Depositional environment of Jurassic deposits in the Binalud basin, according to the provenance and paleo-tectonic setting, northwest of Mashhad, Iran

Poursoltani, Mehdi Reza; Soltani Mah-Abad, Mostafa; Ghaemi, Farzin

doi:10.22108/jssr.2021.126665.1196

Depositional environment of Jurassic deposits in the Binalud basin, according to the provenance and paleo-tectonic setting, northwest of Mashhad, Iran

Document Type : Research Paper

Authors

¹ Associate Professor, Department of Geology, Mashhad Branch, Islamic Azad University, Mashhad, Iran

² MSc of Sedimentary and Sedimentary rock Petrology, Department of Geology, Mashhad Branch, Islamic Azad University, Mashhad, Iran

³ Associate Professor, Department of Geology, Ferdowsi University Mashhad, Mashhad, Iran

10.22108/jssr.2021.126665.1196

Abstract

Abstract
The thick Jurassic fluvial coarse-grained sediments rest non-conformably on older metamorphic rocks to the northwest of Mashhad. Two sections, 300 and 400 m thick, were measured and studied through the Jurassic deposits. In this unit, three facies assemblages, conglomerate, sandstone and shale, have been identified. They comprise eight lithofacies (Gcm, Gmg, Gmm, Sm, Sh, Sp, Fl, and Fm) and four architectural elements (Channel-fill element (CH), Sediment gravity flows (SG), Downstream–accretion element (DA), and Overbank fines (FF)). The orientation of the gravel particles indicates that the direction of the paleo-flow was from northeast to southwest. The presence of an erosive base, lens-shaped sediment bodies, and fining-upward sequences suggests a gravelly braided-river system that deposited in a half-graben. Based on the results of petrological studies, subarkose, arkose, lithic arkose, sublitharenite, and litharenite are the main identified sandstone petrofacies. Also, based on the components of the sandstones, plutonic and metamorphic rocks have been identified as the source of sediments deposited in a humid climatic condition. In addition, the grain types suggest recycled orogen (RO), craton interior (CI), dissected arc (DA), and transitional continental (TC) tectonic settings of the study area during deposition.
Keywords: Conglomerate, Braided river, Paleotethys, Jurassic, Binalud, Iran

Introduction
The Binalud Mountains form one of the most characteristic geological zones in northeastern Iran. Stöcklin (1968), Eftekhar-Nezhad and Behroozi (1991), and Alavi (1992) considered the Binalud Mountains as the continuation of the Alborz Mountains, but Nabavi (1976) interpreted them as an incremental unit between the Alborz and Central Iran based on the similarity of the Palaeozoic succession with that of Central Iran, and the similarity of the Jurassic and Cretaceous strata and of its folding style with the Alborz mountains. The Binalud Mountains consist mainly of sedimentary, igneous, and metamorphic rocks, among which Jurassic sediments have been deposited in many areas, resting unconformably on Palaeozoic and/or Triassic sedimentary and metamorphic rocks. According to the position of the strata and sparse biostratigraphic data, an Early to early-Middle Jurassic age is suggested for the study deposits (Wilmsen et al., 2009a). The purpose of the present study is to figure out the identification of lithofacies and interpretation of their depositional environments. In addition, the source rocks (possibly hidden or eroded) of the Jurassic siliciclastic rocks (NW of Mashhad), and the tectonic setting of the Binalud Mountains during deposition of this formation are evaluated based on petrographic analysis.

Material & Methods
Two sections (400 and 300 m thick) to the northwest of Mashhad were measured and sampled. In total, 200 samples of sandstone and conglomerate were collected. Twenty-three samples of sandstones and 20 conglomerates were selected for thin section preparation. Petrographic modal analyses were made using a Nikon Eclipse E400 polarizing microscope, with 500 point counts using the Gazzi-Dickinson method at the Islamic Azad University of Mashhad, Iran. Sandstones were classified following Folk (1980), and coarse-grained sediments were classified based on the Pettijohn classification (Pettijohn, 1975). A facies code modified from Miall’s (1996) classification was utilized, with G for conglomerate facies, S for sandstone facies, and M for mudstone facies. To measure paleocurrents, 695 imbricated clasts from conglomerate were measured in two sections and plotted on a rose diagram.

Discussion of Results & Conclusion
The Jurassic deposits in the study area are all siliciclastic and range in grain size from clay to pebbles. Based on field and laboratory studies, three facies assemblages, conglomerate (Gcm, Gmg, Gmm), sandstone (Sm, Sh, Sp), and shale (Fl, Fm) have been identified. Architectural elements are defined as CH, SG, DA, and FF. The paleoflow direction is consistent with the palaeoreconstructed position of the Jurassic deposits and indicates that sediment was transported from northeast to southwest.
The lack of any marine fossils and the abundance of plant fossils in the finer-grained parts clearly point to a non-marine setting. The conglomerates and pebbly sandstones can be interpreted as the fills of braided river channels in an alluvial fan system (Wilmsen et al. 2009a; Poursoltani et al. 2015, Poursoltani and Fursich 2020). Medium to coarse-grained sandstones with planar lamination and occasional trough cross-stratification can be interpreted as part of fluvial channel fills deposited during times of waning flow velocity. Fine to very fine-grained sandstones, some with plant fragments, interbedded with siltstones and mudstones represent overbank sediments. The mudstones and shales are floodplain deposits.
Petrographically, the sandstones are fine to medium-grained and grain-supported, with some coarse-grained and well-rounded components. Based on Folk’s classification (1980), the sandstones are predominantly subarkose, arkose, lithic arkose, sublitharenite, and litharenite. Based on the petrographic analysis of the Jurassic sandstones, plotted on the diagrams of Dickinson et al. (1983) and Yerino and Maynard (1984), craton interior, recycled orogen, quartzose recycled, mixed zone, and transitional continental are the main tectonic settings of the studied sediments. Basu’s diagram (Basu et al., 1985, with Qp, Qm u, Qm, nu) indicates that metamorphic rocks were the main source area of the deposits. In the Q–F–R ternary diagram of Suttner et al. (1981), the Jurassic sandstones plot in the field for plutonic and metamorphic source areas under humid climate conditions.
According to previous studies (Wilmsen et al., 2009a; Sheikholeslami and Kouhpeyma 2012) and the result of this study, the non-marine Jurassic succession was possibly related to the early Middle Jurassic Mid-Cimmerian Tectonic Event. Thus, we suggest that the Jurassic strata of the Binalud Mountains were deposited in a half-graben. This graben formed within the Cimmerian mountain belt and developed during a late phase of the Early Cimmerian Orogenic Event

Keywords

20.1001.1.20087888.1400.37.4.1.3

Main Subjects

Sedimentology and ore deposits

Full Text

مقدمه

رسوبات ژوراسیک در بسیاری از حوضه‌های رسوبی ایران ازجمله کپه‌داغ، زاگرس، ایران مرکزی و بینالود نهشته شده‌اند (Poursoltani et al. 2007; Taheri et al. 2009; Fürsich et al. 2009; Wilmsen et al. 2009a). رسوبات دانه‌درشت ژوراسیک در زون بینالود بیان‌کنندة وضعیت تکتونیک و محیط رسوبی دیرینة این‌گونه رسوبات در زمان رسوب‌گذاری است. پژوهشگران مختلف این رسوبات را در مناطق مختلف زون بینالود مطالعه کرده‌اند که نشان‌دهندة محیطی رودخانه‌ای است (Wilmsen et al. 2009b; Poursoltani et al. 2015)؛ همچنین افراد بسیاری حوضة رسوبی بینالود را از دیدگاههای مختلف مطالعه کرده‌اند. Eftekhar-Nejhad 1980، Alavi 1992، Nabavi 1976، Bozorgnia 1973،Sheikholeslami and Kouhpeyma 2012 ،Rahimi and Ghaemi 2014 و Zeraatkar and Rahimi 2012 این حوضه را ازنظر زمین‌شناسی بررسی کرده‌اند؛ همچنین Poursoltani et al. 2015 و Poursoltani and Fürsich, 2020 محیط رسوبی و منشأ رسوبات سیلیسی آواری ژوراسیک را در جنوب مشهد مطالعه کرده‌اند. Vaez-Javadi and Allameh 2015 چینه‌شناسی زیستی منطقة بازة حوض را در جنوب مشهد مطالعه کرده‌اند.

در منطقة بینالود رسوبات دانه‌درشت ژوراسیک به نام سازندهای عارفی، درخت توت، آغنج، بازة حوض و رسوبات دانه‌درشت مطالعه‌شده که در این پژوهش کنگلومرای اخترشاه خوانده می‌شود، در امتداد بخشی از زمین‌درزة پالئوتتیس در منطقة شمال غرب مشهد واقع در بخش شرقی رشته‌کوههای بینالود گسترة وسیعی را پوشانده است. غیر از رسوبات دانه‌درشت اخیر (کنگلومرای اخترشاه)، دیگر نهشته‌ها را Wilmsen et al. 2009b مطالعه کرده‌اند. در منطقة مطالعه‌شده، نهشته‌های کنگلومرایی اخترشاه مربوط به محیط قاره‌ای با سن ژوراسیک به‌صورت دگرشیب روی سنگ‌های دگوگونی قدیمی‌تر در امتداد زمین‌درزة پالئوتتیس نهشته شده‌اند که تاکنون مطالعه نشده‌اند (شکل 1). در این پژوهش نوع رخساره‌ها، محیط رسوبی و وضعیت تکتونیک منطقه هنگام رسوب‌گذاری این رسوبات درشت‌دانه تجزیه و تحلیل شده است.

زمین‌شناسی و چینه‌شناسی

رشته‌کوههای منحنی‌شکل بینالود با تحدب به سمت شمال در جنوب غرب مشهد، شمال شرقی ایران، در ادامة زون البرز شرقی و کپه‌داغ قرار دارند (Alavi 1992). این رشته‌کوهها با روند کلی شرقی‌غربی و با وسعتی حدود 120 کیلومتر مرز بین دشت غربی نیشابور و دشت مشهد- قوچان هستند. پژوهشگرانی مانند Stöcklin 1968،Lammerer et al. 1984، Eftekhar-Nezhad and Behroozi 1991 و Alavi 1991, 1992 رسوبات دگرگون‌شدة پالئوزوئیک- تریاس در منطقة بینالود و جنوب البرز را به‌مثابة بقایای اقیانوس پالئوتتیس تفسیر می‌کنند که با یک واحد ضخیم سیلیسی کلاستیک ژوراسیک پایین یا میانی پوشانده شده است (Aghanabati and Shahrabi 1987; Sheikholeslami and Kouhpeyma 2012)؛ اما Nabavi 1976 براساس شباهت بین توالی‌های رسوبی پالئوزوئیک در ایران مرکزی و شباهت سیستم چین‌خوردگی لایه‌های ژوراسیک و کرتاسه با البرز، این زون را به‌مثابة یک واحد افزایشی بین البرز و ایران مرکزی تفسیر کرده است.

زون بینالود از جنوب به گسل میامی یا گسل شاهرود ختم می‌شود و از شمال به زمین‌درزة پالئوتتیس (جنوب غرب مشهد) محدود شده است. زمین‌درزة پالئوتتیس مرز بین زون بینالود و کپه‌داغ محسوب می‌شود (Alavi 1991). مرز شمال غربی زون بینالود، گسل سمنان است. این رشته‌کوهها از سمت غرب به رشته‌کوههای البرز متصل است و از شرق تا کوههای پاراپامیسوس در شمال افغانستان ادامه دارد. دشت نیشابور رشته‌کوههای بینالود را (از سمت جنوب و جنوب غرب)، از مجموعه‌های افیولیتی تربت حیدریه و سبزوار و زون تکنار جدا می‌کند.

شکل 1-A ) زون‌های ساختاری رسوبی (Berberian and King 1981) و موقعیت جغرافیایی منطقة پژوهش (دایرة قرمز)؛ B) نقشة زمین‌شناسی و واحدهای رسوبی شمال غرب مشهد (برگرفته از نقشة زمین‌شناسی طرقبه 1:100،000؛ پیکان‌ها مکان برداشت برش‌های چینه‌شناسی را نشان می‌دهند (NTS: خط درز نئوتتیس؛ PTS: خط درز پالئوتتیس؛ ZB: بلوک زابل بلوچ)؛ C) نقشة راههای دسترسی به منطقة پژوهش (ستاره‌های قرمز برش‌های برداشت‌شده را نشان می‌دهند).

Fig 1- A) Sedimentary structural zones (Berberian and King 1981) and geographical location of the study area (red circle); B) Geological map and sedimentary units of the northwest of Mashhad (modified from geological map of Torghabeh, 1: 100000; The arrows showing measured sections (NTS: Neo-Tethys Suture; PST; Paleo-Tethys Suture; ZB: Zabol-Baluch zone); C) Roadmap for access to the study area (red stars showing measured sections).

شکل 2- برش چینه‌شناسی رسوبات ژوراسیک در منطقة پژوهش (برای موقعیت برش‌ها به شکل B1 مراجعه شود). اعداد سیاه نشان‌دهندة نمونه‌های ماسه‌سنگی و اعداد قرمز نشان‌دهندة نمونه‌های کنگلومرایی مطالعه‌شده‌اند.

Fig 2- Stratigraphy sections of the Jurassic deposits in the study area (for locations see Fig 1B). Black numbers indicate sandstone samples and red numbers showing conglomerate samples.

در منطقة بینالود، رسوبات غیردریایی ژوراسیک روی رسوبات دگرگون‌شده (پالئوزوئیک- تریاس) و گرانیتوئیدها (تریاس- ژوراسیک پایین) نهشته شده‌اند و معادل رسوبات رودخانه‌ای‌دلتایی سازند کشف‌رود در حوضة رسوبی کپه‌داغ است (Poursoltani et al. 2007; Taheri et al. 2009)؛ همچنین این رسوبات شامل سازندهای عارفی، درخت توت، بازة حوض، آغنج و کنگلومرای اخترشاه است که می‌توان آن را معادل گروه شمشک و سازند دلیچای در حوضة البرز دانست (Wilmsen et al. 2009a, b). رسوبات مطالعه‌شده به‌صورت هم‌شیب روی شیست‌های قدیمی‌تر با کنتاکت فرسایشی قرار گرفته‌اند که در منطقة حصار سرخ (برش A) کاملاً مشخص است (شکل‌های 2 و 3). مرز فوقانی این رسوبات کاملاً مشخص نیست و در بیشتر مناطق با رسوبات عهد حاضر پوشانده شده است. وجود بعضی از فسیل‌های گیاهی مانند Ptrophyllum و Nilssonia (شکل C, D10) و قرارگیری کنگلومرای اخترشاه روی سنگ‌های دگرگونی (پالئوزوئیک - تریاس) مؤید سن ژوراسیک این نهشته‌هاست.

شکل 3- A) کنتاکت زیرین رسوبات ژوراسیک: رسوبات ژوراسیک روی سنگ‌های دگرگونی قدیمی به‌صورت دگرشیب قرار گرفته‌اند (برش A)؛ B) مرز زیرین تصویر A با بزرگنمایی؛ C) سنگ‌های دگرگونی قدیمی برگرفته از تصویر B (کادر قرمز)؛ (ES: سطح فرسایشی).

Fig 3- Lower contact of Jurassic deposits: A) Jurassic deposits rest unconformably on older metamorphic rocks (section A); B) Close up of lower boundary of photo A; C) Older metamorphic rocks from photo B (red box) (ES: erosional surface).

روش پژوهش

به‌منظور مطالعات سنگ‌شناسی و شناسایی رخساره‌ها، بهترین و کامل‌ترین رخنمون‌ها در منطقة شمال مشهد در دو برش (A, B) با موقعیت‌های جغرافیایی ˝57/32 ′17 ْ 36 شمالی، ˝50/38 ′23 ْ 59 شرقی، منطقة حصار سرخ با ضخامت حدود 400 متر، برش A و ″41/01 ′20 ْ 36 شمالی، ″84/04 ′21 ْ 59 شرقی، منطقة اخترشاه، با ضخامت حدود 300 متر، برش B، مطالعه شده است (شکل‌های 2 و 4). طی مطالعات صحرایی تعداد 200 نمونه پبل‌ و ماسه‌سنگ برای مطالعات سنگ‌شناسی به‌طور سیستماتیک برداشت شد (شکل 5) که از این میان، 23 مقطع نازک از رسوبات دانه‌متوسط (ماسه‌سنگ) و تعداد 20 نمونه از بعضی کنگلومراها تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان مدل Nikon Eclipse E400 متصل به دوربینPL-B623CU مطالعه شده است. مطالعة میکروسکوپی براساس شمارش نقطه‌ای (400 نقطه در هر مقطع) با استفاده از روش گازی- دیکنسون (Gazzi-Dickinson method; Ingersoll et al. 1984) انجام شده است. ماسه‌سنگ‌ها براساس طبقه‌بندی Folk 1980 و کنگلومراها براساس طبقه‌بندی Pettijohn 1975 نام‌گذاری شده‌اند.

طی عملیات صحرایی جهت‌یافتگی تعداد 695 گراول برداشت شده است که پس از اصلاح، جهت جریان قدیمه هنگام رسوب‌گذاری با نمودار گلسرخی رسم شده است. رخساره‌های رسوبی اعم از دانه‌ریز، دانه‌متوسط و دانه‌درشت براساس اندازة ذرات، ضخامت، شکل هندسی، بافت و ساخت‌های رسوبی با استفاده از تقسیم‌بندی Miall 1996 طبقه‌بندی شده‌اند که پیرو آن، محیط رسوبی منطقه تفسیر شده است؛ همچنین با استفاده از نمودارهای Dickinson et al. 1983،Dickinson and Suczek 1979،Yerino and Maynard 1984 موقعیت تکتونیکی و با استفاده از نمودار Basu et al. 1975 وSuttner et al. 1981، منشأ احتمالی رسوبات و آب‌وهوای دیرینه در هنگام رسوب‌گذاری تعیین شده است.

شکل 4- A) نمای بخشی از رسوبات درشت‌دانة ژوراسیک شمال غرب مشهد: A) برش A؛ B) برش B.

Fig 4- A) Overview of Jurassic corse-griand deposits in the northwest of Mashhad: A) section A; B) section B.

یافته‌های پژوهش

رخساره‌های سنگی

رخساره‌های سنگی با فرایندهای رسوبی در محیط رسوب‌گذاری نهشته می‌شوند؛ به همین علت شناسایی رخساره‌های سنگی به تفسیر فرایندهای رسوب‌گذاری کمک بسیاری می‌کند (Catuneanu 2003)؛ همچنین تشخیص مجموعه‌رخساره‌ها برای تفسیر محیط رسوبی دیرینه مؤثر است و عوامل متعدد از قبیل سرعت، نوع جریان، عمق، میزان حمل رسوبات و... نیز در تشکیل رخساره‌های سنگی مؤثرند (Cornelious et al. 2005; Lin et al. 2005). براساس مطالعات صحرایی و تقسیم‌بندی Miall 1996، سه مجموعه رخسارة سنگی درشت‌دانه (Gcm, Gmg, Gmm)، متوسط‌دانه (Sm, Sh, Sp) و ریزدانه (Fl, Fm) شناسایی شده‌اند.

مجموعه‌رخساره‌های سنگی کنگلومرایی

این مجموعة رخساره‌ای با لایه‌بندی متوسط تا ضخیم و گاه خیلی ضخیم بخش زیادی از رسوبات منطقه را شامل می‌شود (شکل‌های 2 و 4). جنس قطعات تشکیل‌شده پبل‌های سیلیسی، قطعات سنگی آذرین، دگرگونی و رسوبی است که در زمینه‌ای ماسه‌ای و سیلتی قرار گرفته‌اند. قطعات سنگی آذرین به‌طور عمده از نوع آذرین اسیدی و گاه بازیکی است؛ همچنین قطعات سنگی دگرگونی شناسایی‌شده به‌طور عمده شامل کوارتزیت و شیست، و قطعات سنگ‌های رسوبی از نوع ماسه‌سنگ و چرت است. در بسیاری از رخساره‌های سنگی، کوارتز تک‌بلوری شناسایی شده است که بسیاری از آنها خاموشی موجی هستند (شکل 6).

تماس قطعات موجود متفاوت بوده است؛ به طوری که در بعضی نمونه‌ها قطعات هیچ‌گونه تماسی با یکدیگر نداشته، اما در بعضی تماس قطعات نقطه‌ای یا طولی بوده است. گردشدگی قطعات نیز متفاوت است؛ اما به‌طور عمده گردشدگی نسبتاً خوبی دارند که ناشی از زمان و مسافت حمل و همچنین ترکیب قطعات است (شکل‌های 5، 6 و E, F16). بسیاری از گراول‌ها، فابریک ایمبریکاسیون دارند که جهت جریان قدیمه نیز براساس آن تعیین شده است. دانه‌بندی تدریجی، اصلی‌ترین ساخت‌های رسوبی این نهشته‌های دانه‌درشت محسوب می‌شود (شکل A8). این رسوبات گاه با میان‌لایه‌های ماسه‌سنگی (دانه‌متوسط تا دانه‌ریز) یا سیلت استونی همراه است. براساس طبقه‌بندی Miall 1996، رخساره‌های کنگلومرایی دانه‌افزون توده‌ای (Gcm)، رخسارة کنگلومرایی دانه‌افزون (Gci)، رخسارة کنگلومرایی گل‌افزون توده‌ای (Gmm) و رخسارة کنگلومرایی گل‌افزون (Gmg)، عمدة رخساره‌های کنگلومرایی این نهشته‌ها را تشکیل می‌دهند.

شکل 5- بعضی از قطعات رسوبات دانه‌درشت (Peg: پگماتیت؛ M: دگرگونی؛ Ig: آذرین؛ Ss: ماسه‌سنگ؛ Q: کوارتز).

Fig 5- Some particles of coarse-grained deposits (Peg: pegmatite; M: metamorphic; Ig: igneous; Ss: sandstone; Q: quartz).

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی بعضی از رسوبات دانه‌درشت ژوراسیک در منطقة مطالعه‌شده؛ A) کوارتز چند بلوری با گردشدگی خوب؛ B) خرده‌سنگ آذرین دانه‌ریز (نوع بازیکی)؛ C) خرده‌سنگ رسوبی (نوع چرت)؛ D) خرده‌سنگ‌های دگرگونی (نوع کوارتزیت)؛ E) خرده‌سنگ دگرگونی (نوع کوارتزیت) و کوارتز چندبلوری (Qp: کوارتز چندبلوری؛ M: خرده‌سنگ دگرگونی؛ Ig: خرده‌سنگ آذرین؛ Ch: چرت).

Fig 6- Photomicrographs of some Jurassic coarse-grained deposits in study area: A) well rounded polycrystalline quartz: B) fine-grained igneous rock fragment (basic type); C) sedimentary rock fragments (chert type); D) metamorphic rock fragment (quartzite type); E) metamorphic rock fragments (quartzite type) and polycrystalline quartz; Images taken under cross-polarized light (Qp: polycrystalline quartz; M: metamorphic rock fragment; Ig: igneous rock fragment; Ch: chert).

الف. رخساره‌های کنگلومرایی دانه‌پشتیبان توده‌ای (Gcm): این رخساره بخش اعظم توالی مطالعه‌شده را تشکیل داده و به‌طور عمده از دانه تشکیل شده و فاقد لایه‌بندی است. پبل‌ها شامل انواع کوارتز، سنگ‌های آذرین، رسوبی و دگرگونی است؛ همچنین به علت تنوع پبل‌ها، براساس تقسیم‌بندی Pettijohn 1975، کنگلومرا از نوع پلی‌میکت ارتوکنگلومراست. این رخساره بیشتر با رخساره‌های رسوبی Sm همراه است (شکل 7). گردشدگی نسبتاً خوب قطعات حاکی از زمان طولانی و مسافت زیاد طی حمل است. با توجه به جورشدگی ضعیف، نبود لایه‌بندی و وجود قاعدة فرسایشی، احتمال می‌رود این رخساره با جریان‌های آشفته با انرژی زیاد، در یک کانال نسبتاً شیب‌دار نهشته شده باشد که در هنگام رسوب‌گذاری بوده و از ته‌نشین‌شدن ذرات ریز جلوگیری کرده است. Aboumaria et al. 2009، Kosun et al. 2009، Miall 1996, 2000 و Steel and Thompson 1983 عقیده دارند این گونه رخساره به‌طور عمده حاصل جریان‌های خرده‌دار با ویسکوزیتة بالا به کف کانال یا پایین‌ترین بخش سدهای رسوبی مربوط است که معمولاً در رودخانه‌های بریده‌بریده با بستر گراولی تشکیل می‌شود.

شکل 7- A) رخساره‌های سنگی Gcm و Sm: مرزهای فرسایشی (ES) در سطح زیرین هر توالی مشهود است. ساخت رسوبی عمده در Sm دانه‌بندی تدریجی نرمال است. B) سنگ‌های رسوبی و دگرگونی، قطعات اصلی رخسارة سنگی Gcm را تشکیل می‌دهند. قطعات جهت‌یافتگی را نشان می‌دهند.

Fig 7- A) Lithifacies Gcm and Sm: at the lower boundary of each cycle erosional surface (ES) is observed. Normal gradded-bedding is the main sedimentary structure of Sm; B) Sedimentary and metamorphic rocks are the main clast of Gcm. The clasts showing imbricated fabric.

ب. رخسارة کنگلومرایی ماتریکس پشتیبان توده‌ای (Gmm): رخسارة Gmm، ماتریکس پشتیبان است و به دلیل تنوع زیاد پبل‌ها از نوع پاراکنگلومرا محسوب می‌شود (شکل A8). پبل‌ها به‌طور عمده شامل قطعات سنگی کوارتز و آذرین است. در بعضی لایه‌ها قطعاتی در حد بولدر نیز مشاهده می‌شود. توده‌ای‌بودن و شکل عدسی این رخساره، همچنین وجود ماتریکس بالا و قاعدة فرسایشی نشان‌دهندة تأثیر نیروی ثقلی است که سبب تشکیل جریان‌های واریزه‌ای پلاستیک با میزان رسوبی زیاد در مناطق نزدیک منشأ شده است و در کانال‌های رودخانه‌ای از نوع بریده‌بریده نهشته می‌شود (Steel and Thompson 1983; Miall 2000; Cornelious et al. 2005; Mazumder and van Loon 2012).

پ. رخسارة کنگلومرایی ماتریکس پشتیبان با طبقه‌بندی تدریجی (Gmg): در این رخساره تنوع زیاد پبل‌ها کاملاً مشهود است. همانند دیگر رخساره‌های کنگلومرایی جنس قطعات به‌طور عمده کوارتز و قطعات سنگی آذرین رسوبی و دگرگونی است. ساخت رسوبی دانه‌بندی تدریجی نرمال و معکوس از عمدة ساخت‌های رسوبی این رخساره است. ساخت رسوبی دانه‌بندی تدریجی نرمال هنگامی مشهود است که به رخساره‌های دانه‌ریز (ماسه‌سنگ و گلسنگ) ختم می‌شود و کاهش انرژی را نشان می‌دهد (Steel and Thompson 1983; Davis et al. 2002). این رخساره از نوع پاراکنگلومراست (شکل‌های B8، A9). وجود گردشدگی نسبتاً خوب و قطعات سخت همانند کوارتز، گرانیت و ماسه‌سنگ حاکی از حمل طولانی است. این نوع رخساره به‌طور عمده حاصل جریان‌های خرده‌دار با ویسکوزیتة بالاست؛ سطوح قاعده‌ای فرسایش و نشان‌دهندة کانال‌های کنده‌شده و پرشده در رودخانه‌های بریده‌بریده (Miall 1996; Mazumder and van Loon 2012).

شکل 8- A) رخسارة سنگی Gmm که به‌طور دگرشیب روی سنگ‌های دگرگونی قدیمی قرار گرفته است. وجود قطعات سنگ‌های دگرگونی (در حد بولدر)، دلالت بر فرسایش سنگ‌های قدیمی می‌کند (پیکان‌ها)؛ (به شکل 3 مراجعه شود). B) رخسارة سنگی Gmg: قطعات کوارتز گردشده عمدة قطعات را تشکیل می‌دهند (پیکان‌ها)؛ (ES: سطح فرسایش).

Fig 8- A) Lithofacies Gmm rests on older metamorphic rocks uncomfortably. The presence of metamorphic rock-clasts (boulder range), indicate older rocks erosion (arrows) (see figure 3). B) Lithofacies Gmg: rounded quartz are the main clasts (arrows) (Es: erosional surface).

شکل 9- A) نمایی از تناوب رخساره‌های سنگی گراولی (Gcm, Gmg) و ماسه‌سنگی (Sm, Sh): کانال‌های پرشده با سطوح فرسایشی زیرین (ES) در هر توالی جالب توجه است. رخسارة Sh در بخش‌های بالای بعضی از توالی‌ها مشهود است. B) رخسارة سنگی Sm که روی رخسارة سنگی Sh توالی قبل نهشته شده است. پیکان‌ها دانه‌های گراولی را نشان می‌دهند که به‌طور پراکنده در رخسارة Sm قرار گرفته‌اند.

Fig 9- A) View of cyclicity of gravely lithofacies (Gcm, Gmg) and sandstone lithofacies (Sm, Sh): Channel-fills with erosional surface (ES) in each cycle is remarkable. Lithifacies Sh at the upper parts of some cycles is observed. B) Lithofacies Sm rests on lithofacies Sh of previous cycle. Arrows showing the spars gravels in the lithofacies Sm

مجموعة رخساره‌های ماسه‌سنگی

این مجموعة سنگی شامل ماسه‌سنگ‌های دانه‌ریز تا دانه‌درشت و ماسه‌سنگ‌های گراولی است. حجم این رخساره‌ها نسبت به رخساره‌های درشت‌دانه بسیار ناچیز است. بعضی از رخساره‌های ماسه‌سنگی میان‌لایه‌هایی از سیلتستون و گلسنگ به همراه دارند. دانه‌بندی تدریجی طبقه‌بندی مورب کم‌زاویه، لامیناسیون و گاه آثاری از ریپل مارک از ساخت‌های رسوبی این مجموعه رخسارة سنگی محسوب می‌شود (شکل 10). رخساره‌های ماسه‌سنگی براساس طبقه‌بندی Miall 1996 شامل Sp, Sm و Sh است.

الف. رخسارة ماسه‌سنگی (Sm): این رخساره بدون ساخت رسوبی با دانه‌بندی متوسط تا درشت و گاه دارای خرده‌های گراول است؛ به طوری که به‌صورت ماسه‌سنگ گراولی ظاهر می‌شود. عمدة جنس گراول‌ها، کوارتز و خرده‌سنگ‌های دگرگونی است. بخش زیرین این رخساره به‌صورت فرسایشی است که روی رخسارة Sh بخش بالایی توالی قبل ایجاد شده و شکل عدسی آنها ناشی از کانال‌های پرشده با این رخساره است؛ اگرچه در بعضی موارد گسترش جانبی زیادی را نشان می‌دهد. ضخامت این رخساره گاه تا 5/1 متر هم می‌رسد (شکل‌های 9، A10). این رخساره ممکن است متأثر از رسوب‌گذاری زیاد و جریان‌های رودخانه‌ای با چگالی زیاد نهشته شده باشد (Miall 1985, 2006; Todd 1989; Bordy et al. 2016; Poursoltani 2020). نبود ساخت‌های رسوبی در این رخساره بر جریان‌های تند دلالت دارد که ناشی از رسوب‌گذاری ناگهانی است (Turner and Monro 1987; Hjellbakk 1997).

ب. رخسارة ماسه‌سنگی با چینه‌بندی متقاطع مسطح (Sp): این رخسارة سنگی با دانه‌بندی ریز تا متوسط و جورشدگی نسبتاً خوب، با شکل کلی عدسی ظاهر شده است. رخسارة Sp در بعضی قسمت‌ها میان‌لایه‌های نازک سیلت استونی است. ضخامت این رخساره در بعضی بخش‌ها تا 50 سانتی‌متر می‌رسد (شکل B, C, D 9). ساخت‌های رسوبی موجود در این رخسارة سنگی، چینه‌بندی متقاطع مسطح و در بعضی قسمت‌ها، آثاری از ریپل مارک است. این رخساره در اثر جابه‌جایی سدها حاصل می‌شود (Miall 1978, 1985, 1996; Capuzzo and Wetzel 2004; Poursoltani 2020). وجود لامیناسیون مورب حاکی از نهشته‌شدن این بخش از رسوبات در آب‌های کم‌عمق است (Mazumder and Sarkar 2004).

پ. رخسارة ماسه‌سنگی با لایه‌بندی افقی (Sh): این رخساره با دانه‌بندی خیلی ریز تا متوسط، جورشدگی ضعیف و دانه‌های نیمه‌گردشده تا نیمه‌زاویه‌دار دارد. رخسارة Sh حداکثر ضخامت 40 سانتی‌متر دارد که گاه همراه با میان‌لایه‌های سیلت استونی نهشته شده است (شکل‌های E11، A12). لامیناسیون افقی، اصلی‌ترین ساخت رسوبی موجود در این رخساره است. این رخساره در بعضی بخش‌ها با رخسارة کنگلومرایی آمیخته شده است. فسیل‌های گیاهی در این رخساره شناسایی شده است (شکل C, D11). این رخساره بیان‌کنندة شرایط جریان زیاد با عمق حدود 5/0 متر است و نهشته‌شدن در یک پهنه پس از کاهش انرژی در هنگام رسوب‌گذاری را نشان می‌دهد (Miall 1985, 1996; Poursoltani 2020). رخسارة Sh در پهنه‌های بالای سدها نیز تشکیل می‌شود (Hjellbakk 1997). این رخساره با کانال‌های سیکل بعدی فرسایش یافته و آثار سطوح فرسایشی در بالای آنها مشهود است (شکل 12).

شکل 10- A) رخسارة سنگی Sm شامل قطعات کوارتز پراکنده که روی رخسارة سنگی Gmg قرار گرفته است. B) یک توالی به طرف بالا ریزشونده شامل Sp و Fl. چینه‌بندی متقاطع ساخت رسوبی اصلی Sp است. C) ماسه‌سنگ (Sp) دارای چینه‌بندی متقاطع؛ D) ماسه‌سنگ (Sp) دارای ریپل مارک؛ E) ماسه‌سنگی (Sh) دارای لامیناسیون (Es: سطح فرسایشی).

Fig 10- Lithofacies Sm includes spars quartz grains resting on lithofacies Gmg. B) fining-upward cycle includes Sp and Fl. Cross-bedding is the main sedimentary structure of Sp. C) cross-bedded sandstone (Sp); D) Ripple cross-laminated sandstone (Sp); E) Laminated sandstone (Sh) (Es: erosional surface).

مجموعه‌رخساره‌های دانه‌ریز

رخساره‌های دانه‌ریز (گلی) به‌طور عمده در دشت سیلابی کانال‌ها و بخش‌های پایین‌دست رودخانه، هنگامی نهشته می‌شوند که انرژی به حداقل می‌رسد (Miall 1996, 2000; Cummings et al. 2015). رخساره‌های گلی شناسایی‌شده درصد ناچیزی را به خود اختصاص داده که براساس طبقه‌بندی Miall 1996 شامل Fl و Fm است.

رخسارة Fl: این رخساره ترکیبی از لایه‌های سیلت استونی و گلسنگی است و ساخت رسوبی لامیناسیون دارد (شکل‌های B10، B11). رخساره‌های دانه‌درشت‌تر مانند Sm و Sh روی این رخساره قرار گرفته‌اند. ضخامت این رخساره حداکثر تا 30 سانتی‌متر می‌رسد. سطح بالای این رخساره معمولاً حالت فرسایشی دارد که حاکی از جریان بعدی است. نهشته‌شدن این رخساره حاکی از انتهای جریان با انرژی کم است (Miall 1996, 2000; Ghazi and Mountney 2009; Poursoltani 2020).

رخسارة گلسنگی (Fm): این رخساره به شکل عدسی همراه با لایه‌های نازک سیلت استونی با ضخامت‌های 20-60 سانتی‌متر در بالای رخساره‌های ماسه‌سنگی نهشته شده است. ضخامت این رخساره در بعضی توالی‌های رسوبی تا 3 متر هم می‌رسد (شکل A12). این رخساره در بعضی قسمت‌ها با رخسارة Sh و Fl تناوب دارد. وجود این نوع رخساره حاکی از ته‌نشست بار معلق در محیطی آرام است (Bridge 2006; Cain and Mountney 2009; Cummings et al. 2015; Rossi and Steel 2016). در بخش فوقانی برش B رخساره‌های دانه‌ریز گلسنگی Fm همراه رسوبات غنی از مواد آلی شناسایی شده است؛ اگرچه در دیگر بخش‌ها این رخساره مشاهده نشده است؛ با توجه به حضور مواد آلی احتمالاً نشان‌دهندة محیط رسوب‌گذاری یک پهنه دشت سیلابی در سیستم رودخانه‌ای با آب‌وهوای نسبتاً گرم و مرطوب است (Miall 1996).

شکل 11- A) رخسارة سنگی Sh که روی رخسارة سنگی Gcm قرار گرفته است؛ همچنین Sm روی Sh قرار گرفته است. سطح فرسایشی (ES) سطح زیرین Sm را نشان می‌دهد. B) تکرار توالی Gcm، Sp, Sh و Fl. فسیل‌های گیاهی شناسایی‌شده در منطقه (C) Ptrophyllum و Nilssonia (D) (برش B).

Fig 11- Lithofacies Sh resting on lithofacies Gm, and also Sm resting on Sh. Erosional surface (ES) showing lower boundary of Sm. B) Cyclicity of Gm, Sp, Sh and Fl. Two plant fossils identified Ptrophyllum (C) and Nilssonia (D) in study area (section B).

شکل 12- A) تکرار توالی Gmm، Sp و Fm؛ B) نمای نزدیک از رخسارة سنگی Gmm، تصویر A؛ C) نمایی از رخساره‌های ماسه‌سنگی (Ss) بخش بالایی برش B.

Fig 12- Cyclicity of Gmm, Sp and Fm. B) close-up view of lithofacies Gmm, photo A. C) A view of sandstone lithofacies, upper part of section B.

عناصر ساختاری

براساس ترکیب شکل رخساره‌های سنگی، تغییرات عمودی و افقی، ساختارهای رسوبی و بافت رسوبی، 4 عنصر ساختاری برای توالی مطالعه‌شده پیشنهاد شده است؛ از این میان عناصر ساختاری جریان‌های رسوبی ثقلی (SG) و کانال‌ها (CH) نسبت به عناصر ساختاری کانال‌های انتهایی (DA) و دشت‌های سیلابی (FF) فراوانی و گستردگی بیشتری دارد (شکل 13).

عنصر ساختاری SG: این عنصر ساختاری شامل رخساره‌های سنگی دانه‌درشت (Gcm, Gmm, Gmg) به شکل عدسی یا کشیده با گستردگی زیاد نهشته شده است و در بسیاری بخش‌ها چندین سیکل رسوبی را شامل می‌شود. پژوهشگرانی مانند Miall 2000، Kim et al. 2009 و Goshal et al. 2010 معتقدند این‌گونه رسوبات تحت تأثیر جریان‌های با انرژی زیاد مانند جریان‌های خرده‌دار و ثقلی با ویسکوزیتة بالا تشکیل شده‌اند. وجود سطوح فرسایشی زیرین و شکل عدسی آن مؤید وجود کانال‌های کنده‌شده و پرشده است (شکل 14). سیستم رودخانه‌ای از نوع بریده‌بریده با پیچش کم بوده و عمدة رسوبات آن را رسوبات گراولی و مقدار ناچیزی ماسه‌ای تشکیل داده است (Mazumder and Van Loon 2012).

عنصر ساختاری CH: این عنصر ساختاری هرگونه ترکیب رخساره‌ای گراولی (G) دارد که شامل رخساره‌های سنگی Sm، SP و Sh است. این عنصر ساختاری عدسی‌شکل است و سطح زیرین فرسایشی دارد و به طرف بالا ریزشونده است. سطح فرسایشی این عنصر معمولاً روی رسوبات دانه‌ریز دشت‌های سیلابی یا توالی زیرین قرار گرفته است. ضخامت این عنصر ساختاری از 5/1 تا 3 متر تغییر می‌کند. گسترش جانبی این کانال‌ها نسبتاً زیاد است. این عنصر مربوط به کانال‌های کنده‌شده و پرشده است که با کاهش انرژی دارای توالی ریزشونده به بالاست. محیط تشکیل این رخساره، رودخانه‌های بریده‌بریده با بستر گراولی است (Miall 2000, 2006; Ghazi and Mountney 2009).

عنصر ساختاری DA: این عنصر ساختاری شامل رخساره‌های Sm، Sh و Sp است و شکل عدسی و ضخامت‌های 3/0 تا 1 متر و سطح فرسایشی زیرین دارد. گسترش این عنصر ساختاری گاه تا چندین متر می‌رسد. البته این عنصر ساختاری نسبت به عناصر ساختاری CH و SG فراوانی چندانی ندارد. وجود سطح فرسایشی محدب- مقعر حاکی از کانالی‌بودن این نهشته‌هاست که کانال‌های کنده‌شده باقی‌ماندة جریان‌های قبل را پر کرده است (Miall 1988, 1992; Hjellbakk 1997; Lunt et al. 2004; Ghazi and Mountney 2009; Poursoltani 2020).

عنصر ساختاری FF: این عنصر ساختاری شامل رخساره‌های سنگی دانه‌ریز Fl و Fm است. در منطقة پژوهش عنصر ساختاری FF به‌صورت لایه‌ای ضخیمی (2-4 متر) به شکل صفحه‌ای شناسایی شده است. این عنصر ساختاری حاکی از نهشته‌شدن این رسوبات در دشت‌های سیلابی و بخشهای بالای توالی‌های رسوبی دانه درشت‌تر است (cf. Reed 1991; Mrinjek et al. 2006; Ghazi and Mountney 2009). در بعضی موارد عنصر ساختاری FF معمولاً با CH میان‌لایه است که حاکی از پرشدگی کانال‌های به‌جامانده و متروکه است.

شکل 13- خلاصه‌ای کلی از عناصر ساختاری و رخساره‌های سنگی شناسایی‌شده در نهشته‌های ژوراسیک در منطقة پژوهش

Fig 13- Generalized summary of architectural elements recognised in Jurassic deposits in the study area.

شکل 14- کنتاکت زیرین رسوبات ژوراسیک به‌صورت دگرشیب آذرین پی روی سنگ‌های دگرگونی قدیمی قرار گرفته است. گستردگی کانال‌ها و سطوح فرسایشی به‌طور کامل مشخص است.

Fig 14- The lower contact of the Jurassic deposits rests on older metamorphic rocks unconformably. Extent of the channel-bodies and erosional surfaces are quite visible.

پتروگرافی ماسه‌سنگ‌ها

بنا بر مطالعات انجام‌شده روی 23 نمونة ماسه‌سنگی، دانه‌های تشکیل‌دهندة این رخساره‌ها گردشده تا نیمه‌گرد‌شده بوده است و از خیلی دانه‌ریز تا دانه‌درشت تغییر می‌یابد؛ این سنگ‌ها جورشدگی متوسط تا ضعیف دارد و ازنظر رسیدگی بافتی از مچور تا ایممچور تغییر می‌یابد. دانه‌های کوارتز (Qm:48.35%; Qp:20.78%)، فلدسپات (15.74%)، خرده‌سنگ (VRF:3.52%; MRF:8.96%; SRF:2.65%) و کمتر از 1 درصد کانی‌های فرعی، اجزای پتروفاسیس‌ها را تشکیل می‌دهند. خرده‌سنگ‌های موجود به‌طور عمده دگرگونی از نوع شیست و فیلیت، رسوبی از نوع چرت و ماسه‌سنگ و به میزان کمتر خرده‌سنگ‌های آذرین از نوع اسیدی و گاه بازیکی هستند. سیمان‌های شناسایی‌شده به‌طور عمده سیلیسی (70.57%)، کربناته (13.65%) و دارای ترکیبات آهن (13.3%) و به‌طور جزئی کانی‌های رسی (2.48%) است (جدول 1). براساس طبقه‌بندی Folk 1980 پتروفاسیس‌های ساب آرکوز، آرکوز، لیتیک آرکوز، ساب لیت آرنایت و لیت آرنایت و به‌ندرت کوارتزآرنایت، ماسه‌سنگ‌های منطقه را تشکیل می‌دهند (شکل‌های 15، A, B, C, D16).

جدول 1- آنالیز سنگ‌شناسی 23 نمونه ماسه‌سنگ ژوراسیک براساس شمارش 400 نقطه در هر نمونه؛ درصد دانه‌ها و سیمان‌ها به‌طور مجزا محاسبه شده‌اند.

Sample	Q (%)		Fl (%)	RF (%)				SUM	Mica	H.M	Qmnu	Qmu	Cement (%)				SUM
	Qm	Qp		VRF	MRF	SRF							silica	Crb	clay	Fe
	Qm	Qp		VRF	MRF	Ch	Ss						silica	Crb	clay	Fe
1	43	28	25	0	2	0	2	100	8	1	11	32	76	9	1	14	100
2	37	17	35	1	7	2	1	100	4	0	10	27	92	1	7	0	100
3	36	31	10	8	10	3	2	100	2	2	15	21	84	7	1	8	100
4	42	14	27	5	10	1	1	100	1	0	32	10	56	25	3	16	100
5	62	17	7	3	9	0	2	100	3	0	22	40	64	21	6	9	100
6	58	19	13	5	5	0	0	100	5	0	19	39	51	31	0	18	100
7	44	25	19	3	6	2	1	100	0	0	31	13	58	25	1	16	100
8	35	13	40	2	10	0	0	100	2	1	11	24	82	3	3	12	100
9	25	15	45	6	9	0	0	100	4	0	13	12	78	18	0	4	100
10	46	27	7	1	15	4	0	100	1	3	34	12	75	7	4	14	100
11	42	29	10	4	11	2	2	100	0	0	12	30	90	1	0	9	100
12	42	38	11	2	4	1	2	100	2	0	7	35	43	38	7	12	100
13	67	29	2	0	1	1	0	100	1	0	38	29	91	8	0	1	100
14	49	24	10	5	10	2	0	100	5	2	15	34	66	7	8	19	100
15	50	19	7	6	15	0	3	100	2	0	36	14	74	15	0	11	100
16	49	19	21	1	6	4	0	100	3	0	8	41	65	13	1	21	100
17	55	16	16	3	7	1	2	100	1	0	16	39	53	22	0	25	100
18	59	20	5	3	8	3	2	100	6	0	42	17	67	6	0	27	100
19	64	12	7	5	11	1	0	100	2	1	46	18	62	13	6	19	100
20	57	11	6	4	17	4	1	100	2	2	27	30	83	0	4	13	100
21	43	17	9	8	19	1	3	100	1	1	17	26	78	8	4	10	100
22	53	14	21	2	7	2	1	100	3	0	15	38	63	21	0	16	100
23	54	24	9	4	7	0	2	100	1	1	21	33	72	15	1	12	100
Average	48.35	20.78	15.74	3.52	8.96	1.48	1.17		2.57	0.6	21.65	26.7	70.57	13.65	2.48	13.30

Table 1- Petrographic analysis of 23 Jurassic sandstone samples, based on 400 point counts per sample. Percent of grains and cement calculated separately.

شکل 15- ترکیب 23 ماسه‌سنگ ژوراسیک در منطقة مطالعه‌شده براساس طبقه‌بندی Folk 1980؛ A) انواع ماسه‌سنگ‌های اصلی؛ B) ترکیب حجمی دانه‌های اصلی Qm: کوارتز تک‌بلوری؛ Qp: کوارتز چندبلوری؛ F) فلدسپات؛ SRF، VRF و MRF: به ترتیب خرده‌سنگ‌های رسوبی، ولکانیکی و دگرگونی.

Fig 15- Composition of 23 Jurassic sandstones in study area based on Folk classification (Folk, 1980): A) major sandstones types. B) Volumetric composition of major grain types. Qm and Qp: mono- and polycrystalline quartz; F: feldspars; SRF, VRF and MRF: sedimentary, volcanic and metamorphic rock fragments, respectively.

شکل 16- تصاویر میکروسکوپی بعضی پتروفاسیس‌های ژوراسیک در منطقه؛ A) ماسه‌سنگ ساب آرکوز؛ B) ماسه‌سنگ لیتارنایت از نوع فیل ارنایت؛ C) ماسه‌سنگ ساب لیتارنایت؛ D) ماسه‌سنگ درشت‌دانة ساب لیت ارنایت (Ch: چرت؛ M: خرده‌سنگ دگرگونی؛ Qp: کوارتز چندبلوری؛ F) فلدسپات؛ Qmu: کوارتز تک‌بلوری با خاموشی موجی.

Fig 16- Photomicrographs of some Jurassic petrofacies in study area: A) Subarkose; B) Litharenite, phylarenite type; C) Subarkose; D) coarse-grained sublitharenite (Ch: chert; M: metamorphic rock fragment; Qp: polycrystalline quartz; F: feldspar; Qmu: monocrystalline quartz with undulose extinction.

بحث

مدل رسوبی

تفسیر محیط رسوبی دیرینة رسوبات براساس شناسایی رخساره‌های سنگی، عناصر ساختاری و بررسی تغییرات جانبی و عمودی آنها صورت می‌گیرد (Lunt et al. 2004; Allen and Fielding 2007)؛ بر همین اساس نیز شرایط تشکیل نهشته‌های کنگلومرایی ژوراسیک در منطقة پژوهش تفسیر شده است. وجود توالی‌های به طرف بالا ریزشونده با قاعدة فرسایشی، وجود حجم زیاد رخساره‌های کنگلومرایی با جورشدگی نسبتاً ضعیف، شکل هندسی لایه‌ها در مقاطع عرضی و وجود ساختارهای رسوبی دانه‌بندی تدریجی اعم از نرمال و معکوس نشان‌دهندة وجود رودخانه‌هایی با شدت زیاد است که به‌تدریج از شدت آنها کاسته شده و رخساره‌های ماسه‌سنگی و سیلت استونی را در بالای توالی برجا گذاشته که عموماً در محیط مخروط‌‌افکنه‌ها برجا گذاشته می‌شود (e.g. Lunt et al. 2004).

حضور عناصر ساختاری SG و GH، نشان‌دهندة حجم زیاد رسوب‌گذاری و عمق جریان در رودخانه‌های بریده‌بریده است (Capuzzo and Wetzel 2004; Cornelious et al. 2005)؛ همچنین وجود رخساره‌های کنگلومرایی دانه‌پشتیبان (Gcm, Gci) حاکی از محیط پرانرژی رودخانه‌های بریده‌بریدة نزدیک به منشأ است (Wang and Yan 2003; Caltorti et al. 2007). میزان زیاد انرژی و جابه‌جایی کانال‌ها به‌طور مداوم در رودخانه‌های بریده‌بریدة نزدیک به منشأ مانع تشکیل رسوبات ماسه‌ای می‌شود؛ بنابراین نبود یا ناچیزبودن رسوبات ماسه‌ای در این توالی‌ها و وجود رخساره‌های کنگلومرایی ماتریکس پشتیبان (Gmm, Gmg) عدسی‌شکل نیز نشان از حاکم‌بودن شرایط رودخانه‌های بریده‌بریده در زمان رسوب‌گذاری دارد (Miall 1996; Miall 2000; Cornelious et al. 2005). عنصر ساختاری DA نیز نشان‌دهندة وجود کانال‌های کنده‌شدة باقی‌مانده از جریان‌های قبل است که با رسوبات جریان‌های بعدی پر شده‌اند (Miall 1988, 1992; Hjellbakk 1997; Lunt et al. 2004; Ghazi and Mountney 2009).

عنصر ساختاری FF بیان‌کنندة نهشته‌شدن در دشت‌های سیلابی دور از کانال‌هاست (Reed 1991; Mrinjek et al. 2006; Ghazi and Mountney 2009; Poursoltani 2020). بنا بر تفسیرهای بیان‌شده، چنین می‌توان تصور کرد که محیط رسوبی رسوبات دانه‌درشت ژوراسیک منطقة پژوهش در رودخانه‌های بریده‌بریده با بار بستر گراولی در یک محیط مخروط‌افکنه تشکیل شده که سبب تشکیل مدل رسوبی نوع اسکات شده است (Miall 1996, 2000, 2006; Nichols 1999). این سیستم رودخانه‌ای با حجم زیاد رسوبات دانه‌درشت، در محیط رسوبی مخروط‌افکنه معمولاً بیان‌کنندة تکتونیک فعال منطقه هنگام رسوب‌گذاری است (e.g. Lin et al. 2005). جهت جریان قدیمه براساس اندازه‌گیری جهت‌یافتگی 695 پبل جهت‌یافته در کنگلومراهای مطالعه‌شده نشان‌دهندة جهت جریان از شمال شرق به سمت جنوب غرب است (شکل 17) که عمود بر گسل‌های فعال دیرینه است.

شکل 17- مدل رسوبی رسوبات ژوراسیک در زون بینالود. نمودار گلسرخی جهت جریان قدیمه حاصل از 695 قطعة جهت‌یافته را نشان می‌دهد (پیکان نشان‌دهندة بردار میانگین است).

Fig 17- Depositional model of Jurassic deposits in the Binalud zone. Rose diagram shows paleocurrent direction from measurement of 695 imbricated clasts (arrow shows vector mean).

منشأ رسوبات و جغرافیای دیرینه

با استفاده از اجزای تشکیل‌دهندة ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده (Q-F-L; Qm-F-L)، موقعیت تکتونیکی رسوبات مطالعه‌شده براساس نمودارهای Dikinson et al. 1983 و Dikinson and Suczek 1979 بررسی شده است؛ بنابراین براساس جانمایی Q-F-L، جایگاه تکتونیکی رسوبات به‌طور عمده به کوه‌زایی مجدد (RO) و به‌طور جزئی به مناطق درون کراتونی (CI)، کمان‌های منفصل (DA) و قاره‌های حد واسط (TC) مربوط است (شکل A18)؛ در همین زمینه بنا به جانمایی Qm-F-L، جایگاه تکتونیکی رسوبات به‌طور عمده با سنگ‌های کوارتزی با چرخة مجدد (QR)، مناطق درون کراتونی (CI)، مناطق مخلوط (MZ)، قاره‌های حد واسط (TC) و به‌طور جزئی با مناطق کمان‌های منفصل (DA) و مناطق انتقالی با چرخة مجدد (TR) مرتبط است (شکل B18).

از طرفی جایگاه تکتونیکی حوضة رسوبی هنگام رسوب‌گذاری برمبنای نمودار Yerino and Maynard 1984 نیز، حواشی غیرفعال (TE) و مناطق امتداد لغز (SS) تعیین شده است (شکل C18)؛ همچنین با جانمایی انواع کوارتز تک‌بلوری و چندبلوری و با توجه به نوع خاموشی آنها در نمودار Basu et al. 1975، رسوبات منشأ پلوتونیک، دگرگونی درجه متوسط تا بالا و دگرگونی درجه پایین دارد (شکل D18)؛ همچنین با جانمایی اجزای تشکیل‌دهندة ماسه‌سنگ‌ها (Q-F-R) در نمودار Suttner et al. 1981 چنین استنباط می‌شود که رسوبات مطالعه‌شده حاصل فرسایش سنگ‌های دگرگونی و آذرین بوده که در شرایط آب‌وهوای گرم و مرطوب روی داده است (شکل E18).

شکل 18- A، B) تقسیم‌بندی تکتونیکی ماسه‌سنگ‌های ژوراسیک براساس دیاگرام‌های Dickinson et al. 1983؛ C) منشأ تکتونیکی ماسه‌سنگ‌های ژوراسیک (Yerino and Maynard 1984)؛ D) منشأ ماسه‌سنگ‌های ژوراسیک براساس نمودار مثلثی (Basu et al. 1975) (Qp: کوارتز چندبلوری؛ Qm u: کوارتز تک‌بلوری با خاموشی موجی؛ Qm nu: کوارتز تک‌بلوری با خاموشی مستقیم)؛ E) تأثیر وضعیت آب‌وهوایی بر ترکیب ماسه‌سنگ‌های منطقه براساس دیاگرام Suttner et al. 1981.

Fig 18- A and B) Tectonic classification of Jurassic Sandstone, based on diagram of Dickinson et al. (1983). C) Tectonic provenance diagram for the Jurassic sandstones (after Yerino and Maynard, 1984). D) Provenance of Jurasic sandstones based on Basu et al. (1975) triangle diagram (Qp: polycrystalline quartz; Qm u: monocrystalline quartz with undulose extinction; Qm nu: monocrystalline quartz with straight extinction). E) The effect of climate on the composition of the study area sandstones based on diagrams of Suttner et al. (1981).

رشته‌کوه سیمرین پس از بسته‌شدن پالئوتتیس طی تریاس شکل گرفته است (e.g. Berberian and King 1981; Şengör et al. 1988; Sengör 1990; Golonka 2002; Fürsich et al. 2009; Wilmsen et al. 2009a, b; Zanchetta et al. 2013). خط درز حاصل از بسته‌شدن پالئوتتیس، ورقة لورازیا را از بلوک ایران جدا می‌کند که از افغانستان، کپه‌داغ و کوههای بینالود تا شمال کوههای البرز ادامه دارد (Alavi et al. 1997; Zanchi et al. 2006). Alavi 1991, 1992 خط درز پالئوتتیس را در منطقة مشهد با امتداد NW-SE تعیین کرده است؛ علاوه بر این مطالعات وی نشان می‌دهد سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شدة تریاس در بینالود و جنوب البرز گسترش داشته و به‌مثابة باقی‌مانده‌های پالئوتتیس تفسیر شده است که با رسوبات سیلیسی آواری ضخیم ژوراسیک پوشیده شده‌اند (e.g. Aghanabati and Shahrabi 1987; Sheikholeslami and Kouhpeyma 2012).

بینالود، یکی از مشخص‌ترین زون‌های زمین‌شناسی در شمال شرق ایران است، اما جایگاه اولیة آن دقیقاً مشخص نیست و ممکن است از دیگر بلوک‌ها مشتق شده باشد (Aghanabati 2004). گرانیت‌های تریاس فوقانی- ژوراسیک تحتانی (مثال گرانیت‌های مشهد و معادل آن در تربت جام) با بسته‌شدن پالئوتتیس مرتبط‌اند (Karimpour et al. 2006) که طی ژوراسیک میانی بالا آمده و به‌مثابة منشأ رسوبات عمل کرده‌اند (برای نمونه سنگ کف سازند کشف‌رود در تربت جام).

بنا بر نتایج حاصل از پژوهش Wilmsen et al. 2009a در زون بینالود، رسوبات ژوراسیک ازجمله واحدهای کنگلومرایی گسترش چشمگیری داشته که در امتداد گسل نرمال قدیمه (NW-SE) نهشته شده است و جهت حمل رسوبات به طرف جنوب غرب دانسته شده است که با نتایج حاصل از این پژوهش مطابقت دارد (شکل 19)؛ چنین استنباط می‌شود که فعالیت گسل یادشده همزمان با رسوب‌گذاری بوده است و مرز شمالی حوضه را مشخص می‌کند؛ بنابراین رسوبات منطقة بینالود در امتداد NW-SE در یک حوضة نیمه‌گرابنی نهشته شده‌اند (Wilmsen et al. 2009b; Figs. 9, 10). البته گسل‌های جوان‌تر مانند گسل سنگ‌بست- شاندیز به‌مثابة یک گسل روانده بعضی سنگ‌های ژوراسیک را قطع می‌کند (Zeraatkar and Rahimi 2012) که مغایر با تصور (Wilmsen et al. 2009b, Fig. 10) به‌مثابة گسل نرمال در شمال حوضه است. درنهایت بنا بر شواهد حاصل از این پژوهش و مطالعات (Wilmsen et al. 2009b; Figs. 1, 2) و موقعیت چینه‌شناسی رسوبات مطالعه‌شده، کنگلومرای اخترشاه می‌تواند معادل کنگلومراهای مخروط‌افکنة سازند جواهرده در البرز شمالی با سن ژوراسیک زیرین و سازند عارفی در جنوب مشهد محسوب شود.

شکل 19- شکل شماتیک وضعیت رسوب‌گذاری ژوراسیک در حوضة بینالود. برگرفته از Wilmsen et al. 2009a, Fig. 10 با تغییرات. برای توضیحات بیشتر به متن مراجعه شود.

Fig 19- Diagrammatic illustration of the setting of the Jurassic in the Binalud Basin. Modified from Wilmsen et al. (2009a; Fig. 10). See the text for further explanations.

نتیجه

براساس مطالعات انجام‌شده روی رسوبات درشت‌دانة ژوراسیک در حوضة بینالود، سه مجموعه رخسارة گراولی (Gcm, Gci, Gmg, Gmm)، ماسه‌سنگی (Sp, Sm, Sh) و گلسنگی (Fl, Fm) شناسایی شده است که فراوانی رخساره‌های ماسه‌سنگی و گلسنگی نسبت به رخساره‌ها‌ی گراولی ناچیز است؛ در همین زمینه براساس ترکیب و شکل رخساره‌های سنگی، تغییرات عمودی و افقی، ساختارهای رسوبی و بافت رسوبی، 4 عنصر ساختاری SG, CH, DA, FF تعیین شده است. حضور عناصر ساختاری SG و GH، نشان‌دهندة حجم زیاد رسوب‌گذاری در محیط پرانرژی رودخانه‌های بریده‌بریدة نزدیک به منشأ است؛ در صورتی که عنصر ساختاری DA نشان‌دهندة وجود کانال‌های کنده‌شده و پرشده است؛ از سویی دیگر عنصر ساختاری FF نیز بیان‌کنندة نهشته‌شدن رسوبات ریزدانه در دشت‌های سیلابی دور از کانال‌های اصلی است؛ بنابراین براساس نتایج حاصل، محیط رسوبی این نهشته‌ها یک سیستم رودخانه‌ای بریده‌بریده با بار بستر گراولی بوده که در یک حوضة نیمه‌گرابنی با تکتونیک فعال در جهت شمال شرق- جنوب غرب جریان داشته و سبب تشکیل مدل رسوبی نوع اسکات شده است. درنهایت بنا بر شواهد حاصل و موقعیت چینه‌شناسی، رسوبات مطالعه‌شده را می‌توان معادل کنگلومراهای مخروط‌افکنة سازند جواهرده در البرز شمالی و سازند عارفی در زون بینالود دانست.

علاوه بر این مطالعات سنگ‌شناسی رخساره‌ای ماسه‌سنگی سبب شناسایی پنج پتروفاسیس ساب آرکوز، آرکوز، لیتیک آرکوز، ساب لیت آرنایت و لیت آرنایت و به‌ندرت کوارتز آرنایت شده است؛ همچنین با استفاده از اجزای تشکیل‌دهندة ماسه‌سنگ‌های مطالعه‌شده، موقعیت تکتونیکی این رسوبات به‌طور عمده به کوه‌زایی مجدد (RO) و به‌طور جزئی به مناطق درون کراتونی (CI)، کمان‌های منفصل (DA) و قاره‌های حد واسط (TC)، حواشی غیرفعال (TE) و مناطق امتداد لغز (SS) مربوط است؛ همچنین براساس انواع کوارتز موجود در این رخساره‌ها سنگ‌های پلوتونیکی، دگرگونی درجه متوسط تا بالا و دگرگونی درجه پایین، منشأ این رسوبات محسوب شده است که در شرایط آب‌وهوای گرم و مرطوب نهشته شده‌اند.

تشکر و قدردانی

نویسندگان از دانشگاه آزاد اسلامی مشهد برای در اختیار قرار دادن امکانات آزمایشگاهی تشکر می‌کنند. همچنین از داوران محترم که با پیشنهادهای ارزشمند خود باعث بهبود این نوشتار شده‌اند، صمیمانه قدردانی می‌شود. از آقای دکتر علامه از دانشگاه آزاد اسلامی مشهد نیز برای شناسایی فسیل‌های گیاهی سپاسگزاری می‌شود.

References

Aboumaria K.H. Zaghloul M.N. Battaglia M. Loiacono F. Puglisi D. and Aberkan M. 2009. Sedimentary processes and provenance of Quaternary marine formations from the Tangier Peninsula (Northern Rif, Morocco), Journal of African Earth Sciences. 55: 10-35.

Aghanabati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, 558 p. (in Persian).

Aghanabati A. and Shahrabi M. 1987. Geological Quadrangle Map No. K.4. Mashhad. Geological Survey of Iran, Tehran.

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

Alavi M. 1991. Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in Northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin. 103:983-992.

Alavi M. 1992. Thrust tectonic of the Binalood region, NE Iran. Tectonophysics. 11(2):360-370.

Allen P.J.R. and Fielding C. 2007. Sedimentology and stratigraphic architecture of the Late Permian Betts Greek Beds, Queens land, Australia, Sedimentary Geology. 202(1-2):5-34.

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

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

Bozorgnia F. 1973. Paleozoic, foraminiferal and east Alborz mountains, Iran. NIOC, Geological Laboratories, Publication No. 4. 185p.

Bridge J.S. 2006. Fluvial faciesmodels: recent developments. In: Posamentier H. and Walker R.G. (Eds.), Facies Models Revisited: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists. Special Publication. 84:85–170.

Bordy E.M. Head H. and Runds M.J. 2016. Paleoenvironment and provenance in the early Cape Basin of southwest Gondwana: Sedimentology of the Lower Ordovician Piekenierskloof Formation, Cape Supergroup, South Africa. S. Afr. J. Geol. 119 (2):399–414.

Cain S.A. and Mountney N.P. 2009. Spatial and temporal evolution of a terminal fluvial fan system: the Permian Organ Rock Formation, South East Utah, USA. Sedimentology. 56:1774–1800.

Caltorti M. Pieruccini P. and Rustioni M. 2007. The Barga Basin (Tuscany): A record of Plio-Pleistocene mountain building of the North Apennines, Italy, Quaternary International. 189(1):56-70

Capuzzo N. and Wetzel A. 2004. Facies and basin architectural of the Late Carboniferous Salvan-Dorénaz continental basin (Western Alps, Switzerland/France). Sedimentology. 51:675–697.

Catuneanu O. 2003. Sequence Stratigraphy of Clastic Systems, Pubisher Geological Association of Canada. 248 pp.

Cornelious E.U. Christoph H. and Carola. H. 2005. Facies analysis and basin architecture of the Neogene Subandean synorogenic wedge, southern Bolivia, Sedimentary Geology. 180:91-123.

Cummings D. Jin J. Choi K. and Dalrymple R. 2015. The Tide Dominated Han River Delta. Elsevier Science & Technology Books, 532 p.

Davis A.M. Aitchison J.C. Badengzhu. H.L. and Zyabrev S. 2002. Paleogene island arc collision-related conglomerates, Yarlung–Tsangpo suture zone, Tibet, Sedimentary Geology. 150(3-4): 247-273.

Dickinson W.R. and Suczek C.A. 1979. Plate tectonics and sandstone compositions. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 63(12):2164–2182.

Dickinson W.R. Beard L.S. Brakenridge G.R. Erjavec 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(2):222-235.

Eftekhar-Nezhad J. 1980. Separation of different parts of Iran in terms of structural status in relation to sedimentary basins, Petroleum Society Journal. 82:19-28.

Eftekhar-Nezhad J. and Behroozi A. 1991. Geodynamic significance of recent discoveries of ophiolites and late Palaeozoic rocks in NE Iran (including Kopet-Dagh). Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt. 38:89–100.

Folk R.L. 1980. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing, Austin, Texas, 184 pp.

Fürsich F.T. Wilmsen M. Seyed-Emami K. Majidifard M.R. 2009a. Lithostratigraphy of the Upper Triassic–Middle Jurassic Shemshak Group of Northern Iran. In: Brune M.F. Wilmsen M. and Granath J.W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications. 312:129–160.

Fürsich F.T. Wilmsen M. Seyed-Emami K. and Majidifard M.R. 2009b. The Mid-Cimmerian tectonic event (Bajocian) in the Alborz Mountains, Northern Iran: evidence of the break-up unconformity of the South Caspian Basin. In: Brunet M.F. Wilmsen M. and Granath J.W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications. 312:189–203.

Ghazi S. and Mountney N.P. 2009. Facies and architectural element analysis of a meandering fluvial succession: The Permian Warchha Sandstone, Salt Range, Pakistan, Sedimentary Geology. 221:99-126.

Golonka J. 2002. Plate-tectonic map of the Phanerozoic. In: Kiessling, W., Flugel, E., Golonka, J. (Eds.), Phanerozoic Reef Patterns. SEPM Special Publication. 72:21–75.

Ghoshal K. Mazumder B.S. and Purkait B. 2010. Grain-size distributions of bed load: Inferences from flume experiments using heterogeneous sediment beds. Sedimentary Geology. 223: 1-14.

Hjellbakk A. 1997. Facies and fluvial architecture of a high-energy braided river: the Upper Proterozoic Seglodden Member, Varanger Peninsula, northern Norway. Sedimentary Geology. 114:131–161.

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. J. Sediment. Res. 54(1):103–116.

Karimpour M.H. Farmer L. Ashouri A.R. and Saadat S. 2006. Major trace and REE geochemistry of the Paleo-Tethys collision-related granitoids from Mashhad, Iran. Journal of Geosciences. 17:127–145.

Kim S.B. Kim Y.G. Jo H.R. Jeang K.S. Cjough S.K. 2009. Depositional facies, architecture and environments of the Sihwa Formation (Lower Cretaceous), mid-west Korea with special refrence to dinosaur eggs. Cretaceous Research. 30:100-126.

Kosun E. Poisson A. Ciner A. Wernli R. and Monod O. 2009. Syn-tectonic sedimentary evolution of the Miocene atallar Basin, southwestern Turkey, Journal of Asian Earth Sciences. 34: 466-479.

Lammerer B. Langheinrich G. and Manutchehr-Danai M. 1984. Geological investigations in the Binalud Mountains. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen. 168:269–277.

Lin C.M. Zhuo H.C. and Gao S. 2005. Sedimentary facies and evolution in the Qiantang River incised valley, eastern China, Marine Geology. 219:235-259.

Lunt I.A. Bridge J.S. and Tye R.S. 2004. A quantitative, three-dimensional depositional model of gravelly braided rivers, Sedimentology. 51:377–414.

Miall A.D. 1978. Facies types in vertical profile models in braided river deposits: a summary. In: Miall A.D. (Ed.), Fluvial Sedimentology. Canadian Society of Petroleum Geologists. 28:59–80.

Miall A.D. 1985. Architectural-element analysis: a new method of facies analysis applied to fluvial deposits. Earth Science Review. 22:261– 308.

Miall A.D. 1988. Architectural-element and bounding surface in fluvial deposits: anatomy of the Kayenta Formation (Lower Jurassic), southwest Colorado. Sedimentary Geology. 55:233– 262.

Miall A.D. 1992. Alluvial deposits. In: Walker R.G. and James N.P. (Eds.), Facies Models --Response to Sea Level Change. Geological Association of Canada, Toronto. 119-142.

Miall A.D. 1996. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. Springer-Verlag, New York. 582 p.

Miall A.D. 2000. Principles of sedimentary basin analysis, Third edition, Springer-Verlag, Berlin. 616 p.

Miall A.D. 2006. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. Springer-Verlag, New York. 582 p.

Mazumder R. and Sarkar S. 2004. Sedimentary history of the Palaeoproterozoic Dhanjori Formation, Singhbhum, eastern India. Precambrian Research. 267–287.

Mazumder R. and van Loon A.J. 2012. Depositional history of diamictites from the Late Paleoproterozoic Dalma Formation (E India), Sedimentary Geology. 251-252:49–57.

Mrinjek E. Sremac J. and Velic J. 2006. Pliocene alluvial sediments in theDrava Depression of the Virovitic–Slantina area, Northern Croatia. J. Geol. Cro. 59:65–84.

Nabavi M.H. 1976. An introduction to the geology of Iran. Geological Survey of Iran. 109 p.

Nichols G. 1999. Sedimentology & Stratigraphy. Blackwell Science Ltd. 355 p.

Pettijohn F.J. 1975. Sedimentary Rocks, 3d ed. Harper, New York, 3^rd Edition, 718 p.

Poursoltani M.R. 2020. Architectural analysis of an Early Cambrian braided-river system on the north Gondwana margin: The lower sandstone of the Lalun Formation in the Shirgesht area, central Iran, Journal of African Earth Sciences. 171:103935.

Poursoltani M.R. Moussavi Harami R. and Gibling M.R. 2007. Jurassic deep-water fans in the Neo-Tethys Ocean: the Kashafrud Formation of the Kopet-Dagh Basin, Iran. Sedimentary Geology. 198:53-74.

Poursoltani M.R. Jamali M. and Nasiri Y. 2015. Lithofacies and depositional environment of Jurassic deposits in Binalud zone, in Baze-Hoz section, southern Mashhad. Applied Sedimentology. 3(6):82–102.

Poursoltani M.R. and Fürsich F.T. 2020. Tectonic setting and provenance of Jurassic siliciclastic deposits based on geochemical and petrological studies: an example from a Cimmerian intramontane basin, the Binalud Mountains, Iran. Arabian Journal of Geosciences. 13:650.

Rahimi B. and Ghaemi F. 2014. Sedimentation related to thrust tectonics of Binalud Mountains, Sedimentary Facies. 7:218–235.

Reed W.E. 1991. Genesis of calcretes in the Devonian Wood Bay Group, Dicksonland, Spitsbergen. Sedimentary Geology. 75:149–161.

Rossi V. and Steel R.J. 2016. The role of tidal, wave and river currents in the evolution of mixed-energy deltas: Example from the Lajas Formation (Argentina). Sedimentology, 63(4): 824-864.

Şengör A.M.C. Altiner D. Cin A. Ustaömer T. and Hsü K.J. 1988. Origin and assembly of the Tethyside orogenic collage at the expense of Gondwana Land. In: Audley-Charles M.G. and Hallam A. (Eds.), Gondwana and Tethys. Geological Society, London Special Publication. 37:119–181.

Sengör A.M.C. 1990. A new model for the late Palaeozoic–Mesozoic tectonic evolution of Iran and its implications for Oman. In Robertson AHF, Searle M.P. and Ries A.C. (Eds.), The Geology and Tectonics of the Oman Region. Geological Society, London, Special Publications. 49:797–831.

Steel R.J. and Thompson D.B. 1983. Structures and textures in Triassic braided stream conglomerates (“Bunter” Pebble Beds) in the Sherwood Sandstone Group, North Staffordshire, England. Sedimentology. 30:341–367.

Sheikholeslamia M.R. and Kouhpeymab M. 2012. Structural analysis and tectonic evolution of the eastern Binalud Mountains, NE Iran, Journal of Geodynamics. 61:23–46.

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

Suttner L.J. Basu A. and Mack G.H. 1981. Climate and the origin of quartzarenites. Journal of Sedimentary Petrology. 51:1235–1246.

Taheri J. Fürsich F.T. and Wilmsen M. 2009. Stratigraphy, depositional environments and geodynamic significance of the Upper Bajocian–Bathonian Kashafrud Formation, NE Iran. In: Brunet M.F. Wilmsen M. and Granath J.W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications. 312:205–218.

Todd, S.P., 1989. Stream-driven, high density gravelly traction carpets: possible deposits in the Trabeg Conglomerate Formation, SW Ireland and some theoretical considerations of their origin. Sedimentology. 36: 513–530.

Turner B.R. and Monro M. 1987. Channel formation and migration by mass-flow processes in the Lower Carboniferous fluviatile Fell Sandstone Group, northeast England. Sedimentology. 34:1107-1122.

Vaez-Javadi F. and Allameh M. 2015. Biostratigraphy of Bazehowz Formation at its type section, south west Mashhad based on plant macrofossils. Geopersia. 5(1):27–44.

Wang Y. and Yan D.P. 2003. Fluvial gravel facies architecture of late Pleistocene age at Po Chue Tam, Lantau Island, Hong Kong, tectonic versus climatic control?, Journal of Asian Earth Sciences. 21:1113-1123.

Wilmsen M. Fürsich F.T. Taheri J. 2009a. The Shemshak Group (Lower–Middle Jurassic) of the Binalud Mountains, NE Iran: stratigraphy, facies and geodynamic implications. In Brunet M.F. Wilmsen M. and Granath J.W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications. 312:175–188.

Wilmsen M. Fürsich F.T. Seyed-Emami K. Majidifard M.R. and Taheri J. 2009b. The Cimmerian Orogeny in northern Iran: tectono-stratigraphic evidence from the foreland. Terra Nova. 21:211–218.

Yerino L.N. and Maynard J.B. 1984. Petrography of modern marine sands from the Peru–Chile Trench and adjacent areas. Sedimentology. 31(1):83–89.