نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد زمین‌شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

2 استاد، گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

3 استادیار، گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

چکیده

رسوبات توفا کربنات­های غیردریایی حاصل از چشمه­های آب شیرین با عمق کم، درجه حرارت کم تا سرد و وضعیت جریانی عمدتاً کم‌انرژی و توفاهای ناحیه آبگرم یکی از نمونه­های تیپیک این گونه رسوبات هستند. مطالعات صحرایی و میکروسکوپی به شناسایی هفت رخساره سنگی آتوکتونوس و آلوکتونوس منجر شده است. حضور پوشش­های تقریباً متراکم گیاهی در حاشیه مسیر آب، افزایش مصرف گاز دی اکسید کربن محلول در آب و فراهم‌شدن وضعیت شیمیایی در اثر تلاطم، از عوامل مؤثر در ته­نشست توفاها بوده است. براساس غلظت یون­های محلول، تیپ آب چشمه‌های منطقه آبگرم از نوع Ca- Mg- HCO3 تشخیص داده شده است و باتوجه‌به نسبت­های یونی آب­های این منطقه با منشأ اولیه جوی از سنگ­آهک­های دولومیتی و تبخیری­های سازندهای مزدوران و شوریجه تأثیر پذیرفته‌اند. غلظت زیاد این یون‌ها به به دام‌افتادن رسوبات کربناته در بین رشته­های جلبکی منجر شده که یکی از انواع ته­نشست­های فعال و درحال‌تشکیل توفا در ناحیه مدنظر است. حضور گونه­های فسیلی گاستروپود وضعیت آب‌وهوایی مرطوب در زمان تشکیل این رسوبات را نشان می‌دهد؛ به‌طوری‌که در دوره­های بعدی، کاهش بارندگی و افزایش دما و تبخیر، به مرگ دوگونه گاستروپود Melanopsis praemorsa) و Galbatruncatula) در این منطقه منجر شده است. آنالیز ایزوتوپ­های اکسیژن و کربن نیز تأثیر آب­های جوی و سنگ‌های کربناته حاوی آب سازند مزدوران را در ترکیب ایزوتوپی توفاهای ناحیه آبگرم تأیید می­کند.

کلیدواژه‌ها

عنوان مقاله [English]

Sedimentology and geochemistry of tufa and their relation to hydrochemistry of springs: An example of Abgarm Tufa of Kalat- east of Kopet- Dagh basin

نویسندگان [English]

  • Fatemeh Goleij 1
  • Asadollah Mahboubi 2
  • Mohammad Khanehbad 3
  • Sayed Reza Mosavi Harami 2

1 Ferdowsi University of Mashhad, Iran

2 Ferdowsi University of Mashhad, Iran

3 Ferdowsi University of Mashhad, Iran

چکیده [English]

Tufa is the non- marine carbonates that formed from cold to low temperature freshwater at low depth and low energy flow conditions. Abgarm’s tufa is a typical kind of these deposits. Field and microscopic studies led to recognize of seven allochthonous and autochthonous lithofacies. The presence of dense plant covering river margins, increasing use of dissolve CO2 in water and providing chemical conditions due to turbulence are factors that are important in the formation of tufa. Based on concentrations of dissolved ions, the type of Abgarm water is Ca- Mg- HCO3. Based on ions ratio, the water with primary meteoric origin is affected by passing through dolomitic limestone and evaporite of the Mozduran and Shurijeh formations. The high concentrations of these ions caused the carbonate to be trapped between algae filamentous and formed a kind of active tufa. The presence of gastropod species show a dominance wet climatic conditions when these deposits formed. At the next step, decreasing rainfall and increasing temperature and evaporation, caused the death of two gastropods species (Melanopsis praemorsa and Galba truncatula) in the studied area. Isotopic analysis of oxygen and carbon show the effects of meteoric waters and Mozduran aquifer limestone formation in isotopic compositions of tufa in Abgarm area.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Tufa
  • facies
  • plant moulds
  • gastropod
  • Abgarm

مقدمه

توفا و تراورتن رسوبات کربناته حاصل از رسوب‌گذاری در چشمه­های آب شیرین در دماهای متفاوت‌اند(Ford 1989; Pedley 1990; Ford and Pedley 1996; Pedley et al. 1996; Freytet and Verrecchia 1999; Riding 2000; Andrews and Brasier 2005; Carthew et al. 2006; Jones and Renaut 2010, Capezzuoli et al. 2014). این رسوبات از مهم‌ترین نهشته­های قاره­ای وابسته به آب‌وهوا هستند که کانی­شناسی آنها از نوع کلسیت و آراگونیت بوده است و با تأثیر از وضعیت متفاوت شیمی آب (Jones 2017) دما و سرعت خروج گاز CO2 و نیز افزایش  pHو اشباع‌شدن سیالات تشکیل می­شوند (Okumura et al. 2012). بیشتر زمین­شناسان اصطلاح تراورتن را برای تمام پوشش­های کربناته با بسترهای گیاهی و غیرگیاهی به کار می­برند (Julia 1983). پدلی (Pedley 1990) توفا را ته‌نشست‌های کربناته حاصل از­ چشمه­های آب سرد با چارچوب­های متخلخل گیاهی شامل قالب­های میکروفیت، ماکروفیت و برگ درختان می­داند که در توالی­های کواترنری و عهد حاضر فراوان‌اند. او اصطلاح تراورتن را برای ته‌نشست­های کربناته حاصل از ­چشمه­های آب گرم با چارچوب متراکم، سنگ‌شده و ته­نشست­های متبلور همراه با لامیناسیون نازک به کار برده است. به‌تازگی رسوبات توفا به‌صورت کربنات­های قاره­ای نواحی کارستی با ترکیب غالب کلسیتو رسوبات تراورتن به شکل کربنات­های قاره­ای فوق اشباع از بی­کربنات در چشمه‌های هیدروترمال تعریف شده­اند (Capezzuoli et al. 2014). ناحیه آبگرم در شمال شرق ایران یکی از مناطقی است که رسوبات کربناته توفا در آن تشکیل شده و در برخی از محیط­های چشمه و آبشار نیز درحال‌تشکیل است. این رسوبات در ناحیه مدنظر و بلکه در بیشتر مناطق ایران، به‌طور تفصیلی ارزیابی نشده‌اند و هدف این پژوهش، شناسایی و طبقه­بندی رخساره­های توفا در بخش­های مختلف، بررسی مکانیزم تشکیل آنها و ارتباط میان نوع کربنات و هیدروشیمی آب­های موجود در ناحیه است.

 

زمین­شناسی

منطقه مدنظر در 75کیلومتری جاده مشهد- کلات در شمال شرق مشهد و 2کیلومتری جنوب غرب روستای آبگرم و در عرض جغرافیایی "9.4 30' °36 شمالی و طول جغرافیایی "47.2 '03 °60 شرقی واقع شده است (شکل1). در این ناحیه آبشاری به همین نام وجود دارد که در ارتفاع 1196 متر از سطح دریا قرار دارد. این منطقه بخشی از زون ساختاری - رسوبی کپه­داغ در شمال شرق ایران است که در آن، مزوزوئیک شامل سنگ‌آهک­های سازند مزدوران، شیل و ماسه­سنگ­های سازند شوریجه، سنگ‌آهک­های سازند تیرگان، شیل­ها و مارن­های سازندهای سرچشمه و سنگانه و ماسه‌سنگ­های سازند آیتامیر رخنمون دارند(Afshar-Harb 1982)  (شکل1- الف). توفاهای کواترنری آبگرم بر روی سازند مزدوران در دهانه آبشار تشکیل شده­اند. محیط­های تشکیل آنها براساس فاصله از سرمنشأ به 5 محیط چشمه­، حوضچه­های مصنوعی و کانال­ها، آبشار، منطقه پایین­دست آبشار و مناطق دور از آبشار تقسیم شده­اند که منطقه آبشار، به‌دلیل فراهم‌بودن وضعیت مناسب فیزیکی و شیمیایی بیشترین حجم رسوبات ته­نشست‌شده را دارد؛ به‌طوری‌که ضخامت رسوبات این منطقه، در حدود 24.5 متر است (شکل1- ب). آب‌وهوای این منطقه در فصول تابستان و پاییز به‌طور چشمگیری گرم است؛ چنان‌که دمای هوا در تابستان حداکثر تا 43 درجه سانتی­گراد نیز می­رسد.

 

 

 

 

 

 

روش­های مطالعه

در این مطالعه تعداد 35 نمونه سنگی از بخش­های مختلف رسوبات کربناته در دیواره­های کانال اصلی رودخانه از چشمه تا آبشار و دیواره عمودی آبشار به‌صورت سطحی برداشت شده و پس از بررسی در صحرا و تهیه مقاطع نازک در آزمایشگاه مدنظر پتروگرافی قرار گرفته­ است. رخساره­ها براساس روش پدلی (Pedley 1990) و فورد و پدلی(Ford and Pedley 1996) شناسایی و طبقه­بندی شده­اند. نمونه­های حاوی گاستروپود، پس از جوشاندن از بافت اصلی سنگ جدا و برای مشاهده تزئینات دهانه با آب اکسیژنه ((H2O210درصد شستشو و برای شناسایی به آلمان ارسال شده‌اند. با استفاده از روش پراش اشعه ایکس(XRD) از دهانه آبشار، به‌صورت مرکز اصلی ته­نشست توفا تعداد 2 نمونه سنگی و 1 نمونه فسیلی برای تعیین کانی­شناسی و بررسی سایر اجزای فرعی انتخاب و مطالعه شده‌اند. همچنین، از سرچشمه رودخانه، 2 نمونه سنگی به همراه پوشش جلبکی برای بررسی ذرات ریز به‌دام‌افتاده درون رشته­های جلبکی برداشت شده است و آنها با استفاده از  SEM مطالعه شده‌اند. آنالیزهای XRD و SEM در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه فردوسی مشهد انجام شده است. همچنین، برای آنالیز عناصر فرعی به روش پلاسمای جفت‌شده القایی- نشر نوری  (ICP- OES)تعداد 11 نمونه پودر سنگ به‌صورت انتخابی از لامینه­های کلسیتی با درصد تخلخل کمتر به آزمایشگاه مرکزی دانشگاه فردوسی مشهد و همین تعداد نمونه برای آنالیز ایزوتوپ­های پایدار18O  و 13C به دانشگاه اتاوای کانادا ارسال شده است.

نمونه­برداری آب از 6 ایستگاه و در طول کانال اصلی انجام شده است. این نمونه­ها از چشمه تا آبشار را در بر می‌گیرند و در بطری­های 100 و 1000میلی­لیتری در 3 مرحله با آب مقطر شستشو و برای اندازه­گیری کاتیون­ها و آنیون­های اصلی آب جمع‌آوری شده بودند. غلظت این یون­ها با استفاده از روش جذب اتمی و در آزمایشگاه ژئوشیمی دانشگاه فردوسی مشهد انجام شده است. دما و pH نیز در صحرا با استفاده از دستگاهpH  متر قابل حمل (AZ 8685) به همراه دماسنج خودکار اندازه­گیری شده است که این دستگاه‌ها‌ از قبل به‌وسیله محلول­های استاندارد بافر باpH  های 4 و 7 کالیبره شده بودند. مقادیر اکسیژن محلول در آب و  CO2آزاد نیز 48 ساعت پس از نمونه­برداری در آزمایشگاه اندازه­گیری شده است و در این مدت، تمام نمونه­های آب در مکان تاریک و دمای 4 درجه سانتی­گراد نگهداری شده‌اند. تیپ آب چشمه آبگرم هم با استفاده از دیاگرام سه­گانه پایپر (Piper 1944) تعیین و درنهایت، برای بررسی منشأ کلسیم و منیزیم موجود در آب، از نمودارهای ترکیبی کلسیم- منیزیم در برابر بی­کربنات استفاده شده است.

 

نتایج

رخساره­ها

پیش از طبقه­بندی رخساره­های سنگی توفا (Pedley 1990) طبقه­بندی­های دیگری براساس عوامل فیزیک و شیمیایی، زیستی و پتروگرافی به کار می­رفت (برای مثالBuccino et al. 1978; Ordonez and Garcia del Cura 1983; Chafetz and Folk 1984)  که این رسوبات را به 2 گروه آتوکتونوس (برجا) و آلوکتونوس (نابرجا) تفکیک کرده‌اند. در تقسیم­بندی رخساره‌های توفا در ناحیه مدنظر نیز از این روش پیروی شده است و تمام رخساره­ها در 2 گروه جای گرفته­اند که این امر، نشان می­دهد رسوب­گذاری در طی 2 مرحله انجام شده است. هریک از این گروه­ها نیز حاوی رخساره­هایی‌اند که طبق طبقه‌بندی­های متداول توفا  (Pedley 1990; Ford and Pedley 1996) نام‌گذاری شده و به این شرح‌اند:

توفاهای آتوکتونوس: این گروه شامل 5 رخساره باندستون فیتوهرمی، فریمستون فیتوهرمی، توفای خزه­ای، میکروهرم باکتریایی و توفای جلبکی است.

باندستون فیتوهرمی: این رخساره با ظاهری متشکل از چندین زوج لامینه (شکل2- الف) به اشکال مختلف افقی، مضرس (شکل2- ب) تا زاویه­دار و گاهی به‌صورت سیمان پرکننده در بین قالب­های گیاهی در 2 مقیاس میکروسکوپی و ماکروسکوپی در نقاط مختلف مشاهده می­شود­ (شکل2- ج). نوارهای­ میکرواستروماتولیتی به‌صورت زوج­ لایه­های تیره و روشن میکریتی و کلسیت اسپاری‌اند که ساختارهای گیاهی را پوشش داده­اند (شکل2- د). این رخساره برجا به‌وسیله جریان‌های شدید آبی روی قطعات نابرجای حمل‌شده گیاهی و سنگی تشکیل شده است. باندستون­های فیتوهرمی در نقاط مختلف رسوب­گذاری ازجمله اطراف حوضچه­های مصنوعی و کانال­ها در فاصله 300 متری چشمه­های اصلی، در دهانه و پایین دست آبشار دیده می­شود و در قسمت­های دور از آبشار، عمدتاً قطعات پراکنده‌شده در حواشی کانال اصلی را پوشش داده­اند. آنالیزهای XRD گیاهی انجام‌شده نشان می‌دهد این رخساره ترکیب غالب کلسیت همراه با آراگونیتو اجزای فرعی گیاهی همچون سلولز، باربیتال و هیدروژن سولفید دارد (شکل3- الف و ب). مشابه این رخساره در بخش مرکزی حوضه ایبرین اسپانیا(Luzon et al. 2011)  آنتالیای ترکیه (Dipova and Doyuran 2006) و لهستان (Gradzinski et al.  2013) به‌صورت گسترده تشکیل و شناسایی شده است.

 

 

 

 


فریمستون فیتوهرمی: اجزای مختلف گیاهی (ساقه و شاخه­) به شکل کلنی‌های برجا در محل اولیه رشد خود کلسیتی شده‌اند و پس از مدتی بافت آنها تجزیه و فضای باقی‌مانده میان آنها با رسوبات نابرجای گل و لای پر می‌شوند (شکل 4- الف). ظاهر عمومی این رخساره‌های سنگی به پوشش­های گیاهی داخل آب و قالب­های گیاهی کربناته وابسته است که با ته‌نشست‌های ثانویه کلسیتی به یکدیگر متصل شده­اند (شکل 4- ب). رخساره سنگی فریمستون فیتوهرمی در مکان‌های دور از آبشار به‌صورت قطعات پراکنده با ابعاد 1 متر و با ابعاد بسیار بزرگ‌تر در درون ساختار دیواره حاشیه آبشار حضور دارند. ضخامت ساقه­های گیاهی تجزیه شده از 1- 0.2 سانتی­متر در تغییر است که در صورت احتساب ضخامت کربنات کلسیم ته‌نشست‌یافته به دور آنها 7-6 سانتی­متر قطر دارند. ضخامت کلی این رخساره در دیواره آبشار 31/2 متر اندازه­گیری شده است. مشابه این رخساره سنگی در نقاط دیگر ازجمله آنتالیای ترکیه (Glover and Robertson 2003)، جنوب استرالیا (Keppel et al. 2011) جنوب فرانسه (Grosjean and Pittet 2013) جنوب غرب تونس (Henchiri 2013) و سوریای اسپانیا (Huerta et al., 2016) نیز تشکیل و شناسایی شده است.


 

 

 

 

الف

 

ب

 

ج

 

الف

 
توفای خزه­ای: این رخساره به‌صورت پرده­های عمودی و کلسیتی‌شده بریوفیت­هایی (خزه­هایی) است که بر روی دیواره آبشار به شکل نقاط فعال تشکیل توفا رشد کرده­اند (شکل5- الف). قسمت­هایی از خزه­ها فاقد پوشش کامل کربناته هستند و تا زمان کامل‌شدن این پوشش، به فعالیت فتوسنتز خود ادامه می‌دهند (Pedley et al. 2003) (شکل5- ب). این رخساره سنگی در حواشی آبشار نیز روی رخساره فیتوکلستی تشکیل شده است (شکل5- ج). مشابه این رخساره ازNaukluft نامیبیا نیزگزارش شده ­است (Viles et al. 2007).


 

 

 

 

میکروهرم باکتریایی: این رخساره­های سنگی به شکل پوشش­های گره­ای شکل با ابعاد یکسان (1/0 میلی­متر) (شکل6- الف) روی سطوح سایر رخساره­های موجود و به فرم بوته­های باکتریایی قابل مشاهده هستند. این ساختارها به‌صورت مجموعه‌های به‌هم‌پیوسته هستند و حداکثر 4 تا 5 سانتی­متر ارتفاع دارند. اجتماعات باکتریایی به ایجاد اشکال موجی شکل منجر شده­اند که در کل منطقه پراکنده­اند (شکل6- ب). مشابه این رخساره از کشورهای تونس (Henchiri 2013)  و ترکیه (Glover and Robertson 2003) نیز گزارش شده است.


 

 

 

توفای جلبکی

این رخساره از خرده­های سنگی به همراه پوشش نازک از جلبک و تخلخل­های کوچک مقیاس تشکیل شده است. پوشش‌های جلبکی در سطح دیواره­های صخره­ای آبشار دائما مرطوب‌اند و در حاشیه ریزش­های اصلی و عمودی آبشار تشکیل شده­اند (شکل 7- الف). این مجموعه در قسمت بالایی دهانه آبشار به‌صورت صفحات بسیار نازک کلسیتی‌شده و رو به پایین هستند. ته‌نشست­های قدیمه این رخساره لایه‌بندی بسیار ضعیفی دارند و گاهی هم لایه­بندی ندارند که به‌صورت ته‌نشست­های جریانی قدیمه در بخش بالایی دیواره آبشار دیده می‌شوند (شکل 7- ب). این رخساره در دیواره آبشار 87/3 متر ضخامت دارد.


 

 

 

 

توفاهای آلوکتونوس

این گروه شامل 3 رخساره توفای آنکوئیدی، لیتوکلستی و فیتوکلستی است.

توفای آنکوئیدی: این رخساره سنگی ظاهری کروی تا نیمه‌کروی با سطوح گره­دار دارد و از تجمع متوالی چندین لامینه بر روی بستر­های سخت تشکیل شده­ است (شکل 8 الف – ب). نمونه­های امروزی و درحال‌تشکیل این رخساره نیز در حاشیه چشمه­ اصلی قابل مشاهده است (شکل 8- ج). لامینه­های میکریتی ریزبلور و کلسیتی متوسط بلور به‌صورت متناوب ته‌نشست یافته­اند و در زیر میکروسکوپ، این تناوب لامینه­ای همراه با رشته­های جلبکی است (شکل 8د و ه). کورتکس آنکوئیدها از جلبک­های سبز و قالب­های سیانوباکتریایی تشکیل شده است. این رخساره عمدتاً در این مکان‌ها تشکیل شده­ است: مجاور چشمه­ها و حاشیه کانال اصلی و در قسمت­هایی که سرعت جریان آب کاهش می­یابد.

این مجموعه در دیواره آبشار ضخامت 85/1­متری دارد و مشابه این رخساره از کشورهای اسپانیا (Huerta et al. 2016) و تونس(Henchiri 2013)  نیز گزارش شده است.

توفای فیتوکلستی: این رخساره عمدتاً شامل خرده­های کلسیتی‌شده نابرجا و شکسته شاخه و برگ­ گیاهانی است که در حاشیه رودخانه قرار داردند و به‌دلیل جریانات سریع آبی و بادی شکسته شده و در کانال، به‌وسیله جریان آب به نقاطی با سرعت جریان کمتر حمل شده­اند. گذشته از این، درصد بسیار کمی از گیاهان آبزی و نیمه‌آبزی حمل‌شده نیز به همراه مقادیر فراوان گاستروپودا شامل 2 گونه نابالغ Melanopsispraemorsa و Galba truncatula هستند (شکل9- الف). تمامی این ساختارها در درون چارچوب برشی متشکل از ذرات زاویه­دار رسوبات رودخانه­ای قرار دارند (شکل9- ب). قطر قالب­های گیاهی از 5/0 تا 20 سانتی­متر متغیر و ضخامت این مجموعه در ستون آبشار حدود 6 متر است. مشابه توفای فیتوکلستی در آنتالیای ترکیه (Glover and Robertson 2003) و جنوب غرب تونس(Henchiri 2013)  نیز تشکیل و شناسایی شده­ است.


 

 

 

ج

 

ب

 

 

شکل 9- تصاویر صحرایی رخساره توفای فیتوکلستی: الف) حضور صدف گاستروپود به همراه خرده­های گیاهی ب) اجزا و بقایای گیاهی خردشده با جهت‌گیری متفاوت در درون چارچوب برشی

 

ج

 

 

 

توفای لیتوکلستی: اجزای تشکیل‌دهنده این رخساره، خرده­های گیاهی و سنگی با پوشش کربنات کلسیم و خرده‌های دیگر رخساره­ها را در بر دارد که مجموعاً با سیمان کلسیتی به یکدیگر متصل شده‌اند (شکل 10- الف). رنگ رسوبات پوشش‌دهنده لیتوکلست­ها به‌دلیل وجود اکسیدهای آهن از نوع هماتیت، قرمز مایل به قهوه­ای است (شکل10- ب) و در دیواره بالایی و پایینی آبشار با ضخامت کلی 31/2 متر تشکیل شده­اند. از مثال­های مشابه این رخساره به رخساره (Glover and Robertson 2003) ترکیه اشاره می‌شود.


 

 

 

ستون رخساره­های توفا در ناحیه آبگرم، از 2 قسمت دیواره بالایی و دیواره اصلی آبشار هستند که در شکل 11 ارائه شده‌اند.

 

 

 

 

ژئوشیمی

آنالیز عنصری

غلظت عناصر اصلی و فرعی 11 نمونه توفا در جدول شماره 1 ارائه شده است. نتایج حاصل نشان­ می‌دهد تغییرات غلظت کلسیم از 05/24 تا 40درصد به شکل مهم ترین عنصر اصلی تشکیل‌دهنده رسوبات و منیزیم، گوگرد و استرانسیم به ترتیب با غلظت­های کمتر از 35/0 تا 81/0درصد، 21/1946 تا 98/5570 و 846/797 تا 29/1680ppm است. به‌طورکلی، نمونه­های آبگرم غنی از  Ca, Mg, S, Sr،Fe, Na, P هستند. عناصر دیگر غلظت­های بسیار کمتری دارند. اکسیدهایCaO, MgO, FeO, Na2O, SO2, P2O5 فراوان­ترین اکسیدها آاادر رسوبات توفا هستند؛ درحالی‌که اکسیدهای NiO و SiO2 کمترین مقادیر را دارند. مطابق بررسی­ها نشان­ می‌دهد غلظت­ یون‌های آهن، سدیم و سیلیسیم با حرکت به طرف پایین­دست افزایش (به ترتیب 1947 تا 2557 و 1322 تا 3652ppm ) و غلظت­ فسفر نیز (از 331 تا 92(ppm کاهش می‌یابد. درمجموع، کمترین مقادیر کلسیم و بیشترین غلظت عنصرهای فسفر و سدیم به ترتیب مربوط به رخساره­های توفای جلبکی درحال‌تشکیل، فریمستون فیتوهرمی و توفای آنکوئیدی است.

 

آنالیز ایزوتوپی

بررسی مقادیر ایزوتوپی ایزوتوپ­های اکسیژن و کربن به‌صورت جداگانه در ارتباط با رخساره­های مختلف از سرچشمه تا آبشار انجام شده است. بیشترین مقادیر ایزوتوپی اکسیژن و کربن نمونه­های جلبکی در حال تشکیل در سرچشمه به ترتیب ‰56/10- و‰03/3- VPDBو نمونه‌های فیتوهرمی واقع در پایین­دست آبشار ‰11/10- و ‰20/3-VPDB  هستند که جزء سنگین­ترین مقادیر ایزوتوپی است. سبک­ترین مقادیر متعلق به رخساره آنکوئیدی است و به ترتیب برای ایزوتوپ اکسیژن و کربن ‰60/11- و ‰41/5- VPDB و رخساره فریمستونی ‰17/12- و ‰15/5- VPDB واقع در کانال اصلی و قسمت­های بالای آبشار است (جدول 1)


 


جدول 1- غلظت عناصر نمونه­های جامد توفا

 

13δ

18O δ

سیلیسیم

فسفر

سدیم

آهن

استرانسیم

گوگرد

منیزیم

کلسیم

شماره

نمونه.

VPDB

 

 

ppm

 

 

 

%

 

توفای جلبکی

03/3-

56/10-

28/48

51/331

44/1322

51/1947

63/1331

98/5570

74/0

05/24

1

توفای آنکوئیدی

15/5-

13/12-

14/75

94/158

53/281

90/1176

36/1075

02/3231

41/0

58/36

2

باندستون فیتوهرمی

12/5-

70/11-

38/46

60/320

34/156

71/880

81/1121

74/3051

46/0

31/33

3

توفای آنکوئیدی

15/5-

17/12-

86/56

86/83

31/433

77/381

28/1279

16/3100

41/0

21/32

4

توفای آنکوئیدی

76/4-

59/11-

84/53

93/125

03/316

81/663

846/797

21/1946

36/0

89/29

5

توفای آنکوئیدی

41/5-

60/11-

60/60

12/100

37/516

41/394

94/1067

45/3443

35/0

74/33

6

فریمستون فیتوهرمی

31/4-

58/10-

11/60

45/228

79/3652

04/2575

84/1047

36/5165

81/0

60/34

7

اندستون فیتوهرمی

19/5-

60/11-

89/60

40/95

51/403

34/647

71/1572

11/3442

37/0

31/38

8

توفای آنکوئیدی

14/5-

75/11-

99/62

72/50

78/782

88/322

29/1680

69/3526

38/0

07/32

9

فریمستون فیتوهرمی

20/3-

11/10-

60/59

14/100

05/756

95/496

35/1375

18/3313

51/0

42/33

10

باندستون فیتوهرمی

87/4-

48/11-

54/64

19/92

92/436

56/630

93/1270

3/2616

41/0

59/39

11

 

 

هیدروشیمی

مقادیر میانگین ویژگی­های فیزیک و شیمیایی نمونه­های آبی در 6 ایستگاه به طول 900 متر در جدول 2 ارائه شده‌اند. نمونه­های آبی جمع­آوری‌شده از کانال اصلی رود به طرف پایین‌دست، از قسمت چشمه تا پایین آبشار روند افزایشی و کاهشی را نشان می­دهند. میزان اکسیژن محلول در آب از 8/19 تا 1/ 24ppm ، pH آب از 95/6 تا 8/7 (pH خنثی تا قلیایی ضعیف) مقدار کل مواد جامد محلول (TDS) بین624 تا 68/615  mg/Lو هدایت الکتریکی آب از 962 تا 975µs.cm-1  است که به‌طور میانگین جریان آب به طرف پایین­دست افزایش می­یابد؛ درصورتی‌که از سرچشمه به طرف آبشار، دما از 9/29 به 9/23 درجه سانتی­گراد و میزان دی اکسید کربن آزاد از 2/2 به 1/1 ppm کاهش می­یابد.


 

جدول 2- غلظت کاتیون و آنیون­های اصلی، میزان اکسیژن محلول، دی اکسید کربن آزاد و TDS در نمونه­های آبی(ppm)

مجموع جامدات محلول

دی اکسید کربن آزاد ppm

ضریب هدایت الکتریکی

 

دما

TºC

 

اسیدیته

 

اکسیژن

محلول

 

نیترات

 

پتاسیم

 

سدیم

 

 

منیزیم

 

 

کلسیم

ppm

 

سولفات

 

کلر

 

بی کربنات

 

 

 

µs.cm-1

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

8/615

2/2

962

9/29

95/6

8/19

8/2

4/1

8/18

6/38

4/55

8/146

3/35

244 

1

88/618

2/2

967

7/27

3/7

3/22

7/1 

5/1

5/21

6/32

3/73

3/151

9/52

244  

2

44/621

  75/2

971

4/25

5/7

4/23

5/2 

6/1

7/20

8/33

3/71

4/169

9/52

8/231

3

72/622

1/2

973

6/24

6/7

1/21

2/2

5/1

3/21

4/31

3/73

2/176

6/70

4/207

4

72/622

6/1

973

4/24

6/7

7/23

7/2

5/1

7/31

29

2/75

2/156

9/52

6/219

5

624

1/1

975

9/23

8/7

1/24

8/1 

4/1

5/21

2/28

3/65

1/168

3/35

6/219

6

 

 

بحث

رخساره­های آتوکتونوس و آلوکتونوس

ظاهر عمومی رخساره توفای استروماتولیتی بسترهایی را نشان می‌دهد­ که فرآیند رسوب­گذاری بر روی آنها آغاز شده است. این هسته­ها در بیشتر اوقات شامل ساقه­ و شاخه­ گیاهانی است که کاهش سرعت جریان آب به شکل­گیری مورفولوژی­های لامینه­ای آنها منجر شده است(Gradzinski et al. 2013) . این ته­نشینی در زمان ساکن‌بودن بقایای گیاهی خردشده (Henchiri 2013) در دهانه حوضچه­های مصنوعی و آبگیرها انجام شده­ است. رسوب این رخساره در بین تجمعات گیاهی با پوشش کلسیتی رخساره فریمستون فیتوهرمی را تشکیل داده است که به محیط­های آبی مربوط به آبگیرهای کم‌انرژی  (Lagran et al. 2015) با تعداد زیادی از گیاهان آبزی (Keppel et al. 2011) اختصاص دارد. مکانیزم تشکیل شاخه­ و ساقه­های کلسیتی‌شده به ساختارهای ریفی آب­های شیرین شبهات دارد (Glove and Robertson 2003). در این حالت لامیناسیون­های زیادی (5 تا 9 لامینه) با ضخامت‌های 3/0- 1/0 میلی­متر تشکیل می­شوند. زوج لامینه­های رخساره استروماتولیتی با تأثیرپذیری از پوشش­های جلبکی در فصول مختلف سال تشکیل می­شوند. پوشش­های جلبکی در فصل بهار به‌صورت متراکم­اند؛ اما در فصل تابستان تراکم آنها رو به کاهش و در فصل زمستان نیز به کمترین مقدار ممکن می‌رسد (Irion and Muller 1968). این پوشش­ها ازطریق به دام انداختن بلورهای بی­شکل کلسیت در بین رشته­های جلبکی به ایجاد زوج­ لامینه­های متفاوت تیره میکریتی و روشن کلسیت اسپاری منجر می­شوند که هریک دوره­های مختلف فصلی را نشان می‌دهند. به‌عبارت‌دیگر، در فصل زمستان، لامینه‌های نازک جلبکی با رنگ تیره و منافذ کمتر و در فصل بهار، پوشش‌های جلبکی ضخیم­تر، روشن‌تر و با تخلخل بیشتر تشکیلمی‌شود.

رخساره توفای آنکوئیدی به صورت پراکنده از محیط چشمه تا آبشار، همراه با هسته‌های فیتوهرم­ و خرده‌های چوبی تشکیل شده است(Koban and Schweigert 1993). این رخساره­ مورفولوژی­ کروی دارد که باتوجه‌به کشیدگی حاشیه آنکوئیدها در وضعیت کند جریان آب و تا حدی ایستا(Dipova and Doyuran 2006)  رسوب­گذاری کرده­اند. در مراحل بعدی به‌دلیل افزایش سرعت جریان آب ناشی از سیلاب­ها رخساره­های موجود به‌صورت لیتوکلست­های آهکی زاویه­دار تا نیمه‌گردشده شکسته می­شوند که جورشدگی آنها نیز ضعیف است. این لیتوکلست­ها در زمان کاهش سرعت جریان آب، در محیط­های آبگیر و فرورفتگی­ها متوقف می‌شوند (Alonso- Zarza and Tanner 2010) و در مراحل بعدی ته­نشست مجدد، به اتصال این رسوبات در قالب رخساره لیتوکلستی منجر می­شود. این رخساره­ها با رسوبات توفا و همراه با پوشش‌هایی از اکسید آهن فرا گرفته شده­اند و همچنین، به دنبال شکسته‌شدن پوشش­های گیاهی به‌وسیله سیلاب­ها و انتقال آنها به درون کانال اصلی رودخانه، در زون­های کم­عمق و کم­انرژی متوقف می­شوند که با اجتماعات فسیلی همچون گاستروپودها همراه هستند (Gradzinski et al. 2013). باتوجه‌به حضور گونهMelanopsispraemorsa در کنار Galba truncatula نتیجه گرفته می‌شود که محیط آبی زیستگاه این دوگونه شفاف بوده و عمق کمی داشته است (Mohammad 2014). با در نظر گرفتن اینکه گونه اخیر دوزیست است (Mohammad 2014) در مواجه با دوره­های خشکی آب‌وهوا نسبت به  Melanopsis praemorsaمقاومت نشان می­دهد. محیط زیست معمول این دوگونه نرم­تن، محیطی نسبتاً مرطوب است؛ به‌این‌ترتیب، حضور گونه­های نابالغ صدف­های موجود و مرگ دسته‌جمعی این گروه حتی در رابطه با گونه Galba truncatula که حساسیت کمتری نسبت به وضعیت خشکی دارد، احتمالاً ناشی از کاهش بارندگی و خشک‌شدگی اقلیمی است. طولانی‌شدن دوره­های خشکی و تکرار این دوره­ها پس از دوره­های مرطوب­ به کاهش شکوفایی این دوگونه می‌انجامد که باتوجه‌به تعداد کم گونه­های زنده ‌مشاهدهشده در حواشی رود، احتمالاً خشک‌شدگی اقلیمی دلیل این امر محسوب می‌شود و این مسئله، نتیجه تأثیر مستقیم وضعیت آب‌وهوایی است.

به‌طورکلی، رسوبات توفای این منطقه پوششی از گره‌های ریز بوته­ای‌شکل حاصل از اجتماعات باکتریایی در محیط­های کم‌عمق رودخانه­ای است که به رخساره میکروهرم باکتریایی مربوط هستند (Dipova and Doyuran 2006). این مورفولوژی به محیط­های اسیدی ضعیف و دمای زیاد اختصاص دارد که نسبت به سایر رسوبات، در مقابل فرسایش بیشتر مقاومت می‌کنند .(Henchiri 2013) یکسان‌بودن اندازه این گره­ها احتمالاً به‌دلیل هم­زمانی تشکیل آنهاست(Henchiri 2014). باتوجه‌به نوع رخساره­های سنگی محیط رودخانه­ای با حواشی آرام جریان آب، محمتل‌ترین شرایط تشکیل است که به ایجاد سدهای طبیعی و مرداب­ منجر می­شوند (Henchiri 2013). این مجموعه، با بیشترین سرعت جریان، درنهایت به محیط آبشار می­رسد که با تشکیل رسوبات توفای خزه­ای به فرم پرده‌های عمودی درون ریزش­های آبشار همراه هستند(Pedley et al. 2003) . این رسوبات لامینه ندارند و معمولاً نقاطی را اشغال می­کنند که در آن مکان‌ها جریان دائمی آب و نیز سرعت ته­نشست زیاد است (Viles et al. 2007). این پوشش­های بریوفیتی (خزه­ای) با انواع دیگر گیاهان کلسیتی‌شده تا زمان تکمیل‌شدن پوشش کربناته به فعالیت فتوسنتز خود ادامه می­دهند و این گیاهان، به‌طور کامل از ورود نور به سطح خزه­ها جلوگیری می‌کنند؛ بنابراین، در این ناحیه به‌‌دلیل وجود وضعیت فیزیکی و شیمیایی مناسب، بیشترین ضخیم‌ترین رسوبات توفا با تنوع مورفولوژی زیادتشکیل شده است.

 

شیمی آب و سنگ

نتایج مطالعات نشان می­دهد اختصاصات ژئوشیمیایی و رخساره­ای توفا و نمونه­های آبی (دما، تبخیر، مقدار دی اکسید کربن) به طرف پایین‌دست روندهای متفاوت افزایشی یا کاهشی دارد. در ناحیه آبگرم، براساس فاصله از منشأ همبستگی مثبتی بین ضریب هدایت الکتریکی (EC) اسیدیته (pH) اکسیژن محلول  (DO)و کل مواد جامد محلول (TDS) وجود دارد؛ چنان‌که به‌طور متوسط به طرف پایین­دست تدریجاً افزایش می­یابند. در این مسیر، غلظت یون­های سدیم و کلسیم نیز اندکی افزایش دارند و این موضوع افزایش تبادل یونی را در این بخش نشان می‌دهد؛ درحالی‌که بی­کربنات و منیزیماز خروجی چشمه به طرف قسمت­های دور از منشأ روندی رو به‌ کاهش را آشکار می‌کنند و این مسئله، ورود به سیستم ته­نشست کربنات­ها را تأیید می‌کند (شکل 12). کاهش مقدار گاز دی اکسید کربن محلول در آب به طرف پایین­دست نیز به‌دلیل مسائلی از این قبیل است: کاهش فشار زیرسطحی، حضور پوشش­های تقریباً متراکم گیاهی در حاشیه رودخانه، افزایش مصرف گاز  CO2محلول و افزایش تماس آب‌وهوا در مسیر حرکت آب درون کانال اصلی (Kele et al. 2011). این تغییرات با سنگین­ترین مقادیر ایزوتوپی کربن‰20/3- تا ‰ 87/4 VPDBدر دورترین فاصله از محل سرچشمه (910 متری) و در محیط آبشار همراه است. هم‌زمان با این روند، مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و کربن با فاصله از منشأ افزایش یافته است (شکل 13) که این موضوع عملکرد مؤثر ته­نشست کربنات کلسیم، تبخیر، کاهش تدریجی دمای آب و فعالیت باکتریایی را نشان ­می‌دهد (Kele et al. 2011).

 تغییر غلظت­ عنصر منیزیم با تغییرات دما مرتبط دانسته شده که در میزان اشباع­شدگی و ته­نشست مؤثر است.(Tucker and Wright 1990) غلظت­های زیاد فسفر، سدیم، آهن، استرانسیم، گوگرد و کلسیم در رخساره­ فریمستون فیتوهرمی با حضور مواد ارگانیکی، اجزا و بقایای گیاهی به صورت چارچوب اصلی و ساختاری این رخساره مرتبط است. نتایج آنالیزهای ICP نشان داده است آن دسته از رسوبات توفا که با حجم بیشتری از قالب­ها و خرده­های گیاهی همراه هستند، غلظت­های بیشتری از این عناصر را نشان می­دهند؛ درحالی‌که رخساره­های استروماتولیتی کمترین غلظت و رخساره­های آنکوئیدی حد متوسطی از این عناصر را دارند. گفتنی است که برخی افزایش غلظت استرانسیم را با فعالیت­های باکتریایی مرتبط می­دانند (Ferris et al. 1995; Fortin et al. 1997) به‌طوری‌که عنصر استرانسیم در ساختار بلوری ترکیبات آراگونیتی به‌جای کلسیم جایگزین شده است (Finch et al. 2003).

مقدار ایزوتوپ کربن توفاها با منشأهای متفاوت CO2 موجود در آب رودخانه ارتباط دارد (Andrews et al. 1993, 1997) و 3 منشأ احتمالی کربن شامل اتمسفر، انحلال سنگ‌های آهکی و منابع زیستی است. مقدار ایزوتوپ کربنCO2  اتمسفر ‰2+  PDBدر دمایC°10، برای سنگ‌های کربناته دریایی ‰0 PDB و برای منابع زیستی ‰39- PDB برای جلبک­ها و سیانوباکتری­ها، ‰27- PDB برای ساقه­های گیاهان آبزی و ‰17- PDB برای مواد خاکی است (Colombie et al. 2011; Andrews et al. 1993, 1997). باتوجه‌به مقادیر ایزوتوپ­های کربن توفاهای مدنظر (03/3-‰ تا -41/ 5‰) و مقایسه آنها با این مقادیر، در این محیط محتمل­ترین منشأ ایزوتوپ 13C انحلال سنگ آهک­های سازند مزدوران است؛ باوجوداین، تأثیر فاکتورهای بیولوژیکی نیز نباید نادیده گرفته شود. همچنین، مقادیر بسیار سبک و تقریباً بدون تغییر ایزوتوپ­های اکسیژن (-10.11‰ تا -12.7 ‰) تأثیرآب­های متئوریک در ته­نشست این رسوبات را تأیید می‌کند (Andrews et al. 1993, 1997).

زیادبودن مقادیرTDS نیز احتمالاً با انحلال سنگ­های آهکی منطقه ارتباط دارد. ترکیب یون­های اصلی موجود در آب­های زیرزمینی آثار هیدرولوژی، کانی­شناسی و هوازدگی سنگ­های موجود در مسیر حرکت آب را نشان می‌دهد (Narayan Nair 1989). آب­های زیرزمینی این ناحیه، مقادیر زیادی از سولفات و بی­کربنات دارند که این عامل، احتمالاً به‌دلیل واکنش سیال و سنگ‌های میزبان کربناته و تبخیری است(Jalali 2007) . احتمال دارد تأثیر سازندهای زمین‌شناسی و وجود سنگ آهک‌های دولومیتی سازند مزدوران در قسمت‌های شمالی شیل­های حاوی ژیپس سازند شوریجه در بخش جنوبی و سنگ آهک­های سازند تیرگان در بخش میانی یکی از منابع تأمین بسیاری از یون­های موجود در آب این چشمه باشد. براساس نمودار شاستر و وایت (Shuster and White 1971) مقدار نسبتCa/Mg  در نمونه­های آبی این منطقه از 52/1 تا 59/2 متغیر است. این موضوع عبور آب­ چشمه­های آبگرم کلات را از سنگ­ آهک­های دولومیتی سازند مزدوران نشان می‌دهد و یون­های محلول در آب نیز از این طریق تأمین شده­اند.


 

 

 


گذشته از آن، قرارگیری نتایج آنالیزهای شیمی آب در بالای خط تعادلی دیاگرام کلسیم و منیزیم در برابر سولفات و بی‌کربنات، نشان­ می­دهد نفوذ آب­های جوی و واکنش آنها با سنگ­های کربناته که با انحلال همراه شده، احتمالاً یکی از منشأهای یون­های محلول در آب است (شکل 14- الف) به‌طوری‌که براساس مقادیر استاندارد هونسلو (Hounslow 1995) از نسبت­های یونی Mg/ Mg+ Ca و Ca/ Ca+SO42- منشأ یون­های منیزیم و کلسیم محلول در آب، به ترتیب با هوازدگی سنگ­های دولومیتی و سولفات­های کلسیم­دار همچون ژیپس مرتبط است. این موضوع با استفاده از نسبت­ یونی بی­کربنات به مجموع آنیون­ها (0.8) (شکل14- ب) و زیادبودن نسبی مقادیر سولفات محلول در آب نیز ثابت می‌شود. مطابق نمودار گیبس(Gibbs 1970)  هوازدگی سنگ‌های موجود در مسیر آب، عامل اصلی کنترل‌کننده شیمی آب‌های زیرزمینی را نشان­ می‌دهد که این موضوع، با حضور سنگ آهک­های منطقه و حلالیت زیاد آنها مطابق است (شکل 15).

به‌طورکلی، ته­نشست کربنات کلسیم طبق این معادله انجام شده است:

 

 
   
 

Ca2 + 2HCO3-             CaCO3+ H2O + CO2 +   (1)

 

همچنین، طبق معادله 2، کربنات کلسیم با سرعت بیشتر در پی خروج CO2 ته­نشست می­یابد:

 

H+ + HCO3-                 H2CO3                H2O + CO2    (2)

براساس این دو معادله، با دورشدن از چشمه،  و افزایش خروج گاز دی اکسید کربن، آب اشباع‌شده و کربنات کلسیم ته‌نشین شده است (Dandurand et al. 1982):

Ca+2 + CO32-                                    CaCO3               (3)

 

 

 

 

 


همچنین، براساس دیاگرام پایپر  (Piper 1944)تیپ آب هر 3 چشمه منطقه آبگرم، از نوع Ca- Mg- HCO3 است (شکل15) که این موضوع، باوجود سنگ­های کربناته منطقه نیز مطابقت دارد. براساس mmol/l روند کلی نزولی فراوانی کاتیون­ها و آنیون­های اصلی آب به این صورت است (جدول2):

HCO3-> Ca2+> SO42-> Mg2+>Cl-> Na+> K+

 

 


باتوجه‌به میانگین کمترین غلظت یون­هانی مانندکلسیم، منیزیم، بی­کربنات و سولفات در توفاها (به ترتیب برابر با 245، 140، 900 و 600 میلی­گرم بر لیتر) است و مقایسه آن با شیمی آب‌های منطقه، رسوب­گذاری توفاها در‌حال‌حاضر تقریباً فعال نیست و در قسمت­های بالایی دهانه آبشار در حواشی حوضچه­های طبیعی به‌صورت پوشش­هایی از کربنات کلسیم در اطراف ساقه‌ها و شاخه­های گیاهی و در سرمنشأ به شکل پوشش‌های جلبک­ سبز بر روی پبل­های آهکی درحال‌تشکیل است. تصاویر SEM حضور رشته­های جلبکی را در نقاطی نشان می­دهد که کربنات کلسیم در حال تشکیل است (شکل 17- الف و ب). حضور جلبک­های سبز ازطریق مطالعات پتروگرافی به اثبات رسیده است و با استفاده از ایجاد سطح لزج ناشی از انحلال پلی­مرهایی با وزن مولکولی زیاد به کانی­سازی کلسیت به روش بیولوژیکی در مقیاس کوچک منجر می­شوند. نقش فعال جلبک­ها در تشکیل رسوبات را می‌شود ازطریق آن دسته از قالب­های کلسیتی‌شده رشته­های جلبکی اثبات کرد که در رسوبات توفا ریزتخلخل ایجاد می‌کنند.


 

 

شکل 17- تصاویر میکروسکوپ الکترونی پوشش جلبکی روی پبل­های بستر رودخانه: الف) ته­نشست­های کربناته بر روی رشته­های جلبکی ب) به دام افتادن بلورهای کربنات بین رشته­های جلبکی در نمونه­های فعلی در جلبک­های حاشیه سرچشمه رودخانه.

 

 

 

نتیجه­

در منطقه آبگرم کلات، توفاهای فعلی در زیرمحیط­های مختلف رسوب­گذاری (چشمه، حوضچه­های مصنوعی، آبشار، شیب نزدیک به منشأ و دور از منشأ) و در قالب رخساره­های متفاوت باندستون فیتوهرمی، فریمستون فیتوهرمی، توفای خزه­ای، میکروهرم باکتریایی، توفای آنکوئیدی، توفای فیتوکلستی و توفای لیتوکلستی رسوب کرده­اند. در این منطقه، عامل اصلی تشکیل رسوبات پوشش­های جلبکی همراه با ترکیب شیمیایی آب رودخانه است. این محیط رودخانه­ای- دریاچه‌ای با سرعتکم جریان داشته وبه‌تدریج در طول مسیر، به‌دلیل تبخیر، کاهش دما و دی اکسید کربن، مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن، به‌طور جزئی سنگین‌تر شده‌  است. براساس اطلاعات ژئوشیمیایی تمامی رخساره­های توفا نسبت به کلسیم غنی هستند و منیزیم، گوگرد، استرانسیم، آهن و سدیم نیز غلظت­های زیادی دارند. همچنین، بر مبنای نسبت­های یونی و نمودارهای ترکیبی، عامل اصلی کنترل‌کننده شیمی آب در منطقه، هوازدگی سنگ­های آهکی و دولومیتی سازند مزدوران و تبخیری­های شوریجه در نظر گرفته شده است. در حال حاضر، این چشمه ازنظر تشکیل رسوبات توفا براساس ترکیب شیمیایی آب و شواهد صحرایی به‌صورت غیرفعال است و در مقیاس­های کوچک، تشکیل این رسوبات بر روی ساقه­های شکسته‌شده گیاهی در سدهای حاصل از موانع طبیعی یا با پوشش­های جلبکی روی بقایای گیاهی و پبل­های دهانه چشمه دارد انجام می‌شود.

 

سپاسگزاری

از دانشگاه فردوسی مشهد برای در اختیار گذاشتن امکانات صحرایی و آزمایشگاهی (کد پژوهشی42033/3 ) و پروفسور پیتر گلوییر عضو گروه جانورشناسی و محقق آزمایشگاه زیست­شناسی هامبورگ برای شناسایی گونه­های فسیلی گاستروپود سپاسگزاری می­شود.

Afshar- Harb A. 1982. Geological map of Sarakhs area (1:250000) series, Sarakhs sheet.

Alonso- Zarza A. M. Tanner L. H. 2010. Carbonate in continental settings, Facies, Environments and process. Amsterdam Elsevier. Develoments in Sedimentology. 61:205-207.

Andrews J.E. Brasier A.T. 2005. Seasonal records of climate change in annually laminated Tufas: short review and future prospects. Journal of Quaternary Science,  20(5):411–421.

Andrews J.E. Riding R. Dennis P.F. 1993. Stable isotopiccompositions of Recentfreshwater cyanobacterial carbonatesfrom the British Isles: local and regional environmental controls. Sedimentology, 40:303–314.

Andrews J.E. Riding R. Dennis P.F. 1997. The stable isotope record ofenvironmental and climatic signals in modernterrestrial microbial carbonates from Europe. Palaeogeogr., Palaeoclimatol. Palaeoecol. 129:171–189.

Buccino G. D’Argenio B. Ferreri V. Brancaccio L. Ferreri M. Panichi C. Stanzione D. 1978. I Travertini della bassa valle del Tanagro (Campania). Studio Geomorphologico, Sedimentologico e Geochimico. Bolletino Societa Geologica Italiana, 97:617–646.

Capezzuoli E. Gandin A. and Pedley M. 2014. Decoding tufa and travertine (fresh water carbonates) in the sedimentary record: The state of the art: Sedimentology, 61(1):1–21.

Carthew K.D. Taylor M.P. Drysdale R.N. 2006. An environmental model of fluvial tufas in the monsoonal tropics, Barkly Karst, Northern Australia.Geomorphology, 73:78–100.

Chafetz H.S. Folk R.L. 1984. Travertines: depositional morphology and their bacterially constructed constituents. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 289–316.

Colombie C. Lecuyer C. Strasser A. 2011. Carbon- and oxygen-isotope records of palaeoenvironmental and carbonate production changes in shallow-marine carbonates (Kimmeridgian, Swiss Jura). Geology Magazine, 148(1):133- 153.

Dandurand J. L. Gout R. Hoefs J. Menschel G. Schott J. Usdowski E. 1982. Kinetically controlhed variations of major components and carbon isotopes in acalcite- precipitating stream. Chemical Geology, 36: 299- 315.

Dipova N. Doyuran V. 2006. Characterization of the Antalya (Turkey) tufa deposits.Carbonates and Evaporites, 21(2):144-160.

Ferris F.G. Fratton C.M. Gerits J.P. Schultze-Lam S. and Sherwood Lollar B. 1995. Microbial precipitation of a strontium calcite phase at a groundwater discharge zone near Rock Creek, British Columbia, Canada.Geomicrobiol. J., 13:57–67.

Finch A.A. Allison N. Sutton S.R. and Newville M. 2003. Strontium in coral aragonite: 1. Characterization of Sr coordination by extended absorption X-ray fine structure. Geochim.Cosmochim.Acta, 67:1189–1194.

Ford T.D. 1989. Tufa: a freshwater limestone. Geology Today, 5(2):60–63.

Ford TD. Pedly HM. 1996. A review of tufa and travertine deposits of the world. Earth Science Review. 4:117–175.

Fortin D. Ferris F.G. and Beveridge T.J. 1997. Surfacemediated mineral development by bacteria. Rev. Mineral. 35:161–180.

Freytet P. Verrecchia E.P. 1999. Calcitic radial palisadic fabric in freshwater stromatolites diagenetic and recrystallized feature on physicochemical sinter crust.Sedimentary Geology, 126:91–102.

Gibbs R. J. 1970. Mechanism controlling world water chemistry. Science. 170:1088-1090.

Glover C. Robertson A. 2003. Origin of tufa (cool- water carbonate) and related terraces in the Antalya, SW Turkey. Geological Journal. 38: 329-358.

Gradzinski M. Hercman H. Jaskiewicz M. Szczurek S. 2013. Holocene tufa in the Slovok karst: facies, sedimentary environments and depositional history. Geological Quarterly. 37(4): 769- 788.

Grosjean A. S. Pittet B. 2013. Facies analysis and depositional environments of the Taulanne Limestone Formation in the South Alpine Foreland Basin (Oligocene, southeastern of France).Facies. 59: 7171- 736.

Henchiri, M. 2013. Sedimentology of Quaternary calcareous tufas from Gafsa, southwestern Tunisia.Arabian Journal of Geoscience. 1-11.

Henchiri M. 2014. Depositional morphotypes and implications of the Quaternary travertine and tufa deposits from along Gafsa Fault: Jebel El Mida, southwestern Tunisia. Journal of African Earth Sciences. 90: 9- 24.

Hounslow A. W. 1995. Water Quality Data: analysis and interpretation, CRC Press LLC, Florida, p. 416.

Huerta P. Armenteros I. Tome O. M. Gonzalvez P. R. Silva P. G. Aguilera D. G. Garcia P. C. 2016. 3-D modelling of a fossil tufa outcrop. The example of La Peña del Manto (Soria, Spain). Sedimentary Geology. 333: 130- 146.

Irion, G., Muller, G. 1968. Mineralogy, petrology and chemical composition of some calcareous tufa from the Schwabische Alb, Germany. In Muller, G., Friedman, G. M., Recent developments of carbonate Sedimentology in central Europe, New York. Springer Verlag, 71- 157.

Jalali, M., 2007- Stalinization of groundwater in arid and semi-arid zones: an example Tajarak, western Iran. Environment Geology, 52:1133-1149.

Jones, B. 2017. Review of aragonite and calcite crystal morphogenesis in thermal spring systems. Sedimentary geology, 354, 9-23.

Jones, B. and Renaut, R.W. 2010. Calcareous springdeposits in continental settings. In: Continental Settings:Facies, Environments and Processes, (Eds A.M. AlonsoZarza and L.H. Tanner), Elsevier, Amsterdam, p. 177–224.

Julia, R., 1983. Travertines. In P.A.Scholle,D. G. Bebout and C.H. Moore, eds., Carbonate depositional environments. AAPG Memoir33, Tulsa, Oklahama. P.64-72.

Kele, S., Özkul, M., Gökgöz, A., Fórizs, I., Baykara, M.O., Alçiçek, M.C., Németh, T., 2011. Stable isotope geochemical study of Pamukkale travertines: new evidences oflowtemperature non-equilibrium calcite-water fractionation.SedimentaryGeology.238(1–2), 191–212.

Keppel, M.N. Clarke, J. D. A. Halihan, T. Love, A. j. Werner, A. D. 2011. Mound springs in the arid Lake Eyre South region of South Australia: A new depositional tufa model and its controls. Sedimentary Geology.240: 55- 70.

Koban, C. G. Schweigert, G. 1993. Microbial origin of travertine fabrics- Two examples from southern Germany (Pleistocene stuttgurt travertines and Miocene Riedoschingen travertine.Facies. 29: 251-263.

Lagran I. G. Iriarte M. Garcia- Gazolaz E. Rodriguez J. C. T. Gibaja- Bao J. F. Moreno-Garcia M. Perez- Jorda, G. Ruiz- Alonso M. Sesma- Sesma J. Garrido- Pena R. Carrancho- Alonso A. Pena- Chocarro L. Rojo- Guerra M. A. 2015. 8.2 ka BP paleoclimatic event and the Ebro Valley Mesolithic­ groups: Preliminary data from Artusia rock shelter (Unzue, Navarra, Spain). Quaternary International. 3: 1-23.

Luzon M. A. Perez A. Borrego A. G. Mayayo M.J. Soria A. R. 2011. Interrelated continental sedimentary environments in the central Iberian Range (Spain): Facies characterization and main palaeoenvironmental changes during the Holocene. Sedimentary Geology. 239:87- 103.

Mohammad M.K. 2014. Ecology of the freshwater snail Melanopsis buccinoidea (Olivier, 1801) in Ain Al-Tamur, Kerbala Province. International Journal of Current Microbiology and Applied Sciences, 3(2): p. 390-394.

Narayanan Nair V. 1989. Hydrochemical modelling, International Symp. NGRI Hyderabad, VII,  903-906.

Okumura T. Takashima C. Shiraishi F. Kano A. 2012. Textural transition in an aragonite travertine formed under various flow conditions at Pancuran pitu, central java, Indonesia. Sedimentary Geology. 265-266: 195-209.

Ordonez S. Garcia del Cura M.A. 1983. Recent and Tertiary fluvial carbonates in central Spain.In Modern and Ancient Fluvial Systems, Collinson JD, Lewin J (Eds).Special Publication 6.International Association of Sedimentologists. 485– 497.

Pedley, ­H.M. 1990 Classification andenvironmental models of cool freshwater tufa. Sedimentary Geology 68:143–154.

Pedley H.M. Ordo ´n ˜ez S. Gonza ´lez Martı ´n J.A. andGarcı ´a del Cura M.A. 1996. Does climate control themorphological fabric of freshwater carbonates? A comparative study of Holocene barrage tufas from Spain and Britain.Palaeogeogr.Palaeoclimatol.Palaeoecol., 121:239–257.

Pedley M.  Martin J. A. G. Delgado S. O. Garcia Del Curas M. A. 2003. Sedimentology of Quaternary perched springline and paludal tufas: criteria for recognition, withexamples fromGuadalajara Province, Spain. Sedimentology. 50: 23- 44.

Pentecost A. 2005. Travertine.Springer-Verlag.445 p.

Piper A.M. 1944. A graphical interpretation of water analysis, Transactions of theAmerican Geophysical Union, 25:914 -928.

Riding R. 2000. Microbial carbonates: the geological record of calcified bacterial algal mats and biofilms. Sedimentology Supplement. 1–47:179–214.

Shuster E.T. and White W.B. 1971. Seasonal Fluctuations In The Chemistry of Limestone Springs, A Possible Means For Charactristing Carbonate Aquifer. Journal of Hydrogeology, 14:93-128.

Tucker M. and Wright P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Science, Oxford, 482 p.

Viles H. A. Taylor M. P. Nicoll K. 2007. Facies evidence of hydroclimatic regime shifts in tufa depositional sequences from the arid Naukluft Mountains, Namibia. Sedimentary Geology. 195:39-53.