نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدة علوم، دانشگاه هرمزگان، ایران

2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، پژوهشگاه صنعت نفت، تهران، ایران

3 استادیار، دانشکدة علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایة زنجان، زنجان ایران

4 کارشناس ارشد، رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی، گروه زمین‌شناسی، پژوهشگاه صنعت نفت، تهران، ایران

5 کارشناسی ارشد چینه‌شناسی، گروه زمین‌شناسی، پژوهشگاه صنعت نفت، تهران، ایران

چکیده

چکیده
رسوبات سیلیسی- آواری سازند آیتامیر (آلبین- سنومانین) در برش اقچی در ناحیة دشت گرگان شامل توالی ضخیمی از رسوبات شیل خاکستری تیره و ماسه‌سنگ‌های نازک تا بسیار ضخیم‌لایه است که در یک سیستم رسوبی حاشیة ساحلی تا دور از ساحل نهشته شده‌اند. چهار مجموعة رخساره‌ای شامل دور از ساحل، انتقالی دور از ساحل، پایین حاشیة ساحلی و میانه- بالای حاشیة ساحلی در این رسوبات شناسایی شده است. مجموعة دور از ساحل شامل توالی ضخیمی از شیل‌های متورق تیره‌رنگ با مقادیر فراوان پیریت خوشه‌ای است که ته‌نشینی در زیر حد موجسار طوفانی و شرایط کم‌اکسیژن را نشان می‌دهد. مجموعة انتقالی دور از ساحل شامل مجموعة ناجور سنگی از شیل و ماسه‌سنگ و سیلتستون گلاکونیتی بسیار نازک‌لایه است. در مجموعه‌های پایین و میانه- بالای حاشیة ساحلی به‌تدریج بر میزان و ضخامت طبقات ماسه‌سنگی افزوده می‌شود و به‌طور کلی یک الگوی ضخیم‌شونده به طرف بالا را نشان می‌دهند که الگوی تیپیک سیستم حاشیة ساحلی است. انطباق جانبی مجموعه‌های رسوبی برش مطالعه‌شده با برش‌های مرکزی سازند آیتامیر در حوضة کپه‌داغ، افزایش تأثیر فرونشینی را در ایجاد فضای رسوب‌گذاری و کاهش میزان رسوب‌گذاری/ تأمین رسوب را در بخش‌های شمال- شمال غربی نشان می‌دهد. وجود ضخامت زیادی از رسوبات شیل تیره‌رنگ با مقادیر فراوان پیریت‌های خوشه‌ای و حجره پرکن، رسوبات سازند آیتامیر را به‌مثابة رسوبات مستعد مطالعات اکتشاف هیدروکربن مطرح می‌کند.

کلیدواژه‌ها

عنوان مقاله [English]

Sedimentary facies and depositional environment of the Aitamir Formation in the Gorgan Plain: A wave-dominated shoreface model

نویسندگان [English]

  • Mahmoud Sharafi 1
  • Bijan Biranvand 2
  • Arsalan Zeinalzadeh 2
  • Aram Bayet-Goll 3
  • Mehran Moradpour 4
  • Poryia Kohansal 5

1 Assistant Professor, Faculty of Science, Department of Geology, University of Hormozgan Bandar Abbas, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, RIPI, Tehran, Iran

3 Assistant Professor, Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Zanjan, Iran

4 Scientific Board Member, Department of Geology, RIPI, Tehran, Iran

5 M.Sc. in Stratigraphy, Department of Geology, RIPI, Tehran, Iran

چکیده [English]

Abstract:
The siliciclastic sediments of the Aitamir Formation (Albian–Cenomanian) at the Oghchi locality of the Gorgan Plain consist of a thick succession of the black-grey shales and thin to very thick-bedded sandstone, deposited in a shoreface to offshore depositional system. Four facies associations including offshore, offshore transition, lower and mid-upper shoreface associations are identified in this succession. Offshore facies association consisting of a thick package of the fissile dark shales with the abundance of the framboidal pyrites displays deposition below the SWWB and dysoxic condition. The offshore transition facies association includes the heterolithic sediments of the shale and very thin-bedded sandstones/siltstones. The lower and mid-upper associations are characterized by an increase in abundance and the thickness of the sandstone layers and display a generally thickening and coarsening up-ward trend of a classical shoreface depositional system. The lateral correlation of the studied section and central sections of the Aitamir Formation of the Kopet-Dagh Basin indicates an increase in subsidence effect in the creation of the accommodation space and a decrease in the sediment supply of the N-NW parts of the basin. The presence of a thick package of  dark shales with abundant framboidal and chamber filling pyrites of the Aitamir Formation suggests these sediments as a prone candidate for hydrocarbon exploration.
Keywords: Aitamir, Kopet-Dagh, shoreface, tectonic, hydrocarbon
 
 
Introduction:
The Kopet-Dagh Basin, located in the NE Iran and Turkmenistan, was formed as an intracontinental Basin due to the southeastern extension of the South Caspian Basin by Neotethyan back-arc rifting after the closure of the Palaeotethys and the early Cimmerian Orogeny (Middle Triassic) (Stampfli et al., 1991). A continuous sedimentary package (up to seven kilometers), including five transgressive-regressive super-sequences from the Jurassic to Miocene were deposited in the Eastern part of the sedimentary basin (Moussavi-Harami and Berner 1992) that is mainly controlled by NW-SW running major faults. The Cretaceous succession in the Kopet-Dagh Basin is divided into nine formations, composed mainly of sandstones, conglomerates, mudstones, limestones and dolomites with minor amounts of evaporates (Afshar-Harb 1979). The considerable lateral changes of the sedimentary packages and the thickness of the Aitamir Formation in the Kopet-Dagh basin are related to the tectonic and eustatic sea-level changes that are the main controlling factors on the sediment supply and available accommodation space.  The objectives of this paper are: (1) to describe lithofacies/facies associations and the role of wave-induced currents on the sediment distribution as the main autogenic controlling factor in the Aitamir Formation and (2) to use sedimentological data to interpret the depositional environment of the Aitamir Formation. Representing a more detailed depositional model for the studied succession could provide valuable insights into basin evolution of Kopet-Dagh Basin during Albian–Cenomanian.
 
Material &Methods:
This study focused on one measured section in the western Kopet-Dagh Basin in the northwest of Iran. The geographical coordinates of the Oghchi section is 37° 45´ 00̋ N and 55° 25´ 33̋ E (about 35 km northeast from Gonbad-Kavous City). Lithology, macro-fossils, grain-size, bedding geometry, bedding contact, stacking pattern, and sedimentary structures were recorded in detail.  Lithofacies were classified/entitled following Miall (2006) and petrofacies according to Folk’s (1980) classification. One hundred and forty thin sections were examined to identify fine-scale physical characteristics (mineralogical composition and fossil contents).
 
Discussion of Results & Conclusions:
The Aitamir Formation in the studied section is about 1630 m thick and subdivided into two lower and upper parts. The lower part of  includes medium- to the thick-bedded sheet-like glauconitic sandstones and thick packages of  dark grey shales (up to 80 m) and thick packages sandstone constitute the uppermost part of this unit. The upper part of the Aitamir Formation mainly consists of a thick package of  dark grey shales intercalated with the thin-bedded sandstones. Based on sedimentological features, four facies associations are recognized in the studied succession of the Aitamir Formation as follows: offshore (FA), offshore transition (FB), lower shoreface (FC), and mid-upper shoreface (FD). The offshore facies association consists of a thick package of  dark grey fissile shales intercalated with the thin-bedded, very fine-grained sandstones. The offshore facies association includes abundant framboidal and chamber filling pyrites displaying a dysoxic condition in the deepest part of the sedimentary environment suggesting these sediments as a prone candidate for hydrocarbon exploration. The offshore transition facies association includes a thick package of  grey shales with several thin to the medium-bedded sheet-like sandstones, displayed by Sm, St, Sp., Shl. The lower shoreface facies association consists of an alternation of  dark grey shales and thin- to the medium-bedded sheet-like sandstones with sharp lower and upper boundaries. Sm, Shl., Sp, and HCS are the most common facies in this facies association. The mid-upper shoreface facies association includes amalgamated, sheet-like, medium- to  thick-bedded sandstones with large scale St, Sp, and Sm, Shl. The sedimentary structures such as HCS, Shl, and sheet like geometry of the sandstone layers with the sharp and/or erosional boundaries as well as thickening and coarsening upward stacking pattern of the sediments of the Aitamir Formation display a wave-dominated shoreface depositional system. The structural morphology and normal faults direction of the Kopet-Dagh Basin are the allogenic and large scale elements that were directly controlled the sedimentary processes and hydrodynamic regime and type of the lithofacies/facies associations (indirectly) of the Aitamir depositional system. In this context, the Kopet-Dagh basin in the Barremian–Aptian time was located in the northern part of the Neo-Tethys Ocean and was characterized by the normal faults with E-SE to W-NW direction. The formation of the rift-related faults led to the development of the elongated, open coast morphology of the Kopet-Dagh Basin, where wave-generated currents  increased as a sedimentary mechanism of the sediment distribution.  
In a general view, the petrography and field observations, facies associations relationship, and vertical trend of the studied successions suggest Aitamir sediments in the Kopet-Dagh basin were deposited in a wave-dominated shoreface environment with mid-upper shoreface, lower shoreface, offshore transition, and offshore zones. These sediments were deposited in a shallow marine depositional setting, characterized by gradationally vertical changes in the facies associations and abundant storm deposits. This depositional system was influenced by storm waves, suggested by the abundant storm-induced facies such HCS, graded-bedded sandstone with erosional lower surface and Shl. The presence of a thick package of the dark shales with abundant framboidal and chamber filling pyrites of the Aitamir Formation suggests these sediments as a prone candidate for hydrocarbon exploration.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Aitamir
  • Kopet-Dagh
  • shoreface
  • Tectonic
  • Hydrocarbon

مقدمه

حوضة رسوبی کپه‌داغ در شمال شرق ایران و جنوب ترکمنستان بین عرض‌های جغرافیایی ´30 º35 تا ´15 °38 شمالی وº54 تا ´13 º61 طول شرقی قرار دارد. در بخش شرقی حوضه، رسوبات به‌صورت پیوسته و در قالب پنج سوپرسکانس پیشروی- پس‌روی از ژوراسیک تا میوسن نهشته شده‌اند (Moussavi-Harami and Berner 1992). سازند آیتامیر به سن آلبین- سنومانین، یکی از سازندهای سیلیسی- آواری در حوضة رسوبی کپه‌داغ است که توسعه و گسترش چشمگیری در این حوضه دارد. مطالعات اولیه روی این سازند را افشار حرب (Afshar-Harb 1994) انجام داده است. وی سازند آیتامیر را به دو واحد شیل زیرین و ماسه‌سنگ گلاکونیتی بالایی تقسیم کرده است؛ علاوه بر این مطالعاتی نیز روی پترولوژی و محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند آیتامیر انجام شده که عمدتاً بر بخش مرکزی به‌ویژه بخش شرقی کپه‌داغ متمرکز بوده است (Khajeyazdi 2004; Noghabi 2006; Sharafi et al. 2012, 2013).

تغییر ضخامت توالی‌ها و واحدهای رسوبی سازند آیتامیر در بخش‌های مختلف حوضة رسوبی کپه‌داغ چشمگیر است. این موضوع تأثیر عوامل مختلف ازجمله تکتونیک و تغییرات جهانی سطح آب دریا و بارگذاری رسوبات را روی میزان رسوب‌گذاری و ایجاد فضای تجمع در این حوضه نشان می‌دهد (Afshar-Harb 1994; Moussavi-Harami and Brenner 1992). توسعة یک سیستم رسوبی، زیرمحیط‌ها، نحوة توزیع و ترکیب رخساره‌ها/ مجموعه‌های رخساره‌ای موجود در هر بخش از محیط رسوبی در کنترل عوامل مختلف درون‌حوضه‌ای (مانند امواج، جریان‌های جزر و مدی و رودخانه‌ای) و خارج حوضه‌ای (بالاآمدگی و فرونشینی حاصل از رژیم تکتونیکی فشارشی و کششی و توسعة گسل‌های معکوس یا نرمال، تغییرات جهانی سطح آب دریا و اقلیم) قرار دارد (Catuneanu 2006; Baniak et al. 2014; Plink-Bjorklund 2019; Peng et al. 2019)؛ در این میان یک یا چند عامل ممکن است تأثیر بیشتری بر حوضة رسوبی و نوع رسوبات آن داشته باشد؛ برای نمونه فرونشینی حاصل از توسعة گسل‌های ریفتی در رژیم تکتونیکی کششی به ایجاد فضای رسوب‌گذاری جالب توجه و ته‌نشینی رسوبات عمدتاً دانه‌ریز با ضخامت زیاد منجر می‌شود. درمقابل در سیستم‌های فشارشی با تأمین و ورود پیوستة رسوبات به درون حوضه، فضای رسوب‌گذاری موجود به‌تدریج کاهش می‌یابد و مجموعه‌های ضخیم‌لایه از رسوبات دانه‌درشت تشکیل می‌شود.

هدف از انجام این پژوهش، بررسی و شناسایی رخساره‌های رسوبی/ مجموعه‌های رخساره‌ای، تعیین مدل رسوبی و ارزیابی عوامل مؤثر بر تشکیل توالی رسوبی و نوع سیستم رسوبی سازند آیتامیر در غرب حوضة رسوبی کپه‌داغ است. نتایج این پژوهش در بازسازی جغرافیای دیرینة بخش غربی- شمال غربی حوضة رسوبی کپه‌داغ که کمتر مطالعه شده است، بسیار مفید خواهد بود؛ از سویی با توجه به ضخامت زیاد رخساره‌های شیل خاکستری تیره در برش مطالعه‌شدة سازند آیتامیر، بررسی رخساره‌های این سازند برای مطالعات اکتشاف هیدروکربن و قضاوت دربارة وجود یا نبود سنگ‌منشأ هیدروکربن اطلاعات ارزشمندی در اختیار پژوهشگران قرار می‌دهد.

 

زمین‌شناسی و موقعیت جغرافیایی ناحیة مطالعه‌شده

حوضة رسوبی کپه‌داغ به‌مثابة یک حوضة درون‌قاره‌ای پس از بسته‌شدن اقیانوس ساب هرسینین براثر کوه‌زایی سیمرین پیشین در تریاس میانی به وجود آمده است (Afshar- Harb 1994; Bagheri and Stamfli 2008; Wilmsen et al. 2009). فرونشینی تحت کنترل گسل‌ها از ژوراسیک تا ائوسن باعث ته‌نشینی ضخامت چشمگیری از رسوبات تا 10 کیلومتر در این حوضه شده است. ضخامت این رسوبات در دشت سرخس به حدود 6000 متر می‌رسد (Afshar- Harb 1994)؛ علاوه بر فرونشینی تکتونیکی در طول گسل‌های طولی، فضای لازم برای انباشتگی رسوب در حوضة کپه‌داغ به دلیل بار رسوبی و فشردگی مقادیر زیاد رسوب دانه‌ریز ایجاد شده که در بعضی مواقع با بالاآمدگی سطح دریا در مقیاس جهانی نیز همراه بوده است (Moussavi- Harami and Brenner 1992).

طی ژوراسیک پسین به استثنای شرقی‌ترین بخش حوضه، موقعیت مناسبی برای رسوب‌گذاری کربنات فراهم شده است (Moussavi- Harami and Brenner 1992)؛ به‌طوری که رسوبات ضخیم سازند مزدوران در این زمان نهشته شده‌اند. در ژوراسیک پسین و کرتاسة پیشین، دریا به طرف شمال غربی پس‌روی کرده و توالی ضخیمی از کنگلومرا، ماسه‌سنگ و شیل قرمزرنگ در سیستم رودخانه‌ای (سازند شوریجه) و در طول بخش شرقی حوضة کپه‌داغ نهشته شده است (Moussavi- Harami and Brenner 1992). با پیشروی دریا طی بارمین آغازین، سازند تیرگان در محیطی پرانرژی و کم‌عمق بر جای گذاشته شده است.

سازند سرچشمه پس از سازند تیرگان و در یک محیط عمیق و کم‌انرژی‌تر تشکیل شده است (Raisossadat and Moussavi- Harami 2000). با پیشروی دوبارة دریا، شرایط تشکیل رسوب فراهم شده و این موقعیت تا اواخر کرتاسه به استثنای مدت کوتاهی در تورونین (Kalantari 1987) ادامه داشته است که با ته‌نشینی رسوبات دریایی سازندهای سنگانه، آیتامیر، آب دراز و آب تلخ مشخص می‌شود (Moussavi- Harami and Brenner 1992).

در این پژوهش یک برش چینه‌شناسی از سازند آیتامیر در بخش غربی حوضة کپه‌داغ و در بخش شرقی دشت گرگان مطالعه شده است (شکل 1). دشت گرگان در شمال ایران و جنوب شرق دریای خزر بین طول جغرافیایی '00 º54 تا '00 º56 شرقی و عرض جغرافیایی '45 º36 تا '00 º38 قرار گرفته است. این دشت بین رشته‌کوههای البرز در جنوب غرب، پلتفرم توران در شمال و زون کپه‌داغ در شرق قرار می‌گیرد. در برش مطالعه‌شده، واحد زیرین سازند آیتامیر عمدتاً متشکل از شیل‌های خاکستری تیره حاوی فسیل‌های پراکنده شامل آمونیت، اکینودرم و براکیوپود است. در این بخش لایه‌های ماسه‌سنگی نازک تا ضخیم‌لایة ورقه‌ای‌شکل مشاهده شده است که عمدتاً الگوی درشت‌شونده/ ضخیم‌شونده به سمت بالا را نشان می‌دهند. ساختارهای رسوبی در این بخش شامل طبقه‌بندی مورب مسطح و تراف کوک تا بزرگ‌مقیاس و لامیناسیون موازی است. ضخامت واحدهای شیلی در این بخش تا 80 متر می‌رسد (شکل 2). واحد ماسه‌سنگ بالایی در برش مطالعه‌شده از مجموعه‌های ضخیم ماسه‌سنگی (تا 60 متر) تشکیل شده است. واحدهای شیل تیره نیز در این بخش ضخامت زیادی دارند (تا 50 متر)؛ (شکل 2). سازند آیتامیر در برش مطالعه‌شده با مجموعة ضخیمی از شیل تیره خاتمه می‌یابد. پوسته‌های فسیلی پراکنده شامل براکیوپود، بلمنیت، آمونیت و اکینودرم در این واحد شناسایی شده است. سازند آیتامیر در برش مطالعه‌شده با مرز مشخص روی شیل‌های خاکستری تیرة سازند سنگانه قرار گرفته و با سنگ‌های آهک سفیدرنگ سازند آب دراز (کنیاسین- کامپانین) پوشیده می‌شود (شکل 3). برمبنای مطالعات بایوستراتیگرافی، سن سازند آیتامیر، آلبین- سنومانین زیرین تعیین شده است (Mosavinia et al. 2007; Mosavinia and Wilmsen 2011).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1- A) تقسیم‌بندی ساختاری- زمین‌شناسی صفحة ایران (Stocklin 1968B) راههای دسترسی برش مطالعه‌شدة سازند آیتامیر در شمال شرق گنبد کاووس؛ C) نقشة ساده‌شدة زمین‌شناسی ناحیة مطالعه‌شده (اقتباس از نقشة 1:250000 گنبد کاووس، Saidi et al. 1993).

Fig 1- A) Geological-structural division of the Iran Plate; B) Location map of the studied section of the Aitamir Formation in northeastern Gonbad kavus; C) Simplified geological map of the studied area (sheet No. H3 of 1:250000 Gonbad kavous).

 

 

روش پژوهش

در این مطالعه برش چینه‌شناسی اقچی (Oghchi) از سازند آیتامیر به ضخامت 1630 متر اندازه‌گیری و برداشت شده است. برش مطالعه‌شده با مختصات جغرافیایی "33 '25 º55 شرقی و عرض جغرافیایی "00 '45 º37 در بخش شرقی دشت گرگان و منتهی‌الیه بخش غربی حوضة رسوبی کپه‌داغ و در 35کیلومتری شمال شرق گنبد کاووس قرار دارد (شکل 1). برای بررسی ویژگی‌های میکروسکوپی ازجمله بافت، ترکیب و اجزای تشکیل‌دهندة رسوبات (پوسته‌های فسیلی، گلاکونیت، پیریت، فسفات و تشکیل‌دهنده‌های سیلیسی- آواری)، تعداد 140 مقطع نازک از سازند آیتامیر در برش مدنظر تهیه و مطالعه شده است. اختصاصات صحرایی شامل دانه‌بندی، طبقه‌بندی، فرم هندسی طبقات، ساخت‌های رسوبی، ماکروفسیل‌ها، نوع تماس بین طبقات و الگوی انباشتگی رسوبات به‌طور دقیق بررسی و ثبت شده است. رخساره‌های سیلیسی- آواری برمبنای کدبندی میال (Miall 2006) و ماسه‌سنگ‌ها براساس طبقه‌بندی فولک (Folk 1980) نام‌گذاری شده‌اند. با تلفیق اطلاعات به‌دست‌آمده از مطالعات میکروسکوپی و صحرایی، رخساره‌های سنگی (lithofacies) و مجموعه‌های رخساره‌ای (facies association) معرف زیرمحیط‌های یک سیستم رسوبی شناسایی و تفکیک شده‌اند و درنهایت مدل رسوبی سازند آیتامیر در غرب حوضة رسوبی کپه‌داغ تفسیر شده است.

 

یافته‌های پژوهش

رخساره‌های رسوبی (lithofacies)

رخسارة Sp (ماسه‌سنگ با طبقه‌بندی مورب مسطح): این رخساره از ماسه‌سنگ‌های خیلی دانه‌ریز تا دانه‌ریز با جورشدگی متوسط تا خوب و ذرات عمدتاً زاویه‌دار تا نیمه‌زاویه‌دار با طبقه‌بندی مورب مسطح کوچک تا متوسط‌مقیاس تشکیل شده است (شکل 4). طبقات ماسه‌سنگی به‌صورت ورقه‌ای‌شکل و معمولاً دارای مرز زیرین و بالایی مشخص مشاهده شده و ضخامت طبقات منفرد بین 7 تا 20 سانتی‌متر متغیر است. این رخساره به‌صورت میان‌لایه‌ای منفرد (عمدتاً در بخش زیرین سازند) یا انباشته‌شده (در بخش میانی و بالایی توالی) مشاهده شده است (شکل 2). کوارتزهای رسوبی، چرت و فلدسپات پتاسیم‌دار از اجزای اصلی تشکیل‌دهندة این رخساره‌اند. پتروفاسیس این رخساره از نوع کوارتز آرنایت، ساب لیت آرنایت تا ساب آرکوز است (شکل 4). کانی‌های درجازای گلاکونیت (تا 5 درصد)، فلدسپات و پیریت نیز در این رخساره مشاهده شده است (شکل 4). سیمان کلسیتی به فرم بلوکی درشت‌بلور و پویکیلوتاپیک زمینة سنگ را تشکیل می‌دهد (شکل 4). این رخساره ازجمله رخساره‌های معمول در توالی مطالعه‌شده است (شکل 2).

رخسارة Sm (ماسهسنگ توده‌ای): این رخساره شامل ماسه‌سنگ‌های خیلی دانه‌ریز تا دانه‌ریز با جورشدگی خوب تا متوسط و ذرات عمدتاً زاویه‌دار تا نیمه‌زاویه‌دار و بدون ساخت رسوبی است. طبقات ماسه‌سنگ به‌صورت ورقه‌ای‌شکل و با ضخامت بین 10 سانتی‌متر (عمدتاً در بخش زیرین توالی) تا بیش از 6 متر است (شکل 4). اجزای اصلی این رخساره، کوارتز تک‌بلورین، فلدسپات پتاسیم‌دار و چرت و اجزای فرعی بیوتیت، مسکویت، پیریت و گلاکونیت (عمدتاً کمتر از 2 درصد) است. فقط در یک افق تجمع زیادی از پلت‏های گلاکونیتی (40 درصد) همراه با خرده‌های فسیلی بلمنیت و دوکفه‌ای مشاهده شده است (شکل 4). پتروفاسیس این رخساره نیز از نوع کوارتز آرنایت، ساب لیت آرنایت تا ساب آرکوز است. سیمان کلسیتی به فرم بلوکی درشت‌بلور و پویکیلوتاپیک زمینة سنگ را تشکیل می‌دهد. این رخساره فراوان‌ترین رخسارة ماسه‌سنگی در توالی مطالعه‌شده است و در بخش بالای سازند عمدتاً به‌صورت انباشته‌شده و با ضخامت زیاد (تا 6 متر) مشاهده می‌شود (شکل 2).

رخسارة Shl (ماسهسنگ با لامیناسیون مسطح): وجود لامیناسیون موازی از اختصاصات این رخساره است (شکل 4A). این رخساره شامل ماسه‌سنگ‌های خیلی دانه‌ریز تا دانه‌ریز با جورشدگی خوب تا متوسط و ذرات عمدتاً زاویه‌دار تا نیمه‌زاویه‌دار است. طبقات ماسه‌سنگ به‌صورت ورقه‌ای‌شکل و با ضخامت بین چند سانتی‌متر تا 1 متر است (شکل 2). اختصاصات پتروگرافی این رخساره مشابه رخسارة Sm است. این رخساره نیز فراوانی نسبتاً خوبی در توالی مطالعه‌شدة سازند آیتامیر دارد (شکل 2).

رخسارة St (ماسهسنگ با طبقهبندی مورب تراف): این رخساره از ماسه‌سنگ خیلی دانه‌ریز تا دانه‌ریز با جورشدگی خوب تا متوسط و ذرات عمدتاً زاویه‌دار تا نیمه‌زاویه‌دار با ساخت رسوبی طبقه‌بندی مورب کوچک تا بزرگ‌مقیاس تشکیل شده است (شکل 5A). طبقات ماسه‌سنگ به‌صورت ورقه‌ای‌شکل و با ضخامت بین چند سانتی‌متر تا 5/1 متر است. اختصاصات پتروگرافی این رخساره مشابه رخسارة Sm است. این رخساره فراوانی کمی در توالی مطالعه‌شدة سازند آیتامیر دارد (شکل 2).

رخسارة Shcs: (ماسهسنگ با طبقهبندی مورب پشته‌ای): این رخساره از ماسه‌سنگ خیلی دانه‌ریز تا دانه‌ریز با جورشدگی متوسط و ذرات عمدتاً زاویه‌دار با ساخت طبقه‌بندی مورب پشته‌ای کوچک‌مقیاس تشکیل شده است (شکل 5B). سطح زیرین و بالای طبقات ماسه‌سنگی کاملاً مشخص است. اختصاصات پتروگرافی این رخساره مشابه رخسارة Sm است. این رخساره فراوانی نسبی در توالی مطالعه‌شده دارد و عمدتاً در تناوب با شیل‌های تیره مشاهده می‌شود.

رخسارة Fm (مادستون توده‌ای یا با لامیناسیون موازی ضعیف): این رخساره، فراوان‌ترین رخساره در توالی مطالعه‌شده است و از مادستون خاکستری تیرة توده‌ای یا دارای لامیناسیون موازی ضعیف (faint lamination) تشکیل شده است (شکل 5C). اجزای اسکلتی این رخساره شامل فرامینیفرهای پلانکتونیک، آمونیت، دوکفه‌ای و اکینودرم و اجزای غیراسکلتی متشکل از ذرات سیلیسی- آواری (تا 10 درصد)، گلاکونیت و فسفات اندک، پیریت به فرم خوشه‌ای و حجره پرکن (تا 10 درصد) است (شکل 5D,E). ضخامت واحدهای شیلی بین چند سانتی‌متر تا بیش از 150 متر (در بخش بالای توالی) در تغییر است (شکل 2).

 

 

شکل 2- ستون چینه‌شناسی و رخساره‌های رسوبی سازند آیتامیر در برش اقچی.

Fig 2- Stratigraphic succession and lithofacies of the Aitamir Fm. in the Oghchi locality.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3- A) مرز زیرین سازند آیتامیر با سازند سنگانه؛ B) مرز بالایی سازند آیتامیر با سازند آب دراز.

Fig 3- Lower boundary of the Aitamir Fm.; B) Upper boundary of the Aitamir Fm. with the Abderaz Fm.

 

شکل 4- A) رخساره‌های Sp و Shl که به‌صورت متناوب تکرار می‌شوند؛ B) مقطع میکروسکوپی رخسارة Sp متشکل از ماسه‌سنگ دانه‌متوسط با جورشدگی نسبتاً خوب؛ C) پلت‌های گلاکونیتی (فلش) در رخسارة Sp؛ D) سیمان کلسیتی پویکیلوتاپیک در رخسارة Sp؛ E و F) نمای دور و نزدیک از ماسه‌سنگ توده‌ای (رخسارة Sm) با تجمع گلاکونیت (g) و بلمنیت (b) در سطح زیرین لایه.

Fig 4- A) Alternation of the Sp and Shl lithofacies; B) Photomicrograph of the Sp facies, displayed by the relatively well sorted medium grained sandstone; C) Glauconitic pellets (arrows) in the Sp; D) Well sorted, v. fine grained sandstone (Sp) with poikilotopic calcite cement; E, F) Open and close views of the Sm with glauconites (g) and belemnites (b) concentration at the lower surface of the layer.

شکل 5- A) رخساره‌های St و Sp کوچک‌مقیاس و Shl در ماسه‌سنگ‌های نازک‌لایه؛ B) رخسارة Shcs با سطح زیرین و بالای مشخص؛ C) رخسارة مادستون تیره‌رنگ؛ D) فسیل آمونیت با تزئینات سطحی حفظ‌شده در رخسارة Fm؛ E) پیریت‌های خوشه‌ای (fr) و حجره پرکن (ch) فراوان در رخسارة Fm که نشان‌دهندة وجود شرایط نیمه‌احیایی/ احیایی در بستر رسوبی است.

Fig 5- A) Small scale St and Sp and Shl facies in the thin-bedded sandstone; B) Small scale Shcs with sharp boundaries; C) Dark mudstone facies; D) Ammonite with well preserved surface ornamentations; E) High concentration of the framboidal (fr) and chamber filling (ch) pyrites within dark calcareous shale (Fm) display development of the dysoxic/anoxic condition in the sedimentary substrate.

 

 

مجموعه‌های رخساره‌ای

رسوبات سازند آیتامیر در برش اقچی در چهار مجموعة رسوبی/ رخساره‌ای قرار می‌گیرند که هر مجموعه ضخامت چند متر تا چند ده متر دارد و معرف یک زیرمحیط از سیستم رسوبی است؛ مجموعة رخساره‌ای دور از ساحل (offshore, FA)، بخش انتقالی دور از ساحل (offshore transition, FB)، مجموعة رخساره‌ای بخش پایین حاشیة ساحلی (lower shoreface, FC) و مجموعة رخساره‌ای بخش میانی- بالای حاشیة ساحلی (middle-upper shoreface, FD)؛ (شکل 2 و جدول 1). شناسایی و تفکیک مجموعه‌های رخساره‌ای در توالی مطالعه‌شده برمبنای نسبت شیل به ماسه، اندازة ذرات ماسه، حالت متناوب و انباشته‌شدة طبقات ماسه‌سنگی (الگوی انباشتگی)، ضخامت لایه‌های ماسه‌سنگی و رخساره‌های غالب در هر مجموعه تعیین شده است (برای نمونه Hampson and Storms 2003; Dashtgard et al. 2010; Bhattacharya et al. 2011; Angulo and Buatois 2012; Zecchin and Catuneanu 2013; Peng et al. 2019; Degeai et al. 2020)؛ بر این مبنا مجموعة FA متشکل از واحدهای ضخیم شیل تیره با میان‌لایه‌های پراکنده از ماسه‌سنگ نازک‌لایة بسیار دانه‌ریز، مجموعة FB متشکل از شیل تیره با میان‌لایه‌های ماسه‌سنگ نازک‌لایة دانه‌ریز تا خیلی دانه‌ریز و رخساره‌های Sp و St و Shcs کوچک‌مقیاس، مجموعة FC متشکل از تناوب شیل و ماسه‌سنگ نازک تا متوسط‌لایة دانه‌ریز و رخساره‌های Sm، Shl و Shcs کوچک‌مقیاس و مجموعة FD شامل طبقات متوسط تا ضخیم‌لایة ماسه‌سنگ دانه‌ریز- متوسط انباشته‌شده (amalgamated) با رخساره‌های Sp و St بزرگ‌مقیاس،  Smو Shl است.

 

 

جدول 1- توصیف و تفسیر مجموعه‌های رخساره‌ای سازند آیتامیر.

Table 1- Facies associations description and interpretation of the Aitamir Formation.

Environment

Content

Physical, biogenic structures

Description

Facies association

Offshore

Low skeletal elements like echinoderms, brachiopods, ammonites, planktonic foraminifers, scattered glauconites, high framboidal pyrites, phosphates

Horizontal lamination, sandstone lenses, Chondrites

Massive to fissile, gray-dark mudstone

FA

Offshore transition

Scattered fossils, low glauconites

Horizontal lamination, small scale planar and trough cross beds, hummocky cross beds

Sandy gray mudstone intercalated with sharp based, thin-bedded v. fine- to fine-grained sandstone

FB

Lower shoreface

Scattered fossils like echinoderms, planktonic foraminifers, brachiopods, moderate glauconites

Horizontal lamination, small scale planar cross beds, HCS

Alternation of the sharp-based thin-medium-bedded v. fine- to fine-grained sandstone and gray mudstone

FC

Mid-upper shoreface

Scattered fossils like echinoderms, brachiopods, bivalves, low glauconites

Amalgamated planar cross-beds, large scale trough cross-bed, horizontal lamination

Amalgamated massive to thick-bedded v. fine- to medium-grained sandstone intercalated with thin-bedded sandy mudstone

FD

 

 

مجموعة رخساره‌ای دور از ساحل

توصیف: این مجموعة رخساره‌ای در برش مطالعه فراوانی چشمگیری دارد و متشکل از رخسارة شیل ماسه‌ای/ سیلتی خاکستری تیره- سبز با میان‌لایه‌های پراکندة ماسه‌سنگ و سیلتستون بسیار نازک‌لایة گلاکونیتی است (شکل 6A). سطح زیرین و بالای طبقات ماسه‌سنگ و سیلتستون مشخص و ناگهانی است (شکل 6A). در مقاطع میکروسکوپی، لامینه‌های ماسه‌ای- سیلتستونی با مرز زیرین مشخص و دانه‌بندی تدریجی یا به‌صورت تجمعات لنزی‌شکل مشاهده می‌شود (شکل 6A و B). پوسته‌های فسیلی شامل آمونیت، اکینودرم، بلمنیت و فرامینیفرهای پلانکتونیک مانند هتروهلیکس، اجزای اسکلتی اصلی موجود در رسوبات شیلی است (شکل 5D). آمونیت‌ها ممکن است به‌صورت سالم تا خردشده و با تزئینات سطحی مشاهده شوند. اثرفسیل‌ها عمدتاً از نوع کندریتس در رسوبات شیلی شناسایی شده است (شکل 6C). پیریت به فرم پرکنندة حجرات فرامینیفرها و دانه‌تمشکی (framboidal) (تا 10 درصد) و دانه‌های گلاکونیت و فسفات در این مجموعة رخساره‌ای معمول است (شکل‌های 5E و 6D). این مجموعة رخساره‌ای در ارتباط نزدیک با مجموعة بخش پایین حاشیة ساحلی و عمدتاً در بخش پایین سازند مشاهده می‌شود (شکل 2).

 

شکل 6- مجموعة رخساره‌ای دور از ساحل (FA). A) رخسارة شیل تیره‌رنگ با میان‌لایه‌های پراکنده از ماسه‌سنگ دانه‌ریز نازک‌لایه با مرز زیرین و بالایی مشخص که در اثر عملکرد امواج طوفانی ایجاد شده‌اند؛ B) سیکل‌های متوالی از لامینه‌های سیلتی- ماسه‌ای در رخسارة مادستون سیلتی با الگوی دانه‌بندی تدریجی و مرز زیرین مشخص و فرسایشی که نشان‌دهندة تشکیل آن با امواج طوفانی است؛ C) اثرفسیل کندریتس با درجة آشفتگی زیستی زیاد؛ D) تصویر SEM از پیریت‌های خوشه‌ای (فلش).

Fig 6- Offshore facies association (FA). A) Dark shale intercalated with thin bedded fine-grained sandstone with sharp lower and upper boundaries, formed by storm waves; B) Multiple cycles of the graded bedded and lower and upper sharp based silty-sandy lamination, developed during storm waves activity; C) Chondrites with high burrow index; D) SEM image of the framboidal pyrites.

 

 

تفسیر: اندازة دانه‌ریز و ضخامت زیاد این مجموعة رخساره‌ای، میزان کم رسوب‌گذاری را در یک بازة زمانی طولانی‌مدت و ته‌نشینی رسوبات را در یک موقعیت کم‌انرژی دور از ساحل در زیرحد موجسار طوفانی (storm wave base, SWWB) نشان می‌دهد (برای نمونه Aguirre et al. 2010; Peng et al. 2019). پوسته‌های فسیلی مانند آمونیت، هتروهلیکس و اکینودرم (که از انواع غیروابسته به نور است) این تفسیر را تأیید می‌کند. پوسته‌های فسیلی سالم با تزئینات سطحی در چنین شرایط کم‌انرژی‌ای حفظ شده‌اند (مانند Fursich et al. 2009, 2018). موقعیت عمیق این مجموعة رخساره‌ای و درنتیجه گردش آب اندک و میزان کم نفوذ نور موجب حاکمیت یک شرایط کم‌اکسیژن تا احیایی در این موقعیت رسوبی است که با وجود پیریت‌های خوشه‌ای و حجره پرکن، گلاکونیت و فسفات مشخص می‌شود (برای نمونه El-ghali et al. 2006, 2009; Amorosi et al. 2007; Amorosi 2012). در چنین شرایطی فقط ارگانیزم‌هایی که شرایط کم‌اکسیژن را تحمل می‌کنند قادر به فعالیت در بستر رسوبی بوده‌اند؛ این امر به توسعة اثرفسیل کندریتس منجر می‌شود که شاخص فعالیت رسوب‌خواری در شرایط کم‌اکسیژن است (برای مرور Angulo and Buatois 2012; Baniak et al. 2014; Sedorko et al. 2018; Rodríguez Tovar et al. 2019). لامینه‌ها و لایه‌های نازک ماسه‌سنگ و سیلتستون با مرز زیرین مشخص و دانه‌بندی تدریجی نشان‌دهندة فعالیت و اثرگذاری دوره‌ای امواج طوفانی در این موقعیت دور از ساحل است (برای نمونه Long and Yip 2009; Fursich et al. 2018). ایجاد چنین جریان‌های موقتی ممکن است همراه با تأمین اکسیژن و مواد غذایی به درون حوضة رسوب باشد که شرایط افزایش فعالیت‌های زیستی و کلونی‌شدن بستر را فراهم می‌آورد.

 

مجموعة رخساره‌ای انتقالی دور از ساحل

توصیف: این مجموعة رخساره‌ای در توالی مطالعه‌شدة سازند آیتامیر فراوانی کمی دارد و از مجموعه‌های با ضخامت 3-5 متر از تناوب ماسه‌سنگ دانه‌ریز- خیلی دانه‌ریز و سیلتستون نازک‌لایة ورقه‌ای‌شکل و شیل متورق خاکستری تیره تشکیل شده است (شکل 7). سطح زیرین و بالایی لایه‌های ماسه‌سنگی مشخص است (شکل 8A و B). به‌صورت پراکنده رخساره‌های Shl و Sp، St و Shcs کوچک‌مقیاس در طبقات ماسه‌سنگی مشاهده می‌شود (شکل‌های 5A، 7B و 8B). رسوبات این مجموعه ممکن است الگوی ضخیم‌شونده به طرف بالا را نشان دهند یا الگوی خاصی نداشته باشند (شکل 7A). جهت جریان قدیمه در این مجموعه به طرف جنوب- جنوب شرق است (شکل 2). این مجموعه معمولاً در بین شیل‌های بخش دور از ساحل قرار گرفته است (شکل 2).

تفسیر: حالت متناوب این مجموعه شامل لایه‌های نازک ورقه‌ای‌شکل ماسه‌سنگ و سیلتستون و مادستون نشان‌دهندة تشکیل این مجموعه در یک موقعیت بین حد موجسار آرام (که با ته‌نشینی مادستون همراه است) و موجسار طوفانی (که با ته‌نشینی لایه‌های ماسه‌سنگ مشخص می‌شود) در محیط حاشیة ساحلی است (برای نمونه Dashtgard et al. 2010; Peng et al. 2019; Degeai et al. 2020). ارتباط نزدیک این مجموعه با شیل‌های بخش دور از ساحل چنین موقعیت رسوبی را تأیید می‌کند (برای نمونه Dott and Bourgeois 1982; Cheel and Leckie 1993; Dashtgard et al. 2010; Degeai et al. 2020). رخساره‌های Shl و Shcs تأثیر فرایندهای طوفانی را در تشکیل این رسوبات نشان می‌دهد؛ در صورتی که رخساره‌های St و Sp کوچک‌مقیاس نشان‌دهندة فعالیت جریان‌های کششی و حمل‌ونقل رسوبات در شرایط غیرطوفانی است (Plink-Bjorklund 2019).

 

 


شکل 7- مجموعة رخساره‌ای بخش انتقالی دور از ساحل (FB). A) نمای باز از تناوب شیل خاکستری تیره و ماسه‌سنگ‌های بسیار نازک‌لایه که در بالای مجموعة دور از ساحل قرار گرفته است؛ B) رخساره‌های Shcs و Sp کوچک‌مقیاس در میان‌لایه‌های نازک‌لایة ماسه‌سنگ در بین شیل‌های تیره.

Fig 7- Offshore transition facies association (FB). A) open view of the alternation of the gray-dark shale and v. thin bedded sandstone at the upper part of the offshore association, B) small scale Shcs and Sp in the thin bedded sandstone, intercalated in the dark shale.

 

 

مجموعة رخساره‌ای پایین حاشیة ساحلی

توصیف: این مجموعة رخساره‌ای عمدتاً از توالی‌های ضخیم‌شونده از تناوب مادستون سیلتی خاکستری تیره و سیلتستون- ماسه‌سنگ گلاکونیتی دانه‌ریز تا خیلی دانه‌ریز و نازک‌لایه (3- 15 سانتی‌متر) تشکیل شده است (شکل 8C). طبقات ماسه‌سنگی- سیلتستون فرم هندسی ورقه‌ای‌شکل با امتداد جانبی زیاد و سطح زیرین و بالای مشخص دارد. رخساره‌های Shl و Sp و Shcs کوچک‌مقیاس در ماسه‌سنگ‌ها مشاهده شده است (شکل 8D, E). ماسه‌سنگ‌ها در اندازة خیلی دانه‌ریز تا دانه‌ریز هستند و جورشدگی متوسط- خوب دارند (شکل 4C). پوسته‌های فسیلی مانند اکینودرم، آمونیت، بلمنیت و فرامینیفرهای پلانکتونیک مانند هتروهلیکس آلوکم‌های اسکلتی موجود در مادستون‌های این مجموعه است. پیریت حجره پرکن و خوشه‌ای (تا 6 درصد)، گلاکونیت (تا 8 درصد)، فسفات و آشفتگی‌های زیستی نیز در این رسوبات معمول است (شکل 4C). آنالیز جهت جریان قدیمه با استفاده از ساختارهای جهت‌دار در این مجموعه نشان‌دهندة روند کلی به طرف بخش‌های جنوب- جنوب شرق است (شکل 2). این مجموعة رخساره‌ای در ارتباط نزدیک با مجموعة دور از ساحل است (شکل‌های 2 و 8C).

تفسیر: افزایش نسبت ماسه/ گل در این مجموعة رخساره‌ای نسبت به مجموعة FA نشان‌دهندة کاهش عمق آب در این مجموعة رسوبی است؛ اگرچه وجود مقادیر زیاد رخسارة مادستون تیره با ضخامت زیاد در تناوب با طبقات ماسه‌سنگ نازک‌لایه نشان‌دهندة تناوب دوره‌های کم‌انرژی و پرانرژی در موقعیت بخش پایین حاشیة ساحلی است (برای نمونه Bera et al. 2010; Aguirre et al. 2010; Peng et al. 2019). ارتباط نزدیک این مجموعه با رسوبات مادستون تیرة بخش دور از ساحل این موضوع را تأکید می‌کند. شرایط کم‌انرژی با گردش آب اندک و دوره‌ای به ته‌نشینی ضخامت زیاد رسوبات مادستون تیره حاوی پیریت، گلاکونیت و فسفات منجر شده است که حاکمیت شرایط کم‌اکسیژن را در زمان ته‌نشینی این رسوبات نشان می‌دهد (El-ghali et al. 2006, 2009). دوره‌های پرانرژی‌تر که با ته‌نشینی رسوبات ماسه‌سنگی با سطح زیرین مشخص همراه است، حاصل افزایش فعالیت امواج عمدتاً طوفانی و منطبق با افزایش میزان رسوب‌گذاری و در عین حال افزایش تأمین اکسیژن و مواد غذایی است (برای مرورHompson and Storms 2003; Aguirre et al. 2010; Bera et al. 2010; Plink-Bjorklund 2019). تأمین اکسیژن و مواد غذایی به درون حوضة رسوبی و بستر به افزایش فعالیت موجودات در محیط رسوبی منجر شده است که با وجود پوسته‌های فسیلی مانند آمونیت، اکینودرم و فرامینیفرهای پلانکتونیک مشخص می‌شود.

 

 


شکل 8- مجموعه‌های رخساره‌ای بخش انتقالی دور از ساحل (A-B) و پایین حاشیة ساحلی (C-E). A) مجموعه‌های ضخیم‌شونده از تناوب شیل تیره و ماسه‌سنگ‌های ورقه‌ای‌شکل نازک تا متوسط‌لایه با مرز زیرین و بالایی مشخص؛ B) ماسه‌سنگ‌های نازک- بسیار نازک‌لایه با لامیناسیون موازی (رخسارة ShlC) مجموعة ضخیم‌شوندة متشکل از شیل تیرة دور از ساحل و ماسه‌سنگ‌های نازک- متوسط‌لایة ورقه‌ای‌شکل پایین حاشیة ساحلی؛ D) رخساره‌های Shl و Sp و Shcs کوچک‌مقیاس در ماسه‌سنگ نازک‌لایه؛ E) رخسارة Shcs در طبقات ماسه‌سنگ متوسط‌لایه.

Fig 8- Offshore transition (A-B) and lower shoreface (C-E) associations. A) Thickening up-ward of the dark shale and thin-medium bedded sheet like sandstone alternation with lower and upper sharp boundaries of the sandstone beds; B) v.thin- thin bedded sandstone with horizontal lamination (Shl); C) Thickening up-ward package of the dark shale of the offshore and sheet like thin-thick bedded sandstone of the lower shoreface associations; D) Shl, small scale Sp facies and Shcs in the thin bedded sandstone; E) Shcs facies in medium bedded sandstone

 

مجموعة رخساره‌ای میانه- بالای حاشیة ساحلی

توصیف: این مجموعة رخساره‌ای که عمدتاً در بخش بالای توالی مطالعه‌شده گسترش دارد، بیشتر از طبقات ماسه‌سنگ ورقه‌ای‌شکل انباشته‌شدة (amalgamated) متوسط تا خیلی ضخیم‌لایه با دانه‌بندی ریز تا متوسط و جورشدگی متوسط تا خوب تشکیل شده است (شکل‌های 4B و 9). به‌صورت پراکنده لایه‌های بسیار نازک از مادستون ماسه‌ای- سیلتی نیز در این مجموعه مشاهده می‌شود. رخساره‌های رسوبی در این بخش شامل Sm، Shl و St و Sp بزرگ‌مقیاس و انباشته‌شده است (شکل 2 و 9A-D). مقادیر اندک پوسته‌های فسیلی شامل آمونیت، اکینودرم و فرامینیفرهای پلانکتونیک با درجة خردشدگی زیاد در این مجموعه وجود دارد. دانه‌های گلاکونیت، فسفات و پیریت در این مجموعه وجود دارد، هرچند به فراوانی مجموعه‌های دیگر نیست (شکل 9E). به‌صورت پراکنده آشفتگی‌های زیستی نیز مشاهده شده است. جهت جریان قدیمه در این مجموعه غالباً به طرف جنوب- جنوب شرق و به‌صورت فرعی به طرف شمال- شمال غرب است (شکل 2). این مجموعة رخساره‌ای در بالای مجموعة رخساره‌ای دور از ساحل قرار دارد (شکل 2).

تفسیر: ساختارهای رسوبی، اندازة درشت رسوبات و حالت انباشته‌شدة طبقات ماسه‌سنگ متوسط تا خیلی ضخیم‌لایه نشان‌دهندة کاهش شدید عمق آب و افزایش میزان رسوب‌گذاری و سطح بالای انرژی هیدرولیکی در موقعیت میانه تا بالای حاشیة ساحلی در بالای حد موجسار آرام است؛ جایی که فعالیت پیوستة امواج و جریان‌های دریایی وجود دارد و عمدة رسوبات به‌صورت کششی (traction) حمل و جابه‌جا می‌شوند (برای نمونهFolkestad and Satur 2008; Bera et al. 2010; Dashtgard et al. 2010; Baniak et al. 2014; Plink-Bjorklund 2019; Degeai et al. 2020). رخساره‌های St و Sp به ترتیب با مهاجرت دون‌های سه بعدی (3D) با خط‌الرأس سینوسی و دون‌های دو بعدی (2D) و در اثر مهاجرت امواج ماسه‌ای ایجاد شده است (برای نمونه Fabuel-Perez et al. 2009; Frohlich et al. 2010; Schwarz et al. 2011). در چنین موقعیت پرانرژی‌ای به دلیل وجود شرایط پراسترس فیزیکو- شیمیایی مانند میزان رسوب‌گذاری زیاد، آشفتگی بستر رسوبی و ستون آب و بستر رسوبی متحرک، فعالیت موجودات در محیط رسوب‌گذاری به‌شدت کاهش می‌یابد که با وجود پوسته‌های فسیلی پراکنده به حالت خردشده و آشفتگی‌های زیستی اندک مشخص می‌شود (برای نمونهAngulo and Buatois 2012; Baniak et al. 2014; Bayet- Goll et al. 2015; Rodríguez-Tovar et al. 2019). درجة زیاد خردشدگی پوسته‌های فسیلی و جورشدگی متوسط تا خوب ماسه‌سنگ‌ها نیز نشان‌دهندة انرژی هیدرولیکی زیاد در چنین موقعیتی در محیط رسوبی است (برای نمونه Sharafi et al. 2014, 2016; Bayet-Goll et al. 2015; Fursich et al. 2009; 2018 Rodríguez-Tovar et al. 2019). دوره‌های بسیار کوتاه‌مدت کاهش میزان رسوب‌گذاری و کاهش فعالیت امواج و جریان‌های دریایی به ته‌نشینی لایه‌های نازک رسوبات دانه‌ریز منجر می‌شود.

 

 


شکل 9- مجموعة میانه- بالای حاشیة ساحلی. A و B) رخساره‌های Shl و Sp انباشته‌شده در ماسه‌سنگ دانه‌ریز متوسط- ضخیم‌لایه که جهت‌های مختلف جریان قدیمه را نشان می‌دهند؛ C و D) نمای باز و نزدیک از رخسارة St بزرگ‌مقیاس و Shl در ماسه‌سنگ‌های دانه‌ریز- متوسط ضخیم‌لایه؛ E) پلت‌های گلاکونیتی (g) و فسفات (p) در ماسه‌سنگ دانه‌ریز؛ F) ماسه‌سنگ دانه‌ریز با جورشدگی متوسط- خوب و پتروفاسیس ساب آرکوز (f: فلدسپات پتاسیم).

Fig 9- Middle- upper shoreface association. A) Amalgamated Sp and Shl in the medium-thick bedded fine-grained sandstone, displayed by the bi-directional paleo-current; C, D) open and close views of the large scale trough cross bed and Shl of the thick- bedded fine-medium grained sandstone; E) Glauconitic pellets (g) and phosphate (p) in the fine-grained sandstone; F) medium-well sorted fine grained sandstone with subarkose petrofacies.

 

 

مدل رسوبی و عوامل کنترل‌کننده

ترکیب رسوبات (سیلیسی- آواری یا کربنات)، اندازة دانه (شیل، ماسه‌سنگ و کنگلومرا)، حالت و فرم هندسی طبقات رسوبی به‌ویژه در رسوبات سیلیسی- آواری، سطح تماس طبقات، حالت انباشتگی رسوبات و مجموعه‌های رسوبی و نوع مدل رسوبی توسعه‌یافته در یک حوضة رسوبی حاصل برهم‌کنش عوامل درون‌حوضه‌ای (authogenic) و خارج حوضه‌ای (allogenic) است (Catuneanu 2006; Long and Yip 2009; Angulo and Buatois et al. 2012; Baniak et al. 2014; Plink-Björklund 2019; Peng et al. 2019). فرایندهای رسوبی مانند امواج آرام و طوفانی، جزر و مد و جریان‌های به‌موازات ساحل (longshore current) به‌مثابة عوامل درون‌حوضه‌ای معمولاً بر ترکیب رسوبات، میزان رسوب‌گذاری، حالت لایه‌بندی و تا حدی الگوی انباشتگی مجموعه‌های رسوبی و تغییرات کوچک‌مقیاس در نوع مجموعه‌های رسوبی و رخساره‌های رسوبی و تافونومی پوسته‌های فسیلی و اثرفسیل‌ها در موقعیت‌های مختلف یک سیستم رسوبی تأثیر می‌گذارند (Catuneanu 2006). عوامل خارج حوضه‌ای مانند رژیم تکتونیکی، تغییرات جهانی سطح آب دریا و آب‌وهوا در مقیاس بزرگ‌تر بر حوضة رسوبی تأثیر می‌گذارند و تغییرات بزرگ‌مقیاس در میزان رسوب‌گذاری و الگوی انباشتگی توالی‌های رسوبی و نوع سیستم رسوبی را ایجاد می‌کنند (Folkestad and Satur 2008; Gawthorpe and Leeder 2000; Yoshida et al. 2007; Neto and Catuneanu 2010). رسوبات سازند آیتامیر در ناحیة دشت گرگان در سیستم رسوبی حاشیة ساحلی ته‌نشین شده که متشکل از چهار زیرمحیط دور از ساحل، بخش انتقالی دور از ساحل، پایین حاشیة ساحلی و میانه- بالای حاشیة ساحلی است (شکل 10). الگوی درشت‌شونده- ضخیم‌شوندة مجموعه‌های رسوبی که نشان‌دهندة افزایش پیوستة انرژی هیدرولیکی است و حالت ورقه‌ای‌شکل طبقات ماسه‌سنگی در توالی مطالعه‌شده (شکل 8A, C) از تعداد زیادی سیستم‌های رسوبی حاشیة ساحلی توسعه‌یافته در فلات‌های آواری در نقاط مختلف دنیا گزارش شده است (برای نمونهHampson and Storms 2003; Bera et al. 2010; Bhattacharya et al. 2011; Angulo and Buatois 2012; Zecchin and Catuneanu 2013; Baniak et al. 2014; Bayet-Goll et al. 2015; Peng et al. 2019; Plink-Björklund 2019). وجود دانه‌های گلاکونیت و پوسته‌های فسیلی شاخص دریای باز در کنار اختصاصات گفته‌شده، این سیستم رسوبی را از سیستم‌های دلتایی متمایز می‌کند؛ اگرچه ماسه‌سنگ‌های بخش پیشانی دلتا به‌ویژه در انواع زیر نفوذ امواج می‌تواند الگوی انباشتگی و فرم هندسی (ورقه‌ای‌شکل در ماسه‌سنگ‌ها) مشابه با سیستم حاشیة ساحلی داشته باشد (مانند Bhattacharya et al. 2011; Jorissen et al. 2018; Degeai et al. 2020)؛ اما از آنجایی که سایر بخش‌های سیستم دلتایی در توالی مطالعه‌شده شناسایی نشده است، سیستم رسوبی حاشیة ساحلی برای توالی سازند آیتامیر در ناحیة مطالعه‌شده در نظر گرفته شده است. در توالی مطالعه‌شده در بخش دور از ساحل توالی ضخیمی از مادستون‌های خاکستری تیره با مقادیر فراوان پیریت خوشه‌ای و حجره پرکن و اثرفسیل کندریتس مشاهده شده است که دورة طولانی‌مدت کاهش شدید میزان رسوب‌گذاری و انرژی هیدرولیکی، گردش آب اندک و حاکمیت شرایط کم‌اکسیژن تا احیایی در بستر رسوبی در حوضة رسوبی کپه‌داغ را نشان می‌دهد. در این مرحله حوضة رسوبی به حالت پرنشده (underfilled) مشخص می‌شود (Catuneanu 2006; Neto and Catuneanu 2010)؛ در این حالت، فضای رسوب‌گذاری ایجادشده با گسل‌ها که امتداد شمال غربی- جنوب شرقی دارند و در یک رژیم تکتونیکی کششی  (Afshar-Harb 1994؛ Bagheri and Stampfli 2008) توسعه داشته‌اند، از میزان تأمین رسوب به مراتب بالاتر بوده است؛ علاوه بر این با افزایش جهانی سطح آب دریا در زمان آلبین (Haq 2014) و غرق‌شدن بخش‌های عظیمی از نواحی کم‌عمق ساحلی در حوضة رسوبی کپه‌داغ که خود منشأ رسوبات آواری هستند، میزان ورود رسوبات دانه‌درشت به درون حوضه کاهش می‌یابد و در عین حال مناطق وسیع‌تری از حوضه را در معرض ته‌نشینی رسوبات دانه‌ریز قرار می‌دهد. با افزایش میزان رسوب‌گذاری متأثر از افزایش فعالیت‌های تکتونیکی، میزان ورود رسوبات دانه‌درشت به درون حوضه افزایش می‌یابد که این موضوع به تشکیل طبقات نازک تا ضخیم‌لایة ماسه‌سنگ و افزایش نسبت ماسه/ مادستون به‌تدریج در بخش‌های پایین تا بالای حاشیة ساحلی و ایجاد الگوی ضخیم‌شوندگی به طرف بالا منجر می‌شود. در این مرحله حوضة رسوبی به ترتیب پرشده (filled) تا بیش از حد پرشده (overfilled) بوده است (Catuneanu 2006; Neto and Catuneanu 2010). با کاهش عمق آب در این مرحله و توسعة بخش پایین تا بالای حاشیة ساحلی، بستر رسوبی به‌طور فزاینده‌ای متأثر از امواج قرار گرفته و افزایش میزان رسوب‌گذاری و انرژی هیدرولیکی به کاهش شدید فعالیت موجودات و درنتیجه فراوانی اندک پوسته‌های فسیلی و آشفتگی‌های زیستی (به‌ویژه در بخش میانه- بالای حاشیة ساحلی) در این بخش از محیط رسوبی منجر شده است (Bhattacharya et al. 2011; Angulo and Buatois 2012; Zecchin and Catuneanu 2013; Peng et al. 2019; Rodríguez-Tovar et al. 2019). درنهایت وجود طبقات ماسه‌سنگ با سطح زیرین و بالایی مشخص، لامیناسیون‌های ماسه‌ای و سیلتی با سطح زیرین مشخص و دانه‌بندی تدریجی و رخساره‌های مادستون ماسه‌ای- سیلتی و طبقه‌بندی مورب پشته‌ای نشان‌دهندة توسعة یک سیستم رسوبی حاشیة ساحلی زیر نفوذ امواج (wave- dominated) برای رسوبات سازند آیتامیر در ناحیة مطالعه‌شده است (Dashtgard et al. 2010; Bhattacharya et al. 2011; Angulo and Buatois 2012; Zecchin and Catuneanu 2013; Sharafi et al. 2014, 2016; Bayet-Goll et al. 2015; Jorissen et al. 2018; Peng et al. 2019). ساختار تکتونیکی و الگوی توسعة گسل‌ها در حوضة کپه‌داغ از عوامل کنترل‌کنندة بزرگ‌مقیاس در ایجاد سیستم حاشیة ساحلی زیر نفوذ امواج بوده است. گسل‌های ساختاری گسترش‌یافته در این حوضه روند شرق/ جنوب شرق- غرب/ شمال غربی است که این الگو موجب ایجاد ساختار ساحلی باز (open coast) منطبق با روند گسل‌ها می‌شود. در این حالت جریان‌های دریایی منتج از امواج، عامل اصلی جابه‌جایی و حمل‌ونقل رسوبات بوده است و بدین ترتیب با تشدید فعالیت امواج، سیستم/ مجموعه‌های رسوبی مرتبط با آن از نوع زیر نفوذ امواج تشکیل می‌شود (Folkestad and Satur 2008) که این ویژگی با عنوان کنترل یا اثر توپوگرافی (topographic effect/control) شناخته می‌شود (Richards 1991; Yoshida et al. 2007). درمقابل در سیستم‌های ساختاری نیمه‌گرابنی یا وجود گسل‌های عمود بر خط ساحلی در حوضة رسوبی به علت ایجاد توپوگرافی پناهگاهی (topographic sheltering) از فعالیت و قدرت امواج به‌شدت کاسته خواهد شد و فرایند رسوبی غالب از نوع جزر و مد خواهد بود (Richards 1991; Mellere and Steel 1996; Gawthorpe and Leeder 2000; Yoshida et al. 2007; Folkestad and Satur 2008).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 10- مدل رسوبی شماتیک سازند آیتامیر در ناحیة مطالعه‌شده که از نوع حاشیة ساحلی و شامل چهار زیرمحیط دور از ساحل، بخش انتقالی دور از ساحل، پایین حاشیة ساحلی و میانه- بالای حاشیة ساحلی است.

Fig 10- Shematic depositional model of the Aitamir Formation in the studied area which displays a shoreface system with four sub-environments include offshore, offshore transition, lower and mid- upper shoreface associations.

 

 

بررسی روند تغییرات ضخامت توالی‌های سازند آیتامیر و مجموعه‌های رسوبی در برش مطالعه‌شده در غرب حوضة رسوبی کپه‌داغ و برش‌های مرکزی مانند ناودیس‌های شیخ و بی‌بهره (Sharafi et al. 2012) نشان‌دهندة تغییر شدید ضخامت در یک روند کلی شرق- جنوب شرق به شمال- شمال غرب است (شکل 11C)؛ به‌طوری که در ناودیس‌های بی‌بهره و شیخ در بخش مرکزی حوضة کپه‌داغ ضخامت سازند آیتامیر به ترتیب 246 (برش پسکوه) تا 250 متر (برش گدگانلو) و 240 (برش شیخ) تا 290 متر (برش سرخزو) است؛ در حالی که ضخامت این سازند در بخش غربی حوضه مانند برش مقطع تیپ در روستای آیتامیر 1000 متر است و در برش اقچی به 1630 متر می‌رسد. چنین روندی به‌خوبی نشان‌دهندة افزایش فضای رسوب‌گذاری حاصل از فرونشینی در بخش‌های شمالی- شمال غربی حوضه است (شکل 11B)؛ علاوه بر این می‌توان این روند را منطبق با افزایش میزان تغییر شکل و بالاآمدگی در ناحیة‌ نزدیک‌تر به منشأ (شرق و جنوب شرق) و کاهش تأثیر آن در بخش‌های عمیق‌تر حوضه (شمال- شمال غرب) در نظر گرفت (Robert et al. 2014). افزایش میزان تأمین/ رسوب‌گذاری رسوبات آواری دانه‌درشت در بخش‌های شرقی که با طبقات ضخیم ماسه‌سنگ مشخص می‌شود، این موضوع را تأیید می‌کند. آنالیز جهت جریان قدیمه در مجموعه‌های ماسه‌سنگی نیز نشان‌دهندة یک روند اصلی به طرف جنوب- جنوب شرق برای ساختارهای جهت‌دار است که این موضوع با توجه به فرایند رسوبی غالب در این سیستم رسوبی که از نوع امواج دریایی است، موجه است و وجود ناحیة خشکی (hinterland) را در بخش جنوبی حوضه نشان می‌دهد.

افزایش نسبت رسوبات ماسه‌سنگ به شیل (در مقیاس کل توالی) و فراوانی گلاکونیت منطبق با روند یادشده نیز کاملاً مشهود است؛ به‌طوری که در برش‌های مرکزی فراوانی گلاکونیت در ماسه‌سنگ‌ها به‌طور میانگین 12- 15 درصد (ناودیس بی‌بهره) و 8- 14 درصد (ناودیس شیخ) و در برش اقچی به‌طور میانگین 6 درصد است. فرایند گلاکونیتی‌شدن برای توسعه به تأمین و تبادل یونی بین آب و رسوب نیاز دارد که این تبادل با گردش آب مناسب در یک محیط دریایی عمدتاً کم‌عمق مانند حاشیة ساحلی کنترل و تسهیل می‌شود (Amorosi et al. 2007; Amorosi 2012)؛ بدین ترتیب در حالت کلی افزایش عمق حوضة رسوبی در بخش‌های غربی- شمال غربی و شرایط طولانی‌مدت سکون در حوضه با گردش آب اندک در محیط رسوبی (که با وجود ضخامت زیاد شیل‌های تیره مشخص می‌شود) مانع تبادل یونی و توسعة فرایند گلاکونیتی‌شدن در برش مطالعه‌شده نسبت به برش‌های شرقی شده است. در همین زمینه، در برش‌های شرقی و مرکزی حوضة رسوبی کپه‌داغ، تجمعات فسیلی با تنوع فسیلی زیاد و حاوی مجموعه‌های فونی شاخص دریای باز و همچنین اثرفسیل‌های متنوع شناسایی شده است (مانند Sharafi et al. 2012) که به‌طور کلی نشان‌دهندة گردش آب مناسب و اکسیژن زیاد در ستون آب و بستر رسوبی است و موجب افزایش تولید و تکثیر موجودات حاضر در محیط رسوبی می‌شود. درمقابل در برش مطالعه‌شده تنوع و فراوانی پوسته‌های فسیلی و اثرفسیل‌ها به‌شدت کم است که این موضوع در کنار ضخامت زیاد شیل‌های تیره با اختصاصات بیان‌شده، جایگاه عمیق و شرایط غالب کم‌اکسیژن را برای رسوبات سازند آیتامیر در برش اقچی اثبات می‌کند. نتایج به‌دست‌آمده با نقشه‌های جغرافیای دیرینه برای حوضة خاورمیانه و ناحیة کپه‌داغ همخوانی دارد؛ به‌طوری که در بازة زمانی آلبین- سنومانین حوضة رسوبی کپه‌داغ با رسوبات و سیستم‌های رسوبی کم‌عمق تا عمیق با روند جنوب- جنوب شرق به شمال- شمال غرب مشخص می‌شود (شکل 11A)؛ (Philip and Floquet 2000; Wilmsen et al. 2013)؛ علاوه بر روند کلی بیان‌شده، تغییرات ضخامت شدید در برش‌های نسبتاً نزدیک به هم در سازند آیتامیر مشاهده می‌شود؛ برای نمونه در ناودیس شیخ دو برش شیخ و سرخزو با فاصلة حدود 7 کیلومتر تفاوت ضخامت زیادی دارند (240 متر برش شیخ و 290 متر برش سرخزو) یا برش مقطع تیپ با ضخامت 1000 متر و برش اقچی با ضخامت 1630 متر (شکل 11C). چنین تغییراتی نشان‌دهندة فضای رسوب‌گذاری متفاوت و به‌طور کلی وضعیت مورفولوژیکی به‌شدت متغیر در حوضة رسوبی کپه‌داغ است که عمدتاً از عناصر ساختاری و حالت هورست- گرابن و نیمه‌گرابنی متعدد گسترش‌یافته در این حوضه تأثیر پذیرفته است. در زمان ته‌نشینی سازند آیتامیر مورفولوژی به ارث رسیده از زمان بارمین به‌شدت بر توالی‌های رسوبی ته‌نشین‌شده در بخش‌های مختلف حوضة کپه‌داغ تأثیر گذاشته است. ازجملة این گسل‌ها که در بخش غربی کپه‌داغ توسعه داشته‌اند، سه گسل نابیا، آشخانه- تکل‌کوه و خور خود هستند (Bretis et al., 2012; Golafshani et al., 2020). دربارة ناحیة مطالعه‌شده دنبالة غربی گسل اصلی و طویل آشخانه- تکل‌کوه به برش مطالعه‌شده (اقچی) بسیار نزدیک است که ممکن است فضای رسوب‌گذاری را برای ته‌نشینی ضخامت زیاد رسوبات سازند آیتامیر در این ناحیه فراهم کرده و موجب تغییر ضخامت زیاد نسبت به برش تیپ آیتامیر شده باشد. با توجه به اینکه این دو برش فاصلة نسبتاً زیادی از هم دارند (حدود 35 کیلومتر)، اگرچه روند کلی تغییرات ضخامت از شرق به غرب حوضه رعایت شده است، در مقیاس محلی‌تر و در بخش غرب حوضه به مانند دو برش مرکزی بیان‌شده در ناودیس شیخ، تأثیر گسل آشخانه- تکل‌کوه موجب تغییر ضخامت زیاد این دو برش نسبت به یکدیگر شده است.

در پایان گفتنی است توسعة توالی ضخیمی از رسوبات مادستون خاکستری تیره با مقادیر زیاد پیریت و اثرفسیل کندریتس که نشان‌دهندة وجود شرایط کم‌اکسیژن تا احیایی در بستر رسوبی در زمان ته‌نشینی رسوبات سازند آیتامیر است، این رسوبات را (دست‌کم در برش‌های عمیق و حوضه‌ای) برای مطالعات اکتشاف هیدروکربن و به‌مثابة کاندیدای سنگ‌منشأ مطرح می‌کند.

 


شکل 11-  A) جغرافیای دیرینة ناحیة خاورمیانه شامل حوضة کپه‌داغ که نشان‌دهندة توسعة فلات‌های کم‌عمق تا عمیق است (Philip and Floquet 2000B) مدل جغرافیای دیرینة حوضة کپه‌داغ در زمان ته‌نشینی سازند آیتامیر (آلبین- سنومانین) که نشان‌دهندة یک روند عمیق‌شوندگی جنوب/ جنوب شرق- شمال/ شمال غرب و افزایش میزان فرونشینی منطبق با این روند است؛ C) انطباق ناحیه‌ای توالی‌های سازند آیتامیر که نشان‌دهندة تغییر شدید ضخامت مجموعه‌های رسوبی و افزایش واحدهای شیلی از جنوب شرق به شمال غرب منطبق با روند عمیق‌شوندگی حوضة رسوبی کپه‌داغ است.

Fig 11- A) Paleogeography map of the Middle Eat including Kopet- Dagh, which displays shallow to deep shelf development (Philip and Floquet 2000); B) Paleogeography model of Kopet- Dagh Zone during deposition of the Aitamir Fm. (Albian- Cenomanian) which displays a generally deepening trend from S-SE to N-NW and as well as an increase in subsidence in this direction; C) Regional correlation of the Aitamir successions, indicates considerable changes in the sedimentary package thickness and increase in shale packages from SE to the NW of the Kopet-Dagh Basin which is correlated with deepening trend in this basin.

 

نتیجه

رسوبات سیلیسی- آواری سازند آیتامیر (آلبین- سنومانین) در برش اقچی در ناحیة دشت گرگان شامل توالی ضخیمی از رسوبات شیل خاکستری تیره و ماسه‌سنگ‌های نازک تا بسیار ضخیم‌لایه است که در یک سیستم رسوبی حاشیة ساحلی زیر نفوذ امواج نهشته شده‌اند. چهار مجموعة رخساره‌ای شامل دور از ساحل، انتقالی دور از ساحل، پایین حاشیة ساحلی و میانه- بالای حاشیة ساحلی در این رسوبات شناسایی شده است. مجموعة دور از ساحل شامل توالی ضخیمی از شیل‌های متورق تیره‌رنگ حاوی پیریت خوشه‌ای است که ته‌نشینی در زیر حد موجسار طوفانی و شرایط کم‌اکسیژن را نشان می‌دهد. مجموعة انتقالی دور از ساحل شامل مجموعة ناجور سنگی از رخساره‌های Fm و Sp، Shl، St و Shcs کوچک‌مقیاس است. مجموعه‌های پایین و میانه- بالای حاشیة ساحلی به ترتیب متشکل از رخساره‌های Fm، Sp، Sm، Shl و Shcs کوچک‌مقیاس و Sm و Shl و St و Sp بزرگ‌مقیاس و انباشته‌شده است که درمجموع توالی‌های ضخیم‌شونده از تناوب شیل تیره و ماسه‌سنگ‌های نازک تا خیلی ضخیم‌لایه را تشکیل می‌دهند که الگوی تیپیک سیستم حاشیة ساحلی را نشان می‌دهد.

انطباق ناحیه‌ای توالی‌های سازند آیتامیر در حوضة رسوبی کپه‌داغ، افزایش تأثیر فرونشینی تکتونیکی را در ایجاد فضای رسوب‌گذاری و کاهش میزان رسوب‌گذاری/ تأمین رسوب را در بخش‌های شمال- شمال غربی نشان می‌دهد؛ علاوه بر این روند کلی، تغییرات شدید در ضخامت توالی‌های سازند آیتامیر حتی در فواصل کوتاه بیان‌کنندة تأثیر مورفولوژی به ارث رسیده حوضة رسوبی کپه‌داغ درنتیجة فعالیت گسل‌های نرمال در زمان کرتاسة میانی و ایجاد ساختارهای هورست و گرابنی و نیمه‌گرابنی متعدد بر فضای رسوب‌گذاری در بخش‌های مختلف حوضه است. روند شرق/ جنوب شرق- شمال/ شمال غرب گسل‌های ساختاری حوضة رسوبی کپه‌داغ موجب توسعة ساحل باز و تشدید فعالیت امواج در این حوضه در زمان آلبین- سنومانین شده که به ایجاد و گسترش مجموعه‌های رسوبی مرتبط با سیستم حاشیة ساحلی زیر نفوذ امواج انجامیده است. حضور مجموعه‌های رسوبی ضخیم از شیل تیره حاوی پیریت‌های خوشه‌ای و حجره پرکن نشان‌دهندة تشکیل آنها در بخش‌های عمیق حوضه و با شرایط کم‌اکسیژن است که این رسوبات را به‌مثابة رسوبات مستعد مطالعات اکتشاف هیدروکربن مطرح می‌کند.

Afshar-Harb A. 1994. Geology of the Kopet-Dagh Iran (in Persian). Geological Survey of Iran, Tehran, 265 pp.
Angulo S. Buatois L.A. 2012. Ichnology of an Upper Devonian-Lower Mississippian low-energy seaway: the Bakken Formation of subsurface Saskatchewan, Canada: assessing paleoenvironmental controls and biotic responses. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 315-316: 46-60.
Haq B.U. 2014. Cretaceous eustasy revisited. Global and Planetary Change 113: 44–58.
Kalantari A. 1987. Biofacies Map of Kopet Dagh Region. Exploration and Production. National Iranian Oil Company, Tehran.
Kkajehyazdi M. 2004. Petrology and sedimentary environment of the Aitamir Fm. (S Aghdarband), E Kopet-Dagh Basin. M.Sc. thesis, Ferdowsi University of Mashhad, 228p.
Mosavinia A. Wilmsen M. 2011. Cenomanian Acanthoceratoidea (Cretaceous Ammonoidea) from the Aitamir Formation (Koppeh Dagh, NE Iran): taxonomy and stratigraphic implications. Acta Geologica Polonica 61: 175–192.
Mosavinia A. Wilmsen M. Asghar Aryai A. Chahida M.R. Lehmann J. 2007. Mortoniceratinae (Ammonitina) from the Upper Albian (Cretaceous) of the Aitamir Formation, Koppeh Dagh Mountains, NE Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen 246: 83–95.
Noghabi M. 2006. Sequence stratigraphy of the Aitamir Fm. in the Mozdoran and shurijeh area and Gonbadli and Khangiran gas fileds. M.Sc. thesis, Ferdowsi University of Mashhad, 284p.
Philip J. Floquet M. 2000. Late Cenomanian. In: Dercourt, J., Gaetani, M., Vrielynck, B., Barrier, E., Biju-Duval, B., Brunet, M.F., Cadet, J.P., Crasquin, S., Sandulescu, M. (Eds.), Atlas Peri-Tethys palaeogeographical maps. CCGM/ CGMW, Paris. 129-136.
Saidi A. Andalibi M.J. Saidi A. 1993. Geological Map of Iran. 1:250,000 Series, Sheet No. H3, Gonbad-kavous. Geological Survey of Iran, Tehran.
Stocklin, J., 1968. Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52, 1229-1258.
Yoshida S. Steel R.J. Dalrymple R.W. 2007. Changes in depositional processes -an ingredient in a new generation of sequence-stratigraphic models. Journal of Sedimentary Research 77: 447–460.