محیط ‏های رسوبی و چینه‏ نگاری سکانسی نهشته ‏های سیلیسی آواری سازند لشکرک در البرز مرکزی

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری زمین ‏شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

2 گروه زمین‏شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

چکیده

نهشته‏ های تخریبی عضو 5گروه میلا در البرز مرکزی که در این تحقیق  سازند لشکرک نامیده می‏شود در برش‏های شهمیرزاد، تویه دروار و ده ملا جهت تعیین محیط‏رسوبی و چینه‏نگاری سکانسی مورد مطالعه قرار گرفته است. ادغام داده‏های رسوب‏شناسی و ایکنولوژیکی در نهشته‏های خلیج دهانه‏ای تحت تأثیر امواج و دریایی باز سازند لشکرک، به شناسایی انواع رخساره‏ها و تأثیر فرایندهای امواج، جزرومد و رودخانه بر روی این نهشته‏ها منجر شده است. با توجه به خصوصیات رخساره‏ای و مورفولوژی هر رخساره، توالی‏های سیلیسی آواری سازند لشکرک به دو مجموعه رخساره دور از ساحل-حاشیه ساحلی تحت تأثیر امواج و خلیج دهانه تفکیک شده است. بررسی خصوصیات رخساره و طرح برانبارش در این سازند به شناسایی 2 سکانس رسوبی رده سوم شامل مجموعه پاراسکانس‏های رده چهارم و پنجم منجر شده است. نهشته‏های رودخانه‏ای تراز پایین در دره‏های فرسایشی در طول سکانس یک این سازند تشکیل می‏شوند. این نهشته‏های رودخانه‏ای ‏بوسیله نهشته‏های خلیج دهانه‏ای و ساحلی کم عمق در طول گستره تراز پیشرونده و پسرونده (TST, HST) پوشیده می‏شوند. یک تغییر مشخص از شرایط خلیج دهانه‏ای پسرونده به نهشته‏های دریایی باز با الگوی رخساره‏ای پیشرونده در طول گستره تراز بالای سکانس یک مشاهده شده است. اندازه، ضخامت و گسترش جانبی توالی‏های رخساره‏ای در طول سکانس یک سازند لشکرک حاکی از تشکیل دره فرسایشی قاعده این سازند در طول پایینی افتادن سطح آب دریا است. نهشته‏های سکانس 2 سازند لشکرک از دسته رخساره‏های پیشرونده و پسرونده تشکیل شده‏اند که حاکی از تغییرات سطح آب دریا و تأثیر تغییرات فضای تجمع رسوبی در نتیجه تغییرات جهانی سطح آب دریا است. بنابراین این سکانس‏ها به عنوان چرخه‏های پیشرونده-پسرونده‏ای در انطباق با سطح جهانی آب دریاها در طول اردویسین در نظر گرفته می‏شوند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Sedimentary environments and sequence stratigraphy of the silicilastic deposits of the Lashkarak Formation in Central Alborze zone

نویسندگان [English]

  • A. Baytgol 1
  • R. M.H. 2
  • A. Mahbobi 2
چکیده [English]

Silisiclastic deposits of Member 5 of the Mila Group in Central Alborz that call Lashkarak Formation in this research, were studied in Shahmirzad, Tueh-Darvar, and Deh-Molla sections in order to reconstruct their depositional environments and sequence stratigraphic framework. The integration of sedimentological and ichnological characteristics of estuary and open marine deposits of the Lashkarak Formation has led to more reliable determinations of the relative degree of influence imposed by river influx, waves, and storms on the coastal regime. Relying on the facies characteristics and stratal geometries, the siliciclastic successions of the Lashkarak Formation are divided into two facies associationswave-dominated shoreface-offshore complex andwave-influenced estuary. High resolution sequence stratigraphic data have been used to subdivide the strata into two third-order sequence sets contains ï‌ve fourth-order parasequence sets. Lowstand ï‌‚uvial deposits of the ï‌rst stage of the valley-system ï‌ll occur in sequence 1. These ï‌‚uvial deposits are overlain by coastal-plain and wave-dominated estuarine strata during TST and HST. A drastic change to open-marine conditions is marked by a marine ï‌‚ooding surface during HST. Open-marine strata are dominatly lower-shoreface and offshore-transition deposits. Although the interpreted depositional systems and stratigraphic architecture of sequence 1 of the Lashkarak Formation resemble transgressive incised-valley-ï‌ll successions, the greater thickness and larger size of the Lashkarak valleys suggest valley development during a relative sea-level fall. The sequences 2 of the lashkarek Formation is composed of transgressive and highstand systems tract couplets interpreted as reï‌‚ecting eustatic sea-level changes and the continuous creation of accommodation during eustatic sea-level changes. These sequences indicate the transgressive and regressive cycles coeval with eustatic sea-level ï‌‚uctuations during Ordovician.

کلیدواژه‌ها [English]

  • sedimentological
  • ichnological
  • Lashkarak Formation
  • Ordovician
  • Sequence stratigraphy

مقدمه

بررسی و تعیین رخساره‏های سنگی، الگوهای انباشتگی چینه‏ای و نوع سطوح چینه‏نگاری سکانسی به‏ویژه تغییرات آن‏ها در طول امتداد حوضه‏های رسوبی مهم‏ترین عنصر برای بازسازی تاریخچه حوضه‏های رسوبی است. سیستم‏های رسوبی دره‏های فرسایشی (incised valley) در طول پایین آمدن سطح آب دریا (گستره ترازهای LST, FRST) بر اثرفرسایش رودخانه‏ای ایجاد می‏شوند (Ramos et al. 2006; Schwarz et al. 2011; Bayet-Goll et al. 2014 a) و در طول بالا آمدن سطح آب دریا (گستره تراز پیشرونده TST) پر می‏شوند (Zaitlin et al. 1994). این دره‏ها بسته به محیطی که در آن توسعه یافته‏اند در طی بالا آمدن آب دریا می‏توانند با رسوبات مختلف مانند رودخانه، دلتا و خلیج دهانه‏ای پر شوند. یک توالی ایده‏ال سیستم‏های رسوبی دره‏های فرسایشی ارائه شده بوسیله مدل‏‏های سکانسی در نهشته‏های سازند لشکرک در این مطالعه ارائه شده است. همچنان‏که در این مطالعه مشخص شده است آرشیتکتور سیستم‏های رسوبی دره‏های فرسایشی (شامل نهشته‏های دسته رخساره LST, TST, HST) به‏وسیله فاکتورهای مختلفی از جمله موقعیت نسبی ساحل در طول گستره تراز پایین LST، ارتباط بین فضای تجمع و نرخ تأمین رسوبی، و نرخ بالا آمدن سطح آب در یا در طول کنترل می‏شود (Dalrymple 2006). در این مطالعه با ادغام داده‏های رسوب‏شناسی و ایکنولوژیکی حاصل از مطالعات صحرایی همراه با داده‏های پتروفاسیسی، سطوح چینه‏نگاری سکانسی، سیستم تراکت‏ها و سکانس‏های موجود در نهشته‏های سازند لشکرک از گروه میلا در البز مرکزی شناسایی و بررسی شده‏اند. بررسی الگوی چینه‏نگاری سکانسی نهشته‏های رسوبی اردویسین می‏تواند کمک قابل توجهی جهت فهم تاریخچه حوضه‏رسوبی البرز مرکزی در طول پالئوزوئیک زیرین باشد.

از آنجایی که براساس توزیع عمودی و جانبی رخساره‏ها، چارچوب چینه‏نگاری سکانسی سازند ارائه می‏گردد (Catuneanu 2003, 2006; Catuneanu et al. 2009) جهت بررسی تغییرات سطح آب دریا در زمان ته‏نشست سازند لشکرک، مطالعه تغییرات رخساره‏ای این سازند صورت گرفته است.

 

زمین‏شناسی عمومی منطقه

اولین بار اشتوکلین و همکاران (Stöcklin et al. 1964) سازند میلا را بر اساس مطالعات زیست‏چینه‏نگاری بر مبنای تریلوبیت‏ها و کنودونت‏ها و مطالعات چینه‏سنگی به 5 عضو تقسیم کرده‏اند و برش الگوی آن را در میلاکوه دامغان معرفی نمودند. بر مبنای این مطالعات عضوهای 1 و 2 با سن کامبرین میانی با نهشته‏های کامبرین بالایی عضوهای 3 و 4 پوشیده می‏شوند. سن عضو 5 سازند میلا در این مطالعه اردویسین پیشین تعیین شده است. ویژگی‏های سنگ‏چینه‏ای سازند میلا در برش الگو بر اساس مطالعات اشتوکلین (Stöcklin 1964)، از پایین به بالا به شرح زیر است. «عضو 1 سازند میلا» : 189 متر دولومیت بدون فسیل همراه با میان‎لایه‎هاى مارنى و شیلى زردرنگ است. «عضو 2 سازند میلا» : 89 متر سنگ‎آهک، لایه‎لایه، به رنگ قهوه‎اى تا خاکسترى تیره است که تناوب‎ ناچیزى از مارن و آهک مارنى دارد. تریلوبیت، بازوپا و هیولیتیده فسیل‏هاى این عضو هستند. «عضو 3 سازند میلا» : به عنوان مشخص‏ترین عضو این سازند، شامل 82 متر سنگ‎آهک دانه درشت روشن رنگ، بلورین گلوکونیت‎دار است. تریلوبیت و بازوپایان (از جنس Billingsella) با فراوانی بالا در این عضو نشان‏دهنده سن کامبرین میانی است. اغلب در سنگ آهک‏های این عضو، لکه یا نوارهای تیره‏تری که حاصل تجمع دانه‏های گلوکونیت است، مشاهده می‏شود. «عضو 4 سازند میلا» : 96 متر سیلتستون، ماسه‎سنگ، سنگ‎آهک گلوکونی‎دار و مارن است که همچنان حاوى تریلوبیت‎ها و هیولیتیده کامبرین پسین است. «عضو 5 سازند میلا یا رسوبات معادل سازند لشکرک»: 129 متر شیل بدون فسیل، ماسه‎سنگ و سنگ ‎آهک‎هاى نازک لایه است که یک واحد ماسه سنگ کوارتزى سفید در قاعدة آن وجود دارد. در میلا کوه (بُرش الگو) این عضو فسیل ندارد ولى، در دیگر نقاط ایران، تعلق عضو 5 به زمان اردویسین حتمى است. فرسایش‎ پس از اردویسین سبب شده تا این عضو در همه جا وجود نداشته باشد.

بر اساس مطالعات گیر و همکاران (Geyer et al. 2014) واحدهای رسوبی منسوب به سازند میلا عدم تجانس یا ناسازگاری زیادی را در تعریف و خصوصیات فیزیکی بر مبنای تعریف کمیته چینه‏شناسی برای یک سازند، نشان می‏دهند. بنابراین به دلیل وجود ناپیوستگی‏های اصلی در بین عضوهای 2 و 3 و عضوهای 4 و 5 سازند میلا، بازنگری در تعریف لیتواستراتیگرافی و چینه‏شناسی این سازند صورت گرفته است (Geyer et al. 2014; Bayet-Goll et al. 2014a) (شکل 1). بر اساس مطالعات گیر و همکاران (2014) و بایت‏گل (1393) صورت گرفته بر روی نهشته‏های کامبرین-اردویسین البرز یک الگوی جدید لیتواستراتیگرافی برای نهشته‏های پالئوزوئیک زیرین البرز ارائه شده است. به طوری‏که نهشته‏های کامبرین- اردویسین البرز مرکزی با عنوان گروه میلا معرفی شده است که شامل سازندهای فشم (جدید، معادل با کوارتزیت راسی یا قاعده‏ای)، ده- صوفیان (جدید، معادل با ممبرهای 1 و 2 سازند میلا)، ده- ملا (جدید، معادل با ممبرهای 3 و 4 سازند میلا) و سازند لشکرک (معادل با ممبر 5 سازند میلا) است. نهشته‏های کامبرین اردویسین ایران در البرز مرکزی و ایران مرکزی به گروه میلا تعلق دارد (Geyer et al. 2014 و بایت گل 1393). این گروه در ایران مرکزی شامل سازندهای فشم، کالشانه، درنجال و شیرگشت است. در مقابل گروه میلا در البرز مرکزی شامل سازندهای فشم، ده-صوفیان، ده- ملا و لشکرک می‏باشد. گروه میلا در البرز مرکزی اغلب بطور ناپیوسته­ بوسیله سازند جیرود به سن دونین پسین پوشیده می‏شود. مرز بین گروه میلا و سازند جیرود حاوی توالی ضخیمی از ماسه سنگ، شیل و گه‏گاهی کربنات است که تبا عنوان سازند لشکرک معرفی می‏شود. با این وجود اشتوکلین و همکاران (Stöcklin et al. 1964) این توالی رسوبی را به عنوان بخش 5 سازند میلا معرفی کرده اند. در مناطق مورد مطالعه سازند لشکرک بر اساس خصوصیات لیتولوژیکی به دو واحد تقسیم شده است. واحد (Unit 1) با سن ازدویسین زیرین تا میانی از واحدهای ماسه سنگی ضخیم لایه با میان لایه‏های نازک شیل تشکیل شده است. در مقابل واحد بالایی (Unit 2) این سازند از لایه‏های شیلی سبزرنگ زیتونی ضخیم لایه با میان لایه‏های ماسه‏سنگی و سیلتستونی تشکیل شده است. مرز پایینی سازند لشکرک در گروه میلا به‏وسیله قرارگیری ماسه‏سنگ‏های با طبقه‏بندی مورب تراف کانالی شکل در واحد یک این سازند بر روی کربنات‏های بخش بالایی سازند ده- ملا به‏صورت ناپیوسته تعیین می‏شود. همچنین براساس مطالعات دیرینه‏شناسی سازند لشکرک (Ghavidel-Syooki 2006; Ghobadi Pour et al. 2007; Popov et al. 2009) سن آن را می‏توان اردویسین زیرین تا بالایی در نظر گرفت. در این مطالعه چینه‏نگاری سکانسی واحد پایینی (Unit 1) سازند لشکرک با سن اردویسین زیرین تا میانی مورد بررسی قرار گرفته است. در این مطالعه رسوبات سازند لشکرک از غرب به شرق شامل میلاکوه، تویه دروار و ده- ملا، در مسیر جاده تهران به شاهرود مورد مطالعه قرار گرفته‏اند (شکل1).

 

محیط‏رسوبی و رخساره‏های سازند لشکرک

مشاهدات صحرایی و مطالعات پتروگرافی (110 مقطع نازک) انجام شده بر روی واحدهای سیلیسی-آواری سازند لشکرک در 3 برش، به شناسایی 2 مجموعه گروه توالی رخساره‏رسوبی شامل مجموعه توالی رخساره‏ای (شکل 2) خلیج دهانه‏ای تحت تأثیر امواج و مجموعه توالی رخساره‏ای دریای باز (دور از ساحل- حاشیه ساحلی) منجر گردیده است.

جهت استنتاج محیط‏رسوبی در برداشت‏های صحرایی ضخامت نهشته‏ها، سطوح لایه‌بندى، ساختارهاى رسوبى، اثرات فسیلى، میزان زیست آشفتگی، تغییرات اندازه دانه‌ها و همچنین ارتباط لایه‌ها مورد بررسى قرار گرفتند (بایت‏گل 1393). جهت تفسیر واحدهای ایکنولوژیکی، بررسی آثار فسیلی در مجموعه‏های ایکنولوژیکی (شامل انواع آثار فسیلی موجود در یک طبقه رسوبی) و ارتباط آن‏ها با یکدیگر (MacEachern et al. 2007; Bayet-Goll et al. 2015a, b) و درجه زیست آشفتگی (BI) (Taylor and Goldring 1993 ) همراه با تحلیل رخساره‏ای (Bayet-Goll et al. 2014b, 2015b) صورت گرفته است.

 

 

 

شکل 1-A) موقعیت جغرافیایی برش‏های مورد مطالعه در زون البرز مرکزی (علامت زرد رنگ) 1: برش ده-ملا، 2: برش میلاکوه، 3: برش تویه دروار. B) نقشه زمین‏شناسی ایران (بر گرفته از آقانباتی 1385 با تغییرات). C- ستون چینه‏شناسی سازندهای پالئوزوئیک زیرین بر اساس گیر و همکاران (Geyer et al. 2014).

 

 

 

 

شکل 2- ستون تغییرات رخساره‏ها، محیط رسوبی و سکانس‏های رسوبی سازند لشکرک در برش ده-ملا، تویه دروار و میلاکوه.

 

 

واحدهای سیلیسی-آواری سازند لشکرک شامل 2 مجموعه رخساره‏رسوبی خلیج دهانه‏ای تحت تأثیر امواج و مجموعه رخساره‏ای دریای باز (دور از ساحل- حاشیه ساحلی) است که به ترتیب شرح داده می‏شوند

 

مجموعه رخساره‏های خلیج دهانه‏ای تحت تأثیر امواج

محیط‏های رسوبی خلیج دهانه‏ای سازند لشکرک به 3 بخش تقسیم می‏شوند که شامل (شکل‏های3 و 4): 1) توالی رخساره‏ای (FA1) یا بخش داخلی (inner zone) شامل دلتای سدی- خلیج (bay-head delta, Facies A) و کانال‏های رودخانه‏ای (fluvial channel, Facies B). 2) توالی رخساره‏ای (FA2) بخش میانی (central zone) شامل نهشته‏های لاگون (central bay or lagoon, Facies C) و مخروط‏های شسته شده (washover or flood tidal delta, Facies D). 3) توالی رخساره‏ای بخش خارجی (outer zone) (FA3) شامل رخساره‏های توده‏های دهانه خلیج (Estuary-mouth complexes, Facies E)، کانال‏های جزرومدی (tidal inlets, Facies F) (شکل5). این مجموعه گروه توالی رخساره‏ای فقط در شرق حوضه‏رسوبی در زمان اردویسین در برش ده- ملا مشاهده می‏شود و به سمت غرب در برش‏های تویه دروار این توالی رخساره‏ای حذف می‏گردد.

 

مجموعه رخساره‏ای 1 (FA1)

رخساره A دلتای سدی- خلیج: این رخساره از ماسه‏سنگ، ماسه‏سنگ سیلتی، شیل و سیلتستون به صورت توالی‏های به سمت بالا درشت شونده و ضخیم شونده با تشکیل شده است. ساختارهای رسوبی غالب در این رخساره شامل طبقه‏بندی توده‏ای، طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح با بین لایه‏های دانه ریز شیلی- سیلتستونی حاوی لامیناسیون ریپل جریانی و موازی می‏باشند. ترک‏های سین‏آرسیس در این رخساره نیز به فراوانی دیده می‏شود (شکل3A, B). جهت جریان دیرینه حاصل از طبقه‏بندی مورب تراف، طبقه‏بندی مورب مسطح با جهت غالب یک جهته NNE می‏باشد (شکل 5).

 

 

شکل 3- تصاویر صحرایی مجموعه رخساره‏های دلتای سدی خلیج و لاگونی سازند لشکرک. A- نهشته‏های ضخیم شونده به سمت بالا از دلتای سدی- خلیج (bay-head delta) همراه با طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح و لامیناسیون ریپلی موجی و موازی، برش ده- ملا. B- ترک‏های سین‏آرسیس در توالی رخساره‏ای دلتای سدی- خلیج، برش ده- ملا. C- رخساره کانالی شکلی از ماسه‏سنگ‏های قرمز قاعده سازند لشکرک با طبقه‏بندی مورب تراف (با حفظ شدگی ضعیف) در برش ده- ملا (دید به سمت شرق). D- ماسه‏سنگ‏های کانال رودخانه‏ای قاعده سازند لشکرک بر روی کربنات‏های سازند ده- ملا و در زیر نهشته‏های رخساره دلتای سدی- خلیج با مرز تدریجی، برش ده ملا (دید به سمت شرق). E- مجموعه رخساره‏ای لاگون در بخش مرکزی خلیج دهانه‏ای. F- توالی رخساره‏ای لاگون حاوی ماسه‏سنگ‏ها با لامیناسیون موازی و ریپلی همراه با رسوبات مخروط‏های شسته شده در قاعده توالی حاوی سطح قاعده فرسایشی و لامیناسیون موازی و ریپلی موجی با حالت تدریجی نرمال، برش ده ملا. G- تناوب رسوبات مخروط‏های شسته شده با الگوی به سمت بالا درشت شونده و نهشته‏های دانه‏ریز لاگون. بالاترین بخش شامل نهشته‏های توده‏های دهانه خلیج، برش ده ملا (دید به سمت شمال). H- کنگلومرا همراه با توالی رخساره‏ای مخروط‏های شسته شده.

 

شکل 4- تصاویر صحرایی مجموعه رخساره‏های توده‏های دهانه‏ای خلیج و کانال‏های جزرومدی سازند لشکرکA- توده‏های دهانه خلیج (Estuary-mouth complexes) از لایه‏های ضخیم ماسه سنگی به سمت بالا تبدیل به توالی‏های ماسه‏سنگی دریای باز (دید به سمت جنوب شرق). B- توالی رخساره‏ای دهانه خلیج با طبقه‏بندی مسطح. برش ده- ملا. C- چینه‏بندی مورب پشته‏ای و لامیناسیون موجی در رخساره دهانه خلیج. D- مانکرونچینوس در رخساره دهانه خلیج. E- تالاسینوئیدس در ماسه‏سنگ‏های دهانه خلیج. F- پلانولیتس در رخساره دهانه خلیج. G- کانال‏های جزرومدی با طبقه‏بندی مورب تراف در رخساره دهانه خلیج.  H- طبقه‏بندی مورب تراف بزرگ مقیاس در دو لایه متوالی کانال جزرومدی با جهت جریان مخالف هم (بایمدال).


رخساره B کانال‏های رودخانه‏ای: این رخساره به طور غالب از ماسه‏سنگ‏های قرمز رنگ با جورشدگی ضعیف و اندازه متوسط تا درشت به صورت واحد کانالی با سطح فرسایشی تند و مقعر است تشکیل شده است که در گاهی موارد با نهشته‏های باقی‏مانده (lag deposit) در قاعده فرسایشی خود همراه است. این واحد کانالی به صورت ریز شونده به سمت بالا دیده می‏شود و ساختارهای رسوبی از طبقه‏بندی مورب تراف به مسطح و لامیناسیون موازی تغییر می‏یابند. بخش بالایی این رخساره دارای سطح تماس تدریجی با رخساره‏های بخش قاعده‏ای دانه ریزرخساره دلتای سدی- خلیج است (شکل3C, D). جهت جریان دیرینه حاصل از طبقه‏بندی مورب تراف با جهت غالب یک جهته NNE می‏باشد (شکل 5).

 

 

 

 

 

شکل 5- مدل رسوبی خلیج دهانه‏ای تحت تأثیر امواج سازند لشکرک در برش‏های مورد مطالعه همراه با جهت جریان قدیمه (مدل اولیه شکل اقتباس از Dalrymple et al. 1992).

 

تفسیر توالی رخساره‏ای 1 (FA1)

توده‏های ماسه سنگی با اندازه درشت، جورشدگی ضعیف، طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح یک جهته، شکل کانالی با سطح قاعده‏ای فرسایشی مقعر همراه با نهشته‏های باقی‏مانده و روند به سمت بالا ریزشونده و عدم وجود اثرفسیل‏ها، بیانگر فرسایش، پرشدن و مهاجرت اشکال لایه‏ای رخساره A در کانال‏های رودخانه‏ای است (Willis and Gabel 2001; Willis 2005). مجموعه اثر فسیل‏ها در این توالی رخساره (بایت‏گل 1393) حاکی از ایکنوفاسیس محدود شده اسکولایتوس (Skolithos-depauperate ichnofacies) است که مشابه ایکنوفاسیس‏های معرفی شده برای بخش به سمت خشکی (leeward-influenced) خلیج‏های دهانه‏ای است (Pemberton et al. 2012). روند به سمت بالا درشت شونده همراه با طبقه‏بندی‏های مورب یک جهته و همراهی نزدیک با کانال‏های رودخانه‏ای از تشکیل این رخساره به صورت نهشته‏های پیشرونده (bayhead-delta progradation) بر روی لاگون حمایت می‏کند. تفکیک نهشته‏های رخساره A از کانال‏های رودخانه‏ای رخساره B، بر اساس وجود اثر فسیل‏ها، وجود ساختارهای تحت تأثیر امواج در لبه به سمت لاگون و الگوی به سمت بالا درشت شونده است.

 

مجموعه رخساره‏ای 2 (FA2)

رخساره C لاگون: این رخساره از شیل، شیل سیلتی، سیلتستون و سیلتستون ماسه‏ای و ماسه سنگ با ترک‏های سین آرسیس تشکیل شده است. در این رخساره طبقه‏بندی فلاسر، موجی و عدسی در مجموعه‏های رسوبی هترولیک شیل-ماسه‏سنگ به فرم توالی‏های به سمت بالا درشت شونده دیده می‏شود. این رخساره با رخساره‏های مخروط‏های شسته شده نیز می‏توانند به صورت توالی‏های به سمت بالا درشت شونده دیده شوند. لایه‏های ماسه‏سنگی در این مجموعه‏ها در گاهی موارد دارای لامیناسیون ریپلی جریانی و لامیناسیون موازی هستند (شکل3E, F).

رخساره D مخروط‏های شسته شده : این رخساره با گسترش جانبی محدود از تناوب لایه‏های مادستونی، ماسه‏سنگی، ماسه سیلتی، سیلتستون و شیل با الگوی به سمت بالا درشت شونده تشکیل شده است. این رخساره همراهی نزدیکی با کمپلکس‏های ماسه‏ای بخش خارجی خلیج دهانه‏ای دارد و در بیشتر موارد به طور بین انگشتی در بین رخساره‏های لاگونی دیده می‏شود. ساختارهای رسوبی غالب در این بخش‏ها شامل طبقه‏بندی مورب تراف، طبقه‏بندی مورب مسطح، لامیناسیون موازی و لامیناسیون ریپلی جریانی می‏باشد. لایه‏های ماسنگی در این رخساره به طور غالب توده‏ای با قاعده تدریجی دیده می‏شوند (شکل 3G, H).

 

تفسیر مجموعه رخساره‏ای 2 (FA2)

اندازه ریزرخساره C حاکی از ته‏نشینی این رخساره در محیط‏های آرام و احتمالاً در بخش مرکزی خلیج دهانه‏ای با سطح انرژی پایین است (Zaitlin et al. 1993). همراهی با نهشته‏های لاگونی و تغییرات اندازه ذرات و ساختارهای رسوبی با الگوی به سمت بالا درشت شونده حاکی از ته‏نشینی رخساره D به‏عنوان مخروط‏های شسته شده با تأمین ماسه به‏وسیله جریان امواج و جریان‏های ورودی از کانال جزرومدی است (Zaitlin et al. 1993).

 

مجموعه رخساره‏ای 3 (FA3)

رخساره E توده‏های دهانه خلیج: این رخساره از لایه‏های ضخیم ماسه سنگی درشت دانه با جورشدگی ضعیف به صورت نازک شونده به سمت بالا تشکیل شده است (شکل 4A). ساختارهای رسوبی شامل لایه‏های توده‏ای، طبقه‏بندی مورب تراف، مسطح و لامیناسیون موازی (شکل 4B) و به مقدار کمتر چینه‏بندی مورب پشته‏ای و لامیناسیون موجی می‏باشد (شکل 4c). بررسی جهت جریان دیرینه حاصل از طبقه‏بندی مورب تراف، طبقه‏بندی مورب مسطح با جهت غالب SW می‏باشد (شکل 5). این رخساره در زیر توالی رخساره‏های دریایی باز یا بخش بالایی دور از ساحل قرار می‏گیرد.

رخساره F کانال‏های جزرومدی :  این رخساره از توده‏های کانالی با سطح قاعده فرسایشی تند از ماسه‏سنگ‏های متوسط تا درشت دانه جورشده تشکیل شده است (شکل4G). ساختارهای رسوبی غالب در این رخساره شامل طبقه‏بندی مورب تراف بایمدال (bi-directional)، طبقه‏بندی مورب کم زاویه در تناوب با طبقه‏بندی مورب مسطح و لامیناسیون مسطح می‏باشد (شکل 4H). بررسی جهت جریان دیرینه حاصل از طبقات مورب تراف به صورت بایمدال NNE و SSW با جهت غالب SSW می‏باشد (شکل 5).

 

تفسیر مجموعه رخساره‏ای 3 (FA3)

خصوصیات رسوب‏شناسی و ایکنولوژیکی (بایت‏گل 1393) این رخساره حاکی از نهشت در بخش خارجی (outer zone) پرانرژی خلیج‏های دهانه‏ای تحت تأثیر امواج با تامین زیاد ماسه تحت تأثیر جریان‏های غالب دریایی به سمت ساحل و محیطی ناپایدار زیستی از لحاظ فیزیکو- شیمیایی می‏باشد. اندازه دانه، ترتیب ساختارهای رسوبی و وجود ضخامت بالای طبقات ماسه‏سنگی حاکی از ته‏نشینی توالی رخساره‏ای 3 به احتمال زیاد در بخش خارجی (شکل 5) یک محیط خلیج دهانه‏ای و کانال‏های جزرومدی است (Schwarz et al. 2011). قرارگیری این رخساره در زیر رخساره‏های دریای باز یا offshore، از این نظر حمایت می‏کند. تنوع و فراوانی کم اثر فسیل‏ها (بایت‏گل 1393) نشان‏دهنده ایکنوفاسیس محدود شده اسکولایتوس می‏باشد (شکل 4D,-F). با وجود فراوانی بالای طبقات ماسه‏ای جورشده در این رخساره، نسبت خیلی پایین از اثر فسیل‏ها حاکی از تأثیر انرژی بالای جریان‏های با نرخ رسوب‏گذاری بالا و عدم وجود بسترهای گلی غنی از مواد غذایی می‏باشد (Coates and MacEachern 1999; MacEachern et al. 2007a, b).

 

مجموعه رخساره‏ای دریای باز

محیط‏های رسوبی دریای کم عمق در بخش بالایی سازند لشکرک به 3 بخش تقسیم می‏شوند (شکل‏های 6 و 7) که شامل: 1) توالی رخساره‏ای 4 (FA4) شامل حاشیه ساحلی پایینی (lower shoreface, Facies G)، حاشیه ساحلی میانی (middle shoreface, Facies H) حاشیه ساحلی بالایی- پیش ساحل (upper shoreface-foreshore, Facies I). 2) توالی رخساره‏ای 5 (FA5) شامل رخساره دور از ساحل حدواسط (offshore transition, Facies J). 3) توالی رخساره‏ای 6 (FA6) شامل رخساره‏های شلف  (shelf, Facies K)، دور از ساحل پایینی (lower offshore, Facies M) و دور از ساحل بالایی (upper offshore, Facies N) می‏باشد  (شکل8).

 

مجموعه رخساره‏ای 4 (FA4)

رخساره G حاشیه ساحلی پایینی: این رخساره از توالی‏های به سمت بالا ضخیم شونده لایه‏های ماسه‏سنگی با جورشدگی و گردشدگی خوب و میان لایه‏های نازک سیلتستونی- شیلی تشکیل شده است. این رخساره در بخش پایینی به طور غالب از میان لایه‌های ماسه‌سنگی و سیلتستونی- شیلی با لامیناسیون ریپلی موجی و جریانی، طبقه‏بندی مورب پشته‏ای و لامیناسیون موازی تشکیل شده است. نسبت ماسه‏سنگ به شیل در این رخساره 1:1 تا 3:1 می‏باشد و به سمت بالا نسبت شیل کاهش می‏یابد (شکل6 A, B).

رخساره H حاشیه ساحلی میانی: این رخساره از توالی‏های برافزاینده ضخیم لایه ماسه‏سنگی با جورشدگی و گردشدگی بالا با طبقه‏بندی مورب مسطح، موازی با رسوبات باقی‏مانده قاعده‏ای و سطح فرسایشی مشخص و طبقه‏بندی مورب پشته‏ای مشخص شده است. ساختارهای رسوبی غالب موجود در این رخساره مشابه بخش بالایی رخساره G می‏باشد با این تفاوت که ضخامت طبقات در این رخساره بیشتر است. (شکل 6C, D). بررسی جهت جریان دیرینه حاصل از طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح و ریپل‏ها E تا NE می‏باشد (شکل 8).

رخساره I حاشیه ساحلی بالایی- پیش ساحل: این رخساره از توالی‌های بر هم افزاینده ضخیم ماسه‌سنگ‌های با جورشدگی و گردشدگی بالا از طبقه‏بندی مورب مسطح و کم زاویه، طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح موازی همراه با لاگ‌های قاعده‌ای و سطح فرسایشی مشخص تشکیل شده است. این رخساره در بخش پایینی به طور غالب از طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح تشکیل شده است. بخش بالایی این رخساره به طور غالب از توالی‌های ضخیم لایه ماسه‌سنگ‌ با طبقه‏بندی مسطح موازی تشکیل شده‌اند (شکل 6E, F). بررسی جهت جریان دیرینه حاصل از طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح به صورت چندجهته می‏باشد (شکل 8).

 

تفسیر مجموعه رخساره‏ای 4 (FA4)

داده‏های رسوب‏شناسی و ایکنولوژیکی توالی برافزاینده رخساره مورد نظر نشان‏دهنده ته‏نشینی در محیط‏های حاشیه ساحلی (shoreface) کم عمق می‏باشد (شکل8). زیاد بودن آشفتگی زیستی در بخش‌های پایینی رخساره G با تنوع سنگ‌شناسی و ساختارهای فیزیکی حاکی از تغییرات در انرژی هیدرودینامیکی و نرخ رسوب‌گذاری است. مجموع اثرفسیل‏ها در این رخساره (بایت‏گل 1393) نشان‏دهنده بخش انتهایی ایکنوفاسیس اسکولایتوس می‏باشد که منطبق بر lower shoreface می‏باشد (Bann and Fielding 2003; Bayet-Goll et al. 2015b). در نهشته‏های بخش میانی و بالایی حاشیه ساحلی (رخساره‏های I, H) ساختارهای رسوبی نشان دهنده ته‏نشینی به‏وسیله جریانات حاصل از امواج به موازات ساحل است. چنین جریان‏های بیشتر نشان‏دهنده جریان‏های در امتداد ساحل است که موجب تشکیل ساختارهای رسوبی غالب تابولار و افقی شده است. تاثیر جریان‏های طوفانی و تقابل جریانات طوفان با جریان‏های به موازات ساحل در چنین موقعیت‏هایی موجب ایجاد طبقه‏بندی مورب تراف و HCS می‏شود. وجود جهت جریان دیرینه یک جهته غالب E در رخساره H و وجود جهت جریان دیرینه چند جهته در رخسارهI  حاکی از تأثیر همزمان جریان‏های به موازات ساحل و جریان‏های طوفانی بر روی توالی رخساره‏ای سازند لشکرک است. لامیناسیون‌های ریپلی در بخش‌های بالایی حاکی از کاهش شدت جریان به صورت دوره‌ای است. این گونه شرایط به طورغالب در رخساره‌های بالایی حاشیه ساحلی و پیش ساحل مشاهده می‌شود (Pemberton et al. 2012). مجموعه اثر فسیل‌های رخساره H (بایت‏گل 1393) حاشیه ساحلی میانی حاکی از ایکنوفاسیس پیش الگوی اسکولایتوس (the archetypical Skolithos ichnofacies) است اما کاهش فراوانی اثر فسیل‌ها به سمت رخساره I حاشیه ساحلی بالایی-پیش ساحل حاکی از بخش انتهایی ایکنوفاسیس اسکولایتوس (impoverished expression of the Skolithos ichnofacies) است که منطبق بر رخساره پیش ساحل در زون شکست امواج است (Bayet-Goll et al. 2015a, b).

 

مجموعه رخساره‏ای 5 (FA5)

رخساره J دور از ساحل حدواسط: این رخساره از توالی‏های به سمت بالا درشت‏شونده شامل تناوب میان لایه‏های ماسه‏سنگی، شیلی و سیلتستونی با HCS، لامیناسیون ریپلی موجی و جریانی، طبقه‏بندی مورب کم زاویه و لامیناسیون موازی تشکیل شده است. لایه‏های سیلتستونی- شیلی لامینه‏ای بوده و حاوی میان لایه‏های نازک ماسه‏سنگی با لامیناسیون ریپلی موجی تا جریانی است. هر دو الگوی توالی به سمت بالا ضخیم شونده و نازک شونده دیده می‏شود. نسبت ماسه‏سنگ به شیل 1:1 تا 1:5می‏باشد (شکل6G).

 

تفسیر مجموعه رخساره‏ای 5 (FA5)

بیشتر ساختارهای رسوبی دلالت بر وجود تاثیر نوسانات امواج نسبت به تأثیر جریان است. تناوب لایه‏های ماسه‏سنگی (موجسار هوای طوفانی) و لایه‏های شیلی- سیلتستونی (موجسار هوای آرام) اشاره بر قرارگیری رخساره مورد نظر در حد بین موجسار هوای آرام و طوفانی است. چنین محیطی منطبق بر رخساره دور از ساحل حدواسط (offshore transition) است (Buatois et al. 2012; Bayet-Goll et al. 2015a, b). مجموعه اثر فسیل‏های موجود در رخساره J (بایت‏گل 1393) نشان‏دهنده ایکنوفاسیس مخلوط کروزیانا-اسکولایتوس می‏باشد (شکل6H). این ایکنوفاسیس به طور غالب در شرایط نوسانات شدید رسوبی در محیط‏های دور از ساحل حدواسط که در حد بین موجسار هوای آرام و موجسار هوای طوفانی قرار دارد، تشکیل می‏شود (MacEachern and Bann 2008; Bayet-Goll et al. 2015a, b).

 

 

 

 

شکل 6- تصاویر صحرایی مجموعه رخساره‏های بخش حاشیه ساحل- پیش ساحل سازند لشکرکA- توالی رخساره‏ای حاشیه ساحلی پایینی به صورت توالی‏های به سمت بالا ضخیم شونده، برش ده ملا. B- بخش پایینی حاشیه ساحلی پایینی با چینه‏بندی مورب هوموکی (پیکان‏ها)، برش شهمیرزاد. C- رخساره بخش میانی حاشیه ساحلی شامل توده‏های ماسه سنگی به سمت بالا درشت شونده با فراوانی طبقه‏بندی مورب تراف و مسطح (پیکان زرد)، برش تویه دروار (دید به سمت شمال شرق). D- فراوانی بالای بخش قاعده‏ای اثر فسیل‏های دیپلوکراتریون در بخش میانی حاشیه ساحلی. E- بخش بالایی حاشیه ساحلی و پیش ساحل به سمت بالا تبدیل به رخساره حاشیه ساحلی پایینی در برش شهمیرزاد با طبقه‏بندی مسطح موازی (دید به سمت شمال).F- رخساره بخش بالایی حاشیه ساحلی و پیش ساحل ‏همراه با طبقه‏بندی مورب کم زاویه (پیکان زرد) به سمت بالا تبدیل به طبقه‏بندی مورب تراف (پیکان قرمز). G- توالی رخساره بخش میانی دور از ساحل یا offshore transition، برش شهمیرزاد (دید به سمت شمال شرق). H- بخش بالایی طبقات رخساره بخش میانی دور از ساحل با ریپل‏های موجی با خط الراس نامتقارن همراه با فراوانی بالا از اثر فسیل‏های تافروهلمنتوپسیس برش شهمیرزاد.

 

مجموعه رخساره‏ای 6 (FA6)

رخساره K شلف: این رخساره از شیل و شیل سیلتی زیتونی یا سبز کمرنگ بندرت با لامیناسیون موازی تشکیل شده است. در بیشتر موارد این رخساره به صورت شیل‏های هوازده در سطح بدون هیچ گونه ساخت رسوبی دیده می‏شود (شکل7A).  

رخساره L دور از ساحل پایینی: این رخساره از شیل، شیل سیلتی، سیلتستون ماسه‏ای و ماسه‏سنگ (کمتر از 5 سانتی‏متر ضخامت) تشکیل شده است. لایه‏های ماسه‏سنگی در گاهی موارد دارای لامیناسیون ریپلی موجی و لامیناسیون موازی هستند (شکل7B). به ندرت HCS کوچک مقیاس در این رخساره با سطح قاعده فرسایشی دیده می‏شود (شکل7C). نسبت ماسه‏سنگ به شیل در این رخساره 1:20 تا 1:10 می‏باشد.

رخساره M دور از ساحل بالایی : این رخساره از مجموعه لایه‏های به سمت بالا درشت‏شونده و یا ریزشونده شامل شیل لامینه‏ای، شیل سیلتی و لایه‏های نازک تا ضخیم ماسه‏سنگی (5-30 سانتی‏متر) تشکیل شده‏اند. لایه‏های ماسه‏سنگی در این رخساره حاوی HCS و لامیناسیون‏های ریپلی موجی می‏باشند. در این رخساره HCS در لایه‏های ماسه‏سنگی با ضخامت بالا غالب می‏باشد در حالی‏که HCS کوچک مقیاس در لایه‏های با ضخامت کمتر از 10 سانتی‏متر غالب می‏باشد (شکل7E, F ). نسبت ماسه‏سنگ به شیل در این رخساره 1:10 تا 1:5می‏باشد.

 

تفسیر مجموعه رخساره‏ای 6 (FA6)

بررسی خصوصیات ایکنولوژیکی و رسوب‌شناسی نهشته‌های توالی رخساره‏ای 6 حاکی از رسوب‌گذاری در بخش‌های پایینی و بالایی دور از ساحل در مجاورت با شلف کم انرژی زیر موجسار هوای طوفانی است. این رخساره‏ها به طور غالب در زیر موجسار هوای طوفانی (SWB) تشکیل می‌شود. در زمان کاهش انرژی و عدم نوسانات جریان غالب رسوب‏گذاری شامل نهشته‏های دانه‏ریز سیلتی- شیل می‏باشد. این بخش که در محدوه پایینی رخساره K قرار دارد منطبق بر ایکنوفاسیس زئوفیکوس بوده (شکل 7D) ایکنوفاسیس زئوفیکوس به طور غالب در محدوده‏های با انرژی و نرخ رسوب‏گذاری پایین و اکسیژن کم و بستری گلی غنی از مواد ارگانیک وجود دارد (MacEachern et al. 2007a; MacEachern and Bann 2008; Buatois et al. 2012). به سمت بخش‏های بالایی این رخساره به دلیل افزایش نوسانات موجسار هوای طوفانی میزان انرژی و شدت نرخ رسوب‏گذاری افزایش پیدا می‏کند که به انضمام آن نوع رسوب‏گذاری، ساختارهای فیزیکی و زیستی افزایش می‏یابند. در این محدوده اثر فسیل‏ها منطبق بر ایکنوفاسیس دور از ساحل کروزیانا (distal cruziana Ichnofacies) در رخساره L می‏باشد. در مقابل رخساره M نسبت به رخساره قبلی حاوی لایه‏های ضخیم‏تر ماسه‏سنگی و ماسه‏سیلتی با لامیناسیون ریپلی موجی و HCS است. بر اساس خصوصیات رسوب‏شناسی و ایکنولوژیکی این نهشته‏ها در محدوده نزدیک به موجسار هوای طوفانی تشکیل شده‏اند. مجموعه اثر فسیل‌های موجود در این رخساره منطبق بر ایکنوفاسیس پیش الگوی کروزیانا (the archetypical Cruziana ichnofacies) است. این ایکنوفاسیس به طور غالب در شرایط آرام رسوبی با دوره‏های موقتی در افزایش انرژی در محیط‌های دور از ساحل بالایی و به ندرت دور از ساحل حدواسط در حد بین موجسار هوای آرام و طوفانی قرار دارد، تشکیل می‌شود (MacEachern and Bann 2008; Buatois et al. 2012; Bayet-Goll et al. 2015b).

 

سکانس‏های رسوبی واحد پایینی (Unit 1) سازند لشکرک

با توجه به موقعیت هر یک از رخساره‏ها و تغییرات آن‏ها در توالی عمودی (شکل2)، سازند لشکرک در برش مورد مطالعه ده- ملا از 2 سکانس‏رسوبی و در برش‏های دیگر (میلاکوه و تویه دورا) از 1 سکانس رسوبی تشکیل گردیده است. مرزهای سکانسی شامل مرزهای فرسایشی یا مرز نوع اول (SB1) و مرزهای غیر فرسایشی یا مرز نوع دوم (SB2) می‏باشند. این سکانس‏های رسوبی پس از پسروی دریا از سمت شرق به طرف غرب حوضه البرز مرکزی و در طول اردویسین زیرین تا اردویسین میانی تشکیل شده‏اند. در برش‏های مختلف، سازند لشکرک از دسته رخساره‏هایTST, LST و HST تشکیل شده است. دسته رخساره‏ها در نهشته‏های سازند لشکرک براساس الگوهای انباشتگی چینه‏ای، موقعیت در سکانس و نوع سطوح مرزی تفسیر شده و موقعیت‏های ویژه‏ای را در طول منحنی تغییرات نسبی سطح دریا مشخص می‏کنند (Bayet-Goll et al. 2014b).

 

 

 

شکل 7- تصاویر صحرایی مجموعه رخساره‏های دور از ساحل- شلف سازند لشکرک.A- توالی رخساره‏ای شلف در مجاورت با رخساره‏های بخش پایینی دور از ساحل، برش ده- ملا (دید به سمت شمال شرق). B- لامیناسیون ریپلی موجی و لامیناسیون موازی در رخساره دور از ساحل پایینی، برش ده-ملا. C- لامیناسیون ریپلی موجی (پیکان زرد) و MICRO-HCS (پیکان قرمز) در رخساره دور از ساحل پایینی، برش میلاکوه. D- زئوفیکوس در رخساره دور از ساحل پایینی، برش شهمیرزاد. E- HCS کوچک مقیاس در رخساره دور از ساحل بالایی، برش ده- ملا. F- HCSدر رخساره دور از ساحل بالایی، برش تویه دروار.

 

 

شکل 8- مدل رسوبی توالی دریایی باز (دور از ساحل- حاشیه ساحلی) تحت تأثیر امواج سازند لشکرک در برش‏های مورد مطالعه همراه با جهت جریان قدیمه

 


سکانس1 (DS1)

سکانس یک فقط در برش ده- ملا مشاهده شده‏اند و به سمت غرب در برش تویه دروار این سکانس حذف می‏شود. سطح قاعده‏ای سکانس یک سازند لشکرک منطبق بر مرز سکانسی نوع اول می‏باشد (SB1). این مرز سکانسی با قرارگیری ماسه‏سنگ‏های کانالی-رودخانه‏ای قاعده سازند لشکرک بر روی نهشته‏های کربناته سازند ده- ملا قرار می‏گیرد. با توجه به اینکه قسمت پایینی نهشته‏های سکانس یک لشکرک از رخساره‏های خلیج دهانه‏ای تشکیل شده است، این شواهد حاکی از آن است که سطح قاعده‏ای این سازند تحت تأثیر فرایندهای رودخانه در طول گستره‏تراز پایین (LST) و دره‏های فرسایشی قرار گرفته‏اند (Allen and Posamentier 1994; Zaitline et al. 1994; Schwarz et al. 2011). نهشته‏های خلیج دهانه‏ای در این سکانس براساس توزیع عمودی وجانبی رخساره‏ها یک تغییر گسترده را از بخش داخلی و مرکزی خلیج دهانه‏ای به بخش خارجی (outer zone) و نهشته‏های حاشیه ساحلی دریایی کم عمق نشان می‏دهند، به طوری‏که بر اساس سطوح محصور کننده و ترتیب توالی‏های رخساره‏ای، 6 نوع پاراسکانس در بخش خلیج دهانه‏ای سکانس یک و 4 نوع پاراسکانس در بخش دریایی باز سکانس یک سازند لشکرک شناسایی شده است (شکل‏های 9 و 10) (بایت‏گل 1393). با توجه به این‏که توالی رخساره‏ای خلیج دهانه‏ای بر اثر فرسایش رودخانه‏ای در دره‏های فرسایشی در طول پایین آمدن سطح آب دریا ایجاد شده است، توزیع دسته رخساره‏ها و شیوه پرشدگی دره‏های فرسایشی شباهت زیادی به مدل‏های سکانسی ارائه شده به‏وسیله دیگر محققان برای پرشدگی دره‏های فرسایشی دارد (Dalrymple et al. 1992; Allen and Posamentier 1994; Zaitlin et al. 1994; Dalrymple and Choi 2007 ). یک توالی ایده‏ال سیستم رسوبی دره‏های فرسایشی ارائه شده به‏وسیله مدل‏های سکانسی در نهشته‏های سازند لشکرک شامل دسته رخساره‏های زیر می‏باشد:

گستره تراز پایین (LST): پایین‏ترین بخش نهشته‏های سکانس 1 شامل توالی‏های ماسه‏سنگی- کانال رودخانه‏ای با ماسه‏سنگ‏های با طبقه‏بندی مورب تراف و دلتای سدی- خلیج (bay-head delta) با الگوی کم عمق شونده به سمت بالا از توالی‏‏های به سمت بالا درشت‏شونده و ضخیم‏شونده تشکیل شده است (شکل11). ته‏نشینی این توالی حاکی از توالی آواری گستره تراز پایین در بخش داخلی خلیج‏های دهانه‏ای است که در طول زمان‏های که میزان ورود مواد آواری از طریق کانال‏های رودخانه‏ای در بخش‏های داخلی خلیج دهانه‏ای افزایش می‏یابد، گسترش می‏یابد. گستره تراز پایین (LST) از پارسکانس‏های کم عمق‏شونده به سمت بالا تشکیل شده‏اند (شکل9). با توجه به شکل 9 پاراسکانس‏های نوع 1 (پاراسکانس‏های کم عمق شونده کانال‏های رودخانه‏ای) و 2 (پاراسکانس‏های بخش دلتای سدی- خلیج به صورت کم‏عمق و ضخیم‏شونده به سمت بالا) تشکیل‏دهنده LST سکانس یک می‏باشند. این پاراسکانس‏ها از کانال‏های رودخانه‏ای به سمت بالا کم عمق‏شونده و رخساره‏های دلتای سدی- خلیج کم‏عمق و ضخیم‏شونده به سمت بالا تشکیل شده‏اند. بخش بالایی گستره تراز پایین (LST) به‏وسیله سطح پیشرونده TS1 پوشیده شده است در امتداد این سطح یک تغییر در الگوی برانبارش رخساره‏ای از الگوی پیشرونده در LST پایینی به الگوی پسرونده در TST بالایی ایجاد می‏شود.

گستره تراز پیشرونده (TST): همزمان با بالا آمدن سطح آب دریا پیشروی و روند رخساره‏های عمیق شونده به سمت بالا ایجاد می‏شود (شکل12). در زمان تشکیل این دسته رخساره نرخ تأمین رسوب از میزان فضای رسوب‏گذاری کمتر است و میزان بالا آمدن آب دریا بیشتر از نرخ رسوب‏گذاری می‏باشد (بایت‏گل 1393). از این‏رو این مرحله به صورت الگوی پاراسکانسی برهم افزاینده تا پسرونده دیده می‏شود. نهشته‏های گستره تراز پیشرونده (TST) خلیج‏های دهانه‏ای سازند لشکرک به دو بخش تقسیم می‏شود. 1) early TST جایی‏که فرایندهای جزرومدی حاصل از کانال جزرومدی و ورود مخروط‏های شسته شده بیشتر از فرایندهای امواج است. این بخش در قاعده به‏وسیله سطح سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی (TRS) و در بالا به‏وسیله سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) محصور می‏شود. 2) Late TST جایی‏که فرایندهای امواج غالب است و مجموعه پاراسکانس‏های این بخش به‏وسیله سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) در قاعده و سطح حداکثر غرقابی (MFS) در بالا محصور شده‏اند. مدل مشابهی به وسیله کاتانیو (Catuneanu 2003, 2006) برای سکانس‏های تشکیل شده در سیستم رسوبی دره‏های فرسایشی ارائه شده است. سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی در نهشته‏های سازند لشکرک در بین گل‏های بخش داخلی خلیج دهانه‏ای یا لاگون در زیر و توده‏های دهانه خلیج در بالا قرار دارد. در مقابل سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) در نهشته‏های سازند لشکرک در بین توده‏های دهانه خلیج در زیر و نهشته‏های دریایی کم‏عمق حاشیه ساحلی در بالا قرار دارند.

در نهشته‏های سکانس یک سازند لشکرک به‏علت این‏که نرخ تجمع توده‏های دهانه‏ای خلیج بیشتر از نرخ فرسایش به‏وسیله امواج و جرزو مد است هر دو سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی (TRS) و امواج (WRS) در بین توالی‏های لاگون- توده‏های دهانه خلیج و توده‏های دهانه خلیج- حاشیه ساحلی مشاهده می‏شود. بر اساس مطالعات کاتانیو (Catuneanu 2006) در صورتی‏که میزان فرسایش به‏وسیله امواج بیش از نرخ تجمع توده‏های دهانه‏ای خلیج باشد، بخش خارجی خلیج دهانه‏ای بر اثر فرسایش از بین رفته و سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) منطبق بر سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی (TRS) می‏شود.

 

 

شکل 9- انواع پاراسکانس‏های تشکیل‏دهنده سیستم رسوبی دره‏های فرسایشی بخش قاعده‏ای سازند لشکرک (اقتباس از Dalrymple et al. 1992). 1: پاراسکانس‏های کم عمق‏شونده کانال‏های رودخانه‏ای. 2. پاراسکانس‏های بخش دلتای سدی- خلیج (bay-head delta) به صورت کم‏عمق و ضخیم‏شونده به سمت بالا. 3: پاراسکانس‏های بخش لاگونی عمیق و ضخیم‏شونده به سمت بالا. 4: پاراسکانس‏های بخش لاگونی- مخروط‏های شسته شده به صورت عمیق و ضخیم‏شونده به سمت بالا. 5: پاراسکانس‏های مخروط‏های شسته شده- سد با سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی (TRS) در پایین و الگوی به سمت بالا عمیق و ضخیم‏شونده. 6: پاراسکانس‏های توده‏های دهانه خلیج به صورت توالی‏های برافزایی (Aggrdational) با سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) در بالا. 7: پاراسکانس‏های توده‏های دهانه خلیج به صورت توالی‏های برافزایی (Aggrdational) تا پسرونده به سمت خشکی.

 

شکل 10- انواع پارسکانس‏های تشکیل‏دهنده گستره تراز بالا (HST) سکانس 1 سازند لشکرک در برش ده- ملا.

 

 

در نهشته‏های پیشرونده سکانس یک سازند لشکرک همزمان با بالا آمدن سریع آب دریا در طول early TST نرخ فضای تجمع بیشتر از نرخ تأمین رسوب می‏باشد، در نتیجه مجموعه پاراسکانس‏های این بخش که شامل پاراسکانس‏های بخش لاگونی عمیق و ضخیم‏شونده به سمت بالا (پارسکانس نوع 3، شکل 9)، پاراسکانس‏های بخش لاگونی- مخروط‏های شسته شده به صورت عمیق و ضخیم‏شونده به سمت بالا و پاراسکانس‏های مخروط‏های شسته شده- سد با سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی (TRS) در پایین و الگوی عمیق و ضخیم‏شونده به سمت بالا (پاراسکانس‏های نوع 4 و 5، شکل 9) و در نهایت توالی‏های از پاراسکانس‏های توده‏های دهانه خلیج (Estuary-mouth complexes) به صورت توالی‏های برهم افزاینده تا پسرونده به سمت خشکی با سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) است، به صورت الگوی عمیق‏شونده به سمت بالا (Retrogradotional) (پاراسکانس نوع 6 و 7، شکل 9) تشکیل می‏شوند (شکل 13). لازم به ذکر است که در پاراسکانس‏های early TST سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی (TRS) تنها در قاعده پارسکانس نوع پنجم (شکل 9) با شواهدی از رخساره‏های کانال جزرومدی دیده شده است. در امتداد سطح TRS مشاهده شده تغییر رخساره‏ای عمیق شونده به سمت بالا دیده می‏شود. بر اساس مطالعات آلن و سامنتیر (Allen and Posamentier 1994) این سطح در زیر کانال‏های جزرومدی در نتیجه مهاجرت به سمت خشکی کانال جزرومدی در طول بالا آمدن سطح آب دریا ایجاد می‏شود. در پاراسکانس‏های توده‏های دهانه خلیج (پاراسکانس‏های 6 و 7) سطح قاعده‏ای این پارسکانس‏ها در بیشتر موارد با لاگ‏های پیشرونده به صورت لنزهای کنگلومرایی خیلی نازک منطبق بر سطوح سیلابی است (شکل 14a). وجود چنین شواهدی در قاعده این پارسکانس‏ها حاکی از مهاجرت رخساره‏های توده‏های دهانه خلیج به سمت خشکی در طول بالا آمدن سطح آب دریا است (Harris et al. 2002; Ramos et al. 2006).

در مقابل در طول Late TST با افزایش تأثیر فرایندهای امواج و تأمین بالای رسوب در تعادل با نرخ بالا آمدن سطح آب دریا توالی‏های از پاراسکانس‏های حاشیه ساحلی کم عمق در بالای توده‏های دهانه خلیج ایجاد می‏شوند (Schwarz et al. 2011). این پاراسکانس‏ها به طور غالب از نهشته‏های حاشیه ساحلی با الگوی به سمت بالا ریز یا عمیق‏شونده تشکیل شده است (شکل13). بخش قاعده‏ای توالی Late TST با پاراسکانس‏های حاشیه ساحلی کم‏عمق از سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) تشکیل شده است. سطح WRS سطح قطع شده به‏وسیله فرسایش امواج در طول پیشروی ساحل است (Dominguez and Wanless 1991). این سطح در نهشته‏های سکانس یک بوسیله یک لاگ قاعده‏ای با شواهدی از فرسایش لایه‏های زیرین تشکیل شده است (شکل 14b). بر اساس کاتانیو میزان فرسایش در زیر WRS، به میزان انرژی امواج و طوفان بستگی دارد و به نسبت قدرت فرسایش می‏تواند نهشته‏های رسوبی کاملاً متغیر در زیر WRS ایجاد شود. سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) در سکانس شماره یک سطح آنلپ شده به‏وسیله نهشته‏های ساحلی کم عمق است که در طول تغییر پسرونده رخساره‏ها در نتیجه نهشته‏های پیشرونده حاشیه ساحلی ریز شونده به سمت بالا ایجاد می‏شوند (Catuneanu 2006).

در نهایت نهشته‏های گستره تراز پیشرونده (TST) به سطح حداکثر غرقابی (MFS1) ختم می‏شوند. این سطح نشان‏دهنده یک سطح با شواهدی از عمیق شوندگی ناگهانی از نهشته‏های دریایی حاشیه‏ای (marginal-marine) با رخساره‏های حاشیه ساحلی کم عمق به نهشته‏های دور از ساحل عمیق است. این سطح بر اساس مطالعات کاتانو و ستیل (Cattaneo and Steel 2003) نشان‏دهنده سطح حداکثر غرقابی در سیستم‏های پیشرونده خلیج دهانه‏ای-حاشیه ساحلی (Estuary-Shoreface)  می‏باشد.

گستره تراز بالا (HST): توالی‏های رخساره‏ای حاشیه ساحلی- پیش ساحل با الگوی پیشرونده به سمت دریا و توالی‏های به سمت بالا کم عمق‏شونده گستره تراز بالا (HST) سکانس یک سازند لشکرک را تشکیل می‏شوند (شکل 15). پاراسکانس‏های تشکیل‏دهنده HST سکانس به صورت توالی‏های به سمت بالا درشت شونده از چهار نوع پاراسکانس تشکیل شده‏اند که هر چهار نوع به صورت توالی‏های به سمت بالا درشت‏شونده از رخساره‏های دور از ساحل حدواسط تا بخش‏های کم عمق ساحلی (پیش ساحل) دیده می‏شوند (شکل 10).

سطح بالایی سکانس یک منطبق بر مرز ناپیوستگی نوع دوم است. این مرز در سازند لشکرک با قرارگیری ناگهانی نهشته‏های دریایی عمیق دور از ساحل- شلف سکانس دو سازند لشکرک بر روی نهشته‏های حاشیه ساحلی کم عمق گستره تراز بالا (HST) سکانس یک قرار می‏گیرد.

 

 

شکل 11- گستره تراز پایین (LST) سکانس 1 با توالی‏های ماسه‏سنگی-کانال رودخانه‏ای و دلتای سدی- خلیج.

 

 

شکل 12- گستره تراز پیشرونده (TST) سکانس 1 با توالی‏های از نهشته‏های لاگونی، مخروط‏های شسته شده و توده‏های دهانه خلیج (Estuary-mouth complexes).

 

 

شکل 13- دسته رخساره‏های LST, TST, HST سکانس یک سازند ده- ملا در برش ده- ملا.

 

شکل 14- تصاویر صحرایی سطوح چینه‏نگاری سکانسی سازند لشکرک، سکانس یک. a- سطح قاعده‏ای پاراسکانس‏های توده‏های دهانه خلیج با لاگ‏های پیشرونده کنگلومرایی. b- بخش قاعده‏ای توالی Late TST با پاراسکانس‏های حاشیه ساحلی کم عمق از سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) به صورت لاگ فرسایشی. c- توالی‏های رخساره‏ای حاشیه ساحلی-پیش ساحل با الگوی پیشرونده به سمت دریا گستره تراز بالا (HST) سکانس یک.

 

 

شکل 15- گستره تراز بالا (HST) سکانس 1 با توالی‏های از نهشته‏های دریای باز کم عمق حاشیه ساحلی منطبق بر Late TST از پاراسکانس‏ها متشکل از حاشیه ساحلی پایینی، میانی و بالایی با الگوی به سمت بالا ریز یا عمیق‏شونده به سمت بالا در زیر و تبدیل به سمت بالا به نهشته‏های دریایی حاشیه ساحلی- دور از ساحل با سطح قاعده WRS.

 

سکانس 2 (DS2)

بر خلاف سکانس یک که فقط در برش ده- ملا مشاهده می‏گردد، نهشته‏های رسوبی سکانس دوم در طول کل حوضه البرز مرکزی قابل شناسایی است (بایت‏گل 1393). بخش بالایی واحد یک سازند لشکرک منطبق بر سکانس‏های 2 از توالی‏های رخساره‏ای ته‏نشین شده در محیط‏های دریایی کم عمق تحت تأثیر نوسانات هوای موجسار طوفانی و هوای موجسار آرام ته‏نشین شده است که به صورت پاراسکانس‏های با الگوی رخساره‏ای مختلف کم عمق‏شونده به سمت بالا دیده می‏شود این پاراسکانس‏ها شامل (شکل‏های 16 و 17): 1) پاراسکانس‏های بخش حاشیه ساحلی-پیش ساحل شامل پاراسکانس‏های که در بالای موجسار هوای آرام قرار می‏گیرند. توالی رخساره‏ای این بخش در نهشته‏های سازند لشکرک شامل حاشیه ساحلی پایینی، حاشیه ساحلی میانی حاشیه ساحلی بالایی- پیش ساحل است. 2) پاراسکانس‏های بخش میانی دور ازساحل میانی در حد بین موجسار هوای آرام (FWWB) و موجسار هوای طوفانی. توالی رخساره‏ای این بخش شامل رخساره دور از ساحل حدواسط است که به سمت بالا به رخساره‏های حاشیه ساحلی تبدیل می‏شود. 3) پاراسکانس‏های بخش دور از ساحل- شلف کم انرژی در زیر موجسار هوای طوفانی (SWB). توالی رخساره‏ای این بخش در واحد یک سازند لشکرک شامل رخساره‏های شلف، دور از ساحل پایینی و دور از ساحل بالایی می‏باشد که در گاهی موارد به سمت بالا به حاشیه ساحلی پایینی و دور از ساحل حداوسط تبدیل می‏شود.

 

 

 

شکل 16- انواع پاراسکانس‏ها در سکانس‏های 1 و 2 سازند لشکرک.

 

 

 

 

شکل17- انواع پاراسکانس‏های تشکیل‏دهنده سکانس‏های 1 و 2 سازند لشکرک. A- پاراسکانس‏های بخش حاشیه ساحلی بالایی-پیش ساحل شامل پاراسکانس‏های که در بالای موجسار هوای آرام (دید به سمت شمال شرق)، منطبق بر شکل 5-37a. B- بخش پاینی پاراسکانس‏های بخش حاشیه ساحلی- پیش ساحل با رخساره‏های حاوی پینه‏بندی مورب هوموکی از حاشیه ساحلی پایینی (lower shoreface)، حاشیه ساحلی میانی (middle shoreface). منطبق بر شکل 5-37b. C- پاراسکانس‏های بخش حاشیه ساحلی-پیش ساحل در بالای موجسار هوای آرام، شامل حاشیه ساحلی پایینی، حاشیه ساحلی میانی و حاشیه ساحلی بالایی-پیش ساحل (upper shoreface-foreshore) است.منطبق بر شکل 5-37b. d- پاراسکانس‏های بخش حاشیه ساحلی پایینی-دور از ساحل در محدوده نزدیک به موجسار هوای آرام، شامل حاشیه ساحلی پایینی- میانی و دور ازساحل میانی است.منطبق بر شکل 5-37cE- بخش بالایی پاراسکانس‏های بخش حاشیه ساحلی پایینی-دور از ساحل در زیر موجسار هوای آرام، شامل حاشیه ساحلی پایینی و دور ازساحل میانی است، منطبق بر شکل 5-37d. F- پاراسکانس‏های بخش حاشیه ساحلی پایینی- دور از ساحل منطبق بر شکل 5-37d.

 

 

سکانس شماره 2 سازند لشکرک از گستره‏های تراز پیشرونده (TST) و تراز بالا (HST) تشکیل شده است. مرز پایینی این سکانس (SB2) منطبق بر مرز ناپیوستگی نوع دوم با عنوان پیوستگی‏های معادل ناپیوستگی Conformity) (Correlative است. این مرز در سازند لشکرک با قرارگیری ناگهانی نهشته‏های دریایی عمیق دور از ساحل- شلف سکانس 2 سازند لشکرک بر روی نهشته‏های حاشیه ساحلی کم عمق گستره تراز بالا (HST) سکانس یک قرار می‏گیرد. عدم وجود نهشته‏های گستره تراز پایین این سازند موجب شده است که سطح سکانسی مرکب از TS/SB2 در قاعده سکانس 2 سازند لشکرک ایجاد گردد.

گستره تراز پیشرونده (TST): رسوباتی که بلافاصله در روی سطح پیشروی بین مرز سکانسی یک و دو سازند لشکرک قرار می‏گیرند تشکیل این دسته رخساره را می‏دهد و همه آن‏ها در طی بازۀ زمانی که نرخ افزایش در فضای رسوب‏گذاری بیشتر از نرخ تأمین رسوب بوده است، نهشته می‏شود  (شکل 18).

پاراسکانس‏های تشکیل دهنده گستره تراز پیشرونده TST سکانس 2 به صورت طرح برانبارش عمیق شونده به سمت دریا یا پسرونده می‏باشند. بهرحال انواع پاراسکانس‏های تشکیل‏دهنده گستره تراز پیشرونده TST سکانس 2 در طول برش‏های مورد مطالعه تغییراتی زیادی را نشان می‏دهند. این تغییرات به احتمال زیاد می‏تواند ناشی تغییرات محلی فورنشینی در طول حوضه یا شرایط متغییر محیط رسوبی و موقعیت پالئوجوگرافی دیرینه متفاوت آن‏ها نسبت به جریانات رسوبی داخلی حوضه باشد. در برش ده- ملا غالب پاراسکانس‏های تشکیل‏دهنده گستره تراز پیشرونده TST سکانس 2 از پاراسکانس F (شکل 16) تشکیل شده است و به ندرت رخساره‏های حاشیه بالایی دور از ساحل در آن مشاهده می‏شود. به سمت غرب حوضه در برش‏های تویه دروار و میلاکوه TST سکانس 2 از پاراسکانس E, F, D, C و به ندرت B (شکل 16) در الگوی پسرونده تشکیل شده است. به سمت غرب حوضه نسبت پاراسکانس‏های E, F کاهش می‏یابد. در نهایت نهشته‏های گستره تراز پیشرونده (TST) به سطح حداکثر غرقابی (MFS2) ختم می‏شوند. در برش‏های مورد مطالعه این بخش منطبق بر عمیق‏ترین بخش محیط رسوبی در پاراسکانس‏های نوع F در بالای بالاترین بخش لایه شیلی قرار می‏گیرد (شکل 18).

گستره تراز بالا (HST): توالی‏های رخساره‏ای حاشیه ساحلی بالایی- پیش ساحل، حاشیه ساحلی میانی و پاییی همراه با توالی‏های رخساره‏ای دور از ساحل حدواسط با الگوی پیشرونده به سمت دریا و به سمت بالا کم عمق‏شونده HST سکانس دو سازند لشکرک را تشکیل می‏دهند (شکل 18). پاراسکانس‏های تشکیل‏دهنده گستره تراز بالا HST سکانس 2 از پاراسکانس A, B, C در الگوی پیشرونده به سمت دریا تشکیل شده‏اند (شکل‏های 16 و 17). بهرحال در ابتدا چون مقدار فضای رسوب‏گذاری ایجاد شدۀ جدید برای پاراسکانس‏ها با نرخ تأمین رسوب برابر است پاراسکانس ایجاد شده نوع C از نوع برافزایی (Aggradation) است. در ادامه چون سطح دریا با نرخ کمتری شروع به بالا آمدن می‏کند، مقدار فضای رسوب‏گذاری ایجاد شده کمتر از مقدار رسوب تأمین برای پاراسکانس‏ها است، پاراسکانس‏های A, B از نوع پیشرونده (Progradational) است.

بخش بالایی HST سکانس دو سازند لشکرک در برش ده- ملا با شواهد از ناپیوستگی فرسایشی نوع اول (SB3) همراه با شواهدی از پایین افتادن سطح آب دریا و وجود لایه‏های شیلی قرمز رنگ و میکروکنگلومرا قاره‏ای قرمز رنگ با آغشتگی به آهن همراه به نهشته‏های شیلی شبز زیتونی واحد 2 (Unit 2) سازند لشکرک تبدیل می‏شود (شکل 18). این به نظر می‏رسد نرخ پایین آمدن سطح آب بیشتر از فرونشینی (فرونشینی تکتونیکی و فرونشینی ناشی از وزن رسوبی) در حاشیه ساحل سازند لشکرک اتفاق می‏افتد، در نتیجه سطح آب به سرعت افت کرده و مرز سکانس نوع اول تشکیل گردیده است. به سمت بخش‏های دیگر حوضه مرز سکانسی مرز پایینی این سکانس (SB3) منطبق بر مرز ناپیوستگی نوع دوم با عنوان پیوستگی‏های معادل ناپیوستگی است. این مرز در نهشته‏های سازند لشکرک با قرارگیری ناگهانی نهشته‏های دریایی عمیق توربیدایتی واحد دوم (Unit 2) سازند لشکرک بر روی نهشته‏های حاشیه ساحلی بالایی-پیش ساحل عمق گستره تراز بالا (HST) سکانس دوم قرار می‏گیرد.

 

 

 

شکل 18- تصاویر صحرایی سکانس‏های 2 و 3 سازند لشکرک. A- نمای کلی از سکانس‏های 2 سازند ده- ملا در برش تویه دروار (دید به سمت جنوب غرب). B- مرز ناپیوستگی فرسایشی قرمز رنگ سکانس 2 با سکانس 3 سازند لشکرک در برش ده- ملا (دید به سمت شمال). C- نمای کلی از سکانس‏های 2 و 3 سازند لشکرک در برش میلاکوه (دید به سمت جنوب شرق).

 

 

تکامل محیط‏رسوبی

در مدل‏های تکاملی ساحلی ارائه شده به‏وسیله بوید و همکاران (Boyd et al. 1992, 2006; Harris et al. 2002) تغییرات سطح آب دریا به‏وسیله گسترش خلیج‏های دهانه‏ای در طول بالا آمدن سطح آب دریا و پرشده آن‏ها در طول پیشروی ساحل در گستره تراز بالا آب فرض شده است. پایین افتادن سطح آب دریا و گسترش مرحلۀ افت FSST به طور غالب با ته‏نشینی و تجمع رسوبات همراه نمی‏باشد (Nordfjord et al. 2006; Schwarz et al. 2011). بهرحال شواهد آن همراه با وجود دره‏های فرسایشی (fluvial valleys) در ساحل را می‏توان اثبات نمود (Ramos et al. 2006). در طول شرایط پیشرونده ساحلی فرایندهای جزرومدی و امواج افزایش می‏یابند. به سمت دهانه‏های خلیج‏های دهانه‏ای قدرت جزرومد در دره‏های قطع شده افزایش می‏یابد. غالب نهشته‏های دره‏های قطع شده با سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی در قاعده همراه می‏باشند. پرشدگی دره‏های قطع شده حاصل از تأثیر متقابل فرایندهای امواج، جزرومد و رودخانه است. وجود توالی‏های رسوبی ساحلی- حدواسط سازند لشکرک در طول البرز می‏تواند کمک قابل توجهی به بررسی تغییرات سطح آب دریا در طول اردویسین زیرین و میانی در زون البرز میانی داشته باشد. به نظر می‏رسد فاکتورهای اصلی کنترل کننده تکامل محیط‏رسوبی در طول اردویسین زیرین و میانی سازند لشکرک در طول البرز میانی تغییرات سطح آب دریا، نرخ فرونشینی و میزان تأمین رسوب باشند (Dalrymple et al. 1992; Walker and Plint 1992; Boyd et al. 1992, 2006; Plint-Bjklund and Steel 2006).

بعد از پایین افتادن جهانی سطح آب درای در مرز بین کامبرین- اردویسین و به دنبال آن در طول بالا آمدن سطح آب دریا در اردویسین زیرین نهشته‏های پایینی سازند لشکرک با سن اردویسین زیرین (Ghavidel-Syooki 1995, 2006) نهشته‏های ساحلی- خلیج دهانه‏ای سکانس یک تشکیل می‏شوند. در طول این بالا آمدن خلیج‏های دهانه‏ای تشکیل شده تحت تأثیر سیلابی شدن قرار می‏گیرند و در طولTST, HST سکانس یک به صورت توالی‏های منظم پسرونده-پیشرونده پر می‏شوند (Boyd et al. 1992; Harris et al. 2002; Schwarz et al. 2011). مورفولوژی خلیج دهانه‏ای سکانس یک سازند لشکرک می‏تواند در نتیجه تکتونیک و فرونشینی محلی و موقعیت پالئوجوگرافی آن‏ها نسبت به رودخانه‏های محلی در طول البرز ایجاد شده باشد این عوامل اندازه و نرخ فرونشینی حوضه را کنترل می‏کنند (بایت‏گل 1393). در نتیجه این عوامل یک ناحیه گسترده از دره‏های فرسایشی (fluvial valleys) در بخش شرق حوضه ایجاد می‏شود. به سمت غرب حوضه این عوامل به نظر می‏رسد که تأثیر کمتری داشته‏اند و نهشته‏های سکانس یک در این برش‏ها (میلاکوه و تویه دروار) تشکیل نشده‏اند. بهرحال با توجه به وجود شواهد تأثیر امواج در سکانس یک، به نظر می‏رسد دره‏های فرسایشی (fluvial valleys) گرادیانت شیب قابل ملاحظه‏ای داشته‏اند. با این شرایط میزان حجم آب و رسوبات وارد شده از بخش دریای باز به سمت خلیج دهانه‏ای افزایش می‏یابد (Dalrymple et al. 1992; Dalrymple and Choi 2007). این عوامل به نفع گسترش خلیج‏های دهانه‏ای و حاشیه ساحلی کم عمق تحت تأثیر امواج به نسبت سواحل تحت تأثیر جزرومد است. در سکانس یک سازند لشکرک نرخ تأمین رسوب و زمان لازم برای تکامل و پرشدن خلیج دهانه‏ای نه تنها تابع تأمین رسوب و نرخ سوبسیدانس حوضه می‏باشد بلکه ژئومتری و اندازه حوضه یا فضای تجمع نیز از مهم‏ترین فاکتورهای کنترل کننده است (Ramos et al. 2006). در نهشته‏های سکانس یک سازند لشکرک با توجه به حجم بالا نهشته‏های خلیج دهانه‏ای- حاشیه ساحلی و گستردگی قابل ملاحظه آن‏ها در برش ده- ملا، می‏تواند در نتیجه فضای تجمع بالا در طول ته‏نشینی سکانس یک باشد. ترتیب توالی قائم نهشته‏های تشکیل شده در سکانس یک حاکی از تأثیر تغییرات سطح آب دریا به عنوان فاکتور اصلی است. در طول LST (شکل 19a) با تأمین رسوبات از کانال‏های رودخانه‏ای توالی‏های ماسه‏سنگی- کانال رودخانه‏ای و دلتای سدی- خلیج (bay-head delta) با الگوی کم عمق‏شونده تشکیل می‏شوند (شکل 19). در طول بالا آمدن سطح آب دریا و تحت تأثیر قرار گرفتن خلیج دهانه‏ای در طول پیشروی به‏وسیله فرایندهای سیلابی شدن، رسوب‏گذاری گستره تراز پیشرونده TST صورت می‏گیرد. همچناکه مشاهده شد این گستره تراز به دو بخش early TST (شکل 19b) با فراوانی بالا از پاراسکانس‏های بخش لاگونی- مخروط‏های شسته شده، مخروط‏های شسته شده- سد و توده‏های دهانه خلیج با سطح پیشرونده فرسایش جزرومدی (TRS) در پایین و سطح پیشرونده فرسایش امواج (WRS) در بالا و Late TST با پاراسکانس‏های از نهشته‏های حاشیه ساحلی پایینی، حاشیه ساحلی بالایی و میانی با الگوی به سمت بالا ریز یا عمیق‏شونده تشکیل می‏شوند (شکل 19c). در نهایت توالی‏های رخساره‏ای حاشیه ساحلی- پیش ساحل با الگوی پیشرونده به سمت دریا گستره تراز بالا (HST) سکانس یک سازند لشکرک را تشکیل می‏دهند (شکل 19d). نهشته‏های خلیج دهانه‏ای- حاشیه ساحلی سکانس 1 در بین برش‏های مورد مطالعه در ناحیه ده- ملا در شرق حوضه دیده می‏شوند و به سمت غرب حوضه این سکانس حذف می‏شود (شکل‏های 20 و 21). همزمان با بالا آمدن سطح آب دریا در طول سکانس دوم سازند شکرک نهشته‏های دریایی عمیق دور از ساحل- حاشیه ساحلی در الگوی‏های پسرونده-پیشرونده (شکل 19e, f) تشکیل می‏شوند. پاراسکانس‏های تشکیل‏دهنده گستره تراز پیشرونده TST سکانس 2 در طول البرز با عمیق زیاد حاکی از بالا آمدن سریع آب دریا در طول اردویسین میانی (Haq and Schutter 2008) است (شکل 20). این سکانس در طول توالی‏های البرز مرکزی ضخامت نسبتاً برابر دارند و در بخش پایینی از برش‏های مورد مطالعه دارای توالی‏های عمیق رسوبات دور از ساحل- شلف تا حاشیه ساحلی هستند (شکل 19e, f).

 

 

شکل 19- مدل تکامل حوضه‏رسوبی البرز در زمان اردویسین زیرین و میانی. A- نهشته‏های بخش پایینی اردویسین زیرین سکانس یک شامل LST با توالی‏های ماسه‏سنگی-کانال رودخانه‏ای و دلتای سدی- خلیج و الگوی کم عمق‏شونده. B-early TST از پاراسکانس‏های بخش لاگونی- مخروط‏های شسته شده، مخروط‏های شسته شده- سد و توده‏های دهانه خلیج با الگوی پسرونده به سمت خشکی. C- Late TST از پاراسکانس‏های حاشیه ساحلی پایینی، حاشیه ساحلی بالایی و میانی با الگوی به سمت بالا ریز یا عمیق شونده. D- HST توالی‏های رخساره‏ای حاشیه ساحلی-پیش ساحل با الگوی پیشرونده به سمت دریا. E- بخش بالایی اردویسین زیرین با سکانس 2 با نهشته‏های دریایی عمیق دور از ساحل-حاشیه ساحلی در الگوی‏های پسرونده از گستره تراز TST. F- HST توالی‏های رخساره‏ای حاشیه ساحلی-پیش ساحل با الگوی پیشرونده به سمت دریا.

 

 

به سمت بخش بالایی این توالی مجموعه رخساره‏ای حاشیه ساحلی همراه با توالی‏های رخساره‏ای دور از ساحل حدواسط با الگوی پیشرونده به سمت دریا در طول HST سکانس 2 تشکیل می‏شوند (شکل 19f). همزمان با پایین آمدن دریا در مرز بین اردویسین میانی و بالایی، نهشته‏های دریای کم عمق حاشیه ساحلی- دور از ساحل سازند لشکرک نیز از این پسروی جهانی سطح آب دریاها در انتهای اردویسین میانی تبعیت کرده و با مرز ناپیوسته سکانسی نوع اول بین سکانس‏های دوم و نهشته‏های توربیدایتی واحد دوم این سازند همراه است. بهرحال ضخامت رسوبات و الگوی رخساره‏ای تشکیل شده در نهشته‏های سکانس دوم سازند لشکرک در طول برش‏های مورد مطالعه تغییرات زیادی را نشان می‏دهند. مهم‏ترین فاکتور کنترل کننده این تغییرات به نظر می‏رسد که تأثیر تغییرات محلی فرونشینی در طول حوضه البرز مرکزی باشد. در برش ده- ملا در شرق حوضه وجود توالی‏های ضخیم از سکانس یک تشکیل شده در محیط‏های خلیج دهانه‏ای-حاشیه ساحل موجب افزایش تأثیرات سوبسیدانس در این بخش از حوضه می‏شود (شکل 20). همزمان با میزان فرونشینی بیشتر در شرق حوضه، سکانس دوم سازند لشکرک در برش ده- ملا در نتیجه فرونشینی بالاتر ضخامت و عمق بیشتر را نشان می‏دهد (شکل‏های 20 و 21). به سمت غرب حوضه در نتیجه تأثیر کمتر فرونشینی عمق حوضه رسوبی به نسبت زیادی کمتر از شرق حوضه می‏باشد. در نهایت وجود توالی ضخیمی از نهشته‏های دور از ساحل- شلف تا حاشیه ساحلی پایینی در دسته رخساره‏های پیشرونده- پسرونده در برش ده- ملا حاکی از عمق بیشتر شرق حوضه می‏باشد.

 

 

 

 

شکل20- مدل حوضه رسوبی البرز در زمان اردویسین زیرین و میانی. نهشته‏های خلیج دهانه‏ای سکانس یک در طول حوضه البرز مرکزی به سمت غرب حذف می‏شوند. تأثیر سوبسیدانس حاصل از وزن بالای نهشته‏های سکانس یک در شرق حوضه موجب ایجاد سکانس‏های 2 و 3 عمیق‏تر توالی‏های دور از ساحل- حاشیه ساحلی در بخش شرق حوضه شده است.

 شکل 21- تطابق سکانس‏های سازند لشکرک در برش‏های ده- ملا، میلاکوه و تویه دروار

 

 

نتیجه

مشاهدات صحرایی و مطالعات پتروگرافی (110 مقطع نازک) انجام شده بر روی واحدهای سیلیسی-آواری واحد یک سازند لشکرک به شناسایی 2 مجموعه رخساره‏ای منجر شده است که عبارتند از 1) مجموعه رخساره‏ای خلیج دهانه‏ای تحت تأثیر امواج و 2) مجموعه رخساره‏ای دریای باز (دور از ساحل- حاشیه ساحلی). بخش قاعده‏ای سازند لشکرک در محیط‏های خلیج دهانه‏ای تحت تأثیر امواج ته‏نشین شده است. محیط‏های رسوبی خلیج دهانه‏ای سازند لشکرک به 3 بخش تقسیم داخلی شامل دلتای سدی- خلیج و کانال‏های رودخانه‏ای، بخش میانی  کم انرژی شامل نهشته‏های لاگون و مخروط‏های شسته شده و بخش خارجی پرانرژی شامل رخساره‏های توده‏های دهانه خلیج و کانال‏های جزرومدی. بخش بالایی واحد 1 سازند لشکرک از توالی‏های رخساره‏ای ته‏نشین شده در محیط‏های دریای کم عمق تحت تأثیر نوسانات هوای موجسار طوفانی و هوای موجسار آرام ته‏نشین شده است، که شامل رخساره‏های بخش حاشیه ساحلی- پیش ساحل شامل در بالای موجسار هوای آرام، بخش میانی دور ازساحل میانی در حد بین موجسار هوای آرام و موجسار هوای طوفانی و بخش دور از ساحل- شلف (offshore) کم انرژی در زیر موجسار هوای طوفانی است.

با توجه به موقعیت هر یک از رخساره‏ها و تغییرات آن‏ها در توالی عمودی، واحد یک سازند لشکرک در برش ده- ملا از 2 سکانس رسوبی و در برش‏های دیگر از 1 سکانس رسوبی تشکیل گردیده است. بعد از پایین افتادن جهانی سطح آب در مرز بین کامبرین- اردویسین، در نواحی مورد مطالعه شرایط بهینه‌‏ای جهت تشکیل دره‏های فرسایشی ایجاد می‏گردد. با تشکیل دره‏های فرسایشی در نهشته‏های پایینی سازند لشکرک با سن اردویسین زیرین و بالا آمدن سطح آب دریا به دنبال آن در طول اردویسین زیرین، نهشته‏های ساحلی- خلیج دهانه‏ای در بخش پایینی سکانس یک تشکیل می‏شوند. مورفولوژی خلیج دهانه‏ای سکانس یک در سازند لشکرک می‏تواند در نتیجه فعالیت‏های تکتونیکی و فرونشینی محلی و موقعیت جغرافیای دیرینه آن‏ها نسبت به رودخانه‏های محلی در طول البرز ایجاد شده باشد. در نتیجه این عوامل یک ناحیه گسترده از دره‏های فرسایشی در بخش شرق حوضه ایجاد می‏شود. به سمت غرب حوضه این عوامل به نظر می‏رسد که تأثیر کمتری داشته‏اند و نهشته‏های سکانس یک در این برش‏ها (میلاکوه و تویه دروار، شهمیرزاد) تشکیل نشده‏اند. در طول بالا آمدن سطح آب دریا، خلیج‏های دهانه‏ای یا دره‏های فرسایشی تشکیل شده تحت تأثیر سیلابی شدن قرار می‏گیرد و در طول TST, HST سکانس یک به صورت توالی‏های منظم پسرونده-پیشرونده پر شده است. بالا آمدن سطح آب دریا در طول تشکیل سکانس دوم سازند شکرک منجر به رسوب گذاری نهشته‏های دریایی عمیق دور از ساحل- حاشیه ساحلی در الگوهای پسرونده-پیشرونده تشکیل می‏شوند.

 

تشکر و قدردانی

از گروه زمین‏شناسی دانشکده علوم دانشگاه فردوسی مشهد به خاطر در اختیار گذاشتن امکانات جهت مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی سپاسگزاریم. از همکاری مهندس حامد محمدیان، یعقوب نصیری و حسن خزائی به خاطر انجام مطالعات صحرایی و آقایان قزوینی و شجاعی به خاطر همراهی در جمع‌آوری نمونه‌ها تشکر می‌شود. در انتها از داوران محترم که با نظرات خود به ارتقاء سطح علمی این مقاله کمک نمودند، تشکر و قدردانی می‏گردد.

 

آقانباتی، ع. 1383، زمین‏شناسی ایران: سازمان زمین‏شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586 ص.

بایت‏گل. آ، 1393، ایکنولوژی و چینه‏نگاری سکانسی سازند میلا (البرز مرکزی). مقایسه آن با سازند شیرگشت (طبس): پایان‏نامه دکتری دانشگاه فردوسی مشهد. 501 ص.

بایت‏گل. آ، ا. محبوبی، م. حسینی برزی، و ر. موسوی حرمی 1389، مدل ایکنولوژیکی نهشته‏های آواری سازند شیرگشت در زیر پهنه کلمرد ایران مرکزی. مجله چینه‏نگاری و رسوب دانشگاه اصفهان. ص 43-68.

Allen, G.P., and H.W. Posamentier, 1994, Transgressive facies and sequence architecture in mixed tide- and wave-dominated incised-valley: example from the Gironde Estuary, France. In: Dalrymple, R.W., Boyd, R., Zaitlin, B.A. (Eds.), Incised Valley Systems: Origin and Sedimentary Sequences: SEPM (Society for Sedimentary Geology), Tulsa, p. 225 -240. Special Publication 51.

Bayet-Goll, A., C. Neto de Carvalho, R. Moussavi-Harami, A. Mahboubi and Y. Nasiri, 2014ª, Depositional environments and ichnology of the deep-marine succession of the Amiran Formation (upper Maastrichtian–Paleocene), Lurestan Province, Zagros Fold–Thrust Belt, Iran: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 401, p. 13-42.

Bayet-Goll, A., G. Geyer, M. Wilmsen, A. Mahboubi and R. Moussavi-Harami, 2014b, Facies architecture, depositional environments and stratigraphy of the Middle Cambrian Fasham and Deh-Sufiyan formations in the central Alborz, Iran: Facies, v. 60, p. 815-841.

Bayet-Goll, A., J. Chen, R. Moussavi-Harami and A. Mahboubi, 2015a, Depositional processes of ribbon carbonates in middle Cambrian of Iran (Deh-Sufiyan Formation, Central Alborz): Facies, v. 61, In Press.

Bayet-Goll, A., C. Neto de Carvalho, M.H. Mahmudy-Gharaei and R. Nadaf, 2015b, Ichnology and sedimentology of a shallow marine Upper Cretaceous depositional system (Neyzar Formation, Kopet-Dagh, Iran): palaeoceanographic influence on ichnodiversity: Cretaceous Reaserch, In Press.

Bayet-Goll, A., P. M. Myrow, G. F. Aceñolaza, R. Moussavi-Harami and A., Mahboubi, Depositional controls on the ichnology of Paleozoic wave-dominated marine facies: new evidence from the Shirgesht Formation, central Iran: Acta Geologica Sinica, In Press.

Buatois, L.A., N. Santiago, M. Herrera, P. Plink- Bjorklund, R. Steel, M. Espin and K. Parra, 2012, Sedimentological and ichnological signatures of changes in wave, river and tidal influence along a Neogene tropical deltaic shoreline: Sedimentology, v. 59, p. 1568–1612.

Boyd, R., R.W. Dalrymple and B.A. Zaitlin, 2006, Estuary and incised valley facies models. In:  (Eds.) H.W. Posamentier R.G. Walker Facies Models Revisited: SEPM (Society for Sedimentary Geology), Special Publication, v. 84, p. 171-234.

Cattaneo, A., and R. Steel, 2003, Transgressive deposits: a review of their variability: Earth Science Reviews, v. 1277, p. 1-43.

Catuneanu, O., 2003, Sequence Stratigraphy of Clastic Systems: Geological Association of Canada, Short Course Notes, v. 16, p. 248.

Catuneanu, O., 2006, Principles of Sequence Stratigraphy: Elsevier, Amsterdam, 375 p.

Dalrymple, R.W., B.A. Zaitlin and R. Boyd, 1992, Estuarine facies models: conceptual basis and stratigraphic implications: Journal of Sedimentary Petrology, v. 62, p. 1130–1146.

Dalrymple, R.W., 2006, Incised valleys in time and space: introduction to the volume and an examination of the controls on valley formation and filling. In: Dalrymple, R.W., Leckie, D.A., Tillman, R. (Eds.), Incised Valleys in Time and Space: SEPM (Society for Sedimentary Geology), Tulsa, pp. 5 e12. Special Publication, 85.

Dalrymple, R.W., E.K. Baker, P.T. Harris and M.G. Hughes, 2003, Sedimentology and Stratigraphy of a tide-dominated, foreland-basin delta (Fly River, Papua New Guinea), In: Sidi, F.H., Nummedal, D., Imbert, P., Darman, H., and Posamentier, H. W., (Eds.), Tropical Deltas of Southeast Asia-Sedimentology, Stratigraphy, and Petroleum Geology: SEPM (Society for Sedimentary Geology) Special Publication, v. 76, p. 147–173.

Dalrymple, R.W., and K. Choi, 2007, Morphologic facies trends through the fluvial-marine transition in tide-dominated depositional systems: a schematic framework for environmental and sequence-stratigraphic interpretation: Earth-Sci. Rev. v. 81, p. 135–174.

Dominguez, J. M. L., and H. R. Wanless, 1991, Facies architecture of a falling sea-level strandplain, Doce River coast, Brazil. In: (D. J. P. Swift, G. F. Oertel, R. W. Tillman and J. A. Thorne, Eds.), Shelf Sand and Sandstone Bodies: Geometry, Facies and Sequence Stratigraphy p. 259–281: International Association of Sedimentologists Special Publication 14.

Geyer, G., A. Bayet-Goll, M. Wilmsen, A. Mahboubi and R. Moussavi-Harami, 2014, Lithostratigraphic revision of the middle and upper Cambrian (Furongian) in northern and central Iran: Newsletters on Stratigraphy, v. 47, p. 21-59.

Ghavidel-Syooki, M., 2006, Palynostratigraphy and palaeogeography of the Cambro-Ordovician strata in southwest of Shahrud City (Kuh-e-Kharbash, near Deh-Molla), Central Alborz Range, northern Iran: Revue of Palaeobotany and Palynology, v. 139, p. 81–95.

Ghobadi Pour, M., M. Vidal and M. Hosseini-Nezhad, 2007, An Early Ordovician trilobite assemblage from the Lashkarak Formation, Damghan area, northern Iran: Géobios, v. 40, p. 489–500.

Haq, B.U., and S.R. Schutter, 2008, A chronology of Paleozoic sea-level changes: Science, v. 322, p. 64–68.

Harris, P. T., A. D. Heap, S. M. Bryce, R. Porter-Smith, D. A. Ryan and D. T., Heggie, 2002, Classification of Australian clastic coastal depositional environments based upon a quantitative analysis of wave, tidal,  and river power: Journal of Sedimentary Research, v. 72, p. 858– 870.

MacEachern, J.A., S.G. Pemberton, M.K. Gingras, and K.L. Bann, 2007, The ichnofacies paradigm:  a  fifty-year  retrospective In: Miller, W. (Ed.), Trace Fossils. Concepts, Problems, Prospects: Elsevier, Amsterdam p. 52-77.

Nordfjord, S., J.A., Goff, Jr. J.A. Austin and S.P.S. Gulick, 2006, Seismic facies of incised valley-fills, New Jersey continental shelf: implications for erosion and preser- vation processes acting during late Pleistocene/Holocene transgression: Journal of Sedimentary Research, v. 76, p. 1284 -1303.

Plink-Björklund, P., and R. Steel, 2006, Incised valleys on an Eocene coastal plain and shelf, Spitsbergen e part of a linked shelf-slope system. Special Publication 85. In: Dalrymple, R.W., Leckie, D.A ., Tillmann, R.W. (Eds.), Incised Valleys in Time and Space: SEPM (Society for Sedimentary Geology), Tulsa, p. 281 e308.

Popov, L.E., M. Ghobadi Pour, M. Hosseini and L.E. Holmer, 2009, Furongian linguliform brachiopods from the Alborz Mountains, Iran: Memoirs of the Association of Australasian Palaeontologists, v. 37, p. 103–122.

Ramos, E., M. Marzo, J.M.de, Gibert, K.S. Tawengi, A.A. Khoja and N.D. Bolatti, 2006, Stratigraphy and sedimentology of the Middle Ordovician Hawaz Formation (Murzuq Basin, Libya): AAPG Bulletin, v. 90, p. 1309–1336.

Schwarz, E., G.D. Veiga, L.A. Spalletti and J.L. Massaferro, 2011, The transgressive infill of an inherited-valley system: The Springhill Formation (lower Cretaceous) in southern Austral Basin, Argentina: Marine Petroleum Geology, v. 28, p. 1218-1241.

Stöcklin, J., A. Ruttner and M. Nabavi, 1964, New data on the Lower Paleozoic and pre-Cambrian of North Iran: Geology Survey Iran Reprt, no. 1, 29.

Taylor, A.M., and R. Goldring, 1993, Description and analysis of bioturbation and ichnofacies: Journal of the Geological Society, v. 150, p. 141-148.

Zaitlin, B.A., R.W. Dalrymple and R. Boyd, 1994, The stratigraphic organization of incised valley systems associated with relative sea-level change. In: Dalrymple, R.W., Boyd, R., Zaitlin, B.A . (Eds.), Incised Valley Systems: Origin and Sedimentary Sequences. SEPM (Society for Sedimentary Geology), Tulsa, p. 45-60. Special Publication 51.

Walker, R.G. and A .G. Plint, 1992, Wave- and storm-dominated shallow marine syst ems. In: Walker, H.G., James, N.P. (Eds.), Facies Models: Response to Sea Level Change: Geological Association of Canada, Ontario, p. 219 - 238.