پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,652 |
| تعداد مقالات | 13,415 |
| تعداد مشاهده مقاله | 30,739,017 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,121,533 |
ارزیابی رخساره‌های رسوبی، وضعیت هیدروشیمیایی و درجۀ تحکیم‌یافتگی نهشته‌های تراورتن در چشمۀ ندوشن، شمال‌غرب یزد | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 7، دوره 36، شماره 2 - شماره پیاپی 79، تیر 1399، صفحه 125-148 اصل مقاله (2.39 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2020.121569.1149 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| سید محمدعلی موسوی زاده* 1؛ وهاب امیری2؛ مهدی ترابی-کاوه1 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه یزد، یزد، ایران. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه یزد، یزد، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| در مطالعۀ حاضر به ارزیابی ویژگی‌های زمین‌شناسی چشمۀ تراورتن‌ساز ندوشن و نهشته‌های مربوط به آن پرداخته شد. تفکیک نوع چشمه‌های تراورتن‌ساز از طریق بررسی رخساره‌های آنها امکان‌پذیر است؛ ازاینرو در پژوهش حاضر، ویژگی یادشده برای تعیین نوع چشمه استفاده شد. بررسی‌ها، وجود 13 رخسارۀ رسوبی شامل 5 رخسارۀ زیستی و 8 رخسارۀ غیرزیستی را در تراورتن‌های مطالعه‌شده نشان دادند. رخساره‌های یادشده ویژگی چشمه‌های گرمابی را نشان و نوع چشمه را در ردۀ چشمه‌های ترموژن قرار می‌دهند. تجزیهوتحلیل ترکیب شیمیایی آب چشمه نشان داد تیپ شیمیایی، NaCl است و به عبارت دقیق‌تر، آب این چشمه دارای رخسارۀ شیمیایی Na-Ca-SO4-Cl است. وجود کلسیم و سولفات به‌عنوان یون‌های ثانویه (پس‌از سدیم و کلراید) در نگاه اول بر احتمال وجود رسوبات ژیپسی یا انیدریتی دلالت دارد، اما باتوجهبه وجودنداشتن رسوبات حاوی سولفات در منطقه، می‌توان گفت برهم‌کنش آب با سیستم‌های ماگمایی مهم‌ترین منبع تأمین‌کنندۀ یون سولفات است. بررسی ویژگی‌های مهندسی تراورتن‌ها نشان داد با افزایش سن رسوبات تراورتنی، درجۀ تحکیم‌یافتگی آنها زیاد و سختی آنها بیشتر می‌شود. سختی رسوبات با افزایش فاصله از خروجی چشمه، روند افزایشی را نشان می‌دهد. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| تراورتن؛ رخسارۀ رسوبی؛ ترموژن؛ هیدروشیمی؛ یزد | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه تراورتن (Travertine) یکی از شناخته‌شده‌ترین سنگ‌های کربناتۀ قاره‌ای است که بهعلت داشتن کیفیت تجاری- تزیینی همواره درخور توجه بوده است؛ هرچند هنوز از جنبه‌های سن‌شناسی و پترولوژی به‌خوبی بررسی نشده است (Gandin and Capezzuoli 2014). نخستین مطالعه‌های انجام‌شده در زمینۀ تراورتن‌ها عمدتاً جنبۀ تجاری داشتند و بر ویژگی‌های ژئوشیمیایی و کانی‌شناسی متمرکز بودند (Gonfiantini et al. 1968; Cipriani et al. 1972, 1977; Chafetz and Folk 1984) و پس‌از‌آن، ویژگی‌های بافتی تراورتن‌ها توصیف شدند؛ باوجوداین، ویژگی‌های سنگ‌شناسی هنوز به‌گونه‌ای تفکیک نشده‌اند که بتوان طبقه‌بندی جامعی را برای این سنگ‌ها ارائه و ارتباط ژنتیکی این ویژگی‌ها را با محیط رسوبی مشخص کرد (Folk et al. 1985; Guo and Riding 1998; Jones and Renaut 2010). مطالعه‌هایی نیز در زمینۀ ابهام‌های مربوط به تأثیر واسطه‌های زیستی بر رسوب‌گذاری کربنات‌کلسیم انجام شده‌اند (Pentecost 1994, 2003; Folk 1994). درمجموع، این مطالعه‌ها نشان می‌دهند تراورتن‌های یادشده به سیستم گرمابی مربوط می‌شوند که در سه سیستم رسوبی ته‌نشین شده‌اند و هشت نوع رسوب کربناته را شامل می‌شوند (جدول 1).
جدول 1- طبقه‌بندی بافتی کربنات‌های گرمابی: سنگ‌آهک‌های تراورتنی (Gandin and Capezzuoli 2014)
تراورتن از رسوبات متنوعی تشکیل می‌شود که از طریق دو فرایند اصلی به وجود می‌آیند: اول، رسوبات کربناتۀ منشأ‌گرفته از آب‌های جاری که طی رسوب‌گذاری بهشکل قشرهای سخت دچار سنگ‌شدگی می‌شوند (بلورهای غیرزیستی و رخساره‌های ناشی از فعالیت‌های میکروبی) و این فرایند هم در شرایط اپی‌ژن (سیستم‌های گرمابی زیرجوی) و هم در شرایط هیپوژن (کانال‌های زمین‌گرمایی عمیق) رخ می‌دهد؛ دوم، رسوباتی که همانند کربنات‌های دریایی در محیط‌های زیرآبی مانند دریاچه‌ها، باتلاق‌ها، نهرها و حوضچه‌های موقتی ته‌نشین می‌شوند و از طریق تعلیق یا حمل‌و‌نقل بهشکل دانه‌های سست و مجزا و سپس رسوب‌گذاری و عمدتاً پس‌از دفن‌شدن به سنگ تبدیل می‌شوند (Gandin and Capezzuoli 2008). Gandin and Capezzuoli (2008 و 2014) طبقه‌بندی رسوبات چشمه‌های آب گرم را بهمنظور برطرف‌کردن پیچیدگی‌های مربوط به تراورتن‌ها ارائه کردند تا از طریق آن، روابط بین فرایندهای رسوبی و فابریک‌ها و عوارض حاصل در تراورتن‌ها شناخته شوند. مطالعه‌های متعددی به بررسی تأثیر شیمی آب و دینامیک جریان در محل خروجی چشمه‌ها روی سازوکار رسوب‌گذاری پرداخته‌اند؛ شیمی آب زیرزمینی یکی از شاخص‌های ضروری برای ارزیابی ویژگی‌های محیطی هر منطقه است (Park et al. 2005; Gallardo and Tase 2007, Nakhaei 2015; Amiri et al. 2016, 2017). حرکت آب زیرزمینی در مسیر خود سبب افزایش غلظت گونه‌های شیمیایی در آن می‌شود (Domenico and Schwartz 1990)؛ بنابراین، شیمی آب زیرزمینی حاوی اطلاعات مهمی دربارۀ زمین‌شناسی آبخوان است. شیمی آب زیرزمینی به عوامل متعددی همچون زمین‌شناسی، میزان هوازدگی سنگ‌های مختلف، کیفیت آب تغذیه‌ای و ورودی از منابع مختلف بستگی دارد (Amiri et al. 2016, 2017)؛ این عوامل و تأثیر آنها بر آب زیرزمینی سبب کیفیت پیچیدۀ آب زیرزمینی می‌شود (Guler and Thyne 2004; Pradhan 2009; Pradhan and Pirasteh 2011, Ketata et al. 2012). مطالعه‌های هیدروشیمیایی بهمنظور شناسایی واکنش‌های شیمیایی احتمالی آب زیرزمینی در طول مسیر جریان و همچنین تکامل کیفی آب زیرزمینی و تغذیۀ آبخوان انجام می‌شوند (Zhu et al. 2007; Jianhua et al. 2008). پژوهش حاضر سعی دارد رخساره‌های رسوبی تراورتن‌های منطقۀ ندوشن در شمال‌غرب یزد را مطالعه و از این طریق، ارتباط این رخساره‌ها و سازوکار تشکیل آنها را بررسی کند؛ علاوهبراین، تجزیهوتحلیل نمونۀ آب چشمۀ تراورتن‌ساز نیز انجام می‌شود تا بتوان دینامیک جریان در این منطقه را بهتر ارزیابی کرد؛ همچنین بهمنظور بررسی تأثیر بافت تراورتن در سخت‌شدگی رسوبات، درجۀ تحکیم‌یافتگی سنگ‌ها از مظهر چشمه به‌سمت پایین‌دست بررسی می‌شود.
زمین‌شناسی منطقه منطقۀ مطالعه‌شده در بخش جنوب‌غربی نقشۀ 1:100000 عقدا (Alai-Mahabadi and Foudazi 2007) و در زون ساختاری خردقارۀ ایران مرکزی قرار دارد (Vaziri-Moghadam et al. 2006) (شکل 1، الف). این خردقاره با گسل‌های امتداد‌لغز راست‌گرد به بخشهایی شامل بلوک لوت، فرازمین شتری، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشت‌بادام و بلوک یزد تقسیم می‌شود (Aghanabati 2004). منطقۀ مطالعه‌شده در بلوک یزد قرار دارد (شکل 1، ب) که با گسل درونه به طول حدود 900 کیلومتر در شمال، گسل و افیولیت‌های نائین- دهشیر- بافت در غرب و جنوب و درنهایت، گسل انار در شرق محدود می‌شود (Aghanabati 2004). ازنظر زمین‌شناسی، عمده رخنمون‌های سنگی موجود در این منطقه علاوه‌بر تراورتن‌های به سن کواترنر، توالی‌هایی از نهشته‌های کربناته و آواری سازند نایبند به سن تریاس، رخنمون‌های محدودی از نهشته‌های ژوراسیک و هچنین توالی‌های کربناته به سن کرتاسۀ زیرین معادل سازند تفت را در بر می‌گیرند (شکل 1، ج). در بخش غرب منطقه نیز توف‌های داسیتی- ریوداسیتی به سن میوسن بیرون‌زدگی دارند. توالی تراورتن در موقعیت مطالعه‌شده بهشکل ناپیوسته روی سنگ‌آهک‌های کرتاسۀ زیرین و سنگ‌آهک‌های دولومیتی به سن تریاس قرار گرفته است؛ ولی به‌سمت غرب و در جنوب شهر ندوشن، این تراورتن بهشکل ناپیوسته روی ماسه‌سنگ‌های سازند نایبند ته‌نشین شده است. ازنظر جغرافیایی، محل نمونه‌برداری در مختصات "30'01°32 عرض شمالی و "36'40°53 طول شرقی واقع شده است و حدود 1877 متر از سطح دریا ارتفاع دارد. نمونه‌برداری در دره‌ای به عمق تقریبی حدود 20 متر انجام شد؛ این منطقه در 68 کیلومتری شمال‌غرب یزد و در 12 کیلومتری شرق شهر ندوشن قرار دارد و دسترسی به آن از طریق جادۀ یزد به ندوشن میسر است (شکل 1، ج). ازنظر آب‌و‌هوایی، این منطقه در فصل تابستان گرمای زیادی دارد؛ هرچند بررسی‌های میدانی و اطلاعات مردم بومی گویای دائمی‌بودن آب در این چشمۀ تراورتن‌ساز است.
روش مطالعه موقعیت منطقۀ مطالعه‌شده با بررسی نقشۀ 1:100000 عقدا (Alai-Mahabadi and Foudazi 2007) مشخص و ویژگی‌های زمین‌شناسی بررسی شدند؛ در ادامه، نمونه‌برداری از تراورتن در دیوارۀ درۀ مدنظر و از رسوبات قدیم به جدید انجام شد؛ همچنین طی بررسی چشمۀ فعال موجود، تراورتن‌های ته‌نشین‌شده در مسیر چشمه از بالادست به‌سمت پایین‌دست جریان (تراورتن‌های جوان) نمونه‌برداری (درمجموع، 42 نمونه) و تصاویر لازم از ویژگی‌های صحرایی و ماکروسکوپی منطقه تهیه شدند. بهمنظور بررسی دقیق‌تر ویژگی‌های بافتی و رخساره‌ای، ابتدا اسلب‌هایی با ابعاد 8 در 8 سانتی‌متر از نمونه‌ها تهیه و بررسی و سپس بهمنظور مطالعۀ دقیق‌تر با میکروسکوپ پلاریزان، مقاطع نازکی از آنها تهیه شدند. رخساره‌های موجود بر اساس مطالعه‌های پیشین روی تراورتن‌ها و با مراجعه به منابعی مانند Claes et al. (2015, 2017)، Gandin et al. (2002) و Gandin and Capezzuoli (2008, 2014) نام‌گذاری و توصیف شدند. تعداد 11 نمونه رسوبات سست و ناپیوستۀ موجود در حوضچه‌های تراورتنی نیز جمع‌آوری شدند و در دو مرحله (یک بار پیش از شستشو و مرحلۀ دوم، پس‌از شستشو با آب و الک مش 230) بهمنظور شناسایی دانه‌های رسوبی احتمالی با میکروسکوپ بیناکولار مطالعه شدند.
شکل 1- موقعیت زمین‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده؛ الف. موقعیت بلوک ایران مرکزی در نقشۀ زمین‌شناسی ایران (با تغییراتی از Vaziri-Moghadam et al. 2006)، ب. موقعیت بلوک یزد و منطقۀ مطالعه‌شده در ایران مرکزی (Aghanabati 2004)، ج.موقعیت منطقه مطالعه‌شده روی نقشه 1:100000 عقدا (Alai-Mahabadi and Foudazi 2007).
در مطالعۀ حاضر، میانگین نتایج تجزیهوتحلیل کیفی سه نمونه آب تهیه‌شده از حوضچه‌های تراورتن‌ساز این چشمه برای تحلیل‌های هیدروشیمیایی استفاده شد. گفتنی است محل‌های نمونه‌برداری به مظهر چشمه و به یکدیگر نزدیک بودند و اختلاف درخور توجهی در شاخص‌های فیزیکوشیمیایی مشاهده نشد؛ به‌همین‌علت، میانگین مقادیر به‌دست‌آمده استفاده شد. نمونه‌برداری بر اساس استانداردهای شناخته‌شدۀ بین‌المللی انجام شد که می‌توان به شستشوی ظرف‌های نمونه‌برداری با آب چشمه بهمنظور رفع هرگونه آلودگی بطری، پرکردن بطری‌ها برای جلوگیری از هرگونه تبخیر و تغلیظ عناصر و اضافه‌کردن نیتریک‌اسید غلیظ بهمنظور جلوگیری از واکنش مؤلفه‌های شیمیایی آب با یکدیگر و ظرف نمونه‌برداری اشاره کرد. نمونه‌ها تا ارسال به آزمایشگاه واحد کیفی شرکت آب و فاضلاب استان یزد در دمای 4 درجۀ سانتی‌گراد نگهداری شدند. شاخص‌های فیزیکوشیمیایی مختلفی شامل کلسیم (Ca)، سدیم (Na)، پتاسیم (K)، منیزیم (Mg)، آمونیوم (NH4)، بیکربنات (HCO3)، سولفات (SO4)، کلراید (Cl)، فلوراید (F)، نیترات (NO3)، pH، دما، کدورت، قلیایی‌بودن کل، سختی کل، کل مواد جامد محلول (TDS) تجزیهوتحلیل شدند و درجۀ تحکیم‌یافتگی نمونه‌ها بهمنظور بررسی ارتباط آن با بافت تراورتن‌ها اندازه‌گیری شد.
رخساره‌های رسوبی در چشمه‌های آب گرم فعال، کربنات‌کلسیم بهشکل کلسیت و آراگونیت ته‌نشین می‌شود (Pentecost 2005; Jones and Renaut 2010)، اما این کانی‌شناسی تحت‌تأثیر فرایندهای رسوبی و فابریک رسوبات نیست و نمی‌توان آن را ملاکی برای بررسی فرایندهای رسوبی در نظر گرفت و استفاده کرد (Gandin and Capezzuoli 2008). عمده تولیدات کربناته در سیستم چشمه‌های آب گرم بهشکل قشر (Crust) ته‌نشین می‌شوند که می‌توانند بهشکل قشرهای بلورین غیرآلی (Abiotic crystalline crusts) و نیز بهشکل لامینه‌های میکروبی (microbialite) باشند. اگرچه ترکیب کانی‌شناسی تراورتن‌ها با رسوبات کربناتۀ دریایی یکسان است، همۀ تراورتن‌ها را نمی‌توان بر اساس طبقه‌بندی‌های بافتی استاندارد ارائه‌شده برای سنگ‌های کربناتۀ دریایی توصیف کرد؛ زیرا فرایندهای رسوبی تشکیل‌دهندۀ این نهشته‌های قاره‌ای با رسوبات کربناتۀ دریایی تفاوت دارند (در این بین، تراورتن‌هایی که از طریق فعالیت‌های میکروبی تشکیل می‌شوند، استثنا هستند) (Gandin and Capezzuoli 2008). در ادامه، رخساره‌های شناسایی‌شده در تراورتن‌های مطالعه‌شده در دو گروه رخساره‌های زیستی (Microbialites) و رخساره‌های غیرزیستی (Abiotic) (جدول 2) بررسی می‌شوند.
جدول 2- رخساره‌های کربناتۀ زیستی و غیرزیستی شناسایی‌شده در چشمۀ تراورتن ساز ندوشن
رخساره‌های زیستی یا میکروبیالیت (Microbialite) در چشمه‌های آب گرم فعال که محتوای سولفید محلول آب‌های گرم زیاد و برای موجودات یوکاریوت سمی است، باکتری‌های گرمادوست (thermophyle) و باکتری‌های احیاکنندۀ سولفید تنها موجودات زنده‌ای‌اند که در تشکیل رسوبات کربناته نقش دارند (Fouke et al. 2003; Pentecost 2003)؛ البته این تأثیرگذاری بیشتر از آنکه از طریق فتوسنتز باشد، از طریق فرایندهای غیرمستقیم مانند ایجاد بستر مناسب یا به‌دام‌انداختن رسوبات انجام می‌شود (Fouke et al. 2000; Dupraz et al. 2009). شرایط فیزیکوشیمیایی آب و میزان تبخیر، عوامل تعیین‌کننده‌ای در تکامل کلنی‌های باکتریایی و میزان رسوب کربنات‌کلسیم به شمار می‌آیند (Fouke et al. 2003). رخساره‌هایی که تحت‌تأثیر فرایندهای زیستی در تراورتن‌های ندوشن تشکیل شده‌اند، عبارتند از: رخسارۀ میکرایت لخته‌ای (Clotted micrite/ Pustular shrub) این رخساره به‌طور لخته‌هایی از گل آهک بهشکل پلوئید و تجمع‌های میکرایتی کروی (spheroid) دیده می‌شود (شکل 2، الف)؛ ولی باتوجهبه اینکه حاشیۀ آنها نامنظم است و حالت کلوخه‌کلوخه را نشان می‌دهند، نمی‌توان آنها را بافت کروی در نظر گرفت. در نمونه‌هایی، این رخساره تنها از گل آهکی میکرایتی تشکیل نشده است و بلورهای اسپارایتی کربناته کلسیم نیز در اطراف آنها دیده می‌شود. مرزهای اطراف کلوخه‌های میکرایتی نامنظمند و اندازۀ آنها از 1/0 تا 5/0 میلی‌متر متغیر است. اغلب نسب طول به عرض (L/W) هرکدام از لخته‌های میکرایت تقریباً یکسان است و به‌همین‌علت، جهت‌گیری خاصی در رشد این تجمع‌ها دیده نمی‌شود. در مقیاس ماکروسکوپی، این تجمع‌ها در اندازه‌های حدود 2 تا 3 میلی‌متری وجود دارند و مجموعۀ آنها در اندازه‌های تا 2 سانتی‌متر نیز دیده می‌شود (شکل 2، ب). این تجمع‌ها در میکروتراس‌های حاوی آب با حالت تقریباً راکد یا با سرعت جریان بسیار کم دیده می‌شوند (شکل 2، ج).
رخسارۀ بایندستون- استروماتولیت (Microbial mats/Stromatolite bindstone) این رخساره که فرش‌های باکتریایی (bacterial mats) نیز شناخته می‌شود (Folk et al. 1985)، بهشکل لامینه‌های مسطح و گاهی موج‌دار دیده می‌شود که درنتیجۀ تناوب پوشش‌های جلبکی و کلسیت میکرایتی- اسپارایتی به این شکل دیده می‌شود (شکل 2، د)؛ البته باتوجهبه از‌بین‌رفتن قشرهای جلبکی در اغلب نمونه‌ها، تنها لامینه‌های ایجادشده به‌واسطۀ آنها باقی مانده‌اند. تأثیر فعالیت‌های میکروبی تنها بهشکل لامینه‌های موازی نیست و همان‌طور که در ادامه گفته می‌شود، شکل‌های مختلفی از این فعالیت در تراورتن‌های مطالعه‌شده دیده می‌شوند. در تراورتن‌های مطالعه‌شده، لامینه‌ها عمدتاً تحت‌تأثیر تناوب بلورهای دارای اندازه‌های مختلف (شکل 2، ه) یا وجود قشر نازک میکروبی (شکل 2، و) به وجود آمده‌اند. لامینه‌های مربوط به فعالیت‌های میکروبی تقریباً ضخامت یکسانی در تمام طول خود دارند و حتی در نمونه‌هایی که لامینه‌ها مسطح نیستند و حالت موجی و شعاعی به خود گرفته‌اند، این ویژگی دیده می‌شود. این رخساره را می‌توان بر اساس طبقه‌بندی‌های ارائه‌شده برای سنگ‌های کربناتۀ دریایی نام‌گذاری کرد. تناوب قشرهای جلبکی و رسوبات به‌دام‌افتاده روی آنها، استروماتولیت نام دارد که در طبقه‌بندی Danhum (1962) با عنوان باندستون (Bounstone) نام‌گذاری شده‌اند و باتوجهبه اینکه حالت مسطح و لامینه‌ای در آنها وجود دارد، بایندستون (Bindstone) شناخته می‌شوند.
طبقه‌های میکروبی- کلسیتی (Microbial/Calcite rafts) این رخساره که با نام طبقه‌های نازک (paper-thin rafts) نیز شناخته می‌شود (Guo and Riding 1998)، بهشکل تنوعی از رشدهای میکروبی دیده می‌شود. ایجاد قشرهای نازک کلسیت روی سطح آب، بستر اولیه برای رشد میکروبی را شکل می‌دهد (شکل 2، ز) و در ادامه، رشد میکروبی روی آنها سبب سنگینشدن این قشرها می‌شود و به کف حوضه انتقال می‌یابند. این ساختار معمولاً بهشکل طبقه‌های کوچک و عمدتاً همراه با حباب‌های پوشش‌دار در چهارچوب‌های جلبکی و بهشکل پراکنده دیده می‌شود. تفاوت این ساختار با استروماتولیت‌های جلبکی در پیوسته‌نبودن لامینه‌های جلبکی و وجود انحنا در آنهاست (شکل 2، ح) که این ویژگی سبب ایجاد ساختار حجره‌ای در لامینه‌های جلبکی می‌شود.
رخسارۀ آنکوئیدی (Oncoid facies) ویژگی اصلی این رخساره، وجود دانه‌های پوشش‌دار آنکوئید در زمینه‌ای از گل آهکی است؛ این دانه‌ها در اندازه‌های متفاوت 3 تا 20 میلی‌متر دیده می‌شوند. با درنظرگرفتن حضور دانۀ آنکوئید و زمینۀ گل آهکی و باتوجهبه طبقه‌بندی دانهام می‌توان این رخساره را با عنوان پکستون آنکوئیددار نام‌گذاری کرد. ازنظر شکل ظاهری، آنکوئیدهای مشاهده‌شده بهشکل کروی تا بیضی‌های کاملاً کشیده دیده می‌شوند. نمونه‌هایی از این دانه که در حوضچه‌های فعال حال حاضر تشکیل می‌شوند، عمدتاً رنگ خاکستری تیره دارند و بهشکل بیضی‌های پهن منظم تا نامنظم دیده می‌شوند (شکل 2، ط)؛ این نوع آنکوئید عمدتاً در لبه‌های میکروتراس‌های کم‌عمق تشکیل می‌شود. نمونه‌های موجود در سنگ‌های قدیمی‌تر به رنگ سفید دیده می‌شوند و هندسۀ آنها عمدتاً منظم‌تر و به حالت کروی نزدیک‌تر است (شکل 2، ی). بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‌دهند پوشش‌های این دانه‌ها از حالت کم‌و‌بیش منظم تا کاملاً نامنظم درنتیجۀ فعالیت‌های جلبکی به وجود آمده‌اند (شکل 2، ک). نمونه‌های فرسایش‌یافتۀ آن، لامینه‌های جلبکی و حتی هستۀ آنکوئید را به‌وضوح نشان می‌دهند. همان‌طور که گفته شد، نقش فعالیت‌های میکروبی بهشکل به‌دام‌انداختن رسوبات و تشکیل دانه‌های مانند آنکوئید در این رسوبات کاملاً مشهود است. در برخی بخش‌ها، حوضچه‌های کوچک‌مقیاسی وجود دارند که ریزش عمودی آب در آنها با تشکیل آنکوئیدهای کاملاً سفیدرنگ همراه بوده است (شکل 2، ل و م)؛ نکتۀ جالب توجه دربارۀ این آنکوئیدها، نظم ساختاری زیاد در لامینه‌های آنها در مقیاس میکروسکوپی است که ظاهر آنها را به اائید شبیه می‌کند (شکل 2، ن) و نکتۀ دیگر دربارۀ آنها، وجود حفره‌های تقریباً دایره‌ای‌شکل در حاشیۀ این دانه‌هاست که احتمال فعالیت‌های میکروبی و حفاری در دیوارۀ آنها را نشان می‌دهد (شکل 2، س- پیکانهای زردرنگ).
رخسارۀ بوته‌ای دندریتی (Dendritic shrub) ویژگی اصلی این رخساره، رشد بلورهای کلسیت بهشکل دندریتی و شاخه‌درختی به‌سمت بالاست. این فابریک در مقیاس ماکروسکوپی (شکل 3، الف) و در مقاطع نازک میکروسکوپی (شکل 3، ب) در تراورتن‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود. بافت دندریتی در برخی نمونه‌ها بهشکل متناوب با لامینه‌های موازی کربنات‌کلسیم میکرایتی قرار گرفته است؛ اما در اغلب نمونه‌ها، بدون لامینه‌های میکرایتی و بهشکل بافت یکپارچه دیده می‌شود. دندریت‌های کربنات‌کلسیم در تراوتن‌های مطالعه‌شده بهشکل مسطح (شکل 3، ب) که در آن، دندریت‌ها بهشکل عمودی نسبت به سطح بستر رشد کرده‌اند و بهشکل شعاعی که در آن، دندریت‌ها با زاویه نسبت به بستر قرار گرفته‌اند (شکل 3، ج)، دیده می‌شوند. در نمونه‌های نادری، این دندریت‌ها باتوجهبه فاصلۀ بلورها در حالت شعاعی بهشکل پنجه‌ای دیده می‌شوند (شکل 3، د). دندریت‌های منفرد عمدتاً ضخامتی حدود 3/0 تا 8/0 میلی‌متر و طول 5/0 تا 5/4 میلی‌متر دارند. در مقاطع نازک تهیه‌شده عمود بر جهت رشد بلورها، دندریت‌ها بهشکل لخته‌ای و شبیه به بافت پلوئیدی دیده می‌شوند. در مقیاس ماکروسکوپی، ساختارهای دندریتی بهشکل لامینه‌های نسبتاً مسطح، به رنگ کرم تا کاملاً سفید و با تراکم زیاد دیده می‌شوند (شکل 3، الف) که هم به‌طور جانبی و هم بهشکل عمودی گسترش یافته‌اند. فابریک دندریتی در سطوح هوازدۀ سنگ نسبت به سطوح تازه‌شکسته‌شده بهتر دیده می‌شود و این فابریک به شکل‌گیری تخلخل‌های ماکروسکوپی در این رخساره منجر شده است (شکل 3، الف).
رخساره‌های غیرزیستی (Abiotic facies) به‌طور‌کلی، رخساره‌های بلورین غیرزیستی از تجمع بلورهای کلسیت و آراگونیت تشکیل شده‌اند و فراوان‌ترین شکل تجمع‌ها در منطقۀ مطالعه‌شده به بلورهای شعاعی- بادبزنی (Fan-ray crystals) و بلورهای پرمانند (Feather-like crystals) و کمترین فراوانی به رخسارۀ حباب‌های پوشش‌دار (coated bubbles) و سنگ‌های اسفنجی (foam rock) تعلق دارد.
رخساره‌های قشر بلورین (Abiotic crystalline crusts) این رخساره بهشکل قشرهای نازک سفیدرنگ (شکل 3، ه) متشکل از بلورهای کلسیت و آراگونیت به‌طور سوزنی ایجاد شده است و در مقطع نازک، بلورها بهشکل تقریباً عمود نسبت به سطح قرار گرفته‌اند. لامینه بین این بلورها وجود ندارد؛ به این معنا که تناوب میکرایت و اسپارایت تشکیل نشده است و عملاً مرز جداکننده‌ای بین ردیف‌های بلوری اسپارایتی دیده نمی‌شود.
شکل 2- رخساره‌های رسوبی شناسایی‌شده در چشمۀ تراورتنی ندوشن؛ الف. میکرایت لخته‌ای در مقطع نازک میکروسکوپی، ب و ج. میکرایت لخته‌ای در مقیاس صحرایی و در لبۀ میکروتراس‌های تراورتنی، د. لامینه‌های استروماتولیت در تراورتن، ه. ساخت لامینه‌ای در اثر تغییر اندازۀ بلورها در مقیاس میکروسکوپی، و. ساخت لامینه‌ای ناشی از فعالیت‌های میکروبی و تشکیل استروماتولیت در مقیاس میکروسکوپی، ز. تشکیل طبقه‌های کلسیتی/میکروبی در حوضچه‌های تراورتنی فعال، ح. طبقه‌های کلسیتی/میکروبی در تراورتن‌های قدیمی، ط. پیزوئیدهای زیستی (آنکوئیدها) درحال تشکیل در لبۀ میکروتراس‌های فعال، ی. رخسارۀ آنکوئیدی در تراورتن‌های قدیمی (دوایر و هستۀ آنکوئیدها دیده می‌شوند)، ک. مقطع نازک از آنکوئیدهای درحال تشکیل عهد حاضر با هستۀ پلوئیدی، ل و م. محل تشکیل پیزوئیدهای غیرزیستی در محل ریزش جریان آب و انواع مورفولوژی در آنها، ن. مقطع نازک از پیزوئیدهای غیرزیستی که دوایر میکرایتی و ظریف منظم در آنها دیده می‌شود، س. حفره‌های پرشده با کلسیت در دیوارۀ پیزوئیدهای غیرزیستی که امکان حفاری در دیوارۀ آنها را نشان می‌دهد (خط مقیاس در تمام تصاویر 1 میلی‌متر)
بلورهای بادبزنی- شعاعی (Fan-ray crystals) این بلورها بهشکل تجمع‌های بادبزنی متراکم دیده می‌شوند که با یکدیگر پیوستگی نوری نشان می‌دهند و آنچه ظاهر بادبزنی و شعاعی به این رخساره داده است، وجود بلورهای کشیدۀ کلسیت است که با زاویۀ غیر از 90 درجه نسبت به سطح بستر در کنار یکدیگر قرار گرفته‌اند (شکل‌های 3، و و ز). مرزبندی به‌ندرت بین این بادبزن‌ها دیده می‌شود و چنانچه مرزبندی وجود داشته باشد، بسیار کم‌ضخامت و ظریف است. در برخی نمونه‌ها، حالت شاخه‌ای در بلورهای کلسیت به‌سمت نوک بادبزن‌ها دیده می‌شود.
بلورهای پرمانند (Feather-like crystals) این بلورها با نام بلورهای دندریتی دروغین (pseudodendrites) (Rainey and Jones 2009) نیز شناخته می‌شوند که از انشعابات بدون لایه‌بندی بلورهای مسطح ساخته شده‌اند. این رخساره‌ها مورفولوژی‌های مختلفی را نشان می‌دهند که می‌توان آنها را به دو گروه اصلی تقسیم‌بندی کرد: گروه اول از تجمع بلورهای رومبوئدری به وجود آمده‌اند و گروه دوم واحدهای دندریتی منشعب‌شده‌اند که درنتیجۀ رشد بلورها در حاشیۀ حوضچه‌های بسیار کوچک (microterraces) تشکیل شده‌اند؛ این بلورها هم بهشکل عمود بر بستر و هم بهشکل موازی با آن ته‌نشین شده‌اند (شکل‌های 3، ح و ط) و حالت چهارچوب‌ساز را به وجود آورده‌اند که سبب ایجاد تخلخل‌های درخور توجهی در این رسوبات شده است.
حباب‌های پوشیده و سنگ‌های اسفنجی (Coated bubbles & foam rocks) این عوارض بهشکل اجسام کروی توخالی دیده می‌شوند که با لایۀ نازکی از بلورهای بسیار ریز پوشیده شده‌اند (شکل 3، ی)؛ در ادامه، پوشش‌های جلبکی روی این لایه‌های نازک رشد و بر ضخامت آنها افزوده‌اند. این اجسام دانه نیستند، ولی ازآنجاکه بهشکل منفرد در زمینۀ گل آهکی یا در اجتماع‌های جلبکی و حتی با طبقه‌های میکروبی (microbial rafts) دیده می‌شوند، می‌توانند ظاهری شبیه دانه (برای نمونه، آنکوئید) داشته باشند؛ فضای خالی موجود در این اجسام با رسوبات بعدی پر می‌شود. در حوضچه‌های فعال منطقۀ مطالعه‌شده و در بخشهایی که آب حالت تقریباً راکد دارد، حباب‌های فراوانی در آب دیده می‌شوند که بعضی روی سطوح جلبکی چسبیده‌اند (شکل 3، ک). در این تصویر، منافذی دیده می‌شوند که مجرای خروج گاز هستند و به تشکیل حباب منجر می‌شوند (شکل 3، ک- پیکانهای قرمزرنگ). در منطقۀ مطالعه‌شده، حباب‌های پوشیده‌شده به‌طور پراکنده در تراورتن‌های عهد حاضر درحال تشکیل دیده می‌شوند؛ البته تجمع‌هایی از این حباب‌ها در تراورتن‌های قدیمی نیز دیده می‌شوند (شکل 3، ل). در حالتی که سطح مقطع مجاری خروجی گاز روی سطح سنگ دیده شود، اصلاح سنگ اسفنجی (Foam Rock) یا سنگ لانه‌زنبوری (Honeycomb Rock) برای آنها به کار می‌رود (Jones and Renaut 2010).
رخسارۀ کروی (Spheroid facies) این رخساره از اجسام کروی با جنس کربنات‌کلسیم و بلورهای شعاعی که به‌طور معمول در اطراف هسته‌ای از جنس گل آهکی میکرایتی رشد کرده‌اند (شکل 3، م و ن)، تشکیل شده است. اندازۀ این اجسام کروی که در مقاطع نازک میکروسکوپی بهشکل دایره‌ای دیده می‌شوند، حدود 3 تا 4 میلی‌متر است. در برخی نمونه‌ها علاوه‌بر فابریک شعاعی، دوایر متحدالمرکزی از جنس میکرایت نیز در این اجسام دیده می‌شوند؛ این دوایر عمدتاً حاشیه‌های نامنظمی دارند. در نمونه‌های بسیار نادر، قرارگیری دندریت‌های بوته‌ای بهشکل شعاعی، فابریکی شبیه به این اجسام کروی را به وجود آورده است. اجسام کروی با بلورهای شعاعی و فیبری، ویژگی‌های بوته‌ای ناشی از فعالیت‌های میکروبی را نشان نمی‌دهند و به‌همین‌علت، در دستۀ رخساره‌های غیرزیستی طبقه‌بندی می‌شوند. رخسارۀ بوته‌ای سوزنی (Needle-shape shrub) در تراورتن‌های مطالعه‌شده، این رخساره عمدتاً از بلورهای درشت و منفرد کلسیت تشکیل شده است که اغلب کاملاً در یکدیگر فشرده شده‌اند و بهشکل عمود نسبت به سطح بستر خود قرار گرفته‌اند (شکل 3، س)؛ البته در نمونه‌هایی، لامینه‌های میکرایتی نیز بین ردیف‌های بلوری وجود دارند و سبب می‌شوند حالت لایه‌بندی در آنها دیده شود. طول این بلورها از 3 تا 7 میلی‌متر اندازه‌گیری شده است، ولی پهنای آنها حالت کاملاً باریک را نشان می‌دهد. این ریزرخساره با خاموشی موجی خود در نمونه‌های میکروسکوپی و در نور متقاطع کاملاً مشخص می‌شود.
شکل 3- رخساره‌های رسوبی شناسایی‌شده در چشمۀ تراورتنی ندوشن؛ الف. رخسارۀ بوته دندریتی در مقیاس صحرایی که در آن، تخلخل‌های ماکروسکوپی نیز دیده می‌شوند، ب و ج. رخساره بوته دندریتی در مقیاس میکروسکوپی، د. رخسارۀ بوته دندریتی بهشکل شعاعی و پنجه‌ای، ه. تشکیل قشر بلورین کلسیتی روی بسترهای قدیمی‌تر، و و ز) رخسارۀ بلورهای شعاعی/بادبزنی در مقیاس صحرایی در مقطع نازک میکروسکوپی، ح و ط. رخسارۀ بلورهای پرمانند در مقطع نازک میکروسکوپی و رشد عمودی و افقی آنها که سبب ایجاد چهارچوب بلورین در سنگ و ایجاد تخلخل در فضای بین آنها شده است، ی. رخسارۀ حباب‌های پوشیده در تراورتن‌های درحال تشکیل، ک. حباب‌های ناشی از خروج گاز در حوضچه‌های فعال عهد حاضر (مجرای خروج گاز با پیکانهای زردرنگ مشخص شده است)، ل. سطح مقطع مجاری خروج حباب که به تشیکل سنگ اسفنجی منجر شده است، م. رخسارۀ کروی و سطح مقطع شکسته‌شدۀ آن که بلورهای شعاعی در آن دیده می‌شوند، ن. مطقع نازک از رخسارۀ کروی که در آن، رشد بلورها بهشکل شعاعی کاملاً مشخص است، س. رخسارۀ بلورهای سوزنی که در آن، بلورها عمود بر سطح بستر رشد کرده‌اند (خط مقیاس در تمام تصاویر 1 میلی‌متر)
رخسارۀ توفا (Tufa) در منطقۀ مطالعه‌شده، توفا بهشکل رسوبات سست و نرم در کنار تراورتن‌های سخت و سنگی‌شده دیده می‌شود که از ته‌نشینی کربنات‌کلسیم روی ساقه و ریشۀ گیاهان موجود در منطقه به وجود آمده است (شکل 4، الف). در توالی تراورتن منطقه، مورفولوژی توفاهای دیرینۀ برجسته نیز بهشکل توده‌ای و سخت‌شده حفظ شده است (شکل 4، ب) که می‌توان لایه‌بندی مربوط به بستر را در اطراف آن مشاهده کرد؛ در این توده‌ها می‌توان رخساره‌های نی‌مانند را بهشکل استوانه‌های توخالی مشاهده کرد (شکل 4، ج) که درحقیقت، قالب ساقۀ گیاهان هستند که در اندازۀ کوچک با قطری حدود 1 سانتی‌متر و اندازۀ بزرگ با قطری حدود 7 سانتی‌متر حفظ شده‌اند. باتوجهبه فرایند تشکیل این رخساره، تخلخل موجود در آن بسیار زیاد و سبک‌وزن است.
رخسارۀ کنگلومرای بین‌سازندی در بررسی‌های صحرایی، قطعه‌های خرد‌شده از سنگ‌های قدیمی همراه با خرده‌هایی از تراورتن‌های منطقه، کنگلومراهایی را تشکیل داده‌اند که بهشکل لنزهای کوچک‌مقیاس با ضخامت حدود 1 تا 5/1 متر و طول حدود 5 تا 10 متر و به رنگ تیره بین نهشته‌های تراورتنی دیده می‌شوند (شکل 4، د و ه). ازنظر سنگ‌شناسی، این کنگلومراها را می‌توان بهعلت وجود قطعه‌های دارای منشأ رسوبی (قطعه‌هایی از خود تراورتن‌ها) و آذرین، کنگلومرای پلی‌میکتیک در نظر گرفت. در این رسوبات، ماتریکس آواری چندانی وجود ندارد و درحقیقت، عمده فضای بین دانه‌ها با گل آهکی میکرایتی به‌وجود‌آمده در محل پر شده است. باتوجهبه فراوانی کمتر از 75 درصد دانه‌ها و بهعلت نبود فابریک دانه‌پشتیبان در این کنگلومراها، می‌توان آنها را پاراکنگلومرا در نظر گرفت. ازنظر رخساره‌ای نیز این کنگلومرا، رخسارۀ Gmm را نشان می‌دهد. در برخی بخش‌ها که سیمانی‌شدن رخ داده است، این سیمان از جنس کربنات‌کلسیم است.
شرایط تشکیل عوامل مختلفی شامل شرایط حاکم بر محیط رسوب‌گذاری تا فرایندهای دیاژنتیکی روی مورفولوژی و فابریک رخسارۀ تشکیل‌دهندۀ تراورتن تأثیر می‌گذارند. عوامل اولیه عمدتاً برآیندی از میزان ته‌نشینی کربنات‌کلسیم و تأثیرات زیستی مانند فعالیت‌های میکروبی در برابر تأثیرات غیرزیستی مانند تبخیر و خروج گاز هستند (Bisse et al. 2018)؛ در این بین، Chafetz and Guidry (1999) طبقه‌بندی مورفولوژی‌های ناشی از فعالیت‌های زیستی (bacterial shrubs) که در آن، باکتری‌ها نقش اصلی را در کنترل مورفولوژی دارند و رخساره‌های غیرزیستی (crystal shrubs) که در آن، مورفولوژی عمدتاً با تأثیرات بلورشناسی کنترل می‌شود، تعریف کردند. حفظ‌شدن تجمع‌های میکروبی (برای نمونه، استروماتولیت) از طریق پوشیده‌شدن آنها با لایۀ نازکی از آب گرم و درحال تبخیر و متعاقب آن، ته‌نشینی بلورهای بسیار ریز کربنات‌کلسیم روی آنها انجام می‌شود. جایی که این بلورها با لایه‌های نازک میکروبی به دام می‌افتند، دفن‌شدن قشرهای باکتریایی با کربنات‌کلسیم به سخت‌شدن سریع آنها و تشکیل لامینه‌های متناوبی از بلور و مواد زیستی منجر می‌شود (Guo and Riding 1994; Rainey and Jones 2009). در فصل مشترک آب و هوا در آب‌های راکد غنی از کربنات‌کلسیم و درحال تبخیر، طبقه‌های کلسیتی- میکروبی بهشکل قشرهای بلورین مسطحی شکل می‌گیرند که چنانچه آب در اثر جریان باد متلاطم شود، این صفحه‌ها ممکن است به قطعه‌های کوچک‌تر شکسته شوند؛ این صفحه‌های کوچک و بزرگ، بسترهایی را برای رشد موجودات میکروبی فراهم می‌کنند. ضخامت پوشش‌های جلبکی روی این طبقه‌ها به مدت زمانی بستگی دارد که این طبقه‌ها روی سطح آب شناورند (Gandin and Capezzuoli 2008). تشکیل پوشش‌های میکروبی سبب سنگینشدن و درنهایت، غرق‌شدن این صفحه‌ها و قرارگیری آنها بین رسوبات کف بستر می‌شود. رخساره‌های بوته‌ای دندریتی به‌فراوانی از حوضچه‌های بسیار کم‌عمق گزارش شده‌اند (برای نمونه، Rainey and Jones 2009). وجود تناوب میکرایت با بلورهای کربنات‌کلسیم نشانه‌ای از کاهش میزان رسوب‌گذاری کربنات‌کلسیم در فصل‌های سرد سال است (Chafetz and Folk 1984). بررسی چشمه‌های فعال عهد حاضر نشان می‌دهد بوته‌های دندریتی در زمانی تشکیل می‌شوند که آب درحال تبخیر است و سرعت جریان کاهش می‌یابد؛ درحالیکه ته‌نشینی گل‌های آهکی در مرحلۀ بعدی و زمانی انجام می‌شود که میزان جریان آب دوباره زیاد می‌شود (Bisse et al. 2018)؛ مجموع این ویژگی‌ها بیان‌کنندۀ تأثیرات فعالیت‌های زیستی در ته‌نشینی چنین رخساره‌هایی است (Okumura et al. 2011).
شکل 4- تصاویر صحرایی چشمۀ تراورتنی ندوشن و رسوبات تراورتنی اطراف آن؛ الف. تشکیل توفا در‌تراس‌های فعال عهد حاضر و ب. رسوبات قدیمی‌تر. همان‌طور که دیده می‌شود لایه‌بندی در اطراف تودۀ توفا بهشکل محلی برای به‌دام‌افتادن رسوبات دیده می‌شود، ج. قالب‌های نی‌مانند از تودۀ توفای مربوط به شکل ب که به ساقه گیاهان مربوط است، د و ه. عدسی‌های کنگلومرایی مربوط به رسوبات تبخیری با قطعه‌هایی از سنگ‌های قدیمی و همچنین قطعه‌های تراورتن‌های قدیمی‌تر که با رنگ سفید در زمینۀ تیره کاملاً مشخصند، و. تجمع‌های میکروبی با رنگ‌های مختلف سیاه، قهوه‌ای، نارنجی و خاکستری روی‌تراس‌های تراورتنی در مسیر حرکت آب، ز. خروج حباب‌های گاز در مظهر چشمه و تشکیل تجمع‌های جلبکی سبزرنگ در اطراف آن
در مقابل شرایط مناسب برای تشکیل رخساره‌های زیستی، میزان ته‌نشینی سریع به غلبۀ فرایندهای غیرزیستی منجر می‌شود؛ درحالیکه سرعت کمتر ته‌نشینی اجازۀ تأثیر بیشتری به فعالیت‌های میکروبی می‌دهد (Dupraz et al. 2009). مطلب یادشده به‌خوبی در شیوۀ شکل‌گیری پیزوئیدهای موجود در تراورتن‌های مطالعه‌شده منعکس شده است؛ جایی که فرصت برای فعالیت‌های میکروبی و تشکیل پیزوئیدهای زیستی در لبۀ حوضچه‌های تقریباً راکد فراهم شده است (شکل 2، ط و ک) و در مقابل، جایی که در اثر چکیدن قطره‌های آب، جریان سریع‌تر و ته‌نشینی کربنات کلسیم نیز سریع‌تر بوده است، فرصتی برای فعالیت‌های میکروبی باقی نمانده است و پیزوئیدهایی با دوایر متحدالمرکز و لامینه‌های میکرایتی تشکیل شده‌اند. ته‌نشینی بلورهای رشته‌ای کربنات‌کلسیم درارتباطبا آب‌های آشفته و فوق اشباعی است که در پی تبخیر و خروج سریع دی‌اکسید‌‌کربن ایجاد می‌شوند (Bisse et al. 2018)؛ این مسئله از سرعت زیاد و همچنین ژریم جریانی بالای آب ناشی می‌شود. بلورهای ته‌نشینی در چنین شرایطی به‌سرعت اجسام موجود در مسیر خود را با بلورهای شعاعی سوزنی می‌پوشانند. شرایط مشابهی برای ته‌نشینی بلورهای پرمانند در نظر گرفته می‌شود؛ بهطوریکه در چشمه‌های آب گرم عهد حاضر، قشرهای بلورهای پرمانند به‌طور مستقیم از صفحه‌های بسیار نازک آب که روی سطوح با شیب زیاد جریان دارند، ته‌نشین می‌شوند (Guo and Riding 1998, 1999; Gandin and Capezzuoli 2008)؛ این مورفولوژی‌های بلوری، ته‌نشینی در شرایط ترموژن را نشان می‌دهند (Altunel & Hancock 1993, 1996). حباب‌های پوشیده عمدتاً در محیط‌های با انرژی کم شکل می‌گیرند؛ این حباب‌ها ابتدا روی سطح آب، روی سطوح جلبکی یا حتی درون قطره‌های آب تشکیل (Schreiber et al. 1981) و سپس به‌سرعت با کلسیت ریزبلور پوشیده می‌شوند (Chafetz et al. 1991)؛ معمولاً این قشرهای کلسیتی با رورشدی‌های میکروبی پوشیده می‌شوند (Chafetz and Folk 1984; Chafetz et al. 1991). در سیستم چشمه‌های آب گرم، حباب‌ها درنتیجۀ خروج گاز حاصل می‌شوند (Chafetz et al. 1991)؛ در ادامه، این اجسام کروی با جریان‌های سطحی حمل می‌شوند یا در محل‌هایی به دام می‌افتند که جلبک‌ها به‌سرعت رشد می‌کنند (Gandin and Capezzuoli 2008). شکل 5، مدلی مفهومی از محل تشکیل رخساره‌های بحث‌شده را نشان می‌دهد.
شکل 5- انجام درزه‌برداری در امتداد درۀ تراورتنی و اندازه‌گیری سختی اشمیت روی پله‌های تراورتنی
تجزیهوتحلیل نمونۀ آب در جدول 3، ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی آب چشمۀ مطالعه‌شده ارائه شده‌اند. بررسی‌ها نشان می‌دهند این نمونۀ نسبتاً قلیایی دارای هدایت الکتریکی بسیار زیادی (حدود 26300 میکروزیمنس‌بر‌سانتی‌متر) است که باتوجهبه تیپ کلرورۀ این نمونۀ آب، مقدار کل املاح محلول (TDS) را می‌توان با اعمال ضریب تقریبی 96/0 تخمین زد (Sen 2015)؛ بر همین اساس، مقدار TDS این نمونۀ آب حدود 25248 میلی‌گرم‌بر‌لیتر برآورد می‌شود. فراوان‌ترین آنیون‌های موجود در آب‌های خروجی از این محل به‌ترتیب کلراید و سولفات با غلظت‌هایی در حدود 7085 و 3573 میلی‌گرم‌در‌لیتر هستند. دو کاتیون سدیم و کلسیم به‌ترتیب با غلظتی نزدیک به 6732 و 685 میلی‌گرم‌بر‌لیتر، کاتیون‌های غالب موجود در نمونۀ آب تحلیل‌شده به شمار می‌آیند. باتوجهبه ترکیبات یادشده و آنیون‌ها و کاتیون‌های غالب موجود در آب، به نظر می‌رسد تیپ شیمیایی آب‌های خروجی از محل ته‌نشینی رسوبات تراورتنی در منطقۀ مطالعه‌شده، NaCl باشد؛ به تعبیری دیگر می‌توان رخسارۀ شیمیایی این آب‌ها را Na-Ca-SO4-Cl نامید. ترکیب یادشده را می‌توان دلیلی بر وجود چرخۀ کامل آب در منطقه‌ای حاوی رسوبات متشکل از رسوبات نمکی قدیمی، بقایای خشک‌شدۀ شورابه‌های جدید یا ترکیبات حاوی کاتیون‌ها و آنیون‌های متشکلۀ نمک دانست. منبع و منشأ یون‌های محلول در هر نمونه را می‌توان با تغییر در نسبت Na/(Na+Ca) و Cl/(Cl+HCO3) بهشکل تابعی از TDS به‌طور جامع ارزیابی کرد (Gibbs 1970). محاسبه‌ها نشان می‌دهند مقدار Na/(Na+Ca) و Cl/(Cl+HCO3) در نمونۀ مدنظر به‌ترتیب برابر با 90/0 و 98/0 است که باتوجهبه مقدار TDS نزدیک به 23670 میلی‌گرم‌بر‌لیتر، فرایند غالب در تعیین و تغییر کیفیت آب چشمۀ تراورتنی مطالعه‌شده، فرایندهای تبخیری‌اند که در نتیجۀ ارتباط مستقیم آب زیرزمینی با اتمسفر رخ می‌دهند؛ در این زمینه می‌توان به وجود رسوبات تبخیری حاوی عناصر سدیم، کلر و کلسیم اشاره کرد که پیش‌از‌این، بحث شد؛ علاوهبراین، بررسی انجام‌شده نشان می‌دهد باتوجهبه نسبت Ca/(Ca+Cl) و مقدار EC در نمونۀ مطالعه‌شده که به‌ترتیب برابر با 15/0 و 26300 میکروزیمنس‌بر‌سانتی‌متر است، ترکیب شیمیایی نمونۀ مطالعه‌شده نزدیک به محدودۀ تالاسوتروپیک قرار می‌گیرد؛ مفهوم مطلب یادشده، نزدیکی ترکیب نمونۀ آبی به ترکیب آب دریاست که با شوری بسیار زیاد و نسبت بسیار کم Ca/Ca+Cl مشخص می‌شود. در مطالعۀ حاضر، رابطۀ غلظت (Na-Cl) در برابر (Ca+Mg-SO4-HCO3) بهمنظور بررسی اهمیت فرایند تبادل یونی در شیمی آب زیرزمینی (آب چشمه) (Boghici and Van Broekhoven 2001, Jalali 2007) استفاده شد؛ با این فرض که همۀ کلراید از هالیت مشتق می‌شود، مقدار (Na-Cl) نشان‌دهندۀ مقدار سدیم اضافی است که از منابعی غیر از انحلال هالیت‌ها وارد آب زیرزمینی می‌شود؛ همچنین مقدار (Ca+Mg-SO4-HCO3) نشان‌دهندۀ کلسیم یا منیزیمی است که از منبعی غیر از انحلال ژیپس و کربنات حاصل می‌شود. در غیاب واکنش‌های یادشده، نمونۀ آب تحلیل‌شده باید مقادیر نسبتاً برابری از (Na-Cl) در برابر (Ca+Mg-SO4-HCO3) داشته باشد (McLean et al. 2000). بررسی انجام‌شده نشان می‌دهد مقدار سدیم بیشتر از کلرید است؛ به این معنا که سدیم مشتق‌شده از هالیت‌ها (محتمل‌ترین منبع دو یون کلراید و سدیم به‌طور هم‌زمان) بیشتر از کلراید متناظر است؛ به عبارتی، مقداری از سدیم موجود در منابع آبی منشأیی غیر از انحلال هالیت دارد و همچنین، مجموع غلظت کلسیم و منیزیم اندکی بیشتر از مجموع غلظت سولفات و بیکربنات است و با این اختلاف بسیار جزئی، انحلال پیشرفتۀ کربنات و تا حدودی هالیت و تأثیر این فرایندها بر کیفیت آب زیرزمینی را می‌توان استنباط کرد. بررسی‌ها نشان می‌دهند تغییرات نسبت Ca+Mg در برابر HCO3+SO4 را می‌توان برای تعیین نقش کلسیت، دولومیت و ژیپس در کنترل کیفیت آب چشمۀ مدنظر استفاده کرد. ورود دولومیت به این دسته، منشأ محتملی برای منیزیم موجود در آب است و این در حالیست که برخی گونه‌های دیگر کربنات‌ها همچون آراگونیت یا کلسیت‌های حاوی منیزیم زیاد (که در محیط‌های دریایی شور قدیمی تشکیل می‌شوند) نیز می‌توانند منبع بالقوۀ منیزیم در نظر گرفته شوند؛ این مطلب باتوجهبه رسوبات تراورتنی تشکیل‌شده در منطقه و نقش آراگونیت در ساختار رسوبی منطقه می‌تواند مدنظر قرار گیرد. نتایج تجزیهوتحلیل شیمیایی آب‌های این ناحیه نشان می‌دهند مقدار کلسیم موجود در آب کمتر از غلظت منیزیم محلول است؛ بنابراین، به نظر می‌رسد وجود رسوبات آراگونیتی یا کلسیت‌های دارای منیزیم زیاد در مسیر جریان موجب شده است آب‌های این منطقه علاوه‌بر کلسیم مشتق‌شده از کلسیت، مقادیر درخور توجهی منیزیم را از انحلال آراگونیت و کلسیت‌های دارای منیزیم زیاد در خود جای دهند. عواملی همچون سنگ‌شناسی، ترکیب شیمیایی سیال عبوری از محیط، دما و فشار می‌توانند بر میزان انحلال کلسیت و دولومیت تأثیرگذار باشند؛ بنابراین باتوجهبه غلظت بیشتر منیزیم محلول در آب تحلیل‌شده در مقایسه با کلسیم، به نظر می‌رسد میزان انحلال دولومیت در محیط برهم‌کنش آب و رسوبات در محل تشکیل این چشمه بیشتر از کلسیت است؛ این شرایط بر دما و فشار بیشتر در مقایسه با شرایط معمولی (فشار اتمسفری و دمای فضای آزاد) دلالت دارد. بررسی‌ها نشان می‌دهند مواد و عوامل زیستی موجود در محیط جریان آب سبب افزایش میزان انحلال دولومیت در اسیدیتۀ بیش از 7 می‌شوند. باتوجهبه تحلیل‌های انجام‌شده، نقش عوامل زیستی در این منطقه بهشکل تقویت‌کنندۀ میزان انحلال دولومیت نباید نادیده گرفته شود.
جدول 3- تجزیهوتحلیل فیزیکوشیمیایی نمونۀ آب تهیه‌شده از چشمۀ تراورتنی
وضعیت ساختاری درزه‌های موجود در درۀ چشمۀ تراورتنی بهمنظور شناخت عوامل تکتونیکی مؤثر در تشکیل درۀ تراورتنی، هنگام مطالعۀ میدانی نسبت به برداشت درزه‌های رخنمون‌یافته در دیواره‌های دره اقدام شد (شکل 5). نرم‌افزار Dips (2006) برای تجزیهوتحلیل داده‌های حاصل از برداشت صحرایی و تعیین جهت‌یابی دستۀ درزه‌ها استفاده و شبکۀ استریوگراف روی شبکۀ اشمیت بر مبنای جهت شیب و شیب درزه‌ها ترسیم شد (شکل 6). مطابق شکل 6، بیشترین تراکم قطب درزه‌ها در بخش جنوب‌شرقی مشاهده می‌شود؛ همچنین بر اساس نمودار گل‌سرخی ارائه‌شده در شکل 6، تقریباً یک دسته درزۀ غالب در منطقه تشخیص داده می‌شود که امتداد آن، شمال‌شرق- جنوب‌غرب و زاویۀ شیب درزه‌های آن نزدیک به قائم است. باتوجهبه عکس‌های هوایی منطقه مشخص شد رژیم تکتونیکی فشاری در این ناحیه موجب شکل‌گیری تاقدیسی در مجاورت این دره شده است. امتداد تاقدیس یادشده به‌شکلی است که امتداد درزه‌های برداشت‌شده در دره عمود بر محور تاقدیس است؛ به این معنا که درزه‌های یادشده از نوع درزه‌های کششی‌اند که درارتباطبا تاقدیس شکل گرفته‌اند. شیب زیاد دره‌ها نیز گواهی بر کششی‌بودن آنهاست. باتوجهبه اینکه درزه‌های یادشده، سنگ‌های تراورتنی را نیز قطع کرده‌اند، می‌توان نتیجه گرفت تکتونیک منطقه و روند چین‌خوردگی همچنان فعال است. وضعیت ساختاری درزه‌های موجود در دیواره‌های دره نشان می‌دهد منبع تأمین آب‌های ورودی به دره عمدتاً چشمۀ مطالعه‌شده است و نقش درزه‌ها در انتقال آب به درون دره چندان درخور توجه نیست.
شکل 6- نمودار گل‌سرخی و تصویر قطب صفحه‌های درزه‌های برداشت‌شده
برآورد سختی سنگ‌های تراورتنی و ارتباط آن با درجۀ تحکیم‌یافتگی آنها اندازه‌گیری سختی سنگ به ژئومورفولوژیست‌ها اجازه می‌دهد به روش کمّی بفهمند یک نوع سنگ دارای چه درجه‌ای از تحکیم و چه میزان هوازدگی است؛ ازاینرو، پژوهشگران بسیاری ازجمله رسوب‌شناسان، زمین‌شناسان مهندس و همچنین دانشمندان شاغل در حوزۀ مربوط به ساختمان‌ها، بناها و اماکن دارای اهمیت میراث فرهنگی این مفهوم را مقیاسی برای سنجش عمر تشکیل سنگ، درجۀ هوازدگی و مقاومت سنگ استفاده می‌کنند؛ به‌طور مشهود باید بین درجۀ تحکیم و مدت زمان قرارگیری سنگ در معرض هوا رابطه وجود داشته باشد؛ این مبنا موجب شده است چکش اشمیت برای تخمین سن‌های نسبی پدیده‌های مختلف ژئومورفولوژیکی ازجمله مورن یخچالی، یخچال‌های سنگی، جابه‌جایی توده‌ها، تالوس، خطوط ساحلی و سکوهای قاره‌ای، کارست و عوارض انسانی استفاده شود؛ ازاینرو، در پژوهش حاضر از سختی اشمیت برای تشخیص توالی سنی تراورتن‌های چشمۀ ندوشن استفاده شد. در شکل 7، نمایی کلی از محل درۀ شکل‌گیری چشمۀ تراورتنی ارائه شده است. در بررسی‌های صحرایی انجام‌شده، آزمایش چکش اشمیت با چکش تیپ L در تراز‌های مختلف نسبت به محل ظهور چشمه انجام شد (شکل 7). تعداد 8 پله انتخاب و در هر پله، تعداد 30 آزمایش در سطح گسترده انجام شد. مقادیر میانگین سختی اشمیت برای هر پله در شکل 7 نمایش داده شده است. همان‌طور که در شکل دیده می‌شود، مقادیر سختی اشمیت در پله‌های نزدیک به مظهر چشمه بسیار ناچیز است و این مطلب، عدم تحکیم‌یافتگی رسوبات تراورتن در این نواحی را بیان می‌کند؛ با فاصله‌گرفتن از مظهر چشمه به‌سمت تراز‌های پایین‌تر، مقادیر سختی اشمیت افزایش می‌یابد؛ بهطوریکه در پله‌های تراز پایین، مقادیر سختی درخور توجهی اندازه‌گیری می‌شود و این مطلب نشان می‌دهد با افزایش سن رسوبات تراورتنی، درجۀ تحکیم‌یافتگی آنها زیاد و سختی آنها بیشتر می‌شود. گفتنی است در هر پله با نزدیک‌شدن به بخش‌های میانی و باتوجهبه وجود جریان‌های آب و رسوب‌گذاری، مقادیر سختی اشمیت ثبت‌شده کاهش می‌یابد؛ به این معنا که در هر تراز با فاصله‌گرفتن از خط جریان، درجۀ تحکیم‌یافتگی رسوبات افزایش می‌یابد.
بحث ته‌نشینی رسوبات کربناته بهشکل تراورتن در چشمه‌های آب گرم نشان‌دهندۀ ویژگی‌های سیستم تکتونیکی- زمین‌گرمایی است که آب گرم تا داغ به‌وجود‌آمده از چرخش گرمابی عمیق را روی سنگ بستر ولکانیکی یا کربناته روان کرده است (Gandin and Capezzuoli 2014). چشمه‌های آب گرم، محیط‌های پیچیده‌ای‌اند که تحت‌تأثیر عملکرد متقابل فرایندهای فیزیکی و هیدرودینامیکی، شرایط رسوب‌گذاری متفاوتی با محیط‌های دریایی و حتی سایر محیط‌های قاره‌ای ایجاد می‌کنند (Clase et al. 2017, Bisse et al. 2018)؛ این شرایط متفاوت تنها تحت‌تأثیر دمای آب نیست، بلکه درجۀ اشباعی کلسیم، دبی، نظم و مکانیک جریان آب و همچنین حضور ترکیبات سولفوره که روی شرایط زیستی محیط مؤثر است، آن را کنترل می‌کنند (Clase et al. 2015; Luo et al. 2019). برخلاف رسوبات دریایی و برخی رسوبات قاره‌ای، رسوبات گرمابی عمدتاً به‌طور قشری ته‌نشین می‌شوند. درمجموع، دو گروه اصلی رخساره‌ای در تراورتن‌های مطالعه‌شده شناخته شدند: اول، رخساره‌های غیرزیستی که عمدتاً بهشکل قشرهای بلورین شکل گرفته‌اند و دوم، رخساره‌های زیستی که یا به‌طور مستقیم از موجودات زنده تشکیل شده‌اند مانند استروماتولیت‌ها و آنکوئیدها یا به‌طور غیرمستقیم و به‌واسطۀ فعالیت‌های میکروبی شکل گرفته‌اند که از این بین، می‌توان به فابریک‌های دندریتی اشاره کرد. رنگ‌های مختلف سیاه، قرمز و حتی خاکستری مایل به آبی در سطح تراس‌های کربناته نشانه‌ای از فعالیت باکتری‌های مختلف روی این بستر‌هاست (شکل4، و). میزان ته‌نشینی کربنات‌کلسیم در این رسوبات غالباً از طریق حرکت خطی یا آشفتۀ آب تعیین می‌شود که این مسئله علاوه‌بر میزان تأمین آب از چشمه‌ها، به شیب توپوگرافی منطقه و سرعت جریان آب روی سطح زمین بستگی دارد؛ بهطوریکه میزان رسوب‌گذاری و نوع بلورهای تشکیل‌شده در حوضچه‌های دارای آب ساکن و مناطق دارای شیب زیاد و جریان سریع آب کاملاً متفاوت است؛ علاوهبراین، به نظر می‌رسد برآیند دو فرایند تبخیر (vaporization) و خروج گاز (degassing) نیز می‌تواند بر میزان رسوب‌گذاری و همچنین بر مورفولوژی و اندازۀ بلورهای کربنات‌کلسیم تشکیل‌شده در قشرهای بلورین غیرزیستی تأثیرگذار باشد. عمدتاً فرایند تبخیر و افزایش درجۀ اشباعی آب میزان ته‌نشینی کربنات‌کلسیم را در تراس‌های بسیار کم‌عمق و حوضچه‌های موقتی کنترل می‌کند و این امر به افزایش فعالیت‌های میکروبی در بستر این بخش‌ها منجر می‌شود؛ این شرایط می‌تواند باعث تشکیل تناوب‌هایی از قشرهای میکروبی و لامینه‌هایی از بلورهای کربنات‌کلسیم در این حوضه‌های کوچک‌مقیاس شود. بررسی درجۀ تحکیم‌یافتگی تراس‌های فعال نشان می‌دهد با نزدیک‌شدن به مظهر چشمه، درجۀ تحکیم‌یافتگی کاهش می‌یابد که یکی از علل آن می‌تواند فعالیت بیشتر زیستی در تراورتن‌های نزدیک به چشمه و تشکیل لامینه‌های جلبکی در تراورتن‌ها باشد؛ این مسئله یکی از عوامل مهم کاهش درجۀ تحکیم‌یافتگی آنهاست. تحلیل نمونۀ آب نیز نشان می‌دهد منابع سدیم، کلسیم و یون سولفور از منابعی غیر از رسوبات پیشین مانند هالیت و ژیپس تأمین شده‌اند که این تفسیر با ویژگی‌های زمین‌شناسی منطقه مبنی بر وجودنداشتن سازندهای تبخیری حاوی ژیپس و هالیت کاملاً مطابقت دارد و تأثیرگرفتن ترکیب آب از سیستم‌های ماگمایی را قوت می‌بخشد. درمجموع، رخساره‌های رسوبی شناسایی‌شده، ویژگی‌های زمین‌شناسی منطقه و تجزیهوتحلیل نمونۀ آب، ژنز و منشأ چشمۀ مطالعه‌شده را در ردۀ چشمه‌های ترموژن قرار می‌دهند.
شکل 7- تغییرات میانگین مقادیر سختی اشمیت برای تراورتن در پل‌کان‌های تراورتنی
نتیجه بررسی تراورتن‌های ناحیۀ مطالعه‌شده، وجود پنج رخسارۀ زیستی شامل میکرایت لخته‌ای، استروماتولیت، طبقه‌های میکروبی، رخسارۀ آنکوئیدی و رخسارۀ دندریتی و همچنین هشت رخسارۀ غیرزیستی شامل قشر بلورین، بلورهای بادبزنی- شعاعی، بلورهای پرمانند، حباب‌های پوشیده و سنگ‌های اسفنجی، رخسارۀ کروی، رخسارۀ بوته‌ای سوزنی، توفا و کنگلومرا را در نهشته‌های کربناته نشان داد. به‌طور‌کلی، به نظر می‌رسد رخساره‌های بلوری عمدتاً تحت‌تأثیر رسوب‌گذاری غیرزیستی شکل گرفته‌اند؛ درحالیکه رخساره‌های لامینه‌ای تحت‌تأثیر فعالیت‌های میکروبی مربوط به چشمه‌های آب گرم به وجود آمده‌اند. مقایسۀ رخساره‌های شناسایی‌شده در چشمۀ فعال موجود و توده‌های تراورتنی قدیمی بیرون‌زده در اطراف این چشمه با طبقه‌بندی‌های ارائه‌شده برای رخساره‌های تراورتنی مؤید تشکیل این تراورتن‌ها در شرایط مشابه و در سیستم چشمۀ آب گرم است. تجزیهوتحلیل آب چشمۀ یادشده نشان می‌دهد نمونۀ آب مدنظر دارای HCO3+SO4 بیشتر از 5 میلی‌اکی‌والان‌بر‌لیتر است و علاوه‌بر کلسیت و دولومیت (یا آراگونیت و کلسیت‌های دارای منیزیم زیاد)، انحلال ژیپس در مسیر جریان عبوری از تشکیلات سنگی این منطقه بسیار محتمل است؛ همچنین، تغییرات Na/(Na+Ca) و Cl/(Cl+HCO3) نسبت به مقدار TDS در نمونۀ آب تحلیل‌شده نشان می‌دهد فرایند غالب کنترل‌کنندۀ کیفیت آب این چشمه، فرایندهای تبخیری‌اند که در نتیجۀ ارتباط مستقیم آب زیرزمینی با اتمسفر رخ می‌دهند. بر اساس نتایج، فراوان‌ترین آنیون‌های موجود در آب‌های خروجی از این محل به‌ترتیب کلراید و سولفات است که بر وجود تشکیلاتی با جنس‌های حاوی این‌گونه املاح و همچنین میزان انحلال زیاد آنها (که موجب تغلیظ آنها در نمونۀ آب می‌شود) دلالت می‌کند. بررسی درجۀ تحکیم نهشته‌های تراورتنی نشان می‌دهد مقادیر سختی اشمیت در سطوح نزدیک مظهر چشمه بسیار ناچیز است و این مطلب عدم‌تحکیم‌یافتگی رسوبات تراورتن در این نواحی را بیان می‌کند؛ با فاصله گرفتن از مظهر چشمه به‌سمت تراز‌های پایین‌تر و افزایش سن رسوبات، مقادیر سختی اشمیت افزایش می‌یابد؛ بهطوریکه رسوبات به سنگ‌های سخت تبدیل می‌شوند. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Aghanabati A. 2004. The Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran. 586 p.
Alai-Mahabadi S. and Foudazi M. 2007. Geological map of Aghda. 100,000. Geological survey and mineral exploration of Iran.
Amiri V. Nakhaei M. and Lak R. 2017. Using radon-222 and radium-226 isotopes to deduce the functioning of a coastal aquifer adjacent to a hypersaline lake in NW Iran. Journal of Asian Earth Sciences. 147:128-147.
Amiri V. Nakhaei M. Lak R. and Kholghi M. 2016. Investigating the salinization and freshening processes of groundwater through major ion and trace element indicators: Urmia plain, NW of Iran. Environ Monit Assess. 188: 233-241.
Arenas-Abad C. Vazquez-Urbez M. Pardo-Tirapu G. and Sancho-Marcen C. 2010. Fluvial and associated carbonate deposits. In: Carbonates in Continental Settings (Eds. A.M. Alonso-Zarza and L.H. Tanner) Development in Sedimentology 61: 133–175.
Barazzuoli P. Costantini A. Fondi R. Gandin A. Ghezzo C. Lazzarotto A. Micheluccini M. Salleolini M. and Salvadori L. 1988. A geological and geological tecnical profile of Rapolano travertines. In: Travertine from Siena (Ed. V. Coli). 26–35.
Bisse S.B. Ekomane E. Eyong J.T. Vincent O. Douville E. Maffo N. Ekoko E. and Dieudonne B. 2018. Sedimentological and geochemical study of the Bongongo and Ngol travertines located at the Cameroon Volcanic Line. Journal of African Earth Sciences. 143: 201-214.
Boghici R. Van Broekhoven G.A. 2001. Hydrogeology of the Rustler Aquifer, Trans Pecos Texas; in Aquifers of West Texas. Texas Water Development Board Report. 356: 207-225.
Chafetz H.S. and Folk, R.L. 1984. Travertines: depositional morphology and the bacterially constructed constituents. Journal of Sedimentary Petrology. 54: 289–316.
Chafetz H.S. and Guidry S.A. 2003. Deposition and diagenesis of Mammoth Hot Springs travertine, Yellowstone National Park, Wyoming, U.S.A. Can. Journal of Earth Sciences. 40: 1515–1529.
Chafetz H.S. Rush P.R. and Utech N.M. 1991. Microenvironmental controls on mineralogy and habit of CaCO3 precipitates: an example from active travertine system. Sedimentology. 38: 107–126.
Cipriani N. Ercoli A. Malesani P. and Vannucci S. 1972. I travertini di Rapolano Terme. Mem. Soc. Geol. It. 11: 31–46.
Claes H. Degros M. Soete J. Claes S. Kele S. Mindszenty A. Török Á. El Desouky H. Vanhaecke F. and Swennen R. 2017. Geobody architecture, genesis and petrophysical characteristics of the Budakalász travertines, Buda Hills (Hungary). Quaternary International. 437: 107–128.
Claes H. Soete J. Van Noten K. El Desouky H. Marques Erthal M. Vanhaecke F. Ozkul M. and Swennen R. 2015. Sedimentology, three-dimensional geobody reconstruction and carbon dioxide origin of Pleistocene travertine deposits in the Ballık area (south-west Turkey). Sedimentology. 62 (5): 1408-1445.
Domenico P.A. and Schwartz F.W. 1990. Physical and chemical hydrogeology. John Wiley and Sons, New York. 824 p.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Classification of Carbonate Rocks – A Symposium (Ed. W.E. Ham), AAPG Mem. 1: 108–121.
Dupraz C. Reid R.P. Braissant O. Decho A.W. Norman S.R. and Visscher P.T. 2009. Processes of carbonate precipitation in modern microbial mats. Earth Sciences Review. 96: 141–162.
Faccenna C. Soligo M. Billi A. De Filippis L. Funiciello R. Rossetti C. and Tuccimei P. 2008. Late Pleistocene depositional cycles of the Lapis Tiburtinus travertine (Tivoli, central Italy): possible influence of climate and fault activity. Global and Planetary Change. 63: 299–308.
Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks. Springer. Berlin. 976 p.
Folk R.L. 1994. Interaction between bacteria, nannobacteria, and mineral precipitation in hot spring of Central Italy. Geog. Phys. Quatern. 48: 233–246.
Folk R.L. and Chafetz H.S. 1983. Pisoliths (pisoids) in Quaternary travertines of Tivoli, Italy. In: Coated Grains (Ed. T.M. Peryt). Springer-Verlag. Berlin. 474–487
Folk R.L. Chafetz H.S. and Tiezzi P.A. 1985. Bizarre forms of the depositional and diagenetic calcite in hotspring travertines, Central Italy. In: Carbonate Cements (Eds. N. Schneidermann and P.M. Harris), Soc. Econ. Paleont. Miner. Spec. Publ. 36: 349–369.
Ford T.D. and Pedley H.M. 1996. A review of tufa and travertine deposits of the world. Earth Science Review. 41: 117–175.
Fouke B.W. Bonheyo G.T. Sanzenbacher B. and FriasLopez J. 2003. Partitioning of bacterial communities between travertine depositional facies at mammoth hot springs, Yellowstone National Park, U.S.A. Canadian Journal of Earth Sciences. 40: 1531–1548.
Fouke B.W. Farmer J.D. Des Marais D.J. Pratt, L. Sturchio N.C. Burns P.C. and Discipulo M.K. 2000. Depositional facies and aqueous-solid geochemistry of travertine-depositing hot spring (Angel Terrace, Mammoth Hot Spring, Yellowstone National Park, U.S.A.). Journal of Sedimentary Research. 70: 565–585.
Gallardo A. H. Tase N. 2007. Hydrogeology and geochemical characterization of groundwater in atypical small-scale agricultural area of Japan. Journal of Asian Earth Sciences. 29(1): 18-28.
Gandin A. and Capezzuoli, E. 2008. Travertine versus calcareous tufa: distinctive petrologic features and related stable isotopes signature. Il Quaternario Ital. Journal of Quaternary Sciences. 21: 125–136.
Gandin A. Capezzuoli E. 2014. Travertine: distinctive depositional fabrics of carbonates from thermal spring systems. Sedimentology. 61 (1): 264e290.
Gandin A. Capezzuoli E. and Sandrelli F. 2002. A Messinian hot-spring travertine system and its modern analogue at Rapolano in Southern Tuscany, Italy. 16th I.A.S. Congress, Johannesburg. 110.
Gibbs R.J. 1970. Mechanisms controlling world water chemistry. Journal of Science. 17: 1088-1090.
Gonfiantini R. Panichi C. and Tongiorgi E. 1968. Isotopic disequilibrium in travertine deposition. Earth Planetary Sciences Letter. 5: 55–58.
Guido D.M. and Campbell K.A. 2011. Jurassic hot spring deposits of the Deseado Massif (Patagonia, Argentina): characteristics and controls on regional distribution. Journal of Volcanology and Geothermal Research. 203: 35–47.
Guido D.M. Channing A. Campbell K.A. and Zamuner A. 2010. Jurassic geothermal landscapes and fossil ecosystems at San Agust_ın, Patagonia, Argentina. Journal of Geological Society of London. 167: 11–20.
Guler C. and Thyne G.D. 2004. Hydrologic and geologic factors controlling surface and groundwater chemistry in Indian Wells-Owens Valley area, southeastern California, USA. Journal of Hydrology. 285: 177-198.
Guo L. and Riding R. 1992. Aragonite laminae in hot water travertine crust, Rapolano Terme, Italy. Sedimentology. 39: 1067–1079.
Guo L. and Riding R. 1994. Origin and diagenesis of quaternary travertine shrub fabrics, Rapolano Terme, central Italy. Sedimentology. 41: 499–520.
Guo L. and Riding R. 1998. Hot-spring travertine facies and sequences Late Pleistocene, Rapolano Terme, Italy. Sedimentology. 45: 163–180.
Hong D. Fan M. Yu L. and Cao J. 2018. An experimental study simulating the dissolution of gypsum rock. Energy Exploration & Exploitation. 36(4): 942-954.
Jalali M. 2007. Hydrochemical identification of groundwater resources and their changes under the impacts of human activity in the Chah Basin in Western Iran. Environmental Monitoring and Assessment. 130: 347-364.
Janssen A. Swennen R. Podoor N. and Keppens E. 1999. Biological and diagenetic influence in recent and fossil tufa from Belgium. Sedimentary Geology. 126: 74–95.
Jianhua S. Xiaohu W. Yonghong S. Haiyang X. and Zongqiang C. 2008. Major ion chemistry of groundwater in the extreme arid region northwest China. Environmental Geology. 57(5): 1079-1087.
Jones B. and Renaut R.W. 2010. Calcareous spring deposits in continental settings. In: Continental Settings: Facies, Environments and Processes. (Eds A.M. AlonsoZarza and L.H. Tanner), Elsevier, Amsterdam. 177–224.
Ketata M. Gueddari M. and Bouhlila R. 2012. Use of geographical information system and water quality index to assess groundwater quality in El Khairat deep aquifer (Enfidha, Central East Tunisia). Arabian Journal of Geosciences. 5:1379-1390.
Kitano. Y. 1963 Geochemistry of calcareous deposits found in hot springs. Journal of Earth Sciences Nagoya University. 11: 68-100.
Koban C.G. and Schweigert G. 1993. Microbial origin of travertine fabrics–two examples from southern Germany (Pleistocene Stuttgart travertines and Miocene Ried schingen travertine). Facies. 29: 251–264.
Kumar P.J.S. Elango L. and James E.J. 2014. Assessment of hydrochemistry and groundwater quality in the coastal area of South Chennai, India. Arabian Journal of Geosciences. 7(7): 2641-2653.
Li Z. H. You C. Wan N. and Sun H. 2006. Thickness and stable isotope characteristics of modern seasonal climate-controlled sub-annual travertine lamina in a travertine-depositing stream at Baishutai, SW China: implications for palaeoclimate change. Environmental Geology. 51: 257–265.
McLean W. Jankowski J. and Lavitt N. 2000. Groundwater quality and sustainability in an alluvial aquifer, Australia. In: Sililo O et al (Eds.) Groundwater, past achievements and future challenges. A Balkema, Rotterdam. 567-573.
Nakhaei M. Amiri V. Rezaei K. and Moosaei F. 2015. An investigation of the potential environmental contamination from the leachate of the Rasht waste disposal site in Iran. Bulletin of Engineering Geology and the Environment. 74(1): 233-246.
Okumura T. Takashima C. Shiraishi F. Akmaluddin and Kano A. 2012. Textural transition in an aragonite travertine formed under various flow conditions at Pancuran Pitu, Central Java and Indonesian Sedimentary Geology. 265: 195–209.
Park S.C. Yun S.T. Chae G.T. Yoo I.S. Shin K.S. Heo C.H. and Lee S.K. 2005. Regional hydrochemical study on salinization of coastal aquifers, western coastal area of South Korea. Journal of Hydrology. 313(3-4): 182-194.
Pedley H.M. 1990. Classification and environmental models of cool freshwater tufas. Sedimentary Geology. 68: 143–154.
Pedley H.M. 2009. Tufas and travertines of the Mediterranean region: a testing ground for freshwater carbonate concepts and developments. Sedimentology. 56: 221–246.
Pentecost A. 1994. Formation of laminate travertines at Bagno Vignoni, Italy. Geomicrobiology Journal. 12: 239–252.
Pentecost A. 1995. The quaternary travertine deposits of Europe and Asia Minor Quaternary Sciences Review. 14: 1005–1028.
Pentecost A. 2003. Cyanobacteria associated with hot spring travertines. Canadian Journal of Earth Sciences. 40: 1447-1457.
Pentecost A. 2005. Travertine. Springer, Berlin. 445 p.
Pentecost A. and Tortora C. 1989. Bagni di Tivoli, Lazio: a modern travertine depositing site and its associated microorganism. Boll. Soc. Geol. Ital. 108: 315–324.
Pentecost, A. and Viles, H.A. 1994. A review and reassessment of travertine classification. Geography and Physics Quaternary. 48: 305–314.
Pokrovsky O.S. and Schott J. 2001. Kinetics and Mechanism of Dolomite Dissolution in Neutral to Alkaline Solutions Revisited. American Journal of Science. 301: 597-626.
Pradhan B. 2009. Ground water potential zonation for basaltic watersheds using satellite remote sensing data and GIS techniques. Central European Journal of Geosciences. 1: 120-129.
Pradhan B. and Pirasteh S. 2011. Hydro-chemical analysis of the groundwater of the Basaltic catchments: upper Bhatsai Region. Maharastra. Open Hydrology Journal. 5: 51-57.
Rainey D.K. and Jones B. 2009. Abiotic versus biotic controls on the development of the Fairmont Hot Springs carbonate deposit, British Columbia, Canadian Sedimentology. 56: 1832–1857.
Riding R. 1991. Calcareous Algae and Stromatolites. Springer-Verlag, Berlin. 571 p.
Schott J. and Pokrovsky S. 2001. Kinetics and Mechanism of Dolomite Dissolution in Neutral to Alkaline Solutions Revisited. American Journal of Sciences. 301: 597-626.
Schreiber B.C. Smith D. and Schreiber E. 1981. Spring peas from New York State: nucleation and growth of fresh water hollow ooliths and pisoliths. Journal of Sedimentary Petrology. 50: 1341–1346.
Sen Z. 2015. Practical and applied hydrogeology. Elsevier. 406 p.
Sugihara C. Yanagawa K. Okumura T. Takashima C. Harijoko A. and Kano A. 2019. Transition of microbiological and sedimentological features associated with the geochemical gradient in a travertine mound in northern Sumatra, Indonesia. Sedimentary Geology. 343: 85–98.
Zhu G.F. Li Z.Z. Su Y.H. Ma J.Z. and Zhang Y.Y. 2007. Hydrogeochemical and isotope evidence of groundwater evolution and recharge in Minqin Basin, Northwest China. Journal of Hydrology. 333: 239-251. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 524 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 341 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||