بررسی رخساره‌ها، محیط رسوبی، چینه‌نگاری سکانسی و فرایندهای دیاژنزی مؤثر بر نهشته‌های سازند دورود در برش ارم (جنوب شهرستان نکا) در دامنة شمالی البرز مرکزی

نوع مقاله: مقاله علمی فارسی

نویسنده

استادیار، گروه زمین شناسی ،دانشکده علوم پایه ،دانشگاه پیام نور ،تهران ،ایران

10.22108/jssr.2020.120968.1140

چکیده

نهشته‌های پرمین (سازند دورود) در گسترة وسیعی از ناحیة البرز مرکزی رخنمون دارند. در این پژوهش یک برش چینه‌شناسی از نهشته‌های پرمین در برش ارم (جنوب شهرستان نکا) برای بررسی رخساره‌ها، محیط رسوبی، چینه‌نگاری‌ سکانسی و فرایندهای دیاژنزی مؤثر بر آنها انتخاب شده است. ضخامت سازند دورود در این برش، 320 متربوده و به‌طور عمده از تناوب سنگ آهک و ماسه‌سنگ تشکیل شده است. بررسی‌های صحرایی و پتروگرافی مقاطع نازک میکروسکوپی، امکان تفکیک 4 رخسارة آواری و 3 رخسارة کربناته را میسر کرده است. این رخساره‌ها در چهار کمربند رخساره‌ای رودخانه‌ای، ساحلی، لاگون و تپه‌های ماسه‌ای‌ زیرآبی نهشته شده‌اند. تنوع کم رخساره‌ها و تدریجی‌بودن روند تبدیل کمربندهای رخساره‌ای به یکدیگر، نبود نهشته‌های توربیدایتی و نیز نبود آثار ریف‌های بزرگ سدی نشان می‌دهد بخش‌های آواری نهشته‌های پرمین در ناحیة بررسی‌شده در محیط ساحلی و رودخانه‌ای و بخش‌های کربناته در یک پلتفرم کربناته از نوع رمپ با شیب یکنواخت تهنهشت یافته‌اند. در توالی مطالعه‌شده از سازند دورود، دو سکانس رسوبی درجه 3 شناسایی شده است. در ناحیة بررسی‌شده، فرایندهای گوناگون دیاژنز بر توالی مطالعه‌شدة این سازند مؤثر بوده که مهم‌ترین آنها، دولومیتی‌شدن، سیمانی‌شدن، فشردگی مکانیکی و شیمیایی و پیریتی‌شدن، شکستگی و نوشکلی است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Microfacies, depositional environment, sequence stratigraphy and diagenetic process affected the Doroud Formation in the Eram Section (south Neka), north flank of central Alborz

نویسنده [English]

  • Hamideh Noroozpour
Payame Noor University , Iran
چکیده [English]

Abstract
The Permian deposits (Doroud Formation) are exposed in a wide area of central Alborz. A stratigraphic section of Permian deposits in the Eram section (South Neka) has been selected for the study of facies, depositional environments, sequence stratigraphy, and diagenetic processes. The 320 m thick Doroud Formation in the study area mainly consists of intercalation of limestones and sandstones. Field and petrographic studies of thin sections led to identifying four siliciclastic petrofacies and three carbonate microfacies. These facies are deposited in four facies belts, including fluvial, coastal, lagoon, and shoal. The low diversity of facies and the gradual change of facies belts, the absence of turbidites, and the absence of large barrier reef indicate that the Permian deposits in the study area were deposited on a carbonate ramp. Also, based on the absence of turbidite deposits of a deep marine environment, it can be deduced that the depositional environment of the Doroud Formation is homoclinal. Two third-order depositional sequences have been identified in the studied interval of the Doroud Formation. Different diagenetic processes have been affected on the studied interval in the study area, most notably dolomitization, cementation, mechanical and chemical compaction, pyritization, fracturing, and neomorphism.
Keywords: Doroud Formation, Facies, Sedimentary environment, Diagenesis, Permian, Alborz
 



Introduction
The Alborz zone is one of the important geological zones of Iran, which is spread east-west in the northern part of Iran and extends from Azerbaijan to Khorasan (Aghanabati 2004). The study of the rock units of the Permian system in Iran has been done by Assereto (Assereto 1963) and Glaus (Glaus 1964), so that the type section of Doroud and Ruteh formations was first introduced by Assereto (Assereto 1963). During the Permian, carbonate sediments belonging to shallow marine environments were mainly composed of small and large benthic foraminifera along with green and red algae (Vachard et al. 2001; 2002; 2011; Boudagher-Fadel 2008; Parvizi et al. 2013). The studied stratigraphic section is located in the south of Neka city and the west of Eram village and is located in the geographical position of 36 25' 28" north latitude and 53 36' 42" east longitude in the northern flank of Alborz. The lower and upper boundaries of Doroud Formation in the Eram section with Mobarak and Ruteh formations are in the form of erosive discontinuities. Sofar, numerous paleontological, sedimentological, and stratigraphic studies have been studied on the Doroud, Ruteh and Nesen formations, especially in the western and central Alborz and to a lesser extent, the eastern Alborz. In this research, the determination of the palaeoenvironmental model, sequence stratigraphy, and diagenesis processes of the Doroud Formation in the Eram section are the main targets.
 
Materials & Methods
This research is conducted in two stages including field and laboratory. Overall the number of 26 hand specimens collected from 320 meters thickness of the Doroud Formation in the Eram stratigraphic section. The petrographic analysis was performed by a polarizing microscope. Pettijohn classification (1987) and Dunham classification (Dunham, 1962) have been used to name clastic and carbonate rocks, respectively. The investigation of the sedimentary environment and facies types are based on the study of their lateral and vertical changes, and comparison with modern and ancient environments (Flugel 2010). The combination of the results obtained from field and laboratory studies in the study section has led to the identification and description of the main carbonate and clastic facies. Sequence stratigraphic studies have been done by considering methods described by Hunt and Tucker (Hunt and Tucker 1992).
 
Discussion of Results & Conclusions
The Doroud Formation in Eram section with a thickness of 320 meters is one of the remarkable outcrops of Lower Permian deposits in the northern flank of Central Alborz. Field observations and detailed petrographic examination of samples of the Doroud Formation in the Eram section led to the identification of seven siliciclastic and carbonate facies types (subarkose, chertarnaite, mixed calcareous sandstone, imperforate foraminifera packstone, oncoids packstone-grainstone, bioclast grainstone, and ooid grainstone) belonging to the four facies belts of the fluvial, coastal, lagoon, and sand shoal (Wilson 1975, Lasemi; 1990, Flugel 2010). The low diversity of facies and the gradual change of facies belts, the absence of turbiditic deposits, and the absence of large barrier reef indicate that the Permian deposits in the study area were deposited on a carbonate ramp. In this study, two third-order depositional sequences have been identified in the studied interval of the Doroud Formation. The most important diagnostic diagenetic processes affecting the siliciclastic and carbonate deposits of Doroud Formation can be micritization, boring, cementation, neomorphism, mechanical and chemical compaction, dolomitization and pyritization, silicification and fracturing. According to the field and petrographic studies on Permian deposits in the study area, it can be concluded that the deposits have gone through three stages of eugenics, mesogenesis, and telogenesis diagenetic environments.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Doroud Formation
  • facies
  • Sedimentary environment
  • Diagenesis
  • Permian
  • Alborz

مقدمه

عبور از کربونیفر به پرمین با یک دورة گسترش شدید یخچال‌ها همراه بوده و موجب ذوب یخچالی در آسیلین پسین- ساکمارین پیشین (Wopfner 2001) و پیشروی دریای پرمین شده است. براثر این پیشروی در حوضة البرز، رسوبات مختلط سیلیسی‌آواری- کربناتة سازند دورود نهشته شده‌اند. گسترش جغرافیایی نهشته‌های پرمین در ایران بسیار زیاد بوده و این باور وجود دارد که در زمان کربونیفر پایانی یا پرمین پیشین، با آرام‌گرفتن رخدادهای زمین‌ساختی هرسی‌نین و فرونشینی زمین، شرایط لازم برای پیشروی گستردة دریا فراهم آمده است؛ به گونه‌ای که بسیاری از فرابوم‌های قدیمی با دریای کم‌ژرفا و پیش‌روندة پرمین پوشیده شده است و سنگ‌های پرمین روی ردیف‌های گوناگون کربونیفر، دونین، سیلورین، اردویسین و کامبرین دیده می‌شود. در این زون، سه واحد سنگ‌چینه‌ای به نام‌های سازند دورود (در زیر)، روته (در وسط) و نسن (در بالا)، معرف توالی‌های پرمین است. این سازندها هریک به‌تنهایی یک چرخة رسوبی کامل است که میان دو سطح فرسایشی جای دارند (Aghanabati 2004).

در البرز برون‌زدهای گسترده‌ای از سنگ‌های پرمین وجود دارد؛ با وجود این در البرز، به‌ویژه در البرز شرقی فقط پژوهش‌های محدودی دربارة رخساره‌ها و محیط رسوبی این نهشته‌ها انجام شده است که ضرورت نگرش دقیق‌تر را ایجاب می‌کند. در این پژوهش، رخنمون‌های توالی پرمین در برش ارم بررسی شده است. این منطقه در چهارگوش کیاسر، بخشی از زون البرز شرقی واقع است. هدف پژوهش حاضر، بررسی رخساره‌ها و محیط رسوبی، چینه‌نگاری سکانسی و فرایندهای دیاژنتیکی مؤثر بر توالی است.

 

تاریخچة موضوع و پیشینة پژوهش

برای نخستین‌بار در ایران آسرتو (Assereto 1963) و گلاوس (Glaus 1964) واحدهای سنگی سیستم پرمین را بررسی کردند؛ به‌طوری که مقطع نمونة سازندهای دورود و روته را برای نخستین‌بار آسرتو (Assereto 1963) به ترتیب در مجاورت دهکدة دورود در بالای درة جاجرود در محل دوراهی دورود- شمشک معرفی کرد؛ همچنین مقطع نمونة سازند نسن را برای نخستین‌بار گلاوس (Glaus 1964) در دهکدة نسن در درة علیای نور معرفی و اندازه‌گیری کرد.

آلنباخ (Allenbach 1966)، سازند روته را در جنوب اسک بررسی کرده است. ضخامت سازند روته در این ناحیه به سمت باختر کاهش می‌یابد و در بالا با سنگ‌های آهک‌ الیکا پوشیده می‌شود.

بزرگ‌نیا (Bozorgnia 1973) نیز، طی بررسی مقاطع مختلف پالئوزوئیک البرز مرکزی و شرقی، رسوبات سیستم پرمین را در این مقاطع واکاوی و فسیل‌های آنها را شناسایی و سن آنها را مشخص کرده است.

آقانباتی (Aghanabati 2004) برخلاف باور آسرتو (Assereto 1963)، مرز زیرین سازند روته را در همه‌جا ناپیوسته و هم‌شیب می‌داند. وی سطح بالایی سازند روته را در بیشتر نواحی البرز جنوبی با سازند الیکا و سازند شمشک می‌داند؛ ولی معتقد است در البرز شمالی سنگ‌های آهک روته با ردیف‌های جوان‌تر پرفسیل (سازند نسن) فصل مشترک ناپیوسته دارد. سازندهای دورود، روته و نسن به‌ویژه رخنمون‌های البرز غربی و مرکزی و به مقدار کمتر، البرز شرقی در قالب پژوهش‌های فسیل‌شناسی، رسوب‌شناسی و چینه‌شناسی متعدد بررسی شده است؛ برای نمونه در پژوهش‌های Bozorgnia 1973; Gaetani et al. 2009; Leven and Gorgig 2006, 2011; Jenny and Stampfli 1978; Nabavi and Hamdi 1975; Hoseininejad 1992; Partoazar 1995; Sajadi and Partoazar 2005; Vaziri et al. 2005; Glaus 1964; Leven and Taheri 2003; Asserto 1963; Jenny-Deshusses 1983, 1988; Lankarani et al. 2009.

 

موقعیت جغرافیایی و راه‏های ارتباطی محدودة پژوهش

ارتفاعات 2400متری ارم در منطقه (جنوب شهرستان نکا) از توابع روستای آکرد در نواحی جنوبی هزارجریب و دهستان استخرپشت است و در غرب روستای ارم واقع شده است. این منطقه در چهارگوش کیاسر، بخشی از زون البرز شرقی واقع است و در موقعیت جغرافیایی "28 '25 ْ 36 عرض شمالی و "42 '36 ْ 53 طول شرقی در دامنة شمالی البرز قرار دارد. دسترسی به محدودة مدنظر از طریق جادة آسفالتة دامغان- ساری- نکا- استخرپشت- دوراهی سیکا، ارم- روستای سیکا- امامزاده یحیی- ارم امکان‌پذیر است؛ علاوه بر این از طریق جادة دامغان- کیاسر- دیدو- وناجم- به جدم- ورن- امامزاده یحیی- کفرات نیز امکان‌پذیر است (شکل 1).


 

 

شکل 1- نقشة موقعیت جغرافیایی و راه دسترسی به منطقة پژوهش

 


موقعیت زمین‌شناسی محدودة پژوهش

علوی (Alavi 1990) ازنظر تکتونیکی ایران را به چند بلوک تقسیم کرده است. زون البرز، یکی از زون‌های مهم زمین‌شناسی ایران است که به‌صورت شرقی- غربی در نوار شمالی کشور گسترده شده است و از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد (Aghanabati 2004). البرز حاصل چین‌های حاشیة ایران مرکزی است که برخورد صفحة ایران در جنوب و اوراسیا در شمال طی تریاس پسین موجب بسته‌شدن پالئوتتیس و تشکیل این رشته‌کوه شده است (Stocklin 1968, 1974‚ 1977; Berberian and King 1981).

 

چینه‌نگاری سازند دورود

سازند دورود را به‌مثابة نخستین چرخة رسوبی پرمین البرز، در ابتدا آسرتو (Assereto 1963) در بالادست درة جاجرود بررسی و معرفی کرده است. بیشتر کارهای انجام‌شدة سن آسلین- ساکمارین پیشین برای سازند دورود در البرز گزارش شده است (Jenny and Stampfli 1978). به دلیل تنوع رخساره‌ها در سازند دورود، این سازند به 5 سازند تفکیک شده است و همگی در گروه دورود قرار داده شده‌اند.

گیتانی و همکاران (Gaetani et al. 2009) با نگرشی نوین، گروه دورود معرفی‌شده توسط جنی و استمپفلی (Jenny and Stampfli 1978) را از دیدگاه ویژگی‌های لیتولوژیکی و فسیل‌شناسی بررسی و با تغییر نام، حذف و افزودن سازندهای جدید به آن، گروه دورود را به ترتیب به 4 سازند تویه، عمارت، غزنوی و شاهزید تقسیم کرده‌اند (شکل 2). آنها چون در ابتدای سازند دورود، فوزولین‌هایی هم‌ارز با سازند زلدو (Leven and Gorgij 2006‚ 2011; Leven and Taheri 2003) یافتند، آن را به Latest Gzhelian- Sakmarian نسبت داده‌اند.

سازند دورود در برش ارم با ضخامت 320 متر، یکی از رخنمون‌های درخور توجه پرمین زیرین در دامنة شمالی البرز مرکزی است. این سازند در منطقه با 85/46 متر ماسه‌سنگ قرمز شروع می‌شود (شکل 3). در ادامه دو بخش کربناتة آواری در قسمت زیرین و بالایی و یک بخش میانی کربناتة آنکوییدی دارد. انتهای سازند آهک ماسه‌ای قرمز نهشته‌ شده است که شرایط کاملاً اکسیده و هوازده را نشان می‌دهد و پس از آن، ماسه‌سنگ سفید دیده می‌شود. مرز پایین و بالای سازند دورود در ارم با سازندهای مبارک و روته به‌صورت ناپیوستگی فرسایشی است (شکل 4 و 7). عمدة نهشته‌های این منطقه، کربنات‌های خاکستری ضخیم‌لایه و آهک آنکوییدی کرم‌رنگ است که 4 واحد سنگی عمده دارد. ستون چینه‌شناسی سازند دورود در منطقة بررسی‌شده در شکل 4 ارائه شده است.


 

 

شکل 2- پراکندگی سازندهای متعلق به گروه دورود در زون‌های مختلف البرز (Gaetani et al. 2009)

 


روش پژوهش

پس از بررسی‌های کلی در منطقه، مانند بررسی نقشة زمین‌شناسی و عکس‌های هوایی و ماهواره‌ای و وضعیت زمین‌شناختی عمومی منطقه، برش ارم در دامنة شمالی البرز به‌مثابة نمایانگر نهشته‌های پرمین در البرز مرکزی انتخاب شد. ماهیت سطوح طبقه‌بندی (واضح، فرسایشی، تدریجی، پیوسته یا ناپیوسته)، فرم هندسی، ساخت‌های رسوبی، آثار فسیلی و فسیل‌های ماکروسکوپی و عوارض دیاژنزی ماکروسکوپی در مطالعات صحرایی دقیق بررسی شدند؛ همچنین قاعده و رأس سازند دورود و مرز آن با سازندهای زیرین و بالایی مشخص شد. در ادامه ضخامت واحدهای اصلی و کل برش اندازه‌گیری و تعداد 26 نمونه برمبنای تغییرات ترکیب، ساخت و محتوای فسیلی برای بررسی‌های آزمایشگاهی و پتروگرافی انتخاب و با میکروسکوپ پلاریزان مطالعه شد. با استفاده از بررسی‌ها و برداشت‌های صحرایی، ضخامت واقعی طبقات تعیین و ستون چینه‌شناسی ترسیم شد. برای نام‌گذاری سنگ‌های آواری و کربناته، به ترتیب طبقه‌بندی پتی‌جان (Pettijohn et al. 1987) و طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) به کار رفت. بررسی محیط رسوبی و رخساره‌ها برپایة بررسی تغییرات جانبی و عمودی آنها و مقایسه با محیط‌های امروزی و دیرین (Wright and Tucker 1990; Flügel 2010) انجام شده است. تلفیق نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی در برش مدنظر، به شناسایی و توصیف رخساره‌های اصلی کربناته و آواری منجر شده است.

 

 

 

مبارک

شکل 3- نمای صحرایی از رخنمون‌های سازند دورود در منطقة مطالعه‌شده؛ A. ماسه‌سنگ قرمز؛ B و C. آهک شیلی و آهک دولومیتی؛ D. آهک متوسط تا ضخیم‌لایه؛ E و F. آهک آنکوییدی با میانلایه‌های نازک آهک خاکستری

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4- ستون چینه‌نگاری سازند دورود در برش ارم

 


بحث و تحلیل یافته‌های پژوهش

این بخش شامل تحلیل یافته‌های پژوهش ازجمله رسوب‌شناسی، چینه‌نگاری سکانسی و فرایندهای دیاژنزی است.

 

مطالعة رسوب‌شناسی

یافته‌های صحرایی و بررسی دقیق پتروگرافی نمونه‌های سازند دورود در برش ارم به شناسایی 7 رخساره در قالب چهار کمربند رخساره‌ای رودخانه‌ای، ساحلی، لاگون و تپه‌های ماسه‌ای زیرآبی (shoal) انجامیده است (جدول 1). در این بررسی‌ها، افزون بر در نظر گرفتن تغییرات عمودی و جانبی رخساره‌ها، به چگونگی تماس لایه‌ها، بافت‌ها و ساختمان‌های رسوبی توجه شده است؛ از سوی دیگر، در بررسی‌های میکروسکوپی، نوع و درصد آلوکم‌ها، نوع اورتوکم و فابریک‌های موجود بررسی و در تفکیک و رده‌بندی رخساره‌ها و تفسیر محیط ته‌نشینی از آنها استفاده شده است(Wilson 1975; Lasemi 2000; Wright and Tucker 1990; Flügel 2010).

در این بخش رخساره‌های سازند دورود تفسیر و سپس مدل رسوبی نهشت سازند ارائه می‌شود. در توصیف رخساره‌ها نخست متشکله‌های اصلی، سپس عناصر فرعی، ویژگی‌های زمینه یا سیمان و در پایان محیط تشکیل و انرژی حاکم بر آنها بیان شده است. آلوکم‌های تشکیل‌دهندة این سازند قابل تفکیک به دو گروه است؛ اول، دانه‌های اسکلتی شامل فوزولین، روزن‌بران کوچک، جلبک، خارپوست، پلسی‌پود، گاستروپود، مرجان، استراکود، براکیوپود و بریوزوا؛ دوم، دانه‌های غیراسکلتی شامل آنکویید، اایید، پلویید و اینتراکلست. اورتوکم‌های سازندة رخساره‌ها نیز عمدتاً اسپاریت و به مقدار کمتر میکریت است.

 

پتروفاسیس‌های سازند دورود

پتروفاسیس رودخانه‌ای

ساب‌آرکوز

این پتروفاسیس از فلدسپات (20% -10)، به مقدار کمتر خرده‌سنگ (%10 -5) و کوارتز (%80 -70) تشکیل شده است. سیمان تشکیل‌شده در این پتروفاسیس، سیمان آهکی است (شکل A5) و ازنظر ویژگی‌های بافتی به‌صورت نیمه‌گردشده تا گردشده و جورشدگی در حد خوب است؛ درنتیجه بلوغ بافتی در این رخساره بالغ و بلوغ کانی‌شناسی در حد بالغ است. موج‌نقش‌های نامتقارن نیز در این پتروفاسیس مشاهده شده است. براساس مجموع شواهد صحرایی و پتروگرافی و بیشتربودن میزان فلدسپات می‌توان نتیجه گرفت که این پتروفاسیس در محیط رودخانه‌ای تشکیل شده است. رسوبات رودخانه فلدسپات بیشتری نسبت به ماسه‌سنگ‌های ساحلی مناطق کم‌عمق دریا و بادی دارد (Mack 1978).

 

پتروفاسیس‌های ساحلی

چرت‌آرنایت

از میان ذرات تشکیل‌دهندة این پتروفاسیس، خرده‌سنگ‌های چرتی (حدود %25) از فراوانی بیشتری برخوردار است. کوارتز (حدود %70) (غالباً مونوکریستالین) و فلدسپات (%10 -5)، از دیگر اجزای تشکیل‌دهندة آن هستند. سیمان در این رخساره، کلسیتی است (شکل B5). پس‌روی آب دریا موجب افت شدید سطح آب دریا و مانع تشکیل رخساره‌های کربناته شده است؛ بنابراین ورود مواد تخریبی فراوان به حوضه باعث ایجاد این رخساره شده است.

 

ماسه‌سنگ مختلط آهکی

در این رخساره ماسه‌سنگ متشکل از کوارتز مونوکریستالین و پلی‌کریستالین همراه با سایر قطعات تخریبی نظیر فلدسپات‌های دگرسان‌شده است. سیمان این ماسه‌سنگ‌ها آهکی است و خرده‌های اسکلتی نظیر براکیوپود، خارپوست، بریوزوا، روزن‌بران بنتیک و غیراسکلتی مانند پلویید و اینتراکلست به‌طور پراکنده در رخساره‌های متفاوت وجود دارد (شکل C5). دو عامل برون‌حوضه‌ای (ورود رسوبات آواری از خشکی) و درون‌حوضه‌ای (کربنات) در ساخت این ماسه‌سنگ نقش داشته ((Tucker 2001 و فابریک مختلط یا هیبریدی را ایجاد کرده است. وجود کوارتز فراوان گویای پایین‌آمدن سطح آب است. این رخساره براساس ویژگی‌های بیان‌شده در محیط ساحلی تشکیل شده است.

 

رخساره‌های لاگونی

پکستون تا گرینستون دارای روزن‌بران کوچک پوسته‌تیره

بافت این رخساره دانه‌پشتیبان و آلوکم اصلی آن‌، بیوکلست و به میزان کمتر پلویید است (شکل D5). روزن‌بران کوچک با دیوارة پرسلانوز مانند Calcitornella، Calcivertellaو Rectogordius، از فسیل‌های موجود در این رخساره است. به‌ندرت فوزولین کروی‌شکل- نشان‌دهندة محیط کم‌انرژی و لاگونی (Ross 1982)- جلبک و بریوزوا نیز وجود دارد. روزن‌بران‌های کوچک دیگر نظیر Nodosinelloides،Pseudovidalina ، Tetrataxis، Climacamminaو Globivalvulina به‌طور پراکنده در بعضی نمونه‌ها حضور دارد. کوارتز به میزان کم در بعضی نمونه‌ها دیده می‌شود. وجود روزن‌بران فراوان با دیوارة تیره، فوزولین‌های کروی‌شکل و کوارتز زیاد نشان‌دهندة تشکیل این رخساره در محیط لاگون ساحلی است (Flügel 2010).

 

پکستون تا گرینستون آنکوییدی

بافت این رخساره دانه‌پشتیبان است و از پکستون تا گرینستون در تغییر بوده و آنکویید، آلوکم اصلی موجود در این رخساره است. هستة بیشتر آنکوییدها را فسیل‌هایی مانند فوزولین‌های دوکی‌شکل، براکیوپود و خارپوست تشکیل داده‌اند. این رخساره به‌طور کلی تنوع فسیلی خوبی دارد و از اجزای فسیلی آن، استراکود، مرجان، بریوزوا و روزن‌بران کوچک است. در این رخساره میزان کوارتز از 10 تا 20 درصد در تغییر و دولومیتی‌شدن، یکی از فرایندهای دیاژنزی اصلی مؤثر بر این رخساره است (شکل E5). براساس فونای موجود در این رخساره، ازجمله روزن‌بران پوسته‌تیره، بافت پکستونی تا گرینستونی و توالی عمودی، محیط تشکیل آن، لاگون پشت سد با انرژی متوسط تا زیاد است.

 

رخساره‌های پشته‌های ماسه‌ای زیرآبی

رخساره‌های این گروه به دو دستة سدهای بیوکلستی و ااییدی تقسیم می‌شوند که به ترتیب به شرح زیر هستند:

 

گرینستون بیوکلستی

بافت این رخساره دانه‌پشتیبان و گرینستونی و آلوکم اصلی آن، بیوکلست‌هایی نظیر فوزولین است. فوزولین‌ها معمولاً دوکی‌شکل و بزرگ هستند؛ علاوه بر این بیوکلست‌هایی نظیر جلبک، خارپوست، براکیوپود، بریوزوا، استراکود، روزن‌بران کوچک، مرجان، گاستروپود و تیوبیفایتس که معمولاً دیوارة ضخیم دارند، در نمونه‌های مختلف دیده می‌شوند. آلوکم‌ها در زمینه‌ای از کلسیت اسپاری قرار دارند؛ علاوه بر این پلویید و به مقدار کم کوارتز نیز وجود دارد (شکل F5). وجود فوزولین‌های دوکی‌شکل و بزرگ نشان‌دهندة پرانرژی‌بودن محیط است (Ross 1982). تنوع زیاد آنها نیز پرانرژی‌بودن محیط را تأیید می‌کند (Haijun et al. 2006)؛ بنابراین این رخساره به محیط سدی متعلق و انرژی حاکم بر محیط زیاد بوده است.

 

گرینستون ااییدی

بافت این رخساره گرینستونی و مهم‌ترین آلوکم سازندة آن، اایید با فابریک شعاعی است. از اجزای اسکلتی موجود در آن می‌توان به فوزولین، خارپوست، بریوزوا، روزن‌بران کوچک، گاستروپود، جلبک داسی‌کلاداسه و براکیوپود اشاره کرد (شکل G5). یک فاز سیمان اولیه به‌صورت حاشیة هم‌ضخامت اطراف آلوکم‌ها دیده می‌شود؛ پس از آن، فضای باقی‌مانده با یک فاز سیمان کلسیتی به‌صورت موزاییکی پر شده است. محیط تشکیل این رخساره، سدی و انرژی حاکم بر آن زیاد بوده است؛ زیرا ااییدها نشان‌دهندة محیط پرانرژی هستند (Samankassou 2001; Atakul 2006) و دانه‌پشتیبان‌بودن زمینه نیز این موضوع را اثبات می‌کند.


 

 

 

 

 

 

جدول 1- رخساره‌های شناسایی‌شده در توالی مطالعه‌شده

ردیف

نوع رخساره

نام رخساره

محیط

آلوکم‌های اسکلتی

آلوکم‌های غیراسکلتی

1

آواری

ساب‌آرکوز

رودخانه

 

 

2

آواری

چرت‌آرنایت

ساحلی

 

 

3

مختلط

ماسه‌سنگ مختلط آهکی

ساحلی

براکیوپود، خارپوست، بریوزوا، روزن‌بران

پلویید و اینتراکلست

4

کربناته

پکستون تا گرینستون دارای روزن‌بران کوچک پوسته‌تیره

لاگون

روزن‌بران کوچک، فوزولین، جلبک، بریوزوا

پلویید

5

کربناته

پکستون تا گرینستون آنکوییدی

لاگون پشت سد

فوزولین‌های دوکی‌شکل، براکیوپود و خارپوست

استراکود، مرجان، بریوزوا و روزن‌بران کوچک

آنکویید

6

کربناته

گرینستونبیوکلستی

تپه‌های ماسه‌ای زیرآبی (shoal)

فوزولین، جلبک، خارپوست، براکیوپود، بریوزوا، استراکود، روزن‌بران کوچک، مرجان، گاستروپود و تیوبیفایتس

پلویید

7

کربناته

گرینستون ااییدی

تپه‌های ماسه‌ای زیرآبی (shoal)

فوزولین، خارپوست، بریوزوا، روزن‌بران کوچک، گاستروپود، جلبک داسی‌کلاداسه و براکیوپود

اایید

 

 

 

C

 

B

 

A

 

 

F

 

E

 

D

 

شکل 5- رخساره‌های شناسایی شده در توالی مورد مطالعه. A- ساب‌آرکوز، نور پلاریزه. B- چرت‌آرنایت، نور پلاریزه. C- ماسه‌سنگ مختلط آهکی، نور پلاریزه. D- پکستون تا گرینستون دارای روزن‌بران کوچک، نور طبیعی. E- پکستون تا گرینستون آنکوئیدی، نور پلاریزه. F- گرینستون بیوکلستی، نور پلاریزه. G. گرینستون اائیدی، نور پلاریزه.

 

 

G

 


محیط رسوبی

در زمان پرمین رسوبات کربناته متعلق به محیط‌های دریایی کم‌عمق، عمدتاً از روزن‌بران بنتیک کوچک و بزرگ به همراه جلبک‌های سبز و قرمز تشکیل شده‌اند (Vachard et al. 2001‚ 2002‚ 2011; Boudagher-Fadel 2008; Parvizi et al. 2013). شناسایی انواع مختلف روزن‌بران بنتیک (Ebrahim Nejad et al. 2015) و جلبک‌ها به همراه دیگر آلوکم‌های اسکلتی و غیراسکلتی غالب در این زمان، ابزاری باارزش برای تعیین عمق نسبی محیط رسوبی در زمان پرمین است. از آنجا که سازند ‌بررسی‌شده، سازندی کربناته با روزن‌بران بنتیک کوچک و جلبک به سن پرمین است، با استفاده از این محتوای فسیلی و دیگر اجزای اسکلتی و غیراسکلتی (نظیر اایید، آنکویید، اینتراکلست و پلویید) موجود در سازند، می‌توان نوع محیط رسوبی دیرینة این سازند را بازسازی کرد.

تنوع کم رخساره‌ها و تدریجی‌بودن روند تبدیل کمربندهای رخساره‌ای، نبود نهشته‌های توربیدایتی، پرانرژی‌بودن رخساره‌ها در بخش نزدیک ساحل و نیز نبود آثار ریف‌های بزرگ سدی پدیدآورندة نقطة عطف در نیمرخ پلتفرم در این توالی، مؤید این موضوع است که این نهشته‌ها در یک پلتفرم کربناته از نوع رمپ ته‌نهشت یافته‌اند؛ همچنین براساس نبود رخساره‌های توربیدایتی عمیق، این‌گونه استنباط می‌شود که محیط نهشت سازند دورود رمپ با شیب یکنواخت یا هموکلینال بوده است.

براساس توزیع آلوکم‌های اسکلتی و غیراسکلتی شناسایی‌شده و روابط هندسی رخساره‌ها، دو زیرمحیط رسوبی اصلی برای رسوب‌گذاری نهشته‌های کربناتة پرمین در ناحیة مدنظر تشخیص داده شد. این زیرمحیط‌های رسوبی از بخش کم‌عمق‌تر به سمت مناطق عمیق‌تر شامل گسترة رمپ داخلی و بخش‌های ابتدایی رمپ میانی است. با توجه به نوع رخساره‌های شناسایی‌شده و بافت رسوبی غالب آنها (عمدتاً پکستونی تا گرینستونی)، شرایط انرژی در این پلتفرم کربناته به‌صورت متوسط تا زیاد است. با توجه به اجزای تشکیل‌دهندة پلتفرم کربناتة سازند دورود، برای این نهشته‌ها از اصطلاح سیستم رمپ کربناته با فراوانی روزن‌بران و جلبک استفاده می‌شود (Algae and foram-dominated carbonate ramp system). مدل رسوبی ارائه‌شده برای کربنات‌های سازند دورود در ناحیة مدنظر (شکل 6) با دیگر پلتفرم‌های کربناتة مطالعه‌شده از سازند دورود در زمان پرمین حوضة رسوبی البرز همخوانی چشمگیری نشان می‌دهد (Lankarani and Amini 2009; Bastami et al. 2019).

بررسی‌های متعدد روی پلتفرم‌های کربناتة زمان پرمین در دیگر مناطق حوضة رسوبی البرز نشان می‌دهد در زمان پرمین، پلتفرم غالب کربناته از نوع رمپ بوده است که سازندگان اصلی این پلتفرم را روزن‌بران بنتیک بزرگ و کوچک به همراه انواع مختلف جلبک‌ها تشکیل می‌دهند. با توجه به بررسی‌های رخساره‌ای انجام‌شده در این پژوهش، نظیر چنین پلتفرم کربناته‌ای نیز در این منطقه برای نهشته‌های کربناتة سازند دورود سرشار از جلبک و روزن‌بران بنتیک کوچک با پوسته‌های تیره قابل استنباط است. این وضعیت در حاشیة غیرفعال جنوبی اقیانوس پالئوتتیس واقع در شمال ابرقارة گندوانا توسعه داشته است (Lankarani and Amini 2009).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6- مدل رسوبی شماتیک سازند دورود به همراه تغییرات رخساره‌ای

 


چینه‌نگاری سکانسی

در این پژوهش برمبنای تلفیق نتایج به‌دست‌آمده از بررسی‌های صحرایی و بررسی مقاطع نازک میکروسکوپی و با استفاده از مدل هانت و تاکر (Hunt and Tauker 1995)، مطالعة چینه‌نگاری سکانسی انجام و دو سکانس رسوبی درجه سوم در این توالی شناسایی شده است. این سکانس‌ها از قاعده به رأس بررسی می‌شوند (شکل 4).

سکانس رسوبی اول: این سکانس در قاعدة توالی مطالعه‌شده قرار دارد. مرز زیرین این سکانس منطبق بر مرز بین سازند دورود (نهشتة آواری) و آهک‌های کربونیفر زیرین سازند مبارک و یک ناپیوستگی فرسایشی و مرز سکانسی نوع اول است (شکل A7). دستة رخسارة ترازپایین (LST) در این سکانس از تناوب کنگلومرا و ماسه‌سنگ قرمز محیط رودخانه‌ای تشکیل شده است. تفکیک دستة رخسارة پیش‌رونده (TST) از دستة رخسارة ترازپایین (LST) به روش‌های تکمیلی نیاز دارد. سطح بیشترین پیشروی آب دریا (MFS) در این سکانس با تغییرات رخساره‌ای شناسایی و با ظهور لایه‌های کربناتة متشکل از اایید گرینستون مشخص می‌شود. دستة رخسارة ترازبالا از سنگ آهک ااییدی محیط تپه‌های سدی ماسه‌ای تشکیل شده است. مرز بالایی سکانس با یک افق خاک قدیمی مشخص شده و بنابراین نشانة خروج از آب طولانی‌مدت است و از نوع اول محسوب می‌شود (شکل B7).

سکانس رسوبی دوم: مرز زیرین این سکانس منطبق بر مرز بالایی سکانس رسوبی اول است. دستة رخسارة ترازپایین سطح آب دریای این سکانس از تناوب لایه‌های آهک و لایه‌های مختلط کربناتة سیلیسی‌کلستی قرمز و فسیل‌دار مشخص می‌شود و با آهک خاکستری در نمای صحرایی ادامه می‌یابد. دستة رخسارة پیش‌رونده شامل روزن‌بران کوچک پوسته‌تیره مربوط به محیط لاگون است. سطح بیشترین پیشروی آب دریا با ظهور لایة شیلی مشخص می‌شود (شکل C7). دستة رخسارة ترازبالای آب دریا در این سکانس از تناوب لایه‌های ماسه‌ای متوسط تا نازک‌لایه و سنگ‌های آهک مختلط و لایه‌های متشکل از پکستون و گرینستون آنکوییدی تشکیل شده است. مرز بالایی این سازند مطابق با مرز سازند دورود و سازند روته و از نوع ناپیوستگی فرسایشی و نوع 1 است (شکل D7).


 

B

 

مبارک

درود

A

 

روته

درود

D

 

C

شکل 7- نمای صحرایی از مرزهای سکانسی شناساییشده در برش مطالعه‌شده؛ A. مرز زیرین سکانس 1 معادل با مرز سازند دورود و مبارک که فرسایشی و از نوع 1 است؛ B. مرز بالایی سکانس 1 همراه با افق خاک دیرینه (مرز سکانسی نوع 1)؛ C. سطح بیشترین پیشروی در سکانس 2 متشکل از لایة شیلی؛ D. مرز بالایی سکانس 2 مطابق با مرز سازند دورود و روته که فرسایشی و از نوع 1 است.

 

 

فرایندهای دیاژنزی

به تغییراتی که در ویژگی‌ها و ترکیب رسوبات از زمان نهشته‌شدن در محیط رسوبی تا سنگ‌شدن و پیش از واردشدن به محیط دگرگونی روی می‌دهد، دیاژنز گفته می‌شود (Moore 2001; Machel 1999). دیاژنز طیف گسترده‌ای از فرایندهای فیزیکی، شیمیایی و زیستی پس از رسوب‌گذاری را شامل می‌شود که رسوبات اولیه با آب‌های میان‌منفذی در حوضة رسوبی واکنش نشان می‌دهند تا به یک تعادل بافتی و ژئوشیمیایی پایدار با محیط دست یابند (Schmid et al. 2004). شناخت فرایندهای دیاژنز برای تفسیر ویژگی‌های ریزرخساره‌ها اهمیت بسیاری دارد. ترکیب و بافت رسوب، تاریخچة تدفین و شیمی آب‌های میان‌دانه‌ای درون حوضة رسوب‌گذاری ازجمله مهم‌ترین عوامل تأثیرگذار بر دیاژنز است (Kim et al. 2007). سن رسوبات و شکل هندسی لایه‌ها، اقلیم و محیط رسوبی و رخساره‌های سنگی، نقش مهمی در دیاژنز دارند (Molennar et al. 2006; Tucker 2001; Parcerisa et al. 2006). در ناحیة مدنظر، فرایندهای گوناگون دیاژنز بر سنگ‌های کربناتی مؤثر بوده است. از مهم‌ترین آنها، میکریتی‌شدن، بورینگ، سیمانی‌شدن، نوریختی، فشردگی مکانیکی و شیمیایی، دولومیتی‌شدن، پیریتی‌شدن، سیلیسی‌شدن و شکستگی است (جدول 2). تأثیر این متغیرها به درجة اشباع‌شدگی، دما و سرعت جریان‌های سیال دیاژنزی بستگی دارد (Gonzelaz et al. 1992). در این بخش، فرایندهای دیاژنتیکی شناسایی‌شده توصیف و درنهایت برمبنای بافت‌های مشاهده‌شده و ارتباط زمانی بین پدیده‌ها، تاریخچة دیاژنتیکی رسوبات کربناته و توالی پاراژنتیکی آنها ارائه می‌شود.

 

میکریتی‌شدن

این فرایند در نمونه‌های بررسی‌شده به‌طور عمده روی خرده‌های اسکلتی رخ داده است؛ به‌طوری که در بیشتر مواقع تشخیص منشأ اولیة دانه غیرممکن بوده و پلویید ایجاد کرده است (شکل A8). در مراحل اولیة این فرایند، یک پوشش میکریتی در اطراف خرده‌های اسکلتی ایجاد شده است (شکل B8). این فرایند در محیط فریاتیک دریایی رخ داده (Longman 1980) و در کف دریا در نزدیک فصل مشترک آب و رسوب یا حتی در عمق بیش از یک متر با جلبک‌های ‌اندولیتیک، قارچ‌ها و باکتری‌ها بر رسوبات تأثیر گذاشته و باعث دگرسانی آنها شده است (Tucker 2001).

 

بورینگ

طی این فرایند روی خرده‌های اسکلتی مانند پوستة خارپوستان (شکل C8)، سوراخ‌ها و شکاف‌هایی ایجاد شده است که بعد با سیمان یا میکریت پر شده‌اند. این سوراخ‌ها با باکتری‌ها، قارچ‌ها و جلبک‌ها و در مقیاس بزرگ‌تر با اکینوییدها، اسفنج‌ها و بریوزویرها ایجاد شده‌اند (Tucker and Wright 1990).

 

جانشینی

این فرایند به‌طور گسترده و به شکل‌های مختلف ازجمله دولومیتی‌شدن، پیریتی‌شدن و سیلیسی‌شدن در نمونه‌ها مشاهده می‌شود.

 

دولومیتی‌شدن

دولومیتی‌شدن، فرایندی است که در آن سنگ آهک درنتیجة جایگزینی کربنات کلسیم اولیه به‌طور کامل یا بخشی به دولومیت تبدیل می‌شود. دولومیتی‌شدن، مهم‌ترین فرایند جانشینی است که در نمونه‌های بررسی‌شده دیده می‌شود. اندازة بلورها برمبنای طبقه‌بندی فولک (Folk 1965) در بازة دولومیکرواسپاریت و دولواسپاریت قرار می‌گیرد. دولومیت‌ها چنداندازه‌ای هستند و از بلورهای بی‌شکل (anhedral)، نیمه‌شکل‌دار (subhedral) و شکل‌دار (euhedral) تشکیل شده‌اند و بافت xenotopic تا hypidioptopic را نشان می‌دهند. جانشینی سنگ آهک با دولومیت به‌صورت بخشی در نمونه‌ها دیده می‌شود. در این حالت، فرایند دولومیتی‌شدن به‌صورت بخشی بر زمینه تأثیر گذاشته است (شکل C8). با پیشرفت فرایند دولومیتی‌شدن، جانشینی در آلوکم‌ها ازجمله فسیل‌ها و انکوییدها هم رخ داده است. در این حالت بلورهای دولومیت شکل‌دار (یوهدرال) و درشت (دولواسپاریت) تشکیل شده‌اند که عمدتاً زون‌بندی نشان می‌دهند (شکل D8Error! Reference source not found. و E8).

 

پیریتی‌شدن

جانشینی با پیریت، یکی از انواع جانشینی در نمونه‌های بررسی‌شده است. در این حالت خرده‌های فسیلی به‌صورت بخشی تا کامل با پیریت جانشین شده‌اند (شکل F8). در بعضی فسیل‌ها نیز فضاهای خالی درون آنها با پیریت پر شده است (شکل G8). در بعضی از نمونه‌های حاوی روزن‌بران، پرشدن حجرات داخلی این روزن‌بران با پیریت بسیار معمول است. پیریت البته به‌صورت بلورهای بی‌شکل و گاهی شکل‌دار پراکنده در ماتریکس نیز متداول است (شکل H8). تشکیل پیریت نشان‌دهندة شرایط احیایی است (Flugle 2010).

 

سیلیسیشدن

فرایند جانشینی رسوبات و سنگ‌های کربناتی با سیلیس را سیلیسی‌شدن می‌گویند. در توالی مطالعه‌شده سیلیسی‌شدن به میزان کم رخ داده است. طی این فرایند پوستة بعضی فسیل‌ها مانند خارپوستان به‌صورت بخشی (شکل I8) تا کامل با سیلیس جانشین شده است. سیلیسی‌شدن ممکن است در مراحل اولیة دیاژنز در سطوح فرسایشی یا در مراحل دیاژنز تدفینی تشکیل شود.


 

 

 

 

شکل 8. فرایندهای دیاژنزی شناسایی‌شده در توالی مطالعه‌شده؛ A. میکریتی‌شدن آلوکم‌ها، نور طبیعی؛ B. تشکیل پوشش میکریتی (فلش زرد) و بورینگ (فلش آبی) در خرده‌های اسکلتی، نور پلاریزه؛ C. دولومیتی‌شدن به‌صورت بخشی در زمینه، نور پلاریزه؛ D. دولومیتی‌شدن به‌صورت بخشی در فسیل فوزولین، متشکل از بلورهای دارای زون‌بندی، نور طبیعی؛ E. تصویر D در نور پلاریزه؛ F. تشکیل پیریت در زمینه، نور پلاریزه؛ G. پیریتی‌شدن بخشی در بیوکلست، نور پلاریزه؛ H. پیریتی‌شدن بخشی و پرشدن حجرات درونی روزن‌بران، نور پلاریزه؛ I- سیلیسی‌شدن، نور پلاریزه.

 

 

سیمانی‌شدن

سیمانی‌شدن، یکی از مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی است که طی آن رسوب سست کربناتی به سنگ آهک سخت تبدیل می‌شود (Tucker 2001). سیمانی‌شدن در بیشتر مواقع سبب کاهش تخلخل و تراوایی می‌شود. برای تشکیل سیمان، شرایط فوق اشباع سیال نسبت به کانی سیمانی‌کننده ضروری است (Flügel 2010). بررسی پتروگرافی سنگ‌های توالی مطالعه‌شده به تشخیص انواع سیمان‌های کلسیتی با فابریک‌های مختلف منجر شده است.

 

سیمان حاشیة هم‌ضخامت

این سیمان با حواشی هم‌ضخامت پیرامون آلوکم‌هایی نظیر ااییدها و بیوکلست‌ها در رخسارة گرینستونی دیده می‌شود (شکل A9). این نوع سیمان همزمان با رسوب‌گذاری یا کمی پس از آن براثر جریان آب دریا (کشند یا امواج) تشکیل می‌شود. تشکیل سیمان به‌صورت حاشیة هم‌ضخامت در مراحل اولیة دیاژنز و پیش از تراکم چشمگیر، از ویژگی‌های محیط فریاتیک دریایی است (Shinn 1969; Folk 1965; Moore 2001).

 

سیمان کلسیت هم‌بعد

در نمونه‌های مطالعه‌شده، این سیمان از فراوانی بسیاری برخوردار است و در حجرات درونی روزن‌بران بنتیک (شکل B9) و به میزان کمتر در شکستگی‌ها (شکل C9) دیده و یک سیمان پرکنندة حفره محسوب می‌شود. این نوع سیمان از بلورهای درشت کلسیت، به شکل موزاییکی و بدون جهت‌یافتگی در فضاهای خالی میان دانه‌ها و درون دانه‌ها رشد کرده است. این سیمان بیشتر در رخساره‌های گرینستونی دارای تخلخل قالبی و مربوط به محیط فریاتیک متئوریک و فریاتیک تدفینی دیده می‌شود (Hardwood 1988; Tucker 2001).

 
سیمان هم‌محور

در نمونه‌های بررسی‌شده، این سیمان روی قطعات خارپوستان تشکیل شده است؛ به‌طوری که هم‌جهت با محور بلوری قطعات خارپوست است (شکل D8). گاهی بلورهای بزرگی شکل گرفته و قطعات اطراف را نیـز دربرگرفته است.

 
سیمان اکسید آهن

این سیمان در نمونه‌های بررسی‌شده، پیرامون دانه‌های آواری ازجمله کوارتز دیده می‌شود (شکل E8). سیمان اکسید آهن ازجمله سیمان‌های فراوان در سنگ‌های آواری است و به شکل پوشانندة سطح دانه‌ها دیده می‌شود و گاهی با سیمان رسی همراه است. در نمونه‌های بررسی‌شده این سیمان به شکل پوششی نازک و به رنگ قهوه‌ای دیده می‌شود. این سیمان بیشتر از جنس هماتیت است و به‌طور معمول در ژرفای کم‌تدفین و در مناطق وادوز تشکیل می‌شود؛ به‌علاوه طی بالاآمدگی نیز امکان تشکیل آن وجود دارد (Einsele 2000).

 

فشردگی

فرایند فشردگی یا تراکم شامل همة فرایندهایی است که باعث کاهش حجم توده‌سنگ، کاهش تخلخل و سنگی‌شدن است (Flügle 2010). فشردگی به‌صورت فرایندهای مکانیکی و شیمیایی انجام می‌شود.

 

فشردگی مکانیکی

فرایند فشردگی مکانیکی بی‌درنگ پس از رسوب‌گذاری آغاز می‌شود. این فرایند باعث ایجاد انواع مرزهای نقطه‌ای، خطی و محدب- مقعر (شکل F9 و G9) و مضرس در بدنة روزن‌برانی شده است که با هم در تماس بوده‌اند. این فرایند براثر فشار رسوبات بالایی طی مراحل تدفین رسوب رخ داده و نزدیک‌شدن دانه‌ها و تداخل آنها در یکدیگر را موجب شده است.

 

فشردگی شیمیایی و انحلال فشاری

محصول فرایند فشردگی در توالی مطالعه‌شده با فراوانی کم به‌صورت رگچه‌های انحلالی (شکل H9) و استیلولیت دیده می‌شود. فرایند فشردگی شیمیایی معمولاً در محیط‌های تدفینی در اعماق بیش از چند صدمتری رخ می‌دهد (Tucker and Wright 1990). انواع استیلولیت‌های با دامنة کوتاه و بلند در توالی مطالعه‌شده دیده می‌شود.

 

شکستگی

این فرایند به‌طور محدود در توالی مطالعه‌شده دیده می‌شود. در امتداد بعضی شکستگی‌ها، بازشدگی دیده می‌شود (شکل H8). بعضی شکستگی‌ها حالت متقاطع دارند که نشان می‌دهد طی چند فاز رخ داده‌اند (شکل C8). یک فاز سیمان کلسیت اسپاری این شکستگی‌ها را پر کرده است (شکل I9).


 

 

 

 

 

شکل 9. فرایندهای دیاژنزی شناسایی‌شده در توالی مطالعه‌شده؛ A. سیمان حاشیة هم‌ضخامت، نور پلاریزه؛ B. سیمان کلسیت هم‌بعد به‌صورت پرکنندة فضاهای خالی درون‌حجره‌ای، نور پلاریزه؛ C. سیمان کلسیت هم‌بعد به‌صورت پرکنندة شکستگی، نور پلاریزه؛ D. سیمان هم‌محور پیرامون خرده‌های خارپوست، نور طبیعی؛ E. سیمان اکسید آهن، نور طبیعی؛ F. فشردگی مکانیکی باعث ایجاد انواع مرزهای خطی و محدب- مقعر شده است، نور طبیعی؛ G. نمای نزدیک‌تر از تصویر F، نور طبیعی؛ H. رگچة انحلالی، نور طبیعی؛ I. شکستگی، نور پلاریزه.

 


توالی رخدادهای دیاژنتیکی

براساس بررسی‌های صحرایی و پتروگرافی انجام‌شده روی نهشته‌های پرمین در ناحیة مدنظر می‌توان نتیجه گرفت که توالی مطالعه‌شده سه مرحلة ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز را در محیط‌های دریایی، متئوریک و تدفینی پشت سر گذاشته است (جدول 2).

 

محیط دیاژنتیکی دریایی

نخستین مرحلة دیاژنز در محیط دیاژنتیکی دریایی رخ می‌دهد (Tucker and Wright 1990). در نمونه‌های توالی مطالعه‌شده، فرایندهای مختلفی در این محیط رخ داده‌اند. آشفتگی زیستی، بورینگ، تشکیل سیمان حاشیة هم‌ضخامت در رخسارة گرینستونی و تشکیل سیمان هم‌محور پیرامون خرده‌های خارپوست در این محیط رخ داده است.

 

محیط دیاژنتیکی تدفینی

در توالی مطالعه‌شده، فشردگی مکانیکی به‌صورت ایجاد انواع مرزهای نقطه‌ای، تماسی، خطی و محدب- مقعر، مضرس و نفوذی (شکل 4- 6) و فشردگی شیمیایی به‌صورت تشکیل رگچه‌های انحلالی و حضور انواع استیلولیت و شکستگی شواهدی از حضور نهشته‌های پرمین در این محیط است.

 

محیط دیاژنتیکی متئوریک

در توالی‌های مطالعه‌شده، فرایندهای دیاژنتیکی مختلفی روی نهشته‌های پرمین در محیط متئوریک طی رخنمون تحت جوّی رخ داده است که ازجمله می‌توان به تشکیل سیمان کلسیتی اشاره کرد. در این محیط، فرایند نوشکلی نیز رخ داده است؛ همچنین رخدادهای دیاژنزی مانند دولومیتی‌شدن، سیلیسی‌شدن و سیمان اکسید آهن در این محیط رخ داده است.

 

جدول 2- توالی رخدادهای دیاژنتیکی مؤثر بر سازند دورود در ناحیة مطالعه‌شده

فرایندهای دیاژنتیکی

ائوژنز مزوژنز تلوژنز

میکریتی‌شدن

بورینگ

دولومیتی‌شدن

سیمان کلسیتی هم‌بعد

شکستگی

فشردگی مکانیکی

استیلولیت

پیریت

سیمان اکسید آهن

---------

---------

---------

----------------------------

-----------------------------

---------------

---------

----------------------------

--------------------

 

نتیجه‌

در این پژوهش برمبنای بررسی‌های پتروگرافی و صحرایی چهار رخسارة آواری و سه رخسارة کربناته شناسایی شدند.

این رخساره‌ها در چهار کمربند رخساره‌ای رودخانه‌ای، ساحلی، لاگون و تپه‌های ماسه‌ای زیرآبی (shoal) نهشته شده‌اند.

براساس ویژگی‌هایی چون تنوع کم رخساره‌ها و تدریجی‌بودن روند تبدیل کمربندهای رخساره‌ای، نبود نهشته‌های توربیدایتی، پرانرژی‌بودن رخساره‌ها در بخش نزدیک ساحل و نیز نبود آثار ریف‌های بزرگ سدی پدیدآورندة نقطة عطف در نیمرخ پلتفرم می‌توان نتیجه گرفت سازند دورود در منطقة مطالعه‌شدة رمپ هموکلینال ته‌نشست یافته است.

مهم‌ترین فرایندهای دیاژنتیکی مؤثر بر توالی سازند دورود، میکریتی‌شدن، بورینگ، سیمانی‌شدن، نئومورفیسم، فشردگی مکانیکی و شیمیایی، دولومیتی‌شدن، پیریتی‌شدن، سیلیسی‌شدن و شکستگی است.

براساس بررسی‌های صحرایی و پتروگرافی انجام‌شده روی نهشته‌های پرمین در ناحیة مدنظر، توالی مطالعه‌شده سه مرحلة ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز را پشت سر گذاشته است.

آشفتگی زیستی، بورینگ تشکیل سیمان هم‌محور پیرامون خرده‌های اکینودرم در این محیط دیاژنتیکی دریایی رخ داده است. فشردگی مکانیکی به‌صورت ایجاد انواع مرزهای نقطه‌ای، تماسی، خطی و محدب- مقعر، مضرس و نفوذی (شکل 4- 6) و فشردگی شیمیایی به‌صورت تشکیل رگچه‌های انحلالی و حضور انواع استیلولیت و شکستگی شواهدی از حضور نهشته‌های پرمین در محیط دیاژنتیکی تدفینی است. در این محیط، فرایند نوشکلی نیز رخ داده و کانی‌های ناپایدار موجود مانند آراگونیت به کلسیت تبدیل شده‌اند؛ همچنین رخدادهای دیاژنزی مانند دولومیتی‌شدن و سیلیسی‌شدن در محیط دیاژنتیکی متئوریک رخ داده است.

عمدة نهشته‌های پرمین سازند دورود در بخش‌های کم‌عمق‌تر و کم‌انرژی‌تر از کربونیفر، محیط‌های لاگون ساحلی، متأثر از موج و همچنین سکانس‌های کربناتة انتهایی (پیش از نهشت ماسه‌سنگ‌ها) در محیط لاگون محدود تا نیمه‌محدودشده تشکیل شده‌اند.

Aghanabati A. 2004. The Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, 586 p. (In Persian).

Alavi M. 1990. "Sedimentary and structural characteristics of the paleoTethys remnants in northeastern Iran".Geological Society of America Bulletin, 103: 983-992.

Allenbach P. 1966. Geologie und petrologie des Demavand und seiner Umgebung (Zentral Elburz) Iran.Mitt. Geol. Inst. E. T. H. Zurich, N. F63: 1-144.

Assereto R. 1963. "The Paleozoic formation in central elburz (Iran) (Preliminary note)". Rivista Italiana di paleontologia e Stratigrafia, 69: 503 - 543

Atakul, A. 2006. Lower-Middle Carboniferous boundary in central Taurides, Turkey (Hadіm area): Paleontological and sequence stratigraphic approach, M. Sc Thesis. Middle East Technical University, p 2019.

Bastami L. Moussavi M.R Hosseini-Barzi M. 2019. Provenance of Dorud Formaiton sand stones on petrography and geochemical data, Khur section, Central Alborz. Geoscinces, 28(111):105-120. (In Persian).

Bastami L. Moussavi M.R. and Hosseini-Barzi M. 2019 Microfacies, sedimentary environment and relative sea level changes of the Ruteh Formation, Sangsar and Makaroud sections, Central Alborz, 32(4):1-28 (In Persian).

Berberian M. and King G.C.P. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Can. J. Earth Sci., 18: 210-265.

BouDagher– Fadel M.K. 2008. Evolution and geological significance of larger benthic foraminifera. In Development in Paleontology and Stratigraphy, Elsevier, 21: 1-540

Boudagher-Fadel M. K. 2008- Evolution and geological significance of larger benthic foraminifera. Developments in Paleontology and Stratigraphy 21. 544 p.

Bozorgnia F. 1973. Paleozoic foraminiferal biostratigraphy of central and east Albourz Mountains, Iran. National Iranian Oil Company, Geological Laboratories Publication, 4: 185 p., 45 plates.

Dunham R.J. 1962. Classification of Carbonate Rocks According to Depositional Texture. In: W. E. Ham (Ed.), Classification of Carbonate Rocks. AAPG Memoir, 1: 108-121.

Ebrahim Nejad M. Vachard D. Siabeghodsy A. A. and Abbasi S. 2015- Middle-Late Permian (Murgabian-Djulfian) foraminifers of the northern Maku area (western Azerbaijan, Iran). Palaeontologia Electronica, 18.1.19A: 1-63.

Einsele G. 2000. Sedimentary Basin Evolution, Facies and Sediment Budget (2nd edition), Springer, 792 p.

Folk R. L. 1965. Some aspect of recrystallization in ancient limestones: in L.C. Pray, and R. S. Murray (Eds.), Dolomitization and limestone diagenesis: Tulsa, SEPM Special Publication, 13: 14-48.

Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks Analysis, Interpretation and Application, Springer-Verlag, Berlin, 976 pp.

Gaetani M. Angiolini L. Ueno K. Nicora A. Stephenson M. Sciunnach D. Rettori R. Price G. D. and Sabouri J. 2009- Pennsylvanian- Early Triassic stratigraphy in the Alborz Mountains (Iran). In: M. F. Brunet M. Wilmsen J. W. Granath (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins: Geological Society, Special Publications, London 312: 79-128.

Glaus M. 1964. " Trias und Oberperm in Zentralen Elburs (persian)". Eclogae Helvetiae, 57: 497-508.

Gonzalez L. A. Carpenter S. J. and Lohmann K. C. 1992. Inorganic calcite morphology, roles of fluid chemistry and fluid flow.  Journal of Sedimentary Petrology, 62: p. 382- 399.

Gregg J.M. and Sibley D.F. 1984. Epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture. Journal of Sedimentary Petrology, 53, 908-931.

Haijun Z. Xunlian W. Lin D. Guoying X. and Lei W. 2006. The species diversity of fusulinaceans and high-frequency sea-level changes in Carboniferous-Permian boundary section at Xikou, Zhen, a country, Shaanxi Province, China." Science in China: Series D Earth Sciences, 49: 673-683.

Hardwood G.M. 1988. Principles of sedimentary petrography. In: Technique in Sedimentology (Ed.) by Tucker, M. Black well Oxford. p.108-174.

Hoseininejad S.M. 1992. Stratigraphy, biostratighraphy and sedimentology of Permian Deposit in the Emarat-Mangol Area, MSc Thesis, Tarbiat Moallem University, p.139 (in Persian).

Hunt, D. and Tucker, M. E., 1995. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base level fall – reply. Sedimentary Geology, 95:147–160.

Jahani D. Gelareh Babaee Khou G. Adabi M.H. Babaee Khou G. and Vaziri S.H. 2013. The role of calcareous algaes in reconstruction of sedimentary environment of Ruteh Formation in Sibestan area (Central Alborz), Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 29(1):43-58. (In Persian).

Jenny J. and Stampfli G. 1978. Lithostratigraphic du Permian de l, Elbourz oriental en Iran. Eclogae Geologiae Helvetiae, 71: 551-580

Jenny J. Stamphli G. 1978. Lithostratigraphic du Permian de lElbourz oriental en Iran. Eclogae Geologiae Helvetiae, 71, 551-580.

Jenny-Deshusses C. 1983. Le Permian deElbourz centralet oriental (Iran): stratigraphie et micropaleontology (foraminiferes et algues). Ph. D. thesis, Universite de Geneve, p.414.

Jenny-Deshusses C. 1988. " New approach to the internal structure of Paraglobivalvulina mira Reitlnger, Benthic foraminifer from the Tethyan upper Permian." Revue de Paleobiologie, Spec. Pub. 69-74

Kim J. C. Lee Y. I. and Hisada K. 2007. Depositional and composition control on sandstone digenesis the Tetori grope (Middle Jurassic Early Cretaceous), central Japan. Geology, V.195, p. 183- 202.

Lankarani M. Amini. A. and Mosaddegh H. 2009. Facies analysis and depositional environment of the Permian siliciclastic-carbonate Transition, central Alborz, Iran". Journal of Damghan University of Basin Sciences, 2: 25-36.

Lankarani M. and Amini A. 2009. Sequence stratigraphy of Permian deposits (Middle Absaroka), in Gaduk area, central Alborz, Iran. Iranian Joural of Geology, 2(8):22-45. (In Persian).

Lasemi Y. 2000, Microfacies, depositional environemt and sequence stratigraphy of Percambrian and Paleozoic Iran, Geological Society of Iran. p. 180. (In Persian).

Leven E. and Gorgig M.N. 2006. Upper Carboniferous-Permian stratighraphy and fusulinids from the Anarak region, central Iran. Russian Journal of Earth Sciences. 8:1-25.

Leven E. and Gorgig M.N. 2011. Fusulinids and stratigraphy of the Carboniferous and Permian in Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 19(7):687–776.

Leven E. and Taheri A. 2003. Carboniferous-Permian stratighraphy and fusulinids of east Iran. Gezelian and Asselian deposits of the Ozbak-kuh region. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 109(3):399-415.

Leven E.Ja. and Gorgij M.N. 2009. Section of Permian deposits and fusulinids in the Halvan Mountains, Yazd Province, Central Iran, Stratigr. Geol. Korrelatsya, 17: 47⎯65 [Stratigr. Geol. Correlation (Engl. Transl.), 17:155⎯172.

Longman M. W. 1980. Carbonate digenetic texture from near surface digenetic environments. AAPG. 64 (4), p. 461-487.

Mack G. H. 1978. The survivability of labile light-mineral grains in fluvial, aeolian, and littoral marine environments: The Permian Cutler and Cedar Mesa Formation. Moab. Utah. Sedimentology, 25: 587-604.

Machel H. C. 1999. Effect of groundwater flow on mineral digenesis, with emphasis on carbonate aquifers: Hydrogeology Journal. 7: 97- 107.

Mazzullo S.J. and Harris P.M. 1992. Mesogenetic dissolution: its role in porosity development in carbonate reservoirs: AAPG Bulletin, 76:  607-620.

Molennar N. Cyzien J. and Sliaupa S. 2006. Quartz cementation mechanisms and porosity Variation in Baltic Cambrian Sandstone. Sedimentary Geology, 1-25.

Moor C. H. 2001. Carbonate reservoirs porosity evolution and digenesis in a sequence stratigraphic framework: Amsterdam, Elsevier, p. 444.

Nabavi M.H. and Hamdi B. 1975, Permian limestone with holothurian sclerites, Semnan area, south-central Alborz, Iran Geol.Survey of Iran, Report, 32: 4-17, Tehran.

Parcerisa D. Gomez- Graz Trave A., Martin J. D. and Maestro E. 2006. Fe and Mn in calcites cementing red beds: record of Oxidation – Reduction conditions examples from the Catalan coastal ranges (NE Spain). Jour. Geochemical. Exportation 89: 318- 322.

Partoazar H. 1995. Permian system in Iran, Geological Society of Iran, 22: 340. (In Persian).

Parvizi T. Rashidi K. and Vachard D. 2013- Middle Permian calcareous algae and microproblematica (Dalan Formation, Dena Mountain, High Zagros, SW Iran). Facies, 59: 149-177.

Pettijohn F.J. Potter P. E. and Siever R. 1987. Sand and Sandstone, Springer-Verlag, 553.

Ross C. A. 1969. Paleoecology of Late Pennsylvanian fusulinids (foraminiferada) Texas. C. R. Intenational Congress on Carboniferous stratigraphy and geology (Sheffield)." Masstricht, E. Van Aelst, 4: 1429-1440.

Ross M. E. 1982. Geologic input into coastal land use planning in northern Oregon: a national model?: Geological Society of America Abstracts with Programs, 14(7): 603.

Sajadi F. and Partoazar H. 2005. Lithostratigraphy and biostratigraphy of Permian deposits in Marsalan section, Sangroud (west Alborz), Journal of Secince, Tehran University, 31:116-89. (In Persian).

Samankassou E. 2001. Internal structure and depositional environment of Late Carboniferos mounds from the San Emiliano Formation,Ca ́rmenes Syncline, Cantabrian Mountains, Northern Spain, Sedimentary Geology, 145: 235-252

San E. Iliano Schmid S. Worden R. H. & Fisher Q. J. 2004. Digenesis and Reservoir Quality of the Sherwood sandstone (Triassic), Corrib field Slyne basin west of Ireland, Marine and Petroleum Geology, 21: 299-315.

Shinn E. A. 1969. Practical significance of birdseye structures in carbonate rocks. J. Sediment. Petrol., 38(1): 21 5-223.

Stocklin J. 1968. Structural history and tectonics of Iran: A review. Am. Ass. Petr. Geol Bull. 52: 1229-1258.

Stocklin J. 1974. Possible ancient continental margin in Iran. In: Burk C. A. Drake C. L. (Eds.), Geology of the continental margin. Springer, New York, 873- 887.

Stocklin J. 1977. Structural correlation of the Alpine ranges between Iran and central Asia. Socie´te´ Ge´ologique de France, Me´moire Hors-Se´rie, 8: 333–353.

Tucker M. E. 2001, Sedimentary Petrology: an introduction to the origion of sedimentary rocks: Blackwell, Scientific Publication, London, 260 p.

Tucker M.E. and Wright V.P. 1990, Carbonate Sedimentology, Blackwell. Sci. Pub. p.482.

Vachard D. Hauser M. Martini R. Zaninetti L. Matter A. and Peters. T. 2002- Middle Permian (Midian) foraminiferal assemblages from the Batain plain (Eastern Oman): their significance to neothethyan paleogeography. Journal of Foraminiferal Research, 32: 155-172.

Vachard D. and Krainer K. 2001. Smaller foraminifers, characterisitic algae and pseudo-algae of latest Carboniferous/early Permian Rattendorf Group, Carin Alps (Australia/ Italy). Rivista Italiana Paleontologia e Straitigrafia. 107:169- 195.

Vachard D.and Moix P. 2011. Late Pensylvanian to middle Permian algal and foraminiferan biostratigraphy and paleogeography of the Lycian Nappes (SW Turkey): paleogeographic implications". Revue de Micropaleontologie, 54: 141-174.

Vaziri S. H. Yao A. and Kuwahara K.  2005. Lithofacies and microbiofacies (foraminifers and radiolarians) of the Permian sequence in the Shalamzar area, Central Alborz, North Iran: Journal of Geosciences, Osaka City University, 48:39-96.

Wilson J. L. 1975, Carbonate Facies in Geologic history: Springer, New York, 471p.

Wopfner H. 2001. Late Palaeozoic to Early Triassic climatic transition between Africa and the Southern Alps. International Conference Geology of Oman, Muscat, January 12-16, Abstracts, p.89.