Reappraisal of lithology and depositional environment of carbonate-siliciclastic succession of the Pabdeh Formation in SE Ilam Province, W Iran

Document Type : Research Paper

Authors

Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

Abstract

Abstract
The Pabdeh Formation (Paleocene–Oligocene) is located in the Zagros foreland basin. This formation was well appreciated as a source rock and somehow a potential reservoir particularly in the Dezful Embayment. Although it has been less appreciated due to overwhelming fine grained lithology in the majority of the Zagros basin. Microfacies analysis and depositional environment of the Pabdeh Formation was studied by examining 500 samples collected from three surface sections namely Malekshahi, Gandab and Pirmohammad, which are located around the Malekshahi city. Based on petrography, proportional abundance of foraminifera and other constituents, texture and microfacies characterizes, eight facies associations were recognized which were deposited in three facies belts on a ramp. As a whole, the Pabdeh Formation comprises marl and limestone beds. Based on geochemical analysis (calcimetry and XRF analysis), the marl lithofacies was established, although it was literally described as shale. Wet chemical oxidation method was employed to determine the organic matter content of some selected samples, which revealed relatively higher organic matter content in marlstones.
Keywords: Depositional Environment, Marl-Limestone Rhythmites, Pabdeh Formation, Zagros basin
 

 
Introduction
A mixed carbonate-clastic system may develop, once clastic input exerted into a ramp environment. Such intervals are defined with shale, sandstone and carbonate beds (Tucker 2003). Marl could deposited instead of shale, if the clastic input are limited (Holland 1993). Periods of clastic input in such environments are probably linked to sea-level changes. In present research, the Pabdeh Formation is proposed as a typical carbonate-clastic sedimentation, which was deposited during Paleocene–Oligocene in the Zagros foreland basin. The Zagros basin comprises a thick sedimentary succession over the Precambrian basement (Alavi 2004). The basin was a part of Gondwana supercontinent during Paleozoic which was bordered by Paleotethys in the north, a passive margin during Mesozoic and a convergent orogenic belt in Cenozoic (Bahroudi and Koyi 2004; Sepehr and Cosgrove 2004). The Neotethys was initiated since Late Triassic between Iran and the Arabian plate (Berberian and King 1981; Sepehr and Cosgrove 2004), and ceased during late Cretaceous due converging movement of subducting Arabian Plate beneath the Iran sub-plate (Berberian and King 1981; Stoneley 1981; Berberian 1995).
Continental collision in Cenozoic led to the formation a Zagros fold-thrust belt and foreland basin where since Late Cretaceous onward, sedimentation continued without any major break. The succession includes the Gurpi (shale and marl), Amiran (siltstone, sandstone, limestone and conglomerate), Pabdeh (argillaceous limestone, shale and marl), Taleh Zang (limestone), Kashkan (siltstone, sandstone and conglomerate), Shahbazan (dolomitic limestone and dolostone), Asmari (limestone), Gachsaran (anhydrite, marl and limestone) and Aghajari formations (calcareous sandstone, siltstone and sandstone) (James and Wynd 1965). During Paleocene–Eocene the argillaceous limestone and pelagic marls of the Pabdeh Formation were deposited in the middle part of the Zagros basin in a ramp setting (intrashelf basin) (Motiei 1993; Mohseni et al. 2011). The Pabdeh Formation was subject of numerous researches since it is considered as a potential source interval. For example Mohseni et al. (2011) untilized trace fossils for interpreting the depositional environment and recognizing turbidity currents (Mohseni and Al-Asam 2004; Khodabakhsh et al. 2009; Mohseni et al. 2011). Khavari et al. (2014) and Senemari (2018) examined the nanostratigraphy and paleoechology of the Pabdeh Formation. This formation is well defined by the purple shale member at the base with Gurpi Formation and conformably underlies by the Asmari Formation (Motiei 1993) and laterally passes into the Kashkan and Shahbazan formations (Alavi 2004). Although James and Wynd (1965) described the Pabdeh Formation as shale interval with subordinate limestone beds, recent studies revealed a major part of this formation includes limestones which were deposited in ramp setting (Mohseni 2003; Behbahani 2006). Since a major part of the so called shales beds are recognized here as marls, the main goal of this research is examining microfacies, depositional environment and petrographic reappraisal of the formation in three selected surface sections around the Malekshahi County using geochemical approaches.
 
Materials and Methods
Microfacies analysis and depositional environment of the Pabdeh Formation was studied by examining 500 samples collected from three surface sections namely Malekshahi, Gandab and Pirmohammad, which are located around the Malekshahi city (southeast Ilam Province, the Zagros basin; Iran). Petrographic investigations of the rhythmites was performed by using polarizing microscope (Zeiss, Axioscope, 40) on three intervals comprising pronounced rhythms. The nomenclatures of lithofacies are based on Dunham (1962) and Pettijohn (1987). Element composition was measured by S4 Explorer/ x-ray Spectrometry-Bruker (WD XRF) in XRF analysis laboratory at Yazd University. The carbonate content (= CaCO3%) were determined by titration method (Carver, 1971). The organic matter content was determined via wet chemical oxidation (by hydrogen peroxide) (Lewis and McConchie 1994).
 
Discussion of Results and Conclusions
As a whole, the Pabdeh Formation comprises marl and limestone beds. Distinction between marl/limy marl and limestone beds was done based on geochemical analysis (calcimetry and XRF analysis). Although marl lithofacies was literally described as shale. Wet chemical oxidation method was employed to determine the organic matter content of some selected samples, which revealed relatively higher organic matter content in marlstones. Based on petrography, proportional abundance of foraminifera and other constituents, texture and microfacies characterizes, three micro/lithofacies associations were recognized within the selected rhythms which were deposited in three facies belts on a carbonate ramp environment:
A)            Inner Ramp, include the following microfacies (MF):
MF A1- Bioclastic mudstone with extraclast and quartz
MF A2- Oncoid bioclastic wackestone-packstone
MF A3- Ooid packstone
B)            Middle Ramp, include the following microfacies and lithofacies (LF):
MF B1- Algal bioclastic packstone
MF B2- Bioclastic mudstone-packstone with benthic foraminifera and echinoderm
LF B3- Marl/calcareous marl lithofacies
C)            Outer Ramp, include the following microfacies and lithofacies (LF):
MF C1- Bioclastic mudstone-packstone with planktonic foraminifera and glauconite
LF C2- Marl/calcareous marl lithofacies
Two lithofacies (LF C2 and B3) alternate with the recognized limestone microfacies (as described above) resulting two cycle types:
1-             Alternation of LFC2 with microfacies type C (LF C-MF C cycle)
2-             Alternation of LFB3 with microfacies type B (LF B-MF B cycle)
 Sedimentation in the ramp environment may be affected by clastic input (mainly as event deposits). In some cases, more than 90% of basins was filled by these evenest (i.e. tempestite/turbidites; Colombie et al., 2012). The cyclic (=rhythmite) deposition of micro/lithofacies in the study area indicate two depositional mechanisms: 1) background in-situ sedimentation (carbonate facies), 2) fine clastics transported by traction currents from shallow-marine that dumped siliciclastics into the deep-marine. The latter mechanism show characters of event deposits as it was reported by Khodabakhsh et al. (2009) and Mohseni et al. (2011).
Limestone-marl alternations in the Pabdeh Formation was possibly controlled by periodic fluctuations in siliciclastic input by shallow-water derived currents (probably turbidity currents). The trace fossils of Zoophycos group are normally associated with turbidites and debris flows in ramp environments. Frequent occurrences of such trace fossils in the study area could be assigned to event deposits.
This study revealed the Pabdeh Formation comprise 8 microfacies deposited in a carbonate ramp. The Zoophycos trace fossil displaying an evolutionary change in acceding order which suggest shift from more calm water setting toward relatively agitated condition upward throughout the formation. Marlstone lithofacies is consistently distributed throughout the whole section, which was described literally as shale beds. Relatively more Al2O3 content of marlstones in compare to limestone beds could imply more clastic input during deposition of these beds.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

هنگامی که محیط رمپ در معرض ورود مواد آواری قرار گیرد، سیستم رسوبی کربناته- آواری شکل می‌گیرد؛ این توالی‌ها با لایه‌های شیل، ماسه‌سنگ و کربنات مشخص می‌شوند (Tucker 2003). در مناطقی که میزان ورود رسوب آواری محدود باشد، ممکن است رخساره‌های سنگی مارن به‌جای شیل ته‌نشین شوند (Holland 1993)؛ دوره‌های ورود رسوبات آواری در چنین محیط‌هایی احتمالاً با تغییرات سطح آب دریا مرتبط است. پژوهش حاضر، سازند پابده را الگویی از شرایط ته‌نشست کربناته- آواری معرفی می‌کند. سازند پابده به سن پالئوسن- الیگوسن در حوضۀ پیش‌بوم زاگرس قرار دارد و این حوضه شامل توالی رسوبی ضخیمی است که پی‌سنگ پرکامبرین را می‌پوشاند (Alavi 2004). حوضۀ زاگرس در پالئوزوئیک، بخشی از ابرقارۀ گندوانا و در مزوزوئیک، حاشیه‌ای غیرفعال و در سنوزوئیک، کوه‌زایی همگرا بوده است (Bahroudi and Koyi 2004; Sepehr and Cosgrove 2004). در پالئوزوئیک، ایران بخشی از حاشیۀ غیرفعال گندوانا بوده که اقیانوس پالئوتتیس در شمال آن قرار داشته است (Berberian and King 1981; Sepehr and Cosgrove 2004). اقیانوس نئوتتیس در تریاس پسین (late Triassic) بین ایران و عربستان باز (Berberian and King 1981; Sepehr and Cosgrove 2004) و در کرتاسۀ پایانی (late Cretaceous) به‌علت همگرایی و فرورانش (در جهت شمال- شرق) پلیت عربی به زیر خردصفحۀ (sub-plate) ایران بسته شده است (Stoneley 1981; Berberian and King 1981; Berberian 1995). در سنوزوئیک، برخورد قاره- قاره باعث تشکیل کمربند چین‌خورده- روراندۀ زاگرس و تشکیل حوضۀ پیش‌بوم زاگرس شده که رسوب‌گذاری در آن به‌طور پیوسته از کرتاسۀ پسین تا میوسن انجام شده است. این توالی رسوبی شامل سازندهای گورپی (مارن و شیل)، امیران (سیلت‌سنگ، ماسه‌سنگ، سنگ‌آهک و کنگلومرا)، پابده (سنگ‌آهک آرژیلیتی، مارن و شیل)، تله‌زنگ (سنگ‌آهک)، کشکان (سیلت‌سنگ، ماسه‌سنگ و کنگلومرا)، شهبازان (سنگ‌آهک دولومیتی و دولومیت)، آسماری (سنگ‌آهک)، گچساران (انیدریت، مارن و سنگ‌آهک) و آغاجاری (ماسه‌سنگ آهکی، سیلت‌سنگ و ماسه‌سنگ) است (James and Wynd 1965). در پالئوسن و ائوسن، سنگ‌آهک‌های آرژیلیتی و مارن‌های پلاژیک سازند پابده در بخش میانی حوضۀ زاگرس (Motiei 1993) و در محیط رمپ (در حوضۀ درون شلف) نهشته شده‌اند (Mohseni et al. 2011).

سازند پابده، یکی از سنگ‌های منشأ نفت در زاگرس، توجه بسیاری از زمین‌شناسان را از دیرباز به خود جلب کرده است؛ ازجمله پژوهش‌های انجام‌شده دربارۀ این سازند عبارتند از: کاربرد اثرفسیل در تعیین شرایط محیط رسوب‌گذاری (Mohseni et al. 2011)، شرایط جریان‌های توربیدیتی در ته‌نشست رسوبات این سازند (Mohseni and Al-Asam 2004; Khodabakhsh et al. 2009; Mohseni et al. 2011) و استفاده از نانواستراتیگرافی و پالئواکولوژی سازند پابده در تعیین شرایط آب‌و‌هوایی زمان ته‌نشست این سازند (Khavari et al. 2014; Senemari 2018). سازند پابده در برش الگو ستبرایی بیش از 798 متر دارد (James and Wynd 1965)؛ مرز زیرین آن با شیل ارغوانی سازند گورپی مشخص شده و مرز بالایی آن با سازند آسماری تدریجی و هم‌ساز است. سازند پابده در فارس، خوزستان و لرستان بیشترین گسترش را دارد (Motiei 1993) و به‌طور جانبی به‌سوی شرق (لرستان) به سازندهای کشکان و شهبازان تبدیل می‌شود (Alavi 2004). نخستین‌بار در سال 1965، James و Wynd این سازند را سازندی شیلی با یک واحد کربناته در بخش میانی معرفی کردند. پژوهش‌های بعدی Behbahani 2006) Mohseni 2003;) نشان دادند بخش درخور توجهی از این سازند را سنگ‌آهک ته‌نشین‌شده در محیط رمپ تشکیل می‌دهد. پژوهش حاضر نشان می‌دهد واحدهایی که پیش از این به‌عنوان شیل در این سازند توصیف شده‌اند، درحقیقت مارن هستند؛ موضوع یادشده بازنگری در محیط رسوب‌گذاری این سازند را طلب می‌کند.

هدف پژوهش حاضر، بررسی ریزرخساره‌ها، تفسیر محیط رسوب‌گذاری و بازنگری سنگ‌شناسی (با استفاده از داده‌های ژئوشیمیایی) سازند پابده در سه برش ملک‌شاهی، پیرمحمد و گنداب در جنوب‌شرق استان ایلام، پیرامون شهرستان ملک‌‌شاهی است که تاکنون به آن پرداخته نشده است.

 

موقعیت جغرافیایی برش‌های مطالعه‌شده

منطقۀ مطالعه‌شده در دامنۀ جنوبی کبیرکوه (با روند شمال‌غرب- جنوب‌شرق) واقع در جنوب‌شرقی استان ایلام قرار دارد. در پژوهش حاضر، برش‌ ملک‌شاهی واقع در 30 کیلومتری شهر ایلام، برش‌ پیرمحمد واقع در 15 کیلومتری شهرستان ملک‌شاهی و برش‌ گنداب در 50 کیلومتری شهرستان ملک‌شاهی با هدف بررسی تغییرات عرضی (جانبی) و طولی محیط رسوب‌گذاری بررسی شدند (جدول 1 و شکل 1). شکل 2 نقشۀ گسترش سطحی سازند پابده در منطقۀ مورد‌مطالعه را نشان می‌دهد؛ این نقشه ساده‌شدۀ نقشه‌های زمین‌شناسی 100000/1 کبیرکوه (Macleod 1970)، کوه ورزرین (Macleod and Roohi 1970)، مهران (Macleod and Roohi 1970)، پلدختر (Takin et al. 1970) و نقشۀ‌ 250000/1 دهلران (Fakhari 1993) است. در شکل 3 برخی تصاویر صحرایی مربوط به سازند پابده در منطقۀ موردمطالعه آورده شده است.

 

جدول 1- مختصات جغرافیایی و ستبرای برش‌های مطالعه‌شده

برش مطالعه‌شده

مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش

ستبرا (متر)

ملک‌شاهی

²8/34 ¢17 °33 N

²89/53 ¢50 °46 E

483

گنداب

²67/17 ¢3 °33 N

²40/44 ¢16 °47 E

334

پیرمحمد

²15/31 ¢17 °33 N

²80/29 ¢33 °46 E

235

 

 

 

شکل 1- نقشۀ راه‌های دسترسی به برش‌های مطالعه‌شده در استان ایلام؛ شمارۀ 1. برش گنداب، شمارۀ 2. برش ملک‌شاهی، شمارۀ 3. برش پیرمحمد را نشان می‌دهد.

 

 

شکل 2- نقشۀ زمین‌شناسی پراکندگی سطحی سازند پابده در برش‌های مطالعه‌شده (برگرفته از Macleod 1970؛ Macleod and Roohi 1970، 1972؛ Takin et al. 1970؛ Fakhari 1993)؛ شماره‌های 1، 2 و 3 به‌ترتیب برش‌های گنداب، ملک‌شاهی و پیرمحمد را نشان می‌دهند.

 

 

شکل 3- تصاویر صحرایی سازند پابده در منطقۀ مطالعه‌شده؛ الف و ب. مرز سازند پابده با سازندهای گورپی و آسماری (برش ملک‌شاهی) رنگ تیپیک ارغوانی مارن‌های قاعدۀ سازند پابده در تصویر الف به‌خوبی دیده می‌شود، پ. واحدهای سنگ‌آهکی سازند پابده (برش پیرمحمد)، ت. تناوب سنگ‌آهک و مارن (برش گنداب)

 


روش مطالعه

به‌منظور دستیابی به هدف مطالعه، واحدهای سنگی ضمن بازدید از برش‌ها با پیمایش توالی، توصیف و اثرفسیل‌ها و ساختمان‌های رسوبی (در صورت وجود) ثبت شدند و نمونه‌برداری سیستماتیک برای انجام مطالعه‌ها انجام شد. در این مرحله، تعداد 500 نمونۀ جهت‌دار از برش‌های مورد‌مطالعه برداشت شدند. نمونه‌برداری عمود بر جهت لایه‌بندی و بر مبنای تغییرات جنس، لایه‌بندی، تغییرات ستبرا، رنگ و ... انجام شد. برش نازک نمونه‌های جمع‌آوری‌شده تهیه شد که از مجموع 500 نمونه، 420 نمونه سنگ‌آهک و 80 نمونه مارن بودند؛ سپس نمونه‌ها برای بررسی و تشخیص کانی‌های کربناته به روش Dickson (1965) با آلیزارین قرمز و فری‌سیانید‌پتاسیم رنگ‌آمیزی شدند. میکروسکوپ نوری (Zeiss, Axioscope, 40) برای بررسی ویژگی‌های مقاطع مورد‌مطالعه استفاده شد. نوع و درصد عناصر آلوکم و ارتوکم نمونه‌ها برای نام‌گذاری و تشخیص محیط رسوب‌گذاری بررسی شد. در نام‌گذاری رخساره‌های میکروسکوپی از روش Dunham (1962) و در دسته‌بندی ریزرخساره‌ها از روش Flügel (2010) و Pedley (1998) برای تعیین محیط رسوبی بهره‌گیری شد. به‌منظور تعیین دقیق سنگ‌شناسی لایه‌های مارن/شیل، تعداد 88 نمونه از مجموع سه برش بر اساس روش Carver (1971) کربنات‌سنجی شدند (جدول 2) و سنگ‌شناسی آنها بر اساس رده‌بندی Pettijohn et al. (1987) تعیین شد؛ علاوه‌براین، تجزیه‌وتحلیل ترکیب عنصری برای 46 نمونۀ سنگ‌آهک و مارن برش گنداب انجام شد؛ این تجزیه‌وتحلیل با فلورسانس اشعۀ ایکس (Explorer/ x-ray Spectrometry-Bruker) در آزمایشگاه XRF دانشگاه یزد انجام شد و دقت دستگاه بر اساس تجزیه‌وتحلیل تکراری نمونه‌ها بیش از 5/0 درصد وزنی بود؛ بر اساس این تجزیه‌وتحلیل، غلظت اکسیدهای سیلیسیوم، کلسیم و آلومینیوم بر حسب درصد وزنی آنها اندازه‌گیری (جدول 3) و درصد مادۀ آلی این 46 نمونه به روش اکسیداسیون شیمیایی تر (با آب‌اکسیژنه) تعیین شد (Lewis and McConchie 1994) (جدول 4).

 

 

جدول 2- نتایج کربنات‌سنجی برای برخی از نمونه‌های سه برش

برش

شمارۀ لایه

درصد کربنات‌کلسیم

سنگ‌شناسی

ملک‌شاهی

31

5/47

مارن

68

75/61

مارن

203

25/66

مارن آهکی

333

49

مارن

612

25/48

مارن

گنداب

28

5/69

مارن آهکی

113

5/50

مارن

216

25/48

مارن

521

50

مارن

631

25/65

مارن

پیرمحمد

28

45

مارن

68

5/67

مارن آهکی

102

5/65

مارن آهکی

296

25/42

مارن

381

69

مارن آهکی

 

جدول 3- نتایج تجزیه‌وتحلیل فلورسانس اشعۀ ایکس برای برخی از نمونه‌های مارنی برش گنداب

شمارۀ لایه

SiO2 (W%)

Al2O3(W%)

CaO(W%)

111

7/50

91/7

5/25

113

2/54

65/8

5/21

115

7/52

59/9

4/20

216

1/53

12

2/22

220

4/51

2/11

4/25

222

1/52

87/9

4/26

521

3/42

4/14

8/24

523

9/40

6/12

9/28

525

2/45

15

8/24

 

 

جدول 4- کمینه، بیشینه و میانگین مقدار کربنات‌کلسیم و مادۀ آلی نمونه‌های ‌بررسی‌شده از برش گنداب (توالی الف و ب)

توالی الف

 

تعداد نمونه

سنگ‌شناسی

جزء بررسی‌شده

کمینه

بیشینه

میانگین

 16

 

سنگ‌آهک

کربنات‌کلسیم (درصد)

75

83

39/78

مادۀ آلی (درصد)

99/0

18/4

85/2

15

مارن

کربنات‌کلسیم (درصد)

5/50

25/69

18/59

مادۀ آلی (درصد)

81/2

7

51/5

توالی ب

8

سنگ‌آهک

کربنات‌کلسیم (درصد)

25/81

25/93

1/88

مادۀ آلی (درصد)

32/2

79/3

18/3

7

مارن

کربنات‌کلسیم (درصد)

75/48

25/66

82/58

مادۀ آلی (درصد)

97/2

65/5

1/4

 


نتایج

رده‌بندی و توصیف ریزرخساره‌ها بر اساس زیرمحیط به شرح زیر انجام شد:

رمپ درونی (Inner ramp) (A)

این گروه ریزرخساره‌ای شامل ریزرخساره‌هایی به شرح زیر است (این ریزرخساره‌ها در برش‌های ملک‌شاهی و گنداب دیده شدند):

A1: ریزرخسارۀ مادستون بیوکلستی اکستراکلست‌دار

این ریزرخساره، مادستون دارای اکستراکلست (15 تا 20 درصد) و کوارتز (4 تا 5 درصد) در زمینه‌ای از میکریت است. اکسیدآهن (1 تا 2 درصد) و پیریت (2 درصد) به‌شکل پراکنده در زمینۀ این ریزرخساره وجود دارند (شکل4، الف) و در برخی موارد، رگه‌های پرشده با کلسیت ‌اسپاری دیده می‌شوند. این ریزرخساره در رخنمون با سنگ‌آهک‌های زرد‌رنگ ضخیم‌لایه مشخص می‌شود.

A2: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون بیوکلستی آنکوییددار

این ریزرخساره، وکستون/پکستونی است که مهم‌ترین آلوکم آن، آنکویید (تا 45 درصد) در زمینه‌ای از میکریت است و بیوکلست (15 تا 55 درصد) نیز دارد. هستۀ آنکوییدها به اکسید‌آهن آغشته است. قطعه‌های اکینودرم به مقدار زیاد (تا 11 درصد)، براکیوپود و دوکفه‌ای در این ریزرخساره وجود دارند و میکروفسیل‌های بنتیک نیز به مقدار کم (4 تا 5 درصد) دیده می‌شوند. حجرات برخی میکروفسیل‌ها با میکریت و میکرواسپار پر شده‌اند. در این ریزرخساره، کوارتز (1تا 2 درصد)، پیریت (3 درصد) و اکسیدآهن (2 تا 3 درصد) به‌شکل پراکنده در زمینه وجود دارند (شکل4، ب). شکل 4، پ براکیوپود را نشان می‌دهد. سنگ‌آهک‌های سخت و ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ رخنمون این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند.

A3: ریزرخسارۀ پکستون ااییددار

این ریزرخساره، پکستون دارای اایید (90 درصد) است که هستۀ ااییدها عمدتاً میکرواسپاری و برخی سیلیسی شده‌اند. کوارتز (3 تا 5 درصد) و اکسید‌آهن (2 تا 5 درصد) در زمینۀ میکریتی پراکنده‌اند (شکل4، ت). این ریزرخساره به‌شکل سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایۀ خاکستری تیره رخنمون دارد.


 

الف

ب
 

 

 


                                                             

                                                                                                                           

 

 

 

 

پ

ت
 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 4- ریزرخساره‌های رمپ درونی؛ الف. ریزرخسارۀ مادستون بیوکلستی اکستراکلست‌دار برش گنداب (علامت پیکان اکستراکلست را نشان می‌دهد) تکه‌ای از خرده‌سنگ رسوبی با ترکیب سیلتستون است که در آن دانه‌های کوارتز در اندازۀ سیلت دیده می‌شوند، ب. ریزرخسارۀ وکستون/پکستون بیوکلستی آنکوییددار برش گنداب (علامت پیکان دانۀ آنکویید را نشان می‌دهد که در آن بقایای لامینه‌های آنکویید مشخص است) (با نور ppl)، پ. ریزرخسارۀ مادستون بیوکلستی برش ملک‌شاهی (علامت پیکان براکیوپود را نشان می‌دهد) (با نور ppl)، ت. ریزرخسارۀ پکستون ااییددار برش ملک‌شاهی (علامت پیکان دانۀ اایید را نشان می‌دهد) (با نور ppl). این ریزرخساره‌ها به بخش بالای توالی مربوطند.

 


تفسیر

ریزرخساره‌های این گروه دانه‌های غیراسکلتی مانند آنکویید، اایید، اکستراکلست، کوارتز و خرده‌های اسکلتی مربوط به محیط کم‌عمق مانند روز‌ن‌بران بنتیک را دارند. فراوانی کم موجودات در ریزرخسارۀ A1 و فراوانی گل نشان می‌دهد این ریزرخساره در محیط لاگون نهشته شده است (Flügel 2010)؛ وجود اکستراکلست و دانه‌های آواری کوارتز نیز نشان می‌دهد این ریزرخساره احتمالاً در نزدیکی ساحل نهشته شده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ RMF19 فلوگل (Flügel 2010) است و در کمربند رخساره‌ای 1 پدلی (Pedley 1998) قرار می‌گیرد. وجود آنکویید فراوان در زمینۀ میکریتی در ریزرخسارۀ A2 و تنوع کم فونا نشان‌دهندۀ چرخش محدود آب (محیط لاگون) است (Geel 2000)؛ این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ RMF21 فلوگل (Flügel 2010) است. ریزرخسارۀ پکستون ااییددار A3 با جورشدگی خوب ااییدها نشان‌دهندۀ محیط بالای خط امواج عادی (پشتۀ زیرآبی به‌سمت لاگون) (Wilson 1975; Sim and Lee 2006; Flügel 2010) و معادل ریزرخسارۀ RMF30 فلوگل (Flügel 2010) است و در کمربند رخساره‌ای 3 پدلی (Pedley 1998) قرار می‌گیرد.

 

رمپ میانی (Middle ramp)(B)

رمپ میانی شامل ریزرخساره‌های زیر است:

B1: ریزرخسارۀ پکستون بیوکلستی جلبک‌دار

این ریزرخساره، پکستون دارای بیوکلست (85 تا 90 درصد) است. نوع و فراوانی آلوکم‌های این ریزرخساره متغیر و شامل جلبک قرمز (70 تا 80 درصد)، میلیولیده (2 درصد)، براکیوپود، بریوزوا، روزن‌بران بنتیک و پوستۀ دوکفه‌ای به مقدار کم در زمینه‌ای از میکریت است (شکل 5، الف و ب). بیوکلست‌ها در حد سیلت درشت و شکسته‌شده‌اند. زمینه دارای اکسیدآهن (3 درصد) و دانۀ کوارتز آواری (3 درصد) است (این ریزرخساره در برش ملک‌شاهی گسترش دارد). سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ رخنمون این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند.

B2: ریزرخسارۀ مادستون/وکستون/پکستون بیوکلستی روزن‌بران بنتیک و اکینودرم‌دار

این ریزرخساره، مادستون/وکستون یا پکستون بیوکلستی (5 تا 10 درصد یا 10 تا 35 درصد و یا تا 50 درصد) دارای روزن‌بران بنتیک مانند لنتی‌کلینا و روتالیده، روزن‌بران پلانکتونیک (خانواده‌های گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده) و قطعه‌هایی از اکینودرم (11 درصد)، خار اکینودرم، براکیوپود، دوکفه‌ای، بریوزوا و گاهی اینتراکلست است (شکل 5، پ و ت). فسیل‌های پلانکتونیک در اندازۀ سیلت و سالمند، اما فسیل‌های بنتیک درشت‌تر و برخی شکسته‌اند. بیشتر حجرات میکروفسیل‌ها با اسپار و برخی با پیریت، میکریت و اکسیدآهن پر شده‌اند. زمینۀ میکریتی دارای اکسیدآهن (2 تا 3 درصد)، فسفات (1 تا 5 درصد) (شکل 5، ث)، پیریت (2 تا 10 درصد) (شکل 5، ج) و گاهی گلاکونیت (1 تا 5 درصد) و کوارتز (2 تا 10 درصد) به‌شکل پراکنده است. در بیشتر موارد، اجزای این ریزرخساره لامیناسیون نشان می‌دهند (شکل 5، چ). این ریزرخساره به‌شکل سنگ‌آهک‌های خاکستری روشن ضخیم تا متوسط‌لایه رخنمون دارد و در تمام برش‌های بررسی‌شده دیده می‌شود.

B3: رخسارۀ سنگی مارن

رخسارۀ سنگی مارن که در تناوب با سنگ‌آهک‌های این مجموعه است، شامل 5 تا 20 درصد سنگواره با زمینۀ مخلوطی از رس و گل کربناته و روزن‌بران بنتیک همراه با روزن‌بران پلانکتونیک است (شکل 5، ح و خ). حجرات برخی میکروفسیل‌ها با میکریت، میکرواسپار، پیریت و اکسید‌آهن پر شده‌اند. دانه‌های کوارتز، پیریت (2 تا 7 درصد)، اکسید‌آهن (2 تا 6 درصد)، فسفات (1 تا 4 درصد) و گلاکونیت (1تا 3 درصد) در زمینۀ میکریتی پراکنده‌اند. شکل 6 تصویر صحرایی مارن‌ها را نشان می‌دهد.


 

 

 

 

الف
 

 

 

 

 

 

 

 

 

ب

 

پ

 

 

ت
 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ث

 

ج

 

چ

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

خ

شکل 5- ریزرخساره‌های رمپ میانی؛ الف و ب. ریزرخسارۀ پکستون بیوکلستی جلبک‌دار برش ملک‌شاهی (پیکان‌های قرمز جلبک قرمز و پیکان‌های زرد در تصویر الف، بریوزوا (مرکز تصویر) و در تصویر ب، روزن‌بر بنتیک را نشان می‌دهند) (با نور ppl)، پ. ریزرخسارۀ وکستون/پکستون بیوکلستی برش ملک‌شاهی (علامت پیکان اکینودرم را نشان می‌دهد) (با نور xpl) ت. ریزرخسارۀ وکستون برش گنداب (در این تصویر، مخلوط روزن‌بران بنتیک و پلانکتون دیده می‌شود) (با نور ppl)، ث. ریزرخسارۀ مادستون از بخش میانی برش گنداب (علامت پیکان قطعۀ فسفاته را نشان می‌دهد) (با نور xpl)، ج. ریزرخسارۀ مادستون/وکستون از بخش میانی برش پیرمحمد (علامت پیکان دانه‌های پیریت را نشان می‌دهد) (با نور ppl)، چ. ریزرخسارۀ وکستون برش گنداب (جهت‌یابی قطعه‌های فسفاته و نیز لامیناسیون در مرکز تصویر دیده می‌شود) (با نور ppl)، ح. رخسارۀ میکروسکوپی مارن برش پیرمحمد (علامت پیکان روزن‌بران بنتیک شکسته‌شده را نشان می‌دهد و لامیناسیون نیز در این تصویر دیده می‌شود) (با نور ppl)، خ. رخسارۀ میکروسکوپی مارن برش گنداب (پیکان‌ها دانۀ کوارتز را نشان می‌دهند) (با نور xpl)

 

 

 

الف

ب
 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 6- تصاویر صحرایی مارن‌های میان‌لایه با سنگ‌آهک‌ها، برش گنداب؛ الف. مارن‌های بخش پایینی برش، ب. نمایی نزدیک از مارن‌های بخش بالایی برش

 


تفسیر

وجود جلبک قرمز فراوان همراه با قطعه‌های بیوکلستی کم‌عمق (مانند میلیولیده، بریوزوا و دوکفه‌ای) در ریزرخسارۀ B1 نشان‌دهندۀ محیط رمپ میانی زیر قاعدۀ موج هوای عادی است و در کمربند رخساره‌ای 5 پدلی (Pedley 1998) قرار می‌گیرد (Wright and Burchette 1998). ریزرخسارۀ B2، مادستون/وکستون یا پکستون‌هایی است که علاوه‌بر روزن‌بران بنتیک دارای روزن‌بران پلانکتونیک و خرده‌های اسکلتی مانند دوکفه‌ای، براکیوپود، اکینودرم در زمینۀ میکریتی است. همراهی روزن‌بران بنتیک با روزن‌بران پلانکتونیک نشان‌دهندۀ وجود لامیناسیون و همچنین وجود اکینودرم در محدودۀ بین قاعدۀ موج هوای عادی و قاعدۀ موج طوفانی است Heckel 1972)). این ریزرخساره در زیر قاعدۀ موج عادی، در رمپ میانی نهشته شده است و معادل ریزرخسارۀ RMF7 فلوگل (Flügel 2010) است و در کمربند رخساره‌ای 7 پدلی (Pedley 1998) جای می‌گیرد. رخسارۀ سنگی مارن B3 نیز به‌علت وجود کوارتز و روزن‌بران بنتیک که با روزن‌بران پلانکتونیک همراهند و زمینۀ قرمز برخی از آنها در زیر قاعدۀ موج هوای عادی، در رمپ میانی نهشته شده است.

رمپ بیرونی (Outer ramp)  (C)

این گروه دو ریزرخساره به شرح زیر دارد:

C1: ریزرخسارۀ مادستون/پکستون بیوکلستی دارای روزن‌بران پلانکتونیک

این ریزرخساره، مادستون (4 تا 8 درصد) تا پکستون بیوکلستی (55 درصد) دارای روزن‌بران پلانکتونیک در اندازۀ سیلت ریز و سالم و دانه‌های پراکندۀ گلاکونیت (1تا 13 درصد)، پیریت (1 تا 10 درصد) و فسفات (2 تا 4 درصد) در زمینۀ میکریت است و گاهی روزن‌بران بنتیک و خردۀ دوکفه‌ای نیز به مقدار کم دیده می‌شود. بیشتر حجرات میکروفسیل‌ها با میکرواسپار و برخی با فسفات، اکسید‌آهن، پیریت و میکریت پر شده‌اند. گاهی لامیناسیون افقی بین روزن‌بران پلانکتونیک دیده می‌شود (شکل 7، الف تا پ). این ریزرخساره در تمام برش‌های بررسی‌‌شده مشاهده شد.

C2: رخسارۀ سنگی مارن

رخسارۀ سنگی مارن که در تناوب با سنگ‌آهک‌های این مجموعه دیده می‌شود شامل 2 تا 20 درصد سنگواره با زمینۀ مخلوطی از رس و گل کربناته است و عمدتاً روزن‌بران پلانکتونیک در اندازۀ سیلت ریز و سالم دارد (شکل 7، ت). حجرات برخی میکروفسیل‌ها با میکریت، میکرواسپار، پیریت و اکسیدآهن پر شده‌اند. پیریت (تا 7 درصد)، اکسیدآهن (2 تا 3 درصد)، فسفات (1 تا 2 درصد) و گلاکونیت (1تا 3 درصد) در زمینۀ میکریتی پراکنده‌اند. سنگ‌آهک‌های کرم- خاکستری روشن و متوسط تا ضخیم‌لایه رخنمون این گروهند و برخی سنگ‌های این رخنمون لامیناسیون دارند (شکل 8).


 

 

شکل7- ریزرخساره‌های رمپ بیرونی؛ الف. ریزرخسارۀ پکستون بیوکلستی برش گنداب (پیکان دانۀ گلاکونیت را نشان می‌‌دهد) (با نور xpl) ب، ریزرخسارۀ مادستون/وکستون/پکستون بیوکلستی برش گنداب (به پرشدگی حجرات برخی میکروفسیل‌ها با پیریت توجه کنید) (با نور ppl)، پ، ریزرخسارۀ مادستون/وکستون بیوکلستی دارای لامیناسیون برش ملک‌شاهی (با نور ppl)، ت. رخسارۀ میکروسکوپی مارن (مادستون) برش پیرمحمد (با نور ppl)

 

 

شکل 8- تصاویر صحرایی وجود لامیناسیون در لایه‌های بخش بالایی برش گنداب

 


تفسیر

وجود روزن‌بران پلانکتونیک بسیار ریز و سالم‌بودن آنها و همچنین زمینۀ میکریتی و مقدار زیاد پیریت در ریزرخساره‌های این گروه نشان‌دهندۀ محیط رسوب‌گذاری عمیق و احیایی است (Flügel 2010 Lasemi 1995; Wilson 1975;). وجود پیریت و مقدار زیاد دانه‌های گلاکونیت در این ریزرخساره، رسوب‌گذاری آن در محیط رمپ بیرونی (زیر قاعدۀ موج طوفانی) را نشان می‌دهد(Wilson 1975; Lasemi 1995) . این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ RMF5 فلوگل (Flügel 2010) است و در کمربند رخساره‌ای 8 پدلی (Pedley 1998) قرار می‌گیرد. رخسارۀ سنگی مارن که در تناوب با سنگ‌آهک‌های این گروه است، به‌علت وجود زمینۀ میکریت و روزن‌بران پلانکتونیک نشان‌دهندۀ محیط کم‌انرژی بخش انتهایی رمپ بیرونی است (Geel 2000). شکل 9 ستون سنگ‌شناسی برش‌های مطالعه‌شده را همراه با هم‌ارزی جانبی ریزرخساره‌ها نشان می‌دهد. تفسیر و تطابق ریزرخساره‌های مربوط به ستون سنگ‌شناسی در جدول 5 آمده است.

سازند پابده به‌منظور مطالعۀ اثرفسیل‌ در دو برش گنداب و ملک‌شاهی ‌پیمایش شد. در نمونه‌های سطحی لایه‌های سنگ‌آهک توالی پیمایش‌شده در منطقۀ‌ موردمطالعه، اثرفسیل‌های گروه زئوفیکوس بیشترین فراوانی و گستردگی را داشتند و روند تکامل ساختاری به‌سمت بالای توالی را نشان دادند (شکل 10)؛ به‌این‌ترتیب که ابتدا اثرفسیل گروه زئوفیکوس با ساختار شبه‌ریزوکورالیومی و شاخه‌ای و در ادامه، اسپیروفیتونی، بادبزنی نرمه کوتاه و درنهایت، اثرهای گروه زئوفیکوس با نرمۀ بلند گسترش داشتند. شکل 11 توزیع اثرفسیل‌های گروه زئوفیکوس را در طول توالی نشان می‌دهد.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 5- ریزرخساره و تفسیر محیط رسوب‌گذاری برش‌های ملک‌شاهی، گنداب و پیرمحمد

تفسیر محیط

توصیف

ریزرخساره

محل تقریبی ریزرخساره (متر)

برش

رمپ داخلی (لاگون به‌سمت ساحل)

مادستون، دارای زمینۀ میکریت، اکستراکلست، کوارتز و پیریت

A1

 

455 تا 483 (برش ملک‌شاهی) و 320 تا 334 (برش گنداب)

ملک‌شاهی و گنداب

 

رمپ داخلی (لاگون)

وکستون/پکستون، دارای زمینۀ میکریت، آنکویید (آلوکم اصلی)، اکینودرم، براکیوپود، دوکفه‌ای، کوارتز

A2

 

رمپ داخلی (پشتۀ زیرآبی به‌سمت لاگون)

پکستون، دارای زمینه میکریت، اایید (آلوکم اصلی)، کوارتز

A3

رمپ میانی

پکستون، جلبک قرمز (آلوکم اصلی)، اکینودرم، میلیولیده، دوکفه‌ای، براکیوپود، بریوزوا و کوارتز به مقدار کم

B1

455 تا 483

ملک‌شاهی

رمپ میانی

مادستون/وکستون/پکستون، همراهی روزن‌بران بنتیک و پلانکتونیک با اکینودرم، براکیوپود، دوکفه‌ای، بریوزوا و گاهی اینتراکلست، جهت‌یابی

B2

85 تا 455 (برش ملک‌شاهی)، 75 تا 320 (برش گنداب) و 100 تا 235 (برش پیرمحمد)

 

ملک‌شاهی، گنداب و پیرمحمد

 

رمپ بیرونی

مادستون/پکستون، دارای زمینۀ میکریتی، روزن‌بران پلانکتونیک، گلاکونیت (تا 12 درصد)، پیریت

C1

22 تا 85 (برش ملک‌شاهی)، 38 تا 75 (برش گنداب) و 57 تا 100 (برش پیرمحمد)

 

ملک‌شاهی، گنداب و پیرمحمد

 

رمپ بیرونی

مادستون/وکستون، روزن‌بران پلانکتونیک، جهت‌یابی

C2


 

شکل 9- ستون سنگ‌شناسی برش‌های مطالعه‌شده همراه با هم‌ارزی جانبی ریزرخساره‌ها (A، B و C گروه‌های ریزرخساره‌ای‌اند). توالی (کم‌عمق‌شونده به‌سمت بالا) با ریزرخساره‌های رمپ بیرونی آغاز می‌شود و با ریزرخساره‌های رمپ درونی پایان می‌پذیرد. الف. تناوب ریتمی سنگ‌آهک و مارن بخش پایین توالی در برش گنداب، ب. تناوب ریتمی سنگ‌آهک و مارن بخش بالایی توالی در برش گنداب

 


 


 

شکل 10- تکامل ساختاری اثرفسیل گروه زئوفیکوس در توالی مطالعه‌شده؛ الف. دسته ریخت شبه‌ریزوکورالیوم بخش پایینی برش گنداب، ب. دسته ریخت اسپیروفیتونی بخش میانی برش ملک‌شاهی، پ. دسته ریخت بادبزنی و نرمه کوتاه بخش میانی برش گنداب، ت. دسته ریخت نرمه بلند بخش بالایی برش ملک‌شاهی

 

شکل 11- توزیع اثرفسیل‌های گروه زئوفیکوس در طول توالی؛ a. زئوفیکوس شبه‌ریزوکورالیوم، b. زئوفیکوس شاخه‌ای، c. زئوفیکوس اسپیروفیتونی، d. زئوفیکوس بادبزنی و نرمه کوتاه، d: زئوفیکوس نرمه بلند؛ برای راهنمای شکل به شکل 9 مراجعه شود.


بحث

ریزرخساره‌ها و رخسارۀ سنگی تعیین‌شده برای سازند پابده در برش‌های مطالعه‌شده در چند دسته رده‌بندی می‌شوند:

دسته ریزرخساره‌هایی که عمدتاً روزن‌بران پلانکتونیک (خانواده‌های گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده) را دارند. زمینۀ میکریتی و ریز و سالم‌بودن میکروفسیل‌ها گویای نهشته‌شدن این دسته از ریزرخساره‌ها در محیط آب آرام، کم‌انرژی و عمیق است (بخش عمیق رمپ بیرونی). این دسته ریزرخساره به سنگ‌آهک‌هایی اشاره دارد که در محیط آب عمیق (پلاژیک) تشکیل شده‌اند؛ مارن‌های میان‌لایه با این سنگ‌آهک‌ها نیز در این بخش از محیط رمپ تشکیل شده‌اند؛

دسته ریزرخساره‌هایی که زمینۀ میکریتی و روزن‌بران پلانکتونیک، میزبان روزن‌بران بنتیک (مانند لنتی کلینا و روتالیده)، خرده‌های اکینودرم، دوکفه‌ای و ... را دارند و محیطی کم‌عمق‌تر از دسته ریزرخسارۀ قبلی را نشان می‌دهند. روند تکامل ساختاری اثرفسیل گروه زئوفیکوس (در مطالعه‌های صحرایی دو برش ملک‌شاهی و گنداب) شاهدیست که کم‌عمق‌شدن محیط رسوب‌گذاری را تأیید می‌کند؛ به‌این‌ترتیب که ابتدا محیط عمیق بوده و ریخت‌شناسی اثرفسیل گروه زئوفیکوس به‌شکل شبه‌ریزوکورالیوم نمود یافته و سپس با کم‌عمق‌شدن محیط، این ریخت‌شناسی به‌شکل اسپیروفیتونی، بادبزنی نرمه کوتاه و سپس نرمه بلند تغییر یافته است؛

دسته ریزرخساره‌هایی که زمینۀ میکریتی میزبان فراوانی و تنوع کم میکروفسیل‌هاست و شرایط محیطی نامناسب برای زیست را نشان می‌دهند (محیط رمپ درونی).

مشاهده‌های میکروسکوپی و رابطۀ عمودی بین ریزرخساره‌ها برای تعیین مدل محیط رسوبی سازند پابده در برش‌های مطالعه‌شده استفاده و مدل رمپ برای آن ارائه شد (شکل 13). در مدل ارائه‌شده، ریزرخساره‌ها در رمپ درونی، رمپ میانی و رمپ بیرونی نهشته شده‌اند. این مدل با مدل محیط رسوب‌گذاری ارائه‌شده برای سازند پابده در شمال‌غرب ایلام (Behbahani 2006)، سازند پابده در فروافتادگی دزفول شمالی (Mohseni 2003) و نیز مدل پیشنهادی برای سازند آسماری در میدان نفتی کوپال قابل‌مقایسه است؛ با این تفاوت که رخسارۀ کم‌عمق رمپ داخلی در بررسی سازند پابده در شمال‌غرب ایلام گزارش نشد.


 

 

 

شکل 12- تصاویر میکروسکوپی رخسارۀ سنگی مارن؛ الف. رخسارۀ میکروسکوپی مادستون/وکستون از برش ملک‌شاهی که جهت‌یابی قطعه‌های فسیلی در آن دیده می‌شود (با نور ppl)، ب. دانه‌های کوارتز (با علامت پیکان نشان داده شده‌اند) پراکنده در زمینۀ رخسارۀ میکروسکوپی مادستون از برش گنداب (با نور xpl)، پ. رخسارۀ میکروسکوپی وکستون از برش گنداب که علامت پیکان Hantkenina sp. را نشان می‌دهد (با نور ppl)، ت. رخسارۀ میکروسکوپی مادستون از برش گنداب (علامت پیکان روزن‌بر بنتیک را نشان می‌دهد که در زمینه‌ای با روزن‌بران پلانکتونیک دیده می‌شود) (با نور ppl)

 

 

شکل 13- مدل محیط رسوبی پیشنهادی برای سازند پابده در جنوب‌شرق ایلام


رخسارۀ سنگی مارن در منطقۀ موردمطالعه به‌شکل مارن‌های خاکستری تیره و مارن‌های خاکستری روشن ترد و شکننده رخنمون دارد. گفتنی است رخسارۀ سنگی مارن که در بخش‌های پایینی، میانی و بالایی سازند پابده به‌شکل متناوب با لایه‌های سنگ‌آهک دیده می‌شود، در پژوهش‌های پیشین Mohseni 2003; Behbahani 2006)) با عنوان شیل معرفی شده است. نتایج ژئوشیمیایی کربنات‌سنجی و فلورسانس اشعۀ ایکس در پژوهش حاضر (جدول‌های 2 و 3، شکل 14)، سنگ‌شناسی مارن به‌جای شیل را برای سازند پابده در برش‌های مطالعه‌شده نشان می‌دهند (شکل 15). تغییرات میانگین مقدار مادۀ آلی و کربنات‌کلسیم برای این دو توالی در شکل 15 آورده شده است (جدول 4، شکل 16).


 

 

شکل 14- دو توالی ریتمی از برش گنداب؛ توالی الف از بخش پایینی و توالی ب از بخش بالایی برش انتخاب شده است و نوسان مقدار Al2O3 و SiO2 را برای تناوب سنگ‌آهک- مارن برخی نمونه‌های بررسی‌شده از برش گنداب نشان می‌دهند؛ توالی الف، محیط رمپ بیرونی (بخش عمیق‌تر حوضه با انرژی کمتر) را نشان می‌دهد که در آن نسبت مارن به سنگ‌آهک و نیز نسبت اجزای آواری به زیستی کمتر است. توالی ب، محیط رمپ میانی (بخش کم‌عمق‌تر حوضه با انرژی بیشتر) را نشان می‌دهد که در آن نسبت مارن به سنگ‌آهک و نیز نسبت اجزای آواری به زیستی بیشتر است.

 

شکل 15- نمودار سمت راست: نمودار CaO، Al2O3 و SiO2 (برحسب درصد وزنی) (Neuhuber and Wagreich 2011) برای نمونه‌های مارنی برش گنداب؛ این نمونه‌ها در بررسی‌های پیشین شیل انگاشته شده‌اند، اما قرارگیری در سمت چپ نمودار نشان‌دهندۀ ترکیب مارنی آنهاست؛ نمودار سمت چپ: نمودار توزیع فراوانی درصد کربنات‌کلسیم در نمونه‌های مارن و سنگ‌آهک در سه برش بررسی‌شده در مطالعۀ حاضر

 


 

شکل 16- نمودار میانگین مادۀ آلی در برابر سنگ‌شناسی در دو توالی مطالعه‌شده از برش گنداب؛ Int.1 و Int. 3 به‌ترتیب برای توالی ریتمی الف و ب (شکل 14). در هر دو ریتم، مقدار مادۀ آلی در نمونه‌های مارن بیشتر است.

 

در مطالعۀ حاضر، نوع ریتم برش مطالعه‌شده (سنگ‌آهک- مارن) با استفاده از نمودار مثلثی Neuhuber and Wagreich (2011) (شکل 15) تبیین شد.

شکل 14 دو توالی ریتمی (الف و ب) از برش گنداب را نشان می‌دهد که توالی ریتمی الف از بخش پایینی برش و توالی ریتمی ب از بخش بالایی برش گنداب انتخاب شده است. گرچه توالی ریتمی در هر دو بین سنگ‌آهک و مارن است، ته‌نشست آنها در دو محیط رمپ بیرونی و میانی (به‌ترتیب برای ریتم‌های الف و ب) رخ داده است. این موضوع موجب شده است تفاوت‌های مهمی در نسبت اجزای تشکیل‌دهنده بین ریتم‌های الف و ب (شکل 14) و همچنین بین زوج لایه‌های دو ریتم دیده شوند (شکل 16)؛ ریتم ب که هنگام رسوب‌گذاری به منشأ نزدیک‌تر بوده، مواد آواری بیشتری دریافت کرده است. نسبت ضخامت کل لایه‌های مارنی به ضخامت کل لایه‌های سنگ‌آهک در دو توالی ریتمی الف و ب به‌ترتیب 8/0 و 3 است. در توالی ریتمی الف، ریزرخسارۀ سنگ‌آهک‌ها شامل وکستون با 10 تا 20 درصد قطعه‌های زیستی عمدتاً شامل روزن‌بران پلانکتونیک (گلوبی‌ژرینا و گلوبی‌روتالیا) و گاهی روزن‌بران بنتیک (لنتی‌کلینا و روتالیده) است؛ رخسارۀ سنگی لایه‌های مارنی این توالی ریتمی عمدتاً شامل 4 تا 7 درصد قطعه‌های زیستی شامل روزن‌بران پلانکتونیک (گلوبی‌ژرینا و گلوبی‌روتالیا) و گاهی بنتیک (لنتی‌کلینا و روتالیده) است؛ درحالی‌که در توالی ریتمی ب، ریزرخسارۀ سنگ‌آهک‌ها شامل مادستون دارای 4 تا 7 درصد قطعه‌های زیستی عمدتاً روزن‌بران بنتیک و به مقدار کمتر روزن‌بران پلانکتونیک همراه با قطعه‌هایی از اکینودرم و براکیوپود و همچنین دانه‌های آواری بسیار ریز کوارتز (1 تا 2 درصد) به‌شکل پراکنده در زمینه است. رخسارۀ سنگی مارن این توالی با 3 تا 8 درصد قطعه‌های زیستی شامل عمدتاً روزن‌بران بنتیک و به مقدار کمتر روزن‌بران پلانکتونیک همراه با قطعه‌هایی از اکینودرم است. زمینه در مارن‌های این توالی قرمزرنگ (به‌علت وجود اکسیدآهن) است و دانه‌های آواری کوارتز به‌طور پراکنده وجود دارند (شکل 5، خ). کمتربودن درصد بیوکلست توالی ب نسبت به توالی الف را می‌توان به رقیق‌شدگی کربنات‌ها (clastic dilution) با مواد آواری نسبت داد. تغییرات اکسیدهای آلومینیوم و سیلیسیوم به‌عنوان نوسانات ورود مواد آواری (به‌ترتیب نشان‌دهندۀ کانی‌های رسی و کوارتز) در محیط محسوب می‌شوند (Xu et al. 2018)؛ همخوانی تغییرات این دو اکسید در هر دو سنگ‌شناسی نیز این موضوع را نشان می‌دهد (شکل 14). مارن‌های هر دو توالی اکسیدآلومینیوم بیشتری نسبت به سنگ‌آهک‌های تناوب خود دارند. میانگین مقدار اکسیدآلومینیوم برای سنگ‌آهک‌های توالی ب (رمپ میانی) 3/9 درصد وزنی و برای مارن‌های این توالی برابر 4/13 درصد وزنی است؛ این میزان برای سنگ‌آهک‌های توالی الف (رمپ بیرونی) 9/4 درصد وزنی و برای مارن‌های آن برابر 9/8 درصد وزنی است. لایه‌های مارنی نسبت به لایه‌های مجاور خود (سنگ‌آهک آرژیلیتی) غلظت بیشتری از اکسیدآلومینیوم را نشان می‌دهند؛ این امر گویای اینست که هنگام رسوب‌گذاری لایه‌های مارنی، ورود مواد آواری به محیط بیشتر از زمان رسوب‌گذاری لایه‌های سنگ‌آهک بوده است؛ با‌وجود‌این، توالی ب (که در موقعیت کم‌عمق‌تری نسبت به توالی الف قرار دارد) نسبت به توالی الف غلظت کمتری از اکسیدسیلیسیوم دارد و علت آن نامشخص است. مقدار اکسیدسیلیسیوم برای سنگ‌آهک‌های توالی الف (رمپ بیرونی) 2/49 درصد وزنی و برای مارن‌های آن 2/51 درصد وزنی است (شکل 14)؛ میانگین مقدار اکسیدسیلیسیوم برای سنگ‌آهک‌های توالی ب 8/32 درصد وزنی و برای مارن‌های آن 4/43 درصد وزنی است.

 

نتیجه‌

بررسی ریزرخساره‌ها و رخساره‌های سنگی سازند پابده در منطقۀ مورد‌مطالعه به شناسایی هشت گروه ریزرخساره‌ای و رخسارۀ ‌سنگی مربوط به سه کمربند رخساره‌ای محیط رمپ انجامید. ریزرخساره‌ها در محیط رمپ بیرونی، رمپ میانی و رمپ درونی نهشته شده‌اند. اثرفسیل گروه زئوفیکوس تکامل ساختاری خوبی را در طول توالی نشان می‌دهد.

 

سپاسگزاری

نگارندگان از معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه بوعلی‌سینای همدان برای تأمین هزینه‌های مالی پژوهش حاضر سپاسگزاری می‌کنند. از آقای احسان حسینی، آقای مهندس علی حسینی عسگرآبادی برای کمک‌های دلسوزانه و بی‌دریغشان در کار صحرایی و نمونه‌برداری،  از آقای مهندس روح‌الله زیبرم جوانمرد، سرکار خانم مهندس الهام حیدری از شهرستان آبدانان و جناب آقای مهدی‌زاده، مسئول محترم امور رفاهی ادارۀ آموزش‌و‌پرورش شهرستان ملک‌شاهی، برای فراهم‌کردن اسباب اقامت سپاس و قدردانی می‌شود. نظرهای سودمند و موشکافی نقادانۀ داوران ناشناس سبب بهبود کیفیت علمی و ویرایشی متن مقاله شده است.

References

Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304: 1-20.
Bahroudi A. and Koyi H.A. 2004. Tectono-sedimentary framework of the Gachsaran Formation in the Zagros foreland basin. Marine and Petroleum Geology, 21: 1295–1310.
Behbahani R. 2006. Microfacies, organic geochemistry and depositional environment of bituminous bearing successions of Pabdeh Formation in the Ivan- Gharb. Bu-Ali Sina University, M.Sc. thesis, Faculty of Science, Geology department. 148 p. In Persian withan abstract in English.
Berberian M. 1995. Master “blind” thrust faults hidden under the Zagros folds: active basement tectonics and surface morphotectonics. Tectonophysics, 241: 193–224.
Berberian M. and King G.C.P. 1981. Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18: 210-265.
Carver R.E. 1971. Procedures in sedimentary petrology. Wiley Interscience, 653 p.
Dickson J.A.D. 1965. Staining thin section, Alizarin Red S and Potassium Ferricyanide stain, in: Adams A.E. McKenzie W.S. and Guilford C. 1985. Atlas of sedimentary rocks under the microscope. Longman.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture: in: Ham W. E. (Ed.). Classification of Carbonate Rocks. AAPG Bulletin, 1: 108-121.
Eberli G.P. 1991. Calcareous turbidites and their relationship to sea level fluctuation and tectonism. In: Einsele G. Ricken W. and Seilacher A. (Eds.). Cycles and events in stratigraphy. Springer-Verlag, New York, 955p.
Einsele G. 1982. Limestone – marl cycles (periodites): Diagenesis, significance, causes, - A review. In: Einsele G. and Seilacher A. (Eds.). Cyclic and event stratification. Springer-Verlag, New York, 8-53p.
Einsele G. and Seilacher A. 1991. Distinction of tempestites and turbidites. In: Einsele G. Ricken W. and Seilacher A. (Eds.). Cycles and events in stratigraphy. Springer-Verlag, New York, 955p.
Fakhari M. 1993. The geology map of Dehloran (1/250000): Iranian Oil Companies.
Flügel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks: Analysis, Interpretation and Application. Springer – Verlag, Berlin Heidelberg New York, 924 p.
Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposits, empirical model based on microfacies analysis of Paleogene deposits in southeastern Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 155: 211-238.
Heckel P.H. 1972. Recognition of ancient shallow marine environment, in: RigbyJ. K. and Hemblin K. (Eds.) Recognition Ancient Sedimentary Environments. Society for Sedimentary Geology, Special publication. 16: 226-286.
Holland S.M. 1993. Sequence stratigraphy of a carbonate-clastic ramp: the Cincinnatian Series (upper Ordovician) in its type area. Geological Society of America Bulletin, 105: 306-322.
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of the Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49: 2182-2245.
Khavari M.P. Hadavi F. Ghasemi-Nejad E. 2014. Nannostratigraphy and paleoecology Pabdeh Formation in NW Zagros, Ilam section. Paleontology, 2: 149-164. In Persian with English abstract.
Khodabakhsh S. Behbahani R. and Mohseni H. 2009. Cyclic and event deposits in Pabdeh Formation, Western Iran. Damghan University of Basic Science, 2: 37-48.
Lasemi Y. 1995. Platform carbonates of the Upper Jurassic Mozduran Formation in the Kopet Dagh Basin; NE Iran, Facies, Paleoenvironments and Sequences. Sedimentary Geology, 99: 151 –164.
Lewis D.W. and McConchie D. 1994. Analytical sedimentology. Chapman and Hall, 197p.
Macleod J.H. 1970. The geology map of Kabir Kuh (1/100000): Iranian Oil Companies.
Macleod J.H. and Roohi M.1970. The geology map of Kuhe Varzarin (1/100000): Iranian Oil Companies.
Macleod J.H. and Roohi M.1972. The geology map of Mehran (1/100000): Iranian Oil Companies.
Mirzaee Mahmoodabadi R. Afghah M. and Saeedi S. 2010. High resolution sequence stratigraphy and depositional environment of Pabdeh Formation in Dashte – Arjan area (Shiraz, Fars, Zagros, Iran). World Academy of Science, Engineering and Technology, 4: 11-22.
Mohseni H. 2003. Depositional environment and diagenesis of the Pabdeh Formation in the North Dezful embayment. Ph.D. thesis, Department of Geology, Faculty of Science, University of Tehran, 192 p. In Persian with an abstract in English.
Mohseni H. and Al-Asam I.S. 2004. Tempestite deposits on a storm-influenced carbonate ramp: an example from the Pabdeh Formation (Paleogene) Zagros basin, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 27: 163-178.
Mohseni H. Behbahani R. Khodabakhsh S. and Atashmard Z. 2011. Depositional environments and trace fossil assemblages in the Pabdeh Formation (Paleogene), Zagros Basin, Iran. Geology Paleontology, 262: 59-77. In Persian with an abstract in English.
Motiei H. 1993. Stratigraphy of Zagros, treatise on the geology of Iran. Geological Survey of Iran, 583 p.
Neuhuber S. and Wagreich M. 2011. Geochemistry of Cretaceous oceanic Red Beds – A synthesis. Sedimentary Geology, 235: 72-78.
Pedley M. 1998. A review of sediment distributions and processes in Oligo-Miocene ramps of Southern Italy and Malta (Mediterranean divide) in: Wright V. P. and Burchette T.P. (Eds.). Carbonate ramps. Geological Society of London, 149: 163-180.
Pettijohn F.J. Potter P.E. and Siever R. 1987. Sand and Sandstone. New York, 628p.
 Seilacher A. 1967. Bathymetry of trace fossils. Marine Geology, 5: 413–428.
 Seilacher A. 1991. Events and their signatures- An overview, In: Einsele G. Ricken W. and Seilacher A. (Eds.) Cycles and events in stratigraphy. Springer- Verlag, New York, 955p.
Senemari S. 2018. Investigation of the Pabdeh-Asamri transition based on calcareous nanofossils biostratigraphy, in NE Gurpi anticline, Khozestan Province. Stratigraphy and Sedimentology Researches, 1: 19-30. In Persian with an abstract in English.
Sepehr M. and Cosgrove J.W. 2004. Structural framework of the Zagros Fold–Thrust Belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21: 829–843.
Sim M.S. and Lee I.L. 2006. Sequence stratigraphy of the Middle Cambrian Daegi Formation (Korea), and its bearing on the regional stratigraphic correlation. Sedimentary Geology, 191: 151-169.
Stoneley R. 1981. The geology of the Kuh-e Dalneshin Area of southern Iran, and its bearing on the evolution of southern Tethys. Bulletin of the Geological Society of London, 138: 509-526.
Takin M. Akbari Y. and Macleod J.H. 1970. The geology map of Pol Dokhtar (1/100000): Iranian Oil Companies.
Tucker M.E. 2003. Mixed clastic-carbonate cycles and sequences: Quaternary of Egypt and Carboniferous of England. Geologia Croatica, 56: 19-37.
Wilson J.L. 1975. Carbonate facies in geological history.Springer –Verlag, New York, 471p.
Wright V.P. and Burchette T.P. (Eds.) 1998. Carbonate ramps. Geological Society, London, Special Publications, 149.
Xu w. Ruhl M. Jenkyns H.C. Leng M.J. Huggett J.M. Minisini D. Ullmann C.V. Riding J.B. Weijers J.W.H. Storm M.S. Percival L.M.E Tosca N.J. Idiz E.F. Tegelaar E.W. and Hesselbo S.P. 2018. Evolution of the Toarcian (Early Jurassic) carbon-cycle and global climatic controls on local sedimentary processes (Cardigan Bay Basin, UK). Earth and Planetary Science Letters, 484: 396–411.

Files

Share

How to cite

Statistics