack G.H. 1975. Re-evaluation of the use of undulatory extinction and polycrystallinity in detrital quartz for provenance interpretation. Journal of Sedimentary Petrology, 45: 873– 882.

Bayet-Goll A. Monaco P. Jalili F. and Mahmudy-Gharaie M.H. 2016. Depositional environments and ichnology of Upper Cretaceous deep-marine deposits in the Sistan Suture Zone, Birjand, Eastern Iran. Cretaceous Research, 60: 28-51.

Bröcker M. Fotoohi Rad G. Burgess R. Theunissen S. Paderin I. Rodionov N. and Salimi Z. 2013. New age constraints for the geodynamic evolution of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Lithos, 170-171: 17-34.

Benmansour S. Andreu B. and Yahiaoui A. 2016. The CampanianeMaastrichtian of the Aures Basin, Algeria: Paleobiogeographical distribution of ostracod. Cretaceous Research, 58: 86-107.

Berra F. and Angiolini L. 2014. The Evolution of the Tethys Region throughout the Phanerozoic: A Brief Tectonic reconstruction, in L. Marlow, C. Kendall and L. Yose, eds., Petroleum systems of the Tethyan region: AAPG Memoir, 106: 1–27.

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

Bhatia M.R. and Crook K.A.W. 1986. Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins. Contribution of Mineralogy and Petrology, 92: 181–193.

Camp V. E. and Griffis R. J. 1982. Character, genesis and tectonic setting of igneous rocks in the Sistan suture zone, eastern Iran: Lithos, 15: 221-239.

Chamley H. 1990. Sedimentology. Berlin. Springer-Verlag, 285p.

Condie K.C. Boryta M.D. Liu J. and Qian X. 1992. The origin of khondalites: Geochemical evidence from the Archean to Early Proterozoic granulite belt in the North China craton. Precambrian Research, 59: 207-223.

Cullers R.L. 1994. The controls on the major and trace element variation of shales, siltstones and sandstones of Pennsylvanian - Permian age from uplifted continental blocks in Colorado to platform sediment in Kansas, U.S.A. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58: 4955-4972.

Cullers R.L. 1995. The controls on the major and trace element evolution of shales, siltstones and sandstones of Ordovician to Tertiary age in the Wet Mountain region, Colorado, U.S.A. Chemical Geology, 123 (1-4): 107-131.

Cullers R.L. and Podkovyrov V.N. 2002. The source and origin of terrigenous sedimentary rocks in the Mesoproterozoic Uigroup, southeastern Russia. Precambrian Research, 117: 157–183.

Das B.K. AL-Mikhlafi A.S. and Kaur P. 2006. Geochemistry of Mansar Lake sediments, Jammu, India: Implication for source-area weathering, provenance, and tectonic setting. Journal of Asian Earth Sciences, 26: 649–668.

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

Dickinson W.R. and Suczek C. 1979. Plate tectonics and sandstone composition. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 63: 2164–2182.

Dickinson W.R. 1985 Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones. In: Zuffa, G.G. (Ed.), Provenance of Arenites: Reidel, Dordreccht, 333–361.

Dickinson W.R. Beard L.S. Brakenridge G.R. Erjavck 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: 225–235.

Dutta P.K. and Suttner L.J. 1986. Alluvial sandstone composition and paleoclimate, II. Authigenic mineralogy: Journal of Sedimentary Petrology, 56: 346- 358.

Eftekharnezhad J. 1972. A few article about the formation of flysch sedimentary basin in the east of Iran and its justification with plate tectonic theory. Report No. 11: 3-11.

Floyd P.A. Winchester J.A. and Park R.G. 1989. Geochemistry and tectonic setting of Lewisian clastic metasediments from the Early Proterozoic Loch Maree Group of Gairloch, N.W: Scotland. Precambrian Research, 45: 203-214.

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

Fotoohi-Rad G.R. Droop G.T.R. and Burgess R. 2009. Early Cretaceous exhumation of high-pressure metamorphic rocks of the Sistan Suture Zone, eastern Iran. Geology Journal, 44: 104–116.

Fouladi Talari H. 2017. Lithofacies analysis, depositional and post depositional history of Eocene siliciclastic deposits, North of Birjand. MSc Thesis, University of Birjand, 155p.

Gabo J.A.S. Dimalanta C.B. Asio M.G.S. and Queaño K.L. 2009. Geology and geochemistry of the clastic sequences from Northwestern Panay (Philippines): Implications for provenance and geotectonic setting. Tectonophysics, 479: 111–119.

Gazzi P. 1966. Le arenarie del flysh sopracretaceo dell’Appennino modenese: Correlazioni con il flysh di Monghidoro. Mineralogica Petrografica Acta, 12: 69-97.

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 Research, 58(2): 219–227.

Ingersoll R.V. Bullard T.F. Ford R. Grimm J.P. Pickle J.D. and Sares S.W. 1984. The effect of grain size on detrital modes: a test of the Gazzi-Dickinson pointcounting method. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 103–116.

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 Geologicas, 25 (2): 247–260.

Jin Z. Li F. Cao J. Wang S. and Yu J. 2006. Geochemistry of Daihai Lake sediments, Inner Mongolia, north China: Implications for provenance, sedimentary sorting and catchment weathering. Geomorphology, 80:. 147–163.

McLennan S.M. 1993. Weathering and global denudation. Journal of Geology, 101: 295–303.

Moetamedshariati M. and Raeisossadat S.N. 2005. Trace fossils of flysch deposits of north of Birjand. 9th conference of Geological Society of Iran: 343- 354.

Mohammadi H. Abbassi N. Raeisossadat S.N. and Heyhat M.R. 2015. Study of graphoglyptid trace fossils of Paleocene- Eocene flysch deposits from North of Birjand, East Iran. Journal of Paleontology, 3: 73- 92.

Morton A. C. 1985. Heavy minerals in provenance studies, In: Zuffa, G. G. (Ed.), Provenance of Arenite, Reidel, Dordrecht, 249-277.

Nagarajan R. Madhavaraju J. Nagendra R. Armstrong-Altrin J.S. and Moutte J. 2007a. Geochemistry of Neoproterozoic shales of Rabanpalli formation, Bhima Basin, Northern Karnataka, southern India: implications for provenance and paleoredox conditions. Revista Mexicana de Ciencias Geologicas, 24 (2): 150-160.

Nagarajan R. Armstrong-Altrin J.S. Nagendra R. Madhavaraju J. and Moutte J. 2007b. Petrography and geochemistry of terrigenous sedimentary rocks in the Neoproterozoic Rabanpalli formation, Bhima basin, southern India: implications for paleoweathering conditions, provenance and source rock composition. Journal of the Geological Society of India, 70 (2): 297-312.

Nagarajan R. Roy P.D. Jonathan M.P. Lozano-Santacruz R. Kessler F.L. and Prasanna M.V. 2014. Geochemistry of Neogene sedimentary rocks from Borneo basin, East Malaysia: paleo-weathering, provenance and tectonic setting. Chemie der Erde-Geochemistry, 74 (1): 139-146.

Nagarajan R. Armstrong-Altrin J.S. Kessler F.L. and Jong J. 2017. Petrological and Geochemical Constraints on Provenance, Paleoweathering, and Tectonic Setting of Clastic Sediments From the Neogene Lambir and Sibuti Formations, Northwest Borneo. Sediment Provenance, 123-153.

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.

Nesbitt H. W. and Young G. M. 1984. Prediction of some weathering trends of plutonic and volcanic rocks based on thermodynamic and kinetic considerations. Geochimica et Cosmochimica Acta, 48: 1523–1534.

Osae H. Asiedu D.L. Banoeng-Yakubo B. Koeberl C. and Dampare S.B. 2006. Provenance and tectonic setting of Late Proterozoic Beuem sandstones of southeastern Ghana: Evidence from geochemistry and detrital modes. Journal of African Earth Sciences, 44: 85-96.

Pang K.N. Chung S.L. Zarrinkoub M.H. Khatib M.M. Mohammadi S.S. Chiu H. Y Chu C.H. Lee H.Y. and Lo C.H. 2013. Eocene– Oligocene post- collisional magmatism in the Lut– Sistan region, eastern Iran: Magma genesis and tectonic implications. Lithos, 180- 181:234- 251.

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

Pittman E. D. 1970. Plagioclase as an indicator of provenance in sedimentary rocks. Journal of Sedimentary Petrology, 40: 591–598.

Roser B.P. and Korsch R.J. 1986. Determination of tectonic setting of sandstone–mudstone suites using SiO2 content and K2O/Na2O ratio. Journal of 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.

Shahidi A. Bahar Firoozi Kh. and Shafeii A. 2000. Geological Map of Roum (1:100000): Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. Sheet Number 7856.

Shaw D.M. 1968 A review of K–Rb fractionation trends by covariance analysis: Geochimica et Cosmochimica Acta, 32: 573–601.

Stoecklin J. Eftekharnejhad J. and Hushmand Zadeh A. 1972. Central Lut reconnaissance, East Iran. Geological Survey of Iran, Report, 22: 87.

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

Taylor S R. and McLennan S. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution, Blackwell, Oxford, 312p.

Tirrul R. Bell I.R. Griffis R.J. and Camp V.E. 1983. The Sistan suture zone of Eastern Iran. Geological Society of American Bulletin, 94:134-150.

Tortosa A. Palomares M. and Arribas J. 1991. Quartz grain types in Holocene deposits from Spanish Central System: some problems in provenance analysis. In: Morton AC, Todd SP, Haughton PDW, (Eds.). Developments in Sedimentary Provenance Studies. Special Publication Geological Society, 57: 47-54.

Velbel M.A. and Saad M.K. 1991. Palaeoweathering or diagenesis as the principal modifier of sandstone framework composition? A case study from some Triassic rift-valley redbeds of eastern North America. In: Morton AC, Todd SP, Haughton PDW, (Eds.) Development in sedimentary provenance studies. Geological Society of London. Special Publication. 57(1): 91-99.

Von Eynatten H.V. 2003. Petrography and chemistry of sandstones from the Swiss Molasse Basin: an archive of the Oligocene to Miocene evolution of the Central Alps. Sedimentology, 50: 703–724.

Weltje G.J. 1994. Provenance and dispersal of sand-sized sediments: Reconstruction of dispersal patterns and sources of sand-sized sediments by means of inverse modelling techniques. Faculteit Aardwetenschappen, Universiteit Utrecht, 121: 208 p.

Zallaghizadeh Z. Raeisossadat S.N. Shokri M.H. and Mortazavi M. 2013. Bioecology of Early Tertiary foraminifera in the Fariznuk (North of Birjand). 7th conference of the Iranian Paleontological Society.

Zarrinkoub M.H. Pang K.N. Chung S.L Khatib M.M. Mohammadi S.S. Chiu H.Y. and Lee H.Y. 2012. Zircon U-Pb age and geochemical constrints on the origin of the Birjand ophiolite, Sistan suture zone, eastern Iran. Lithos, 154: 392-405.

Zuffa G.G. 1985. Optical analyses of arenites: Influence of methodology on compositional results, in Zuffa, G.G., ed., Provenance of Arenites. Dordrecht, Reidel. NATO ASI Series, 165- 189.