پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,646 |
| تعداد مقالات | 13,380 |
| تعداد مشاهده مقاله | 30,120,468 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,063,818 |
رخساره‌ها و محیط رسوبی توالی پیش‌روندۀ آواری و کربناتۀ کرتاسۀ پایینی در حاشیۀ جنوب‌غربی ایران مرکزی، شمال‌شرق اصفهان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 6، دوره 34، شماره 1 - شماره پیاپی 70، خرداد 1397، صفحه 67-90 اصل مقاله (2.64 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2018.109982.1044 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| زهرا مزروعی سبدانی1؛ محمدعلی صالحی* 2؛ حمیدرضا پاکزاد3؛ علی بهرامی3 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1کارشناسی ارشد زمین شناسی، دانشگاه اصفهان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2استادیار، گروه زمین شناسی، دانشگاه اصفهان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 3دانشیار، گروه زمین شناسی، دانشگاه اصفهان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| توالی آواری و کربناتۀ مطالعهشده شامل بخش‌های آغازین کرتاسۀ پایینی در کوه بجاره واقع در شمال‌شرق اصفهان است که به‌عنوان اولین نهشته‌ها پس‌از رخداد فاز سیمرین پسین نهشته شده‌اند. مطالعۀ رخسارههای سنگی به شناسایی چهار رخسارۀ درشت‌دانه (Gh، Gcm، Gt و (Gp، پنج رخسارۀ متوسط‌دانه (St، Sp، Sr، Sm و Sh) و دو رخسارۀ ریزدانه (Fm و Fl) و همچنین رخسارۀ حدواسط (Fl/Sh) منجر شد. بررسی مقاطع نازک سنگ‌های کربناته نیز به شناسایی پنج ریزرخسارۀ مادستون ماسه‌دار، پلویید گرینستون، بایوکلست پلویید وکستون، پکستون تا گرینستون و اینتراکلست، اکینوئید، اوربیتولین گرینستون منجر شد. بر اساس رخسارههای شناسایی‌شده در این توالی سه مجموعه رخسارۀ آواری و یک مجموعه رخسارۀ مخلوط آواری - کربناته شناسایی شد که در زیرمحیط رودخانۀ بریده‌بریده و مئاندری و پهنۀ فوق جزرومدی تا جزرومدی نهشته شده‌اند. باتوجهبه جهت جریان دیرینۀ جنوب به شمال منطقه، منشأ رسوبات آواری عمدتاً زون سنندج - سیرجان در نظر گرفته میشود. ریزرخساره‌های کربناتۀ شناسایی‌شده در زیرمحیط‌های پهنۀ جزرومدی مخلوط آواری - کربناته، لاگون محصور و غیرمحصور و بخش‌های رو به سدهای بایوکلستی از بخش داخلی یک پلت‌فرم کربناتۀ احتمالاً از نوع اپیریک نهشته شده‌اند. این توالی کربناته در بخش نزدیک به ساحل این پلت‌فرم کربناتۀ کم‌عمق و وسیع نهشته شده است که طی کرتاسۀ پیشین بخش‌هایی از ایران مرکزی را می‌پوشانده است. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| رخسارههای آواری و کربناته؛ محیط رسوبی؛ کرتاسۀ پایینی؛ ایران مرکزی؛ کوه بجاره؛ شمال‌شرق اصفهان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه ایران مرکزی و سنندج - سیرجان بخشی از زون‌های ساختاری ایران هستند. زون‌های یادشده در زمان مزوزوئیک به منطقه‌ای پرتحرک و پویا تبدیل شدند؛ به‌طوری‌که شواهد فرسایش و انجام‌نشدن رسوب‌گذاری گسترده در زمان تریاس بالایی تا کرتاسۀ زیرین در برخی نقاط این ناحیه و اطراف اصفهان وجود دارند (Aghanabati 2006; Wilmsen et al. 2015). برش مطالعهشده شامل نهشته‌های آواری و کربناتۀ کرتاسۀ پایینی است و در حاشیۀ جنوب‌غربی ایران مرکزی قرار دارد. مرز پایینی این توالی با ناپیوستگی فرسایشی‌ای مشخص شده است که نهشته‌های شیل و ماسه‌سنگی سبزرنگ سازند نایبند را می‌پوشاند و توالی مطالعهشده با کنگلومرای قاعده‌ای کرتاسۀ پایینی شروع میشود (Mannani and Yazdi 2015). مرز بالایی توالی مطالعهشده شامل نهشته‌های کربناتۀ صخرهساز آهک اوربیتولین‌دار (K2–6) به سن آپتین است که با واحد شیلی تیرۀ نولاننیسراس (Nolaniceras beds)، سنگ‌آهک غنی از آمونیت لیمریلا (Leymeriella Limestone) و نهشته‌های شیلی سبز تا خاکستری بودانتی‌سراس (Beudanticeras Shale) به سن آلبین پوشیده شده است (Seyed-Emami and Wilmsen (2016. هدف پژوهش حاضر، شناسایی رخسارههای آواری و کربناته، تعیین مجموعه رخساره‌ها و درنهایت تفسیر محیط رسوبی نهشته‌های مطالعهشده است. بررسی رخساره‌ها و محیط رسوبی توالی کرتاسۀ پیشین به شناخت بهتر حوضۀ رسوب‌گذاری دیرینۀ بخش جنوب‌غربی ایران مرکزی کمک می‌کند.
روش مطالعه منطقۀ مطالعهشده ازنظر تقسیمات ساختاری در حاشیۀ جنوب‌غربی صفحۀ ایران مرکزی قرار گرفته و در محدودۀ نقشۀ زمین‌شناسی طرق با مقیاس 1:100000 واقع شده است[1] (Zahedi 1992). این برش در فاصلۀ 47 کیلومتری شمال‌شرق اصفهان، در نزدیکی روستای دیزلو و در دامنۀ جنوبی کوه بجاره قرار دارد (شکل 1). برای دستیابی به هدف مطالعه، برشی سطح‌الارضی به ضخامت 138 متر با ژاکوب اندازه‌گیری و نمونه‌برداری سیستماتیک و در صورت تغییرات ساخت و بافت نمونه‌برداری غیر‌سیستماتیک انجام شد (برای مثال Tucker 2001). انواع ساخت‌های رسوبی فیزیکی و زیستی در صحرا بررسی و شناسایی شدند. رخسارههای سنگی بر اساس کدهای رخساره‌ای میال (Miall 2006) تفکیک شدند. برداشت داده‌های جهت جریان دیرینه از لایه‌های متفاوت و به تعداد 74 نقطه انجام و از نرم‌افزار استریونت (Stereonet 9.8.3) برای اصلاحات جهت جریان دیرینه و ترسیم آن استفاده شد. مطالعۀ مقاطع میکروسکوپی نازک سنگ‌های کربناته (16 عدد) با میکروسکوپ پلاریزان و نام‌گذاری بر اساس دانهام (Dunham 1962) انجام شد. ریزخساره‌ها در مقایسه با ریزرخساره‌های استاندارد فلوگل (Flugel 2010) تعیین شدند و جایگاه کمربند رخساره‌ای آنها مشخص و محیط رسوبی نهشته‌های کربناته تعیین شد.
شکل 1- موقعیت و نقشۀ راه‌های دسترسی به منطقۀ مطالعهشده
نتایج چینه‌شناسی توالی کرتاسۀ پیشین در برش کوه بجاره برش مطالعهشده شامل بخش‌های آغازین توالی آواری قرمز و کربناتۀ کرتاسه در دامنۀ کوه بجاره واقع در شمال‌شرق اصفهان است (شکل 2). نهشته‌های آواری قرمز کرتاسۀ پیشین به‌شکل ناپیوسته روی شیل و ماسه‌سنگ‌های سبزرنگ بخش قدیر از سازند نایبند (تریاس پسین) واقع شده‌اند (Mannani and Yazdi (2009؛ به‌طوری‌که نهشته‌های ژوراسیک در این منطقه عمدتاً در اثر رخداد سیمرین (میانی) ثبت نشده‌اند (Ghasemi-Nejad (et al. 2013. در برخی مناطق نظیر جنوب‌شرق اصفهان، مرز ناپیوستگی از نوع زاویه‌دار بین توالی تریاس بالایی و کرتاسۀ زیرین گزارش شده است (Yazdi et al. 2009)؛ این دگرشیبی زاویه‌دار در قاعدۀ توالی کرتاسۀ پایینی به رخداد کوه‌زایی سیمرین پسین به سن ژوراسیک بالایی - کرتاسۀ پایینی نسبت داده شده است (Berberian and King 1981; Darvishzadeh 1991). باتوجهبه قرارگیری تدریجی توالی نسبتاً کم‌ضخامت آواری قرمزرنگ زیر سنگ‌آهک‌های اوربیتولین‌دار بارمین - آبتین، این توالی در منطقۀ مطالعهشده به کرتاسۀ پیشین منتسب شده است. وجود قطعه‌های چوب به سن کرتاسه در نهشته‌های آواری قرمزرنگ و نبود ماکروفسیل‌های ژوراسیک نیز سن کرتاسۀ پیشین (بارمین؟) را برای این نهشته‌ها تأیید می‌کنند (Mannani and Yazdi 2009). نهشته‌های کرتاسۀ پایینی در برش مطالعهشده به ضخامت 138 متر به 9 زیرواحد چینه‌شناسی تفکیک می‌شوند (شکل 3 الف و ب). زیرواحدهای 1 تا 6 مربوط به واحد K1 و زیرواحدهای 7 تا 9 مربوط به واحد K2 از تقسیمات توالی کرتاسه در ایران مرکزی هستند (Aghanabati 2006). واحد K1 دارای 92 متر ضخامت و شامل کنگلومرا، ماسه‌سنگ و سیلتستون قرمز است (شکل 2). کنگلومراها اغلب دانه‌پشتیبان[2] و دارای ساخت رسوبی مورب مسطح و عدسی‌شکل با اشکال کانالی‌شکل هستند که ضخامت لایه‌های آنها به یک متر می‌رسد (شکل 3 الف). ماسه‌سنگ‌ها دارای طبقه‌بندی عمدتاً مورب مسطح و افقی هستند و سیلتستون‌های قرمز عمده سنگ‌شناسی تشکیل‌دهندۀ این واحد را تشکیل می‌دهند. ماسه‌سنگ‌های این واحد اغلب ریزدانه هستند و جورشدگی خوبی دارند. در زیرواحد 4، لایه‌های ماسه‌سنگ قرمز تیرۀ ضخیم‌لایه در تناوب با سیلتستون دارای ساختار طبقه‌بندی مورب مسطح قرار دارند و اثرفسیل‌های افیومورفا، اسکولایتوس و دیپلوکراتریون در آن مشاهده می‌شوند (شکل 3 الف). ماسه‌سنگ‌های این زیرواحد در جوانب به ماسه‌سنگ بسیار ریزدانه و سیلتستون تبدیل می‌شوند. لایه‌های ماسه‌سنگی قرمز روشن تا نارنجی زیرواحد 5 دارای ساخت رسوبی طبقه‌بندی مورب مسطح و افقی هستند و اثرفسیل ریزوکورالیوم در این زیرواحد شناسایی شده است. قطعه‌های پبل در قاعدۀ برخی لایه‌ها و حفره‌های پرشده با کلسیت ثانویه در امتداد لایه‌بندی از دیگر ویژگی‌های مشاهده‌شده در زیرواحد 5 هستند (شکل 3 الف). گاهی لایه‌بندی و ساخت‌های رسوبی ماسه‌سنگ‌های زیرواحدهای 4، 5 و 6 در اثر آشفتگی زیستی گسترده از بین می‌روند و ظاهر توده‌ای به سنگ داده میشود. درمجموع، 46 متر از واحد K2 در برش یادشده اندازه‌گیری شد (شکل‌های 2 و 3 ب). زیرواحد 7 از تناوب سنگ‌آهک ماسه‌ای، ماسه‌سنگ، سنگ‌آهک و سیلتستون تشکیل شده است. زیرواحدهای 8 و 9 شامل تناوب سنگ‌آهک‌های فسیل‌دار (اوربیتولین‌دار) نازک تا ضخیم‌لایۀ خاکستری هستند و انواع متنوعی از بافت‌های مادستون تا گرینستون در آنها مشاهده میشود (شکل 3 ب). برداشت چینه‌شناسی در این برش تا بخش ابتدایی توالی سنگ‌آهک صخرهساز انجام شده است.
شکل 2- ستون چینه‌شناسی تریاس پسین (اقتباس با تغییراتی از Seyed-Emami 2003)، کرتاسۀ پیشین در ایران مرکزی (برگرفته با تغییراتی از Immel et al. 1997) (سمت چپ)، تفکیک واحدهای چینه‌شناسی روی تصویر صحرایی در برش کوه بجاره، شمال‌شرق اصفهان و ستون چینه‌شناسی برش مطالعهشده (سمت راست)
رخسارههای آواری در بخش آواری توالی کرتاسۀ پایینی مطالعهشده، چهار رخسارۀ سنگی دانه‌درشت کنگلومرایی، پنج رخسارۀ سنگی دانه‌متوسط ماسه‌سنگی، دو رخسارۀ دانه‌ریز و یک رخسارۀ حدواسط دانه‌متوسط و دانه‌ریز گل‌سنگی شناسایی شد (جدول 1) که در ادامه توصیف و تفسیر می‌شوند:
رخسارههای آواری دانه‌درشت رخسارههای کنگلومرایی توالی مطالعهشده شامل Gh، Gp، Gt و Gcm هستند. این رخساره‌ها دارای خرده‌سنگ‌های تقریباً برابری از جنس آواری و کربناته هستند و ماتریکس آنها آواری و دارای سیمان کربناته و به مقدار کمتری سیمان سیلیسی است. در توالی مطالعهشده، کنگلومراها از نوع دانه‌پشتیبان و دارای ماتریکس کم هستند و به‌عنوان ارتوکنگلومرا[3] طبقه‌بندی می‌شوند. ذرات تشکیل‌دهنده از جنس متفاوت هستند و کنگلومرا از نوع پلی‌میکتیک[4] و همچنین از نوع کنگلومرای برون‌حوضه‌ای[5] به حساب می‌آید.
شکل 3- الف. ستون چینه‌شناسی برش مطالعهشده در کوه بجاره همراه با گسترش رخساره‌ها و مجموعه رخساره‌ها در واحدهای 1 تا 4 از نهشته‌های کرتاسۀ پایینی و راهنمای ستون، ب. ستون چینه‌شناسی برش مطالعهشده در کوه بجاره همراه با گسترش رخساره‌ها و مجموعه رخساره‌ها در واحدهای چینه‌سنگی 4 تا 9 از نهشته‌های کرتاسۀ پایینی
رخسارۀ کنگلومرایی توده‌ای دانه‌پشتیبان Gcm اندازۀ دانه‌ها در این رخساره از کابل تا گرانول متغیر و متوسط قطر بزرگ‌ترین دانه حدود دو سانتی‌متر است. بیشترین ضخامت رخساره یک متر و دارای جورشدگی ضعیفی است. دانه‌ها شامل قطعه‌های کربناته و آواری به‌ترتیب حدود 60 و 40 درصد هستند؛ این رخساره کنگلومرایی توده‌ای و دانه‌پشتیبان است (شکل 4 الف). رخسارۀ Gcm در بخش ابتدایی توالی (در زیرواحدهای 1 تا 3) به‌شکل فرسایشی و با مرز زیرین مشخص حضور دارد. این رخساره به‌شکل جانبی ادامه‌دار و به‌شکل قائم با روند دانه‌ریز‌شونده به رخسارههای دانه‌متوسط Sp و دانه‌درشت Gt تبدیل میشود. رخسارۀ Gcmدر اثر حمل‌و‌نقل بار بستر به‌شکل نهشته‌های باقیماندۀ کانالی و از جریان‌هایی تشکیل شده است که سرعت و انرژی زیادی دارند و به‌علت تشکیل در شرایط جریان آشفته حالت توده‌ای دارد (Reading and Collinson 1996; Petit (et al. 2005; Kostic et al. 2005; Ito et al. 200. این رخساره در نواحی بالادست برجا گذاشته میشود (Kwon et al. 2002; Miall 2006).
رخسارۀ کنگلومرایی با طبقه‌بندی مورب مسطح Gp این رخساره نیز در بخش ابتدایی توالی مشاهده میشود. اندازۀ دانه‌های آن در حد گرانول و پبل و متوسط قطر بزرگ‌ترین دانه حدود 5/1 سانتی‌متر است و قطعه‌ها جهت‌یافتگی یک‌طرفۀ مشخصی را نشان می‌دهند. جنس قطعه‌ها آواری و کربناته با نسبت برابر است. جهت جریان دیرینۀ اندازه‌گیری‌شده در این رخساره به‌سمت شمال‌غرب است (شکل 4 ب). لایه‌های مورب مسطح دارای شیبی حدود 10 تا 20 درجه هستند و عمدتاً میزان شیب به نسبت سرعت جریان و میزان حمل‌و‌نقل رسوب بستگی دارد (Tucker 2001). رخسارههای Gt، Sp و Fl حد پایینی این رخساره هستند و حد بالایی آن به‌شکل ریزدانه‌‌شونده به رخسارههای Sr، Sh و Fl ختم میشود.
رخسارۀ کنگلومرایی با لایه‌بندی افقی Gh اندازۀ دانه‌های این رخساره در حد گرانول تا پبل و متوسط قطر بزرگ‌ترین دانه حدود یک سانتی‌متر است. جنس قطعه‌ها حدود نیمی کربناته و نیمی آواری است. دانه‌ها گردشده و دارای جورشدگی نسبتاً خوبی هستند (شکل 4 ج). این رخساره دارای جهت جریان دیرینه به‌سمت شمال و شمال‌غرب است. رخسارۀ Gcm حد پایینی رخسارۀ یادشده است و این رخساره به‌سمت بالا ریزشونده و به رخسارۀ دانه‌متوسط Sp ختم میشود. این رخساره به‌شکل جانبی به رخسارههای Gp و Gt تبدیل میشود و در برخی مناطق به‌شکل نهشته‌های کانالی کوچک با گسترش حدود یک متر مشاهده میشود.
رخسارۀ کنگلومرایی با طبقه‌بندی مورب عدسی Gt اندازۀ دانه‌های این رخساره در حد گرانول تا پبل و متوسط قطر بزرگ‌ترین دانه حدود 5/1 سانتی‌متر است و قطعه‌ها نسبتاً جورشده هستند (شکل 4 د). جنس قطعه‌ها حدود 45 درصد آواری و 55 درصد کربناته است. این رخساره به‌طور جانبی و در فاصلۀ کوتاهی به رخسارۀ Gcm تبدیل میشود و بیان‌کنندۀ کانالی‌هایی با عرض کمتر از 2 متر است. حد پایین و بالای این رخساره به نهشته‌های دانه‌ریز Fl ختم میشود و این رخساره به‌شکل متناوب با نهشته‌های دانه‌ریز مسطح دیده میشود.
رخسارههای آواری دانه‌متوسط رخسارههای آواری دانه‌متوسط شامل Sr، Sh، Sp، Sm و St در ماسه‌سنگ‌های توالی کرتاسۀ پایینی شناسایی شده‌اند. این رخساره‌ها عمدتاً دارای رنگ قرمز تیره هستند. بر اساس نتایج نقطه‌شماری (جدول 2) پتروفاسیس‌های این رخساره‌ها سابچرتآرنایت و ساب‌فیل‌آرنایت هستند (شکل‌های 6 و 7).
رخسارۀ ماسه‌سنگی با طبقه‌بندی مورب عدسی‌شکل St رخسارۀ St ساختار طبقه‌بندی مورب عدسی‌شکل دارد و اندازۀ دانه‌های آن ماسۀ دانه‌متوسط تا درشت است. این رخساره در تناوب با رخسارۀ دانه‌درشت Gt (شکل 4 د) و رخسارۀ دانه‌ریز Fl قرار دارد و حد بالا و پایین آن با این رخساره‌ها همراه است. این رخساره اغلب دارای پتروفاسیس سابچرتآرنایت است و گاهی به‌علت وجود پوشش اکسیدآهن در اطراف دانه‌ها قرمزرنگ دیده میشود (شکل‌های 6 و 7 الف). سیمان اکسیدآهن و سیمان سیلیسی ازجمله سیمان‌های این رخساره هستند.
رخسارۀ ماسه‌سنگ با طبقه‌بندی مورب مسطح Sp این رخساره دارای ماسه‌سنگ‌های ضخیم‌لایه با ساختار مورب مسطح است. اندازۀ دانه‌های آن در حد ماسۀ متوسط تا ریزدانه با جورشدگی نسبتاً خوب و فاقد هرگونه قطعه در حد گرانول است (شکل 4 ه). این رخساره دارای پتروفاسیس سابچرتآرنایت است (شکل‌های 6 و 7 الف) و سیمان آن اغلب بسته به پتروفاسیس یادشده سیمان سیلیسی است. شیب ساخت‌های مورب مسطح این رخساره بین 10 تا 20 درجه است. حد پایین این رخساره اغلب با نهشته‌های کانالی همراه و روی رخسارۀ دانه‌درشت Gh و دانه‌ریز Fm قرار گرفته است. این رخساره در بالا به رخسارۀ Gp تبدیل میشود و گاهی دارای توالی ریزشونده به‌سمت بالا است و به رخسارههای Sm و Sr تبدیل میشود.
رخسارۀ ماسه‌سنگی با ساخت توده‌ای Sm این رخساره دارای ساخت توده‌ای و بی‌نظم است و اندازۀ دانه‌های آن از ماسۀ درشت تا ماسۀ بسیارریز متغیر است (شکل 4 و)؛ اغلب دارای پتروفاسیس سابچرتآرنایت و سیمان اکسیدآهن و سیلیسی است (شکل‌های 6 و 7 الف) و دارای فراوانی درخور توجهی در بین رخسارههای مختلف است. اغلب رخسارههای دانه‌متوسط Sp و Sr و رخسارۀ دانه‌ریز Fl حد پایین این رخساره و رخسارۀ متوسط‌دانۀ Sr و رخسارههای دانه‌ریز Fm و Fl حد بالای آن هستند. این رخساره اغلب در تناوب با رخسارۀ Sr به‌سمت بالای توالی دیده میشود. آشفتگی زیستی[6]، شفت‌های عمودی مربوط به اثرفسیل‌های دیپلوکراتیون[7]، اسکولایتوس[8] (شکل 4 ی) و افیومورفا[9] (شکل 4 ز) از دیگر ویژگی‌های این رخساره هستند؛ گاهی در قاعدۀ آنها قطعه‌های اینتراکلست وجود دارند و جنس قطعه‌ها اغلب از سنگ‌های کربناته و با فراوانی کمتر از قطعه‌های ماسه‌سنگ و سیلتستون است (شکل 5 ب). تشکیل ساخت توده‌ای در این رخساره ممکن است در اثر آشفتگی زیستی باشد (Miall 2006). اسکولایتوس نیز به مجموعه اثرفسیل اسکولایتوس مربوط است (Seilacher 2007). جانداران سازندۀ اسکولایتوس و دیپلوکراتریون با بالا‌و‌پایین‌رفتن سطح آب درون رسوب به‌سمت بالا و پایین حرکت می‌کنند (Vaziri Moghadam et al. 2006).
رخسارۀ ماسه‌سنگی با طبقه‌بندی مسطح افقی Sh رخسارۀ Sh جزو فراوان‌ترین رخسارههای سنگی توالی مطالعهشده است. اندازۀ دانه‌ها در این رخساره ماسۀ ریزدانه تا متوسط‌دانه است. از ویژگی‌های این رخساره حضور کنکرسیون‌های به قطر چند سانتی‌متر و پرشده با بلور کلسیت ثانویه است که در امتداد لایه‌بندی در برخی قسمت‌های توالی حضور دارند (شکل 4 ک). این رخساره گاهی دارای اثرفسیل ریزوکورالیوم[10]است (Seilacher 2007) (شکل 5 الف). رخسارههای دانه‌متوسط Sr و Sp حد پایین این رخساره در برخی نقاط و رخسارۀ دانه‌درشت Gcm و رخسارۀ ریزدانۀ Sr حد بالای آن هستند. این رخساره اغلب در تناوب با رخسارههای ریزدانۀ Fl و Fm و رخسارۀ دانه‌متوسط Sr دیده میشود. پتروفاسیس رخسارۀ یادشده اغلب ساب‌فیل‌آرنایت و دارای سیمان سیلیسی و اکسیدآهن است (شکل‌های 6 و 7 ب). ریزوکورالیوم از اثر فسیل‌های مربوط به مجموعۀ اثری کروزیانا[11] به بخش جانبی سکو (فلات قاره) تعلق دارد (Howard 1987).
رخسارۀ ماسه‌سنگی با ساختار ریپلی Sr این رخساره دارای ساختار ریپلی است (شکل 5 ج). اندازۀ دانه‌ها در آن از ماسۀ متوسط تا دانه‌ریز تغییر می‌کند. این رخساره دارای ضخامت در حد چندین سانتی‌متر است (شکل 5 د). رخسارههای Sm، Gp و Fl حد پایین این رخساره و رخسارههای Sh، Sm و Fm حد بالای آن هستند. این رخساره در پایان و بالای توالی به ریزرخسارۀ کربناتۀ MF1 ختم میشود. پتروفاسیس غالب این رخساره نیز ساب‌فیل‌آرنایت است (شکل‌های 6 و 7 ب). ریپل مارک‌های موجی متقارن نشان‌دهندۀ تشکیل در محیط‌های تحت امواج ساحلی هستند (Einsele 2000; Davis 2012). رخسارۀ Sr در بخشی از توالی به‌شکل طبقه‌بندی فلاسر مشاهده میشود (شکل 5 ه)؛ بنابراین نتیجه گرفته میشود شرایط تشکیل برای لایه‌های Sh دارای انرژی زیاد جریان آب فراهم بوده و انرژی جریان درخصوص لایه‌های Sr کاهش یافته و به تشکیل ریپل مارک منجر شده است (Selley 1996)؛ در نتیجه انرژی جریان هنگام تشکیل متناوب این دو رخساره متغیر بوده است.
رخسارۀ آواری حدواسط Fl/Sh این رخساره شامل تناوبی از لامینه‌های ماسه‌سنگ تا دانه‌ریز گل‌سنگ است و ضخامتی در حد یک سانتی‌متر دارد. بخش ماسه‌ای این رخساره اندازه‌ای در حد ماسۀ ریز تا متوسط‌دانه و ساخت طبقه‌بندی افقی دارد. در سطح تحتانی روی رخسارۀ ریزدانۀ Fm قرار دارد و در سطح فوقانی دارای رخسارۀ ریزدانۀ Fl است که به‌شکل متناوب تکرار میشود (شکل 5 و). این رخساره از نوع «هترولیک» در نظر گرفته میشود که بخشی از توالی مطالعهشده را تشکیل داده و در پایین رخسارۀ Sm به‌شکل ریزشونده به رخسارۀ Fm تبدیل شده است.
رخسارههای آواری دانه‌ریز این رخساره‌ها شامل دو رخسارۀ Fl و Fm هستند. رخسارۀ Fl دارای لامیناسیون نازک و رخسارۀ Fm به‌شکل توده‌ای است. حضور چنین رخساره‌هایی کاهش انرژی در کل محیط رسوبی توالی مطالعهشده را نشان می‌دهد (Kumar et al. 2003 (Miall 2006).
رخسارۀ Fl رخسارۀ ریزدانۀ Fl دارای دانه‌هایی در اندازۀ سیلت و رس تا ماسۀ بسیار دانه‌ریز است. ضخامت این رخساره از چند سانتی‌متر تا چندین متر متغیر و رنگ آن اغلب قرمز روشن تا تیره است (شکل 5 ی). حد پایین این رخساره شامل رخسارههای دانه‌متوسط Sm، Sh و St و حد بالای آن رخسارههای دانه‌متوسط Sm، Sr و St هستند، اگرچه گاهی‌اوقات در بخش ابتدایی توالی، رخسارۀ آواری دانه‌درشت به‌شکل فرسایشی روی آن قرار می‌گیرد. رخسارۀ ریزدانۀ Fl در برخی نقاط توالی مطالعهشده به‌شکل متناوب با رخسارۀ دانه‌متوسط Sh دیده میشود. لامیناسیون موازی بارزترین و مهم‌ترین ساخت در این رخساره است. اغلب این رخساره در شرایط انرژی کم جریان آب و در نتیجۀ جریان‌های معلق حاصل شده است؛ به این ترتیب که سرعت جریان معلق کاهش یافته و به رسوب‌گذاری منجر شده است (Miall 2006; Higgs et al. 2012).
رخسارۀ Fm این رخساره دارای ذراتی به‌اندازۀ گل، به‌شکل توده‌ای و بدون لامیناسیون با رنگ قرمز روشن تا تیره است. ضخامت این رخساره چند سانتی‌متر تا چندین متر است (شکل 5 ز). حد پایین آن به رخسارههای دانه‌متوسط Sm، Sh و Sr و حد بالای آن به رخسارههای Sm، Sh و Sp ختم میشود. این رخساره در برخی نقاط توالی با رخسارههای Sh و Sm متناوب است. رخسارۀ Fm حاصل ته‌نشست ذرات دانه‌ریز معلق در شرایط آرام است (Einsele2000). ریزرخساره‌های کربناته بخش کربناتۀ توالی مطالعهشده با 46 متر ضخامت تا بخش صخرهساز شامل سنگ‌آهک با بافت‌های مختلف است (شکل‌های 2 و 3 ب). باتوجهبه مطالعه‌های پتروگرافی انجام‌شده روی نهشته‌های کربناتۀ کرتاسۀ پایینی و بر اساس آلوکم‌ها و زمینه سنگ که عامل کلیدی در دستیابی به محیط رسوبی در زمان شکل‌گیری است، پنج ریزرخساره در مقاطع مطالعهشده شناسایی شدند (جدول 1) که از عمق کم به زیاد عبارتند از:
MF1: مادستون ماسه‌دار (Sandy Mudstone) این ریزرخساره فاقد اجزای بیوکلستی و شامل ذرات آواری در اندازۀ ماسۀ ریز و پراکنده در زمینۀ میکرایتی است؛ میزان این اجزا کمتر از 10 درصد است و بافت رخساره بر اساس نام‌گذاری دانهام (Dunham 1962) مادستون است (شکل 8 الف). نبود اجزای بایوکلستی و حضور فابریک فنسترال نشان‌دهندۀ ته‌نشست این رخساره در پهنۀ جزرومدی است (Amodio 2006). فابریک یادشده به‌شکل پراکنده در این ریزرخساره مشاهده میشود. اثرفسیل رایزوکورالیوم نیز در این ریزرخساره حضور دارد و نشان‌دهندۀ تشکیل در شرایط ساحلی است (Seilacher 2007). این ریزرخساره بر اساس مطالعه‌های انجام‌شده به بخش‌هایی از کمربند شمارۀ 8 به‌سمت کمربند 9 معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) مربوط و با ریزرخساره‌های استانداردRMF24 و SMF23 معادل است (Flugel 2010).
MF2: پلویید گرینستون با دانه‌های آواری در حد سیلت تا ماسه (Silt-Sand Sized Ploid Grainstone) این ریزرخساره در مشاهده‌های صحرایی دارای ساخت ریپل مارک موجی متقارن و لامیناسیون‌دار است. اجزای این ریزرخساره پلویید و قطعه‌های آواری کوارتز در اندازۀ سیلت تا ماسه در زمینۀ سیمان کربناته و اجزای فسیلی محدود هستند. پلوییدها اغلب گردشده و در اندازۀ ماسۀ ریزدانه هستند. اجزای سازندۀ این ریزرخساره بیش از 50 درصد هستند و بافت سنگ بر اساس طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) گرینستون است. ذرات آواری گردشده و دارای جورشدگی خوبی هستند (شکل 8 ب و ج). این ریزرخساره طبق بررسی‌های انجام‌شده و باتوجهبه ساخت رسوبی ریپل مارک متقارن موجی و محدود‌بودن اجزای اسکلتی به بخش‌هایی از کمربند شمارۀ 9 (shore (zone معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) مربوط و با ریزرخساره‌های استاندارد RMF21 و SMF16 (Flugel 2010) معادل است.
MF3: بایوکلست پلویید وکستون ماسه‌دار(Sandy Bioclast Peloid Wackestone) این ریزرخساره دارای خرده‌های اسکلتی با جورشدگی ضعیف نظیر اوربیتولینید[12]، میلیولید[13] و دوکفه‌ای است و قطعه‌های آواری کوارتز در اندازۀ ماسه به‌شکل زاویه‌دار و پراکنده در زمینۀ تیرۀ میکرایتی و گاهی پلوییدی حضور دارند. میزان قطعه‌های اصلی در این ریزرخساره کمتر از 40 درصد و بافت ریزرخساره وکستون است (Dunham 1962) (شکل 8 د). ریزرخسارۀ مدنظر باتوجهبه فراوانی زمینۀ میکرایتی به بخش‌های کم‌عمق پلت‌فرم نظیر کمربند شمارۀ 8 یا لاگون محصور (restricted lagoon) معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) مربوط است. این ریزرخساره معادل RMF20 و SMF16 از ریزرخساره‌های استاندارد است (Flugel 2010).
MF4: بایوکلست پلویید پکستون تا گرینستون ماسه‌دار (Sandy Bioclast Peloid Packstone to Grainstone) این ریزرخساره شامل اجزای غیراسکلتی نظیر پلویید و اجزای اسکلتی ازجمله فرامینیفرها نظیر میلیولید، دوکفه‌ای[14]، اکینوئید[15] و جلبک سبز[16] است. پلوییدها گردشده و در اندازۀ ماسۀ ریز هستند و بیش از نیمی از قطعه‌ها را شامل می‌شوند. اجزای بایوکلستی اغلب خردشده و مخلوطی از بایوکلست‌های یادشده هستند. این رخساره دارای قطعه‌های آواری کوارتز در اندازۀ ماسه به‌شکل پراکنده است. اجزا عمدتاً در زمینۀ سیمان اسپارایتی هستند و میزان قطعه‌های آن بیش از 50 درصد است. بافت سنگ بر اساس نام‌گذاری دانهام (Dunham1962) گرینستون است (شکل 8 ه). دوکفه‌ای‌ها در محیط‌های کم‌عمق دریایی زندگی می‌کنند و اغلب آنها در بستر حوضه ساکن هستند (Scholle and (Ulmer-Scholle 2006. حضور پلویید با فابریک دانه‌پشتیبان بیان‌کنندۀ جابه‌جایی آنها از یک محیط کم‌انرژی نظیر لاگون به‌سمت محیط‌های پرانرژی از راه کانال‌های قطع‌کنندۀ سد و یا نهشته‌های مجاور با پشته‌های بایوکلستی/ااولیتی است (Tucker and Wright 1990). ریزرخسارۀ مدنظر به کمربند شمارۀ 7 یا لاگون غیرمحصور (open lagoon) معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) مربوط و معادل ریزرخساره‌های استاندارد RMF14، SMF10 و SMF18 است (Flugel 2010).
MF5: اینتراکلست، اکینوئید، اوربیتولین گرینستون (Intraclast, Echinoid, Orbitolina Garinstone) قطعه‌های غیراسکلتی و اسکلتی ازجمله قطعه‌های غیراسکلتی اینتراکلست و قطعه‌های اسکلتی اکینوئید، اوربیتولین‌های نسبتاً دیسکی‌شکل، براکیوپود و لوله‌های کرم سرپولید[17] در این ریزرخساره شناسایی شده‌اند. قطعه‌های اینتراکلست بیشترین جزء غیراسکلتی هستند و وجود اوربیتولین‌ها و لوله‌های کرم سرپولید و پس‌از آنها قطعه‌های اکینوئید در بین قطعه‌های اسکلتی درخور توجه است. قطعه‌های اسکلتی حدود 50 درصد کل قطعه‌ها را شامل می‌شوند. زمینۀ میکرایتی نسبتاً خوب شسته‌شده و سیمان‌های رشد هم‌محور گسترده اطراف قطعه‌های اکینوئید در این ریزرخساره دیده می‌شوند. قطعه‌ها در سیمان پراکنده و میزان قطعه‌های آن بیش از 70 درصد است. بافت سنگ بر اساس طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) گرینستون است (شکل 8 و). باتوجهبه ویژگی‌های شناخته‌شده، محل تشکیل این ریزرخساره بخش‌های کم‌عمق و پرانرژی مربوط به کمربند پشته‌های بایوکلستی/ااولیتی (shoal) معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) است. این ریزرخساره معادل ریزرخساره‌های استاندارد RMF14 و SMF18 است (Flugel 2010).
مجموعه رخساره‌ها در مطالعۀ حاضر، رخسارههای آواری و کربناته در قالب شش مجموعه رخساره دسته‌بندی شدند که در زیر به شرح آنها پرداخته میشود (جدول 3).
مجموعه رخسارۀ رودخانۀ بریده‌بریده این مجموعه رخساره با یک ناپیوستگی فرسایشی توسط رخسارههای دانه‌درشت کنگلومرایی روی بخش انتهایی عضو قدیر از سازند نایبند آغاز میشود. رنگ غالب این مجموعه رخساره قرمز است و درمجموع حدود 26 متر از ضخامت توالی مطالعهشده را دربرمی‌گیرد. رخسارههای Gp، Gh، Gcm، Gt، Sp، St و Fl رخسارههای دانه‌درشت، متوسط و ریزدانۀ این مجموعه هستند. رخسارۀ کنگلومرایی دانه‌پشتیبان عمدتاً به‌شکل کانالی، دارای ساخت رسوبی طبقه‌بندی مورب مسطح و عدسی‌شکل با اندازه دانۀ در حد پبل تا گرانول و ماتریکس آواری و سیمان کربناته است. رخسارههای دانه‌متوسط دارای اندازۀ بسیارریز تا متوسط دانه و جورشدگی خوبی هستند. رخسارۀ دانه‌ریز (مادستون) به‌شکل بین‌لایه‌ای اما با ضخامت نسبتاً بیشتر نسبت به رخسارۀ دانه‌درشت و متوسط قرار گرفته و دارای گسترش جانبی و لامیناسیون افقی است. این مجموعه رخساره درمجموع دارای روند دانه‌ریز‌شونده به‌سمت بالای توالی است.
جدول 1- رخسارههای سنگی آواری و کربناته در برش مطالعهشده
جدول 2- داده‌های حاصل از نقطه‌شماری ماسه‌سنگ‌های توالی قرمز کرتاسۀ پایینی، برش کوه بجاره، شمال‌شرق اصفهان
شکل 4- تصاویر صحرایی رخسارههای دانه‌درشت و متوسط توالی مطالعهشده. الف. رخسارۀ دانه‌درشت توده‌ای Gcm،
شکل 5- تصاویر صحرایی رخسارههای دانه‌متوسط و دانه‌ریز توالی مطالعهشده. الف. اثرفسیل ریزوکورالیوم در رخسارۀ دانه‌متوسط Sh، ب. اینتراکلست درون‌حوضه در رخسارۀ دانه‌متوسط (Sh)، ج. ساخت رسوبی ریپل مارک در رخسارۀ دانه‌متوسط، د. رخسارۀ Sr، ه. نمایی از رخسارۀ Sr، و. رخسارۀ Sh همراه با تناوبی از رخسارۀ دانه‌ریز Fl، ی. رخسارۀ دانه‌ریز با لایه‌بندی افقی Fl، ز. رخسارۀ دانه‌ریز توده‌ای Fm
شکل 6- ترسیم نتایج داده‌های نقطه‌شماری ماسه‌سنگ‌ها. الف. ترسیم داده‌های نقطه‌شماری در مثلث فولک (Folk 1974)؛ ماسه‌سنگ‌های کرتاسه پایینی ترکیب ساب‌لیت‌آرنایت را نشان می‌دهند، ب. ترسیم داده‌ها روی نمودار مثلث تقسیمات نمونه‌های لیت‌آرنایتی فولک (Folk 1974)؛ ماسه‌سنگ‌های کرتاسۀ پایینی در محدودۀ فیل‌آرنایت و سدآرنایت قرار گرفته‌اند.
شکل 7- پتروفاسیس‌های کرتاسۀ پایینی. الف. پتروفاسیس سابچرتآرنایت با جورشدگی و گردشدگی خوب و اندازۀ متوسط تا ریز دانه (مقطع 57B)، ب. پتروفاسیس ساب‌فیل‌آرنایت با جورشدگی و گردشدگی متوسط و اندازۀ ریز تا متوسط‌دانه (مقطع106B)
شکل 8- تصاویر مجموعه ریزرخسارۀ کربناتۀ کرتاسۀ پایینی در برش کوه بجاره. الف. ریزرخسارۀ مادستون ماسه‌دار همراه با فابریک فنسترال (مقطع 127B)، ب. تصویر ماکروسکوپی ریزرخسارۀ پلویید گرینستون با دانه‌های آواری همراه با ساخت رسوبی ریپل مارک متقارن، ج. ریزرخسارۀ پلویید گرینستون با دانه‌های آواری در حد سیلت و ماسه (مقطع 131B)، د. ریزرخسارۀ بایوکلست پلویید پکستون ماسه‌دار (مقطع 131B)، ه. ریزرخسارۀ بایوکلست پلویید گرینستونماسه‌دار (مقطع 162B)، و. ریز رخسارۀ اینتراکلست، اکینوئید، اوربیتولین گرینستون (مقطع 152B).
رخسارههای کنگلومرایی کانالی‌شکل و اغلب دانه‌پشتیبان دارای جورشدگی ضعیف و دانه‌های زاویه‌دار تا خوب گردشده هستند و ماتریکس بین‌دانه‌ها را ذرات ماسه پر کرده است؛ این امر شرایط پرانرژی دوره‌ای در اثر جریان‌های خرده‌دار با چگالی کم را نشان می‌دهد (Einsele 2000). کنگلومرای یادشده به قاعدۀ پیش‌روندۀ کرتاسه مربوط است و نظیر چنین گنگلومرایی طی کرتاسه در سایر نقاط شناسایی و معرفی شده است (Mannani and Yazdi 2009; Wilmsen et al. 2010; Khila et al. 2018). احتمالاً این مجموعه رخساره در پی فرسایش، پرشدگی و قطع‌شدگی کانال‌های رودخانه‌ای نسبتاً بزرگ‌مقیاس تشکیل شده است. همچنین طبیعت پرشدگی رودخانه بر اثر برافزایی عمودی و جانبی است که خود در نتیجۀ مهاجرت کانال رودخانه به‌سمت پایین‌دست رودخانه ایجاد میشود. نسبت بالای رسوبات بار بستر (رخسارههای دانه‌درشت و متوسط) در این مجموعه رسوبات دانه‌درشت ممکن است به‌علت تأمین درخور توجه رسوبات توسط جریان‌های سطحی پرقدرت، شیب زیاد سیستم رودخانه‌ای و یا ورود مخروط‌افکنه‌ها به این سیستم باشد. تجمع رسوبات موجود در کانال‌های یادشده باتوجهبه اندازۀ دانه‌ها (در حد پبل) به بخش‌های پایینی مخروط‌افکنه (alluvial fan) مربوط است (Reading and Collinson 1996; Chen et al. 2017)؛ بنابراین تشکیل این رخساره‌ها به برقراری بخش‌های پایین‌دست سیستم‌های مخروط‌افکنه و رودخانه‌ای بریده‌بریده با بار بستر ماسه‌سنگی و کنگلومرایی مربوط دانسته میشود (شکل 9).
مجموعه رخسارۀ رودخانۀ مئاندری این مجموعه رخساره پس‌از مجموعه رخسارۀ رودخانۀ بریده‌بریده به‌شکل تدریجی واقع شده و شامل رخسارههای دانه‌ریز Fm و Fl با میان‌لایۀ رخسارههای دانه‌متوسط Sr، St، Sm و Sh است. این مجموعه رخساره با گسترش نسبتاً اندک، 11 متر از ضخامت توالی مطالعهشده را به خود اختصاص داده است. رخسارههای ریزدانه اغلب به‌شکل لامیناسیون افقی و گاهی به‌شکل توده‌ای و بدون لایه‌بندی هستند. رخسارههای دانه‌متوسط با لایه‌بندی متوسط تا ضخیم و ساخت رسوبی طبقه‌بندی مورب دارای ماسه‌های بسیارریزدانه تا ریزدانه و جورشدگی خوب هستند که به‌شکل کانال‌هایی با قاعدۀ فرسایشی مشاهده می‌شوند (شکل 4 ژ). این مجموعه رخساره دارای روند دانه‌ریز‌شونده به‌سمت بالای توالی است. دو رخسارۀ آواری دانه‌ریز Fm و Fl در اثر افت انرژی و ته‌نشست ذرات معلق در بخش‌های فروافتادۀ حوضه تشکیل شده‌اند (Miall 2006). رخسارۀ دانه‌متوسط Sh در رژیم‌های بالای جریان تشکیل میشود (Miall 2006). وجودSr همراه با Sh از تغییرات سطح انرژی ناشی میشود. این مجموعه رخساره شامل کانال‌های رودخانه‌ای همراه با زیرمحیط دشت سیلابی (fluvial flood plain) مرتبط با آنهاست (شکل 9).
مجموعه رخسارۀ پهنۀ فوق جزرومدی این مجموعه رخساره در ادامۀ مجموعه رخسارۀ رودخانه است و عمدتاً دارای رخسارۀ دانه‌ریز Fl است. مجموعه رخسارۀ یادشده دارای ضخامت 7 متر از توالی مطالعهشده است. رخسارۀ ریزدانۀ Fl بین لایه‌های رخسارۀ دانه‌متوسط قرار گرفته است. حضور کنکرسیون‌های پرشده با کلسیت ثانویه در رخسارههای دانه‌متوسط این مجموعه رخساره بیان‌کنندۀ تشکیل ندول‌های احتمالاً ژیپس در بخش‌های فوق جزرومدی است که طی دیاژنز جوی انحلال یافته و حفرۀ ثانویۀ ایجادشده توسط کلسیت پر شده است (Cibin et al. (1993؛ مجموعه رخسارۀ یادشده به محیط پهنۀ فوق جزرومدی (supratidal) مربوط است (شکل 9).
مجموعه رخسارۀ پهنۀ جزرومدی این مجموعه رخساره دارای مرز تدریجی با مجموعه رخسارۀ پهنۀ فوق جزرومدی است و پس‌از آن قرار دارد. این مجموعه در ابتدا دارای بخش آواری است، سپس محیط جزرومدی به محیط مخلوط آواری و کربناته و سپس کربناته تبدیل میشود. بخش اعظم این مجموعه رخساره دارای انواع رخسارههای دانه‌متوسط Sh و Sr و بخش کمتری دانه‌ریز Fm است و درمجموع 47 متر از ضخامت توالی مدنظر را به خود اختصاص داده است. این مجموعه رخساره دارای رنگ زرد و خاکستری است. اندازۀ دانه در رخسارههای ماسه‌سنگی از ماسۀ ریز تا متوسط‌دانه متغیر و دارای جورشدگی خوب است. اثرفسیل دیپلوکراتیون و اسکولایتوس به محیط ساحلی و پهنۀ جزرومدی مربوط است (Howard 1987; Seilacher (2007; Bayetgol et al. 2010. رخسارۀ Sm در اثر آشفتگی زیستی به‌شکل توده‌ای درآمده و رخسارۀ حدواسط Fl/Sh بیان‌کنندۀ محیط دارای رژیم جریانی با انرژی بسیار متغیر است. در این رخساره لایه‌های حاوی فسیل دوکفه‌ای و قطعه‌های اینتراکلست گلی داخل‌حوضه‌ای در قاعده وجود دارند. این مجموعه رخساره در ادامه به‌شکل متناوب دارای رخسارههای کربناتۀ MF1 و MF2 است و ریزرخساره‌های مادستون ماسه‌دار و پلویید گرینستون با دانه‌های آواری در حد سیلت تا ماسه با ساخت ریپل مارک در آن گسترش دارند. این مجموعه رخساره دارای رخسارۀ Sr است؛ این رخساره با رژیم‌های متفاوت جریانی و در محیط‌های تحت امواج ساحلی و جزرومدی تشکیل میشود (Lewis and McConchie (1994; Davis 2012. حضور رخسارههای Sr و Sh بیان‌کنندۀ تشکیل در عمق کم آب و فرسایش سطح دون‌ها و مگاریپل‌هاست (Kostic et al. 2005; Zand Moghadam et al. (2009. رخسارۀ دانه‌متوسط Sh در رژیم‌های بالا و پایین جریان تشکیل میشود و در این مجموعه رخساره فراوان است (Miall (2006. این مجموعه رخساره دارای ریپل مارک‌های موجی است و تناوب رخسارههای Sh و Sr در آن نشان‌دهندۀ افزایش و کاهش انرژی و تلاطم محیط است؛ انرژی در زمان تشکیل ریپل مارک‌ها کمتر از زمان تشکیل طبقه‌بندی افقی است (Selley 1996). حضور تناوب رخسارههای دانه‌متوسط و ریز به‌شکل هترولیک در این مجموعه رخساره نوسان‌های حمل‌و‌نقل و انرژی هیدرودینامیکی عامل حمل را نشان می‌دهد و یکی از مهم‌ترین ویژگی‌های پهنه‌های جزرومدی است. وجود اینتراکلست‌های گلی درون‌حوضه در قاعدۀ برخی رخساره‌ها وجود شرایط افزایش انرژی و طوفانی‌شدن محیط و پس‌از‌آن آرام‌شدن ناگهانی شرایط را نشان می‌دهد. این مجموعه رخساره به بخش پهنۀ جزرومدی (tidal flat)مربوط است (شکل 9). ریزرخسارۀ مادستون ماسه‌دار کربناته بر اساس مطالعه‌های انجام‌شده ازجمله نبود اجزای بیوکلستی، حضور فابریک فنسترال و اثر فسیل‌های مشاهده شده به بخش‌هایی از کمربند شمارۀ 8 به‌سمت کمربند 9 معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel (2010 مربوط است. ریزرخسارۀ پلویید گرینستون با دانه‌های آواری در حد سیلت تا ماسه که با ساخت ریپل مارک موجی متقارن و لامیناسیون‌دار همراه است ازجمله ریزرخساره‌های این زیرمحیط است. این ریزرخساره نیز باتوجهبه ساخت رسوبی ریپل مارک متقارن موجی و محدود‌بودن اجزای اسکلتی به بخش‌هایی از کمربند شمارۀ 9 (Shore zone) معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) مربوط است.
مجموعه رخسارۀ لاگون این مجموعه رخساره به‌شکل تدریجی پس‌از مجموعه رخسارۀ پهنۀ جزرومدی قرار گرفته و دارای ریزرخساره‌های کربناته است. این مجموعه رخساره شامل ریزرخساره‌های MF3 و MF4 است که ته‌نشست رسوبات کربناته در محیطی با انرژی کم را نشان می‌دهند. ریزرخسارۀ بایوکلست پلویید وکستون ماسه‌دارباتوجه‌به فراوانی زمینۀ میکرایتی و حضور میلیولیدهای با اندازۀ کوچک به بخش‌های کم‌عمق پلت‌فرم نظیر کمربند شمارۀ 8 یا لاگون محصور (Restricted lagoon) معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) مربوط است. همچنین ریزرخسارۀ بایوکلست پلویید پکستون تا گرینستون ماسه‌دار باوجود فراوانی آلوکم‌هایی نظیر پلویید و همراهی مقدار اندکی خرده‌های بایوکلستی و همچنین قرارگیری در مجاورت رخسارههای پهنۀ جزرومدی و سدی به‌شکل تدریجی حاکی از شرایط لاگونی است. ریزرخسارۀ مدنظر به کمربند شمارۀ 7 یا لاگون غیرمحصور (Open lagoon) معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) مربوط است. کاهش مواد آواری به‌شکل پراکنده داخل رخسارههای لاگونی روبه‌بالای توالی حاکی از تغییرات تدریجی در محیط رسوبی است.
مجموعه رخسارۀ سد بایوکلستی این مجموعه رخساره پس‌از مجموعه رخسارۀ لاگونی قرار گرفته است و با فرم هندسی افقی لایه‌ها دارای گسترش جانبی درخور توجهی بین رخسارههای لاگونی است. این مجموعه رخساره دارای ریزرخساره‌های اینتراکلست، اکینوئید، اوربیتولین گرینستون (MF5) است و محل تشکیل آن باتوجهبه ویژگی‌های شناخته‌شده نظیر فراوانی خرده‌های اسکلتی نسبتاً جورشده مانند اوربیتولینا، اکینوئید و براکیوپود و حضور‌نداشتن گل، بخش‌های کم‌عمق و پرانرژی مربوط به کمربند شمارۀ 6 یا پشته‌های بایوکلستی/ااولیتی (shoal) معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) است.
جدول 3- مجموعه رخسارههای آواری و کربناته همراه با زیرمحیط تشکیل آنها در توالی مطالعهشده در برش کوه بجاره
محیط رسوبی سه مجموعه رخسارۀ آواری و یک مجموعه رخسارۀ مخلوط آواری - کربناته بر اساس بررسی‌های صحرایی انجام‌شده در بخش توالی آواری قرمز کرتاسۀ پایینی در کوه بجاره شناسایی شده‌اند. آغاز توالی آواری کرتاسۀ پایینی شامل مجموعه رخسارۀ مربوط به سیستم رودخانه‌های بریده‌بریده و مخروط‌افکنه‌های وارد‌شده به آن و مجموعه رخسارۀ رودخانه مئاندری و دشت سیلابی مرتبط با آن است. فراوانی ساخت‌های یک‌جهته مانند طبقه‌بندی مورب مسطح و عدسی، اندازۀ دانه‌ها، قاعدۀ فرسایشی و فراوانی اشکال کانالی‌شکل بیان‌کندۀ ته‌نشست رسوبات در سیستم مخروط‌افکنه و رودخانه‌ای است (برای نمونه Chen et al. 2017)؛ این بخش شامل نهشته‌هایی است که از بخش‌های مرتفع و ناهموار قاره فرسایش یافته‌اند و در دشت‌های سیلابی گسترده نهشته شده‌اند و اجزای دانه‌متوسط و ریز آنها به‌سمت دریا حمل شده‌اند. تناوب قرارگیری رخسارههای ریز، متوسط و درشت بیان‌کنندۀ تغییرات سطح انرژی به‌شکل جریان‌های تناوبی و دوره‌ای است. گراول‌های موجود در رخسارههای یادشده احتمالاً در اثر فعالیت فاز کوه‌زایی سیمرین پسین از مناطق مجاور و مرتفع‌تر منشأ گرفته است. کنگلومراها به‌علت ضخامت متفاوت آنها در بخش‌های مختلف ایران مرکزی ازجمله شمال اصفهان نشان‌دهندۀ نقش رخسارههای قاره‌ای در پرکردن نواحی پست و فروافتاده پس‌از رخداد سیمرین هستند؛ پس‌از پرشدن این مناطق در زمان پیش‌روی دریای کرتاسه شرایط برای تشکیل نهشته‌های کربناته روی یک سطح مسطح فراهم شده است (Wilmsen et al. 2010; 2015). این نهشته‌ها به‌شکل مخروط‌افکنه و رودخانۀ بریده‌بریده گراولی و ماسه‌ای در ابتدای ساحل و پهنۀ جزرومدی نهشته شده‌اند. رخسارههای گراولی در نزدیکی پهنۀ ساحلی در تناوب با رخسارههای متوسط و ریزدانه ازجمله ماسۀ ریز و سیلتستون هستند (شکل 9). جهت جریان دیرینه در توالی آواری کرتاسۀ پایینی بیان‌کنندۀ جهت جنوب‌شرق به شمال‌غرب است (Mazroei Sebdani 2016). باتوجهبه جهت جریان دیرینه خاستگاه احتمالی نهشته‌های آواری کرتاسۀ پایینی از زون سنندج - سیرجان بوده است که عمدتاً سازندۀ ارتفاعات منطقه طی این زمان بوده‌اند (Mohajjel and Fergusson 2014)؛ در ادامه نهشته‌های مخروط‌افکنه و رودخانه‌ای به زیرمحیط پهنۀ فوق جزرومدی (supratidal) تبدیل شده‌اند. این زیرمحیط دارای نواع ساخت‌های توده‌ای و افقی سیلتستون‌های قرمز است. حضور کنکرسیون‌های احتمالاً اولیۀ ژیپس نیز نشان‌دهندۀ پهنۀ فوق جزرومدی در این ریزرخساره است (Cibin et al. 1993). بر اساس نظر گید و همکاران ((Gade et al. 2008، پهنه‌های جزرومدی و فوق جزرومدی اغلب فاقد پوشش گیاهی هستند و رسوبات آنها بیشتر شامل ماسه و گل است. زیرمحیط پهنۀ ساحلی (tidal flat) شامل ماسه‌سنگ‌های توده‌ای با طبقه‌بندی افقی و همچنین دارای ساختارهای ریپل مارک و طبقه‌بندی مورب مسطح با زاویۀ کم است. سیلتستون‌های این زیرمحیط به‌شکل لامیناسیون‌دار و توده‌ای مشاهده شده‌اند. دیپلوکراتریون، افیومورفا و ریزوکورالیوم ازجمله اثرفسیل‌های موجود در این مجموعه رخساره هستند. در ادامه، توالی آواری کرتاسۀ پایینی به‌شکل تدریجی به سنگ‌آهک ماسه‌دار و سنگ‌آهک تبدیل میشود. ریزرخسارۀ MF1 با بافت مادستون همراه با دانه‌های آواری و فابریک فنسترال و ریزرخسارۀ MF2 با بافت گرینستون همراه با ریپل مارک‌های موجی متقارن و همچنین وجود پلویید همراه با دانه‌های ماسۀ گردشده نشان‌دهندۀ نهشته‌شدن در پهنۀ جزرومدی مخلوط آواری - کربناته هستند. ریزرخسارۀ با بافت پکستون ماسه‌دار (MF3) باتوجهبه تنوع کم اجزای اسکلتی و حضور روزن‌دارانی مانند میلیولید نشان‌دهندۀ زیرمحیط لاگون از نوع محصور است. در ادامۀ توالی، ریزرخساره با بافت پکستون و گرینستون با دانه‌های ماسه همراه با پلویید و قطعات بایوکلستی (MF4) بیان‌کنندۀ بخش لاگون باز است. حضور گرینستون خوب شسته‌شده و آلوکم‌هایی نظیر اوربیتولین، قطعه‌های گردشده اکینوئید و اینتراکلست (MF5) بیان‌کنندۀ تشکیل در زیرمحیط سد است. باتوجهبه مطالعه‌های انجام‌شده، توالی رخسارههای کربناته در بخش‌های داخلی پلت‌فرم کربناته احتمالاً از نوع اپیریک نهشته شده است (شکل 9). این توالی کربناته نظیر توالی کربناتۀ معادل آن در ایران مرکزی (سازند شاه‌کوه) در بخشی از یک پلت‌فرم کربناتۀ کم‌عمق اپیریک نهشته شده است که طی کرتاسۀ پیشین، بخش‌های زیادی از بلوک ایران به‌عنوان حاشیۀ شمالی اقیانوس نئوتتیس را می‌پوشانده است (Wilmsen et al. 2013). گستردگی زیاد توالی‌های کربناتۀ کرتاسه در نواحی گوناگون ایران مرکزی گویای پیش‌روی گستردۀ دریا و پوشیده‌شدن نهشته‌های قدیمی‌تر با دریای پیش‌روندۀ کرتاسۀ پایینی است (Schlagintweit and Wilmsen 2014) و باتوجهبه ورود مواد آواری به پلت‌فرم کربناته به‌نظر می‌رسد منطقۀ مطالعهشده بسیار نزدیک به حاشیۀ این پلت‌فرم تشکیل شده است.
شکل 9- الگوی رسوبی شماتیک نهشته‌های آواری و کربناتۀ کرتاسۀ پایینی در برش کوه بجاره، شمال‌شرق اصفهان
نتیجه توالی مطالعهشده در برش کوه بجاره (شمال‌شرق اصفهان) با ضخامت 138 متر شامل سنگ‌های آواری قرمز و کربناته به سن کرتاسۀ پایینی است. رخسارههای آواری شناسایی‌شده در برش مطالعهشده به سه دستۀ درشت، متوسط و ریزدانه تقسیم می‌شوند: رخسارههای درشت‌دانه شامل Gcm، Gh، Gp و Gt، رخسارههای دانه‌متوسط شامل Sm، Sp، St، Sr و Sh و رخسارههای دانه‌ریز شامل Flو Fm هستند و یک رخسارۀ بینابینی متشکل از Shو Fl نیز شناسایی شده است. سه مجموعه رخسارۀ آواری، یک مجموعه رخسارۀ مخلوط آواری- کربناته و دو مجموعه رخسارۀ کربناته در توالی مطالعهشده شناسایی شدند. مجموعه رخسارههای رودخانۀ بریده‌بریده، رودخانه‌های مئاندری و پهنۀ دشت سیلابی مرتبط، پهنۀ فوق جزرومدی و پهنۀجزرومدی در بخش قاعدۀ توالی آواری قرمز کرتاسۀ پایینی نهشته شده‌اند. داده‌های جهت جریان دیرینه جهت رو به شمال را نشان می‌دهند و زون سنندج- سیرجان منشأ رسوبات آواری کرتاسۀ پیشین در شمال اصفهان درنظر گرفته میشود. شناسایی ریزرخساره‌های کربناته به تفکیک مجموعه رخسارههای کربناتۀ پهنۀ جزرومدی مخلوط آواری - کربناته، لاگونی و سدهای بایوکلستی در توالی کربناته مطالعهشده منجر شد که در بخش داخلی یک پلت‌فرم کربناته احتمالاً از نوع اپیریک نهشته شده‌اند. این توالی کربناته در بخشی از یک پلت‌فرم کربناته کم‌عمق نهشته شده است که طی کرتاسۀ پیشین بخش‌هایی از بلوک ایران را به‌عنوان حاشیۀ شمالی اقیانوس نئوتتیس می‌پوشانده است
سپاسگزاری از گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان برای دراختیارگذاشتن امکانات مطالعه‌های صحرایی و آزمایشگاهی سپاسگزاری میشود. همچنین از داوران محترم مقالۀ حاضر قدردانی میشود که با نظرهای ارزشمند خود سبب بهبود کیفیت مقاله شدند. [1] مختصات جغرافیایی برش: N 33⁰ 05′ 33.7″ و E 51⁰ 57′ 34.9″ [2] Clast supported [3] Orthoconglomerate [4] Polymictic [5] Extrabasinal [6] Bioturbation [7] Diplocraterion [8] Skolithos [9] Ophomorpha [10] Rhizocorallium [11] Cruziana ichnofacies [12] Orbitolinids [13] Miliolids [14] Bivalves [15] Echinoid [16] Dasycladacean algae [17] Serpulid | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Aghanabati A. 2006. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, 586 p. (in Persian)
Amodio S. 2006. Foraminifera diversity changes and paleoenvironment analysis: the Lower Cretaseous shallow-water carbonate of San Lorenzello, Campanian Apennines, southern Italy. Facies, 52: 53-67.
Bayetgol A. Mahboubi A. Hossaini Barzi M. and Moussavi-Harami S. R. 2010. Ichnological model of siliciclastic sediments of Shirgesht Formation in Kalmard block, Centeral Iran. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Reserches, 26:43-68. (in Persian)
Berberian M. and King G. C. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evaluation of Iran. Canadian Journal of Earth Science, 18(2): 210-265.
Chen L. Ronald J. S. Fusheng G. Cornel O. and Chenglin G. 2017. Alluvial fan facies of the Yongchong Basin: Implications for tectonic and paleoclimatic changes during Late Cretaceous in SE China. Journal of Asian Earth Sciences, 134: 37-54.
Cibin U. Cavazza W. Fontana D. Milliken K. L. and McBride E. F. 1993. Comparison of composition and texture of calcite-cemented concretions and host sandstones, Northern Apennines, Italy. Journal of Sedimentary Petrology, 63(5): 945-954.
Darvishzadeh A. 1991. Geology of Iran. Amir Kabir Publishing, 434 p. (in Persian)
Davis R. A. 2012. Tidal signatures and their preservation potential in stratigraphic sequences: In Davis R. A. and Dalrymple R. W. (Eds.), Principles of Tidal Sedimentology. Springer, Heidelberg, 35-55.
Dunham R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according depositional texture: In Ham W. E. (Ed.), Classification of Carbonate Rocks. A Symposium American Association of Petroleum Geologists, Memo, 1: 108-121.
Einsele G. 2000. Sedimentary Basin Evolution, Facies and Sediment Budget (2nd edition). Springer, 792 p.
Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application (2nd edition). Springer, Berlin, 984 p.
Folk, R.L. 1974. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing, 159 p.
Gade M. Alpers W. Melsheimer C. and Tanck G. 2008. Classification of sediments on exposed tidal flats in the German Bight using multi-frequency radar data. Remote Sensing of Environment, 112: 1603-1613.
Ghasemi-Nejad A. Asadi A. Shahmoradi M. Aghanabati S. A. and Mohtat T. 2013. Palynostratigraphy and reconsideration of the Shemshak Group in north Isfahan (Kashan–Zefreh) based on Dinoflagellate Cysts. Scientific Quarterly Journal Geosciences, 86: 99-106. (in Persian)
Higgs K. E. King P. R. Raine J. I. Sykes R. Browne G. H. Crouch E. and Baur J. R. 2012. Sequence stratigraphy and controls on reservoir sandstone distribution in an Eocene marginal marine-coastal plain Fairway, Taranaki Basin, New Zealand. Marine and Petroleum Geology, 30(2): 175-192.
Howard J. D. 1978. Sedimentology and trace fossils: In Basan, P. D. (Ed.), Trace Fossil Concepts: Society Economic Paleontologists and Mineralogists. Short Course, 5: 13-47.
Immel H. Seyed-Emami K. and Afsharharb A. 1997. Kreide-Ammoniten aus dem iranischen Teil des Koppeh-Dagh (NE-Iran). Zitteliana, 21: 159-190.
Ito M. Matsukawa M. Saito T. and Nichols D. J. 2006. Facies architecture and paleohydrology of a synrift succession in the Early Cretaceous Choyr Basin, Southern Mongolia. Cretaceous Research, 27: 226-240.
Khila A. Mohamed O. and Zargouni F. 2018. Coniacian carbonate-conglomerate event on carbonate ramps from the Northern Chotts ranges, South Tunisia: facies geometry and tectono-sedimentary evolution. Arabian Journal of Geosciences, 11 (54): 1-8.
Kostic B. Bech A. and Aigner T. 2005. 3-D sedimentary architecture of a Quaternary gravel delta (SW-Germany): Implication for hydrostratigraphy. Sedimentary Geology, 181: 143-171.
Kumar R. Ghosh S. K. Mazari R. K. and Sangode S. J. 2003. Tectonic impact on the fluvial deposits of Plio-Pleistocene Himalayan foreland basin, India. Sedimentary Geology, 158: 209-234.
Kwon Y. K. Chough S. K. Choi D. K. and Lee D. J. 2002. Origin of limestone conglomerates in the Choson Supergroup (Cambro-Ordovician), mid-east Korea. Sedimentary Geology, 146: 265-283.
Lewis D. W. and McConchie D. 1994. Analytical Sedimentology. Chapman and Hall, London, 197 p.
Mannani M. and Yazdi M. 2015. Palaeocology of Late Triassic deposits, in Dizlu section north of Isfahan, Central Iran based on Scleractinian Corals. Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 24(95): 281-290. (in Persian)
Mannani M. and Yazdi M. 2009. Late Triassic and Early Cretaceous sedimentary sequence of northern Isfahan province (central Iran): stratigraphy and paleoenvironmnt. Boletin de la Sociedad Geological Mexicana, 61(3): 374-637.
Mazroei Sebdani Z. 2016. Investigation of facies, depositional environment and tectonic setting of the uppermost Triassic to Lower Cretaceous terrigenous and carbonate deposits, in Kuh-e-Bejareh section of Dizlu region, Northeast of Isfahan, M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Iran, 171 p. (in Persian)
Miall A. D. 2006. Principle of Sedimentary Basin Analysis. Springer, New York, 668 p.
Mohajjel M. and Fergusson C. L. 2014. Jurassic to Cenozoic tectonics of the Zagros Orogen in northwestern Iran. International Geology Review, 56(3): 263-287.
Petit F. Gol F. Houbrechts G. and Assani A. A. 2005. Critical specific stream power in gravel-bed rivers. Geomorphology, 69: 92-101.
Reading H. G. and Collinson J. D. 1996. Clastic coastal, In: Reading H. G. (Ed.), Sedimentary Environment and Facies. Black well Scientific Publication, Ltd Oxford, 154-231.
Schlagintweit F. and Wilmsen M. 2014. Orbitolinid biostratigraphy of the top Taft Formation (Lower Cretaceous of the Yazd Block, Central Iran). Cretaceous Research, 49: 125-133.
Scholle P. A. and Ulmer-Scholle D. S. 2006. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 77, 459 p.
Seilacher A. 2007. Trace Fossil Analysis. Springer, Berlin, 238 p.
Selley R. C. 1996. Ancient Sedimentary Environment and their Sub-Surface Diagenesis (4th edition). Routledge, London, 315 p.
Seyed-Emami K. 2003. Triassic in Iran. Facies, 48(1): 91-106.
Seyed-Emami K. and Wilmsen M. 2016. Leymeriellidae (Cretaceous ammonites) from the Lower Albian of Esfahan and Khur (Central Iran). Cretaceous Research, 60: 78-90.
Tucker M. E. 2001. Sedimentary Petrology (3rd edition). Blackwell science, 287 p.
Tucker M. E. and Wright V. P. 1990. Carbonate Sedimentology. Wiley, 482 p.
Vaziri Moghadam H. Taheri A. and Kimiagari M. 2006. The Elements of Stratigeraphy. Isfahan University Press, 320 p. (in Persian)
Wilmsen M. Fürsich F. T. and. Majidifard M. R. 2015. An overview of the Cretaceous stratigraphy and facies development of the Yazd Block, western Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 102: 73-91.
Wilmsen M. Fürsich F. T. Majidifard J. 2013. The Shah Kuh Formation, a latest Barremian – early Aptian carbonate platform of Central Iran (Khur area, Yazd Block). Cretaceous Research, 39: 183-194.
Wilmsen M. Niebuhr B. Chellouche P. Pürner T. and Kling M. 2010. Facies pattern and sea-level dynamics of the early Late Cretaceous transgression: a case study from the lower Danubian Cretaceous Group (Bavaria, southern Germany). Facies, 56: 438-507.
Yazdi M. Bahrami A. and Vega F. J. 2009. Albian decapod crustacea from southeast Isfahan, central Iran-Kolah-Qazi area. Bulletin of the Mizunami Fossil Museum, 35: 71-77.
Zahedi M. 1992. Geological map of the Targh quaderangle 6356, Scale 1:100,000. Geological Survey of Iran, Tehran.
Zand Moghadam H. Mossavi-Harami S. R. and Mahboubi A. 2009. Tidal sediments analysis of Top Quartzite in east of Zarand in Kerman area. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Reserches, 37:1-18. (in Persian) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 997 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 557 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||