مقدمه

خرد قاره ایران مرکزی بخش مثلثی شکلى است که در مرکز ایران قرار دارد. حدود شمالی و جنوبی این زون را، به ترتیب، ارتفاعات البرز و زون مکران و حد غربی آن را زون دگرگونی سنندج- سیرجان تشکیل داده‌اند اما حد شرقی آن مشخص نیست، زیرا برخی زمین‌شناسان بلوک لوت را قسمتی از ایران مرکزی محسوب می‌کنند، درحالی که عده‌ای دیگر آن را قطعه‌ای مجزا در نظر می‌گیرند. در گذشته، خرد قاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی می‌دانستند ولی به نظر اشتوکلین Stöcklin (1968) پس از سخت شدن پی سنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در پالئوزوئیک ویژگی‌های سکویی داشت و در مزوزوئیک و سنوزوئیک به منطقه‌ای پر تحرک و پویا تبدیل شد. با وجود این، باید گفت که الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره، از نوع بلوک‌های جداشده با گسل‌های عمده است که هر یک ویژگی‌های خاص خود را دارند و پویایی خرده قاره در همه جا یکسان نیست (آقانباتی 1383).

در سیلورین و دونین بخش‌هایی از صفحه ایران (شامل ایران مرکزی، البرز، سنندج سیرجان) همراه با افغانستان و ترکیه به عربستان و آفریقا متصل بودند و در شمال غرب گندوانا حاشیه جنوبی پالئوتتیس را تشکیل می‌دادند. نقشه‌های جغرافیای دیرینه اردویسین پسین- اواخر دونین شمال عربستان نشان‌دهنده وجود یک شلف گسترده و با ثبات در حاشیه شمالی ابرقاره گندوانا (شمال آفریقا و عربستان سعودی) است (Berberian and king 1981; Husseini 1991; Sharland et al. 2001; Ruban et al. 2007; Al-Juboury and Al-Hadidy 2009; Torsvik and Cocks 2009).

طبقات پالئوزوئیک بالایی کوه‌های شمال کرمان، برای مطالعات چینه‌شناسی رسوبات دونین و کربونیفر اهمیت دارند. در این ناحیه، که در دوره دونین قسمتی از حاشیه شمالی ابر قاره گندوانا را تشکیل می‌داد، متنوع‌ترین رسوبات دریایی کم عمق پالئوزوئیک دیده می‌شوند. الگوهای رخساره‌ای و محیط‌های رسوبی دیرینه نهشته‌های مذکور نشان‌دهنده آن است که در این ناحیه در سیلورین- دونین میانی یک پلاتفرم کربناته و یک شلف سیلیسی آواری، از اواخر دونین میانی تا دونین پسین یک خلیج دریایی باز، بالاخره در کربونیفر پیشین یک پلاتفرم کربناته وجود داشت. توالی پالئوزوییک پسین-مزوزوییک پیشین خاورمیانه به طورکلی شامل دو چرخه رسوبی بزرگ است. چرخه رسوبی Kaskaskia شامل نهشته‌های اواخر دونین پیشین-کربونیفر پیشین و چرخه رسوبی Absaroka که از اواخر می‌سی‌سی‌پین تا ژوراسیک را در برمی‌گیرد. در ایران، چرخه رسوبی اول شامل سازندهای پادها، جیرود، سیبزار، بهرام، و شیشتو (عضو شیشتو 1) است (Wendt et al. 2002; Zand-Moghadam et al. 2013; Al-Sharhan and Nairn 1997). اولین گزارش درباره رسوبات دونین و کربونیفر ایران متعلق به  Viquesnal (1850) و Loftus (1855) است. علیرغم گسترش جغرافیایی وسیع رسوبات دونین در ایران، مطالعات انجام شده درباره خصوصیات چینه‌شناسی، محیط تشکیل، پراکندگی جغرافیایی، و محتوای فسیلی نهشته‌های مذکور در حد مقدماتی است و اشاره بسیار مختصر به طبقات دونین ایران در منابع مربوط به سیستم دونین در مقیاس جهانی مبین این امر است(Oswald 1968; House et al. 1979; McMillan et al. 1988; Dastanpour 1996).

در توالی‌های چینه شناسی پالئوزوئیک بالایی مناطق مختلف ایران پتانسیل‌های امیدوار کننده ای برای انجام مطالعات پالینولوژی وجود دارند. بررسی مطالعات قبلی نشان می‌دهد در نهشته های دونین بالایی ایران مرکزی، زاگرس و البرز مرکزی انواع پالینومورف‌ها شامل میکروفیتوپلانکتون‌ها (آکریتارک‌ها و پرازینوفیت‌ها)، اسپورها، اسکولکودونت‌ها و کیتینوزوآها با حفظ شدگی نسبتاً خوب وجود دارند (;Hashemi and Playford 1998; Ghavidel-Syooki 1988  هاشمی و تابع 1385).

مطالعات پالینولوژی پیشین دونین ایران مرکزی

نهشته های دونین در مناطق مختلف ایران مرکزی گسترش جغرافیایی بسیار وسیعی دارند. از نهشته های مذکور تاکنون پالینوفلورای متنوعی گزارش شده است.

رفیقی اسکویی (1371) با مطالعه پالینوفلورای مقطع تیپ سازند پادها و بر اساس میکرو فیتوپلانکتون ها و اسپورها، این واحد سنگی را به فرازنین نسبت داد.

بیرانوند (1374) سنگ های دونین کوه بند ابیخ در شمال شرقی یزد را با عضو شیشتو 1 مقایسه و بر اساس گسترش چینه‌شناسی پالینومورف‌ها، شامل 87 گونه آکریتارک و اسپور، این رسوبات را به 4 بیوزون تفکیک و سن آن‌ها را فرازنین پیشین- فامنین پیشین تعیین کرد.

طایفه خبازی (1374) 46 گونه پالینومورف شامل 29 گونه آکریتارک و 17 گونه اسپور را از سازندهای پادها و بهرام در منطقه انارک (ایران مرکزی) گزارش نمود. بر اساس گسترش چینه‌شناسی فرم‌های شناسایی شده، وی بیوزون 1 (فرازنین پیشین) را در سازند پادها و بیوزون 2 به سن فرازنین میانی- پسین و فامنین پیشین را در قسمتی از سازند بهرام معرفی کرد.

شیرانی بیدآبادی (1374) بر مبنای گسترش چینه‌شناسی پالینومورف‌های سازندهای پادها و بهرام در برش چینه‌شناسی چاه ریسه، شمال شرق اصفهان، 83 گونه پالینومورف (عمدتاً اسپور) گزارش و 6 بیوزون تجمعی در واحدهای سنگی مذکور معرفی نمود.

موسوی (1374) با مطالعه پالینوفلورای سازند بهرام و عضو شیشتو 1 در برش چینه‌شناسی حوض دو راه، شرق طبس، سن سازندهای پادها و بهرام را فرازنین پیشین- میانی و سن عضو شیشتو 1 را فرازنین پسین- فامنین پسین تعیین و بر اساس گسترش چینه‌شناسی فرم های شناسایی شده 6 بیوزون اجتماعی پیشنهاد کرد.

Hashemi & Playford (1998) با مطالعه پالینومورف‌های قسمت زیرین مقطع چینه‌شناسی تیپ سازند شیشتو (دونین پسین) و مقایسه آن‌ها با پالینوفلورای تقریباً همزمان از سایر نقاط ایران و جهان (آفریقا، آسیا، اروپا، آمریکا و استرالیا) شباهت‌های فراوانی با نهشته‌های مذکور یافتند.

Ghavidel-Syooki (2001) پنج بیوزون تجمعی در رسوبات دونین شرق شهر اصفهان (ناحیه چاه ریسه) شناسایی کرد. در نهشته‌های مذکور بیوزون 1 (فرازنین پیشین) در سازند پادها و بیوزون‌های 5-2 (فرازنین میانی-فامنین پسین) در سازند بهرام معرفی شده‌اند.

Ghavidel-Syooki & Owens (2007) با مطالعه پالینولوژی سازندهای پادها، خوش ییلاق و مبارک در شمال شرقی جاجرم، البرز شرقی، هشت بیوزون اجتماعی در رسوبات مذکور شناسایی و با توجه به حضور پالینومورف‌های دارای گسترش چینه‌شناسی مشخص سازندهای پادها، خوش ییلاق و مبارک این منطقه را به ترتیب به فرازنین، فامنین، و تورنزین نسبت دادند.

Ghavidel-Syooki (2008) بر اساس پراکندگی چینه‌شناسی میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی چهار بیوزون تجمعی در رسوبات دونین کرمان، ایران مرکزی، شناسایی نمود. وی بر اساس شباهت پالینومورف‌های سازندهای پادها و بهرام با انواع موجود در نهشته‌های تقریباً هم زمان لیبی، الجزایر، مراکش، عربستان سعودی و غرب استرالیا نتیجه گرفت که این مناطق در طی دونین پسین در یک عرض جغرافیایی قرار داشتند.

قویدل سیوکی و مهدویان (1389) در رسوبات دونین هوتک، شمال کرمان، 12 گونه آکریتارک و 20 گونه اسپور شناسایی و بر اساس ارزش چینه‌شناسی آکریتارک‌ها و اسپورها سن دونین پسین (فرازنین- فامنین) را برای نهشته‌های مذکور در نظر گرفتند.

موقعیت جغرافیایی و لیتوستراتیگرافی برش چینه شناسی مورد مطالعه

مختصات جغرافیایی قاعده برش چینه‌شناسی مورد مطالعه، که در 40 کیلومتری شمال غرب کرمان، در جنوب بلوک طبس واقع شده است، ″39 ′34 °۳۰ عرض شمالی و″16′۴۸ °۵۶ طول شرقی است (شکل 1).

در این محل، توالی مورد مطالعه سازند شیشتو با ضخامت 295 متر به طور پیوسته روی آهک‌های فسیل‌دار سازند بهرام و زیر سازند سردر قرار دارد. این مجموعه شامل سکانس هتروژنزی از ماسه‌سنگ قرمز، کنگلومرا، دولوستون، شیل‌های خاکستری و سیاه است که به جز بقایای مهره‌داران که به صورت محلی در آن یافت می‌شوند، عموماً فاقد فسیل است .(Wendt et al. 2005)

شکل 1- نمایش ویژگی‌های زمین‌شناسی، موقعیت جغرافیایی، و راه ارتباطی برش چینه‌شناسی مورد مطالعه (). (برگرفته از نقشه زمین‌شناسی۱:۱۰۰۰۰۰ زرند (Vahdati-Daneshmand et al. 1995).

نمونه‌ها و روش کار

برای مطالعه پالینولوژی سازند شیشتو در شمال غرب کرمان از لیتولوژی‌های مناسب برای جداسازی پالینومورف‌ها ۲0 نمونه جمع‌آوری شد. برای جلوگیری/کاهش احتمال اختلاط[1] نمونه‌ها با نمونه های عهد حاضر و/ یا کاهش احتمال اکسیداسیون پالینومورف‌ها، نمونه‌برداری از عمق ۵۰-2۰ سانتی‌متری زیر سطح زمین صورت گرفت (Wood et al. 1996). روش کار در آزمایشگاه مشابه روش‌های متداول در آزمایشگاه‌های پالینولوژی (Barss and Williams 1973; Phipps and Playford 1984; Wood et al. 1996) بوده است. برای جدا کردن پالینومورف‌ها از رسوبات در بر گیرنده[2] و حذف مواد آلی غیر پالینومورف از روش HCl-HF-HCl، برای روشن کردن رنگ پالینومورف‌ها و همچنین انحلال مواد آلی غیرفسیل از اسید نیتریک به صورت کنترل شده، به منظور افزایش فراوانی نسبی پالینومورف‌ها از محلول کلرور روی (ZnCl₂) با وزن مخصوص gr/cm³ ۲≤ استفاده شده، در آخرین مرحله، از باقی‌مانده هر نمونه سه اسلاید دائمی برای مطالعه تهیه شده است. برای مطالعه پالینومورف‌ها از میکروسکوپ ZEISS مدل Axioplan 2 و برای عکس‌برداری از دوربین دیجیتالی Canon Power Shot G5 استفاده شده است. مطالعه اسلایدهای مذکور حاکی از وجود پالینوفلورایی با نسبتاً متنوع و حفظ شدگی ضعیف تا متوسط در نمونه‌های سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی مورد مطالعه است (Plates 1-3).

پالینوستراتیگرافی

بر اساس نتایج حاصل از مطالعه نمونه‌های سنگی سطحی برداشت شده، در رسوبات سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر، شمال غرب کرمان پالینوفلورای نسبتاً متنوعی شامل میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی (آکریتارک‌ها و پرازینوفیت‌ها)، اسپورها، اسکلوکودونت‌ها، کیتینوزوآها وجود دارد. در مجموع 11 گونه (مربوط به 5 جنس) از میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی (3 گونه متعلق به 2 جنس از پرازینوفیت‌ها و 8 گونه متعلق به 3 جنس از آکریتارک‌ها) و 52 گونه (متعلق به 21 جنس) از اسپورها شناسایی شده‌اند. در نهشته‌های مورد مطالعه، میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی نظیر Lophosphaeridium و Leiosphaeridia فراوانی نسبی بیشتری دارند. در پالینوفلورای سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر اسپورها عموماً دارای تقارن شعاعی و ترایلت بوده و فرم‌های مونولت نظیر Laevigatosporites فراوان نیستند. از پالینومورف‌های مربوط به گیاهان خشکی، فرم‌هایی با اگزاین تک لایه نظیر Leiotriletes، Punctatisporites، Apiculatasporites، Planisporites و فرم‌هایی با دیواره دو لایه نظیر Vallatisporites و Grandispora فراوانی نسبی بیشتری دارند. علاوه براین، فرم‌های سینگولیت نظیر Densosporites نیز در پالینوفلورای مذکور فراوانند.

بر اساس الگوی پراکندگی چینه‌شناسی اسپورها در نهشته‌های مورد مطالعه، دو بیوزون تجمعی در رسوبات مذکور شناسایی و به طور غیر رسمی با عنوانassemblage biozone B و assemblage biozone A معرفی شده‌اند. assemblage biozone A با حضور هم زمان فرم‌هایی مانند Cristatisporites triangulatus, Geminospora lemurata , Punctatisporites stabilis Grandispora inculta, Apiculatasporites sp. cf. A. perpusilus, Grandispora sp. cf. G. eximia, Grandispora sp. cf. G. artusa قابل شناسایی است. در مقایسه با پالینوفلورای همزمان مربوط به سایر نقاط جهان، تعدادی از گونه‌های شاخص برخی بیوزون‌های معرفی شده برای نهشته‌های دونین نیمکره شمالی شامل بخشی از بیوزون optivus-triangulatus, lemurata-magnificus, ovalis- bulliferus Assemblage Zone (Richardson and McGregor 1986) در این بیوزون دیده شده و بر این اساس به اوایل دونین پسین (Frasnian) نسبت داده می‌شود.

assemblage biozone B با اجتماع فرم‌هایی مانند Retispora lepidophyta, Geminospora punctata, Densosporites spitsbergensis, Leiotriletes ornatus, Amicosporites jonkeri, Apiculatasporites adavalensis, Densosporites cassiformis تعریف می‌شود. در مقایسه با پالینوفلورای هم‌زمان مربوط به سایر نقاط جهان، تعدادی از گونه‌های شاخص برخی بیوزون‌های معرفی شده در نهشته‌های دونین نیمکره شمالی شامل بخشی از بیوزون pussilites-lepidophyta Assemblage Zone (Richardson and McGregor 1986) در این مجموعه وجود دارند. بر این اساس، بیوزون مذکور به اواخر دونین پسین Famennian)) قابل انتساب است (شکل2).

سن نسبی نهشته‌های مورد مطالعه

با توجه به کاهش شدید تنوع و فراوانی میکروفیتوپلانکتون‌ها از سیلورین به بعد (Tappan 1980; Strother 1996) گونه‌های با گسترش چینه‌شناسی کوتاه مدت برای مقایسه و تطابق نهشته‌های دونین فوقانی در مقیاس جهانی فراوان نیستند. علاوه بر این، عدم مطالعه کامل نهشته‌های دونین فوقانی با کنترل چینه‌شناسی قابل اطمینان در مورد تعیین سن آن‌ها، سبب شده تا اطلاعات کافی در مورد گسترش چینه‌شناسی و جغرافیایی بسیاری از پالینومورف‌های دونین پسین وجود نداشته باشد. در چنین شرایطی، چند فرم از میکروفیتوپلانکتون‌های با گسترش چینه‌شناسی محدود و پراکندگی جغرافیایی وسیع برای تطابق نهشته‌های دونین در گستره‌های جغرافیایی نسبتاً وسیع مورد استفاده قرار گرفته‌اند (Playford and Dring 1981; Wicander and Playford 1985; Lu Li-Chang and Wicander 1988).

سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر، شمال غرب کرمان با توجه به وجود اسپورهای دارای ارزش چینه‌شناسی نظیر Cristatisporites triangulatus، Geminospora lemurata، Grandispora inculta و با توجه به وجود Retispora lepidophyta، که به عنوان شاخص مرز دونین-کربونیفر در نظر گرفته می‌شود (Traverse 2007) به دونین پسین (فرازنین-فامنین) نسبت داده شده است. عدم حضور فرم‌های شاخص فرازنین (و فامنین؟) مانند Unellium lunatum, Unellium piriform, Cymatiosphaera perimembrana, Daillydium pentaster, Chomotriletes vedugensis,، که قبلا از نهشته‌های دونین مناطق مختلف ایران گزارش شده‌اند، در رسوبات سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی مورد مطالعه قابل توجه است. از سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر تاکنون فقط یک نمونه براکیوپود با عنوان Strophomenid گزارش و بر این اساس رسوبات مذکور به فامنین پسین- تورنزین پیشین نسبت داده شده‌اند (Wendt et al. 2002).

پالئواکولوژی

درباره چگونگی استفاده از میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی در تعیین فاصله از خط ساحلی، شوری، درجه حرارت، عرض جغرافیایی دیرین و دیگر متغیرهای فیزیکو شیمیایی محیط‌های دیرین اطلاعات محدودی وجود دارد (اما نگاه کنید به (Le Hérissé and (Gourvennec 1992; Le Hérissé 1989. Staplin (1961) با مطالعه نحوه پراکندگی میکروفیتوپلانکتون‌‌های موجود در طبقات فرازنین کانادا، تغییر در تنوع و مورفوتیپ آکریتارک‌ها را به فاصله محیط تشکیل نهشته‌های در برگیرنده از خط ساحلی دیرین نسبت داد و نتیجه گرفت فرم‌های با ریخت پیچیده‌تر در محیط‌های دورتر از خط ساحلی وجود داشتند.

 Dorning (1981) نیز بر اساس مطالعه میکروفیتوپلانکتون‌های سیلورین ولز، برای نمایش تغییرات تنوع، فراوانی، و مورفوتیپ میکروفیتوپلانکتون‌های موجود در نهشته‌های مناطق مختلف محیط‌های دریایی مدلی ارائه کرد .(Downie 1963; Górka 1969; Thusu 1972; Riegel 1974; Al-Ameri 1983) به طور معمول، فراوانی و تنوع میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی، به ویژه انواع دارای زوائد بلند و منشعب، نسبت به پالینومورف‌های خشکی، معرف افزایش ژرفای آب و فاصله از خط ساحلی است. بنابراین، پارامترهایی مانند ریخت، فراوانی، و تنوع پالینومورف‌های دریایی در بازسازی برخی از ویژگی‌های محیط‌های رسوبی گذشته قابل استفاده‌اند. مقایسه نسبت پالینومورف‌های دریایی (آکریتارک‌ها و پرازینوفیت‌ها) به میکروفسیل‌های شاخص محیط خشکی (میوسپورها) نیز از روش‌هایی است که تعیین فاصله محیط تشکیل نهشته‌ها از خط ساحلی گذشته را امکان‌پذیر می‌سازد .(Sarmiento 1957; Upshaw 1964; Gray and Boucot 1972)

علاوه بر این، اسپورهای بدون ارتباط با گیاه والد[3] با توجه به فراوانی، تنوع، حفظ شدگی شواهد مربوط به تکامل گیاهان خشکی را نشان می‌دهند. این اسپورها عمدتا متعلق به گیاهان آوندی[4] هستند که اگزاین آن‌ها تدریجا از لحاظ ساختاری و عناصر تزئیناتی تکامل یافته و متنوع‌تر شده است.

میوسپورها عموماً در هنگام گرده افشانی گیاهان از گیاه والد خود جداشده، توسط آب و/یا باد جابجا شده و در نهایت در محیط‌های رسوبی خشکی و یا نزدیک ساحل در بین رسوبات نهشته می‌شوند. بنابراین، این گروه از پالینومورف‌ها ابزار بسیار مناسبی برای انطباق کرونوستراتیگرافی بین توالی‌های دریایی (نزدیک ساحل) و قاره‌ای فراهم می‌کنند. اسپورهای گیاهان خشکی نسبت به ماکروفسیل‌های گیاهی فراوانی و پراکندگی جغرافیایی وسیع‌تری دارند و می‌توانند داده‌های مناسبی برای مطالعه و بازسازی پوشش گیاهی اطراف حوضه‌های رسوبی فراهم کنند. بازسازی پوشش گیاهی دیرینه می‌تواند به شناسایی شرایط آب و هوای دیرینه و الگوی پراکندگی جغرافیایی گیاهان قدیمی نیز کمک کند. علاوه بر این، داده‌های مذکور امکان شناسایی نهشته‌های غیر دریایی گذشته را نیز فراهم می‌سازند. در محیط‌های دشت ساحلی، باتلاقی، حاشیه باتلاقی پوشش گیاهی به طور مستقیم توسط تغییرات کوتاه مدت سطح دریا کنترل می‌شود. به عنوان مثال، بالا آمدن سطح آب دریا باعث رشد گیاهان در این محیط‌ها شده و در نتیجه افزایش فراوانی نسبی اسپورها در نهشته‌های تشکیل شده در دریاهای مجاور را سبب می‌شود (Breuer2007; Loboziak et al. 2005; Streel et al. 2000). در رسوبات سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر، شمال غرب کرمان، اسپورها نسبت به میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی تنوع و فراوانی بیشتری دارند (شکل 3). وجود میکروفیتوپلانکتون‌های با وزیکل تقریباً دایره‌ای شکل، دیواره نسبتاً نازک، بدون عناصر تزئیناتی یا با زوائد تقریباً کوتاه در رسوبات مورد مطالعه، نشان‌دهنده تشکیل توالی‌های دارای پالینومورف در محیط دریایی کم عمق و نزدیک به ساحل است. اگر بتوان تنوع و تعداد اسپورها را دلیلی بر تنوع و فراوانی گیاهان مولد آن‌ها در نظر گرفت، نتایج مطالعه اسپورها در نهشته‌های سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی مذکور نشان می‌دهد در پوشش گیاهی اواخر دونین در اطراف حوضه رسوبی گیاهان متعلق به Progymnospermopsida, Lycopsida, Filicopsida, Equisetopsida بیشترین فراوانی نسبی و فرم‌های منتسب به , Barinophytopsida, Zoesterophyllopsida, Rhyniopsida, Ginkgopsida, Cycadopsida کمترین فراوانی نسبی را داشتند ( شکل‌های 4 و 5).

شکل 2- گسترش چینه‌شناسی پالینومورف‌های سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر، شمال غرب کرمان.

شکل 3- فراوانی نسبی اسپورها و میکروفیتوپلانکتون‌های دریایی نمونه‌های سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر، شمال غرب کرمان.

شکل 4- قرابت اسپورهای نهشته‌های سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی کوه تیر، شمال غرب کرمان )با استفاده از داده‌های (Balme 1995.

شکل 5- فراوانی نسبی گیاهان در پوشش گیاهی دیرینه اطراف محیط تشکیل نهشته‌های سازند شیشتو در برش چینه‌شناسی مورد مطالعه.