نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 استادیار دانشکده علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان، زنجان، ایران.
2 استادیار دانشکده علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان، زنجان، ایران
3 کارشناس ارشد رسوب شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان، زنجان، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
The Late Cambrian was associated with tremendous changes in world oceans and lands including the deposition of specific facies in different parts of the world known as “ribbon rocks” due to their thinly bedded undulatory banded nature. In this study, the Upper Cambrian succession of the central Alborz (members 3 and 4 of the Mila Formation) is sedimentologically investigated with an emphasis on its upper part’s ribbon rocks. The study tries to give an understanding of facies analysis and depositional environment of this succession. In this regard, the strata are divided into nine lithostratigraphic units and 12 microfacies representing three sub-environments of supra- inter-and sub-tidal. The results show that the microfacies were deposited in an epeiric platform with marked changes in the facies distribution and platform physiography in time so that the evolution of this platform can be divided into three stages. During the first stage, dominantly tidal flat facies were deposited in broad belts without significant effects from disturbing agents such as storms. In the second stage, the platform was drowned due to a rapid transgression where deep-marine glauconite-rich green shale was deposited on former platform facies. In the third stage, the environment was strongly affected by disturbing factors such as storms and tides where severe facies changes occurred, represented by the deposition of ribbon rocks. The ribbon rocks of the Deh-Molla Formation show a spectrum of subtidal to intertidal-supratidal depositional settings.
Keywords: Upper Cambrian, Mila Formation, Deh-Molla Formation, Ribbon rocks, Depositional environment
Introduction
The Upper Cambrian rocks of the Alborz zone are known as the members 3 and 4 of the Mila Formation, newly suggested to be regarded as a new formation, that is, the Deh-Molla Formation (Geyer et al. 2014). The Deh-Molla Formation can be subdivided into two informal members of 1 and 2. Member 1 is composed of thick-bedded to massive carbonates without significant variations in bedding nature in lateral or vertical directions. Member 2, in contrast, is dominated by thin-bedded ribbon rocks, pointing to significant environmental changes. This difference in the lithology, bedding nature and facies distribution of these two members provides a potential research subject. The current study aims to investigate sedimentologic aspects, facies analysis and depositional environment of the Deh-Molla Formation in the central Alborz with an emphasis on its ribbon rocks.
Materials & Methods
Three stratigraphic sections were chosen for this study to encompass all spatio-lateral variations of the formation. These include the Shahmirzad, Tuyeh-Darvar and Deh-Molla sections. During the fieldwork, the sections were measured, logged and sampled carefully with regard to their lithology, bedding geometry and architecture, fossil content, stratal surfaces, sedimentary structures and depositional trends. In total, 257 rock samples were collected from these sections, which were petrographically investigated in the laboratory. The samples were classified according to standard widely-used nomenclatures (Dunham 1962; Embry and Klovan 1971) and were grouped into facies and facies association after comparison with standard facies models as well as with results of coeval studies.
Discussion of Results & Conclusions
Twelve microfacies are identified in the studied rocks indicating three facies associations/sub-environments of supratidal, intertidal and subtidal. These facies association and related microfacies include: i) supratidal facies association: MF-1: Dolomudstone; MF-2: Ooid dolograinstone–dolopackstone; ii) intertidal facies association: MF-3: Rounded echinoderm ossicle grainstone; MF-4: Brachiopod packstone or rudstone; MF-5: Oncoid rudstone-grainstone; MF-6: Microbial mudstone; MF-7: Bioclastic packstone-grainstone; and iii) lower intertidal–subtidal facies association: MF-8: Intraclast grainstone-packstone; MF-9: Microbial-lithistid framestone; MF-10: Bioclastic wackestone-bindstone; MF-11: Bioclastic packstone-grainstone; MF-12: Green shale-marl.
The domination of peri-tidal facies in the Deh-Molla Formation suggests that they were probably deposited in a gently sloping broad carbonate platform (most likely in an epeiric platform) (Pratt and James 1986). The distribution of the recognized facies in space and time indicates that the environment significantly changed during the deposition of the formation so that the evolution of the platform through time can be considered as a three-stage scenario:
Stage 1 includes Member 1 of the studied formation. The sediment was deposited in a gently sloping carbonate platform under calm and arid environmental conditions. The supratidal region was the site of evaporitic processes leading to the deposition of a thick dolomite unit (MF-1). The coastline and adjacent area were occupied by dunes and smaller bedforms of MF-2 to MF-5, pointing to the constant action of surfs and waves, which led to the accumulation of shells and grain-dominated shoal and banks. The rest of the intertidal together with the shallower sub-tidal area was the best region for the development of microbial-dominated structures such as microbial-sponge small buildups and blue-green algal biostromes (MF-9). Sheltered areas between these bioherms were places with a superior accumulation of mud accompanied by debris derived from these buildups (MF-10).
Stage 2 is characterized by the deposition of green deeper-marine marl and shales. The unit marks the base of the Member 2 and the drowning phase of the carbonate platform during which deeper subtidal facies (MF-12) accumulated over previous shallower marine carbonates.
Stage 3 includes the uppermost part of the formation that is characterized by ribbon strata. These strata have recorded significant environmental perturbations during their deposition represented by the development of thinly bedded rocks and multiple tempestite horizons. During this stage, the platform was characterized by numerous shoals, banks and bedforms mostly with a medium- to small-scale extension, which formed due to repeated action of tides, waves and storms. The alternation of calm and stormy conditions led to the development of couplets of skeletal- (MF-7) and microbial- (MF-6) dominated facies in intertidal settings. Many sedimentary structures and rock aspects are recorded in these strata, pointing to a combined action of tides and storms. These include wavy, lenticular and flaser cross-stratification, graded bedding, shell imbrications, flat-pebble conglomerates, multiple erosional surfaces, ripple cross stratifications, and etc.
This study reveals that the ribbon rocks are mainly composed of five microfacies, including MF-6–MF-8 and MF-10–MF-11 associated with interbeds of shale and marls. The facies show a spectrum of environmental conditions from subtidal to intertidal-supratidal. Therefore, these banded thin-bedded rocks were deposited in a broad platform with a gentle slope characterized by recurring dynamic depositional processes such as storms and tides shaping the physiography and morphodynamic of the environment. These processes led to the development of numerous bedforms along the platform. Many similar studies also indicate a peritidal origin for these rocks (e.g., Demicco and Mitchell 1982; Demicco 1983; Cañas 1999; Laughrey and Harper 2012).
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
کامبرین پسین که در ادبیات امروزی «زمین‌شناسی عصر فورنجین»[1] خوانده می‌شود، عصر تغییرات شگرف و مهمی در سیارة زمین بوده است؛ ازجملة این تغییرات، نوسانات در شرایط فیزیکوشیمیایی اقیانوس‌ها و دریاها بوده که اثر آن در رسوبات آن زمان به‌صورت اپیزودهای متعدد انقراض موجودات، ظهور موجودات جدید، تغییرات شدید ایزوتوپی، تغییرات اقلیمی و نوسانات سطح آب دریا ثبت شده است (Babcock et al. 2015; Peng et al. 2012a; Peng et al. 2004; Saltzman et al. 2000). بدیهی است که این تغییرات محیطی بر تاریخچة نهشتی آن زمان هم آثاری بر جای گذاشته باشد (Babcock et al. 2015). یکی از این آثار رسوب‌شناختی، نهشت رخساره‌های خاصی است که به نام سنگ‌های نواری (گاه کربنات‌های نواری) شناخته می‌شوند. اینها طبقات رسوبی و لنزهای کربناتی در مقیاس سانتی‌متری هستند که با لامینه‌بندی مورب و ظاهر موجی‌شکل خود مشخص و در تناوب با سنگ‌های دیگری همچون مادستون آهکی، دولومیت، سیلتستون یا شیل دیده می‌شوند (Demicco 1983; Markello and Read 1981).
توالی‌های کامبرین بالایی البرز در ایران با نام پیشنهادی سازند ده‌ملا (عضو 3 و 4 سازند میلا) شناخته می‌شوند (Geyer et al. 2014). این سازند به‌صورت غیررسمی به دو عضو تقسیم می‌شود (شکل 1). عضو 1 اساساً از کربنات‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای بدون تغییرات زیاد در لایه‌بندی تشکیل شده است؛ درمقابل عضو 2 با غلبة سنگ‌های نواری نازک‌لایه با شواهد متعددی از تغییرات سریع و مکرر محیطی مشخص می‌شود. این اختلافات در ماهیت سنگ‌شناسی و رخساره‌ای دو عضو سازند ده‌ملا، موضوعی قابل کنکاش را مطرح می‌کند که شاید بتوان با مطالعة رسوب‌شناسی این توالی‌ها به دلایل این تغییرات و اختلافات پی برد و درک درستی از شرایط نهشتی کامبرین بالایی به دست آورد؛ همچنین این مطالعه به بازسازی کامبرین بالایی حاشیة شمالی گندوانا کمک می‌کند؛ یعنی جایی که ایران در آن زمان واقع بوده است؛ بر این اساس مطالعة کنونی به‌منظور بررسی مشخصات رسوب‌شناختی، محیط رسوب‌گذاری و شرایط محیطی سازند ده‌ملا با تأکید بر سنگ‌های نواری آن انجام شده است.
شرایط زمین‌شناسی
توالی‌های نهشته‌شده در بازة زمانی پروتروزوئیک پسین تا اردوویسین شمال و مرکز ایران به خردقاره‌هایی تعلق دارند که طی کافت پس‌کمانی حاشیة شمالی ابرقارة گندوانا ایجاد شده‌اند (Ramezani and Tucker 2003)، (شکل 1B). در مقایسه با کشورهای همجوار، سنگ‌های رسوبی کامبرین تا اردوویسین ایران توالی کامل‌تری دارند و این مشخصه، اهمیت آنها را برای درک تاریخچة زمین‌شناسی منطقه دوچندان می‌کند (Geyer 2019; Geyer et al. 2014; Stöcklin et al. 1964).
مطالعة کنونی بر توالی‌های رسوبی کامبرین بالایی (فورنجین)[2] البرز مرکزی متمرکز شده است. توالی‌های رسوبی ادیاکارا تا اردوویسین زیرین البرز غالباً در شرایط برقاره‌ای[3] نهشته شده‌اند (Alavi 1996; Assereto 1966).Stöcklin et al. 1964 سازند میلا را برای سنگ‌های مخلوط کربناتی- آواری کامبرین میانی تا اردوویسین زیرین برگزیدند. این توالی رسوبی در مساحت زیادی از دیگر پهنه‌های ساختاری ایران نظیر ایران مرکزی و زاگرس نیز با مشخصاتی هم‌ارز با منطقة البرز قابل ردیابی و تشخیص است (Aghanabati 2004)، (شکل 1).
سازند میلا به پنج عضو غیررسمی تقسیم شده است که با عنوان عضو 1 تا عضو 5 از آنها یاد می‌شود. مرز زیرین این سازند با ماسه‌سنگ لالون و مرز بالایی آن با سازند جیرود است (Stöcklin et al. 1964; Stöcklin and Setudehnia 1977). با وجود این مطالعات بعدی روی این توالی‌ها پیشنهاد می‌کنند این عضوها به مرتبة سازند تغییر جایگاه بیابند و نام «گروه میلا» به مجموعة این سازندها اطلاق شود (Geyer et al. 2014). براساس پیشنهاد Geyer et al. 2014 بهتر است سازند سابق میلا به چهار سازند جدید تقسیم شود. این سازندها از قدیم به جدید عبارت‌اند از: سازند فشم معادل کوارتزیت رأسی[4] سازند لالون، سازند ده‌صوفیان معادل عضوهای 1 و 2 سازند میلا، سازند ده‌ملا معادل عضوهای 3 و 4 سازند میلا و سازند لشکرک که تقریباً معادل عضو 5 سازند میلاست (شکل 1).
توالی کامبرین بالایی البرز که موضوع بررسی این مطالعه است، در سازند جدید ده‌ملا از گروه میلا ثبت شده است. این سازند جدید به‌صورت غیررسمی به دو عضو غیررسمی تقسیم می‌شود که به‌راحتی در صحرا قابلیت تفکیک دارند (Geyer et al. 2014). عضو 1 سازند ده‌ملا معادل عضو 3 سازند میلا و متشکل از حدود 150 متر توالی کربناتی است که به سمت بالا به مارن و شیل با رنگ سبز شاخص تغییر می‌یابد. قاعدة این عضو در رأس سازند ده‌صوفیان (عضو 2 سازند میلا) و جایی است که لایه‌هایی صدف‌دار از براکیوپدهای جنس بیلینگسلا[5] به چشم می‌خورد (Geyer et al. 2014). مطالعات پیشین نشان می‌دهد این مرز یک ناپیوستگی شاخص با نبود زمانی زیاد است (Peng et al. 1999). عضو 2 سازند ده‌ملا معادل عضو 4 سازند میلاست (Geyer et al. 2014) و ضخامتی حدود 200 متر دارد که با حضور سنگ‌های نواری، سیمایی شاخص در منطقه دارد. مرز بالایی این عضو در جایی انتخاب شده است که یک لایة ضخیم ماسه‌سنگ قرمز سطح تماسی ناپیوسته با واحد بالایی یعنی سازند لشکرک (عضو 5 سازند میلا) به سن اردوویسین پیشین می‌سازد (Geyer et al. 2014).
مواد و روش‌ها
به‌منظور بررسی دقیق مشخصات رسوب‌شناسی توالی رسوبی کامبرین بالایی البرز مرکزی (سازند ده‌ملا/ عضوهای 3 و 4 سازند میلا)، سه برش با بهترین رخنمون انتخاب شد؛ به طوری که همة مشخصات و تغییرات جانبی و طولی این توالی را دربرگیرد. برش‌های مطالعه‌شده شامل شهمیرزاد پیرامون شهر شهمیرزاد (به مختصات جغرافیایی N35° 44’ 26.3”, E53° 18’ 53.6”)، تویه‌دروار پیرامون شهرستان دامغان (به مختصات N36° 1’ 17.04”, E53° 52’ 23.70”) و ده‌ملا در منطقة ده‌ملای شهرستان شاهرود (به مختصات N36 21’ 15.73”, E 54° 44’ 59.94”) هستند (شکل 1). برش شهمیرزاد برش الگوی سازند ده‌ملا و برش ده‌ملا برش مرجع این سازند نیز هستند (Geyer et al. 2014). برش تویه‌دروار مشخصات سنگ‌شناسی متفاوت‌تری نسبت به این دو برش نشان می‌دهد و برای درک بهتر تغییرات جانبی سازند انتخاب شد.
طی عملیات صحرایی، سه برش انتخابی به دقت مطالعه، اندازه‌گیری و نگاشت شد. مشخصات ثبت و بررسی شده در عملیات صحرایی شامل لیتولوژی (ترکیب و بافت)، ضخامت و هندسة لایه‌بندی، محتوای فسیلی، سطوح چینه‌شناسی، تغییرات فضایی رخساره‌ای و روندهای رسوبی (درشت‌شوندگی، ریزشوندگی و مانند اینها)، و ساخت‌های رسوبی بود؛ همچنین از این سه برش درمجموع 257 نمونة سنگی برای مطالعات آزمایشگاهی و پتروگرافی برداشت شد. مطالعات آزمایشگاهی شامل تهیة مقاطع نازک، رنگ‌آمیزی و مطالعات پتروگرافی بوده است. سنگ‌های کربناتی براساس طبقه‌بندی Dunham 1962 و Embry and Klovan 1971 طبقه‌بندی و نام‌گذاری شده است. در مطالعات پتروگرافی مشخصاتی همچون ترکیب اجزا یا آلوکم‌ها، مقدار و فراوانی آنها، بافت‌های رسوبی، جورشدگی و گردشدگی، محتوای فسیلی و میزان گل یا سیمان مدنظر قرار گرفته است.
هم‌افزایی داده‌های حاصل از عملیات صحرایی و مطالعات آزمایشگاهی به شناسایی رخساره‌های رسوبی، سیستم‌های رسوبی و شرایط نهشتی توالی‌های سازند ده‌ملا منجر شد. شرایط نهشتی این توالی با مقایسة داده‌های این مطالعه با مدل‌های رخساره‌ای استاندارد همچون Flügel 2004; Wilson 1975 و نیز مقایسه با مطالعات مشابه (Demicco and Mitchell 1982; Demicco 1983; Glumac and Walker 2000; Harrison and Grammer 2012; Laughrey and Harper 2012; Lee et al. 2016; Markello and Read 1981; Moshier 1986) تعبیر و تفسیر شد.
شکل 1- a) نقشة کلی زمین‌شناسی منطقة البرز که روی آن، موقعیت برش‌های مطالعه‌شده نمایش داده شده است (با تغییرات از Geyer et al. 2014)؛ b) نقشة جغرافیایی دیرین زمان کامبرین پسین- اردوویسین پیشین که موقعیت زون‌های مختلف ایران را نمایش می‌دهد (Torsvik and Cocks 2013). علائم اختصاری: Al= البرز، SSZ= پهنة سنندج- سیرجان، ZA= زاگرس، CIM= خردقارة ایران مرکزی؛ c) چینه‌شناسی گروه میلا و واحدهای هم‌ارز آن در مناطق دیگر ایران (با تغییرات از Geyer et al. 2014)؛ d) نمایی از برش ده‌ملا که روی آن عضوهای 1 و 2 سازند ده‌ملا و مرز بالا و پایین سازند مشخص شده است.
Fig. 1. a) Generalized geologic map of the Alborz Zone showing the location of the studied sections (modified from Geyer et al. 2014); B) Paleogeographic map of Late Cambrian-Early Ordovician showing the position of different structural zones of Iran (Torsvik and Cocks 2013).Al=Alborz, SSZ=Sanandaj-Sirjan Zone, ZA= Zagros, CIM= Central Iran Microplate; c) Stratigraphy of the Mila Group and its coeval units in other zones of Iran (modified from Geyer et al. 2014); d) A photo of the Deh-Molla section in which members 1 and 2 and the lower and upper contacts of the formation are illustrated.
چینه‌شناسی سنگی و رخساره‌های سنگی[6]
همان‌گونه که بیان شد، سازند ده‌ملا به‌طور غیررسمی قابل تقسیم به دو عضو چینه‌شناسی است. تنوعات لیتولوژی سبب می‌شود هرکدام از این عضوها خود به واحدهایی مجزا و کاملاً قابل ردیابی در صحرا تقسیم شوند (شکل 2). در ادامه واحدهای سنگی عضوهای غیررسمی 1 و 2 سازند ده‌ملا (در اینجا M1 و M2) بیان می‌شوند:
واحد M1-A) از آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای کرم روشن تا بژ با بقایایی از ائوکرینوئیدها، براکیوپدها و تریلوبیت‌ها تشکیل شده است. بیشتر خرده‌های صدفی آثار حمل‌ونقل را نشان می‌دهند. کنگلومرا با پبل‌های مسطح در بعضی افق‌ها به چشم می‌خورد. ضخامت این واحد بین 8 تا 13 متر در برش‌های مختلف متغیر است.
واحد M1-B) سنگ‌های این واحد در رخنمون رنگ صورتی شاخصی دارند و در بعضی فضاهای این واحد، بقایا، اجتماعات و سازه‌های زیستی حاصل از اسفنج‌های آهکی[7] قشرسازی‌شده با سیانوباکتری‌ها به چشم می‌خورد. در بعضی افق‌ها، قشرسازی شدید با سیانوباکتری‌ها به تشکیل بایوستروم[8] منجر شده است.
واحد M1-C) این واحد از کربنات‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای آنکوئیدی با میان‌لایه‌هایی از آهک‌های دارای خرده‌های براکیوپد به رنگ خاکستری مایل به سبز تشکیل شده است.
واحد M1-D) این واحد 5متری منحصراً در برش ده‌ملا دیده شد و از آهک‌های متوسط تا ضخیم‌لایة سرشار از صدف‌های براکیوپد[9] تشکیل شده است.
واحد M1-E) واحد دولومیتی قهوه‌ای‌رنگ شاخصی در سازند ده‌ملاست که به‌صورت دولومیت‌هایی با بلورهای درشت و تبلور مجدد یافته با محتوای فسیلی اندک دیده می‌شود. ضخامت این واحد بین 10 تا 30 متر است.
واحد M2-A) این واحد به‌سادگی در صحرا با رنگ سبز و لیتولوژی مارنی تا شیلی خود قابل شناسایی است. رنگ سبز واحد به دلیل فراوانی کانی گلوکونیت در سنگ‌های آن است. میان‌لایه‌هایی نازک تا ضخیم‌لایه از آهک‌های صدف‌دار (عمدتاً خرده براکیوپد) در این واحد به چشم می‌خورد. ضخامت آن از 25 متر در برش ده‌ملا به حدود 5 متر به سمت غرب منطقة مطالعه‌شده کاهش می‌یابد.
واحد M2-B) این واحد از آهک‌های متوسط تا ضخیم‌لایة متمایل به رنگ صورتی، سبز و قهوه‌ای تشکیل شده است که میان‌لایه‌هایی از شیل و مارن نیز دارند. خرده‌های بایوکلاستی براکیوپد، تریلوبیت و هیولیت[10] در این واحد دیده می‌شوند. لامیناسیون، دانه‌بندی تدریجی و چینه‌بندی مورب پشته‌ای از ساخت‌های رسوبی مشاهده‌شده در این واحد است. از مشخصات این واحد، حضور دسته‌های متعدد رگة انحلالی در آن است که به آن چینه‌بندی دروغین بخشیده است. ضخامت آن از 20 تا 50 متر متغیر است.
واحد M2-C) این واحد 60-70 متری نمایانگر سنگ‌های نواری کامبرین بالایی است و از تناوب آهک و دولومیت‌های لامینه‌ای تا نازک‌لایه‌ای تشکیل شده است که میان‌لایه‌هایی از شیل، مارن، کنگلومرای با پبل‌های مسطح دارد (شکل 3). رنگ سنگ‌های این واحد متغیر است و به‌صورت خاکستری، سبز مایل به خاکستری، زرد، قهوه‌ای و نخودی دیده می‌شوند. ساخت‌های رسوبی متعددی از قبیل لایه‌بندی موجی– عدسی– فلاسر، لامینه‌بندی مورب ریپلی، لامینه‌بندی مورب مسطح، لایه‌بندی ندولار، دانه‌بندی تدریجی، ایمبریکاسیون یا جهت‌یابی صدف‌ها و پبل‌ها، چینه‌بندی مورب پشته‌ای، ریپل‌های جریانی، لامینایت‌های میکروبی و ترک‌های گلی در آن به وفور دیده می‌شوند (شکل 3). از نکات ویژة این واحد، مواج و ناهموار بودن بیشتر سطوح لایه‌بندی است که در نمونه‌های متعددی آثار فرسایش نیز در این سطوح دیده می‌شود. قالب‌های وزنی نیز به‌صورت محلی در قاعدة بعضی افق‌ها مشاهده می‌شوند. پرشدگی‌های کانالی کوچک نیز از دیگر عوارض مشاهده‌شده در این واحد خاص است. این واحد در برش تویه‌دروار دیده نمی‌شود.
شکل 2- ستون چینه‌شناسی سازند ده‌ملا در برش‌های برگزیدة تویه‌دروار و ده‌ملا به همراه تصاویری منتخب از واحدهای لیتواستراتیگرافی شاخص سازند
Fig 2- Stratigraphic columns of the Deh-Molla Formation in two representative sections, Tuyeh-Darvar and Deh-Molla with some selected field photos of the main lithostratigraphic units
آنالیز رخساره‌ای
دوازده ریزرخساره در عضوهای 1 و 2 سازند ده‌ملا قابل شناسایی هستند (شکل 4). این رخساره‌ها در سطور زیر شرح داده خواهند شد؛ همچنین نحوة توزیع این رخساره‌ها به‌مثابة نماینده‌ای از سه برش مطالعه‌شده در شکل 5 نمایش داده شده است.
ریزرخسارة دولومادستون (MF-1: Dolomudstone)
توصیف و رخداد: این رخساره به‌صورت یک واحد دولومیت قهوه‌ای متراکم ضخیم‌لایه تا توده‌ای یا M1-E در منطقه دیده می‌شود. رخسارة یادشده از موزائیک دولومیتی هم‌بعد یونی‌مدال تا پلی‌مدال با اندازة متوسط تا درشت و شکل خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار (planar-s to planar-e) براساس نظر Sibley and Gregg 1987 تشکیل شده است؛ همچنین بلورهای دولومیت لوزوجهی پرکنندة حفره‌ها و دارای منطقه‌بندی و نیز دولومیت زین‌اسبی[11] با خاموشی موجی و بلورهای خنجرمانند در این رخساره به چشم می‌خورد. تعداد زیادی از دولومیت‌ها دولومیت‌زدایی[12] شده‌اند. بعضی بلورهای تبخیری ژیپس و انیدریت در فضاهای بین بلورین به چشم می‌خورند. دانه‌های کوارتز تخریبی با جورشدگی متوسط تا خوب و اندازة کوچک‌تر از 5/0 میلی‌متر و همچنین دانه‌های گلوکونیت گردشده از اجزای فرعی این رخساره‌اند. در بعضی نمونه‌ها شبح‌هایی از خرده‌های اسکلتی یا اینتراکلست‌ها نیز دیده می‌شود (شکل 4a).
تفسیر: حضور دولومیت جانشینی به همراه کانی‌های تبخیری بیان‌کنندة محیط‌های نهشتی تبخیری است. مشخصات این رخساره به رخسارة رمپی شمارة 19 فلوگل و نیز رخسارة استاندارد شمارة 23 Flügel 2004; Wilson 1975 شباهت دارد. این شباهت‌ها و مشخصات نشان می‌دهد رخسارة دولومیتی بازتاب‌دهندة شرایط حاشیة جزر و مدی[13] و به احتمال زیاد یک پهنة فراجزر و مدی[14] وسیع است. رخسارة مشابهی در بخش‌های بالایی چرخه‌های کم‌عمق‌شوندة سازند کنوکوچیگ (کامبرین بالایی) در کوهستان‌های آپالاچیا[15] گزارش و به نهشته‌های سابخایی نسبت داده شده است (Demicco 1983).
ریزرخسارة اُاُئید دولوگرینستون تا پکستون (MF-2: Ooid dolograinstone–dolopackstone (oolite))
توصیف و رخداد: این رخساره در همراهی با MF-1 و فقط در برش تویه‌دروار دیده می‌شود و در درون واحد M1-E حضور دارد. چهارچوب اصلی آن از حدود 50-70 درصد اُاُئیدهای به‌شدت دولومیتی‌شده تشکیل شده است. هیچ ریزفابریک اولیه‌ای در اُاُئیدها محفوظ نمانده و به جای آن بلورهای ریز تا متوسط دولومیت جانشین شده است. به‌طور مشابه شناسایی زمینة اولیة سنگ (میکرایت یا سیمان) نیز مشکل است. با وجود این ماتریکس دولومیتی‌شده در مناطقی از زمینه قابل شناسایی است که نشان می‌دهد زمینه دست‌کم در بعضی مناطق میکرایتی بوده است. بافت سنگ احتمالاً از پکستون تا گرینستون متغیر است. اُاُئیدها هم‌شکل و هم‌اندازه‌اند و اندازة آنها حدود 5/0 میلی‌متر است (شکل 4b).
تفسیر: مشخصات این رخساره با رخسارة رمپی شمارة 29 فلوگل و رخسارة استاندارد شمارة 15 ویلسون (Flügel 2004; Wilson 1975) قابل انطباق است و محیط رسوب‌گذاری از نوع پشته اُاُئیدی را نشان می‌دهد. دولومیتی‌شدن فراگیر و همراهی نزدیک این رخساره با MF-1 نشان‌دهندة یک محیط رسوب‌گذاری حاشیة دریایی است؛ بنابراین به نظر می‌رسد این رخساره بیانگر مجموعه‌های پشته ماسه‌ای حاشیة دریایی[16] (Read 1985) یا مرداب‌های شور در محیطی سابخایی[17] (Flügel 2004; Wilson 1975) است. طوفان‌های گاه و بی‌گاه می‌توانسته‌اند دامنة این رخساره را به درون پهنة فراجزر و مدی کشانده باشند.
ریزرخسارة اکینودرم گرینستون گردشده (MF-3: Rounded echinoderm ossicle grainstone (encrinite))
توصیف و رخداد: این رخساره در همراهی با رخساره‌های منطقة ساحلی عضو 1 مانند MF-1 و MF-5 مشاهده می‌شود. سنگ‌های این رخساره با یک چهارچوب دانه‌غالب و حدود %60 خرده‌های خارپوست، قطعات تریلوبیت‌ها (10-15%) و خرده‌صدف‌های براکیوپد (5-10%) مشخص می‌شوند. اجزای چهارچوب‌ساز، جورشدگی خوب تا متوسط خوب‌جورشده دارند. زمینة سنگ از کلسیت اسپاری درشت‌بلور و تا حدی سیمان رورشدی هم‌محور تشکیل شده است. با وجود این مقادیر کمی میکرایت و دولومیکرایت به‌طور محلی در رخساره به چشم می‌خورد. اندازة دانه‌های رسوبی از ماسه تا گرانول متغیر است. کوارتز و گلوکونیت از سازنده‌های فرعی این رخساره‌اند (شکل 4c).
شکل 3- تصاویر صحرایی از واحد M2-C یا سنگ‌های نواری سازند ده‌ملا؛ a) نمایی کلی از سنگ‌های نواری؛ b) طبقات دارای دانه‌بندی تدریجی و لامینه‌بندی مورب ریپلی؛ c) ساخت‌های لایه‌بندی موجی- عدسی- فلاسر؛ d) لامیناسیون مورب ریپلی و مسطح؛ e) قالب‌های وزنی؛ f) کنگلومرا با پبل‌های مسطح؛ g) ترک‌های گلی؛ h) لایة پر از صدف.
Fig 3- Representative field photos from M2-C or ribbon rocks of the Deh-Molla Formation; a) A general view of the ribbon rocks; b) strata with graded bedding and ripple cross lamination; c) Wavy-lenticular-flaser beddings; d) ripple and planar cross lamination; e) load casts; f) flat-pebble conglomerate; g) mud cracks; h) shell bed.
تفسیر: ماهیت خوب‌گردشده و خوب‌جورشدة اجزای این رخساره ظاهراً بیان‌کنندة شرایط هیدرودینامیکی پرانرژی و پایدار هنگام نهشت آن بوده است. بافت گرینستونی نیز این فرض را تقویت می‌کند. ویژگی‌های این رخساره قابل مقایسه با رخسارة رمپی شمارة 27 فلوگل[18] است که معمولاً نشان‌دهندة پشته‌ها و سکوهای[19] ماسه کربناتی در شرایط دریایی کم‌عمق است؛ همچنین این رخساره مشابه رخسارة استاندارد شمارة 12 ویلسون[20] است که مشخص‌کنندة یک محیط رسوب‌گذاری پرانرژی با عمل پیوستة جریان‌ها و امواج دریایی است؛ بر این اساس این رخساره احتمالاً نمایندة پشته/ سکوهای اسکلتی متحرک در رمپ‌های کربناتی است. رخداد این رخساره با رخساره‌های نزدیک به ساحل نشان می‌دهد احتمالاً این سکوها با عمل امواج یا جزر و مد در شرایط محیطی ساحلی[21] تشکیل شده‌اند.
ریزرخسارة براکیوپد پکستون یا رودستون (MF-4: Brachiopod packstone or rudstone (Billingsella coquina))
توصیف و رخداد: این رخساره مشخص‌کنندة واحد M1-D در برش ده‌ملاست و به همراه رخساره‌های MF-1، MF-3 و MF-10 دیده می‌شود. کفه‌های منفصل براکیوپدهای بیلینگسلا مهم‌ترین جزء سازندة این رخساره‌اند. دیگر خرده‌های صدفی همچون قطعات خارپوستان و تریلوبیت‌ها در کنار دانه‌های تخریبی کوارتز و گلوکونیت نیز در این رخساره به چشم می‌خورند. خرده‌های اسکلتی حدود 40-50 درصد سنگ را می‌سازند. کفه‌های براکیوپد عموماً جهت‌یافته و بزرگ‌تر از 2 میلی‌متر هستند. ماتریکس سنگ میکرایت ریزبلور است (شکل 4d).
تفسیر: تشکیل انباشته‌های صدفی تک‌گونه‌ای در محیط‌های نهشتی کربناتی نیازمند شرایط محیطی خاصی با عمل پیوسته و ثابت امواج یا جریان‌های دریایی است. در رمپ‌ها این شرایط در منطقة ساحلی یا حاشیة پلاتفرم فراهم است؛ جایی که جریان‌ها، امواج و جزر و مد به‌طور منظم به بستر دریا برخورد می‌کنند (Tucker and Wright 1990)[22]. رخساره‌های همراه نیز مهر تأییدی بر ساحلی‌بودن این رخساره‌اند. مشخصات این رخساره قابل انطباق با رخسارة استاندارد شمارة 12 ویلسون و رخسارة شمارة 27 فلوگل است و بنابراین احتمالاً بیانگر محیط‌های رسوب‌گذاری سکوهای اسکلتی در مناطق ساحلی یک پلاتفرم کربناته‌اند. دیگران نیز رخساره‌های مشابه با همین رخساره را در رسوبات فورنجین دیگر مناطق دنیا گزارش کرده‌اند؛ برای نمونه Miller et al. 2018.
ریزرخسارة آنکوئید رودستون تا گرینستون (MF-5: Oncoid rudstone-grainstone (oncolite))
توصیف و رخداد: این رخساره سازندة اصلی واحد M1-C است که در برش شهمیرزاد دیده می‌شود. در واحدهای M1-B و M1-E در برش تویه‌دروار نیز به‌صورت فرعی حضور دارد. ریزرخساره‌های همراه آن، MF-3 و MF-1 هستند. سنگ‌های این رخساره از آنکوئید، اینتراکلست/ پلوئیدهای میکروبی و خرده‌های صدفی تشکیل و در میکرایت یا سیمان پراکنده شده‌اند. آنکوئیدها بین 5/0 تا 30 میلی‌متر قطر دارند و به‌صورت مدور، بیضوی یا کشیده دیده می‌شوند. قشرهای آنکوئیدی یا از اتومیکرایت یا آمیزه‌ای از اتومیکرایت و ژیروانلا[23] تشکیل شده است. هسته معمولاً یک خرده بایوکلاستی یا لیتوکلاستی است (شکل 4e).
شکل 4- تصاویر میکروسکوپی ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در سازند ده‌ملا. کدرخساره‌ها روی تصاویر نوشته شده است. علائم و واژه‌های اختصاری: Oo= اَاَئید، Ech.= خارپوست، Brach.= براکیوپد، Onc.= آنکوئید، Tril.= تریلوبیت، Intr.= اینتراکلست، Spg.= اسفنج، Micr.= قشرهای میکروبی یا اتومیکرایت.
Fig 4- Photomicrographs of the recognized microfacies of the Deh-Molla Formation. Facies codes are illustrated on the photos. Abbreviations: Oo. =ooid, Ech. = echinoderms, Brach. = brachiopods, Onc. = oncoids, Tril. = trilobites, Intr. = intraclasts, Spg. = sponge, Micr. = microbial crusts or automicrite.
تفسیر: رخساره‌های همراه و نیز ساختار میکروبی آنکوئیدها نشان از منشأ دریایی کم‌عمق این رخساره دارند. رخسارة رمپی شمارة 21 فلوگل و نیز رخسارة استاندارد شمارة 22 ویلسون قابل مقایسه با این رخساره‌اند که هر دو شرایط محیطی بخش درونی پلاتفرم (منطقة حاشیة جزر و مدی) را نشان می‌دهند.
ریزرخسارة میکروبیال مادستون (MF-6: Microbial mudstone (cryptalgal laminite))
توصیف و رخداد: این رخساره یک جزء اصلی از سنگ‌های نواری سازند ده‌ملا (M2-C) است و با دیگر رخساره‌های موجود در سنگ‌های نواری به‌ویژه MF-7 و MF-8 همراهی دارد. این رخساره ماتریکس‌غالب است و عموماً آلوکم ندارد؛ با این حال گاه بعضی آلوکم‌ها (خرده‌های تریلوبیت و پلوئید) با مقدار کمتر از 10 درصد ممکن است در آن دیده شوند. ماتریکس از رسوب در اندازة گل و به احتمال زیاد با منشأ میکروبی (اتومیکرایت) تشکیل شده است. حفاری زیستی و لامیناسیون در این رخساره متداول است (شکل 4f).
تفسیر: غلبة اتومیکرایت در این سنگ بازتاب‌دهندة سیطرة میکروب‌های کلسیتی (سیانوباکتری‌ها) در محیط نهشت آن است. این رخساره شبیه به رخسارة رمپی شمارة 22 فلوگل و رخساره‌های استاندارد شمارة 19 و 20 ویلسون است و رسوب‌گذاری در شرایط محیطی بین جزر و مدی را نشان می‌دهد. لامینایت‌های دارای ترک‌های منشوری[24] در بسیاری از کربنات‌های فورنجین گزارش شده است و به پهنه‌های گلی منطقة بین جزر و مدی نسبت داده شده‌اند (Demicco 1983; Glumac and Walker 2000; Moshier 1986).
ریزرخسارة بایوکلاستیک پکستون تا گرینستون (MF-7: Bioclastic packstone-grainstone (nearshore tempestite or tidal couplets))
توصیف و رخداد: این رخساره جزئی اصلی از سنگ‌های نواری (M2-C) است و به همراه رخساره‌های MF-6 و MF-8 دیده می‌شود. در صحرا لایه‌بندی موجی– عدسی– فلاسر و نیز لامینه‌بندی ریپلی به فراوانی مشاهده می‌شود. خرده‌های خارپوستان (30%)، تریلوبیت‌ها (15-20%) و براکیوپدها، اجزای اصلی و اینتراکلست، پلوئید و گلوکونیت، اجزای فرعی این رخساره‌اند. بیشتر اجزا کوچک‌تر از 2 میلی‌متر هستند. دانه‌های رسوبی جورشدگی ضعیفی دارند و در بیشتر نمونه‌ها مشخصات بافتی و فابریکی در فواصلی به کوتاهی چند میلی‌متر نیز تغییر می‌کند. در مناطقی دانه‌بندی تدریجی دیده می‌شود. زیست‌آشفتگی و حفاری زیستی متداول است. سطوح فرسایشی میکروسکوپی به فراوانی به چشم می‌خورد. چینه‌بندی مواج، لامینه‌بندی موازی و ریپلی نیز به فراوانی دیده می‌شود. زمینة سنگ، هم به‌صورت میکرایت و هم اسپار کلسیتی یا مخلوطی از هر دو دیده می‌شود. نشانه‌هایی از اتومیکرایت در درون ماتریکس به چشم می‌خورد که یک وجه تمایز خوب این رخساره از دیگر رخساره‌های مشابه است (شکل 4g).
تفسیر: لایه‌بندی موجی– عدسی– فلاسر، دانه‌بندی تدریجی، لایه‌بندی مواج، لامیناسیون موازی و ریپلی به همراه مشاهدات میکروسکوپی از قبیل قاعده‌های فرسایشی، اینتراکلست، افق‌های صدفی و تغییرات زیاد در فواصل کم در ضخامت، اندازة دانه‌ها و جهت‌یابی فضایی دانه‌ها نشان‌دهندة یک نهشتة طوفانی است. حضور اتومیکرایت در ماتریکس سنگ و نیز همراهی این رخساره با MF-6 نشان‌دهندة نهشت آن در بالای قاعدة تأثیر امواج طوفانی و نزدیکی ساحل و احتمالاً در یک محیط حاشیة جزر و مدی (شاید ناحیة بین جزر و مدی) است. رخسارة مشابهی در نهشته‌های هم‌ارز در سازند گیتسبرگ پنسیلوانیا[25] شناسایی و به محیط بین جزر و مدی نسبت داده شده است (Laughrey and Harper 2012). این رخساره همچنین قابل مقایسه با «سنگ نواری دارای ترک گلی» Demicco 1983 است که وی نیز آن را به محیط بین جزر و مدی نسبت داده است. با وجود اینDemicco عقیده دارد که جزر و مد اثر بیشتری بر شکل‌گیری این رخساره نسبت به دیگر عوامل همچون طوفان داشته است. در توالی‌های سازند ده‌ملا با توجه به شرایط بیان‌شده، یک منشأ مشترک طوفان- جزر و مد منطقی‌تر به نظر می‌رسد.
ریزرخسارة اینتراکلست گرینستون تا پکستون (MF-8: Intraclast grainstone-packstone or flat-pebble conglomerate)
توصیف و رخداد: این رخساره نیز یک جزء اصلی سازندة سنگ‌های نواری (M2-C) است که غالباً به‌صورت افق‌های کنگلومرایی نازک تا متوسط‌لایه به همراه رخساره‌های MF-6، MF-7 و MF-11 دیده می‌شود. پبل‌های مسطح و گردشده با طولی در اندازة 5/0 میلی‌متر تا چند ده سانتی‌متر، برجسته‌ترین جزء سازندة این رخساره‌اند. در بعضی افق‌ها آرایش لبه‌به‌لبه[26] نیز در این پبل‌ها به چشم می‌خورد. این قطعات اینتراکلستی ترکیب میکراتی، اتومیکرایتی (سیانوباکتری)، سیلتستونی یا وکستون بایوکلاستی دارند. شکل آنها عموماً دیسکی تا میله‌ای‌شکل است و غالباً گردشده و با جورشدگی خوب هستند؛ به نحوی که کنگلومرای آهکی مونومیکت می‌سازند. صرف‌نظر از چهارچوب اینتراکلستی، در این رخساره یک ماتریکس با بافت پکستون تا گرینستون بایوکلاستی با حضور قطعات و خرده‌های خارپوستان، براکیوپدها و تریلوبیت‌ها به همراه دانه‌های تخریبی کوارتز نیز مشاهده می‌شود (شکل 4h).
تفسیر: ترکیب میکروبیالیتی (لامینه‌ای) بیشتر اینتراکلست‌ها در این رخساره نشان‌دهندة نشئت‌گیری بیشتر اجزای آن از فرش‌های سیانوباکتریایی است. رخساره‌های همراه نشان می‌دهد این رخساره در محیط‌های بین جزر و مدی تا زیر جزر و مدی تشکیل شده است. رخسارة یادشده قابل مقایسه با رخسارة رمپی شمارة 24 فلوگل و نیز رخسارة استاندارد شمارة 24 ویلسون است که هر دو در کانال‌ها و پهنه‌های منطقة حاشیة جزر و مدی[27] متداول هستند. کنگلومراهای دارای پبل‌های مسطح در سازند کونوکوچیک به سن فورنجین[28]، رسوبات پس‌ماندة گراولی ناشی از طوفان در نظر گرفته شده‌اند که حاصل تخریب هاردگراندها و نهشت آنها در منطقة زیر جزر و مدی کم‌عمق و بین جزر و مدی هستند (Demicco 1983). به طور مشابه Harrison and Grammer 2012 کنگلومراهای با پبل‌های مسطح در چینه‌های فورنجین میشیگان[29] را به رسوبات جزر و مدی یا ساحلی کنده‌شده با طوفان[30] یا فروریزش محلی دیوارة کانال‌های جزر و مدی نسبت داده‌اند؛ با این حال مستندات متعدد دیگری نیز وجود دارند که این کنگلومراها را متعلق به منطقة زیر جزر و مدی می‌دانند و حضور افق‌های کنگلومرایی در قاعدة چرخه‌های کم‌عمق‌شونده به بالا را به‌مثابة مهم‌ترین شاهد این تفسیر ارائه می‌کنند (Demicco 1985; Moshier 1986).
ریزرخسارة میکروبیال- لیتیستید فریم‌استون (MF-9: Microbial-lithistid framestone (reef framework))
توصیف و رخداد: این رخساره در صحرا ظاهر شاخصی دارد و به‌صورت کربنات‌های صورتی‌رنگ واحد M1-B دیده می‌شود که در آن سازه‌های زیستی به‌صورت ریف‌های کومه‌ای[31] محلی گسترش دارند. فضاهای بین ریفی از رخسارة MF-10 تشکیل شده است. چهارچوب این رخساره از یک اسفنج آنتاسپیدلید[32] تشکیل شده است که با سیانوباکتری‌ها روی این پیکره‌های اسفنجی قشرسازی و تثبیت شده است (Hamdi et al. 1995; Kruse and Zhuravlev 2008). انواع بافت‌های بدنی اسفنج[33] در این رخساره به چشم می‌خورند و غالباً اندازه‌ای بزرگ‌تر از 2 میلی‌متر دارند. حفرة مرکزی بدن اسفنج در بیشتر نمونه‌ها با کلیست یا میکرایت درآمیخته با خرده‌های صدفی پر شده است. علاوه بر موجودات چهارچوب‌ساز (اسفنج و سیانوباکتری)، خرده‌های بایوکلاستی حاصل از براکیوپدها، تریلوبیت‌ها، و هیولیت‌ها[34] به همراه آنکوئیدهای میکروبی درمجموع حدود 15 درصد از رخساره را می‌سازند که این خرده‌ها نیز در مناطقی با ژیروانلا[35] و دیگر میکروب‌ها قشرسازی شده‌اند (شکل 4i و j).
تفسیر: تا پیش از گزارش Hamdi et al. 1995دربارة حضور سازه‌های زیستی اسفنجی- میکروبی در سازند ده‌ملا، تصور عمومی بر این بود که یک نبود ازنظر حضور ریف‌سازهای پرسلولی از انتهای کامبرین پیشین که آرکئوسیاتیدها منقرض شدند تا ابتدای اردوویسین که اجتماعات پرسلولی ریف‌ساز گسترش یافتند، وجود دارد (Kiessling 2009; Rowland and Shapiro 2002; Sheehan 1985; Zhuravlev 1996). پس از مقالة Hamdi et al. نمونه‌های مشابهی از حضور سازه‌های زیستی در مناطق مختلفی از لورنشیا و گندوانا گزارش شد (Hong et al. 2012; Hong et al. 2016; Johns et al. 2007; Kruse and Zhuravlev 2008; Kruse and Reitner 2014; Lee et al. 2016; Mrozek et al. 2003; Shapiro and Rigby 2004). این مطالعات نشان دادند سازه‌های زیستی اسفنجی- میکروبی از عصر 3 کامبرین[36] تا فورنجین و اردوویسین آغازین دیده می‌شوند. این ساختارهای زیستی که عمدتاً توزیع محلی و کومه‌ای دارند، عوارضی ساختاری در بخش درونی پلاتفرم (غالباً منطقة زیر جزر و مدی کم‌عمق) محسوب می‌شوند (Hong et al. 2012; Hong et al. 2016; Johns et al. 2007; Lee et al. 2015; Mrozek et al. 2003; Shapiro and Rigby 2004).
ریزرخسارة بایوکلاستیک وکستون تا بایندستون (MF-10: Bioclastic wackestone-bindstone (inter-reef and inter-bank lagoons))
توصیف و رخداد: این رخساره فضای بین سازه‌های اسفنجی- میکروبی را در رخسارة MF-9 پر می‌کند (واحد M1-B)؛ همچنین این رخساره به همراه بعضی رخساره‌های منطقة جزر و مدی مشاهده می‌شود (برای نمونه MF-6، MF-7، MF-8 و MF-11). این رخساره عموماً گل‌غالب با حدود 30-50 درصد آلوکم است که عمدتاً بقایای اسکلتی خارپوستان، براکیوپدها، تریلوبیت‌ها، هیولیت‌ها و اسفنج‌ها به علاوة مقدار کمتری دانه‌های غیراسکلتی (اینتراکلست و پلوئید) در آن دیده می‌شود. در بعضی جاها، خرده‌های اسفنجی ابعادی بزرگ‌تر از 2 میلی‌متر دارند و حدود 10 درصد سنگ را می‌سازند. از مشخصات این رخساره حضور اتومیکرایت در آن است که در مناطقی یک بافت شبه‌بایندستونی به سنگ می‌بخشند (شکل 4k).
تفسیر: رخداد این رخساره در فضاهای بین ریفی و نیز حضور اجزای مشتق از سازه‌های زیستی در آن نشان می‌دهد شرایط نهشتی آن با رخسارة ریفی مشابه است. حضور اتومیکرایت (میکرایت ناشی از سیانوباکتری) احتمالاً نشان‌دهندة یک منشأ در منطقة حوالی جزر و مدی برای تشکیل این رخساره است؛ علاوه بر اینها غلبة گل در آن نشان‌دهندة شرایط کم‌انرژی در زمان نهشت و احتمالاً نهشت آن در لاگون‌های محصورشده با سدهاست؛ از این رو به نظر می‌رسد این رخساره در لاگون‌های بین ریف‌های کومه‌ای یا بین پشته‌های بایوکلاستی در شرایط بین جزر و مدی تا زیر جزر و مدی کم‌عمق نهشته شده است. انباشته‌های صدفی محلی و نیز تغییرات بافتی جانبی در این رخساره نشان می‌دهند احتمالاً محیط تشکیل آن به طور دوره‌ای تحت تأثیر حوادث طوفانی نیز قرار می‌گرفته است.
ریزرخسارة بایوکلاستیک پکستون تا گرینستون (MF-11: Bioclastic packstone-grainstone (offshore tempestite))
توصیف و رخداد: این رخساره غالباً به‌صورت آهک‌های متوسط تا ضخیم‌لایه با سطوح فرسایشی متعدد دیده می‌شود. دانه‌بندی تدریجی و چینه‌بندی مورب پشته‌ای در آن رایج است. از عناصر اصلی سازندة واحد M2-B و نیز سنگ‌های نواری (M2-C) است و به همراه رخساره‌های MF-10، MF-8 و MF-7 مشاهده می‌شود. این رخسارة دانه‌غالب از خرده‌های خارپوست (30%)، قطعاتی از کفة براکیوپدها (20%) و به مقدار کمتر تریلوبیت (15%) و هیولیت (10%) تشکیل شده است. آلوکم‌ها عمدتاً در سیمان اسپاری پراکنده شده‌اند. اندازة آلوکم‌ها از ماسه تا گرانول است و توزیع اندازة پلی‌مدال دارند. جورشدگی و گردشدگی هر دو ضعیف است. انباشت صدف با جهت‌یابی مشخص[37] و دانه‌بندی تدریجی از عوارض متداول این رخساره‌اند. زیست‌آشفتگی پدیده‌ای پررخداد است. در این رخساره هرجا که ضخامت طبقات بیشتر است، اندازة آلوکم‌ها به‌ویژه خارپوستان هم بزرگ‌تر است و بالعکس. کفه‌های براکیوپدها معمولاً محدب هستند. دانه‌های تخریبی کوارتز در حد سیلت، میکرایت، گلوکونیت و پیریت نیز در این رخساره در مقادیر اندک دیده می‌شوند (شکل 4l).
تفسیر: حضور مشخصاتی همچون سطوح لایه‌بندی فرسایشی، دانه‌بندی تدریجی، انباشته‌های صدفی و صدف‌های منفصل در کنار همراهی این رخساره با دیگر رخساره‌های طوفانی، نشان از نهشت آن در شرایط پرانرژی طوفانی دارد (Flügel 2004). فقدان شواهد نزدیک به ساحل نظیر اتومیکرایت و اینتراکلست‌های حاصل از فرش‌های میکروبی احتمالاً بیان‌کنندة نهشت این رخساره در شرایط دور از ساحل (بالای قاعدة تأثیر امواج طوفانی تا زیر حد جزر) است. رخداد این رخساره در قاعدة چرخه‌های کم‌عمق‌شونده به بالا و وجود میان‌لایه‌های مارنی/ شیلی نیز این تفسیر را تقویت می‌کند؛ از این رو این رخساره تمپستایت دور از ساحل تفسیر می‌شود. رخسارة اشاره‌شده قابل مقایسه با رخسارة «سنگ نواری فاقد ترک گلی»[38] است کهDemicco معرفی کرده و آن نیز به شرایط زیر جزر و مدی نسبت داده شده است (Markello and Read 1981).
ریزرخسارة شیل– مارن (MF-12: Green shale-marl)
توصیف و رخداد: این رخساره به‌صورت یک واحد مارنی تا شیلی با لامینه‌بندی متورق و به رنگ شاخص سبز تا زیتونی تیره دیده می‌شود (واحد M2-A) که این رنگ به دلیل حضور فراوان کانی گلوکونیت در آن است. میان‌لایه‌هایی از آهک بایوکلاستی با ذرات رسوبی حمل‌ونقل‌یافته (براکیوپد، خارپوست و تریلوبیت) و ماسه‌سنگ آواری نیز در این واحد به چشم می‌خورد.
تفسیر: لیتولوژی مارنی تا شیلی آهکی به همراه فراوانی گلوکونیت نشان می‌دهد این رخساره در شرایط دریایی باز در محیطی کم‌اکسیژن نهشته شده است. گلوکونیت یک کانی منحصراً دریایی است که معمولاً در اعماق 50 تا 300 متری و در موقعیت‌های شلف میانی یا منطقة زیر جزر و مدی در زمان‌هایی تشکیل می‌شود که میزان رسوب‌گذاری کم است (Flügel 2004). این رخساره نشان‌دهندة عمیق‌ترین کمربند رخساره‌ای سازند ده‌ملا و نهشت در منطقة زیر جزر و مدی عمیق است.
شکل 5- نگاشت ترکیبی چینه‌شناسی و رسوب‌شناسی سازند ده‌ملا در برش شهمیرزاد، البرز مرکزی.
Fig 5- Composite stratigraphy and sedimentology log of the Deh-Molla Formation in the Shahmirzad section, central Alborz.
یافته‌های پژوهش
محیط رسوب‌گذاری سازند ده‌ملا
غلبة رخساره‌های فرا جزر و مدی، بین جزر و مدی و زیر جزر و مدی در سازند ده‌ملا نشان از نهشت رسوبات آن در یک پلاتفرم کربناتة کم‌عمق با شیب ملایم و وسعت زیاد دارد. غلبة رخساره‌های منطقة حاشیة جزر و مدی[39] (Flügel 2004; Irwin 1965; Pratt and James 1986) و مقایسة رخساره‌های این سازند با توالی‌های هم‌ارز در سرتاسر دنیا (Demicco and Mitchell 1982; Demicco 1983; Glumac and Walker 2000; Harrison and Grammer 2012; Laughrey and Harper 2012; Lee et al. 2016; Markello and Read 1981; Moshier 1986) نشان می‌دهد احتمالاً محیط رسوب‌گذاری نهشته‌های سازند ده‌ملا یک رمپ وسیع برقاره‌ای[40] روی حاشیة قاره‌ای گندوانا بوده است. این رمپ اپیریک براساس سطوح انرژی (حد جزر، حد مد، موجسار هوای طوفانی) و مشخصات رسوب‌شناختی (نوع و اندازة دانه، بافت، مقدار گل، سطوح فرسایشی، ساخت رسوبی) به کمربندهای رخساره‌ای مختلفی شامل فرا جزر و مدی، بین جزر و مدی، زیر جزر و مدی کم‌عمق و زیر جزر و مدی عمیق تقسیم‌بندی می‌شود. با وجود این تصویر کلی از محیط رسوب‌گذاری، این نکته باید بیان شود که شواهد رسوب‌شناسی و آنالیز رخساره‌ای نشان می‌دهد محیط رسوب‌گذاری سازند ده‌ملا در طول زمان تکامل و تغییرات مهمی داشته است؛ به نحوی که سه مرحلة زیر از تکامل محیط رسوب‌گذاری قابل شناسایی است (شکل 6):
مرحلة 1: دربرگیرندة عضو 1 سازند است. نهشته‌های این بخش در یک پلاتفرم کربناته با شیب ملایم و شرایط نسبتاً آرام محیطی و اقلیم گرم و خشک نهشته شده‌اند. منطقة فرا جزر و مدی در این پلاتفرم با فرایندهای تبخیری مشخص می‌شود که به نهشت دولومیت ضخیم و نهشته‌های تبخیری همراه (MF-1/M1-E) منجر شده است. رخسارة MF-2 به حضور احتمالی تلماسه‌های کربناتی و بعضی سازه‌ها[41] به‌ویژه پشته‌های اُاُلیتی در رسوبات این منطقه اشاره دارد که احتمالاً از منطقة پرانرژی ساحلی یا از تالاب‌های محلی شور در منطقة فرا جزر و مدی نشئت گرفته‌اند.
منطقة بین جزر و مدی، محل شدیدترین فعالیت‌های میکروبی بوده که به تشکیل فرش‌های میکروبی وسیع منجر می‌شده است. البته این منطقه دستخوش تلاطم‌های محیطی ناشی از جریان‌های دریایی و امواج نیز بوده و شواهد آن در رسوبات این بخش به فرم سازه‌ها و پشته‌های متنوع حفظ شده است؛ به نحوی که رخساره‌های پشته‌های اُاُئیدی (MF-2) و آنکوئیدی (MF-5) و نیز سکوها یا پشته‌های بایوکلاستی حاصل از تجمع خارپوستان (MF-3) و براکیوپدها (MF-4) در اثر فعالیت این امواج و جریان‌ها در این منطقه ایجاد شده‌اند. انتهای منطقة بین جزر و مدی تا بخش کم‌عمق منطقة زیر جزر و مدی، محل رشد بدون مانع سیانوباکتری‌ها در کنار اسفنج‌های ریف‌ساز بوده است؛ به طوری که این شرایط محیطی به ایجاد ریف‌های کوچک اسفنجی‌میکروبی (MF-9) یا بایوستروم‌های[42] سیانوباکتریایی منجر شده است. این سازه‌های زیستی با مناطق حفاظت‌شده‌ای احاطه می‌شدند که محل انباشت واریزه‌های ریفی در یک محیط آرام‌تر و گل‌غالب بوده‌اند (MF-10). ماهیت ضخیم‌لایه تا توده‌ای نهشته‌های عضو 1 احتمالاً نشان‌دهندة این است که کمربندهای رخساره‌ای، وسیع و با شرایط محیطی نسبتاً یکنواخت در عرض هر کمربند بوده‌اند؛ همچنین وجود یک واحد دولومیت جانشینی ضخیم با شواهد تبخیری و نیز حضور رخسارة اُاُلیتی احتمالاً نشان‌دهندة سیطرة اقلیم خشک تا نیمه‌خشک در طول نهشت عضو 1 سازند ده‌ملاست. نبود استروماتولیت‌های ستونی و برجسته و نیز ساخت‌های رسوبی شاخص منطقة جزر و مدی نشان می‌دهد احتمالاً این پلاتفرم دامنة جزر و مد[43] ناچیزی داشته است.
مرحلة 2: این مرحله با نهشت واحد M2-A (شیل سبز) از عضو 2 سازند ده‌ملا مشخص می‌شود. این واحد یک مرحلة غرق‌شدگی پلاتفرم را در خود ثبت کرده است که طی آن شیل و مارن‌های عمیق‌تر متعلق به منطقة زیر جزر و مدی عمیق (MF-12) روی نهشته‌های دریایی کم‌عمق‌تر پیشین/ زیرین رسوب کرده‌اند. این شیل‌های گلوکونیتی نشان‌دهندة کاهش میزان رسوب‌گذاری در اثر بالاآمدن ناگهانی سطح آب دریا هستند و به یک مرحلة پیش‌روی سریع سطح آب دریا اشاره دارند که طی آن کارخانة کربنات‌سازی قابلیت همگامی[44] با خیزش سطح دریا را از دست داده و به‌نوعی کربنات‌سازی دچار وقفه شده است و رسوبات شیلی به جای کربنات نهشته شده‌اند. میان‌لایه‌های کربناتی در واحد M2-A که از دانه‌های بازحمل‌یافته تشکیل شده‌اند، احتمالاً یا نشان‌دهندة واریزه‌های طوفانی هستند که از قسمت‌های کم‌عمق‌تر پلاتفرم کنده شده و در قسمت‌های زیر قاعدة تأثیر امواج طوفانی نهشته شده‌اند یا نوعی رسوبات حاصل از فرایندهای فرسایش دریایی[45] هستند که تشکیل آنها طی پیش‌روی‌های سریع سطح دریا متداول است.
مرحلة 3: بخش‌های انتهایی سازند ده‌ملا که با غلبة سنگ‌های نواری مشخص می‌شوند در شرایط محیطی کاملاً متفاوتی نسبت به عضو 1 تشکیل شده‌اند. سنگ‌های نواری، تغییرات شدید شرایط محیطی را در خود ثبت و ضبط کرده‌اند که این تغییرات به تشکیل سنگ‌هایی نازک‌لایه (تغییر سریع شرایط نهشتی) و افق‌های تمپستایتی/ طوفانی متعدد منجر شده است. محیط رسوب‌گذاری در این مرحله با وقوع انواع تلماسه‌ها، سازه‌ها، سکوها و جزایر ماسه کربناتی مشخص می‌شده است که غالباً در مقیاس کوچک تا متوسط هستند و طی عمل امواج، جزر و مد و به‌ویژه طوفان‌های مکرر شکل گرفته‌اند. شرایط محیطی پرانرژی در زمان‌های رخداد طوفان به‌طور دوره‌ای رشد فرش‌های میکروبی را محدود می‌کرده و به تشکیل لایه‌های بایوکلاستی حاصل از طوفان (MF-7) منجر می‌شده است که این طبقات در توالی مدنظر در تناوب با لامینایت‌های نهان‌جلبکی (MF-6) مشاهده می‌شوند و احتمالاً در زمان آرامش پس از طوفان فرصت احیا می‌یافته‌اند. افزون بر عوارض ناشی از طوفان، حضور ساختارهای جزر و مدی مانند ساخت چینه‌بندی موجی- عدسی- فلاسر گواهی بر اثر جریان‌های جزر و مدی در شکل‌دهی رسوبات منطقة ساحلی است. به نظر می‌رسد این تفسیر، یعنی همراهی طوفان‌ها با عمل امواج و جزر و مد، بهترین توجیهی است که می‌توان برای مشخصات خاص عضو 2 سازند ده‌ملا همچون تداوم جانبی اندک طبقات رسوبی، تنوع ساخت‌های طوفانی و جزر و مدی و حضور انواع سازه‌ها و پشته‌های ماسه‌ای در این عضو ارائه کرد. منطقة زیر جزر و مدی در این بخش از سازند (MF-8 و MF-11) عمدتاً متأثر از طوفان‌های تکرارشونده بوده است؛ به نحوی که سنگ‌های آن شواهد متعددی (دانه‌بندی تدریجی، چینه‌بندی مورب پشته‌ای، سطوح لایه‌بندی فرسایشی، جهت‌یافتگی صدف‌ها، پبل‌های مسطح و مانند اینها) از انرژی زیاد محیط و تلاطم و آشفتگی بستر را نشان می‌دهد. دوره‌های آرامش محیطی در این منطقه با نهشت رسوبات شیلی و مارنی مشخص می‌شود. فقدان لایه‌های دولومیتی، اُاُئید، پلوئیدها و نیز ترومبولیت یا استروماتولیت‌ها در عضو 2 سازند احتمالاً نشان از تغییر اقلیم هنگام نهشت این عضو دارد. توضیح اینکه ساخت‌ها و آلوکم‌های بیان‌شده از مشخصات مهم نهشت رسوبات در اقلیم‌های گرم و استوایی‌اند و غالباً در عضو 1 سازند نیز به چشم می‌خورند؛ ولی شواهدی از حضور آنها در عضو 2 دیده نمی‌شود. فراوانی شواهدی از رخداد طوفان‌های تکرارشونده در عضو 2 در کنار نبود ساخت‌ها و آلوکم‌های اشاره‌شده احتمالاً تغییر اقلیم را هنگام نهشت عضو 2 نشان می‌دهد.
لازم به توضیح است که سه برش مطالعه‌شده ازنظر تکامل روند رخساره‌ای در طول زمان شباهت‌های زیادی با یکدیگر دارند. استثنا در این میان برش تویه‌دروار است که برخلاف دو برش پیشین در قسمت رأس خود به واحد M2-C ختم نمی‌شود، جایی که واحد M2-B سازندة قسمت فوقانی این برش است؛ همچنین واحد M2-A در این برش کمترین ضخامت را دارد.
این تغییرات رخساره‌ای به چند دلیل رخ می‌دهد؛ این تغییرات جانبی ممکن است به دلایل ساده‌ای چون تغییر شرایط نهشتی در عرض پلاتفرم یا تغییرات در مشخصات تکتونیکی حوضه در عرض آن باشد. شواهد رسوب‌شناختی ازجمله عمیق‌تربودن رسوبات فوقانی سازند ده‌ملا در برش تویه‌دروار (این برش با شیل‌های سبزرنگ سازند لشکرک پوشیده می‌شود، ولی در دو برش دیگر سازند لشکرک به‌صورت ماسه‌سنگ‌های کم‌عمق‌تر مشاهده می‌شود) و نیز وجود واحد M2-B که نسبت به M2-C نشان‌دهندة نهشت رسوبات آن در اعماق بیشتر است، احتمالاً از نظریة تغییرات محیطی به دلیل حرکات تکتونیکی حمایت بیشتری می‌کند؛ بدین معنی که این تغییرات رخساره‌ای احتمالاً به دلیل عمیق‌ترشدن محل تشکیل برش تویه‌دروار نسبت به دو برش دیگر در بازه‌ای از نهشت سازند ده‌ملا باشد.
گسترش جهانی سنگ‌های نواری و شرایط نهشتی آنها
سنگ‌های نازک‌لایة موجی (سنگ‌های نواری) گونه‌ای از سنگ‌های متداول در توالی‌های فورنجین بخش‌های زیادی از دنیا هستند. این سنگ‌ها در رخساره‌های چرخه‌ای کامبرین بالایی حوضة آپالاچی مرکزی آمریکای شمالی که بخشی از قاررة قدیمی لورنشیاست، حضور شاخصی دارند و در سازندهایی چون کونوکوچیک، گروه ناکس، کاپر ریج، گیتسبورگ، ریچلند، آلنتون، ویتهال، کلارندون اسپرینگ و لیتل فالس[46] یافت می‌شوند (Brezinski et al. 2012; Demicco and Mitchell 1982; Demicco 1983; Ettensohn 2008; Landing 2012; Laughrey and Harper 2012; Moshier 1986; Read and Repetski 2012). این سنگ‌ها در این ناحیه عموماً در همراهی با کنگلومراهای با پبل‌های مسطح، لامینایت‌های نهان‌جلبکی، ترمبولیت‌ها و دولومیت‌ها یافت می‌شوند. در دیگر قارة بزرگ زمان کامبرین، یعنی گندوانا نیز این سنگ‌ها علاوه بر ایران (سازند ده‌ملا؛ مطالعة حاضر)، در مناطقی چون چین گزارش شده‌اند. Chen et al. 2009, 2011, 2010 در مطالعات خود گزارش کرده‌اند سنگ‌های نواری بخش مهمی از سازند چائومیدین[47] به سن فورنجین را در بلوک شمالی چین[48] می‌سازند. در دیگر زون ساختاری بزرگ چین موسوم به پلاتفرم جنوبی چین[49] نیز سنگ‌هایی مشابه در سازند هوآیانسی[50] به سن جیانگشانین گزارش شده‌اند (Peng et al. 2012b). Astashkin et al. 1991; Bazykin et al. 2003; Cañas 1999; Dewing and Nowlan 2012; Lavoie et al. 2012 نمونه‌های دیگری از حضور سنگ‌های نواری را در دیگر رسوبات هم‌ارز در بخش‌های دیگری از دنیا همچون کانادا، اسکاتلند، آمریکای جنوبی، قزاقستان و سکوی سیبری گزارش کرده‌اند.
همان‌گونه که نتایج مطالعة کنونی نشان می‌دهد، در سنگ‌های نواری سازند ده‌ملا پنج رخساره به‌طور غالب به چشم می‌خورد. این رخساره‌ها شامل میکروبیالیت یا لامینایت‌های نهان‌جلبکی (MF-6)، گرین‌استون تا پکستون بایوکلاستی نزدیک به ساحل یا تمپستایت نزدیک به ساحل (MF-7)، کنگلومرا با پبل‌های مسطح (MF-8)، بایندستون تا وکستون بایوکلاستی یا لاگون‌های بین پشته‌های ماسه کربناتی (MF-10) و گرین‌استون تا پکستون بایوکلاستی دور از ساحل یا تمپستایت دور از ساحل (MF-11) هستند. این رخساره‌ها طیفی از شرایط محیطی از زیر جزر و مدی تا فراجزر و مدی را دربرمی‌گیرند، ولی حضور فراوان ساخت‌های رسوبی (مانند لایه‌بندی موجی– عدسی– فلاسر) و مشخصات رسوبی (وجود آثار سیانوباکتریایی فراوان) منطقة بین جزر و مدی نشان می‌دهد بیشتر این توالی در این منطقه نهشته شده است؛ اگرچه رخساره‌های منطقة زیر جزر و مدی هم حضور چشمگیری به‌ویژه در بعضی افق‌ها دارند؛ بنابراین سنگ‌های نواری سازند ده‌ملا روی یک پلاتفرم وسیع (اپیریک) با شیب کم نهشته شده‌اند. این پلاتفرم با عوامل دینامیکی همچون طوفان‌های شدید، جزر و مد و نیز فعالیت امواج تحت تأثیر قرار می‌گرفته است و بنابراین تعداد بی‌شماری سازه‌ها و ساخت‌های رسوبی ترکیبی (تلماسه‌های کوچک، تپه‌ها و گودی‌های کوچک تا متوسط‌مقیاس محلی، ریپل‌ها، پشته‌ها و سکوهای ماسه اسکلتی و شول‌ها) در آن توسعه داشته است (شکل 6).
شرایطی مشابه با سازند ده‌ملا در دیگر مطالعات نیز گزارش شده است (Cañas 1999; Demicco and Mitchell 1982; Laughrey and Harper 2012). به طور کلی عقاید متنوعی دربارة مکان رسوب‌گذاری سنگ‌های نواری وجود دارد. گروهی از دانشمندان به نهشت این سنگ‌ها در شرایط بین جزر و مدی معتقدند، ولی گروهی دیگر به نهشت این سنگ‌ها در مناطق زیر جزر و مدی اشاره دارند (Markello and Read 1981, 1982; Moshier 1986). مرور مستندات نشان می‌دهد هر دو گروه تفسیر درستی برای مشاهدات خود ارائه کرده‌اند؛ به بیان دیگر سنگ‌های نواری در طیفی از شرایط محیطی از مناطق زیر جزر و مدی تا مناطق بین جزر و مدی و بالاتر تشکیل می‌شوند (Markello and Read 1981). دربارة سنگ‌های نواری متعلق به منطقة زیر جزر و مدی شواهد و معیارهایی وجود ندارد که نهشت در مناطق ساحلی را نشان دهد؛ ازجمله ترک‌های گلی، سطوح رخنمون تحت‌الجوی، لامینایت‌های نهان‌جلبکی و ترومبولیت‌ها. درمقابل، گروهی دیگر از سنگ‌های نواری که ظاهراً بیشتر موارد گزارش‌شده را شامل می‌شوند، در شرایط محیطی حاشیة جزر و مدی[51] نهشته شده‌اند و ساخت‌های رسوبی آنها و مشخصات رسوبی نشان از رسوب‌گذاری آنها در این منطقه دارد. همان‌گونه که بیان شد در سازند ده‌ملا شواهد رسوبی منطقة بین جزر و مدی غلبه دارد، ولی رخساره‌های منطقة زیر جزر و مدی (با میان‌لایه‌های مارنی و شیلی) نیز قابل شناسایی و ردیابی هستند؛ بر این اساس رخسارة گرین‌استون تا پکستون بایوکلاستی دور از ساحل (MF-11) و کنگلومرا با پبل‌های مسطح (MF-8) به همراه میان‌لایه‌های شیلی و مارنی آنها حاکی از نهشت در بخش زیر جزر و مدی هستند؛ در حالی که گرین‌استون تا پکستون‌های بایوکلاستی نزدیک به ساحل (MF-7)، وکستون تا بایندستون بایوکلاستی (MF-10) و میکروبیالیت‌ها (MF-6) شاخص نهشت در منطقة بین جزر و مدی هستند؛ از این رو در سازند ده‌ملا، سنگ‌های نواری در گستره‌ای محیطی از منطقة زیر جزر و مدی تا فرا جزر و مدی با غلبة رسوبات بین جزر و مدی دیده می‌شوند.
شکل 6- مدل رخساره‌ای سازند ده‌ملا در منطقة مطالعه‌شده. این مدل سه مرحله از تکامل محیط رسوب‌گذاری را نمایش می‌دهد. در هر مرحله، فیزیوگرافی محیط رسوب‌گذاری و توزیع رخساره‌های رسوبی نمایش داده شده است. برای توضیحات بیشتر به متن مراجعه شود.
Fig 6- Facies model of the Deh-Molla Formation in the studied region. The model illustrates three stages of the evolution of the depositional environment. See text for further information.
نتیجه
چینه‌های کامبرین بالایی البرز که در صحرا به دو عضو غیررسمی تقسیم می‌شوند، 9 واحد مشخص لیتواستراتیگرافی و 12 ریزرخسارة کربناتی هستند. غلبة نهشته‌ها و رخساره‌های مناطق حوالی جزر و مدی (فرا جزر و مدی، بین جزر و مدی و زیر جزر و مدی کم‌عمق) نشان می‌دهد این رخساره‌ها به احتمال زیاد در یک پلاتفرم کربناتة وسیع یا اپیریک رسوب کرده‌اند. بررسی توالی عمودی این رخساره‌ها نشان می‌دهد پلاتفرم کربناتی اشاره‌شده در طول زمان تغییرات مهمی را سپری کرده و توزیع رخساره‌ها و شرایط محیط رسوب‌گذاری به دلایل محیطی نوسان داشته است.
روند عمودی رخساره‌ها، سه مرحلة مهم را در تکامل پلاتفرم کربناتی اشاره‌شده نشان می‌دهد؛ در مرحلة 1 کمربندهای رخساره‌ای وسیع بوده است و بسیار تدریجی به همدیگر تبدیل می‌شده‌اند. از رخساره‌های شاخص این مرحله، کمربند رخسارة دولومیتی در منطقة فرا جزر و مدی و کمربند ریف‌های کومه‌ای اسنفجی‌میکروبی در انتهای منطقة بین جزر و مدی تا ابتدای منطقة زیر جزر و مدی کم‌عمق بوده است. محیط رسوب‌گذاری در این مرحله به دور از عوامل برهم‌زنندة محیطی شدید مانند طوفان‌های شدید بوده است. این رسوبات کم‌عمق پلاتفرمی طی مرحلة دوم از تکامل پلاتفرم، با شیل‌های سبزرنگ منطقة زیر جزر و مدی پوشیده شده و به بیانی به دلیل پیش‌روی سریع دریا، پلاتفرم کربناتی غرق شده است. پس از این مرحله و در مرحلة سوم، تغییرات شدید محیطی به‌ویژه رخداد مکرر طوفان، جزر و مدی و جریان‌های شدید دریایی، به ویژگی غالب پلاتفرم کربناتی تبدیل شده است؛ به طوری که رخساره‌های رسوبی و کمربندهای رخساره‌ای دچار تغییرات شدید جانبی می‌شده‌اند و سرتاسر محیط رسوب‌گذاری با انواع مختلفی از سازه‌های رسوبی[52] متوسط‌مقیاس تا کوچک‌مقیاس (پشته‌ها و سکوها و جزایر ماسه کربناتی) پوشیده می‌شده است. این نوسانات شدید محیطی به تشکیل سنگ‌هایی بسیار نازک‌لایه با ظاهر نوارمانند منجر شده است که با سیمای موجی‌شکل و تغییرات جانبی زیاد مشخص می‌شوند. این سنگ‌های نواری ساخت‌های رسوبی متنوعی ازجمله لایه‌بندی موجی– عدسی– فلاسر، لامینه‌بندی مورب ریپلی، لامینه‌بندی مورب مسطح، لایه‌بندی ندولار، دانه‌بندی تدریجی، ایمبریکاسیون یا جهت‌یابی صدف‌ها و پبل‌ها، چینه‌بندی مورب پشته‌ای، ریپل‌های جریانی، لامینایت‌های میکروبی و ترک‌های گلی دارند. غلبة مشخصات رسوب‌شناختی و ساخت‌های رسوبی منطقة بین جزر و مدی و زیر جزر و مدی حاکی از نهشت احتمالی بیشتر این رسوبات در این دو بخش است. سنگ‌های نازک‌لایة موجی (سنگ‌های نواری)، گونه‌ای از سنگ‌های متداول در توالی‌های کامبرین بالایی بخش‌های زیادی از دنیا از لورنشیا تا گندوانا و دیگر مناطقی همچون کانادا، اسکاتلند، آمریکای جنوبی، قزاقستان و سکوی سیبری هستند. در بیشتر مطالعات پیشین نیز این سنگ‌ها به منطقة بین جزر و مدی تا زیر جزر و مدی نسبت داده شده‌اند.
[1] Furongian Epoch
[2] Furongian
[3] Epicontinental
[4] Top Quartzite
[5] Billingsella
[6] Lithostratigraphy and lithofacies
[7] anthaspidellid demosponge-Rankenella hamdii
[8] biostrome
[9] Shell beds
[10] Hyoliths
[11] Saddle dolomite
[12] Dedolomitization
[13] Peritidal
[14] Supratidal
[15] Conococheague Formation of the Appalachians
[16] Fringing sand shoal complexes
[17] Saline ponds in a sabkha environment
[18] Bioclastic grainstone composed of few dominant skeletal grains; Flügel 2004
[19] Shoals and banks
[20] CRIN of Wilson (1975)
[21] Coastal
[22] "Strandplain of linear beach ridges" in Tucker and Wright 1990, p. 49
[23] Girvanella
[24] “Prism-cracked laminites”
[25] Gatesburg Formation of Pennsylvania
[26] edgewise arrangement
[27] peritidal
[28] Furongian Conococheague Formation
[29] Prairie du Chien-equivalent strata and Trempealeau Formation
[30] Storm rip-ups
[31] patch reefs
[32] Anthaspidellid demosponge Rankenella hamdii
[33] Explanate, bowel, gastrocoel and longitudinal trabs
[34] Hyoliths (موجوداتی با صدف مخروطی)
[35] Girvanella
[36] Cambrian Epoch 3
[37] Imbrication
[38] “non mud-cracked” ribbon rock facies
[39] Peritidal
[40] Epeiric or epicontinental ramp
[41] Bedforms
[42] Biostromes
[43] Microtidal
[44] Keep-up
[45] ravinement
[46] Conococheague, lower Knox Group, Copper Ridge, Gatesburg, Richland, Allentown, Whitehall, Clarendon Springs, and Little Falls
[47] Furongian Chaomidian Formation
[48] North China Block
[49] South China platform
[50] Jiangshanian Huayansi Formation
[51] Peritidal
[52] Bedforms
)
