ادغام داده‎‍های رسوب‌شناسی و ژئوشیمی ایزوتوپی برای درک چارچوب چینه‌نگاری سکانسی نهشته‎‍های ژوراسیک میانی–بالایی سازندهای سرگلو و نجمه در شمال ‌غرب کرمانشاه (ناحیۀ اورامان، برش‌های دودان و کزی)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 کارشناس ارشد رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی، دانشکدة علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایۀ زنجان، زنجان، ایران

2 استادیار دانشکدة علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایۀ زنجان، زنجان، ایران

3 استادیار، رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی ‏رسوبی، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه هرمزگان، بندرعباس، ایران

4 استادیار، گروه زمین ‏شناسی، دانشکدة علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

5 استادیار، گروه زمین‏ شناسی، دانشکدة علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

چکیده

در این مطالعه با ادغام داده‎‍های رسوب‌شناسی از مطالعات صحرایی و پتروگرافی همراه با داده‎‍های ژئوشیمی ایزوتوپی، چارچوب چینه‎‍نگاری‎‍ سکانسی سازند سرگلو و نجمه در ناحیۀ اورامانات از شمال‎‍ غرب کرمانشاه بررسی شده‎‍اند. سه سکانس رسوبی از نوع T/R facies cycles شامل TR1 تا TR3 در نهشته‎‍های سازند سرگلو شناسایی شده است. وجود شیل‎‍های تیرۀ غنی از مواد آلی و آهک‎‍های بیتومین‎‍دار در سکانس‎‍های TR1 تا TR3 همراه با مقادیر سبک‌تر δ13C، به‌ویژه پیک‎‍های ناگهانی و منفی در بخش‎‍های مرتبط با بخش حوضه/شلف خارجی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو، نشان می‎‍دهد فضای تجمع سازند سرگلو گسترش بالایی داشته و در اورامانات، این حوضه دارای فضای رسوب‎‍گذاری نسبتاً بالا بوده و قابلیت ایجاد توالی‎‍های دریایی عمیق را به‌ویژه در طول گستره‎‍های تراز پیش‌رونده (TST) داشته است. سه سکانس رسوبی نیز از نوع T/R facies cycles شامل TR4 تا TR6 در نهشته‎‍های سازند نجمه شناسایی شده است. تکامل روند رخساره‎‍ای، طرح برانبارش و معماری داخلی سکانس‎‍های TR4 تا TR6 همراه با پیک‎‍های مثبت دوره‎‍ای در مقادیر δ13C، از وجود فضای تجمع کم رسوب‎‍گذاری در این سازند حکایت دارد. در مرز سازند سرگلو و نجمه، مقادیر δ18O یک پیک ناگهانی و مثبت را نشان می‎‍دهد که احتمالاً ناشی از تغییر شرایط اقلیمی در مرز ژوراسیک میانی و بالایی در مقیاس محلی بوده باشد. انطباق خوب دسته‌رخساره‌های TST و RST و ژئوشیمی ایزوتوپ کربن 13 (δ13C) حاکی از آن است که نوسانات سطح آب دریا به‌عنوان مکانیسم اصلی، به تغییر مقادیر δ13C در طول ته‎‍نشینی سازندهای سرگلو و نجمه منجر شده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Integrating sedimentologic data and stable isotope geochemistry to comprehend the sequence stratigraphic framework of the Middle–Upper Jurassic Sargelu and Najmah formations in NW Kermanshah (Howramanat, Dowdan and Kezi sections)

نویسندگان [English]

  • Milad Imani Seginsara 1
  • Aram Baetgoll 2
  • Mehdi Daraei 2
  • Mahmoud Sharafi 3
  • Meysam Isanejad 1
  • Afshin Zohdi 4
  • Javad Rabbani 5
1 Graduate student of Sedimentology and Sedimentary Petrology, Institute for advanced studies in basic sciences (IASBS), Zanjan, Iran
2 Assistant professor, Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Zanjan, Iran
3 Assistant professor, Department of Geology, Faculty of Science, University of Hormozgan, Bandar Abbas, Iran
4 Assistant professor, Department of Geology, Faculty of Science, University of Zanjan, Zanjan, Iran
5 Assistant professor, Department of Geology, Faculty of Science, University of Zanjan, Zanjan, Iran
چکیده [English]

Abstract
In this study, by integrating sedimentologic data with geochemical data, the sequence stratigraphy framework of the Sargelu and Najmah formations in the Hawraman region of NW Kermanshah were studied. Three depositional sequences of the type “T/R facies cycles” including TR1–TR3 were recognized in the Sargelu Formation. The occurrenceof dark, organic-rich shale and bituminous limestone in these sequences together with depleted δ13C values with some striking negative excursionsin intervals with outer shelf/basin facies indicates a rapidly enhancing accommodationspace during the development of these depositional sequences leading to the prevalenceof deep marine deposition, particularly during the transgressive systems tracts (TSTs). In addition, three other T/R facies cycles were recognized in the Najmah Formation. Facies stacking patterns and internal architecture of these depositional sequences along with the existence of peaks in the δ13C to heavier values suggests their deposition during limited accommodationspace. At the contact between the Sargelu and Najmah formations, there occurreda positive peak in δ18O, which most likely is an indication of a local climate change at the Middle-Late Jurassic interface. The correlation of depositional trends of the TST and RST with that of δ13C may show that eustatic acted as the main control on the variations of δ13C.
Keywords: Geochemical stable isotope, Sequence stratigraphy, Sargelu Formation, Najmah Formation, Jurassic.
 
 
Introduction     
Following the Late Permian rifting, passive margin platforms are formed on the margins of Neotethys during the Jurassic and Cretaceous, which are mainly associated with the contemporaneous Sargelu (or Hawraman), Arabia, Rub AlKhali, Garau and Bab intrashelf basins (Ziegler 2001). Hawraman or Avroman is a mountainous region located within the provinces of Kurdistan and Kermanshah in western Iran and in north-eastern Kurdistan Region of Iraq (Biglari and Shidrang, 2019). The Middle-Upper Jurassic successions of the Hawraman intrashelf basin studied crop out in the present Hawraman region in NW Iran and form part of the NW sector of the Zagros Mountain belt. The Bajocian to Tithonian units in the Hawraman intrashelf basin (Sargelu, Najmah and Gotnia formations) roughly coincide with mega-sequence AP7 of Sharland et al. (2001). Correlations of the Sargelu and Najmah formations to their stratigraphic equivalents in the Arabian Plate based on maximum flooding surfaces indicate that the Sargelu Formation in Iran, Iraq and Kuwait is equivalent to the Dhruma Formation in Saudi Arabia, and the Araj Formation in Qatar and the United Arab Emirates. The Najmah Formation in the western–southwestern and the central part of Iraq changed to the Neocalekan Formation. Also, the formation is correlated to the Arab, Hanifa, and Tuwaiq Limestone formations in Saudi Arabia and Diab Formation in Qatar and United Arab Emirates. Also, the Gotnia Formation is equivalent to the Hith Formation in Saudi Arabia and the outer regions of the Arabian Plate. The hemipelagic nature of the sediments of the Sargelu Formation with massive to laminated black shale layers with thin to thick-bedded Bositra limestones in the Hawraman region, constitute a good context for carbon and oxygen isotope studies. This kind of sediment is suitable for using isotopes in interpreting the depositional history and palaeogeography of sedimentary successions. Studies of the stable oxygen and carbon isotopic compositions of biotic and abiotic components in the Sargelu and Najmah formations have been used to understand changes in seawater isotopic composition, depositional history of cyclic sequences and the Jurassic tectono-depositional processes of the northern passive margin of the Arabian Plate along the western edge of Neotethys.
 
Materials & Methods
The study area in NW Iran is located in the High Zagros zone according to this classification. Detailed fieldwork was conducted at two well-exposed outcrop sections, including Dudan (35°01'01.6"N; 46°11'14.6"E) and Kezi (34°51'50.6"N; 46°08'25.1"E). In this study, facies determination is based on field observations of sediment texture and structures and petrographic analysis of thin sections (230 sections). In the studied successions, geometry, lateral continuity, sedimentary trend, the vertical stacking of genetically related facies and facies associations and prominent stratigraphic surfaces (representing sharp shifts in sedimentation) were examined to define meter-scale cycles (from a few dm- to a few m-thick) that are used for the identification of depositional sequences, systems tracts, and sequence boundaries. Thirty-nine samples were analyzed for carbon and oxygen stable isotopes. The analyses were performed in the Friedrich-Alexander Universität Erlangen-Nürnberg (FAU).
 
Discussion of Results & Conclusions
The carbonate successions of the Sargelu are divided into four facies association consisting of the deep marine basin, slope, outer shelf, and middle shelf, which are interpreted as being deposited in an intrashelf basin. Moreover, the sedimentological dataset documented for the Najmah allowed the recognition of three facies associations, which are interpreted as deposited in a carbonate platform with ramp geometry, from deep subtidal, shallow subtidal to intertidal-supratidal facies associations. The Sargelu and Najmah formations consist of six depositional sequences representing T–R cycles: three T/R facies cycles (TR1–TR3) in the Sargelu Formation and three T/R facies cycles (TR4–TR6) in the Najmah Formation. Supplementary studies on stable isotopes of oxygen and carbon (δ13C and δ18O) in order to reconstruct depositional environment conditions, paragenetic sequence and sequence stratigraphic framework for the Sareglu and Najmah formations in the Doudan section indicate the strong effect of meteoric diagenesis or meteoric water influx on the strata of the studied formations. The negative peak of the carbon isotope corresponds to the maximum flooding surface (MFS) in the sequence stratigraphic framework. Also, the negative trend in carbon isotope may correspond to the transgressive systems tract (TST) whereas the positive trend in carbon isotope corresponds to the regressive systems tract (RST). The relationship between the systems tracts and δ13C implies that sea-level fluctuations would have been the main mechanism controlling the fluctuations of carbon isotopes. The major geological structures observed in northwestern Iran with intrashelf Sargelu Formation basin (ISB), indicate the presence of an extensional pulse. According to the evidence of the Hawraman intrashelf basin (Bayet-Goll et al. 2022), the presence of syn-sedimentary faults, unconformities, growth geometries, and facies distribution among Jurassic successions (early to late) supports the presence of this extensional pulse. According to Bayet-Goll et al. (2022), this pulse reaches its maximum in the Toarcian and causes tectonically driven drowning of the long-lived Triassic to Early Jurassic carbonate platform and facies change from shallow-water carbonate platforms (Sehkaniyan Formation) to deep-water basins. It seems that the physiography of the sedimentary basin of NW Iran is related to troughs and swells in the western margins of Neotethys as a result of tectonic subsidence and sea-level change factors. Logically, such changes can cause extensive changes in the marine current dynamic, trophic conditions and oxygenation degree of the Sargelu sedimentary basin, thus such factors can affect environmental conditions, carbonate production and the activity or inactivity of the benthic community in this area. Consequently, it can be expected that the evolution of the depositional environments in the tectonically controlled (Hawraman) intrashelf basin with the Sargelu, Najmah and Gotnia formations are controlled by eustatic and tectonic factors.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Geochemical stable isotope
  • Sequence stratigraphy
  • Sargelu Formation
  • Najmah Formation
  • Jurassic

اصل مقاله

مقدمه

چینه‎‍نگاری سکانسی، تجزیه و تحلیل توالی‎‍های رسوبی در پاسخ به تغییرات سطح اساس (نوسانات سطح نسبی آب دریا) و روندهای رسوبی است که حاصل این تغییرات، ایجاد فضای رسوب‌گذاری[1] و نهشت[2] است که در اکتشاف رکوردهای زمین‎‍شناسی، از مقیاس محلی تا جهانی اهمیت دارد و برای بهبود جنبۀ اکتشاف اقتصادی و تولید منابع به کار برده می‌شود (Catuneanu 2006; Bayet-Goll et al. 2014, 2018a). استفاده از داده‎‍های رسوب‌شناسی و رخساره‎‍ای، سطوح چینه‎‍نگاری‎‍ سکانسی، دسته‎‍های رخساره‎‍ای و سکانس‎‍های موجود در نهشته‌های ژوراسیک زاگرس، به‌خصوص توالی‌های کمتر مطالعه‌‌شدۀ این پژوهش، سبب درک بهتر ما از چگونگی تشکیل واحد‎‍های چینه‎‍نگاری، رخساره‎‍ها و ارتباط زمانی و فضایی ‌آنها با واحدهای هم‌ارز در ورقۀ عربی می‎‍شود.

ژئوشیمی ایزوتوپ‌های پایدار، روش معمول برای بیان مقادیر یا ترکیب ایزوتوپی توالی‌های رسوب‌گذاری است. در چینه‎‍نگاری ایزوتوپ‎‍های پایدار، با استفاده از مقادیر ایزوتوپی کربن (δ13C) و اکسیژن (δ18O) می‎‍توان سطوح مختلف حوادث، ازجمله حوادث بی‎‍هوازی اقیانوسی[3] را شناسایی کرد که به‌صورت جهانی و محلی در طی ژوراسیک رخ داده است (Sharafi et al. 2022a). این حوادث از مهم‌ترین عوامل در شکل‎‍گیری سازندهای حاوی شیل آهکی سیاه غنی از مواد آلی در طی زمان زمین‎‍شناسی، به‌خصوص دورۀ ژوراسیک به شمار می‎‍آید (Andrieu et al. 2016). در طی این حوادث که با شیفت به‌سمت مقادیر منفی و ناگهانی ایزوتوپ کربن و اکسیژن مشخص می‎‍شود، غنی‌شدگی در کربن آلی رسوبی رخ داده و رخداد آن ارتباط مستقیم با تغییرات در سطح نسبی آب دریاها و یوستازی داشته است؛ بنابراین، فرضیه‎‍ای مرتبط با افزایش سطح نسبی آب دریاها و یا فرونشینی در کف بستر حوضۀ رسوب‌گذاری در طی این حوادث مطرح می‌شود (Svensen et al. 2007; Wierzbowski 2015; Robinson et al. 2017). علاوه بر این، از ژئوشیمی ایزوتوپی می‌توان در راستای مطالعات تکمیلی دربارۀ حوادث اقلیمی دیرینه در چارچوبی از تکامل حوضه‌ای و چینه‌نگاری سکانسی استفاده کرد.

اگرچه مطالعات اکتشافی در بخش‎‍های جنوب و جنوب‎‍غربی ایران در راستای محیط رسوب‌گذاری، چینه‎‍نگاری سکانسی و ژئوشیمی رسوبی توالی‎‍های مختلف زمین‎‍شناسی، ازجمله توالی‎‍های ژوراسیک میانی در ناحیۀ فروافتادگی دزفول و لرستان فراوان‌اند (James and Wynd 1965; Beydoun et al. 1992; Bordenave and Burwood 1995; Setudenia 1978; Bordenave and Herge 2010)، مطالعاتی بر توالی‎‍های ژوراسیک میانی–بالایی شمال ‎‍غرب کرمانشاه در ناحیۀ اورامانات صورت نگرفته است؛ بنابراین نیاز است که پژوهش‌هایی بر توالی‎‍های این منطقه نیز برای درک توزیع سیستم‎‍های هیدروکربنی در زاگرس ایران صورت گیرد، به‌ویژه آنکه ارتباط زمانی-مکانی نهشته‌های ژوراسیک نواحی اشاره‌شده با هم‌ارز‌های زمانی خود، در دیگر بخش‌های زاگرس و نیز ورقۀ عربی چندان روشن نیست و مطالعات بیشتری برای فهم این ارتباط، ضروری به نظر می‌رسد.

در این پژوهش با توجه به ادغام داده‎‍های ژئوشیمی ایزوتوپی، چینه‎‍شناسی و رسوب‎‍شناسی، به بازسازی و فهم شرایط محیط رسوب‌گذاری و چارچوب چینه‎‍نگاری سکانسی در تشکیل توالی‎‍های سازند سرگلو، نجمه و گوتنیا به‎‍عنوان یک سیستم هیدروکربنی احتمالی پرداخته شده است. به بیانی دیگر، این پژوهش تلاش دارد تا توزیع احتمالی یک سیستم هیدروکربنی را در منطقۀ مطالعه‌شده، در پاسخ به تغییرات شرایط محیطی در زمان و مکان مشخص کند.

 

زمین‎‍شناسی عمومی ناحیۀ اورامانات

نهشته‌های ژوراسیک زاگرس، به‌عنوان بخشی از رسوبات اقیانوس نئوتتیس، در شرایط رسوبی کاملاً متفاوتی با دیگر نواحی ایران بر جای گذاشته شده است و به همین سبب رخساره‌های سنگی و زیستی آنها متفاوت از دیگر نواحی ایران است (Bayet-Goll et al. 2022a). در این راستا، در گسترۀ وسیعی از زاگرس، نهشته‌های ژوراسیک در همه‌جا رخسارۀ یکسانی ندارد؛ به‌طوری که می‌توان این رسوبات را به سه‌گروه مجزا با سه رخسارۀ متفاوت زیر تقسیم کرد (Motiei 1993): 1) رخساره‌های تبخیری دریای کم‌ژرفا که به‌ویژه در لرستان و در نزدیکی مرز عراق نهشته‌ شده و فاقد رخنمون سطحی‌اند؛ 2) رخساره‌های کربناتۀ دریایی ژرف که در زاگرس چین‌‌خورده، به‌ویژه سکوی کربناتۀ فارس نهشته شده‌اند؛ 3) رخساره‌های کربناته–رادیولاریتی دریایی ژرف، که نشان‌دهندۀ بخش‌های ژرف زاگرس رورانده، به‌ویژه در دو ناحیۀ نیریز و کرمانشاه، به‌ویژه شمال غرب کرمانشاه در ناحیۀ اورامانات بوده‌اند و به‌صورت فلس‌های رانده‌شدۀ نابرجا رخنمون دارند. با توجه به این سه رخساره، نهشته‌های ژوراسیک زاگرس را می‌توان در سه ناحیۀ لرستان، فارس و زاگرس مرتفع از یکدیگر تشخیص داد. در این مطالعه از تغییرات تنوع، فراوانی و نوع فوناهای سازندۀ رخساره‎‍های شناسایی‌شده برای تفکیک و بررسی تفاوت زیرمحیط‎‍های رسوبی مختلف در نهشته‌های رسوبی سازند سرگلو در حوضۀ زاگرس استفاده می‎‍شود.

از دیدگاه چینه‌شناسی و ساختاری، ناحیۀ اورامانات در زاگرس مرتفع قرار گرفته است. اورامان یا هورامان (به کردی: هه‌ورامان) نام منطقه‌ای کوهستانی در غرب ایران و شرق اقلیم کردستان عراق است. منطقۀ هورامان که منظر فرهنگی آن در میراث جهانی یونسکو به ثبت رسیده ‌است، ۴۰۹ هزار هکتار وسعت دارد که شامل دو بخش شمالی و جنوبی هورامان در دو استان کرمانشاه و کردستان می‌شود و بخش جنوبی آن چهار شهرستان روانسر، جوانرود، پاوه و ثلاث باباجانی و بخش شمالی آن دو شهرستان مریوان و سروآباد را در بر می‌گیرد. در این مطالعه، نهشته‎‍‎‍های ژوراسیک میانی و بالایی بخش جنوبی اورامان بررسی می‌شود.

سازند سرگلو به سن ژوراسیک میانی، در شمال‌ غرب کرمانشاه (اورامان) با ضخامت حدود 70متر در هردو برش مطالعه‌شده و لیتولوژی شیل آهکی متورق سیاه[4] غنی ‎‍از مادۀ آلی، به همراه میان‎‍لایه‎‍های مارن شناسایی می‌شود. این سازند در بخش قاعده توسط یک مرز با ناپیوستگی هم‌شیب، از توالی‌های ژوراسیک زیرین سازند سه‌کانیان متمایز می‌شود (شکل‎‍ 1، b, c)؛ همچنین، سرتاسر این سازند حاوی فسیل‎‍هایی از گونه‎‍های دوکفه‎‍ای (پوزیدونیا[5]) است. در بخش‎‍های قاعده‎‍ای–میانی، این سازند حاوی چرخه‎‍هایی به‌سمت بالا ضخیم‎‍شونده، متشکل از لیتولوژی سنگ‎‍ آهک لایه‎‍ای تا موجی و در برخی موارد به‌صورت توده‎‍ای، به‌همراه میان‎‍لایه‎‍هایی از شیل آهکی و مارن‎‍های آهکی سیاه و غنی از مواد آلی است. به‌سمت بخش‎‍های فوقانی سازند سرگلو، به‌تدریج از ضخامت و گستردگی شیل آهکی ‎‍سیاه کاسته و به سنگ ‎‍آهک با میان‌لایه‎‍هایی از چرت و شیل آهکی قرمزرنگ تبدیل می‌شود. این میان‎‍لایه‎‍های چرت و شیل آهکی به‌صورت نواری (در اصطلاح، باندل[6]) نسبت‌به یکدیگر قرار گرفته‎‍اند (Imani Seginsara 2022).

سازند نجمه به سن ژوراسیک بالایی در این نواحی به‌صورت یک مرز با ناپیوستگی هم‌شیب از سازند پایینی خود (سرگلو) متمایز شده است. ضخامت این سازند در منطقۀ پاوه (برش دودان) به بیش از 115متر می‎‍رسد، در حالی ‎‍که این سازند در منطقۀ جوانرود (برش کزی) با کاهش ضخامت به کمتر از 20متر می‎‍رسد (شکل‎‍ 1، b, c).

سازند نجمه متشکل‎‍ از چرخه‎‍هایی به‌سمت بالا ضخیم‎‍شونده و کم‌عمق‌شونده و لیتولوژی این سازند در قاعده به‌صورت چرخه‌های چندمتری شیل آهکی–سنگ ‎‍آهک با ساختار خطی تا استروماتولیتی است که به‌سمت بالا به شیل ‌آهکی–آهک دولومیتی و در بالاترین بخش، به دولومیت‎‍های توده‎‍ای تبدیل می‎‍شود. مهم‌ترین محتوای فسیلی این سازند، که شاخصۀ سن ژوراسیک بالایی این سازند است، به شکل قالب‎‍هایی از آمونیت است (Imani Seginsara 2022). سازند نجمه در منطقۀ پاوه، در قسمت‎‍های فوقانی خود توسط یک ناپیوستگی هم‌شیب، به سازند گرو[7] به سن کرتاسۀ زیرین تبدیل می‎‍شود (شکل‎‍ 1، b). با این حال، سازند نجمه در منطقۀ جوانرود، توسط یک افق برشی‎‍شده[8] (سازند گوتنیا)، از توالی‎‍های بالایی (سازند گرو) متمایز شده است (شکل‎‍ 1، c؛ Imani Seginsara 2022).

 

مواد و روش مطالعه

ابتدا با قراردادن نقشۀ زمین‌شناسی اورامان[9] بر تصویر ماهواره‎‍ای منطقه (شکل‎‍ 1، a)، برش‎‍های مدنظر برای انجام مطالعات چینه‎‍شناسی و صحرایی تعیین شد. مطالعات صحرایی برش‎‍های مدنظر شامل برداشت‎‍های لیتولوژی و سنگ چینه‎‍ای، بافت و ساخت‎‍های رسوبی، ژئومتری یا هندسۀ واحدها، بررسی محتویات فسیلی، شناسایی رخساره‎‍های سنگی، ضخامت ظاهری، بررسی روند چرخه‎‍های رسوبی و برداشت سیستماتیک نمونه‎‍های سنگی است که طی این مرحله نزدیک به 230نمونه سنگی از برش‎‍های مطالعه‌شده (برش کزی تعداد 85، برش دودان تعداد 145نمونه سنگی) برداشت شد. در این مطالعه همچنین، بررسی خصوصیات پتروگرافی (طبقه‎‍بندی و نام‌گذاری رایج برای سنگ‎‍های کربناته براساس دانهام (Dunham 1962))، در ادغام با مطالعات صحرایی برای شناخت ویژگی‎‍های رخساره‌ای و تعیین کمربند‎‍های رخساره‎‍ای (براساس مدل‎‍های رمپ و شلف‎‍ کربناتۀ فلوگل (Flügel 2004) و ارائۀ مدل‎‍های محیط رسوب‌گذاری به کار گرفته شده است.

علی‌رغم روش‎‍های متنوع و مرسومی که برای انجام مطالعات چینه‎‍نگاری سکانسی توالی‎‍های رسوبی کربناته و سیلیسی آواری به کار برده می‎‍شود، با این حال در این مطالعه، به‌دلیل شرایط محیط‎‍ رسوب‌گذاری کاملاً متمایز سازندهای سرگلو و نجمه، به‌ویژه مرزهای سکانسی با رخنمون‎‍های تحت‌الجوی و یا وجودنداشتن نهشته‎‍های دسته‌رخسارۀ تراز پایین (Lowstand system tract) و گستردگی متغیر توالی‎‍ها در برش‎‍های مطالعه‌شده، از روش چینه‎‍نگاری سکانسی امبری و یوهانسن (Embry and Johannessen 2017) برای تعیین دسته‎‍های رخساره‎‍ای (سیستم تراکت‎‍ها)[10] و سطوح چینه‎‍نگاری سکانسی[11] سازندهای سرگلو و نجمه استفاده شده است. در این روش برای تعیین سکانس‎‍های رسوب‌گذاری، از اصطلاح T–R (پیش‌روی – پس‌روی) استفاده می‌شود. همچنین، سکانس‎‍های رسوب‌گذاری شامل دو سیستم تراکت پیش‌رونده[12] (TST) و سیستم تراکت پس‌رونده[13] (RST) است. سطوح چینه‎‍نگاری سکانسی نیز به دو سطح بیشینۀ غرقابی[14] (MFS) و سطح بیشینۀ پس‌روی[15] (MRS) تقسیم‎‍بندی می‌شود (Embry and Johannessen 2017). تعیین نوع سیستم تراکت در روش T–R براساس کنتاکت لایه‎‍ها، رخساره‎‍های پایین و بالا و ختم‎‍شدگی ساختاری انجام می‌‌‌گیرد. بر این اساس، سطوح MRS و MFS منطبق بر تغییر رخساره‎‍ای است. علاوه بر این، رخساره‎‍های سطوح MFS خاتمۀ توالی‎‍های نازک‌شونده و عمیق‎‍شوندۀ دریایی است، در حالی که رخساره‎‍های سطوح MRS خاتمۀ توالی‌های عمدتاً ضخیم‎‍شونده و کم‎‍عمق‎‍شوندۀ دریایی است. در این مکتب چینه‌نگاری سکانسی، مرز سکانسی منطبق با سطح MRS در یک سیستم تراکت پس‌رونده است. نظر به اینکه سازند‎‍های سرگلو و نجمه، عمدتاً شامل توالی‎‍های دریایی عمیق و کم‎‍عمق‌اند، بنابراین شامل سیستم تراکت‎‍های TST و RST هستند.

به‌منظور انجام آنالیز ایزوتوپی کربن و اکسیژن (δ13C و δ18O)، 39نمونه پودری کربناته از توالی‎‍های سازند سرگلو و نجمه در برش دودان، به‌طور سیستماتیک انتخاب شد، به‌طوری‎‍ که کل ستون چینه‎‍شناسی را در بر گیرد. در این باره، بخش‎‍های دارای زمینۀ میکرایتی و دست‌نخورده ازنظر دیاژنتیکی، پودر و به دانشگاه فردریش–الکساندر (Friedrich -Alexander Universität Erlangen-Nürnberg (FAU)) در کشور آلمان ارسال شد. در آنالیز، نمونه‎‍های پودر کربناته توسط فسفریک اسید 100% در دمای 70درجۀ سانتی‎‍گراد با استفاده از روش گاسبنچ 2 (Gasbench II)، متصل به طیف‌سنج جرمی ترموفیشر دلتا وی‎‍پلاس (ThermoFisher Delta V Plus) آنالیز شیمیایی شد و مقادیر به‌دست‌آمده به‌صورت «بخش در هزار (‰)» و براساس واحد وی-پی‌دی‌بی ((V-PDB گزارش شد. تکرارپذیری، دقت و صحت براساس تکرار تجزیه و تحلیل استانداردهای آزمایشگاهی کالیبره شده و تکرارپذیری برای δ13C و δ18O ، صفر ± گزارش شده است. در این باره، از استانداردهای NBS18 ، NBS19 و IAEA-CO9 برای هر دو نوع δ13C و δ18O استفاده شده است.

 

 

 

 

شکل 1- a. هم‌افزایی نقشۀ زمین‌شناسی اورامان (اقتباس و ویرایش از Tavani et al. 2018: Imani Seginsara et al. 2022 ) و تصویر ماهواره‌ای منطقۀ مطالعه‌شده؛ b. تصاویر صحرایی از سازندهای مطالعه‌شده در منطقۀ پاوه (برش دودان; Imani Seginsara 2022)؛ c. توالی‌های سازندهای مطالعه‌شده در منطقۀ جوانرود (برش کزی; Imani Seginsara 2022)

Fig 1- a) Superimposing the Hawraman geological map (edited from Tavani et al. 2018: Imani Seginsara et al. 2022) on the satellite image of the study area. b) Field views of studied formations in Paveh region (Dodan section; Imani Seginsara 2022). c) Sequences of studied formations in Javanrood region (Kazi section; Imani Seginsara 2022)

 

 

 

 

نتایج

رخساره و محیط رسوب‌گذاری

براساس مطالعات رخساره‎‍ای و ریزرخساره‌ای، تعداد چهار ریزرخساره (S-MF) و دو رخسارۀ سنگی (S-LF) برای سازند سرگلو و تعداد پنج ریزرخساره (N-MF) و چهار رخسارۀ سنگی (N-LF) برای سازند نجمه شناسایی شد (جدول 1). محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو از عمیق به کم‌عمق به سه کمربند رخساره‎‍ای 1. شلف خارجی (F1)؛ 2. شیب (F2) و 3. شلف میانی (F3) طبقه‎‍بندی می‎‍شود. محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه نیز به سه کمربند رخساره‌ای ساب‌تایدال عمیق–کم‌عمق (F4)، اینترتایدال (F5) و اینترتایدال–سوپراتایدال (F6) طبقه‌بندی می‌شود.

 

 

جدول 1- توصیفات ریزرخساره‎‍ها و رخساره سنگی‎‍های شناسایی‌شده در سازندهای سرگلو و نجمه

Table 1- Descriptions of identified microfacies and lithofacies in the Sargelu and Najmah formations

 

Depositional setting

Lithostratigraphic unit

Skeletal and non-skeletal component

Lithofacies type (S-LF)

Facies

Belt

Outer Shelf

Sargelu Fm.

Posidonia

S-LF: A: Organic Rich Black Shale

 

F1

Outer Shelf

Sargelu Fm.

Posidonia, Bositra

S-MF: D: Rich Organic (Dolomitic) to mudrock Shale

Outer Shelf–Slope

Sargelu Fm.

Posidonia, Bositra, Radiolarian

S-MF: C: Posidonia Radiolarian Wackestone – Packstone

F2

Slope–middle Shelf

Sargelu Fm.

Posidonia, Bositra

S-MF: B: Posidonia Wackestone – Packstone

 

F3

middle Shelf

Sargelu Fm.

Posidonia, Bositra, Mollusks with aragonitic structure

S-MF: A: Mollusk Wackestone

Slope–middle Shelf

Sargelu Fm.

Posidonia

S-LF: B: Ribbon-Boudinate Black–Gray Limestone

 

F4

 

Deep Subtidal

Najmah Fm.

Undetectable

N-LF: A: Red Shale/Marl

Shallow Subtidal

Najmah Fm.

Microbial mat, Ammonite

N-MF: E: Thrombolite

Intertidal

Najmah Fm.

Undetectable

N-LF: B: Domal Stromatolite

 

 

F5

 

Intertidal–Supratidal

Najmah Fm.

Undetectable

N-LF: C: Planar Stromatolite

Intertidal–Supratidal

Najmah Fm.

Undetectable

N-MF: B: Stromatolite (Dolo)Boundstone

Intertidal

Najmah Fm.

Calcisphere

N-MF: C: Bioclastic Calcisphere Mudstone - Wackestone

shallow Subtidal–Intertidal

Najmah Fm.

Pelloid, Oncoid, Microbial mat

N-MF: D: Pelloid Oncoid Microbial (Dolo)Boundstone

Supratidal

Najmah Fm.

Undetectable

N-MF: A: Dolostone – Lime Mudstone

F6

 

Supratidal

Najmah Fm.

Undetectable

N-LF: D: Stromatolotic Breccia

 

 

 

رخساره و محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو

کمربند رخساره‎‍ای شلف خارجی

این کمربند شامل عمیق‎‍ترین رخساره‎‍ها در توالی‎‍ رسوبی سازند سرگلو و در بر گیرندۀ رخسارۀ سنگی شیل سیاه غنی از مادۀ آلی (S-LF: A) است (شکل 2، a) که به‌صورت ریزرخسارۀ مادستون/ شیل (دولومیتی) با ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی (S-MF: D) با زمینۀ تیره‌رنگ مشاهده می‌شود (شکل 2، b). این رخساره حاوی فسیل دوکفه‎‍ای پوزیدونیاست. با توجه به لیتولوژی شیلی، این رخساره به‌عنوان عمیق‎‍ترین بخش محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو تفسیر می‎‍شود؛ بنابراین این رخساره در مدل ارائه‌شده برای رخساره‎‍های شلف کربناته، رخسارۀ حوضه‎‍ای تشکیل‌یافته در زیر قاعدۀ تأثیر امواج طوفانی[16] و کم‌انرژی محسوب می‎‍شود (Flügel 2004; Bayet-Goll et al. 2017, 2020; Imani Seginsara 2022; Imani Seginsara et al. 2022). رنگ سیاه در زمینۀ توالی شیل سیاه سازند سرگلو به‌دلیل تمرکز بالای مادۀ آلی، درنتیجۀ شرایط بی‎‍هوازی حاکم در بستر آب دریاست (Sharafi et al. 2021a, b). حفظ‌شدگی مادۀ آلی این رخساره، ممکن است به‌دلیل واقع‌شدن سازند سرگلو در یک حوضۀ بسته و اینتراشلفی، خواه طی فرونشینی مستمر کف حوضه یا طی مراحل اولیۀ بالاآمدن سطح آب دریا رخ داده باشد (Leonowicz 2016).

علاوه بر این، کمربند رخساره‌ای مذکور شامل ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای پوزیدونیا و رادیولار (S-MF: C) است که با پراکندگی متوسط در توالی‎‍ میانی–فوقانی سازند سرگلو، متشکل از دوکفه‎‍ای‎‍های پوزیدونیا و خرده‎‍های آنها (اندازۀ حدوداً 1/0 تا 5/0 میلی‌متر) و نیز رادیولر با غلبۀ نسبی دوکفه‎‍ای‎‍ها بر رادیولرهاست (شکل 2، c). در مشاهدات صحرایی به‌صورت لایه‎‍های نازک تا متوسط با لامیناسیون موازی و سطح قاعده‎‍ای و بالایی تدریجی، به‌همراه سنگ آهک‌های نواری با میان‌لایه‌هایی از چرت دیده می‎‍شود. ظهور اجزای خرده‎‍های پوزیدونیا، همراه با گونه‎‍های رادیولر می‎‍تواند بیانگر یک شیفت تدریجی و میان‎‍مدت در سطح اکسیژن‎‍رسانی ستون آب دریا باشد (Imani Seginsara 2022;  Imani Seginsara et al. 2022; Jach 2007). وجود چرت در توالی‎‍های سازند سرگلو حاکی از فرایند سیلیسی‎‍شدن[17] است که طی دیاژنز پوستۀ سیلیسی رادیولرها حل و سپس به شکل چرت نهشته شده است (Imani Seginsara et al. 2022).

 

کمربند رخساره‎‍ای شیب

این کمربند عمدتاً در بر گیرندۀ انواعی از ساختارهای رسوبی در مطالعات صحرایی و ریزرخساره‎‍ای است. رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه–خاکستری نواری-بودیناژی (S-LF: B) به‌همراه شواهدی از توالی بوما درون طبقات، مهم‌ترین ساختار رسوبی این کمربند محسوب می‌شود (شکل 2، d). ساختار بودیناژ این رخساره در اثر قرارگیری لایه‌های نازک شیلی در میان‌‌لایه‌های سنگ آهک‌ و تحت تأثیر فشردگی و فرسایش لایه‌های شیلی با مقاومت کم در برابر نیروهای تکتونیکی و جریانات بالای انرژی حاصل شده است. رخسارۀ مذکور همراه با توالی‎‍های بوما تأییدی بر جریانات کلسی‌توربیدایتی و وجود نقطۀ شکست در نیم‌رخ حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو است (Imani Seginsara et al. 2022).

این کمربند شامل ریزرخسارۀ‎‍ وکستون – پکستون تا گرینستون دارای پوزیدونیا (S-MF: B) با گستردگی بسیار بالا در سرتاسر سازند سرگلو است. دوکفه‎‍ای‎‍های حفظ‌شدۀ پوزیدونیا و خرده‎‍های آنها (بوسیترا؛ شکل 2، e)[18] با گستردگی بالا، اصلی‎‍ترین گروه اسکلتی تشکیل‎‍دهندۀ این رخساره است که توزیع و تراکم بسیار بالایی در توالی‎‍های سازند سرگلو دارد. این رخساره بسته به موقعیت چینه‌شناسی آن و رخساره‎‍های مجاور آن و همچنین تغییرات خصوصیات تافونومیک دوکفه‎‍ای پلاژیک (میزان خردشدگی، سایش، جورشدگی نسبت مفصل‎‍داربودن در مقابل بدون مفصل، به‌ عبارتی دیگر تغییرات فراوانی اندازۀ آماری ازلحاظ کج‌‌شدگی)، در گستره‌ای از بخش‎‍های پایینی شیب در نزدیک کف حوضه تا بخش‎‍های کم‌عمق‎‍تر بالایی شیب[19] ته‎‍نشین شده است. در این باره، ایمانی و همکاران (Imani Seginsara et al. 2022) با مطالعۀ آماری بر پوزیدونیا در برش‌های مطالعه‌شده، نشان دادند الگوی کج‎‍شدگی چپ‌گرد بیانگر رخسارۀ کلسی‌توربیدایتی به‌عنوان نمایندۀ شیب (Tomašových et al. 2020) در حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو است (Imani Seginsara et al. 2022). وجود دوکفه‎‍ای پوزیدونیای منفصل[20] حاکی از حمل و ته‎‍نشینی آنها به‌وسیلۀ جریانات توربیدایت است. در مقابل وجود دوکفه‎‍ای متصل[21] با حفظ‌شدگی بالا در یک زمینۀ میکرایتی، به‌همراه وجود رسوب داخلی میکرایت در داخل کفه‎‍ها حاکی از ته‎‍نشینی آنها در محیط‎‍های کم‌انرژی در بخش دنبالۀ جریانات رخدادی همچون توربیدایت‌هاست (Imani Seginsara et al. 2022).

 

کمربند رخساره‎‍ای شلف میانی

این کمربند، کم‌عمق‌ترین بخش حوضۀ سرگلو در منطقه مطالعه‌شده است که عمدتاً شامل ریزرخساره‎‍ وکستون–پکستون دارای پوزیدنیا (S-MF-B) است. این کمربند رخساره‎‍ای تنها در بخش‎‍های فوقانی برش کزی رخنمون دارد و براساس شواهدی ازجمله لامیناسیون موزای، دانه‌بندی تدریجی نرمال، چینه‎‍بندی مورب هوموکی[22] و آثار قالب‎‍های ناودانی[23] در رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه (S-LF: B) شناسایی‌شدنی است (شکل 1، g). قاعدۀ فرسایشی و حالت مواج طبقات رسوبی با چینه‎‍بندی مورب هوموکی و ساختارهای قالب ناودانی، تأییدی بر جریانات طوفانی یا تمپستایتی بخش شلف میانی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو در برش کزی‌اند (Imani Seginsara et al. 2022).

توزیع فراوانی و الگوی کج‎‍شدگی راست‌گرد خرده‎‍های پوزیدونیا در این رخساره حاکی از تفاوت در جایگاه محیط رسوب‌گذاری نسبت‌به توالی‎‍های توربیدایتی با الگوی چپ‌گرد است که پیش‌تر توضیح داده شد؛ بنابراین، الگوی کج‎‍شدگی راست‌گرد دوکفه‌ای‌ها در برش کزی بیانگر رخسارۀ تمپستایتی به‌عنوان نمایندۀ شلف میانی (Tomašových et al. 2020) است (Imani Seginsara et al. 2022; Imani Seginsara 2022).

وکستون دارای نرم‌تن (S-MF: A)، دیگر ریزرخسارۀ کمربند رخساره‌ای شلف میانی است که از اجزای اسکلتی متشکل از دوکفه‎‍ای‌های حفظ‎‍شدۀ پوزیدونیا و خرده‎‍های آ‎‍نها (بوسیترا) و نیز دارای اجزای نرم‎‍تنان با صدف آراگونیتی اولیه است که تراکم متوسطی در بافت رسوبی دارند (شکل 2، f). دیوارۀ کاملاً حفظ‎‍یافته و کلسیتی پوزیدونیا به‎‍همراه شواهدی از کاهش مادۀ آلی در این ریزرخساره حاکی از تشکیل رخساره در نزدیکی زون یوفوتیک (زون مرتبط با وجود نور و تأمین مواد غذایی) و شرایط نیمه‎‍هوازی-هوازی است (Röhl et al. 2001; Jach 2007; Tomašových et al. 2020).

درنهایت، محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو در منطقۀ اورامان (برش‌های کزی و دودان)، یک محیط اینتراشلفی در بر گیرندۀ زیرمحیط‌های شلف خارجی، شیب و شلف میانی بیان می‌شود (شکل 1، h؛ ). بدیهی است که رخساره‌های معرّف بخش شلف داخلی اگرچه در این ناحیه مشاهده نشد، به نظر می‌رسد در نواحی مجاور، به‌خصوص کشور عراق، این بخش گسترش داشته باشد.

 

 

شکل 2- a. رخداد رخسارۀ سنگی شیل آهکی سیاه غنی از مادۀ آلی سازند سرگلو (S-LF: A) در مرز سازند سرگلو (ژوراسیک میانی) و سه‌کانیان (دولومیت توده‌ای ژوراسیک زیرین)؛ b. ریزرخسارۀ مادستون/ شیل دولومیتی (S-MF: D) با توزیع دولومیت‌ ریزبلور (Dol) و ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی با زمینۀ تیره‌رنگ (برش کزی، نور XPL، شمارۀ مقطع SK-50)؛ c. ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای پوزیدونیا و رادیولر (S-MF: C) با توزیع نسبی بالا از خرده‌های پوزیدونیا (بوسیترا، Bos) نسبت‌به رادیولر (R) با ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی با زمینۀ تیره‌رنگ (برش کزی، نور XPL، شماره مقطع SK-50)؛ d. رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه–خاکستری نواری-بودیناژی (S-LF: B) به‌همراه شواهدی از توالی بوما (فلش‌های قرمز) درون طبقات (برش دودان، زاویۀ دید از بالای طبقات)؛ e. ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای پوزیدونیا (Pos) (S-MF: B) به‌همراه خرده‌های بوسیترا (Bos) با ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی (برش کزی، نور XPL، شمارۀ مقطع SK-48)؛ f. ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای نرم‌تن (S-MF: A) به‌همراه اجزای اسکلتی گاستروپود (Gst)، پوزیدونیا (Pos) و خرده‌های بوسیترا (Bos) (برش کزی، نور XPL، شماره مقطع SK-9)؛ g. رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه–خاکستری نواری-بودیناژی (S-LF: B) به‌همراه شواهدی از ساختارهای چینه‌بندی مورب هوموکی درون طبقات و قالب ناودانی در قاعده (برش کزی)؛ h. مدل محیط رسوب‌گذاری حوضۀ اینتراشلفی سازند سرگلو (Imani Seginsara et al. 2022).

Figure 2- a) Occurrence of the organic rich, calcareous black shale lithofacies in Sargelu Formation (S-LF: A) at the boundary of Sargelu Formation (Middle Jurassic) with Sehkanian Formation (massive dolomite of Lower Jurassic). b) dolomitic mudstone/shale microfacies (S-MF: D) with distribution of fine-crystalline dolomite (Dol) and organic rich matrix with dark groundmass (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-50). c) Posidonia Radiolarian wackestone–packstone microfcies (S-MF: C) with relatively high distribution of Posidonia (Bositra or Bos) versus Radiolarian (R) with a dark-colored, organic rich, mud-supported matrix (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-50). d) Lithofacies of black-gray ribbon-budinage limestone (S-LF: B) ​​with evidence of Bouma sequence (red arrows) within intervals (viewing angle from the top of the intervals, Doudan section). e) Posidonia wackestone–packstone microfacies (S-MF: B) with a high occurrence of Posidonia (Pos) ​and Bositra fragments in organic rich, mud-supported matrix (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-48). f) Mollusk wackestone–packstone microfacies (S-MF: A) with skeletal components of gastropod (Gst), posidonia (Pos) and bositra fragments (Bos) (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-9). g) Black-gray limestone-bedding (S-LF: B) ​​ lithofacies with evidence of Hummocky cross stratification within the intervals and gutter cast evidence at the base (Kezi sectin). h) Depositionasl environment model reconstruction of intrashelf basin for Sargelu Formation (Imani Seginsara et al. 2022).

 

رخساره و محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه

کمربند رخساره‎‍ای ساب‎‍تایدال عمیق–کم‌عمق

بخش ساب‎‍تایدال عمیق تنها شامل رخسارۀ سنگی شیل آهکی/ مارن کرم تا قهوه‌ای است که در سطح هوازده متمایل به قرمز (N-LF: A) است. رخسارۀ شیل آهکی/مارن قرمز، در قاعدۀ هریک از چرخه‎‍های کم‎‍عمق‌شوندۀ سازند نجمه شناسایی‌شدنی است و بیشتر به‌صورت ورقه‎‍ای رؤیت می‎‍شود (شکل 3، a).

رخداد رخسارۀ شیل آهکی/ مارن قرمز در قاعدۀ چرخه‎‍های رسوبی سازند نجمه، حاکی از رسوب‌گذاری به حالت معلق در عمیق‎‍ترین بخش حوضۀ رسوب‌گذاری (ساب‎‍تایدال عمیق) و زیر قاعدۀ تأثیر امواج طوفانی و عادی سازند نجمه است.

همچنین، بخش ساب‌تایدال کم‌عمق در بر گیرندۀ ریزرخسارۀ ترومبولیت (N-MF: E) است که از مادستون و مادستون پلوئیدی[24] تشکیل شده است (شکل 3، b). اصلی‎‍ترین و مهم‌ترین شاخصۀ این رخساره، وجود توده‎‍های میکروبی و بافت لخته‎‍ای[25] در آنهاست که در بیشتر موارد براساس این نوع بافت شناسایی‌شدنی‌اند (شکل 3، b). این رخساره فاقد آلوکم اسکلتی است؛ با این حال، فسیل‌های سفالوپود (آمونیت) با ابعادی در اندازۀ چند سانتی‌متر تا ده‌ها سانتی‌متر (در صحرا) به‌همراه آن یافت شد (شکل 3، c).

توده‎‍های میکروبیالی رخسارۀ ترومبولیت، حاصل فعالیت‎‍های متابولیکی سیانوباکتریایی و دیگر میکروارگانیسم‎‍های بنتیک‌اند که یک فرایند زیستی برای تشکیل این ساختارها محسوب می‎‍شود (Bottjer 2016). وجود شواهدی از اجزای جانوری شناگر ازجمله سفالوپود (آمونیت)، بیانگر تشکیل این رخساره در کمربند رخساره‎‍ای ساب‎‍تایدال است. با وجود این، گسترش آمونیت‎‍ها در کمربند پهنۀ جزر و مدی نیز گزارش شده است (Vennin et al. 2015; Bayet-Goll et al. 2020, 2022a)؛ بنابراین، رخداد افق‎‍های آمونیت‎‍دار می‌تواند بیانگر کمربندهای رخساره‎‍ای رمپ میانی تا رمپ خارجی در یک محیط رمپ کربناته باشد (Vennin et al. 2015)، ولی در اینجا شواهد رسوبی و به‌ویژه حضور آ‌نها در قاعدۀ چرخه‌ها بیانگر تشکیل در بخش زیر جزر و مدی است (Sharafi et al. 2022b).

 

کمربند رخساره‎‍ای اینترتایدال

کمربند رخساره‌ای اینترتایدال شامل رخسارۀ استروماتولیت‎‍های گنبدی[26] (N-LF: B; شکل 3، d) به‌همراه میان‎‍لایه‎‍هایی از ریزرخسارۀ میکروبیال دولوباندستون حاوی آنکوئید و پلوئید (N-MF: D) است (شکل 3، e). اگرچه بافت رخساره در ریزرخسارۀ میکروبیال دولوباندستون پلوئیدی – آنکوئید (N-MF: D) بیشتر باندستونی است، گاهی زمینۀ میکرایتی به‎‍همراه اجزای میکروبیالی با بافت لخته‎‍ای نیز شناسایی‌شدنی است. همچنین، اجزای غیراسکلتی از نوع آنکوئید با گردشدگی و حفظ‌شدگی خوب، که با لامینه‌های غیر هم‌ مرکز مشخص می‎‍شوند، در آن دیده می‌شود. علاوه بر این در برخی موارد، شواهدی از فضاهای خالی قالبی (درون فسیلی)[27] پرشده از مادۀ آلی یا سیال هیدروکربنی، که بیشتر درون اجزای غیراسکلتی آنکوئید و پلوئید رخ داده است، شناسایی‌شدنی است (شکل 3، e).

ریزرخسارۀ دولوباندستون میکروبیالی حاوی آنکوئید و پلوئید (N-MF: D)، رخساره‎‍ای مختص اینترتایدال و بخشی از ساب تایدال کم‎‍عمق محسوب می‎‍شود. زمینۀ میکرایتی به‎‍همراه اجزای میکروبی با بافت لخته‎‍ای، بیانگر تشکیل این رخساره در بخش‎‍های حاشیۀ جزر و مدی کم‎‍عمق است. همچنین، اجزای غیراسکلتی آنکوئید، جزء گروه رخساره‎‍ای ساب‎‍تایدال کم‎‍عمق-اینترتایدال در نظر گرفته می‎‍شوند (Flügel 2004; Bayet-Goll et al. 2018b). پلوئیدهای گرد با حفظ‎‍شدگی متوسط تا خوب این رخساره، احتمالاً بیانگر محیط کم‎‍عمق است.

علاوه بر این، کمربند رخساره‌ای اینترتایدال شامل ریزرخسارۀ بایوکلستیک کلسی‎‍اسفر مادستون تا وکستون (N-MF: C) است که گستردگی کمتری نسبت‌به رخساره‎‍های بالا و پایین (N-MF: D و N-MF: B) خود در سازند نجمه دارد. این رخساره بیشتر متشکل از اجزای اسکلتی نظیر کلسی‎‍اسفر و خرده‎‍های بایوکلستی است (شکل 3، f). کلسی‎‍اسفرها معمولاً به‌صورت اشکال کروی و سفید‌رنگ شناسایی‌شدنی‌اند که در بافت رسوبی تمرکز یافته‎‍اند. دیگر اجزا نیز معمولاً شامل خرده‎‍هایی از توده‎‍های میکروبیالی‌اند. زمینۀ رخساره بیشتر متشکل از میکرایت است. نظر به اینکه در سازند نجمه، رخساره‎‍های‎‍ همراه کلسی‎‍اسفرها در پایین شامل رخسارۀ ترومبولیت (مرتبط با ساب‎‍تایدال عمیق) و در بالا به رخسارۀ میکروبیال دولوباندستون پلوئید – آنکوئید (ساب‎‍تایدال کم‎‍عمق) ختم شده است، بنابراین می‎‍توان رخسارۀ بایوکلستیت کلسی‎‍اسفر (N-MF: C) را به یک موقعیت اینترتایدال و تا حداکثر ساب‎‍تایدال کم‎‍عمق نسبت داد.

 

کمربند رخساره‎‍ای سوپراتایدال تا انتهای بالایی اینترتایدال

این کمربند شامل سه نوع رخساره است که شامل ریزرخسارۀ استروماتولیت دولو باندستون (N-MF: B) با گستردگی بالا، مرتبط با رخسارۀ سنگی استروماتولیت‎‍های مسطح[28] بخش پروکسیمال اینترتایدال تا سوپراتایدال (N-LF: C)، رخسارۀ سنگی بِرِش استروماتولیتی (N-LF: D) و ریزرخسارۀ دولوستون/ مادستون آهکی (N-MF: A) است.

رخسارۀ استروماتولیت مسطح براساس ساختارهای موازی نوارها یا لامینه‎‍های آن شناسایی‌شدنی است (شکل 3، d). این رخساره در سازند نجمه گستردگی بالایی دارد و به‌صورت ریزرخسارۀ استروماتولیت دولو باندستون (N-MF: B) دیده می‌شود. ریزرخسارۀ استروماتولیت باندستون، متشکل از استروماتولیت‎‍های حاصل از فعالیت‎‍های میکروبی با ساختار داخلی مشخص‌اند. استروماتولیت‎‍های مسطح در زیر میکروسکوپ به‌صورت چرخه‎‍هایی از لامینه‎‍های متناوب به رنگ تیره (میکرایت) و روشن (میکرواسپار) محصورکنندۀ لامینه‎‍های میکرایتی مشخص می‎‍شوند (شکل 3، g). رخداد استروماتولیت‌ها (N-MF: B, N-LF: B) در این کمربند رخساره‎‍ای گستردگی بسیار بالایی داشته است. رخداد استروماتولیت بیانگر تشکیل این ساختارها در ارتباط با فرایندهای زیستی است (Kershaw et al. 2011; Bahniuk et al. 2015; Bottjer 2016). آنها حاصل فرایندهای بایوشیمیایی صورت‌گرفته توسط میکروب‌ها در محیط‎‍های رسوب‌گذاری‌اند، به نحوی که توسعۀ فعالیت‎‍های میکروبی در طی رسوب‌گذاری کانیایی در محیط‎‍های دریایی سبب تشکیل ساختارهای لامینه‎‍ای در استروماتولیت‎‍ها می‎‍شود (Bahniuk et al. 2015; Bayet-Goll and Daraie 2020). وجود تناوب لامینه‎‍های تیره و روشن (میکرایت و میکرواسپار) در بافت رسوبی استروماتولیت‎‍ها، بیانگر چرخه‎‍های رسوبی مرتبط با فرایندهای زیستی[29] (لامینه میکرایتی) و غیرزیستی[30] (میکرواسپار) است (Bahniuk et al. 2015).

رخسارۀ سنگی برش استروماتولیتی (N-LF:A) براساس جابه‌جایی و گسیختگی لامینه‎‍های استروماتولیتی در اثر فعالیت‎‍های تکتونیکی تشکیل شده است (شکل 3، i). به عبارتی در این رخساره، سنگ‎‍آهک‎‍های استروماتولیتی مسطح به‌صورت قطعات برشی‌شده و نامنظم نیمه‎‍زاویه‎‍دار دیده می‎‍شوند که یکسری شکستگی‎‍ها سبب جابه‌جایی و دگرسانی لامینه‎‍های استروماتولیتی شده است (شکل 3، h). عوارض رخنمون سطحی[31] (رخسارۀ سنگی برش استروماتولیتی (N-LF: D)) در استروماتولیت‎‍های سازند نجمه حاکی از رشد و تکثیر میکروبیالیت‎‍ها در زون نورانی[32] آب‎‍های کم‎‍عمق است (Bahniuk et al. 2015).

ریزرخسارۀ دولوستون/ مادستون آهکی (N-MF: A) بیشتر در بخش‎‍های فوقانی سازند نجمه و به‌خصوص در رأس چرخه‌های کم‌عمق‌شونده شناسایی‌شدنی است. ریزرخسارۀ دولوستون فاقد اجزای اسکلتی بوده و از دولومیت‎‍های ریز تا متوسط‌بلور هم‌بعد با بافت مسطح نیمه‌شکل‌دار (planar-s) تشکیل شده است (شکل 3، i). رخسارۀ مادستون آهکی در مطالعات ریزرخساره، فاقد اجزای اسکلتی و با زمینۀ گل‎‍پشتیبان شناسایی‌شدنی است. وجود دولومیت‎‍های جانشینی در رخسارۀ دولوستون (L-MF: A) سازند نجمه، احتمالاً بیانگر دولومیتی‌شدن سابخایی در یک اقلیم گرم و خشک است.

درنهایت، محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه به‌عنوان یک محیط رمپ کربناتۀ هم‌شیب با زیرمحیط‌های ساب‌تایدال عمیق–کم‌عمق، اینترتایدال و سوپراتایدال در نظر گرفته شده است (شکل 3، j, Imani Seginsara et al. 2022; Isanejad et al. 2022).

 

 

 

 

شکل 3- a. رخداد رخسارۀ سنگی شیل/ مارن سازند نجمه (N-LF: A) در قاعدۀ طبقات ضخیم‌شونده به‌سمت بالا، به‌همراه دولومیت‌های استراماتولیتی (N-LF: B) مسطح در بخش‌های فوقانی (برش دودان)؛ b. ریزرخسارۀ ترومبولیت (N-MF: E) با توزیع توده‌های میکروبیالی با بافت لخته‌ای (برش دودان، نور XPL، شمارۀ مقطع SD-112)؛ c. رخداد فسیل‌ جانوری آمونیت معرف ژوراسیک بالایی در سازند نجمه مرتبط با رخسارۀ ترومبولیتی (برش کزی)؛ d. رخسارۀ سنگی استروماتولیت گنبدی (N-LF: B) مابین طبقات دولومیت استروماتولیتی مسطح (N-LF: C) (برش دودان، زاویۀ دید از بالای طبقات)؛ e. ریزرخسارۀ میکروبیال دولوباندستون حاوی آنکوئید و پلوئید (N-MF: D) واجد آنکوئید (O) و فضاهای خالی پرشده از مادۀ آلی (OM) (برش دودان، نور XPL، شمارۀ مقطع SD-85)؛ f. ریزرخسارۀ بایوکلستیک کلسی‎‍اسفر مادستون تا وکستون (N-MF: C) با اجزای بایوکلستی (Bio)، به‎‍همراه کلسی‎‍اسفر‎‍های (Cs) پراکنده در یک زمینۀ میکرایتی (نور XPL، برش دودان، شمارۀ مقطع SD-129)؛ g. ریزرخسارۀ استرماتولیت دولوباندستون (N-MF: B) با تناوب لامینه‎‍های میکرایت لامینه‌ای - اسپارایت با ضخامت تقریباً یکسان در بخش‎‍های میانی تا فوقانی سازند نجمه، به‎‍همراه شواهد تراکم شیمیایی (استیلولیت Stylolite) (نور XPL، برش دودان، شمارۀ مقطع SD-105)؛ h. رخسارۀ سنگی برش استروماتولیتی سازند نجمه (N-LF: D) در برش دودان؛ i. ریزرخسارۀ دولوستون (N-MF: A) متشکل از دولومیت‎‍های ریز تا متوسط‌بلور متمرکز در یک ماتریکس با بافت پکستون (نور XPL، برش کزی، شمارۀ مقطع SK-66B)؛ j. ریزرخسارۀ مادستون آهکی (N-MF: A) متشکل از یک زمینۀ میکرایتی، به‎‍همراه فضاهای خالی قالبی به‌همراه پرشدگی از پیریت (نور XPL، برش دودان، شمارۀ مقطع SD-14)؛ k. مدل محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه به‌عنوان یک محیط رمپ کربناته هموکلینال (Imani Seginsara 2022; Isanejad et al. 2022).

Fig 3- a) Occurrence of the shale/marl lithofacies of the Najmah Formation (N-LF: A) at the base of the thickening upward strata associated with stromatolitic dolomites (N-LF: B) ​in the upper parts (Doudan section). b) Thrombolite microfacies (N-MF: E) with distribution of microbial texture with clotted fabric (Doudan Section, XPL light, cross-section number: SD-112). c) Occurrence of representative Upper Jurassic Ammonite fossil in Najmah Formation related to thrombolitic facies (Kezi section). d) Lithofacies of domal stromatolite (N-LF: B) ​​between intervals of plannar stromatolite dolomites (N-LF: C) (Doudan section, viewing angle from the top of the intervals). e) Oncoid and pelloidal microbial doloboundstone microfacies (N-MF: D) containing oncoids (O) and voids filled with organic matter (OM) (Doudan section, XPL light, cross-section number: SD-85). f) Bioclastic calcisphere mudstone–wackestone microfacies (N-MF: C) with biocalcitic components (Bio) and calcisphers (Cs) which destibuted in a micritic background (Doudan section, XPL light, cross-section number: SD-129 ). g) Stromatolite doloboundstone microfacies (N-MF: B) ​​with alternating laminated micrite -sparite laminations with approximately the same thickness in the middle to upper part of Najmah Formation, along with evidence of chemical compaction (stylolite) (Doudan Section, XPL light, Cross-section number: SD-105). h) Stromatolite berrecia Lithofacies (N-LF: D) of Najmah Formation in Dudan section. İ) Dolostone microfasies (N-MF: A) consists of fine to medium crystalline dolomites concentrated in a matrix with packstone texture (Kezi section, XPL light, cross section number: SK-66B). J) Calcareous lime-mudstone microfacies (N-MF: A) consists of a micritic background, with mold voids filled with pyrite (Doudan section, XPL light, cross-sectional number: SD-14). K) Depositional environment model reconstructions of Najmah Formation as a hemoclinical carbonate ramp environment (Imani Seginsara 2022; Isanejad et al. 2022).

 

 

شکل 4- نمودار رسوبی سازندهای سرگلو و نجمه (برش دودان)، در بر گیرندۀ لیتولوژی، رخساره و سطوح چینه‎‍نگاری سکانسی سازندهای مطالعه‌شده: A) چینه‎‍نگاری سکانسی سازند نجمه؛ b) چینه‎‍نگاری سکانسی سازند سرگلو

Fig 4- Sedimentologic logs of the Sargelu and Najmah formations (Doudan section), showing lithology, facies and Sequence stratigraphic surfaces of the studied formations. a) Sequence stratigraphy of the Najmeh Formation, b) Sequence stratigraphy of the Sargelu Formation

شکل 5- نمودار رسوبی سازندهای سرگلو و نجمه در برش کزی، در بر گیرندۀ لیتولوژی، رخساره و سطوح چینه‎‍نگاری سکانسی

Fig 5- Sedimentologic logs of the Sargelu and Najmah formations in the Kezi section, including lithology, facies and Sequence stratigraphic surfaces of the studied formations

 

 

چینه‌نگاری سکانسی

سازندهای سرگلو و نجمه شامل شش سکانس چینه‎‍ای‌اند که مشخصات آ‌نها منطبق بر چرخه‎‍های موسوم به T–R است. سکانس 1 تا سکانس 3 متعلق به سازند سرگلو و سکانس 4 تا سکانس 6 مرتبط با سازند نجمه‌اند (شکل‎‍های 4 و 5). سطوح متمایزکنندۀ هریک از سکانس‎‍ها، مرز سکانسی[33] در نظر گرفته می‌شود که منطبق بر سطوح سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS) است. دسته‎‍رخساره‎‍های پیش‌روندۀ (T) در طول یک سکانس، به سطح بیشینۀ غرقابی (MFS) ختم می‌شوند، سپس با شروع دسته‌رخسارۀ پس‌روندۀ (R)، این دسته‌رخساره‌ها به سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS) ختم می‎‍شوند و همان‌گونه که ذکر شد، به‌عنوان مرز سکانسی نیز در نظر گرفته می‎‍شوند. با توجه به بازۀ زمانی مشخص‌شده برای سازندهای مطالعه‌شده از Bajocian تا Kimmeridgian و مدت‌زمان تقریبی ته‎‍نشینی سازندهای سرگلو و نجمه به مدت 18.2 Myr (Ogg et al. 2016)، پیشنهاد می‎‍شود که چرخه‎‍های رخساره‎‍ای T/R شناسایی‌شده در این سازندها منطبق بر سکانس‎‍های ردۀ سوم ‎‍باشند.

 

چینه‎‍نگاری سکانسی سازند سرگلو

چینه‎‍نگاری سکانسی سازند سرگلو در برش‎‍های دودان و کزی براساس چرخه‎‍های رسوبی نازک‌شونده (عمیق‌‎‍شونده یا پیش‌رونده) و ضخیم‎‍شونده (کم‎‍عمق‌شونده یا پس‌رونده) و الگویی از روندهای برانبارش پیش‌رونده[34] و پس‌رونده[35] تعیین می‎‍شود. در مطالعات صحرایی و رخساره‎‍ای، چرخه‎‍های پیش‌رونده شامل توالی‎‍های شیل آهکی سیاه غنی از مادۀ آلی و چرخه‎‍های کم‎‍عمق‌شونده شامل توالی‎‍های ضخیم‌شوندۀ آهکی مرتبط با بخش‎‍های شیب حوضه است. در مقیاس بزرگ‌تر، سازند سرگلو منطبق بر بخش پیش‌روندۀ یک سکانس بزرگ‌مقیاس (بخش T سکانس) است. سکانس‎‍های شناسایی‌شده برای سازند سرگلو در برش دودان و کزی شامل 3 سکانس T–R 1، T–R 2 و T–R 3 و دارای مشخصات زیر است.

 

چینه‎‍نگاری سکانسی سازند سرگلو در برش دودان

سکانس T–R 1: این سکانس به ضخامت 23متر از توالی‎‍های شیل آهکی غنی از مادۀ آلی دریایی عمیق با الگوی برانبارش پیش‌رونده و به‌طور ناگهانی بر سکانس پس‌روندۀ سازند سه‎‍کانیان و مرز سکانسی 1 (SB-1) نهشت یافته است. این سکانس شامل توالی‎‍های دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST در قاعدۀ توالی‎‍ها و رأس آن منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 1 (MFS-1) است و در بالا به دسته‌رخسارۀ RST مرتبط با توالی‎‍های نسبتاً کم‎‍عمق دریایی (بخش پروکسیمال شیب حوضه) ختم می‌شود که در بالای آنها سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS-1) یا مرز سکانسی 2 (SB-2) قرار دارد. این مجموعه با الگوی برانبارش پس‌رونده مشخص می‌شود (شکل 6).

سکانس T–R 2: این سکانس با ضخامت حدوداً 40متر بر سکانس 1 (T–R 1) قرار می‌گیرد و از یک چرخۀ TST در قاعده با الگوی برانبارش پیش‌رونده شروع و به یک چرخۀ RST با الگوی برانبارش پس‌رونده ختم می‌شود. سکانس 2 در قاعده شامل توالی‎‍های به سمت بالا ریزشوندۀ (عمیق‌شونده) دریایی عمیق و در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST است که در بالای آ‌نها سطح بیشینۀ غرقابی 2 (MFS-2) قرار دارد و در ادامه به توالی‎‍های ضخیم‎‍شوندۀ رخساره‎‍های توربیدایتی بخش‎‍های پروکسیمال شیب (Slope) تبدیل می‎‍شود که در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ RST است و در رأس آنها سطح بیشینۀ پس‌روی 2 (MRS-2) قرار می‌گیرد و هم‌ارز مرز سکانسی شمارۀ 3 (SB-3) است (شکل 7).

سکانس T–R 3: سکانس سوم ضخامت حدوداً 10متری داشته و از یک چرخۀ TST با الگوی برانبارش پیش‌رونده تشکیل شده است. مشخصات این سکانس مشابه سکانس دوم (T–R 2) است، با این تفاوت که به مرز سکانسی چهارم (SB-4) ختم شده است. این مرز منطبق بر مرز بین دو سازند سرگلو و نجمه است، به‎‍طوری که فرایندهای فرسایشی در طول این مرز احتمالاً موجب فرسایش نهشته‎‍های پس‌روندۀ سکانس سوم شده است (شکل 7).

 

 

شکل 6- سکانس چینه‎‍ای 1 T-R مرتبط با سازند سرگلو (برش دودان). این سکانس با مرز سکانسی 1 (SB-1) در مرز بین سازند سرگلو و سه‎‍کانیان آغاز می‌شود و شامل چرخه‎‍هایی از رسوبات پیش‌روندۀ دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST با سطح بیشینۀ غرقابی در بالا (MFS-1) و بخش‎‍های قاعده‎‍ای شیب (Slope) در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ RST منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 1 (MRS-1) و مرز سکانسی 2 (SB-2) است.

Fig 6- Stratigraphic sequence of T-R 1 related to Sargelu Formation (Doudan section). This sequence begins with the sequence boundary 1 (SB-1) at the boundary between the Sargelu Formation and the Sehkaniyan Formation and includes cycles of transgressive phase of deep marine sediments comprising the TST ended to the maximum flooding surface (MFS-1), and the base of slope include the RST phase corresponding to the maximum regressive surface 1 (MRS-1) and sequence boundary 2 (SB-2).

 

 

شکل 7- سکانس چینه‎‍ای 2 T-R و T-R 3 مرتبط با سازند سرگلو (برش دودان)، شامل چرخه‎‍هایی از رسوبات پیش‌روندۀ دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر سطوح بیشینۀ غرقابی 2 و 3 (MFS2, MFS-3) و بخش‎‍های قاعده‎‍ای  Slopeدر بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ RST منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS-2) و مرز سکانسی 3 (SB-3) منطبق بر سطح MRS-2 مرتبط با سکانس 3 (T-R 3) است. آغاز دسته‌رخساره‎‍های سازند نجمه نیز منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 3 (MRS-3) یا مرز سکانسی 4 (SB-4) است.

Fig 7- TR2 and TR 3 stratigraphic sequences related to Sargelu Formation (Doudan section), including cycles of transgressive marine sediments including TST facies, corresponding to the MFS2, MFS-3 and base of Slope include the RST phase, corresponding to the maximum regressive surface (MRS-2) and the sequence boundary 3 (SB-3) corresponding to the MRS-2 associated with sequence 3 (TR 3). The beginning of the Systems tract of the Najmah Formation also corresponds to the maximum regression surface 3 (MRS-3) or sequence boundary 4 (SB-4).

 

چینه‎‍نگاری سکانسی سازند سرگلو در برش کزی

سکانس T–R 1: این سکانس به ضخامت حدوداً 15متر از توالی‎‍های شیل آهکی غنی از مادۀ آلی دریایی عمیق و به‌طور ناگهانی بر سکانس پس‌روندۀ سازند سه‎‍کانیان و مرز سکانسی 1 (SB-1) نهشت یافته است. این سکانس در قاعده، در بر گیرندۀ توالی‎‍های عمیق دریایی است که بیانگر دسته‌رخسارۀ پیش‌روندۀ‍ (TST) با الگوی برانبارش پیش‌رونده است و رأس آنها منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 1 (MFS-1) است و در بالا به دسته‌رخسارۀ پس‌روندۀ (RST) متعلق به توالی‎‍های نسبتاً کم‎‍عمق دریایی با الگوی برانبارش پس‌رونده (قاعدۀ شیب (toe of slop)) ختم می‌شود. در بالای این دسته‌رخساره، سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS-1) یا مرز سکانسی شمارۀ 2 (SB-2) قرار دارد (شکل 8).

سکانس T–R 2: این سکانس با ضخامت حدود 25متر بر سکانس 1 (T–R 1) قرار می‎‍گیرد. سکانس 2 (T–R 2) در قاعده شامل توالی‎‍های ریزشوندۀ دریایی عمیق (شیل آهکی سیاه غنی از مادۀ آلی) است که در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST با الگوی برانبارش Onlap و در بخش فوقانی منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 2 (MFS-2) است و به سمت بالا به توالی‎‍های ضخیم‎‍شوندۀ (RST) بخش شیب حوضه با رخسارۀ کلسی‎‍توربیدایتی در بخش دیستال و تمپستایتی در بخش‎‍ پروکسیمال ختم می‌شود. این سکانس در بخش رأسی منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 2 (MRS-2) یا مرز سکانسی 3 (SB-3) است (شکل 8).

 

 

 

 

شکل 8- سکانس‎‍های چینه‎‍ای مرتبط با سازندهای سرگلو و نجمه در برش کزی، شامل چرخه‎‍هایی از رسوبات پیش‌روندۀ دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر سطوح MFS در بخش‎‍های رأسی و دسته‌رخسارۀ RST منطبق بر سطوح MRS در بخش‎‍های رأسی

Fig 8- Stratigraphic sequences associated with Sargelu and Najmah formations in Kazi section, including cycles of deep transgressive marine sediments containing TST and RST Systems tract.

 

 

سکانس T–R 3: این سکانس ضخامت حدوداً 10-8متری دارد و تنها شامل دسته‌رخسارۀ پیش‌روندۀ (TST) و رأس آن منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 3 (MFS-3) در آخرین واحد چینه‎‍ای سازند سرگلو است. این سکانس در بر گیرندۀ شیل آهکی بخش عمیق حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو با الگوی برانبارش پیش‌رونده است که به‌طور حادثه‎‍ای بر توالی‎‍های پس‌روندۀ سکانس دوم (T–R 2) قرار گرفته است (شکل 8). تغییر ناگهانی از شیل آهکی فوقانی سازند سرگلو به استروماتولیت‎‍های گنبدی در قاعدۀ سازند نجمه (مرز بالایی سازند سرگلو و قاعدۀ سازند نجمه؛ مرز سکانسی پنجم در شکل 8 و 9)، ممکن است بیانگر حادثۀ کم‌عمق‎‍شوندگی (افت سطح آب دریا) در اواخر آشکوب کالووین باشد.

 

چینه‎‍نگاری سکانسی سازند نجمه

همانند سازند سرگلو، چینه‎‍نگاری سکانسی سازند نجمه بر مبنای چرخه‎‍های رسوبی عمیق‎‍شونده و کم‎‍عمق‌شونده قابل شناسایی و بازسازی است. بر این اساس، سازند نجمه از تعدادی چرخه‎‍های کم‎‍عمق‎‍شونده تشکیل شده است که دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر لایه‎‍های شیل آهکی قرمز تا خاکستری‌رنگ ساب‎‍تایدال عمیق با الگوی برانبارش پیش‌رونده در بخش‎‍های قاعده‎‍ای هریک از این چرخه‎‍هاست و به سطح MFS ختم می‌‌شود؛ اما، دسته‌رخسارۀ  RST منطبق بر لایه‎‍های ضخیم آهکی و یا دولومیتی بخش اینترتایدال تا سوپراتایدال با الگوی برانبارش پس‌رونده است که به یک سطح MRS ختم می‌شود. بر این اساس در برش دودان، سازند نجمه شامل سکانس های 4، 5 و 6 (T–R 4، T–R 5 و T–R 6) از قاعده تا بخش‎‍ فوقانی است، در حالی که این سازند در برش کزی تنها شامل یک سکانس 4 (T–R 4) از این سه است که ویژگی‎‍های آنها به شرح زیر است.

سکانس T–R 4: این سکانس ضخامت حدوداً 30متر دارد و آغاز آن منطبق بر مرز سکانسی 5 (SB-5)، یعنی شیل آهکی حادثه‎‍ای در مرز سازند نجمه و سرگلو است. این سکانس شامل چرخه‎‍ای دوبخشی از توالی‎‍های دریایی عمیق‎‍شوندۀ شیل آهکی‌‎‍های مرتبط با محیط ساب‎‍تایدال عمیق تا توالی‎‍های کم‎‍عمق‌شوندۀ ترومبولیتی ساب‎‍تایدال کم‎‍عمق تا استروماتولیت‎‍های اینترتایدال است. توالی‎‍های عمیق‎‍شونده بیانگر دسته‌رخسارۀ TST با الگوی برانبارش پیش‌رونده است و رأس آن به سطح بیشینۀ غرقابی 4 (MFS-4) ختم می‌شود، در حالی که توالی‎‍های کم‎‍عمق‌شونده نشانگر دسته‌رخسارۀ RST با الگوی برانبارش پس‌رونده است و رأس آن به سطح بیشینۀ پس‌روی 4 (MRS-4) ختم می‌شود (شکل 9).

 

 

 

 

شکل 9- سکانس چینه‎‍ای 4 T-R مرتبط با سازند نجمه (برش دودان)، شامل چرخه‎‍هایی از رسوبات پیش‌روندۀ ساب‎‍تایدال عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ پیش‌روندۀ (TST) منطبق بر سطوح بیشینۀ غرقابی 5 (MFS-5) در بخش‎‍ رأسی و دسته‌رخساره‎‍های پس‌روندۀ (RST) ساب‎‍تایدال کم‎‍عمق تا اینترتایدال منطبق بر سطوح بیشینۀ پس‌روی 4 (MRS-4) در بخش رأسی

Fig 9- Stratigraphic sequence of T-R 4 associated with Najmah Formation (Doudan section), including cycles of deep subtidal progressive sediments including TST corresponding to maximum flooding surface 5 (MFS-5) and regressive shallow subtidal to intertidal facies (RST) corresponding to the maximum regressive surface 4 (MRS-4)

 

سکانس T–R 5: این سکانس ضخامت 50متری داشته و همانند سکانس 4 (T–R 4) از یک بخش عمیق‎‍شونده در قاعدۀ (TST) و بک بخش کم‎‍عمق‌شوندۀ (RST) در قسمت فوقانی تشکیل شده است (شکل 10). رأس بخش عمیق‎‍شونده منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 5 (MFS-5) و رأس قسمت کم‎‍عمق‌شونده منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 5 (MRS-5) است. تنها تفاوت این سکانس با سکانس 4 (T–R 4) وجود دسته‌رخسارۀ RST نسبتاً ضخیم‌تر است و همچنین به مرز سکانسی 5 (SB-5) ختم می‌شود.

 

 

 

شکل 10- سکانس چینه‎‍ای 4 T-R، T-R 5 و T-R 6 مرتبط با سازند نجمه (برش دودان)، شامل چرخه‎‍هایی از رسوبات پیش‌روندۀ ساب‎‍تایدال عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر ساب‎‍تایدال عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر سطوح MFS در بخش رأسی و دسته‌رخساره‎‍های پس‌روندۀ RST ساب‎‍تایدال کم‎‍عمق تا اینترتایدال و سوپراتایدال منطبق بر سطوح MRS در بخش رأسی. سکانس 6 (T-R 6) منطبق بر واحد‎‍های کم‌عمق دریایی اینترتایدال تا سوپراتایدال است که در بخش رأسی به مرز سکانسی 7 (SB-7) یا سطح بیشینۀ پس‌روی 5 (MRS-5) ختم می‎‍شود.

Fig 10 - Stratigraphic sequence of TR 4, TR 5 and TR 6 related to Najmah Formation (Doudan section), including cycles of deep subtidal progressive sediments containing TST Systems tract corresponding to deep subtidal comprising TST Systems tract coincidents to MFS, and coincidents to RST regressive systems tract of shallow subtaidal to intratidal and supraidal corresponding to MRS surfaces. At the top of the Sequence 6 (T-R 6) corresponds to the shallow units of the Intertidal to the Supratidal, ending in Sequence 7 (SB-7) or Maximum regressive surface 5 (MRS-5) at the end of intervals

 

 

سکانس T–R 6: این سکانس با ضخامت حدود 25متر، آخرین سکانس رسوبی بخش بالایی سازند نجمه محسوب می‎‍شود. مشخصات آن مشابه سکانس‎‍های قبلی است؛ اما در بخش قاعده‎‍ای از ضخامت و گستردگی توالی‎‍های حاوی شیل آهکی ساب‎‍تایدال عمیق کاهش یافته است و درنتیجه الگوی برانبارش Onlap به‌طور دقیق شناسایی‌شدنی نیست، در مقابل بر ضخامت توالی‎‍های اینترتایدال و سوپراتایدال افزوده شده است و الگوی برانبارش پس‌رونده به‌وضوح در این توالی‎‍ها شناسایی‌شدنی است (شکل 10). رأس مرز سکانسی ششم منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی6 (MFS-6) است. با ختم‌شدن این سکانس به‌صورت یک سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS)، یک مرز سکانسی ختم‎‍شدگی نیز ایجاد و به‌عنوان مرز سکانسی 7 (SB-7) توالی‎‍های مطالعه‌شده معرفی می‎‍شود.

همان‌گونه که پیش‌تر بیان شد، سکانس 4 (T–R 4) تنها سکانس گسترش‌یافته در برش کزی است که حدوداً 15متر دارد و به‌طورکلی شامل دسته‌رخسارۀ پس‌روندۀ (RST) است (شکل 8).

 

ژئوشیمی ایزوتوپی کربن (δ13C) و اکسیژن (δ18O) در سازندهای سرگلو و نجمه

مقادیر δ13C و δ18O به‌دست‌آمده برای تعیین شرایط محیط رسوب‌گذاری دیرینه، دیاژنز و سطوح چینه‎‍نگاری سکانسی سازندهای سرگلو و نجمه به‌صورت جدول 2 گزارش شده است. براساس مقادیر به‌دست‌آمده به‌صورت واحد بخش در هزار ‰ (permilV-PDB) از آنالیز پودرهای نمونه‎‍های شیل آهکی، آهک و دولومیت در سازندهای مطالعه‌شده، تغییرات مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و کربن در نمونه‌های شیل آهکی به‌ترتیب از 94/3‰- تا  33/8‰- و 53/8‰- تا 21/1‰ است. تغییرات ایزوتوپ اکسیژن برای لیتولوژی سنگ ‌آهک از 6‰- تا 9/0‰ - و برای ایزوتوپ کربن از 79/11‰- تا 04/1‰ در تغییر است و دربارۀ دولومیت‎‍ها، مقادیر ایزوتوپ اکسیژن از 59/5‰- تا 0 و برای ایزوتوپ کربن از 99/11‰- تا 55/1‰ در تغییر است.

در بررسی سازند به سازند، تغییرات در مقادیر مرتبط با لیتولوژی‎‍های مختلف سازند سرگلو به این ترتیب است: تغییرات در مقادیر δ18O و δ13C شیل‌های آهکی نمونه‌برداری‌شده به‌ترتیب از 94/3‰- تا 33/8‰ - و 94/7‰- تا 21/1‰، برای لیتولوژی سنگ‌ آهک به‌ترتیب از 6‰- تا 95/3‰- و 81/9‰- تا 04/1‰ و برای لیتولوژی دولومیت به‌ترتیب از 59/5‰- تا 58/4‰- و 25/10‰- تا 55/1‰ در تغییر است. همچنین، تغییرات در مقادیر مرتبط با لیتولوژی‎‍های سازند نجمه به این ترتیب است: تغییرات در مقادیر δ18O و δ13C برای لیتولوژی سنگ ‌آهک به‌ترتیب از 87/4‰- تا 9/0‰- و 79/11‰- تا 74/3‰- و برای لیتولوژی دولومیت به‌ترتیب از 21/5‰- تا 88/0‰- و 99/11‰- تا 45/1‰ در تغییر است (جدول 2).

براساس مقادیر ارائه‌شده در جدول 2، روندهای ایزوتوپی برای سازندهای مطالعه‌شده ترسیم شد (شکل 11). روند مقادیر ایزوتوپ کربن در طول برش دودان، به‌طور کلی بیانگر روند مثبت در بخش‎‍های پایینی و میانی سازند سرگلو بوده است. همچنین، پیک ناگهانی و مثبت از حدود 8/11‰- تا 1‰+ در بخش‎‍های بالایی سازند سرگلو و روند منفی ایزوتوپ کربن در مرز سرگلو و نجمه شناسایی‌شدنی است؛ در حالی که روند ایزوتوپ کربن برای سازند نجمه علی‌رغم اینکه روند کلی در جهت منفی‎‍شدن داشته است، گاهی توسط پیک‎‍های ناگهانی و مثبت در طول توالی این سازند قطع شده است (شکل 11). دربارۀ ایزوتوپ اکسیژن، روند حاصل از آن برای سازند سرگلو، به‌طور کلی روند سبک‌تر و با نوسانات کم بوده است، در حالی که در طول توالی سازند نجمه، پیک‎‍های ناگهانی در جهت سنگین‎‍ترشدن (حتی شیفت از ‰5- تا 1‰-) داشته و از نوسانات بیشتری برخوردار بوده است (شکل 5-1).

 

 

 

جدول 2- مقادیر به‌دست‌آمده از آنالیز ژئوشیمی ایزوتوپی اکسیژن و کربن برای شیل آهکی، سنگ‌آهک و دولومیت سازندهای سرگلو و نجمه مرتبط با برش دودان

Table 2- Obtained values of isotope geochemical analysis of oxygen and carbon for calcareous shale, limestone and dolomite of Sargelu and Najmah formations related to Doudan section.

Formation

Type of Sample

Sample Num. (SD)

δ18C

‰

(V-PDB)

δ18O

‰

(V-PDB)

Formation

Type of Sample

Sample Num. (SD)

δ18C

‰

(V-PDB)

δ18O

‰

(V-PDB)

 

Shale

4

-1.48

-8.33

 

Limestone

77

-7.16

-0.90

Shale

7

-0.69

-5.86

Dolomite

78

-5.89

-4.83

Shale

10

-7.94

-3.94

Limestone

81

-3.47

-4.87

Dolomite

14

0.42

-5.59

Dolomite

84

-0.45

-5.21

Dolomite

16

0.34

-5.39

Dolomite

86

-2.32

-4.51

Shale

21

0.23

-4.77

Dolomite

91

-7.18

-4.54

Limestone

22

0.77

-4.79

Dolomite

94

-1.49

-3.93

Shale

25

1.21

-5.63

Dolomite

101

-10.77

-0.88

Shale

27

0.87

-5.04

Limestone

104

-11.79

-4.73

Dolomite

30

0.22

-4.83

Dolomite

110

-8.78

-4.49

Sargelu

Limestone

32

0.94

-4.25

Najmah

Dolomite

113

-11.99

-4.45

 

Limestone

35

0.62

-3.95

 

Dolomite

115

-10.35

-1.10

Dolomite

36

1.55

-4.58

Dolomite

120

-9.89

-4.58

Limestone

39

-9.81

-5.35

Dolomite

122

1.45

-4.01

Shale

42

-1.62

-5.30

Shale

126

-8.53

-5.37

Shale

46

-2.22

-5.77

Dolomite

129

-4.23

-4.96

Dolomite

49

-10.28

-4.54

Dolomite

130

-3.82

-4.92

Limestone

50

1.04

-6.00

Dolomite

134

-8.06

-4.19

Shale

55

-6.20

-6.16

 

Shale

61

-3.34

-5.78

Shale

68

-6.32

-7.95

 

 

بحث

ارتباط روندهای ژئوشیمی با سطوح چینه‎‍نگاری سازندهای سرگلو و نجمه

براساس روندهای حاصل از مقادیر ایزوتوپ کربن (شکل 11)، روند مثبت در بخش‎‍های قاعده‎‍ای تا میانی سازند سرگلو، ممکن است بیانگر یک دسته‌رخساره‎‍ای پیش‌روندۀ (TST) بزرگ‌مقیاس باشد. به نظر می‌رسد که این دسته‌رخساره، در بر گیرندۀ سکانس‌های شمارۀ 1 (T–R 1) تا 2 (T–R 2) سازند سرگلو است (شکل‎‍های 6، 7 و 8). همچنین، پیک‎‍های ناگهانی و منفی از حدود 1‰+ تا 8/11‰- در توالی‌های مرتبط با بخش حوضه/شلف خارجی، منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 1 و 2 (MFS-1, MFS-2) سکانس 1 و 2 است (شکل 11). روند منفی ایزوتوپ کربن در مرز سازند سرگلو و نجمه بیانگر آخرین سطح بیشینۀ غرقابی سازند سرگلو (MFS-3) در چارچوب چینه‎‍نگاری سکانسی است.

در مرز سازند سرگلو و نجمه، ایزوتوپ اکسیژن یک پیک ناگهانی و مثبت از 9‰- به 1‰- نشان می‎‍دهد که احتمالاً این پیک مثبت در ایزوتوپ اکسیژن ناشی از تغییر ناگهانی شرایط اقلیمی در مرز آشکوب کالووین و آکسفوردین (مرز ژوراسیک میانی-بالایی) در مقیاس محلی بوده باشد. شایان ذکر است که در مقیاس جهانی، یک پیک مثبت ایزوتوپ اکسیژن مرتبط با رخداد دوره‎‍های اقلیمی سرد و خشک در مرز آشکوب کالووین-آکسفوردین گزارش شده است (Dromart et al. 2003). با این‎‍ حال، با توجه به وجودنداشتن داده‎‍های سن‎‍سنجی نظیر ایزوتوپ استرانسیوم (87Sr) و تأثیر دیاژنز بر توالی‎‍های رسوبی سازندهای مطالعه‌شده، تعیین دقیق تغییر ناگهانی اقلیمی در مرز سازند سرگلو و نجمه و نسبت‌دادن آن به یک رخداد جهانی، ممکن است خالی از اشکال نباشد. به هر روی، تغییر ناگهانی لیتولوژی در مرز سازند سرگلو و نجمه (شکل 1، c) به‌صورت تغییر از شیل‌های آهکی بخش عمیق حوضۀ سازند سرگلو به استروماتولیت‎‍های سازند نجمه فاقد تنوع گونۀ زیستی، ممکن است در ارتباط با رخداد جهانی حادثۀ اقلیمی (سردشدگی ناگهانی) در این مرز باشد. به‌طور کلی، براساس روند ایزوتوپ کربن و تغییرات سکانس‎‍های رسوبی، می‎‍توان به ارتباط سطوح بیشینۀ غرقابی و مقادیر منفی ایزوتوپ کربن در توالی‎‍های مطالعه‌شده‌ پی‎‍برد (شکل 11). در مقابل، پیک‎‍های مثبت دوره‎‍ای در مقادیر ایزوتوپی کربن ممکن است بیانگر سطح بیشینۀ پس‌روی دریایی (MRS) در رأس توالی‎‍های به‌سمت بالا ضخیم‌شوندۀ سکانس 4 (T–R 4) و 5 (T–R 5) سازند نجمه باشد (شکل‌های 9 تا 11). همچنین، روند منفی در مقادیر ایزوتوپ کربن سازند نجمه ممکن است در ارتباط با مقادیر بالای مادۀ آلی یا تأثیر دیاژنز بر توالی‎‍های رسوبی باشد.

بنابراین، با ادغام نتایج داده‎‍های ژئوشیمی با چینه‌نگاری سکانسی، می‎‍توان به‌طور کلی سازند سرگلو را مرتبط با یک پیش‌روی بزرگ‌مقیاس سطح آب دریا و سازند نجمه را مرتبط با بخش پس‌روی آن سکانس بزرگ‌مقیاس دانست. علاوه بر این، روند ایزوتوپ اکسیژن برای این دو سازند، بیانگر گردش سبک و با نوسان کمتر در سازند سرگلو است که ممکن است بیانگر شرایط اقلیمی گلخانه‎‍ای (Greenhouse warming) و شرایط پایدار ازلحاظ آب‌وهوایی در طی دورۀ شکل‎‍گیری این سازند بوده باشد (Robinson et al. 2017). در مقابل، تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در طول توالی سازند نجمه، پیک‎‍های ناگهانی در جهت سنگین‎‍ترشدن (حتی پیک از 5‰- تا 1‰-) دارد و از نوسانات بیشتری برخوردار است، تا جایی که تعیین دقیق شرایط اقلیمی را با مشکل مواجه کرده است؛ بنابراین، این نوسانات را می‌توان ناشی از نفوذ سیالات جوی در طول توالی سازند نجمه در طی تاریخچۀ دیاژنزی تعبیر و تفسیر کرد (Coimbra and Olóriz 2014).

برای بررسی ارتباط سازند سرگلو با مگاسکانس‌های پیشنهادشده، همچنان‌که از ستون‎‍های کرنواستراتیگرافی مطالعات Sharaland et al. (2001) مشخص است، این سازند در بازۀ زمانی منطبق بر مگاسکانس 7 قرار می‎‍گیرد. بر طبق مطالعات Sharaland et al. (2001)، مگاسکانس هفتم (AP7) از ژوراسیک پیشین تا ژوراسیک پسین (182 تا 149میلیون سال پیش) به طول انجامیده و عمدتــاً از سکوی کربناتــۀ رمپ و حوضه‎‍های درون فـلات قاره‎‍ای تشکیل شده است. قاعدۀ سکانس AP7 ناپیوستگی توارسین پسین[36] در نزدیکی سرحد بالایی سازندهای موس[37] است و به‌علت فاز مهم ریفتی در قسمت شمالی صفحۀ عربی به وجود آمده است. این فاز ریفتی، حجم زیادی از فضای قابل رسوب‌گذاری را ایجاد کرده است. مرز بالایی این مگاسکانس با یک ناپیوستگی در تیتونیـن پیشین[38] مشخص شده است که بر رسوبــات تبخیـری ژوراسیــک پسیــن (رسوبات تبخیری گوتنیا و هیث) قرار دارد (Sharaland et al. 2001). به‌طور کلی در طی این فاز، بازشدن حوضۀ مدیترانه، کشش در ناحیۀ شمالی و حاشیۀ غیرفعال و فرونشست حرارتی بعد از فاز ریفتی برای صفحۀ عربی رخ می‌دهد. با ادغام نتایج داده‎‍های ژئوشیمی با چینه‌نگاری سکانسی، مشخص می‎‍شود که روند مشاهده‌شده در مگاسکانس هفتم در سکوی عربی در انطباق با نتایج این مطالعه است؛ به‌طوری که سازند سرگلو مرتبط با پیش‌روی بزرگ‌مقیاس سطح آب دریا از TST-AP7 و سازند نجمه مرتبط با پس‌روی بزرگ‌مقیاس سطح نسبی آب دریا از HST-AP7 است.

 

 

 

شکل 11- بازسازی تکامل تکتونواستراتیگرافی سازندهای سرگلو و نجمه، براساس ادغام نتایج لیتولوژی، چینه‌نگاری سکانسی و روندهای ژئوشیمی ایزوتوپی δ13C و δ18O

Fig 11- Reconstruction of tectonostratigraphic evolution of the Sargelu and Najmah formations, based on the integration of lithology, sequence stratigraphy and isotopic geochemical trends of δ13C and δ18 values

 

 

تاریخچۀ تکتونواستراتیگرافی سازندهای مطالعه‌شده براساس روندهای ژئوشیمی و سطوح چینه‎‍نگاری سکانسی

بر طبق Bayet-Goll et al. (2022a) در حاشیۀ شمالی صفحۀ عربی و در داخل صفحه، کافتی‌شدن عمدۀ توآرسین (182میلیون سال قبل)، در رابطه با بازشدن حوضۀ مدیترانه و تأثیر آن بر حرکت صفحۀ عربی به‌سمت شمال شرق و افزایش نرخ فرونشینی موجب گسترش و شکل‎‍گیری حوضۀ اینتراشلفی سرگلو در ناحیۀ اقلیم کردستان در شمال عراق و ناحیۀ اورامان در شمال کرمانشاه شده است که این حوضۀ اینتراشلفی در ناحیۀ اورامانات توسط Bayet-Goll et al. (2022a) با عنوان «حوضۀ اینتراشلفی هورامان» معرفی شده و همراه با افزایش میزان فضای تجمع[39] رسوب‌گذاری در طول ته‎‍نشینی سازند سرگلو بوده است. افزایش فضای رسوب‌گذاری ایجادشده موجب ته‎‍نشینی نهشته‎‍های توالی سازند سرگلو در یک فاز پیش‌رونده در شرق عراق و نواحی ایرانی مجاور آن بر بخش‎‍های خارجی رمپ/حوضۀ عمیق با مقدار تولید کم کربنات شده است. به هر حال، براساس مطالعات Sharaland et al. (2001) کاهش فرونشینی به‌سمت مرکز صفحۀ عربی در نواحی کویت و عربستان صعودی، موجب شده است که ریخت‎‍شناسی کلی حوضه به‌صورت حوضۀ رمپ کم‌شیب باشد که بخش‎‍های عمیق یا حوضه‎‍های اینتراشلفی آن با میزان فرونشینی بیشتر و فضای تجمع بالاتر در شمال (حوضه‎‍های اینتراشلف سرگلو و هورامان) آن قرار گرفته است و بخش داخلی و کم‌عمق‎‍تر رمپ به‌سمت جنوب غرب و جنوبی‎‍ترین بخش صفحۀ عربی با میزان خیلی‌کم فرونشینی باشد. به‌طور کلی، مدل‎‍ رسوب‌گذاری سازند سرگلو شامل یک محیط اینتراشلفی و سازند نجمه شامل یک محیط رمپ کربناته است و ازلحاظ محیط رسوب‌گذاری و گسترش چینه‎‍ای شرایط متفاوتی نسبت‌به یکدیگر داشته‎‍اند. فراوانی بالای شیل‎‍ها و آهک‎‍های سیاه‌رنگ بیتومین‎‍دار دریایی عمیق سازند سرگلو، نشان می‌دهد بالاآمدن سطح جهانی آب دریاها در طول ژوراسیک میانی در طول فاز پیش‌رونده، نقش کلیدی را در تشکیل محیط دریایی عمیق-احیایی سازند سرگلو و روند ایزوتوپی آن ایجاد کرده است. تفاوت در ویژگی‎‍های محیط رسوب‌گذاری سازندهای سرگلو، نجمه و گوتنیا در ارتباط با عوامل کنترل‎‍کنندۀ محیطی آنهاست. این عوامل کنترل‎‍کننده شامل شرایط اقلیمی، تغییرات سطح نسبی آب دریا، نرخ فرونشینی حوضۀ رسوب‌گذاری، حوادث محیطی ناشی از ناهنجاری‌های رسوبی و تکتونیکی و شرایط یوستاتیک است (Imani Seginsara, 2022؛ شکل 11).

با توجه به مطالعات شارلند و همکاران (Sharland et al. 2001) دربارۀ تکامل ژئودینامیکی ورقۀ عربی، شکل‎‍گیری حوضۀ رسوب‌گذاری سرگلو مرتبط با فاز 4 تکتونیکی رخ‌داده در طی مزوزوئیک است (Ap6 Sharland et al. 2001;). به بیانی دیگر، به نظر می‌رسد که فرونشینی تکنونیکی بستر حوضه عامل مهمی در گسترش فضای رسوب‌گذاری برای نهشت رسوبات سازند سرگلو بوده است. در مقیاس ورقۀ عربی، حرکات ناشی از فعالیت‎‍های ریفتینگ، سبب ایجاد فضای رسوب‌گذاری درخور توجه در زمان ژوراسیک میانی و سبب ایجاد فضای رسوب‌گذاری در حوضه‎‍های اینتراشلفی شده است (Sharland et al. 2001)؛ بنابراین، علاوه بر آثار ناشی از بالاآمدگی جهانی سطح دریاها، پیش‌روی سطح نسبی آب دریا در حوضۀ سرگلو، ممکن است حاصل از نرخ بالای غرق‎‍شدگی کف حوضه درنتیجۀ سوبسیدانس بالای حوضۀ اینتراشلفی در طی زمان رسوب‌گذاری بوده باشد. بر این اساس، نقش سوبسیدانس ناشی از تکتونیک محلی در معماری رخساره‌ای سازند سرگلو، ممکن است بیشتر از نقش تغییرات جهانی سطح دریاها (یوستازی) بوده باشد ( Imani Seginsara 2022). آنچه این گمان را تقویت می‌کند، این حقیقت است که زایش حوضه‌های اینتراشلفی عمدتاً در اثر فعالیت‌های تکتونیکی است؛ فعالیت‌هایی که علاوه بر زایش، می‌توانند تکامل آن را نیز کنترل کنند.

به‌طورکلی، سازند سرگلو و کمربندهای رخساره‎‍ای آن (F3 F1–) (جدول 1، شکل 11) در منطقۀ کرمانشاه، حاصل پیش‌روی سطح آب دریا درنتیجۀ فرونشینی کف حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو (J20-J40)، در طی فازهای تکتونیکی معرفی‌شده توسط شارلند و همکاران (Sharland et al. 2001) ایجاد شده‌اند. این رخداد سبب پیش‌روی رسوبات ژوراسیک میانی سازند سرگلو (J20) بر توالی‎‍های دریایی کم‎‍عمق ژوراسیک زیرین (توآرسین) سازند سه‎‍کانیان (J10) شده و با یک ناپیوستگی ناشی از غرق‎‍شدگی[40] در مرز بین سازند سرگلو و سه‎‍کانیان همراه بوده است (شکل 11؛ بخش A؛ Imani Seginsara 2022; Bayet-Goll et al. 2022a;). به این ترتیب، کمربند رخساره‎‍ای گروه شلف خارجی و حوضۀ ( F1 J20;) به‌طور پیش‌رونده و با الگوی برانبارش پیش‌رونده و منطبق بر یک ناپیوستگی غرق‎‍شوندگی بر توالی‎‍های سازند سه‎‍کانیان قرار می‎‍گیرند (شکل 11؛ بخش B) و کمربند رخساره‎‍ای شیب/ توربیدایت (F2; J30) و شلف میانی/ تمپستایت (F3; J40) به‌صورت پیوسته و الگوی برانبارش پیش‌رونده-پس‌رونده بر رخساره‎‍های شلف خارجی و حوضۀ سازند سرگلو رسوب‌گذاری کرده‌اند (شکل 11؛ بخش B Bayet-Goll et al. 2022a). درنهایت، حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو مجدداً توسط رخساره‎‍های بخش عمیق حوضۀ (F1–F2; شکل 11; بخش C) پر شده است (Imani Seginsara 2022). تغییر از مرز ژوراسیک میانی به ژوراسیک بالایی (کالویین بالایی – آکسفوردین) به‎‍همراه یک ناپیوستگی ناشی از افت سطح نسبی آب دریا و کم‎‍عمق‌شوندگی در ورقۀ عربی و حتی در مقیاس جهانی بوده است (Sharland et al. 2001). تغییر از مرز سازند سرگلو به سازند نجمه در ایران و عراق (AP7)، در مقایسه با هم‌ارز‎‍های چینه‎‍ای آنها در ورقۀ عربی نیز با افت سطح نسبی آب دریا (کم‎‍عمق‌شوندگی) و ایجاد ناپیوستگی در مرز ژوراسیک میانی و بالایی همراه شده است (Sharland et al. 2001; Ziegler 2001).

سازند نجمه به سن ژوراسیک بالایی، که از گستردگی درخور توجهی از دولومیت‎‍های میکروبیالی، ترومبولیتی و استروماتولیتی در چرخه‌های کم‎‍عمق‌شونده برخوردار است، شرایط محیطی و مدل رسوب‌گذاری کاملاً متفاوتی نسبت‌به سازند سرگلو داشته است. رخداد ناگهانی لایه‎‍های دولومیتی در قاعدۀ سازند نجمه (مرز بین سازند سرگلو و نجمه)، احتمالاً درنتیجۀ حادثۀ کم‎‍عمق‎‍شوندگی حوضۀ رسوب‌گذاری بوده باشد (AP7; Bayet-Goll et al. 2022a). علاوه بر این، با توجه به اینکه سازند نجمه از ضخامت و گستردگی متفاوتی در برش‎‍های مطالعه‌شده برخوردار است، در مقیاس ورقۀ عربی، احتمالاً رخداد گسل‎‍های متعدد کوچک‌مقیاس محلی در طی ژوراسیک بالایی، کنترل‎‍کنندۀ گسترش فضای رسوب‌گذاری در حوضۀ رسوب‌گذاری سازند نجمه در کشور کویت، سازند نئوکالکان در عراق و سازندهای توایق و حنیفا در عربستان سعودی شده است (Sharland et al. 2001)؛ بنابراین عوامل تکتونیکی (ازجمله گسل‎‍ها) می‎‍تواند از اصلی‎‍ترین عامل کنترل‎‍کنندۀ مشخصات، ضخامت و گسترش سازند نجمه در حوضۀ رسوب‌گذاری این سازند در منطقۀ اورامانات نیز محسوب شود.

به‌طور کلی، سازند نجمه و کمربندهای رخساره‎‍ای آن (F6 F4 – جدول 1، شکل11؛ بخش D) در این نواحی، تحت تأثیر پس‌روی سطح آب دریا درنتیجۀ فاز کم‎‍عمق‌‎‍شوندگی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند نجمه در طی حادثۀ مرز کالووین بالایی–آکسفوردین (مرز سکانسی 4 (SB 4)) است (شکل 11؛ بخش D). این رخداد سبب پس‌روی رسوبات رخسارۀ F5 (رخسارۀ ساب‎‍تایدال عمیق – کم‎‍عمق محیط رمپ) ژوراسیک بالایی (J50-J70) سازند نجمه با الگوی برانبارش پس‌رونده بر توالی‎‍های دریایی عمیق ژوراسیک میانی سازند سرگلو شده (J40) و با یک ناپیوستگی فرسایشی[41] در مرز بین سازند نجمه و سرگلو همراه بوده است (شکل 11؛ بخش D)؛ سپس کمربندهای F7 F6 – متعلق به رخساره‎‍های اینترتایدال – سوپراتایدال (J60-J70) به‌طور پیوسته و با الگوی برانبارش پس‌رونده بر توالی‎‍های ساب‎‍تایدال سازند نجمه (J50) رسوب‌گذاری شده است (شکل 11؛ بخش D؛ Imani Seginsara 2022).

درنهایت، سازند گوتنیا با واسطۀ مرز سکانسی هفتم و هشتمین ناپیوستگی (AP8) معرفی‌شده توسط شارلند و همکاران (Sharland et al. 2001)، از توالی‎‍های سازند نجمه متمایز شده است (شکل 11). همانند سازند نجمه، رخداد فرایندهای تکتونیکی محلی نیز سبب گسترش متغیر سازند گوتنیا در سرتاسر ورقۀ عربی و نیز منطقۀ مطالعه‌شده در کرمانشاه شده است؛ به نحوی که در منطقۀ مطالعه‌شده به‌صورت یک افق برشی است، ولی در بخش‌های مجاور به‌صورت رسوبات تبخیری و گاهی کربناتی کم‌عمق نیز گزارش شده است (Alsharhan and Magara 1994; Sharland et al. 2001; Bordenave and Herge 2010).

 

انطباق ناحیه‌ای

براساس الگوها و روندهای حاصل از مطالعات چینه‎‍نگاری سکانسی سازندهای سرگلو و نجمه در برش‎‍های مطالعه‌شده‌ (دودان و کزی)، می‎‍توان به درک و مفهوم انطباق ناحیه‎‍ای این سازندها دست یافت (شکل 12). روندهای منظم و مشابه دسته‎‍های رخساره‎‍ای چینه‎‍نگاری سکانسی (روندهای T-R) سازند سرگلو در برش‎‍های مطالعه‌شده، قابلیت انطباق این برش‎‍ها را در مقیاس ناحیه‎‍ای فراهم کرده است (شکل 12). بر این اساس، چرخه‌های شناسایی‌شده در سازند سرگلو (شامل: T–R1 تا T–R3) منطبق بر سکانس‌های درجه‌سه در ادبیات چینه‎‍نگاری سکانسی است. در این باره، سازند سرگلو که از 3 چرخۀ چینه‎‍نگاری سکانسی T–R برخوردار بوده است، براساس سطوح متمایزکنندۀ هریک از دسته‎‍های رخساره‎‍ای (RST و TST)، یعنی سطوح MFS و MRS، قابلیت انطباق را در مقیاس ناحیه‎‍ای از خود نشان می‎‍دهد (شکل 12).

همچنین، با توجه به اینکه سکانس‌های سازند سرگلو در برش‌های مطالعه‌شده تا حدودی ازلحاظ ضخامت، لیتولوژی و رخساره‌ای، در مقیاس محلی مشابه یکدیگرند (شکل 12)، بنابراین شکل‌گیری این سازند به نبود یا ناچیزبودن تکتونیک فعال در زمان رسوب‌گذاری در ناحیۀ اورامان نسبت داده می‌شود. در مقابل، سازند نجمه به‌دلیل تغییر ضخامت و متعاقباً تغییر در الگوی چینه‎‍نگاری سکانسی این سازند در برش‌های مطالعه‌شده، قابلیت انطباق را در مقیاس ناحیه‎‍ای نخواهد داشت. سازند نجمه در برش دودان شامل 3 سکانس چینه‎‍نگاری (از T–R4 تا T–R6) است، در حالی که این سازند در برش کزی تنها از سکانس T-R4 با تغییر ضخامت زیاد تشکیل شده است (شکل 12). این مطالعه پیشنهاد می‌کند که تشکیل‌نشدن سکانس‎‍های پنجم و ششم سازند نجمه در برش کزی، ناشی از رخداد تکتونیک فعال در زمان رسوب‌گذاری سازند نجمه (ژوراسیک بالایی) بوده است؛ بنابراین، انطباق این سازند را در مقیاس ناحیه‎‍ای با مشکل مواجه کرده است.

 

نتیجه‌

  1. محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو در منطقۀ اورامان (برش‌های کزی و دودان) را می‌توان یک محیط اینتراشلفی در بر گیرندۀ زیرمحیط‌های شلف خارجی، شیب و شلف میانی در نظر گرفت؛ در حالی که محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه، یک محیط رمپ کربناتۀ هموکلینال با زیرمحیط‌های ساب‌تایدال عمیق–کم‌عمق، اینترتایدال و سوپراتایدال در نظر گرفته می‌شود.
  2. براساس ادغام مطالعات چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی ایزوتوپی اکسیژن و کربن، روند مثبت مقادیر ایزوتوپ کربن در بخش‎‍های قاعده‎‍ای تا میانی سازند سرگلو، بیانگر یک دسته‌رخساره‎‍ای پیش‌روندۀ (TST) بزرگ‌مقیاس است و همچنین، پیک‎‍های ناگهانی و منفی در بخش‎‍های مرتبط با بخش حوضه/شلف خارجی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو، منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 1 و 2 (MFS-1, MFS-2) دسته‌رخسارۀ پیش‌روندۀ سکانس 1 و 2 است. در مقابل، پیک‎‍های مثبت دوره‎‍ای در مقادیر ایزوتوپی کربن ممکن است بیانگر سطح بیشترین پس‌روی دریایی (MRS) و دسته‌رخسارۀ پس‌روندۀ (RST) در توالی‎‍های به‌سمت بالا ضخیم‌شوندۀ سکانس 4 (T–R 4) و 5 (T–R 5) سازند نجمه باشد. در مرز سازند سرگلو و نجمه، مقادیر ایزوتوپ اکسیژن یک پیک ناگهانی و مثبت را نشان می‎‍دهد که احتمالاً ناشی از تغییر شرایط اقلیمی در مرز آشکوب کالووین و آکسفوردین در مقیاس محلی بوده باشد.
  3. سازند سرگلو به سن ژوراسیک میانی و کمربندهای رخساره‎‍ای آن (F3 F1 –) در منطقۀ کرمانشاه، حاصل پیش‌روی سطح آب دریا درنتیجۀ فرونشینی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو (سطوح بیشینۀ غرقابی 20 تا 40 (AP J20–J40)؛ Sharland et al. 2001) در طی فازهای تکتونیکی است؛ در حالی که سازند نجمه به سن ژوراسیک بالایی و کمربندهای رخساره‌ای آن (F4–F6)، که چرخه‌های کم‎‍عمق‌شونده دارد، شرایط محیطی و مدل رسوب‌گذاری کاملاً متفاوتی نسبت‌به سازند سرگلو داشته است. رخداد ناگهانی لایه‎‍های دولومیتی در قاعدۀ سازند نجمه (مرز بین سازند سرگلو و نجمه)، احتمالاً درنتیجۀ حادثۀ کم‎‍عمق‎‍شوندگی حوضۀ رسوب‌گذاری بوده است.

 

 

 

شکل 12- انطباق ناحیه‌ای سازندهای سرگلو و نجمه در برش‌های دودان و کزی

Fig 12- Regional correlation of The Sargelu and Najmah formations in the Doudan and Kezi sections

 

[1] Accommodation space

[2] Sedimentation

[3] Oceanic anoxic events (OAEs)

[4] Calcareous black shale

[5] Posidonia

[6] Bundle

[7] Garau Formation

[8] Brecciated surface

[9] Hawraman

[10] System tract

[11] Sequence stratigrahic surface

[12] Transgressive System Tract (TST)

[13] Regressive System Tract (RST)

[14] Maximum Flooding Surface (MFS)

[15] Maximum Regressive Surface (MRS)

[16] Storm wave base (SWB)

[17] Silicification

[18] Bositra

[19] Upper slope

[20] disarticulated

[21] articulated

[22] Hummocky cross stratification (HCS)

[23] Gutter cast

[24] Peloidal mudstone

[25] Clotted fabric

[26] Domal Stramatolite

[27] Moldic pores

[28] Plannar Stramatolite

[29] Biotic

[30] Abiotic

[31] Subaerial exposure

[32] Photic zone

[33] Sequence Boundery (SB)

[34] Retrogradational

[35] Progradational

[36] Late Toarcian

[37] Mus

[38] Early Tithonian

[39] accommodation space

[40] Drowning Unconformity

[41] Erosional Unconformity

مراجع

Alsharhan A.S. and Magara K. 1994. The Jurassic of the Arabian Gulf Basin-facies, depositional setting and hydrocarbon habitat, In: Embry A.F. B. Beauchamp and D.J. Glass, (Eds.), Pangea-global environments and resources: Canadian Society of Petroleum Geologists. Memoir. 17: 397-412.
Andrieu S. Brigaud B. Barbarand J. Lasseur E. and Saucède T. 2016. Disentangling the control of tectonics, eustasy, trophic conditions and climate on shallow-marine carbonate production during the Aalenian–Oxfordian interval: From the western France platform to the western Tethyan domain. Sedimentary Geology. 345: 54–84
Bahniuk A. M. Anjos S. França A. B. Matsuda N. Eiler J. Mckenzie J. A. and Vasconcelos C. 2015. Development of microbial carbonates in the Lower Cretaceous Codó Formation (north‐east Brazil): Implications for interpretation of microbialite facies associations and palaeoenvironmental conditions. Sedimentology. 62(1): 155-181.
Bayet-Goll A. and Daraei M. 2020. Palaeoecological, sedimentological and stratigraphical insights into microbially induced sedimentary structures of the lower Cambrian successions of Iran. Sedimentology. 67: 3199–3235.
Bayet-Goll A. Neto De Carvalho C. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Nasiri Y. 2014. Depositional environments and ichnology of the deep-marine succession of the Amiran Formation (Upper Maastrichtian–Paleocene), Lurestan Province, Zagros Fold–Thrust Belt, Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 401: 13-42.
Bayet-Goll A. Nazarian Samani P. Neto de Carvalho C. Monaco P. Khodaie N. Morad Pour M. Kazemeini H. and Zareiyan M. H. 2017. Sequence stratigraphy and ichnology of Early Cretaceous reservoirs, Gadvan Formation in southwestern Iran. Marine and Petroleum Geology. 81: 294–319.
Bayet-Goll A. Shirezadeh-Esfahani F. Daraei M. Monaco P. Sharafi M. and Akbari Mohamadi A. 2018a. Cyclostratigraphy across a Mississippian carbonate ramp in the Esfahan-Sirjan Basin, Iran: implications for the amplitudes and frequencies of sealevel fluctuations along the southern margin of the Paleotethys. International Journal of Earth Sciences. 107: 2233–2263.
Bayet-Goll A. De Carvalho C.N. Daraei M. Monaco P. and Sharafi M. 2018b. Sequence stratigraphic and sedimentologic significance of the trace fossil rhizocorallium in the Upper Triassic Nayband Formation, Tabas block, Central Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 491: 196–217.
Bayet-Goll A. Daraei M. Taher S. P. M. Etemad-Saeed N. de Carvalho C. N. Zandkarim K. and Nasiri Y. 2020. Variations of the trace fossil Zoophycos with respect to paleoenvironment and sequence stratigraphy in the Mississippian Mobarak Formation, northern Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 551: 109754.
Bayet-Goll A. Daraei, M. and Seginsara M. I. 2022a. Paleogeographic reconstruction and sequence architecture of the Middle-Upper Jurassic successions of Hawraman Basin (NW Iran): Implications for tectono-depositional processes of the northeastern passive margin of the Arabian Plate. Geological Journal. 57( 5): 2058– 2093.
Bayet-Goll A. Sharafi M. Jazimagh N. and Brandano M. 2022b. Understanding along-strike variability in controlling mechanisms of paleoenvironmental conditions and stratigraphic architecture: Ordovician successions in the Alborz Mountains of Iran at the northern Gondwana margin. Marine and Petroleum Geology. 140: 105654.
Beydoun Z.R. Hughes Clark M.W. and Stoneley R. 1992. Petroleum in the Zagros Basin. A Late Tertiary Foreland Basin Overprinted onto the Outer Edge of a Vast Hydrocarbon-Rich Palaeozoic-Mesozoic Passive Margin Shelf. American Association of Petroleum Geologists. Memoir. 55: 309-339.
Bottjer D. J. 2016. Paleoecology: past, present and future. John Wiley & Sons, 232p.
Bordenave M. L. and Burwood R. 1995. The Albian Kazhdumi Formation of the Dezful Embayment, Iran: one of the most efficient petroleum generating systems. In Petroleum Source Rocks Springer, Berlin, Heidelberg. p. 183-207.
Bordenave M. L. and Hegre J. A. 2010. Current distribution of oil and gas fields in the Zagros Fold Belt of Iran and contiguous offshore as the result of the petroleum systems. Geological Society, London, Special Publications, 330(1): 291-353.
Bouma A. 1964. Turbidites. In developments in sedimentology. Elsevier. 3: 247-256.
Catuneanu O. 2006. Principles of sequence stratigraphy. Elsevier, Amsterdam, 375 p.
Coimbra R. Immenhauser A. and Olóriz F. 2014. Spatial geochemistry of Upper Jurassic marine carbonates (Iberian subplate). Earth-Science Reviews. 139: 1-32.
Dromart G. Garcia J. P. Picard S. Atrops F. Lécuyer C. and Sheppard S. M. F. 2003. Ice age at the Middle-Late Jurassic transition? Earth and Planetary Science Letters. 213: 205–220.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists (AAPG). 1: 108–121.
Embry A. F. and Johannessen E. P. 2017. Two approaches to sequence stratigraphy. In stratigraphy & timescales. Academic Press. 2: 85-118.
Flügel E. 2004. Microfacies analysis of limestones. Springer Science & Business Media. Springer. 976 p.
Imani Seginsara M. 2021. Depositional Environment and Sequence Stratigraphy of the Sargelu, Najmah and Gotnia formations (Middle–Upper Jurassic) in the Zagros fold–thrust belt (Kezi and Doudan sections in the northwest of Kermanshah), Implications to the identification of potential reservoir rocks in the sequence stratigraphic framework. M.S. Thesis. Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Iran, 187p.
Imani Seginsara M. Bayet-Goll A. Daraei M. Esanejad Kachavi olia M. Zohdi A. and Rabbani J. 2022. Depositional environment farmework and and palaecological analysis of the Sargelu Formation (Middle Jurassic) in Hawraman area Kermanshah. Applied Sedimentology. 10(19): 213-231.
Isanejad M. Daraei M. Bayet-Goll A. Imani Seginsara M. Zohdi A. and Rabbani J. 2022. Reconstructing the depositional environment of microbial deposits of the upper Jurassic Najmah Formation in the Paveh region, Kermanshah. Applied Sedimentology. doi: 10.22084/psj.2022.25514.1327 (in press)
Jach R. 2007. Bositra limestones-a step towards radiolarites: case study from the Tatra Mountains. In Annales Societatis Geologorum Poloniae. 77: 161-170.
James G. A. and Wynd J. G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 49(12): 2182-2245.
Kershaw S. Crasquin S. Forel M. B. Randon C. Collin P. Y. Kosun E. and Baud A. 2011. Earliest Triassic microbialites in Çürük Dag, southern Turkey: composition, sequences and controls on formation. Sedimentology. 58(3): 739-755.
Leonowicz P. 2016. Nearshore transgressive black shale from the Middle Jurassic shallow-marine succession from southern Poland. Facies. 62(2): 16.
Motiei H. 1993. Stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran Publication, Tehran, 536 p.
Ogg J. Ogg G. and Gradstein F. 2016. A concise geologic time scale 2016. Amsterdam, The Netherlands: Elsevier.
Robinson S. A. Heimhofer U. Hesselbo S. P. and Petrizzo M. R. 2017. Mesozoic climates and oceans–a tribute to Hugh Jenkyns and Helmut Weissert. Sedimentology. 64(1): 1-15.
Röhl H. J. Schmid-Röhl A. Oschmann W. Frimmel A. and Schwark L. 2001. The Posidonia Shale (Lower Toarcian) of SW-Germany: an oxygen-depleted ecosystem controlled by sea level and palaeoclimate. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 165(1-2): 27-52.
Setudehnia A. 1978. The Mesozoic sequence in south‐west Iran and adjacent areas. Journal of Petroleum Geology. 1(1): 3-42.
Sharafi M. Rodríguez-Tovar F.J. Janočko J. Bayet-Goll A. Mohammadi M. and Khanehbad M. 2021a. Environmental significance of trace fossil assemblages in a tide‒wave-dominated shallow-marine carbonate system (Lower Cretaceous), northern Neo-Tethys margin, Kopet-Dagh Basin, Iran. International Journal of Earth Sciences. 111: 103–126.
Sharafi M. Rodríguez-Tovar F.J. Bayet-Goll A. and Richianio S. 2021b. Ichnofabric analysis of shallow to deep marine Carboniferous sediments, from the southern Paleotethys margin, Alborz Basin (northern Iran): Approaching autogenic and allogenic environmental controls. Historical Biology. 34(10): 2000-2019.
Sharafi M. Bayet-Goll A. Zamani Z. Bagheri Tirtashi R. and Daryabandeh M. 2022a. Geochemistry study of the Sargelu Formation (Middle Jurassic) in terms of original mineralogy and paleotemperature in the Lorestan area. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches. 38(1): 21-44.
Sharafi M. Reolid M. Bayet-Goll A. Mohamadi M. Khanehbad M. Mahboubi A. and Moussavi-Harami R. 2022a. Differentiate allogenic and autogenic controls on the formation of parasequences and depositional sequences of a tide- and wave-dominated carbonate platform (Lower Cretaceous, Kopet-Dagh Basin, Iran). Geological Journal. 57(7): 2828–2853.
Sharland P. R. Archer R. Casey D. M. Davies R. B. Hall S. H. Heward A. P. and Simmons M. D. 2001. Sequence stratigraphy of the Arabian Plate. GeoArabia. 2(37): 1.
Svensen H. Planke S. Chevallier L. Malthe-Sørenssen A. Corfu F. and Jamtveit B. 2007. Hydrothermal venting of greenhouse gases triggering Early Jurassic global warming. Earth and Planetary Science Letters. 256(3-4). 554-566.
Tavani S. Parente M. Vitale S. Iannace A. Corradetti A. Bottini C. and Mazzoli S. 2018. Early Jurassic rifting of the Arabian passive continental margin of the Neo-Tethys. Field evidence from the Lurestan region of the Zagros fold-and-thrust belt, Iran. Tectonics. 3: 2586–2607.
Tomašových A. Schlögl J. Michalík J. and Donovalová L. 2020. Non-condensed shell beds in hiatal successions: instantaneous cementation associated with nutrient-rich bottom currents and high bivalve production. Italian Journal of Geosciences. 139(1): 76-97.
Vennin E. Olivier N. Brayard A. Bour I. Thomazo C. Escarguel G. and Hofmann R. 2015. Microbial deposits in the aftermath of the end‐Permian mass extinction: A diverging case from the Mineral Mountains (Utah, USA). Sedimentology. 62(3): 753-792.
Wierzbowski H. 2015. Seawater temperatures and carbon isotope variations in central European basins at the Middle–Late Jurassic transition (Late Callovian–Early Kimmeridgian). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 440: 506-523.
Ziegler M. A. 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian Plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia. 6.3: 445-504
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی
دوره 38، شماره 2 - شماره پیاپی 87
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی، سال سی و هشتم، شماره پیاپی 87، شماره دوم، تابستان 1401
تیر 1401
صفحه 83-116

فایل ها

هم رسانی

ارجاع به این مقاله

آمار