ریزرخساره‌ها، مدل رسوبی، چینه ‌ نگاری سکانسی و دیاژنز سازند هفتومان (کرتاسه بالایی)، ناحیه خور - شرق ایران مرکزی

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی دانشگاه شهید بهشتی تهران

2 دانشجوی کارشناسی ارشد چینه‌شناسی و فسیل‌شناسی دانشگاه شهید بهشتی تهران

3 دانشجوی دکتری چینه‌شناسی و فسیل‌شناسی دانشگاه شهید بهشتی تهران

چکیده

     رسوبات کرتاسه که با رخساره‌های متنوع شناخته می‌شوند، در تمام ایران گسترش یافته‌اند. در ناحیه خور، بلوک یزد و در شرق ایران مرکزی این رسوبات به خوبی رخنمون یافته‌اند. سازند هفتومان با سن سنومانین در کوه دبرسو، جنوب ناحیه خور (در شرق ایران مرکزی) با رویکردی یکپارچه جزئی از مطالعات نموداری، بیواسترانیگرافی و تجزیه و تحلیل چینه‌نگاری سکانسی، مطالعه رخساره‌ها بر اساس مشاهدات میدانی و مطالعات ریزرخساره‌ها مورد تجزیه و تحلیل قرار گرفت. ما 240 مقطع نازک میکروسکوپی را از حدود 514 متر از چینه‌های با جنس سنگ آهک، ماسه سنگ تا ماسه سنگ آهکی و از سنگ آهک ضخیم تا سنگ آهک ماسه‌ای نازک لایه از سازند هفتومان جمع‌آوری نمودیم. این سازند در یک رمپ کربناته با ریزرخساره‌های رمپ درونی، رمپ میانی و رمپ بیرونی در کنار رسوبات آواری محیط ساحلی که 2 پتروفاسیس را تشکیل داده‌اند؛ تشکیل شده است. بر اساس موقعیت مرزهای ناپیوسته سکانس‌ها، دو سکانس رده 3، که به طور غالب تغییرات جهانی سطح آب دریا کنترل کننده چرخه رسوبی در آنهاست شناسایی شدند. سیمانی شدن، دولومیتی شدن، انحلال و سیمانی شدن، کارستی شدن و پیریتی شدن مهم‌ترین فرآیندهای دیاژنزی در این سازند هستند.   

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

-

نویسندگان [English]

  • Mohsen Liaghat 1
  • Hamid Kamali Sarvestani 2
  • Abbas Sadeghi
  • Masud Mossavian 3
1 Shahid Beheshti university
2 Shahid Beheshti university

مقدمه

حوضه‌های رسوبی، مناطقی فرونشست یافته از سطح زمین بوده که بر هم کنش فاکتورهای مختلف چینه‌نگاری سکانسی در مقیاس‌های مختلف زمانی و مکانی[1]، پاسخی بر ساختار چینه شناسی موجود در آنهاست (Allen and Allen 2013). مطالعه یک حوضه رسوبی با سکانس‌های واقع در آن با بهره‌گیری از داده‌های مختلفی چون رخنمون، زیر سطحی، ژئوفیزیکی و ... به شناخت هر چه بیشتر حوضه کمک شایانی می‌نماید (Miall 2010). همچنین در طول تاریخچه رسوب‌گذاری و تشکیل چینه‌ها که در نهایت بر هم انباشت آنها توالی‌های رسوبی را به وجود می‌آورد؛ حوادثی که ما آنها را با عنوان دیاژنز می‌شناسیم نیز رخ می‌دهد (Morad et al. 2013) که فرآیندهای اولیه دیاژنز[2] به واسطه تشکیل در زمان رسوب‌گذاری نیز یک خصوصیت مفید و ارزشمند به شمار می‌روند (Zarza and Tanner 2010). با علم بر این خصوصیات؛ یک برش چینه شناسی از رسوبات کرتاسه بالایی در ناحیه خور مورد مطالعه قرار گرفت. در زون ساختاری ایران مرکزی به ویژه منطقه چوپانان (جنوب غرب خور)، هفتومان (جنوب غرب خور)، کوه گز (شمال خور) و جندق (غرب- شمال غرب خور) رسوبات موجود دارای رخساره، ضخامت و سن بسیار متغیر و متنوع از جایی به جای دیگر می‌باشند (آقانباتی 1388). برخی رسوبات مربوط به این نواحی به ‌صورت غیر رسمی در قالب 3 سازند دبرسو، هفتومان و فرخی نام‌گذاری و معرفی شده (خسرو تهرانی 1389)؛ که سازند هفتومان (Reyer and Mohafez 1972) به سبب مطالعه پیشین شناخته شده است (کمالی 1390؛ Arzani 2011). این سازند دارای لیتولوژی سنگ‌آهک‌‌های رودیست‌دار، آهک غنی از فسیل بریوزئر و نیز سنگ آهک ماسه‌‌ای در تناوب با ماسه سنگ، مارن و بین لایه‌‌های کنگلومرا می‌باشد (کمالی و همکاران 1390). سازند هفتومان در برش کوه هفتومان 514 متر ضخامت داشته؛ که از ناحیه خور تا بلوک یزد در ایران مرکزی به سبب شدت بیشتر حرکات تکتونیکی دارای ضخامت‌های متغیری است (Aistov et al 1984; Alavi 2004; Zanchi et al. 2009). این برش که قاعده و راس آن به ترتیب به سازند دبرسو و سازند فرخی با ناپیوستگی ختم می‌شود (کمالی و همکاران 1390) در 50 کیلومتری جنوب غرب خور و 4 کیلومتری جنوب روستای هفتومان در حوضه رسوبی اصفهان- نایین واقع شده و توسط جاده آسفالته اصفهان- نایین-هفتومان با پیمایش 4 کیلومتر جاده آسفالته به‌ سمت جنوب پس از روستای هفتومان قابل دسترسی است. از لحاظ مختصات جغرافیایی قاعده این برش، که در کوه دبرسو واقع شده، دارای طول جغرافیایی ´´4/09،´47 ، ْ54 شرقی و عرض جغرافیایی´´8/14،´30 ،ْ 33 شمالی است (شکل 1).

 

روش مطالعه

این مطالعه که در قالب یک برش سطح‌الارضی، به ضخامت 514 متر با نمونه‌برداری به روش سیستماتیک (Tucker 2011)، در فواصل 4 متری و در مناطق با تغییرات شدید لیتولوژی و رخساره‌ای با فواصل کمتر انجام گرفت. در مجموع تعداد 280 نمونه سنگی انتخاب و با توجه به لیتولوژی غالب آهکی، در این سازند از روش رنگ‌آمیزی دیکسون (Dickson 1966)، به منظور شناسایی کانی کلسیت از دولومیت تعدادی از مقاطع نازک میکروسکوپی رنگ‌آمیزی شدند. پس از مطالعه مقاطع نازک میکروسکوپی 12 ریزرخساره رسوبی به روش فلوگل (Flugel 2010) در قالب ریزرخساره و از طرفی جداگانه 2 پتروفاسیس تفکیک، رده‌بندی و انطباق داده شد. در نام‌گذاری ریزرخساره‌های کربناته و رخساره‌های آورای موجود به ترتیب از تقسیم‌بندی دانهام (Dunham 1962) و امبری و کلون (Embry and Klovan 19) استفاده شد. به منظور شناخت هر چه بیشتر محیط رسوب‌گذاری و تغییرات سطح آب دریا، مطالعات چینه‌نگاری سکانسی در رسوبات این سازند با استفاده از سکانس‌های رسوبی (Vial et al. 1991) انجام شد.

 

 

 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی رخنمون مطالعه شده از سازند هفتومان واقع در ناحیه خور (آقانباتی 1390)

 

 

چینه‌شناسی ناحیه مورد مطالعه

رسوبات کرتاسه در ناحیه بلوک یزد (ایران مرکزی) بسیار ضخیم، عمدتاً رخنمون یافته بوده و به صورت بارزی فسیل‌دار هستند. آنها تشکیل‌دهنده آرشیو رسوبی مناسبی جهت شناخت تکامل ژئودینامیکی خاورمیانه و پالئو (بیو) ژئوگرافی ناحیه هستند (Wilmsen et al. 2012). لاکن، جزئیات رسوب‌شناسی آنها (جدا از نقشه برداری مشخص سنگ چینه‌شناسی آنها)، محیط‌های رسوبی و فسیل‌شناسی آنها به استثنای آمونیت‌های کرتاسه، که ثبت و توصیف شده از مکان‌های گوناگونی هستند، بسیار کم شناخته شده هستند (Kennedy et al. 1979; Seyed- Emami et al. 1971; Wilmsen et al. 2012) (پورکاظم 1373؛ هاشمی 1379). بر خلاف رسوبات مربوط به کرتاسه پایینی که در همه جای ایران هم رخساره هستند، ردیف‌های کرتاسه بالایی حتی در یک حوضه ساختاری- رسوبی، رخساره سنگی پایداری ندارند. به همین رو است که واحدهای سنگی K2 ایران به جز کپه داغ و زاگرس چندان نام‌گذاری نشده‌اند و واحدهای نام‌گذاری شده کاربرد محلی داشته و غیررسمی‌اند (آقانباتی 1390). سازند هفتومان که رخنمونی از رسوبات کرتاسه بالایی در شمال ناحیه خور می‌باشد بر روی سنگ‌‌هایی با سن مختلف واقع شده است. از لحاظ لیتولوژی این سازند شامل سنگ‌‌آهک‌های بریوزئردار، به مقدار کمتری سنگ آهک ماسه‌‌ای در تناوب با ماسه‌سنگ، مارن و بین لایه‌های کنگلومرا بوده که واحدهای پایینی آن با فراوانی فسیل‌های رودیست شناخته می‌شوند. ضخامت این سازند در برش هفتومان 900 تا 952 متر و به‌ طرف شمال در رشید‌کوه و کوه سرخی به 560 متر کاهش پیدا می‌کند. سن این سازند بر اساس محتویات فسیلی نظیر شکم‌‌پایان، بازوپان و خارپوستان سنونین پیشین تعیین شده است (کمالی 1390). مرز این سازند با سازند دبرسو در قاعده دگرشیب (دیسکانفورمیتی) و مرز بالایی آن با مارن‌های سبز و سنگ آهک‌‌های مارنی ضخیم لایه سازند فرخی نیز ناپیوستگی هم‌شیب است. سازند هفتومان قابل مقایسه با واحد K2b و K2c در البرز، سازند آب‌تلخ و بخش زیرین سازند نیزار در کپه داغ و همچنین سازند ایلام در زاگرس می‌باشد (آقانباتی 1390) (شکل 2).

 


شکل 2- ستون چینه‌شناسی سازندهای کرتاسه در حوضه‌های مختلف رسوبی ایران (آقانباتی 1390)

 

 

زون‌بندی زیستی[3] و سن سازند هفتومان

سازند هفتومان از نظر محتوای فسیلی فقیر بوده و بیوزوناسیون در آن ممکن نیست. شاخص‌ترین فرامینیفرهای شناسایی شده در رسوبات این سازند که در پیوست انتهایی نشان داده شده است. بر اساس حضور گونه Praesiderolites douvillei در قاعده سازند هفتومان با سن سانتونین و حضور Sulcoperculina dickersoni کمی بالاتر از قاعده و همچنین وجود فرامینیفرهای پلانکتونی چون Globotruncana arca، Costellagerina bulbosa و Contusotruncana cf. fornicata و Globotruncana arca در بخش میانی این سازند با سن کامپانین و حضور Siderolites calcitrapoides، Pseudosiderolites vidali در بخش فوقانی این سازند، سن سانتونین- ماستریختین ابتدایی برای سازند هفتومان پیشنهاد می‌شود (کمالی و همکاران 1390).

 

ریزرخساره‌ها و محیط‌های رسوبی ‌

با توجه به مطالعات صورت گرفته در رسوبات سازند هفتومان و بر اساس آلوکم‌ها، بیوکلاست‌ها و فسیل‌های موجود، که فاکتورهای کلیدی در دست‌یابی به محیط رسوبی در زمان شکل‌گیری می‌باشند (Moor and Wade 2013) و بر اساس مطالعات صورت گرفته در حوضه‌های مختلف رسوبی توسط دیگر محققان (Flugel 2010; Wilson 2013; Baxon' 1998 Schlager et al. 2002; و ...)، در مجموع مدل رسوبی و ریزرخساره‌های مطالعه شده در این سازند معرفی شدند. با توجه به مطالعات پتروگرافی و بررسی‌های صحرایی در رسوبات این سازند کمربندهای رخساره‌ای لاگون همراه با ریف‌های کومه‌ای[4] از نوع بیوهرم متشکل از رودیست‌ها و در نواحی لاگون نزدیک به ریف‌های سدی با تنوع فرامینیفرها همچون اربیتولین، کمربند رخساره‌ای سدی متشکل از ریف‌های بریوزئری و کمربند رخساره‌ای دریای باز که در بخش کم عمق رسوبات انتقال یافته از ریف‌های سدی را در بر داشته و در نواحی عمیق‌تر حضور جلبک‌های قرمز، اسفنج‌ها و براکیوپودها و در نواحی عمیق‌تر اکینودرم‌ها و نیز فرامینیفرهای کف زی بارز است. حضور گونه‌های از جلبک‌های قرمز سازند هفتومان که در محیط‌های کم عمق ریفی هستند در شناخت محیط رسوبی قدیمه بسیار با اهمیت هستند. در ادامه این محیط‌ها به تفصیل از بخش عمیق به طرف نواحی کم عمق شرح داده می‌شوند. در مجموع مدل رسوبی و ریزرخساره‌های مطالعه شده در این سازند دارای انطباق بیشتری با مدل رسوبی ارائه شده توسط مدل رمپ فلوگل (Flugel 2010) می‌باشد. بر این اساس ریزرخساره‌ها در کمربندهای رخساره‌ای[5] معرفی شده که این کمربندهای رخساره‌ای از بخش عمیق حوضه رسوبی به سمت خشکی در ادامه توضیح داده می‌شوند.

 

رمپ بیرونی[6]

رمپ بیرونی که در زیر قاعده امواج طوفانی[7] قرار داشته، متشکل از رسوبات کربناته فسیل‌دار می‌باشد (Flugel 2010). در سازند هفتومان چهار ریزرخساره به این بخش از حوضه رسوبی تعلق داشته و لازم به ذکر است که عمدتاً رسوبات مربوط به مناطق عمیق این سازند از جنس مارن‌های آهکی می‌باشند.

 

MFS1- پلویید پکستون

در محیط رسوبی سازند هفتومان در عمیق‌ترین بخش‌های این حوضه رسوبی پلوییدها با فراوانی بیش از 60 درصد در یک زمینه گل سنگی قرار گرفته‌اند (شکل 3، الف). تراکم بالای پلت‌ها در این ریزرخساره شناخت دیگر آلوکم‌ها و فسیل‌های موجود را غیر ممکن ساخته است. فسیل‌ها بسیار محدود بوده که در برخی از مقاطع مربوط به این ریزرخساره فرامینیفرهای میکریتی شده وجود دارند. پلت‌ها عمدتاً نیمه زاویه‌دار تا نیمه گرد شده بوده و حضور آنها در این بخش از حوضه رسوبی این سازند کمک کننده به تشکیل کربنات‌های مناطق عمیق است. برای تشکیل پلت‌ها منشاهای مختلفی شناسایی شده‌است (Boggs 2015). لایه‌های رسوبی که این ریزرخساره در آن قرار گرفته‌اند از نوع سنگ آهک رسی غنی از مواد آلی می‌باشند. این ریزرخساره قابل انطباق با (RMF4) مدل رسوب‌گذاری فلوگل (Flugel 2010) می‌باشد.

 

MFS2- اکینودرم پکستون با فرام پلانکتون

به سبب تغییرات محیطی و اکولوژیکی ناشی از تغییرات عمق در حوضه‌های رسوب‌گذاری (Bjørlykke 2015) در بخش دریای باز سازند هقتومان و دور شدن از محل حضور ریف‌های بریوزئری بر فراوانی فرامینیفرهای پلانکتون همچون Globotruncana arca افزوده شده که همچنین حضور اکینودرم‌ها در این بخش از حوضه رسوبی خود مورد توجه می‌باشد. اکینودرم‌های خرد شده در اندازه‌های مختلف؛ با سیمان رو رشدی پیرامون آنها شناخته می‌شوند. وجود سیمان رو رشدی پیرامون اکینودرم‌ها، میکریتی شدن فرامینیفرهای موجود و ریزشکستگی‌های موجود که با سیمان کلسیتی پر شده‌اند از فرآیندهای بارز دیاژنزی مقاطع این ریزرخساره می‌باشند (شکل 3، ب). با توجه به مطالعه صورت گرفته این ریزرخساره را می‌توان با (RMF13) در مدل رسوب‌گذاری رمپ فلوگل (Flugel 2010) قابل مقایسه دانست.

 

MFS3- اکینودرم پکستون

این ریزرخساره با دارا بودن اکینودرم‌ها با فراوانی حدود بیش از 80 درصد در اندازه‌های چند میلی‌متری در کمربند رخساره‌ای دریای باز کم عمق، واقع شده است. با توجه به این که اکینودرم‌ها موجودات منحصراً دریایی هستند، هر چند بعضی انواع متحرک در محدوده لاگون و خلیج دهانه‌ای با آب‌های لب شور نیز زندگی می‌کنند (Hess et al. 2002)، اما اکثراً در یک محدوده گسترده از خط ساحلی تا عمق 1130 متری دریا زیست می‌کنند (Heckel 1972). در مقاطع نازک مربوط به این ریزرخساره اکینودرم‌ها در برش طولی و عرضی وجود داشته و به مقدار کمتر از حدود 5 درصد پلوییدها و نیز ذرات آورای کوارتز چند بلوری نیز موجود است. از فرآیندهای دیاژنزی می‌توان به تشکیل سیمان رو رشدی[8]، پیرامون اکینودرم‌ها، دولومیتی شدن و تراکم اشاره کرد (شکل 3، پ). این ریزرخساره منطبق با (RMF7) مدل رسوب‌گذاری فلوگل (Flugel 2010) است.

 

MFS4- پکستون اسفنج‌دار تیره رنگ

اسفنج‌ها که موجودات کلنی ساز بوده و در بخش‌های عمیق (با اسکلت سیلیسی) و یا در محیط‌های کم عمق (با اسکلت آهکی) زندگی می‌کنند (Nichole 2012)؛ که در این ریزرخساره سوزن‌های اسفنجی در مقاطع طولی به صورت کشیده و در برش‌های عرضی دایره‌ای شکل بوده و به سبب ترکیب سیلیسی آن­ها در مقاطع نازک میکروسکوپی شفاف می‌باشند (شکل 3، ت). به سبب رسوب‌گذاری رسوبات مربوط به بخش‌های عمیق حوضه رسوبی و فراهم بودن شرایط احیایی و فقدان اکسیژن در بخش‌های عمیق حوضه‌های رسوبی رسوبات این بخش از محیط‌های رسوبی به رنگ تیره و چرکی بوده (Scholle et al. 1999) که این قضیه در مورد این ریزرخساره نیز صدق می‌کند. تفسیر مناسب در مورد شرایط محیط این ریزرخساره گل‌های آهکی حاوی سوزن‌های اسفنجی در نواحی عمیق شیب که این مناطق اکسیژن کم و غنی از مواد غذایی و در این بخش‌ها اسفنج‌ها ساکن می‌باشند. در این ریزرخساره که منطبق با (RMF1) در مدل رسوب‌گذاری رمپ فلوگل (Flugel 2010) می‌باشد؛ تیرگی رسوبات به سبب حضور مواد آلی بر جای مانده از موجودات و اسفنج‌هاست.

 

رمپ میانی[9]

این بخش که ما بین زون پایه استهلاک امواج و قاعده امواج طوفانی قرار گرفته که عمق آب تا ده‌ها متر می‌رسد (Flugel 2010)

 

MFS5- پکستون با فرامینیفر و جلبک قرمز

از ویژگی‌های محیط رسوبی دریای باز کم عمق در سازند هفتومان حضور فرامینیفرها و به خصوص جلبک‌های قرمز با فراوانی و تنوع بالا می‌باشد (شکل 3، ث). فرامینیفرها شامل Sirtina granulate و جلبک‌های قرمز مانند آرکاولیتوفیلوم[10] را می‌توان نام برد. این جلبک که در اصل آراگونیتی است (Wray 1977)؛ یک جلبک مرجانی اجدادی [11] بوده و صفحات چند برگوار[12] با سلول‌های متفاوت هستند (Scholle and Ulmer Scholle 2006). این جلبک در برخی از رخساره‌ها دارای فراوانی تا بیش از 40 درصد بوده و با توجه به ریف ساز بودن و همراهی با فرامینیفرها بخشی از ریف‌های واقع در محیط سدی را تشکیل داده که در اثر رخدادهای جابه جایی و دیاژنزی بخش‌هایی از پیکره این موجودات دچار تخریب شده است. به طور پراکنده در این ریزرخساره دانه‌های زاویه‌دار کوارتز که به رنگ سفید قابل مشاهده هستند نیز وجود دارد. جلبک‌های قرمز موجود گاها ناشی از جلبک‌های موجود در بخش سدی و ریفی بوده که جابه جا و به این بخش انتقال داده شده‌اند.

 

MFS6-پکستون با دوکفه‌ای

در این ریزرخساره دوکفه‌ای‌ها، که عمدتاً در نواحی کم عمق دریای باز محیط‌های رسوبی ساکن هستند (Flugel 2010)، همراه با خرده‌هایی از اکینودرم با فراوانی کمتر از 10 درصد بارز می‌باشد (شکل 3). به هم ریختگی زیستی که ناشی از شیوه زندگی موجودات کف‌زی و فعالیت آنها برای تغذیه از مواد آلی بستر (Westphal et al. 2010) می‌باشد؛ در برخی از مقاطع این ریزرخساره وجود دارد. فرآیند میکریتی شدن، ریز شکستگی‌های پر شده با سیمان، انحلال و سیمانی شدن برخی از جلبک‌های موجود ناشی از رخداد دیاژنز در برخی مقاطع نازک مربوط به این رخساره تشخیص داده شد (شکل 3، ج).

 

شکل 3- ریزرخساره‌های مطالعه شده در سازند هفتومان (کمالی و همکاران 1390)؛ { الف) P= پلویید، ب) E= اکینودرم و F= فرامینیفر، پ) E= اکینودرم خرد شده، ت) S= اسپیکول اسفنج (در مقطع عرضی= نماد سبز، در مقطع طولی= نماد قرمز)؛ ث) R= جلبک قرمز و F= فرامینیفر، ج) B= خرده‌های دوکفه‌ای}.

 

- MFS7 پکستون با بیوکلاست ماسه‌دار

در این ریزرخساره که بیش از 60 درصد آن را خرده فسیل جانداران گوناگون از قبیل اکینودرم، بریوزئر، جلبک قرمز و با فراوانی بسیار کمتری جلبک‌های تحت تأثیر دیاژنز وجود دارند. در این ریزرخساره عملکرد جلبک‌ها تشکیل برخی از ساختارهای لخته‌ای را منجر شده است. تمامی این فسیل‌ها به سبب جابه جایی و حمل و نقل از محیط‌های کم عمق حوضه رسوبی به بخش‌های عمیق‌تر انتقال و در نهایت رسوب‌گذاری نموده‌اند. علاوه بر موارد عنوان شده دانه‌های کوارتز در اندازه ماسه با خاموشی مستقیم و زاویه‌دار در این بخش همراه با فسیل‌ها وجود دارند (شکل 4، چ).

 

رمپ درونی[13]

کمی جلوتر از ریف‌های بریوزئری و در نواحی سمت دریای باز فراوانی جلبک آرکئولیتوتامنیوم[14] محرض شده و با توجه به اکوسیستم این موجودات و ریزرخساره‌های مجاور عمدتاً در محیط رسوبی با عمق کم آب یافت می‌شوند. دانه‌های ‌آواری کوارتز با فراوانی کمتر از 5 درصد در اندازه ماسه متوسط دانه[15] به صورت گرد شده تا زاویه‌دار با خاموشی مستقیم بخشی از این رخساره را به خود اختصاص می‌دهند. فرامینفرها که دارای فراوانی حدود 5 تا 10 درصد می‌باشند بخشی دیگر از موجودات این محیط می‌باشند.

 

MFS8- بافلستون/گرین استون فسیل‌دار

بخش پر انرژی محیط رسوبی سازند هفتومان متشکل از ریف‌های است که بخش عمده آن را بریوزئرها تشکیل دادند (شکل 4، ح). در محیط‌های رسوبی ریف‌ها تشکیل‌دهنده اکوسیستم و مکان‌هایی مناسب برای زندگی موجودات زنده و سازگار با این موجودات هستند، و در بیشتر موارد بیشتر موجودات این بخش از محیط رسوبی دارای همزیستی بسیار نزدیک با یکدیگر هستند (Moyano et al. 2005). اکینودرم‌ها، فرامینیفرهای بنتیک مانندRotalia sp. ، Praesiderolites douvillei و Sulcoperculina dickersoni همراه با دوکفه‌ای‌ها از فسیل‌های موجود در این بخش از محیط رسوبی سازند هفتومان هستند. سیمان رورشدی پیرامون خرده‌های اکینودرم[16]، میکریتی شدن فرامینیفرها و شکستگی پر شده با سیمان از فرآیندهای دیاژنزی در این ریز رخساره می‌باشند. در این ریزرخساره همراهی بریوزوئرها، فرامینیفرهای کف‌زی و جلبک‌های ریفی قرمز رنگ وجود دارد. دانه‌های آواری کوارتز از اجزای فرعی این ریزرخساره می‌باشند.

 

MFS9- میلیولید پکستون

بخشی از حوضه رسوبی سازند هفتومان در محیط لاگون در بردارنده فرامینیفرهای میلیولید با فراوای بالای 50 درصد بوده که تجمع و انباشت آنها بر روی یکدیگر این ریزرخساره را تشکیل داده است (شکل 4، خ). پلوییدها، که ناشی از میکریتی شدن میلیولیدها هستند با فراوانی کمتر از 10 درصد و به رنگ تیره، جزء فرعی این ریزرخساره می‌باشند. با توجه به رسوبات موجود در قسمت بالایی و زیرین رسوبات دربردارنده این ریزرخساره در طول ستون چینه‌شناسی که مربوط به محیط‌های کم عمق هستند (کمالی 1390)، این ریزرخساره به محیط لاگون نسبت داده می‌شود. شکستگی‌های پر شده با سیمان بر اثر فرآیند دیاژنز در این ریزرخساره وجود دارند. این ریزرخساره قابل انطباق با (RMF20) در مدل رسوب‌گذاری رمپ فلوگل (Flugel 2010) است.

-MFS10 پکستون با پلویید و استراکودا

یکی از ریزرخساره‌ها واقع در رسوبات سازند هفتومان با دارا بودن استراکودا و پلت‌ها شناسایی می‌شود. استراکوداها که مربوط به گروه سخت پوستان بوده و بیشتر در محیط‌های دریایی کم عمق زندگی می‌کنند (Flugel 2010) در این ریزرخساره با فراوانی 30 تا 35 درصد و بیشتر به صورت خرد شده هستند. در برخی از رسوبات در بردارنده این ریزرخساره شکم‌پایان با فراوانی حدود 10 تا 15 درصد، نیز آغشتگی رسوبات به اکسید آهن همراه با به هم‌ریختگی زیستی و حضور پلت‌ها حاکی از عمق کم در زمان تشکیل رسوبات این ریزرخساره می‌باشد (شکل 4، د).

 

- MFS11پکستون با خرده­های رودیست

این ریزرخساره با فراوانی غالب فسیل رودیست‌ها شناخته می‌شود. رودیست‌ها جاندارانی هستند که به صورت اولیه در مناطق گرمسیری (0 تا 35 رجه طول جغرافیایی) وجود دارند (Scholle and Ulmer Scholle 2006). همچنین در برخی مقاطع از این ریزرخساره تزئینات[17] با پیچ و تاب‌های مختلف و با ساختارهای چند لایه‌ای[18] و به زیبایی حفظ شده‌اند. در این ریزرخساره پوسته‌های خرد شده رودیست (شکل 4، ذ) به صورت پراکنده وجود دارند. با نگاهی دقیق این پوسته‌ها در بزرگنمایی بالاتر ریز ساختار وزیکولار[19] و برگ مانند[20] در برش طولی و عرضی را دارا هستند. معمولاً این خرده‌ها اندازه‌ای در حدود 2 میلی‌متر تا بیش از 1 سانتی‌متر در مقاطع نازک میکروسکوپی دارند (شکل 3). رودیست‌های این بخش از حوضه رسوبی شبکه سلولی چین‌خورده که از لامیناسیون‌های افقی و عمودی تشکیل شده، ساخته شده است. در بخش‌هایی لایه‌های اولیه آراگونیتی ناشی از دیاژنز توسط سیمان بلوکی کلسیت جانشین شده است. لایه ضخیم خارجی سلولی ریز از سلول‌های منشوری ساخته شده است. لایه بیرونی کفه بالایی از کلسیت متراکم ساخته شده است. این ریزرخساره همراه با لایه‌های کربناته دارای میان لایه‌های ماسه سنگی که ریزرخساره‌های محیط کم عمق لاگون را دارا هستند؛ و از طرفی با توجه به ریز‌رخساره‌های پیرامون[21] و نیز موقعیت آن درون رسوبات کم عمق شونده بخش انتهایی دسته رخساره تراز بالای آب دریا در سکانس B واقع شده است.

 

MF12 دولوستون

رسوبات موجود در پهنه جزرومدی سازند هفتومان عمدتاً مادستون‌های دستخوش دیاژنزی بوده و در برخی از بخش‌ها این رسوبات به صورت کامل بر اثر نفوذ سیالات دولومیتی شده‌اند. بلورهای لوزی شکل دولومیت،که با توجه به مقاله آدابی (Adabi 2009) دولومیت نوع 2 همراه با دانه‌های آورای کوارتز (شکل 4، ر) می‌باشند. رخدادهای دیاژنزی در مراحل بعدی به تشکیل بلورهای درشت دولومیت (نوع 3) و تبلور مجدد بلورهای قبلی نیز شده است. تشکیل سیمان کلسیتی و ددولومیتی شدن دیگر رخدادهای دیاژنز در رسوبات این بخش از حوضه رسوبی سازند هفتومان است. این ریزرخساره منطبق با (RMF23) در مدل رسوب‌گذاری رمپ فلوگل (Flugel 2010) می‌باشد.

 


شکل 4- ریزرخساره‌های مطالعه شده در سازند هفتومان (کمالی و همکاران 1390)؛ {چ) S= ماسه سنگ و F= فسیل، ح) F= فسیل، خ) M= میلیولید، د) O= استراکد و P= پلویید، ذ) R= رودیست.

 


پتروفاسیس‌های آواری

مطالعات حاکی از تشکیل رسوبات آواری در سازند هفتومان به سبب نوسانات سطح آب دریا در مدت زمان کوتاهی در حوضه رسوبی این سازند بوده که تشکیل پتروفاسیس‌های آواری را داده که در ادامه شرح داده می‌شوند.

 

- PT1 سنگ آهک ماسه‌ای

این پتروفاسیس که به طور عمده بیش از 50 درصد متشکل از سنگ آهک می‌باشد، حاکی از آواری‌های واقع در محیط ساحلی سازند هفتومان است. دانه‌های کوارتز با اندازه تقریبی کمتز از 5/0 میلی‌متر بوده و دارای گردشدگی ضعیف و زاویه‌دار می‌باشند. فضای ما بین این دانه‌ها متشکل از خرده‌های فسیلی بوده که در بزرگنمایی بالا به خوبی قابل مشاهده می‌باشند، است. در برخی از مقاطع نازک متعلق به این ریزرخساره استیلولیت‌ها و آهن‌دار شدن بارز است. دانه‌های آوری کوارتز موجود در این ریزرخساره از نوع تک بلور و چند بلوری بوده[22] از نوع زاویه‌دار هستند. این دانه‌ها دارای خاموشی مستقیم می‌باشند (شکل 5، ز)

 

–PT2 ماسه‌سنگ کنگلومرا نیمه بالغ اکینودرم‌دار در اندازه پبل تا ماسه

در این پتروفاسیس دانه‌های کوارتز دارای اندازه‌های مختلفی بوده و ذرات درشت دانه دارای گردشدگی بهتری نسبت به ذرات دانه ریز می‌باشند. این ویژگی به واسطه نحوه حرکت ذرات بوده که به موجب آن ذرات درشت دانه در کف با غلتیدن در کف گرد شده و ذرات دانه ریز به سبب حرکت جهشی و تعلیقی فاقد گردشدگی و زاویه‌دار هستند، می‌باشد (Tucker and Wright 2009). از فسیل‌های موجود در این ریزرخساره می‌توان بریوزئرها، اکینودرم‌ها اشاره نمود. دانه‌های درشت کوارتز دارای خاموشی موجی مرکب بوده و چند بلوری[23] می‌باشند. حضور دانه‌های آورای در بخش‌های ریفی به واسطه انتقال این مواد از حوضه‌های رسوبی مجاور (عمدتاً خشکی) به واسطه کاهش انرژی جریان آّب به سبب حضور سدها و موانع زیستی در محیط‌های رسوبی می باشد (شکل 5، و). در (شکل 6) مدل رسوبی این سازند همراه با پراکندگی ریزرخساره‌ها و پتروفاسیس‌ها ترسیم شده است.

 

چینه‌نگاری سکانسی

نوسانات سطح آب دریا در دوران کرتاسه مناطق مختلف دنیا حاکی از پیشروی‌های متعدد آب دریا در رسوبات این دوره زمین‌شناسی است (Francis et al. 2006). پس از رسوب‌گذاری رسوبات سنومانین[24] با عنوان سازند دبرسو در ناحیه خور پیشروی آب دریا در دوران سانتونین – ماستریختین پیشین رسوب‌گذاری سازند هفتومان با سنگ‌شناسی کربناته، سنگ آهک ماسه‌ای و مارن به صورت ناپیوستگی هم‌شیب در غالب دو سکانس رسوبی رده 3[25] سال شد. با توجه به موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه در زون ساختاری ایران مرکزی، و نوسانات شدید فعالیت‌های زمین ساختی در ناحیه خور (آقانباتی 1388) شناخت تاریخچه رسوبی در این منطقه نسبت به نواحی مجاور را مشکل نموده است. مرز چینه‌شناسی (شکل 7) ما بین سازندهای دبرسو و هفتومان ناپیوسته (دیسکانفورمیتی) با حضور ماسه سنگ‌های آواری و اکسیدهای آن بوده، قاعده سکانس A و سطح فرسایشی ما بین سازند هفتومان و سازند فرخی مرز فوقانی سکانس B می‌باشند (شکل 8). بر اساس طبقه‌بندی سکانس‌ها توسط ویل و همکاران (Vail et al. 1991)، سکانس‌های رسوبی موجود در این سازند از نوع 1[26] بوده که با توجه به سنگ‌شناسی غالب کربناته در این سازند دسته رخساره‌های تراز پایین[27]، تراز پیشروی[28] و تراز بالای آب دریا[29] درآن شناسایی شدند. مجموعاً در زمان رسوب‌گذاری چینه‌های مختلف این سازند در ادوار مختلف ریزرخساره‌های متفاوتی در این حوضه رسوب‌گذاری تشکیل شده، که از جمله می‌توان به حضور سدهای ریفی با فراوانی بریوزئرها، در دو سکانس A وB  اشاره نمود. در ادامه این دو سکانس رسوبی توضیح داده شده است.

 


شکل 5- پتروفاسیس‌های آواری در سازند هفتومان (کمالی و همکاران 1390)

شکل 6- تصویر شماتیک مدل رسوب‌گذاری سازند هفتومان همراه با پراکندگی موجودات در زمان تشکیل.

 

 

 

 

شکل 8 - مرز چینه‌شناسی مابین سازند­های هفتومان و فرخی (دید به سمت جنوب).

 

سکانس رسوبی A

این سکانس از 15 متر در بخش زیرین به‌طور عمده دارای رخساره ماسه سنگ‌آهکی حاوی خرده صدف‌های دوکفه‌ای، همراه با آغشتگی به اکسید آهن و در ادامه سنگ آهک نازک تا ضخیم لایه حاوی بیوکلاست، جلبک و رسوبات ریفی در قاعده بوده و در ادامه از 65 متر سنگ آهک فسیل‌دار و آهک ماسه‌ای تشکیل شده است. در قاعده سازند دبرسو به صورت ناپیوسته (دیسکانفورمیتی) واقع شده و مرز فوقانی رسوبات این سکانس منتهی به مرز سکانسی نوع 1[30] با سکانس B می‌شود. این سکانس رسوبی رده 3 متشکل از سه دسته رخساره تراز پایین آب دریا، تراز پیشروی آب دریا و تراز بالای آب دریا می‌باشد. دسته رخساره تراز پایین آب متشکل از سنگ‌آهک ماسه‌ای نازک تا متوسط لایه، به رنگ سبز تا خاکستری بوده که در ادامه پیشروی آب دریا رسوباتی به ضخامت حدود 50 متر را که در مطالعات صحرایی دارای آثار به هم ریختگی زیستی است. با توجه به مطالعات پتروگرافی ریزرخساره‌های این بخش پکستونی تا بافلسوتی همراه با فراوانی فسیل‌های ریفی و بریوزئری می‌باشند.این رسوبات که مربوط به محیط سدی سازند هفتومان می‌باشند در ادامه با رسوبات جلوی ریفی و مربوط به شیب پوشیده شده‌اند. حضور آواری‌ها در برخی مقاطع نازک مربوط به این دسته رخساره که به تشکیل ریزرخساره‌های آواری شده است. افزایش عمق آب دریا که با پسروی رخساره‌ها[31] همراه است با فراوانی دوکفه‌ای‌ها، جلبک‌های قرمز و اکینودرم‌ها شناخته شده که در نهایت حداکثر پیشروی درون رسوبات مربوط به محیط کم عمق دریای باز شناسایی شد. دسته رخساره‌های تراز بالای آب دریا متشکل از 30 متر سنگ آهک تا آهک ماسه‌ای بوده که در ادامه با رسوب‌گذاری رسوبات ریفی مربوط به محیط سدی همراه است. وجود سیمان‌های دریایی اولیه ما بین آلوکم‌ها در این رسوبات حاکی از انرژی بالا در زمان رسوب‌گذاری (Flugel 2010) است و در مجموع رسوبات این بخش با روندی کم عمق شونده منتهی به رسوبات محیط لاگون می‌شوند. انتهای این سکانس که منطبق بر رسوبات محیط لاگونی بوده که از ویژگی‌های آن آثار لخته‌ای ناشی از جلبک‌ها در زمان تشکیل می‌باشد. به دلیل عمق کم محیط رسوبی رسوبات این بخش عمدتاً به رنگ قرمز بوده؛ همراه با حضور قلوه‌های پراکنده کانی هماتیت و نیز ماسه سنگ‌های آهکی، حضور تخلخل حفره‌ای و نیز خرد فسیل‌های آواری درون رسوبات؛ که نشان‌دهنده خروج از آب و شرایط اکسیدان (Tucker and Wright 2009) و به عنوان مرز سکانسی از نوع 1 تشخیص داده شد. لازم به ذکر است که مرز زیرین این سکانس معادل مرز سکانسی (K110) و مرز بالایی معادل مرز سکانسی (K120) (Simmons et al. 1997; Sharland et al. 2004) در صفحه عربی می‌باشد.

سکانس رسوبی B

این سکانس حاوی دسته رخساره‌های تراز پایین آب دریا، تراز پیشروی آب دریا و تراز بالای آب دریا بوده و یک سکانس رده 3 درون رسوباتی به ضخامت 434 متر، واقع شده است. مرز تحتانی این سکانس در ارتباط با سکانس A، مرزی نوع 1 بوده (با شواهد عنوان شده در مورد مرز بالایی سکانس A) و راس آن منتهی بر مرز چینه‌شناسی ما بین سازندهای هفتومان و فرخی است (شکل 8). در مرز فوقانی این سکانس حضور اکسید آهن، و نیز آثار کارستی شدن بارز است. پس از مرز سکانسی حدود 10 متر رسوبات آواری واقع شده که نشان‌دهنده بالا بودن نرخ تأمین رسوب[32] از خشکی و تشکیل دسته رخساره تراز پایین در این سکانس است. این دسته رخساره در بر دارنده بیوکلاست‌های به ویژه خرده‌های اکینودرم و تا حدی بریوزئرها بوده که این ویژگی نشان از پسروی آب دریا به میزان زیاد می‌باشد. دسته رخساره تراز پیشروی آب دریا: در این دسته رخساره که عمدتاً متشکل از رسوبات مربوط به محیط سدی (ریف‌ها)، بخش جلوی ریف، و نیز رسوبات مربوط به محیط عمیق دریای باز است. رسوبات این دسته رخساره با روندی عمیق شونده[33] متشکل از سنگ آهک متوسط تا ضخیم لایه، سنگ آهک ماسه‌ای و در ادامه سنگ آهک کرم تا خاکستری رنگ بوده که ریزرخساره پلویید پکستون در این بخش بیشترین فراوانی را به خود اختصاص داده است. نئومورفیسم (تبلور مجدد) بیوکلاست‌های با جنس پوسته آراگونیتی و کلسیت پر منیزیم[34]، همراه با آشفتگی زیستی[35] و پلتی شدن فرامینیفرهای کف‌زی از اثرات بارز دیاژنز در رسوبات این موجود در این دسته رخساره می‌باشند. سطح حداکثر پیشروی آب دریا، در این سکانس به طور تقریبی درون رسوبات مربوط به محیط دریای باز با فراوانی اکینودرم‌ها همراه با فرام‌های کف‌زی تشخیص داده شد. در ادامه ستون چینه‌شناسی این سازند حدود 220 متر سنگ آهک ضخیم لایه خاکستری تا کرم رنگ همراه با میان لایه‌هایی از آهک ماسه‌ای قرار داشته، که تشکیل‌دهنده دسته رخساره تراز بالای آب دریا می‌باشند. از ویژگی‌های بارز در این دسته رخساره می‌توان به آثار فسیلی مربوط پشته‌های ریفی[36] واقع در محیط لاگون که متشکل از رودیست‌ها هستند اشاره نمود. مرز زیرین این سکانس معادل مرز سکانسی (K120) و مرز بالایی معادل مرز سکانسی (K130) (Simmons et al. 1997; Sharland et al. 2004) در صفحه عربی می‌باشد. این دو سکانس مربوط به سکانس (Kce) صفحه عربی می‌باشند (Haq 2014). سکانس‌های مطالعه شده در این سازند در شکل 9 درون ستون چینه‌شناسی نشان داده شده‌اند.

 

فرآیندهای دیاژنز

فرآیندهای فیزیکی و شیمیایی که موجب تغییر ویژگی رسوبات در زمان رسوب‌گذاری و حتی پس از رسوب‌گذاری می‌شوند، را دیاژنز گفته (Morad et al. 2013) و می‌تواند در بستر دریا (دگرسانی همزاد) شروع شود، در طی تدفین عمیق (دگرسانی میان‌زادی) و بالا آمدگی بعدی رسوبات (دگرسانی پس‌زادی) ادامه یابد ( Scholle and Ulmer Scholle 2006). رخدادهای دیاژنزی کلیدی مهمی در مطالعات چینه‌نگاری سکانسی و شناسایی فازهای رخنمون یافته زیرسطحی می‌باشند (Moore and Wade 2013; Booler and Tucker 2002). فرآیندهای دیاژنز در سازند هفتومان به صورت اولیه و ثانویه می‌باشند. مهم‌ترین فرآیندهای دیاژنزی شامل: سیمانی شدن، که سیمان دروسی (شکل 10، تصویر 1)، سیمان بلوکی (شکل 10، تصویر 2)، و رورشدی پیرامون اکینودرمی بارز هستند (شکل 10، تصویر 3)، همچنین دولومیتی شدن (شکل 10، تصویر 4) که در مربوط به رسوبات محیط جزرومدی است. حضور جلبک‌ها در محیط ریفی به تشکیل پوشش میکریتی پیرامون آلوکم‌ها یا ذرات آواری (شکل 10، تصویر 5)، فسفاتی شدن فرامینیفرها (شکل 10، تصویر 6)، تشکیل استیلولیت (شکل 10، تصویر 7)، فابریک چفت شده[37] (شکل 10، تصویر 8) دیگر ویژگی‌ها ناشی از دیاژنز در این سازند می‌باشند. ریزشکستگی‌ها (شکل 10، تصویر 9)، و یا عملکرد نیروهای تکتونیکی در رسوبات این سازند در مراحل پایانی دیاژنز[38] تشکیل رگه‌ها کلسیتی را منجر شده است (شکل 10، تصویر 10). انحلال و سیمانی شدن پوسته فسیل‌ها به خصوص رودیست‌ها نیز بارز است (شکل 10، تصویر 11).یکی از فابریک ها شناخته شده در این سازند فابریک ژئوپتال بوده که خود به عنوان عاملی در شناخت سطح فوقانی و تحتانی در زمان رسوب‌گذاری به کار می‌رود (شکل 10، تصویر 12). در مطالعات میدانی عوارض دیاژنزی مهمی همچون به هم ریختگی زیستی (شکل 10، تصویر 13)، پیریتی شدن (شکل 10، تصویر 14) و نیز کارستی شدن درون رسوبات آهکی نازک تا متوسط لایه (شکل 10، تصویر 15) تشخیص داده شدند.

 


شکل 9- ستون چینه‌شناسی سازند هفتومان در برش کوه دبرسو (کمالی 1390).

 

 


شکل 10- رخدادهای دیاژنزی مطالعه شده در سازند هفتومان

 

 

نتایج

برش چینه‌شناسی به ضخامت 514 متر سازند هفتومان به سن سانتونین- ماستریختین پیشین در ناحیه خور، با مرزهای ناپیوسته در قاعده و راس به ترتیب با سازندهای دبرسو و فرخی در برش کوه دبرسو مورد بررسی قرار گرفت. مطالعات رسوب‌شناسی در این سازند به شناخت ریزرخساره‌های کربناته در یک رمپ کربناته شیب‌دار با حضور فراوان بریوزئرها منجر شد. بر اساس مطالعه ریزرخساره‌ها، در این سازند کمربندهای رخساره‌ای جذرومدی، لاگون، سدی/ ریف، دریای باز (کم عمق و عمیق) تشخیص داده شد؛ که حضور مواد آواری در قالب پتروفاسیس‌های آواری در بخش ساحلی این سازند بارز می‌باشد. مطالعه رسوبات این سازند با توجه به نوسانات سطح آب دریا دو سکانس رسوبی رده 3، با مرزهای سکانسی نوع 1 را نشان داد. سکانس رسوبی A متشکل از دسته رخساره‌های تراز پیشروی و بالای آب دریا بوده که در سکانس B علاوه بر دو دسته رخساره عنوان شده، دسته رخساره تراز پایین نیز با حضور مواد آواری، شناسایی شدند. مطالعه فرآیندهای دیاژنزی به شناخت سیمانی شدن، دولومیتی شدن، انحلال و سیمانی شدن مجدد در رسوبات کربناته این سازند شد. پراکندگی فرامینیفرها در این سازند هرچند به سبب فقر فسیلی جهت زون‌بندی زیستی مورد استفاده قرار نگرفت؛ لاکن در شناسایی سن دقیق این سازند کمک نمودند.

 

تقدیر و سپاسگذاری

در این‌جا لازم است که از مدیریت محترم اکتشاف شرکت ملی نفت ایران و مدیریت پژوهش و فناوری این سازمان به جهت حمایت مالی و همکاری برای فراهم نمودن امکانات لازم، مدیریت گروه زمین‌شناسی دانشگاه شهید بهشتی تهران به سبب در اختیار گذاشتن امکانات آزمایشگاهی صمیمانه سپاسگذاری شود.

 

 

پیوست: فرامینیفرهای مطالعه شده در سازند هفتومان (کمالی 1390).



[1] Temporal and Spatial

[2]Eodiagentic or preburial processes

[3] Biozonation

[4] Patch reef

[5] Facies belts

[6] Outer ramp

[7]SWB

[8] Syntaxial rim cement

[9] Mid ramp

[10] Archaeolithophyllum

[11]Ancestral

[12] multifoliated

[13] Inner ramp

[14] Archeolithothaminium

[15] Medium Sand

[16] Syntaxial rime cement

[17]Ornaments

[18]Multilayer

[19] Vesicular

[20]Foliated

[21] Facies associassion

[22] Qp و Qm

[23]Polycrystalline

[24]Cenomanian

[25] 3rd

[26] Sequence type 1

[27] Lst

[28] TST

[29] HST

[30] SB1

[31]Retrogradation

[32] Sediment supply

[33] Deepening upward

[34] HMC

[35] Bioturbation

[36] Patch reef

[37] Fitted fabric

[38] Telodiagenesis

آقانباتی، ع.، 1388، فرهنگ چینه‌شناسی ایران: انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور، ص. 549- 592.

آقانباتی، ع.، 1390، واحدهای تکتونواستراتیگرافی ایران: سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور، 7 ص.

خسرو تهرانی، خ.، 1389، چینه‌شناسی ایران: انتشارات دانشگاه تهران،  582 ص.

هاشمی، م.، 1379، تحلیل ساختاری و ارائه مدل تکتونیکی ناحیه خور: پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی تهران، 333 ص.

پورکاظم، ع.، 1373، چینه‌شناسی و زمین‌شناسی کرتاسه در منطقه چوپانان (ایران مرکزی) سازندهای بازیاب، دبرسو، هفتومان و فرخی: پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، اصفهان، 333 ص.

کمالی، ح.، صادقی، ع.، م. ح. آدابی و م. موسویان، 1390، معرفی لوله‌های زیستی کرم‌های پرتاران در سازند دبرسو (ایران مرکزی): مجله پژوهش‌های چینه‌نگاری و رسوب‌شناسی دانشگاه اصفهان، دوره 27، ش 4. ص 21-30.

کمالی، ح.، 1390، بررسی چینه‌نگاری سازندهای دبرسو، هفتومان و فرخی در ناحیه خور، شرق ایران مرکزی: رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی تهران، تهران، 100 ص.

Adabi, M.H., 2009, Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozdouran Formation, Kopet-Dagh, N.E. Iran: Carbonates and Evaporates, v. 24, No 1, p.16- 32.

Aistov, L., B., Melnikov, B., Krivyakin, and L. Morozov, 1984, Geology of the Khur area (Central Iran), Explanatory text of the Khur quadrangle map 1:250,000: Geological Survey of Iran, Tehran.

Alavi, M., 2004, Tectonic of the Zagros Orogenic Belt of Iran: New Data and Interpretation: Tectonophysics, v. 229, p. 211- 238.

Allen, P.A., and J.R. Allen, 2013, Basin Analysis: Principles and Application to Petroleum Play Assessment: Wiely- Blackwell, 655p.

Arzani, N., 2011, Stylolite networks in dolomitized limestones and their control on polished decorative stones:a case study from Upper Cretaceous Khur quarries, central Iran: Journal of Geopersia, v. 1, p. 25-37.

Bjørlykke, K., 2015, Petroleum Geoscience: from Sedimentary Environments to Rock Physics (2nd edition): Springer-verlag Berlin Heidelberg., 508p.

Boggs, S.J., 2015, Principles of Sedimentology and Stratigraphy (6th edition): University of Oregon., 660 p.

Dame, R.F., 1996, Ecology of Marine Bivalves An Ecosystem Approach: CRC press, 238p

Dickson, J.A.D., 1966, Carbonate identification and genesis as revealed by staining: Journal of Sedimentary Petrology, v. 36. p. 491-505.

Dunham, R.J., 1962, Classification of Carbonate Rocks According to Depositional Texture: American Association of Petroleum Geology, v. 1, p. 108-121.

 Flugel, E., 2010, Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application (2en edition): Springer, Berlin, 1006p.

Haq, B.U., 2014, Cretaceous eustasy revisited: Global and Planetary Change, v. 113, p. 44-58.

Heckel, P.H., 1972, Possible inorganic origin for stromatactis in calcilutite mounds in the Tully Limestone, Devonian of New York: Journal of Sedimentary Petrology, v. 42 .p. 7-18.

Hess, H., W.I., Ausich, C.E., Brett, and M. J. Simms, 2002, Fossil Crinoids (2nd Edition): Cambridge University Press, 275 p.

Miall, A.D., 2010, The Geology of Stratigraphic Sequences (2nd Edition): Springer- verlag, 522 p.

Moore, C.H. and W.J. Wade, 2013, Carbonate Reservoirs, Porosity and Diagenesis in a Sequence Stratigraphic Framework (2nd edition): Developments in Sedimentology, No. 67: Elsevier New York, 347 p.

Morad, S., J.M. Ketzer. and L.F., De Ros, 2013, Linking Diagenesis to Sequence Stratigraphy: An Integrated Tool for Understanding and Predicting Reservoir Quality Distribution: SEPM, Wiely Blackwell, 522p.

Moyano, H.I., J.M. Cancino, and P.N. Jackson, 2005, Bryozoan Studies 2004: Taylor and Francis Group, London, 411 p.

Nichole, G., 2012, Sedimentology and Stratigraphy (3rd edition): Wiley-Blackwell, 422 p.

Reyre, D., and S. Mohafez, 1972, A first contribution of the NIOC-ERAP agreement to the knowledge of Iranian geology: Paris, 58 p.

Scholle. P.A., Bebout. B.G., and C.H. Moore, 1999, Carbonate Depositional Environments: Tulsa, Oklahoma, American Association of Petroleum Geology Memoir 33, 691p.

Scholle, P.A., and D.S. Ulmer Scholle, 2006, A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, Textures, Porosity, Diagenesis: American Association of Petroleum Geology, Tulasa, 459 p.

Sharland, P.R., D.M. Casey, R.B. Davies, M.D. Simmons, and O.E. Sutcliffe, 2004, Chrono-Sequence stratigraphy of the Arabia plate: Arabian Plate Sequence Stratigraphy: Geo Arabia, v. 9, p 16- 34.

Simmons, M.D., Boudagher-Fadel, M.K., Banner, F.T., and J.E. Whittaker, 1997, The Jurassic Favusellacea, the earliest Globigerinina. In: Boudagher-Fadel, M.K., Banner, F.T., and Whittaker, J.E. (Eds.), Early Evolutionary History of Planktonic Foraminifera: British Micropalaeontological Society Publication Series, Chapman and Hall, p 17–52.

Seyed-Emami, K., A. Brants, and F. Bozorgnia, 1971, Stratigraphy of the Cretaceous rocks southeast of Esfahan: Geological Survey of Iran - Report 20, p 5–40.

Tucker, M.E., and V.P. Wright, 2009 (2nd edition), Carbonate Sedimentology: Oxford, Blackwell Scientific Publications, 404 p.

Tucker, M.E., 2011 (4th edition), Sedimentary Rocks in the Field: John Wiley and Sons, 238 p.

Vial, P.R., F. Audemard, S. Bowman, P. Einsel, and C. Perez- Crus, 1991, The stratigraphic signatures of tectonics, eustasy and sedimentology- an overview In: Einsel, G., Ricken, W., Seilacher, A., Cycles and events in stratigraphy: Springer- verlag, Berlin Heidelberg New Yourk, p 617-659.

Westphal, H., B. Riegl, and G.P. Eberli, 2010, Carbonate Depositional Systems: Assessing Dimensions and Controlling Parameters: Springer, 235 p.

Wilmsen. M., F.T. Fürsich, and M.R Majidifard, 2012, Porosphaera globularis (Phillips, 1829) (Porifera, Calcarea) from the Maastrichtian of the Farokhi Formation of Central Iran: Cretaceous Research, v. 33, p 91- 96.

Wilson, J.L., 2013 (2nd edition), Carbonate Facies in Geologic History: Springer Berlin, 471 p

Wray, J.L., 1977, Calcareous Algae: Elsevier, Amsterdam, Oxford, New York, 185 p.

Zanchi, A., S. Zanchetta, F. Berra, M. Mattei, E. Garzanti, S. Molyneux, and J. Sabouri, 2009, The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) orogeny in north Iran: Geological Society of London, Special Publications, v. 3121, p. 31-55.

.Zarza, A.M. and L.H. Tanner, 2010, Carbonates in Continental Settings Geochemistry Diagenesis an Applications: Elsevier, 319 p.