پتروگرافی و ژئوشیمی سنگ‌های رسوبی سیلیسی- آواری سازند پادها در برش خوش‌ییلاق، البرز شرقی: کاربردی برای تحلیل خاستگاه

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد ژئوشیمی- دانشکده علوم زمین- دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران

2 استادیار، گروه زمین شناسی دانشکده علوم زمین دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران

3 عضو هیات علمی دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران

4 استادیار گروه زمین شناسی، دانشکده علوم ، دانشگاه شهید باهنر کرمان، ایران

چکیده

در مطالعۀ حاضر، پتروگرافی و ژئوشیمی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق واقع در البرز شرقی به‌منظور دستیابی به اطلاعات بیشتر دربارۀ خاستگاه آنها استفاده شد. سازند پادها در برش مطالعه‌شده با ضخامت 341 متر روی بازالت‌های سلطان‌میدان به سن اردویسین بالایی- سیلورین قرار گرفته و سازند خوش‌ییلاق با مرز فرسایشی آن را پوشانده است. پس‌از مطالعه‌های صحرایی، تعداد 20 نمونه ماسه‌سنگ متوسط‌دانه برای مطالعه‌های نقطه‌شماری و 8 نمونۀ ماسه‌سنگی و 2 نمونۀ شیلی برای تجزیه‌وتحلیل‌های ژئوشیمیایی انتخاب شدند. باتوجه‌به درصدهای محاسبه‌شده از داده‌های نقطه‌شماری، ترکیب سنگ‌شناسی این ماسه‌سنگ‌ها کوارتزآرنایت، ساب‌آرکوز و ساب‌لیتارنایت تشخیص داده شد. بر اساس میزان Q/Q+F در ماسه‌سنگ‌ها و ویژگی‌های ژئوشیمیایی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها ا‌زجمله نسبت Al2O3/TiO2 و نمودار TiO2 در برابر Zr، سنگ مادر غالب این نهشته‌ها را می‌توان سنگ‌های آذرین فلسیک در نظر گرفت. نمودارهای QmFLt و QtFL خاستگاه زمین‌ساختی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها را کراتون پایدار نشان دادند. داده‌های ژئوشیمی نیز اکثراً جایگاه تکتونیکی حاشیۀ غیرفعال قاره‌ای و ریفتی را برای این نمونه‌ها تأیید کردند. با‌توجه‌به مطالعه‌های جغرافیای دیرینۀ انجام‌شده در منطقه می‌توان بالاآمدگی‌های تکتونیکی و فرسایش بستر گرانیتی کادومین و همچنین ورود مواد آواری از سنگ‌های گرانیتی کراتون عربستان را سنگ مادر دیگر رسوبات سازند پادها در نظر گرفت.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography and geochemistry of siliciclastic sedimentary rocks of the Padeha Formation in Khoshyeilagh section; Eastern Alborz; implication for provenance

نویسندگان [English]

  • Mehdi Hosseini 1
  • Mahdi Jafarzadeh 2
  • Ali Taheri 3
  • hamed zanmoghaddam 4
1 Master student, Faculty of Earth Sciences, Shahrood Sniversity of Technology, Shahrood, Iran
2 Faculty of earth sciences, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran
3 Faculty of Earth Science, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran
4 Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
چکیده [English]

Abstract
 In this study, petrography and geochemistry of the sandstones and shales of Padeha Formation in Khoshyeilagh section in Eastern Alborz have been used to obtain more information on their provenance. The Padeha Formation in the studied section has a thickness of 341 meters and overlies the Late Ordovician-Silurian Soltan-Meydan basalts and disconformably underlies the Middle to Upper Devonian Khoshyeilagh Formation. After field studies, 20 medium-grained sandstone samples were selected for point-counting and eight sandstone and two shale samples were selected for geochemical analysis. Based on the calculated percentages of point counting data, the composition of these sandstones has been detected as quartzarenites, subarkose and sub litharenites. Based on Q/Q+F in sandstones and geochemical properties of sandstones and shales, such as Al2O3/TiO2 ratio and TiO2 against Zr, the dominant parent rock of these deposits can be considered as felsic igneous rocks. The QmFLt and QtFL diagrams show the tectonic setting of the Padeha sandstones as a stable craton. The geochemistry has also largely confirmed the tectonic setting of passive continental and rifted margins. Considering paleogeography of the region, tectonic uplifts and erosion of the Cadomian granitic basement and also the entrance of clastic materials from granitic rocks of Arabian craton can be considered as other source rocks of the sediments of Padeha Formation.
 
 



Introduction     
Petrography and the composition of siliciclastic sediment and sedimentary rock components provide important information on parent rock, which is one of the main factors in the reconstruction of tectonic evolution and sedimentation. In addition, by using the chemical composition (major, trace and rare earth elements) of siliciclastic sediments and sedimentary rocks, one can also estimate the provenance and other sedimentary processes such as weathering, transport and diagenesis (McLennan et al. 1993; Armstrong-Altrin et al. 2012; Armstrong-Altrin 2015).
In this study, petrography and geochemistry of the sandstones and shales of the Padeha Formation in Khoshyeilagh section in Eastern Alborz have been used to obtain more information on their provenance.
 
Material & Methods    
The Padeha Formation in the studied section has a thickness of 341 meters and overlies the Late Ordovician-Silurian Soltan-Meydan basalts and disconformably underlies the Middle to Upper Devonian Khoshyeilagh Formation. In this study, 30 samples of sandstones of the Padeha Formation in Khoshyeilagh section were selected after field sampling and petrographic studies. Twenty medium- to fine-grained sandstone samples were selected for modal analysis, and about 300 points were counted on every thin section using the Gazzi-Dickinson method (Ingersoll et al. 1984). According to the point counting, the main and accessory components of this sandstones are identified and quartz, feldspar and rock fragments modes are utilized for naming the sandstones according to the Folk classification (Folk 1980) as well as different diagrams of the provenance (Dickinson 1985). Based on the calculated percentages of point counting data, the composition of these sandstones has been detected as quartz­arenites, sub­arkose and sub­­­litharenites. Eight samples of medium-grained sandstone samples with the lowest amount of carbonate cement and two samples of shales in the middle member of the Padeha Formation were selected, crushed and powdered with a mill and sent to the Zarazma Laboratory, Tehran for geochemical analysis (ICP-MS method) to determine the major, trace and rare earth elements.
 
Discussion of Results & Conclusions    
According to the ratio of quartz to total feldspar and quartz in the sandstones of the Padeha Formation, which is 0.95 and geochemical properties of sandstones and shales, such as Al2O3/TiO2 ratio and TiO2 against Zr, the dominant parent rock of these deposits can be considered as felsic igneous rocks. The QmFLt and QtFL diagrams show the tectonic setting of the Padeha sandstones as a stable craton. Passive continental and rifted margins for Padeha Formation has also largely confirmed by geochemistry of sandstone and shale samples. Considering paleogeography of the region, tectonic uplifts and erosion of the Cadomian granitic basement and also the entrance of clastic materials from granitic rocks of Arabian craton can be considered as the other source rocks of the sediments of Padeha Formation.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Provenance
  • Parent rock
  • Tectonic setting
  • Padeha Formation

مقدمه

سنگ‌های رسوبی منبع اصلی اطلاعات دربارۀ شرایط گذشتۀ سطح زمین‌اند. سنگ‌های رسوبی سیلیسی- آواری ممکن است حاوی قطعه‌هایی از جایگاه‌های کوه‌زایی باشند که امروزه به دلایل مختلف در سطح زمین دیده نمی‌شوند. ترکیب این سنگ‌های آواری تنها شاهد موجود از آن دسته سنگ‌های منشأ است که فرسایش طولانی‌مدت یافته‌اند و ازاین‌رو، در بازسازی‌های جغرافیای دیرینه اهمیت زیادی دارند (Weltje 2002; Basu et al. 2016; Critelli et al 2017; Critelli 2018; Zimmermann and Hall 2019). ترکیب اجزای تشکیل‌دهندۀ رسوبات و سنگ‌های رسوبی سیلیسی- آواری نشان‌دهندۀ عملکرد فرایند‌های هوازدگی و فرسایش است که اغلب به‌واسطۀ اقلیم و زمین‌شناسی ناحیۀ خاستگاه کنترل می‌شوند و پتروگرافی این سنگ‌ها اطلاعات مهمی را از سنگ اولیه (از عوامل اصلی در بازسازی تکامل تکتونیکی و حوضۀ رسوب‌گذاری) ارائه می‌کند؛ علاوه‌براین، باتوجه‌به ترکیب شیمیایی (عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی) رسوبات و سنگ‌های رسوبی سیلیسی- آواری می‌توان خاستگاه و سایر فرایندهای رسوبی مانند هوازدگی، حمل‌‌ونقل و دیاژنز را ارزیابی کرد (McLennan et al. 1993; Armstrong-Altrin et al. 2012; Armstrong-Altrin 2015)؛ زیرا ژئوشیمی سنگ‌های رسوبی آواری تابع پیچیده‌ای از طبیعت سنگ‌های رسوبی، شدت و دورۀ هوازدگی، چرخۀ رسوبی دوباره، دیاژنز و جورشدگی است (Nesbitt and Young 1996; McLennan et al. 2003; Armstrong-Altrin 2015; Basu et al. 2016; Garzanti and Resentini 2016).

رخنمون‌های سازند پادها با سن دونین زیرین- میانی در بیشتر نقاط کشور از البرز غربی و آذربایجان، شمال‌شرق البرز شرقی و بینالود، مرکز، شرق و جنوب‌شرق ازجمله طبس و کرمان گزارش شده‌اند (Alavi-Naini 1993). وضعیت صفحۀ ایران در زمان دونین به‌شکلی بوده است که رسوبات سازند پادها با سنگ‌شناسی تقریباً مشابه و به‌طور گسترده در بیشتر نقاط ایران برجای گذاشته شده‌اند؛ به‌طوری‌که این سازند در بیشتر نقاط کشور اغلب از ماسه‌سنگ تشکیل شده است و سایر نهشته‌های رسوبی ازجمله کنگلومرا، گلسنگ، دولومیت و تبخیری‌ها نیز به‌طور محلی مشاهده می‌شوند (Aharipour et al. 2010; Zand-Moghadam et al. 2013a, 2014)؛ باوجوداین، مطالعه‌های انجام‌شده روی سازند پادها بیشتر ایران مرکزی و بلوک طبس را بررسی کرده‌اند؛ برای نمونه، حسینی برزی و سعیدی (Hosseini-Barzi and Saeedi 2011) به بررسی خاستگاه و جایگاه تکتونیکی سازند پادها بر اساس داده‌های پتروگرافی ماسه‌سنگ‌ها در برش سمیرکوه زرند کرمان پرداخته‌اند و جایگاه تکتونیکی حاشیۀ قاره‌ای کافتی و آب‌وهوای مرطوب را در زمان ته‌نشست این سازند در منطقۀ کرمان مشخص کرده‌اند. مطالعۀ زندمقدم و همکاران (Zand-Moghadam et al. 2013b) در زمینۀ خاستگاه سازند پادها در ناحیۀ کرمان نشان‌دهندۀ سنگ مادر اسیدی برای ماسه‌سنگ‌های سازند پادهاست که در حاشیۀ غیرفعال اقیانوس پالئوتتیس رسوب‌گذاری کرده‌اند. فردوست و همکاران (Fardoust et al. 2018) نیز با استفاده از روش‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی، خاستگاه ماسه‌سنگ‌های سازند پادها به سن دونین زیرین- میانی را در دو بلوک طبس و یزد مقایسه کرده‌اند و ته‌نشست نهشته‌های سازند پادها را ‌با بازشدن اقیانوس پالئوتتیس و حدفاصل تبدیل حاشیۀ ریفتی به حاشیۀ غیرفعال پالئوتتیس مرتبط دانسته‌اند. پورسلطانی (Poursoltani 2017) نیز پتروگرافی و دیاژنز ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در حوضۀ بینالود را بررسی کرده است. برخلاف منطقۀ ایران مرکزی و طبس، این سازند در البرز کمتر مطالعه شده است و مطالعۀ اهری‌پور و همکاران (Aharipour et al. 2010) ازجمله مطالعه‌های انجام‌شده است؛ آنها به مطالعۀ ویژگی‌های رخساره‌ای، بازسازی محیط رسوبی دیرینه و چینه‌نگاری سکانسی سازند پادها در البرز شرقی، در سه برش میغان، خوش‌ییلاق و تیل‌آباد پرداختند و ته‌نشست رسوبات سازند پادها در البرز را به محیط‌های مخروط‌افکنه‌ای و دریاچه‌ای نسبت دادند.

با‌توجه‌به اینکه تاکنون مطالعه‌های خاستگاه (Provenance) سازند پادها در البرز شرقی به‌ویژه از طریق روش‌های ژئوشیمیایی انجام نشده‌اند، در مطالعۀ حاضر، ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق در البرز شرقی با مختصات جغرافیایی ´19 °55 تا ´20 °55 طول شرقی و´50 °36 تا ´51 °36 عرض شمالی (شکل 1) ازنظر سنگ‌شناسی و ژئوشیمی در قالب مطالعه‌های خاستگاه بررسی‌ شد. چنین مطالعه‌هایی منعکس‌کنندۀ تاریخچۀ تکتونیک- رسوب‌گذاری نهشته‌های سیلیسی- آواری مورد مطالعه ‌هستند و اهمیت بسیاری در بازسازی جغرافیای دیرینه دارند.

 

 

 

 

شکل 1- مناطق رسوبی ساختاری ایران بر اساس تقسیم‌بندی اشتوکلین (Stocklin 1968) و نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده که موقعیت برش خوش‌ییلاق در آن نمایش داده شده است.

 


زمین‌شناسی و چینه‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده

به نظر علوی (Alavi 1996) زون البرز متشکل از رشته‌کوه‌های سینوسی‌شکل و به طول حدود 2000 کیلومتر است که از کشورهای ارمنستان و آذربایجان در شمال‌غرب ایران تا کوه‌های پاروپامیسوس (Paropamisus) در شمال افغانستان امتداد دارند. زون البرز که به سه بخش البرز شرقی، البرز مرکزی و البرز غربی تقسیم می‌شود به‌شکل کوه‌های البرز با روند شرقی- غربی در شمال ایران قرار دارد. در مطالعۀ حاضر، سازند پادها در برش خوش‌ییلاق واقع در بخش شرقی البرز مطالعه شد که درحقیقت، جزو قسمت غربی تا جنوب‌غربی البرز شرقی است.

برش نمونۀ سازند پادها در ناحیۀ ازبک کوه طبس را روتنر و همکاران (Ruttner et al. 1968) معرفی کرده‌اند. ضخامت این سازند در برش نمونه، 492 متر و سنگ‌شناسی آن بیشتر از ماسه‌سنگ، دولومیت و گچ است. سازند پادها به‌طور هم‌شیب روی سازند نیور قرار دارد و سازند دولومیتی سیب‌زار با مرز تدریجی آن را پوشانده است. این سازند فسیل مشخصی ندارد؛ اما چون روی سازند نیور واقع شده است، سن آن به دونین زیرین نسبت داده می‌شود (Darvishzadeh 1991). قویدل سیوکی و اونز (Ghavidel-syooki and Owens 2007) بر اساس مطالعه‌های پالینومورف‌های سازند پادها در ناحیۀ جاجرم، سن آن را به دونین بالایی نسبت داده‌اند. سازند پادها به سن دونین زیرین- میانی متشکل از سنگ‌های سیلیسی- آواری، دولومیتی و تبخیری است و در این بین، سنگ‌های سیلیسی- آواری گسترش بیشتری دارند. این سازند رخنمون‌های زیادی در ایران مرکزی و البرز دارد (شکل 2). از دیدگاه رسوبی- تکتونیکی، توالی‌های رسوبی حوضۀ البرز مانند ایران مرکزی و بلوک طبس به سه مجموعه رسوبات پیش‌از ریفت (رخساره‌های کامبرین)، هم‌زمان با ریفت (کربنات‌های دریاچه‌ای و آواری‌های اردویسین تا سیلورین همراه با جریان‌های بازالتی) و پس‌از ریفت (نهشته‌های دونین تا انتهای تریاس) تقسیم می‌شوند که همگی با حاشیۀ غیر‌فعال پالئوتتیس در ارتباط بوده‌اند (Bagheri and Stampfli 2008). به اعتقاد اهری‌پور و همکاران (Aharipour et al. 2010)، سازند پادها شامل توالی‌های هم‌زمان با ریفت به سن دونین پیشین تا دونین میانی است و سنگ‌های سلیسی- آواری (کنگلومرا، ماسه‌سنگ، گلسنگ و شیل‌های قرمز) و کربنات‌های غیردریایی همراه با سنگ‌های آتشفشانی (بازالت یا آندزیت و توف) در این توالی وجود دارند. ازنظر محیط رسوب‌گذاری، سازند پادها در البرز شرقی در محیط قاره‎ای مخروط‌افکنه‌ای و حاشیه تا داخل دریاچه رسوب‎گذاری کرده است (Aharipour et al. 2010). این سازند ازنظر چینه‌شناسی در منطقۀ البرز شرقی روی بازالت‌های سلطان‌میدان قرار گرفته و با سازند خوش‌ییلاق پوشیده شده است (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- ستون چینه‌شناسی سیلورین و دونین البرز و ایران مرکزی که نشان‌دهندۀ گسترش سازند پادهاست (با تغییرات از Wendt et al. 2005).

 

 

در برش مطالعه‌شده، سازند پادها با ضخامت 341 متر روی بازالت‌های سلطان‌میدان به سن اردویسین بالایی- سیلورین و با ناپیوستگی فرسایشی زیر سازند خوش‌ییلاق قرار گرفته است. سازند پادها در برش خوش‌ییلاق سه بخش دارد (شکل 3):

بخش یک از 93 متر کنگلومرا با میان‌لایه‌های توف سبز‌رنگ و بازالت‌های بادامکی قرارگرفته بالای بازالت‌های سلطان‌میدان تشکیل شده است (شکل 4، A). این کنگلومراها به‌طور عمده از ارتوکنگلومرا تشکیل شده‌اند و در برخی قسمت‌ها نیز به حالت پاراکنگلومرا دیده می‌شوند. ازنظر اندازۀ ذرات، این کنگلومراها از ذراتی در حد ریگ تا تخته‌سنگ تشکیل شده‌اند. جنس غالب ذرات، ولکانیکی است؛ اما در برخی لایه‌ها، خرده‌سنگ‌های رسوبی از جنس ماسه‌سنگ، آهک، سیلتستون و گلسنگ نیز فراوان هستند.

بخش دو به ضخامت 128 متر با 48 متر لایه‌های سفید‌رنگ غنی از کوارتز آغاز می‌شود که روی گدازه‌های بالشی بخش یک قرار می‌گیرند (شکل 4، B)؛ این بخش در ادامه، از 80 متر ماسه‌سنگ همراه با میان‌لایه‌های شیلی قرمز‌رنگ (شکل 4، C) تشکیل می‌شود. ضخامت لایه‌های ماسه‌سنگی در این قسمت از 10 سانتی‌متر تا 5/1 متر و ضخامت شیل‌های قرمز در این بخش از 2 تا 10 متر متغیر است.

بخش سه سازند پادها در برش خوش‌ییلاق 120 متر ضخامت دارد و بیشتر از لایه‌های کربناتی و میان‌لایه‌های ماسه‌سنگی تشکیل شده است و در ادامه، سازند خوش‌ییلاق با ناپیوستگی فرسایشی آن را می‌پوشاند (شکل 4، D).


 

شکل 3- ستون لیتواستراتیگرافی سازند پادها در برش خوش‌ییلاق؛ محل نمونه‌های پتروگرافی (ستارۀ سفیدرنگ) و ژئوشیمی (ستارۀ سیاه‌رنگ) در تصویر مشخص شده است.



 

شکل 4- A. مرز زیرین کنگلومراهای بخش یک سازند پادها با بازالت‌های سلطان‌میدان، B. مرز بالایی کنگلومراهای بخش یک سازند پادها با کوارتزآرنایت‌های بخش دو، C. تناوب شیل قرمز و ماسه‌سنگ‌های ساب‌آرکوزی در بخش دو سازند پادها، D. مرز بین بخش‌های دو و سه سازند پادها و همچنین مرز بالایی سازند پادها با سازند خوش‌ییلاق در برش خوش‌ییلاق

 

 

روش‌ها

پس‌از نمونه‌برداری‌های صحرایی، 30 نمونه از ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق (شکل 1) انتخاب و مطالعه‌های پتروگرافی روی آنها انجام شدند. تعداد 20 نمونه از ماسه‌سنگ‌های متوسط تا ریز‌دانه برای تجزیه‌وتحلیل مودال انتخاب و در هر مقطع، حدود 300 نقطه به روشGazzi-Dickinson  شمارش شدند (Ingersoll et al. 1984). با‌توجه‌به شمارش نقاط، اجزای اصلی و فرعی موجود در این ماسه‌سنگ‌ها شناسایی و بر اساس آن، مدهای آواری کوارتز، فلدسپات و خرده‌سنگ برای نام‌گذاری بر مبنای طبقه‌بندی فولک (Folk 1980) و همچنین نمودارهای مختلف تعیین خاستگاه (Dickinson 1985) مشخص شدند (جدول 1). تعداد 8 نمونه از ماسه‌سنگ‌های متوسط‌دانه که کمترین میزان سیمان کربناته در آنها مشاهده شده بود و 2 نمونه از شیل‌های موجود در بخش میانی سازند پادها برای تجزیه‌وتحلیل‌های ژئوشیمیایی انتخاب شدند. نمونه‌ها پس‌از خرد و پودر‌شدن با آسیاب به آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران ارسال و عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی به روش (ICP-MS) در نمونه‌های سازند پادها تعیین شدند.

 

نتایج

پتروگرافی

باتوجه‌به اینکه طبقه‌بندی ماسه‌سنگ‌ها بر اساس مطالعه‌های میکروسکوپی انجام شد، لازم بود درصد انواع مختلف دانه‌های موجود تخمین زده شود (Tucker 2001)؛ این کار با نقطه‌شماری به روش گزی دیکینسون (Gazzi-Dickinson method in Ingersoll et al. 1984) روی نمونه‌های مطالعه‌شده (جدول 1) انجام شد. نتایج مطالعه‌های پتروگرافی و نقطه‌شماری نشان دادند کوارتزهای تک‌بلوری (شکل 5، A) با خاموشی مستقیم (با میانگین 42 درصد از کل اجزای تشکیل‌دهندۀ ماسه‌سنگ‌ها) فراوانی بیشتری نسبت به کوارتزهای تک‌بلوری با خاموشی موجی (با میانگین 25 درصد از کل اجزای تشکیل‌دهندۀ ماسه‌سنگ‌ها) دارند. کوارتزهای تک‌بلوری با خاموشی مستقیم بیشتر ادخال‌هایی از جنس زیرکن، آپاتیت و سوزن‌های روتیل دارند (شکل 5، B). کوارتزهای چندبلوری حدود 4 درصد اجزا را تشکیل می‌دهند. فلدسپات پتاسیم‌دار (به‌طور میانگین 2 درصد از کل اجزا) نسبت به پلاژیوکلاز (به‌طور میانگین 6/0 درصد از کل اجزا) فراوانی بیشتری را در نمونه‌های مطالعه‌شده نشان می‌دهد و بیشتر از نوع میکروکلین است (شکل 5، B). خرده‌سنگ‌های تشکیل‌دهندۀ این ماسه‌سنگ‌ها بیشتر از نوع خرده‌سنگ رسوبی چرت هستند و خرده‌سنگ ولکانیکی و دگرگونی به میزان بسیار کم در برخی مقاطع مشاهده می‌شود (شکل 5، C). سیمان تشکیل‌دهندۀ این ماسه‌سنگ‌ها به‌ترتیب فراوانی عبارتست از: سیمان کربناته (به‌طور متوسط 7/14 درصد از کل اجزا)، سیمان سیلیسی (به‌طور متوسط 25/5 درصد کل اجزا) (شکل 5، D)، سیمان اکسیدآهن (به‌طور متوسط 8/3 درصد کل اجزا) و سیمان رسی (به‌طور متوسط 4/0 درصد از کل اجزا). در مرحلۀ بعد، داده‌های نقطه‌شماری مقاطع نازک به‌شکل درصدهای کوارتز، فلدسپات و خرده‌سنگ مشخص شدند (جدول 2). درصد اجزای اصلی (کوارتز، فلدسپات و خرده‌سنگ) تشکیل‌دهندۀ این ماسه‌سنگ‌‌ها بدون در‌نظر‌گرفتن سیمان، ماتریکس و اجزای فرعی (جدول 2) عبارتند از: کوارتز (66/83 تا 57/99 درصد و به‌طور متوسط 01/94 درصد)، فلدسپات (42/0 تا 41/9 درصد و به‌طور متوسط 39/13 درصد) و خرده‌سنگ (از صفر تا 93/6 درصد و به‌طور متوسط 03/2 درصد). درصدهای محاسبه‌شده به‌منظور تعیین سنگ‌شناسی این نمونه‌ها روی نمودار فولک (Folk 1980) ترسیم شدند و به‌این‌ترتیب، ترکیب سنگ‌شناسی این ماسه‌سنگ‌ها به‌ترتیب کوارتز آرنایت، ساب‌آرکوز و ساب‌لیتارنایت تشخیص داده شد (شکل 6).

 

 

جدول 1- نتایج نقطه‌شماری ماسه‌سنگ‌های سازند پادها؛ نشانه‌های اختصاری در جدول: Stright: خاموشی مستقیم، Undulouse: خاموشی موجی، Plg: پلاژیوکلاز، Kf: فلدسپات پتاسیم‌دار، Sed: خرده‌سنگ رسوبی، Vol: خرده‌سنگ آتشفشانی، Met: خرده‌سنگ دگرگونی،Met: چرت، Mtx: زمینه

Sum

Acc

Mtx

Cement

Rock Fragment

Feldspar

Quartz

Sample no.

Clay

Silica

Fe

Oxide

Calcite

Met

Vol

Sed

Cht

Plg

Kf

Polycrystal

Monocrystal

> 3 Crystal

< or = 3 Crystal

Undulouse

Stright

274

5

0

0

55

0

0

0

0

0

0

0

2

5

0

82

125

Ps 11

288

4

0

3

35

3

15

0

0

0

0

0

3

4

2

87

132

Ps 12

273

3

0

2

33

5

12

0

0

0

0

0

1

4

2

91

120

Ps 13

296

7

0

10

20

10

63

0

0

0

6

0

3

5

1

63

110

Ps 14

285

4

0

0

35

14

28

0

0

0

8

0

2

2

0

77

115

Ps 15

294

2

0

12

25

0

15

0

0

0

0

0

1

4

2

98

135

Ps 16

285

2

0

0

22

3

23

0

0

0

0

0

1

5

2

88

139

Ps 17

319

1

0

0

14

20

91

0

5

2

12

3

7

9

0

53

102

Ps 18

291

2

0

0

5

5

94

0

0

0

4

5

10

5

2

58

101

Ps 19

297

3

0

4

5

25

72

0

0

0

5

4

8

5

2

61

103

Ps 20

284

6

0

0

10

16

80

0

0

0

2

4

9

6

0

53

98

Ps 21

306

4

0

0

0

20

78

0

0

0

14

3

5

8

2

62

110

Ps 22

327

5

28

0

5

30

51

0

0

0

14

10

15

5

3

54

107

Ps 23

309

2

0

5

5

17

70

3

0

0

10

8

12

9

0

56

112

Ps 24

290

0

0

0

5

10

29

0

0

0

3

8

13

7

5

75

135

Ps 25

288

1

15

3

12

8

30

0

0

0

9

2

6

8

0

72

122

Ps 26

273

1

0

0

8

0

29

0

0

0

4

8

9

5

0

80

129

Ps 27

304

1

25

10

0

18

24

0

0

0

4

5

9

0

0

83

125

Ps 28

282

1

15

4

4

0

20

0

0

0

12

3

8

5

0

79

134

Ps 29

279

1

10

0

10

9

35

0

0

0

5

5

10

6

2

69

122

Ps 30

295

2

6

2.5

8.6

12

49.4

0.2

0.3

0.1

6.5

4

8.2

5.8

1.3

69

118

Mean

 

 

 

شکل 5- A. کوارتزهای تک‌بلوری یا خاموشی مستقیم (پیکان‌های قرمز‌رنگ) در ماسه‌سنگ‌های کوارتز آرنایتی سازند پادها، B. کوارتز تک‌بلوری با خاموشی موجی (پیکان قرمزرنگ) و سیمان سیلیسی رورشدی (پیکان زردرنگ) و کربناتۀ حفره‌پر‌کن (پیکان سفیدرنگ) در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها، C. نمونه‌ای از فلدسپات‌های پتاسیم‌دار از نوع میکروکلین (پیکان زرد‌رنگ) در ماسه‌سنگ‌های دارای سیمان کربناتۀ سازند پادها، D. دانۀ چرت با گرد‌شدگی نسبتاً خوب (پیکان زردرنگ) در میان دانه‌های کوارتز که با سیمان کربناته و اکسیدآهن سیمانی شده است.

 

جدول 2- درصدهای محاسبه‌شده از نتایج نقطه‌شماری برای استفاده در نمودارهای فولک (Folk 1980) و دیکینسون (Dickinson 1985)؛ نشانه‌های اختصاری در جدول: Qm: کوارتزهای تک‌بلوری، Qt: کل دانه‌های کوارتز تک‌بلوری و چندبلوری به همراه چرت، Lt: کل خرده‌سنگ‌ها به همراه کوارتزهای چند‌بلوری، L: خرده‌سنگ‌ها بجز چرت، R: کل خرده‌سنگ‌ها به همراه چرت، F: کل فلدسپات‌ها، Q: کل کوارتزهای تک‌بلوری و چندبلوری

Sampleno.

QmFLt

(%)

QtFL

(%)

 

QFR

(%)

 

Qm

F

Lt

Qt

F

L

Q

F

R

P.s 11

96.73

0.93

2.34

99.07

0.93

0.00

99.07

0.93

0.00

P.s 12

96.05

1.32

2.63

98.68

1.32

0.00

98.68

1.32

0.00

P.s 13

96.79

0.46

2.75

99.54

0.46

0.00

99.54

0.46

0.00

P.s 14

92.02

1.60

6.38

98.40

1.60

0.00

95.21

1.60

3.19

P.s 15

94.12

0.98

4.90

99.02

0.98

0.00

95.10

0.98

3.92

P.s 16

97.08

0.42

2.50

99.58

0.42

0.00

99.58

0.42

0.00

P.s 17

96.60

0.43

2.98

99.57

0.43

0.00

99.57

0.43

0.00

P.s 18

80.31

5.18

14.51

91.19

5.18

3.63

84.97

5.18

9.84

P.s 19

85.95

8.11

5.95

91.89

8.11

0.00

89.73

8.11

2.16

P.s 20

87.23

6.38

6.38

93.62

6.38

0.00

90.96

6.38

2.66

P.s 21

87.79

7.56

4.65

92.44

7.56

0.00

91.28

7.56

1.16

P.s 22

84.31

3.92

11.76

96.08

3.92

0.00

89.22

3.92

6.86

P.s 23

77.40

12.02

10.58

87.98

12.02

0.00

81.25

12.02

6.73

P.s 24

80.00

9.52

10.48

89.05

9.52

1.43

84.29

9.52

6.19

P.s 25

85.37

8.54

6.10

91.46

8.54

0.00

90.24

8.54

1.22

P.s 26

88.58

3.65

7.76

96.35

3.65

0.00

92.24

3.65

4.11

P.s 27

88.94

7.23

3.83

92.77

7.23

0.00

91.06

7.23

1.70

P.s 28

92.04

6.19

1.77

93.81

6.19

0.00

92.04

6.19

1.77

P.s 29

89.50

3.36

7.14

96.64

3.36

0.00

91.60

3.36

5.04

P.s 30

89.25

4.67

6.07

95.33

4.67

0.00

95.22

4.67

2.34

Mean

87.35

5.81

6.83

93.85

5.81

0.33

90.88

5.81

3.45

 

شکل 6- نمودار مثلثی فولک (Folk 1980) به‌منظور طبقه‌بندی نمونه‌های ماسه‌سنگی سازند پادها در برش خوش‌ییلاق

 


ژئوشیمی

عناصر اصلی

تعداد 10 نمونه از ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق (8 نمونه ماسه‌سنگ و 2 نمونه شیل) برای مطالعه‌های ژئوشیمیایی انتخاب و تجزیه‌وتحلیل ICP-MS شدند. نتایج تجزیه‌وتحلیل عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها در برش مطالعه‌شده در جدول‌های 3 تا 5 دیده می‌شوند. همان‌طور که در جدول‌های یادشده مشاهده می‌شود میزان SiO2در ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده از 9/66 تا 5/94 درصد (میانگین 7/83 درصد) و در شیل‌های مطالعه‌شده از 9/53 تا 1/55 درصد (میانگین 5/54 درصد) متغیر است. میزان SiO2 زیاد در این ماسه‌سنگ‌ها را بیشتر می‌توان به حضور کانی‌ کوارتز نسبت داد. Al2O3 در ماسه‌سنگ‌ها از 2/1 تا 8/6 درصد (میانگین 5/3 درصد) و در شیل‌های مطالعه‌شده از 8/8 تا 3/11 درصد (میانگین 1/10 درصد) متغیر است. میانگین CaO و K2O در ماسه‌سنگ‌ها به‌ترتیب 1/4 و 7/1 درصد و در شیل‌ها به‌ترتیب 5/6 و 6/4 درصد است. غنی‌تر‌بودن شیل‌ها از‌نظر اکسیدهای آلومینیوم و پتاسیم، وجود فازهای رسی بیشتر در آنها را نشان‌ می‌دهد (Cardenas et al. 1996)؛ سایر اکسید‌ها مقادیر کمتری در نمونه‌های ماسه‌سنگی و شیلی دارند. ارتباط مثبت بین Al2O3 و K2O در نمونه‌های مطالعه‌شده، تأثیر کانی‌های غنی از پتاسیم مانند ایلیت، فلدسپات و میکاها را بر توزیع آلومینیوم در نمونه‌ها نشان می‌دهد (شکل 7، A)؛ همچنین ارتباط مثبت بین Al2O3 با TiO2 در رسوبات سیلیسی- آواری معمولاً با همراهی اکسیدتیتانیم با فیلوسیلیکات‌ها مانند ایلیت مرتبط است (McLennan et al. 1993) (شکل 7، B). ارتباط مثبت اکسیدآلومینیوم با CaO و Fe2O3 نیز به وجود و فراوانی سیمان‌های آهکی و سیمان اکسید‌آهن در نمونه‌های مطالعه‌شده نسبت داده می‌شود (شکل 7، C و D).

 

 

 

 

 

 

شکل 7- تغییرات اکسیدهای مختلف در برابر اکسیدآلومینیوم در ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها

 


عناصر فرعی

جدول 4 مقادیر عناصر فرعی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق را نشان می‌دهد. بررسی نتایج تجزیه‌وتحلیل‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهند مقدار عناصر با قدرت میدان زیاد (HFSE) مانند عنصر زیرکنیم در نمونه‌های ماسه‌سنگی مطالعه‌شده از 14 تا 90 پی‌پی‌ام (میانگین 6/43 پی‌پی‌ام) و در شیل‌های مطالعه‌شده از 61 تا 75 پی‌پی‌‌ام (میانگین 68 پی‌پی‌ام) متغیر است. میزان هافنیم نیز در ماسه‌سنگ‌های برش خوش‌ییلاق از 5/0 تا 1/2 پی‌پی‌ام (میانگین 0/1 پی‌پی‌ام) و در شیل‌های مطالعه‌شده از 6/1 تا 8/1 پی‌پی‌ام (میانگین 7/1 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. عنصر اسکاندیم در ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده از 6/0 تا 1/5 پی‌پی‌ام (میانگین 5/1 پی‌پی‌ام) متغیر است و در شیل‌ها مقادیری از 7/5 تا 0/8 پی‌پی‌ام (میانگین 9/6 پی‌پی‌ام) را نشان می‌دهد. از میان عناصر فرعی حدواسط (transition trace elements) مانند وانادیم، کبالت و نیکل نیز عنصر وانادیم در برش مطالعه‌شده از 13 تا 64 پی‌پی‌ام (میانگین 1/21 پی‌پی‌ام) و در شیل‌ها از 42 تا 59 پی‌پی‌ام (میانگین 5/50 پی‌پی‌ام) متغیر است. نیکل در ماسه‌سنگ‌های برش خوش‌ییلاق مقادیری از 4 تا 9 پی‌پی‌ام (میانگین 9/5 پی‌پی‌ام) دارد و در شیل‌ها مقادیری از 16 تا 32 پی‌پی‌ام (میانگین 0/24 پی‌پی‌ام) را نشان می‌دهد. عناصر لیتوفیل‌ درشت‌یون (LILE) مانند روبیدیم، استرانسیم و باریم مقادیر نسبتاً بیشتری را در مقایسه با سایر عناصر فرعی نشان می‌دهند؛ برای نمونه، استرانسیم در برش مطالعه‌شده از 9/15 تا 6/120 پی‌پی‌ام (میانگین 2/64 پی‌پی‌ام) و در شیل‌ها از 5/102 تا 9/110 پی‌پی‌ام (میانگین 7/106 پی‌پی‌ام) متغیر است.

 

عناصر نادر خاکی

مقادیر عناصر نادر خاکی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق در جدول 5 آمده است. میزان مجموع عناصر نادر خاکی تقریباً در ماسه‌سنگ‌های برش خوش‌ییلاق از 1/37 تا 6/110 پی‌پی‌ام (میانگین 3/60 پی‌پی‌ام) و در نمونه‌های شیلی مطالعه‌شده از 2/124 تا 7/194 پی‌پی‌ام (میانگین 4/159 پی‌پی‌ام) متغیر است.

 

 

جدول 3- درصد اکسیدهای اصلی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های انتخابی از سازند پادها در برش خوش‌ییلاق (S. نمونه‌های ماسه‌سنگ و SH. نمونه‌های شیلی)

Samples

SiO2

Al2O3

CaO

Fe2O3

K2O

MgO

MnO

Na2O

P2O5

TiO2

LOI

P-S-13

94.57

2.13

0.19

0.43

0.68

0.09

0.05

0.85

0.05

0.25

0.82

P-S-14

92.55

1.93

1.32

0.49

0.60

0.08

0.05

0.62

0.05

0.28

1.95

P-S-16

93.86

1.25

1.38

0.30

0.41

0.05

0.05

0.68

0.05

0.09

1.81

P-S-17

81.75

0.94

7.51

0.33

0.32

0.07

0.06

0.77

0.05

0.05

7.85

P-S-23

66.98

6.52

7.88

3.86

4.41

0.48

0.05

0.45

0.11

0.95

8.23

P-S-26

85.76

3.34

3.36

0.82

1.56

0.31

0.05

0.48

0.05

0.10

4.21

P-S-28

70.10

6.84

7.62

1.09

4.72

0.57

0.06

0.53

0.06

0.25

8.03

P-S-29

84.31

3.44

3.95

0.93

1.68

0.18

0.05

0.51

0.05

0.06

4.93

P-SH-3

55.12

8.85

8.47

2.62

4.59

4.86

0.12

0.51

0.07

0.35

14.37

P-SH-5

53.96

11.36

4.67

4.71

4.64

7.94

0.05

0.75

0.11

0.43

11.39

 

جدول 4- مقادیر عناصر فرعی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های انتخابی از سازند پادها در برش خوش‌ییلاق بر حسب پی‌پی‌ام (S. نمونه‌های ماسه‌سنگ، SH. نمونه‌های شیلی)

Samples

Rb

Sr

Y

Zr

Nb

Cs

Ba

Hf

Ta

Th

U

Sc

V

Cr

Co

Ni

P-S-13

15

15.9

0.5

63

3.5

0.6

45

1.51

0.19

2.61

0.5

0.6

16

11

1.1

5

P-S-14

14

37.5

0.6

70

4.6

0.5

1952

1.71

0.28

2.66

0.4

1.1

15

7

1.0

5

P-S-16

11

29.5

0.5

22

3.1

0.5

1509

0.5

0.19

0.85

0.2

0.7

16

8

1.2

7

P-S-17

10

120.6

5.7

14

2.7

0.5

3418

0.5

0.18

0.46

0.2

1

14

8

1.0

6

P-S-23

60

87.5

6.9

90

6.7

1.8

802

2.05

0.44

3.63

1.4

5.1

64

88

3.6

9

P-S-26

31

66.5

1.8

29

3.2

0.7

913

0.5

0.25

0.72

0.5

0.8

13

11

2.4

5

P-S-28

76

91.3

4.3

43

6.5

1.1

630

0.9

0.27

2.14

0.7

1.5

18

11

1.3

6

P-S-29

36

65.1

2.3

18

3

0.8

701

0.5

0.2

0.64

0.5

0.8

13

10

1.1

4

P-SH-3

94

110.9

9

61

7.9

4.8

549

1.62

0.57

5.93

1.4

5.7

42

26

6.1

16

P-SH-5

95

102.5

11.2

75

15.7

3.7

496

1.76

1.14

8.34

2.4

8

59

40

12.6

32

 

جدول 5- مقادیر عناصر نادر خاکی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های انتخابی از سازند پادها در برش خوش‌ییلاق بر حسب پی‌پی‌ام (S. نمونه‌های ماسه سنگ و SH. نمونه‌های شیلی)

Samples

La

Ce

Pr

Nd

Sm

Eu

Gd

Tb

Dy

Ho

Er

Tm

Yb

Lu

P-S-13

15

24

2.51

7.1

0.56

0.14

0.2

0.19

0.96

0.11

0.31

0.11

0.4

0.09

P-S-14

12

20

1.58

4.2

1.27

0.59

0.31

0.2

1

0.10

0.34

0.09

0.4

0.09

P-S-16

8

11

0.91

2.6

0.93

0.49

0.34

0.2

0.9

0.11

0.27

0.10

0.3

0.11

P-S-17

7

11

0.89

4.8

3.84

1.57

2.53

0.45

2.3

0.09

0.76

0.12

0.7

0.09

P-S-23

18

35

2.76

9.9

2.23

0.73

1.93

0.41

2.29

0.11

1.07

0.17

0.9

0.11

P-S-26

7

12

0.84

2.7

0.81

0.46

0.33

0.23

1.11

0.12

0.43

0.11

0.5

0.09

P-S-28

12

23

1.97

6.7

1.58

0.70

1.17

0.32

1.74

0.12

0.74

0.13

0.7

0.11

P-S-29

7

12

0.69

2.1

0.65

0.42

0.3

0.22

1.18

0.13

0.46

0.11

0.6

0.9

P-SH-3

19

38

3.74

13.5

2.78

0.82

2.33

0.45

2.66

0.2

1.37

0.21

1.2

0.16

P-SH-5

32

60

5.9

21

3.85

1

3.22

0.54

3.24

0.35

1.66

0.26

1.7

0.24

 


بحث

تعیین هوازدگی دیرینه و آب‌و‌هوا در منطقۀ منشأ

آب‌و‌هوا با تأثیر بر فرایندهای هوازدگی اثر مهمی در ترکیب نهایی ماسه‌سنگ‌ها و درنتیجه، تفسیرهای خاستگاه دارد (Suttner and Dutta 1986)؛ آب‌وهوای گرم ‌و مرطوب باعث توسعۀ دگرسانی و تخریب کانی‌های ناپایدار و خرده‌سنگ‌ها و آب‌وهوای سرد و خشک سبب حفظ این اجزای ناپایدار می‌شود. نسبت مجموع کوارتز به میزان فلدسپات و خرده‌سنگ (Qt/F+RF) در برابر کوارتز پلی‌کریستالین و چرت روی فلدسپات و خرده‌سنگ (Qp/F+RF) شاخصی برای تعیین نوع آب‌وهوا در زمان ایجاد و ته‌نشست رسوبات است (Suttner and Dutta 1986). در مطالعۀ حاضر، نمودار ساتنر و دوتا (Suttner and Dutta 1986) به‌منظور بررسی شرایط آب‌وهوایی در منطقۀ منشأ استفاده شد. در این نمودار (شکل 8)، نمونه‌های ماسه‌سنگی سازند پادها‌ در محدودۀ مرطوب قرار گرفتند که شرایط آب‌وهوایی مرطوب را در منطقۀ منشأ سازند پادها نشان می‌دهد. ساتنر و دوتا (Suttner and Dutta 1986) شرایط آب‌وهوایی منطقۀ منشأ را با استفاده از مقادیر SiO2 در برابر مجموع Al2O3، K2O و Na2O نیز بررسی کردند. بیشتر نمونه‌های ماسه‌سنگی سازند پادها با استفاده از این نمودار در محدودۀ آب‌وهوای مرطوب قرار گرفتند؛ بجز دو نمونۀ P-S-23 و P-S-28 که به‌علت میزان کمتر SiO2 در محدودۀ نیمه‌خشک قرار گرفتند. دو نمونۀ شیلی بررسی‌شده نیز در محدودۀ آب‌وهوایی نیمه‌خشک قرار گرفتند. به‌منظور تعیین درجۀ هوازدگی رسوبات، اندیس‌های متفاوتی بر پایۀ نسبت‌های مولکولی اکسیدهای عناصر متحرک (K2O، Na2O، CaO و MgO) به اکسیدهای عناصر غیرمتحرک مانند Al2O3 و TiO2 پیشنهاد شده است (Chittleborough 1991; Shao et al. 2012). کولرز (Cullers 2000) اندیسی را برای تعیین هوازدگی ماسه‌سنگ‌های دارای CaO‌ زیاد و متغیر ارائه کرده است که به‌شکل زیر تعریف می‌شود:

CIW'=[Al2O3/(Al2O3+Na2O)]×100

در این رابطه، اکسیدها باید به‌شکل نسبت مولکولی در نظر گرفته شوند و به‌این‌ترتیب، میزانCIW' برای ماسه‌سنگ‌های سازند پادها به‌طور متوسط 69/73 و برای شیل‌های مطالعه‌شده 77/90 به دست آمد؛ این اعداد، میزان هوازدگی متوسط تا زیاد را برای این نهشته‌ها نشان می‌دهند و درنتیجه می‌توان آب‌وهوای مرطوب را برای نمونه‌های سازند پادها پیشنهاد کرد (Nesbitt and Young 1982).

 

 

شکل 8- A. نمودار تغییرات نمایی  Qt/(F+RF)و Qp/(F+RF)(Suttner and Dutta 1986)؛ بر اساس این نمودار، داده‌های حاصل از نقطه‌شماری ماسه‌سنگ پادها در محدودۀ آب‌وهوای مرطوب قرار می‌گیرند. B. نمودار دوتایی SiO2 در برابر مجموع Al2O3+K2O+Na2O ساتنر و دوتا (Suttner and Dutta 1986) برای تعیین وضعیت آب‌وهوای دیرینه

 


ترکیب سنگ مادر

کوارتز یکی از کانی‌های بسیار مهم ماسه‌سنگ‌ها در تعیین خاستگاه است و معمولاً در بررسی خاستگاه ماسه‌سنگ‌ها از روش‌های تجزیه‌وتحلیل مختلف روی دانه‌های کوارتز استفاده می‌شود. میزان زیاد کوارتزهای تک‌بلوری با خاموشی مستقیم نسبت به کوارتز‌های با خاموشی موجی و چندبلوری بیان‌کنندۀ منشأ پلوتونیکی ماسه‌سنگ‌هاست (Basu 1985; Tortosa et al. 1991). با‌توجه‌به مقادیر زیاد کوارتز در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها، در مطالعۀ حاضر از نمودار چهارتایی تورتوزا و همکاران (Tortosa et al. 1991) برای بررسی نوع سنگ مادر این ماسه‌سنگ‌ها استفاده شد. بر اساس این نمودار و با تکیه بر ویژگی‌های دانه‌های مختلف کوارتز موجود، سنگ منشأ ماسه‌سنگ‌های سازند پادها از نوع گرانیتی تعیین شد (شکل 9). وجود فلدسپات‌های پتاسیم‌دار از نوع میکروکلین (شکل 4، C) در نمونه‌های ساب‌آرکوزی تا ساب‌لیتارنایتی و فراوان‌تربودن آنها نسبت به پلاژیوکلازها نیز نشان‌دهندۀ سنگ مادر آذرین فلسیک برای نمونه‌های مطالعه‌شده است.

میزان نسبت کوارتز به مجموع فلدسپات و کوارتز در ماسه‌سنگ‌ها مشخص‌کنندۀ سنگ‌شناسی سنگ مادر است (Johnsson 1993). این مقدار در سنگ مادر مافیک حدود صفر تا 1/0، در سنگ مادرهای حدواسط حدود 1/0 تا 3/0 و در سنگ مادرهای فلسیک بیشتر از 3/0 است (Van De Kamp 2010). باتوجه‌به اینکه میانگین این نسبت در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها 95/0 است، می‌توان سنگ منشأ آذرین فلسیک را سنگ مادر اصلی این نهشته‌ها در نظر گرفت. اگرچه ترکیب ماسه‌سنگ‌ها بیان‌کنندۀ منشأ سنگ‌های آذرین درونی مانند گرانیت برای آنهاست، حضور مقادیر فراوان کوارتزهای با گردشدگی خوب و به‌ویژه خرده‌های چرت، روتیل و زیرکن گردشده منشأ سنگ‌های رسوبی قدیمی را نیز پیشنهاد می‌کند (Johnsson 1993).

 

 

شکل 9- نمودار تورتوزا و همکاران (Tortosa et al. 1991) به‌منظور تعیین منشأ ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق

 

استفاده از ترکیب شیمیایی رسوبات کل یکی دیگر از عوامل مورداستفاده در تشخیص انواع سنگ‌شناسی نواحی خاستگاه است (برای نمونه Roser and Korsch 1988; McLennan et al. 2003; Jafarzadeh and Hosseini-Barzi 2008; Taheri et al. 2018). نسبتAl2O3/TiO2از نسبت‌های مهم در تشخیص نوع سنگ مادر رسوبات سیلیسی- آواری است؛ چنانچه این نسبت در رسوبات کمتر از 14 باشد، از سنگ مادرهای مافیک مشتق شده‌اند و اگر این نسبت حدود 19 تا 28 باشد، رسوبات به سنگ مادرهای فلسیک مربوط هستند (Anderson et al. 2004). بر اساس نظر هایاشی و همکاران (Hayashi et al. 1997) چنانچه این نسبت بیش از 21 باشد، رسوبات به سنگ مادرهای فلسیک مربوط هستند؛این نسبت در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها اکثراً بیشتر از 19 و در شیل‌های سازند پادها بین 25 و 26 است که نشان از مشتق‌شدن آنها از سنگ مادرهای فلسیک دارد. هایاشی و همکاران (Hayashi et al. 1997) نشان دادند مقادیر TiO2 در برابر زیرکنیوم می‌تواند باعث تفکیک سنگ منشأهای فلسیک، حدواسط و مافیک شود؛ با قراردادن نمونه‌های سازند پادها در این نمودار (شکل 10، A) مشخص می‌شود بیشتر نمونه‌های سازند پادها در محدودۀ سنگ منشأ فلسیک قرار دارند؛ بجز یک نمونۀ ماسه‌سنگی و دو نمونۀ شیلی که در محدودۀ سنگ‌های آذرین حدواسط قرار می‌گیرند. علاوه‌بر موارد یادشده، نسبت‌های بین برخی از عناصر فرعی ازجمله La/Co، Th/Sc، La/Sc و Cr/Th نیز در شناسایی سنگ مادر اهمیت ویژه‌ای دارند (برای نمونه، Wronkowics and Condie 1987; Cullers 2000; Cullers and Podkovyrov 2000). قرارگرفتن نمونه‌های سازند پادها در نمودار Th/Sc در برابر Cr/Th (Wronkowics and Condie 1987) (شکل 10، B) نیز تأییدی بر سنگ مادر فلسیک تا گرانیتی رسوبات سازند پادها در برش خوش‌ییلاق است.

 

 

 

شکل 10- A. نمودار مقادیر TiO2 در برابر زیرکنیوم (Hayashi et al. 1997) که سنگ منشأهای فلسیک تا حدواسط را برای نمونه‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق نشان می‌دهد، B. نمودار دوتایی Cr/Th در برابر Th/Sc (Wronkowics and Condie 1987) و موقعیت نمونه‌های سازند پادها که روی آن مشخص شده است.

 


جایگاه زمین‌ساختی

مدهای آواری ماسه‌سنگ‌ها (کوارتز، فلدسپات و انواع خرده‌سنگ‌ها) یکی از اصلی‌ترین روش‌ها برای بررسی جایگاه‌های تکتونیکی مناطق خاستگاه است که به‌علت ارتباط نزدیک بین ترکیب ماسه‌سنگ‌ها و جایگاه تکتونیکی نواحی خاستگاه ماسه‌سنگ‌ها و به‌منظور کمک به شناسایی جایگاه تکتونیکی منطقۀ خاستگاه حوضه‌های دیرینه استفاده می‌شود (Dickinsson and Suczek 1979; Dickinsson 1985). دیکینسون و همکاران (Dickinson et al. 1983) با مطالعه روی ماسه‌سنگ‌های قدیمی، چهار ناحیة منشأ اصلی شامل کراتون‌های پایدار، بالا‌آمدگی پی‌سنگ، قوس‌های ماگمایی و کوه‌زایی‌های با چرخۀ دوباره را تعیین و به‌شکل دو نمودار مثلثی QmFLt و QtFL ارائه کردند. انتقال داده‌های به‌دست‌آمده از نقطه‌شماری مقاطع نازک سازند پادها (جدول 2) در نمودار QmFLt و QtFL (شکل 11) خاستگاه زمین‌ساختی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها را کراتون‌های پایدار نشان می‌دهد.

 

 

 

شکل 11- نمودارهای دیکینسون و همکاران (Dickinson et al. 1983) به‌منظور تعیین نوع خاستگاه زمین‌ساختی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق

 

 

استفاده از ژئوشیمی شیل‌ها و ماسه‌سنگ‌ها نیز ابزار سودمندی در به‌دست‌آوردن جایگاه تکتونیکی است و نمودارهای مختلف ژئوشیمیایی عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی برای تعیین جایگاه تکتونیکی سنگ‌های سیلیسی- آواری استفاده می‌شوند (Bathia 1983; Roser and Korsch 1986; Verma and Armstrong-Altrin 2013). محتوای SiO2 و نسبت K2O/Na2O در ماسه‌سنگ‌ها از حساس‌ترین نشانگرهای تفکیک جایگاه‌های تکتونیکی‌اند؛ ازاین‌رو، روسر و کورش (Roser and Korsch 1986) نموداری ارائه کردند که بر اساس عوامل یادشده، تفکیک سه جایگاه تکتونیکی غیرفعال قاره‌ای (Passive margin)، جایگاه فعال قاره‌ای (Active margin) و حواشی جزایر کمانی اقیانوسی (Oceanic island arc) امکان‌پذیر باشد؛ با قراردادن نمونه‌های سازند پادها در این نمودار مشخص می‌شود ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در محدودۀ حاشیۀ غیرفعال قاره‌ای قرار گرفته‌اند (شکل 12، A). ورما و آرمسترانگ آلترین (Verma and Armstrong-Altrin 2013) با استفاده از مقادیر اکسیدهای مختلف، نمودار تفکیکی جدیدی را برای جایگاه‌های تکتونیکی ریفتی، برخوردی و کمان ولکانیکی ارائه کردند؛ همان‌گونه که مشاهده می‌شود در این نمودار نیز نمونه‌های سازند پادها بیشتر در محدودۀ حاشیۀ غیرفعال قاره‌ای و ریفتی قرار گرفته‌اند (شکل 12، B).

عناصر فرعی و نادر خاکی معمولاً داده‌های معتبرتری را نسبت به عناصر اصلی برای تشخیص جایگاه تکتونیکی ارائه می‌کنند. درحقیقت، تحرک‌نداشتن و زمان اقامت کم این عناصر در آب اقیانوس و رودخانه باعث می‌شود این عناصر به بخش تخریبی رسوبات وارد شوند و درنتیجه، نقش مهمی را در تفکیک مناطق منشأ و جایگاه‌های تکتونیکی ایفا کنند (Taylor and McLennan 1985; McLennan et al. 2003). در پژوهش حاضر، نمودارهای مثلثی باتیا و کروک (Bhatia and Crook 1986) بر اساس عناصر فرعی لانتانیم، توریم و اسکاندیم استفاده شدند و ماسه‌سنگ‌های سازند پادها بیشتر در نزدیکی محدودۀ غیرفعال قاره‌ای قرار گرفتند.

 

 

شکل 12- A. نمودار محتوای SiO2 در برابر K2O/Na2O(Roser and Korsch 1986)؛ ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در محدودۀ حاشیۀ غیرفعال قاره‌ای قرار گرفته‌اند، B. نمودار تفکیکی ورما و آرمسترانگ (Verma and Armstrong-Altrin 2013)برای تفکیک جایگاه‌های تکتونیکی ریفتی، برخوردی و کمان ولکانیکی، C. نمودار مثلثی Th-La-Sc(Bhatia and Crook 1986)که جایگاه تکتونیکی غیرفعال قاره‌ای را برای ماسه‌سنگ‌های سازند پادها نشان می‌دهد. نشانه‌های اختصاری در شکل: A: جزایر کمانی اقیانوسی، B: جزایر کمانی قاره‌ای، C: حاشیۀ فعال قلره‌ای، D:حاشیۀ غیر‌فعال قاره‌ای

جغرافیای دیرینه

در زمان‌های پرکامبرین پسین و پالئوزوئیک، صفحۀ ایران همراه با قطعه‌های مختلفی از کشورهای مجاور به صفحه‌های آفریقا و عربستان متصل بوده و در حاشیۀ شمالی ابرقارۀ گندوانا قرار داشته است (Husseini 1991; Ruban et al. 2007). پوستۀ قاره‌ای ایران در زمان نئوپروتروزوئیک تا اوایل کامبرین منعکس‌کنندۀ وجود کمان قاره‌ای با عنوان «کادومین» (Cadomian continental arc) در حاشیۀ شمالی گندواناست که بعدها تحت‌تأثیر ریفت‌زایی قرار گرفته است (Moghaddam et al. 2017)؛ با‌توجه‌به زمان بازشدگی اقیانوس پالئوتتیس از اوایل اردوویسین، رسوبات هم‌زمان با ریفت در فواصل زمانی اردویسین و سیلورین تشکیل شده‌اند (Berberian and King 1981; Derakhshi and Ghasemi 2015). مراحل تشکیل اقیانوس پالئوتتیس بر اساس نظر اشتامفلی (Stampfli 1978) و بولین (Boulin 1991) به سه بخش بالاآمدگی حرارتی پوسته در پروتروزوئیک پسین، ریفتینگ در پالئوزوئیک پیشین و فرونشینی حرارتی در دونین میانی و فوقانی تقسیم‌بندی می‌شوند؛ ازاین‌رو، نهشته‌های سازند پادها به سن دونین زیرین- میانی ممکن است در حدفاصل تبدیل حاشیۀ ریفتی به حاشیۀ غیرفعال پالئوتتیس تشکیل شده باشند. به عقیده زند مقدم (Zand-Moghadam 2013) گسل‌های مختلف مورب‌لغز نرمال (strike-slip) که در حوضۀ ریفتی پالئوتتیس طی زمان‌های اردوویسین تا اوایل دونین ایجاد شده‌اند، بالاآمدگی و فرورفتگی‌های مشخص نزدیک به یکدیگر را سبب شده‌اند (block faulting) و هر قطعۀ بالا‌آمده می‌تواند نقش سنگ مادر را در رسوبات سازند پادها ایفا کند. فراوانی بسیار زیاد دانه‌های زیرکن آواری با سن 500 میلیون سال در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق  (Moghaddam et al. 2017) تأیید‌کنندۀ این بالاآمدگی‌های تکتونیکی بستر گرانیتی کادومین و فرسایش این سنگ‌ها به‌عنوان سنگ مادر رسوبات سازند پادهاست؛ هرچند وجود دانه‌های زیرکن آواری با سن 600 تا 700 میلیون سال در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق نشان‌دهندۀ ورود مواد آواری از سنگ‌های گرانیتی کراتون عربستان به‌عنوان سنگ مادر دیگر رسوبات سازند پادهاست (Moghaddam et al. 2017). تجزیه‌وتحلیل جهت جریان دیرینه در زون البرز طی زمان دونین توسط پژوهشگران مختلف ازجمله شرفی و همکاران (Sharafi et al. 2018) نیز ورود رسوبات از کراتون عربستان را تأیید می‌کند. نتایج مطالعۀ حاضر بر اساس داده‌های ژئوشیمی و پتروگرافی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق نیز سنگ منشأ فلسیک، جایگاه تکتونیکی ریفتی و حاشیۀ غیر‌فعال را برای منطقۀ خاستگاه این ماسه‌سنگ‌ها تأیید می‌کنند. با‌توجه‌به مشاهدۀ زیرکن‌های آواری به سن حدود 450 میلیون سال در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در برش خوش‌ییلاق توسط مقدم و همکاران (Moghaddam et al. 2017)، فرسایش سنگ‌های پیش‌از دونین به‌ویژه سنگ‌های ماگمایی اوایل اردوویسین (سازند سلطان‌میدان) و به دنبال آن رسوب‌گذاری در حاشیۀ پالئوتتیس نیز می‌تواند سنگ مادر دیگر ماسه‌سنگ‌های سازند پادها در نظر گرفته شود (شکل 13). وجود قطعه‌های بازالتی و گرانیتی در کنگلومراهای بخش پایینی سازند پادها تایید‌کنندۀ این سنگ مادر برای رسوبات کنگلومرایی سازند پادهاست؛ هرچند هیچ‌گونه خرده‌سنگ آذرینی در ماسه‌سنگ‌های بخش سه سازند پادها مشاهده نشد. داده‌های به‌دست‌آمده از هوازدگی ناحیۀ منشأ بیان‌کنندۀ تأثیر آب‌وهوای گرم و مرطوب تا کمی مرطوب است. تفسیر آب‌وهوایی به‌دست‌آمده هماهنگی خوبی با داده‌های جغرافیای‌ دیرینه نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای که خردصفحۀ ایران در فواصل زمانی دونین زیرین تا میانی در حاشیۀ شمالی قارۀ گندوانا، در عرض‌های جغرافیایی 15 تا 30 درجه قرار داشته است (Cocks and Torsvik 2002; Bagheri and Stampfli 2008). این تفسیر با شواهد پتروگرافی که بیان‌کنندۀ مچوریتی ترکیبی و بافتی زیاد ماسه‌سنگ‌ها که عمدتاً دارای کوارتز‌های رسوبی و جور‌شده و مقادیر بسیار اندک خرده‌های ناپایدارند، منطبق است. وجود نهشته‌های مردابی و وجودنداشتن کانی‌های تبخیری در رخساره‌های سازند پادها (Aharipour et al. 2010) تأیید‌کنندۀ وجود آب‌وهوای نیمه‌مرطوب در زمان ته‌نشست سازند پادهاست.

 

 

 

شکل 13- نقشۀ جغرافیای دیرینه و مدل شماتیک ورود رسوب در زمان ته‌نشست سازند پادها (اوایل تا اواسط دونین) (برگرفته با تغییرات از Cocks and Torsvik 2002; Aharipour et al. 2010 )


نتیجه‌

نتایج نقطه‌شماری و درصد‌های محاسبه‌شده به‌منظور تعیین سنگ‌شناسی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها، ترکیب سنگ‌شناسی کوارتز آرنایت، ساب‌آرکوز و ساب‌لیتارنایت را برای ماسه‌سنگ‌های بخش دو سازند پادها مشخص کرد. با‌توجه‌به میزان نسبت کوارتز به مجموع فلدسپات و کوارتز در ماسه‌سنگ‌های سازند پادها که 95/0 است و همچنین ویژگی‌های ژئوشیمیایی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها از‌جمله نسبتAl2O3/TiO2 و مقادیر TiO2 در برابر زیرکنیم می‌توان سنگ منشأ آذرین فلسیک را سنگ مادر اصلی این نهشته‌ها در نظر گرفت. داده‌های حاصل از نقطه‌شماری مقاطع نازک ماسه‌سنگ‌های سازند پادها و استفاده از نمودارهای QmFLt و QtFL، خاستگاه زمین‌ساختی ماسه‌سنگ‌های سازند پادها را کراتون‌های پایدار نشان می‌دهند. استفاده از ژئوشیمی ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های سازند پادها نیز اکثراً جایگاه تکتونیکی حاشیۀ غیر‌فعال قاره‌ای و ریفتی را برای این نمونه‌ها تأیید می‌کند. با‌توجه‌به مطالعه‌های جغرافیای دیرینه در منطقه، بالاآمدگی‌های تکتونیکی و فرسایش بستر گرانیتی کادومین و همچنین ورود مواد آواری از سنگ‌های گرانیتی کراتون عربستان را می‌توان سنگ مادر دیگر رسوبات سازند پادها در نظر گرفت. نقطه‌شماری ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده و مشخص‌کردن نسبت مجموع کوارتز به میزان فلدسپات و خرده‌سنگ (Qt/F+RF) در برابر کوارتز پلی‌کریستالین و چرت روی فلدسپات و خرده‌سنگ (Qp/F+RF) برای بررسی شرایط آب‌وهوایی در منطقه منشأ نشان‌دهندۀ شرایط آب‌وهوایی مرطوب در منطقۀ منشأ سازند پادهاست. ژئوشیمی نمونه‌ها و استفاده از اندیس CIW' در نمونه‌های سازند پادها به‌طور متوسط اعداد 69/73 و 77/90 را به‌ترتیب برای ماسه‌سنگ‌ها و شیل‌های مطالعه‌شده نشان می‌دهد؛ این اعداد، هوازدگی متوسط تا زیاد را به‌ترتیب برای نهشته‌های یادشده مشخص و وجود شرایط آب‌وهوایی مرطوب را در زمان تشکیل سازند پادها تأیید می‌کنند که با داده‌های جغرافیای دیرینه و قرار‌داشتن ایران در عرض‌های جغرافیایی 15 تا 30 درجه هماهنگی خوبی دارد.

Alavi M. 1996. Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics, 21: 1 –33.

Alavi-Naini  M. 1993. Paleozoic Stratigraphy of Iran: Treatise on the Geology of Iran 5: Tehran, Geological Survey of Iran. 492 p. [in Persian]. 

Anderson P.O.D. Worden R.H. Hodgson D. and Flint S. 2004. Provenance evolution and chemostratigraphy of a Paleozoic submarine fan complex: Tanqua Karoo Basin, South Africa. Marine and Petroleum Geology, 21: 555–577.

Aharipour R. Moussavi M.R. Mosaddegh H. and Mistiaen B. 2010.Facies features and paleoenvironmental reconstruction of the Early to Middle Devonian syn-rift volcano-sedimentary succession (Padeha Formation) in the Eastern-Alborz Mountains, NE Iran. Facies, 56: 279-294.

Armstrong-Altrin  J.S. 2015. Evaluation of two multidimensional discrimination diagrams from beach and deep-sea sediments from the Gulf of Mexico and their application to Precambrian clastic sedimentary rocks. International Geology Review, 57(11-12): 1446-146.

Armstrong-Altrin  J.S.  Lee  Y.I.  Kasper-Zubillaga  J.J.  Carranza-Edwards  A.  Garcia  D.  Eby  N.  Balaram  V.  and Cruz-Ortiz  N.L.  2012. Geochemistry of beach sands along the western Gulf of Mexico, Mexico: implication for provenance. Chemie der Erde,  72: 345-362.

Bagheri S. and Stampfli, G.M. 2008. The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: new geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451(1-4): 123-155.

Basu A. 1985. Reading provenance from detrital quartz. In: Zuffa, G.G. (Eds.), Provenance of Arenites. Dordrecht, NATO ASI Series, C148, D. Reidel Publishing Company, 231–247.

Basu A. Bickford M.E. and Deasy R. 2016. Inferring tectonic provenance of siliciclastic rocks from their chemical compositions: A dissent. Sedimentary Geology, 336: 26-35.

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

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 greywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92: 181-193.

Boulin J. 1991.Structures in southwest Asia and evolution of the eastern Tethys, Tectonophysics, 196: 211-268.

Cltittleborough D.J. 1991. Indices of weathering for soils and paleosols formed on silicate rocks. Australian Journal of Earth Sciences, 38: 115- 120.

Critelli S. 2018. Provenance of Mesozoic to Cenozoic circum-Mediterranean sandstones in relation to tectonic setting. Earth-Science Review, 185: 624-648.

Critelli S. Muto F. Peri F. and Tripodi V. 2017. Interpreting provenance relations from  sandstone detrital modes, southern Italy foreland region: Stratigraphic record of the Miocene tectonic evolution. Marine and Petroleum Geology, 87: 47-59.

Cocks L.R.M. and Torsvik T.H.  2002. Earth geography from 500 to 400 million years ago: a faunal and palaeomagnetic review. Journal of Geological Society of London, 159: 631–644.

Cullers R.L. 2000. The geochemistry of shales, siltstones and sandstones of Pennsylvanian – Permian age, Colorado, USA: implications for provenance and metamorphic studies. Lithos, 51: 181–203.

Cullers R.L. and Podkovyrov V.N. 2000.Geochemistry of the Mesoproterozoic Lakhanda shales in southeastern Yakutia, Russia: Implications for mineralogical and provenance control, and recycling. Precambrian Research, 104 (1-2): 77-93.

Darvishzadeh A. 1991. Geology of Iran. Tehran University Inc. 908 p. [in Persian].

Derakhshi M. and Ghasemi H. 2015. Soltan Maidan Complex (SMC) in the eastern Alborz structural zone, northern Iran: magmatic evidence for Paleotethys development. Arabian Journal of Geosciences, 8: 849–866.

Dickinson W.R. 1985. Interpreting provenance relation from detrital modes of sandstones. In: Zuffa, G.G., (Eds.), Provenance of Arenites. Reidel Publishing Company, Dorderchet, the Netherlands: 333–363.

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.

Fardoust, F. Jafarzadeh, M. Zand-Moghaddam, H. and Abedini Moghanaki, F. 2018.Geochemical comparison of Padeha Formation sandstones in north of Tabas and Lut Blocks: implication for paleogeography.Sedimentary Facies, 11 [in Persian with English abstract]. (doi.org/10.22067/sed.facies.v11i1.64695). 

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

Garzanti E. and Resentini A. 2016. Provenance control on chemical indices of weathering (Taiwan river sands). Sedimentary Geology, 336: 81-95.

Ghavidel-syooki M. and Owens B. 2007. Palynostratigraphy and palaeogeography of the Padeha, Khoshyeilagh, and Mobarak formations in the eastern Alborz Range (Kopet-Dagh region), northeastern Iran. Revue de micropaléontologie, 50(1):129-144.

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.

Hosseini-Barzi M. and Saeedi M. 2011. Tectonic Provenance of Padeha Formation Sandstones in Samirkooh Section, Central Iran: with Refrence to Influence of Diagenetic Processes on Sandstones Composition. Scientific Quarterly Journal Geosciences,  20 (78): 147-158. [in Persian with English abstract]. 

Husseini M.I. 1991. Tectonic and depositional model of the Arabian and adjoining plates during the Silurian-Devonian. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 75: 108-120.

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

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.

Johnsson M.J. 1993. The system controlling the composition of clastic sediments. In: Johnsson, M.J., and Basu, A., (Eds.), Processes controlling the composition of clastic sediments. Geological Society of American Special, 284: 1–19.

McLennan S.M. Bock B. Hemming S.R. Hurowitz J.A. Lev S.M. and McDaniel D.K. 2003. The role of provenance and sedimentary processes in the geochemistry of sedimentary rocks, In: Lentz, D.R., (Eds.), Geochemistry of Sediment and Sedimentary Rocks: Evolutionary Considerations to Mineral Deposit-Forming Environments, Geological Association of Canada, Geo text4: 7-31.

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

Moghadam H.S. Li X.H. Griffin W.L. Stern R.J. Thomsen T.B. Meinhold G. Aharipour R. and O'Reilly S.Y. 2017. Early Paleozoic tectonic reconstruction of Iran: Tales from detrital zircon geochronology. Lithos, 268: 87-101.

Nesbitt H.W. and Young G.M. 1996. Petrogenesis of sediments in the absence of chemical weathering: effects of abrasion and sorting on bulk composition and mineralogy. Sedimentology, 43: 341–358.

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.

Poursoltani M.R. 2017. Petrography and diagenesis of Padeha Formation sandstones (Lower-Middle Devonian) at Bujhan section, Binalud Basin, NE Iran. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 32: 87-112. [in Persian with English abstract]. 

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.

Ruban D.A. Al-Husseini M. and Iwasaki Y. 2007. Review of Middle East Paleozoic plate tectonics. GeoArabia, 12: 35–56.

Ruttner A. Nabavi M.H. and Hajian J. 1968. Geology of Shirgesht area (Tabas area, East Iran). Geological Society of  Iran. No. 4, 133 p.

Shao J. Yang S. and Li C. 2012. Chemical indices (CIA and WIP) as proxies for integrated chemical weathering in China: Inferences from analysis of fluvial sediments. Sedimentary Geology, 265:110-120.

Sharafi M. Moussavi-Harami, S.R. Mahboubi, A. and Jafarzadeh M. 2018. Petrography and Geochemistry of the sandstones of the Geirud Formation in the Central Alborz: Application for Provenance and Tectonic setting. Journal of Applied Sedimentology, 6: 1-24. [in Persian with English abstract]. 

Stampfli G. Marcoux J. and Baud A. 1991. Tethyan margins in space and time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Paleecology, 87: 373–409.

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

Stampfli G.M. 1978. Etude geologic general de L Elburz oriental au sud de Gonbad-e Quabus, Iran N-E. These, Univ. Geneve, 328p.

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

Taheri A. Jafarzadeh M. Armstrong-Altrin J.S. and Mirbagheri S.R. 2018. Geochemistry of siliciclastic rocks from the Shemshak Group (Upper Triassic–Middle Jurassic), north eastern Alborz, northern Iran: implications for palaeoweathering, provenance, and tectonic setting. Geological  Quarterly, 62 (3): 522–535.

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

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

Van De Kamp P. 2010.Arkose, subarkose, quartz sand, and associated muds derived from felsic plutonic rocks in glacial to tropical humid climates. Journal of Sedimentary Research, 80(10): 895–918.

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

Weltje G.J. 2002. Quantitative analysis of detrital modes: statistically rigorous confidence regions in ternary diagrams and their use in sedimentary petrology. Earth–Science Reviews, 57: 211–253.  

Wendt J. Kaufmann B. Belka Z. Farsan N. and Karimu-Bavandpur A. 2005. Devonian/ Lower Carboniferous stratigraphy, facies patterns and palaeogeography of Iran Part II. Northern and central Iran. Acta Geologica Polonica, 55: 31-97.

Wronkiewicz D. J. and Condie K. C. 1987. Geochemistry of Archean shales from the Witwatersrand Supergroup, South Africa: source-area weathering and provenance. Geochimica et Cosmochima Acta, 51: 2401–2416.

Zand-Moghadam H. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Bavi H. 2013a.Comparison of tidalites in siliciclastic, carbonate, and mixed siliciclastic-carbonate Systems: examples from Cambrian and Devonian deposits of East-Central Iran. ISRN Geology, 1-21.

Zand-Moghadam H. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Rahimi, B. 2013b. Petrography and geochemistry of the Early-Middle Devonian sandstones of the Padeha Formation the north of Kerman, SE Iran: Implication for provenance Boletín del Instituto de Fisiografía y Geología, 83: 1-14.

Zand-Moghadam H. Moussavi-Harami R. and Mahboubi A. 2014. Sequence stratigraphy of the Early-Middle Devonian succession (Padeha Formation) in Tabas Block, East-Central Iran: Implication for mixed tidal flat deposits. Palaeoworld, 23: 31-49.

Zimmermann S. and Hall R. 2019. Provenance of Cretaceous sandstones in the Banda Arc and their tectonic significance. Gondwana Research, 67: 1-20.