Depositional environment of the Barut Formation at the Barut Aghaji section, northwestern Soltanieh Mountains, western Alborz

Document Type : Research Paper

Authors

1 MSc Student, Sedimentology and Sedimentary Petrology, Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Zanjan 45137-66731, Iran

2 Assistant Professor, Sedimentology and Sedimentary Petrology; Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Zanjan 45137-66731, Iran

3 Assistant Professor, Sedimentology and Sedimentary Petrology, Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Zanjan 45137-66731, Iran

Abstract

Abstract
The Lower Cambrian Barut Formation is one of the most important lithostratigraphic units in reconstructing the paleogeography of northern Iran during the early Cambrian time. Herein, we present detailed facies analysis data of this formation in the Barut Aghaji Section in southwest Zanjan to analyze the palaeoenvironment. The Barut Formation in this section consists of about 500 m thick mixed siliciclastics and carbonate rocks and its upper and lower contacts with both Soltanieh and Zaigun formations are gradational. Seven recognized lithofacies/microfacies include: red, fine- to medium-grained arkosic sandstone containing physical and biogenic tidal indicators (F1), red to green, finely laminated mudrock containing tidal biogenic structures (F2), dolomitic stromatolite boundstone (F3), dolomitic mudstone with evidence of former evaporites (F4), dolomitic thrombolite boundstone (F5), carbonate breccia/conglomerate (F6), and dolomitic oncoid wackestone (F7). These facies are arranged in shallowing-up cycles consisting of mixed flat sandstones overlain by mud flat mudrocks and supratidal carbonates. Evidence of evaporite minerals in the Barut Formation along with other contemporaneous early Cambrian evaporite basins in the Middle East, India and Pakistan, indicates a dry and warm palaeo climate during the deposition of the sediments.
Keywords: Early Cambrian, Barut Formation, Barut Aghaji Section, Tidal flat, Evaporite basins.
 
 
Introduction
The Late Neoproterozoic to Early Cambrian is one of the most important time intervals in the history of Earth. Extreme climate changes, major tectonic events such as the formation of the East African Orogens, oxygenation events, change of seawater composition and rising nutrient input, as well as the emergence and diversification of multicellular life, are among the most important events of this time (Zhang et al. 2014). A large part of the reconstruction of these important events has been obtained from the study of sedimentary rocks.
In the palaeogeographic reconstructions of Late Neoproterozoic–Early Cambrian, Iran is placed along the northeastern margin of Gondwana, between the Arabia and India plates. The oldest sedimentary rocks in Iran are siliciclastics with subordinate carbonate rocks known as Kahar, Bayndor, Soltanieh, Barut and Zaigun formations, which range in age from Ediacaran to lower Cambrian (Stocklin et al. 1964; Horton et al. 2008). Researchers believed that this sedimentary succession was deposited mainly in a shallow marine environment.
The Barut Formation in the northwest of the Soltanieh Mountains, 18 Km southwest of Zanjan and northwest of Barut Aghaji village, consists of about 500 m of purple mudrocks and carbonates. The lower and upper boundary of this formation, with the Soltanieh and Zaigun formations, respectively, is conformable and gradational. The depositional ages assigned to the Barut Formation range from Late Neoproterozoic (e.g., Horton et al. 2008) to early Cambrian (Salehi et al. 1998; Devaere et al. 2018). Despite the importance of the Barut Formation in the reconstruction of the palaeogeography of Iran during the Ediacaran–Early Cambrian, this formation has received little sedimentological study. For the first time, this study examines the lithology and palaeodepositional conditions of the Barut Formation in the Barut Aghaji section (Type section). Our findings provide new data on the palaeogeographical conditions of this area in northern Iran during the Early Cambrian time.
 
Material & Methods
In this study, detailed field investigations were carried out to prepare a stratigraphic section, sampling and recognizing lithofacies. The main lithofacies were recognized using lithology, geometry, the nature of bed boundaries, and sedimentary structures during field studies according to Stow (2005). A total of 100 siliciclastic and carbonate samples were collected at regularly spaced intervals. After preparing thin sections, petrographic studies were performed on thin sections according to the classification of Folk (1974), Tucker (2009), and Dunham (1962). Lithofacies were interpreted according to Stow (2005), Flügel (2010), Einsele (2000), Nichols (2009), and Davis (2012), and then were classified into facies associations that reflect the palaeoenvironments.
 
Discussion of Results & Conclusions
Seven lithofacies have been identified in the studied section, which can be grouped into two main facies associations: (1) Siliciclastic-dominated facies association and (2) Carbonate-dominated facies association. Siliciclastic-dominated facies association includes fine- to medium-grained red arkosic sandstone containing tidal bedding with flaser and lenticular laminations, herringbone cross stratifications, mud drapes on cross stratifications and ripples, and Microbially Induced Sedimentary Structures (MISS) (F1) and red to green, finely laminated mudrock containing MISS (F2). Carbonate-dominated facies association includes dolomitic stromatolite boundstone (F3), dolomitic mudstone with evidence of former evaporites (F4), dolomitic thrombolite boundstone (F5), carbonate breccia/conglomerate (F6), and dolomitic oncoid wackestone (F7). These facies contain several physical and biological tidal criteria and are arranged as shallowing upward cycles. Each cycle starts with mixed flat sandstones overlain by mud flat mudrocks and supratidal carbonates that are subjected to subaerial exposure. The results of this study indicate that tidal flat sedimentation conditions prevailed in the study area throughout the early Cambrian, from the Upper Dolomite Member of the Soltanieh Formation to the Zaigun Formation. In addition, evidence of evaporite minerals in the Barut Formation along with other contemporaneous Early Cambrian evaporite basins in the Middle East, India and Pakistan, indicates dry and warm palaeoclimate during the deposition of sediments. More information on palaeotectonic would help us to establish a greater degree of accuracy on this matter. 

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

نئوپروتروزئیک پسین تا کامبرین پیشین، یکی از مهم‌ترین مقاطع زمانی در تاریخ زمین است. تغییرات شدید آب و هوایی، رویدادهای بزرگ زمین‌ساختی همانند شکل‌گیری کوهزاد شرق آفریقا، بالارفتن سطح اکسیژن در آب اقیانوس‌ها و اتمسفر و همین‌طور پیدایش و تنوع‌یافتن موجودات چندسلولی پوسته‌دار، از مهم‌ترین حوادث این دورۀ زمانی‌اند (e.g. Zhang et al. 2014; Ervin 2015). بخش بزرگی از بازسازی این رویدادهای مهم، از مطالعۀ سنگ‌های رسوبی به‌جامانده از این زمان به دست آمده است. در بازسازی جغرافیایی دیرین طی نئوپروتروزوئیک پسین–کامبرین آغازین، ایران به‌عنوان بخشی از گندوانا و در مجاورت عربیا در نظر گرفته شده است (Horton et al. 2008). قدیمی‌ترین واحدهای رسوبی در ایران، سنگ‌های سیلیسی آواری و به میزان کم‌تر کربناته‌ای‌اند که با سازندهای کاهار، بایندور، سلطانیه، باروت و زایگون شناخته می‌شوند و سنی از ادیاکارن تا کامبرین پیشین را در بر می‌گیرند (Stocklin et al. 1964; Horton et al. 2008). محققان عقیده دارند که با وجود نام‌گذاری‌های متفاوت در بخش‌های مختلف ایران، این توالی رسوبی در شرایط مشابه (به‌استثنای کپه داغ) و محیط‌های کم‌عمق دریایی–قارّه‌ای به جا گذاشته شده‌اند (Hassanzadeh et al. 2008; Alavi 1996 و مراجع درون آن). سازند باروت در شمال غرب کوه‌های سلطانیه، 18 کیلومتری جنوب غرب زنجان و شمال غرب روستای باروت آغاجی، از حدود 700 متر گل‌سنگ صورتی‌رنگ و میان‌لایه‌های کربناتۀ غالباً دولومیتی و استروماتولیتی تشکیل شده است (Stocklin et al. 1964). مرز زیرین و بالایی این سازند، به ترتیب با سازندهای سلطانیه و زاگون (زایگون)، به‌صورت پیوسته و تدریجی است و اغلب به‌طور دقیق تفکیک‌شدنی نیست (Stocklin et al. 1964, 1965). سن دقیق نهشت سازند باروت مشخص نیست و به پرکامبرین پسین[1] (e.g., Horton et al. 2008) تا کامبرین پیشین[2] (Devaere et al. 2018) نسبت داده شده است. این سازند معادل سازندهای دزو و هرمز در جنوب ایران و بخشی از گروه ارا[3] در عمان و سری پنجاب[4] در پاکستان معرفی شده است (Alsharhan and Nairn 2003). با وجود اهمیت زیاد سازند باروت در بازسازی جغرافیای دیرینۀ ایران طی ادیاکاران–کامبرین پیشین، این سازند مورد توجه و مطالعۀ زیادی قرار نگرفته است (e.g., Zamanzadeh 2000; Meimandi 2019). این مطالعه از نخستین تلاش‌هایی است که سنگ‌شناسی و شرایط نهشت دیرینۀ سازند باروت را در برش باروت آغاجی (برش نمونۀ سازند؛ Stocklin et al. 1964) بررسی می‌کند. شناخت شرایط حاکم بر محیط نهشتی و مجموعه‌های زیستی ثبت‌شده در رسوبات سازند باروت، اطلاعات ارزشمندی را از شرایط جغرافیای دیرینه و نیز اقلیم دیرینۀ این ناحیه در زمان کامبرین پیشین فراهم می‌کند.

 

موقعیت جغرافیایی و روش مطالعه

برش باروت آغاجی، در شمال غرب کوه‌های سلطانیه، 18 کیلومتری جنوب غرب زنجان و موقعیت جغرافیایی ʺ16/26ʹ34°36 شمالی و ʺ42/7ʹ18°48 شرقی، واقع شده است (شکل A1). مرز زیرین سازند باروت در این برش به‌صورت تدریجی با عضو دولومیت بالایی سازند سلطانیه است (شکل B1). در این مطالعه، ظهور اولین واحدهای گل‌سنگ رنگی، به‌عنوان مرز زیرین سازند باروت در نظر گرفته شده است. در ادامه، حدود 500 متر گل‌سنگ قرمز و سبزرنگ، کربنات‌های دولومیتی زرد، قهوه‌ای و خاکستری‌رنگ غالباً استروماتولیتی و ماسه‌سنگ‌های قرمزرنگ، مشاهده می‌شوند. ضخامت و فراوانی واحدهای کربناته در بخش‌های قاعده‌ای برش مطالعه‌شده، بیشتر از بخش‌های رأسی آن است (شکل C1) و لیتولوژی‌های گل‌سنگی در بخش‌های میانی و رأسی، فراوانی بیشتری دارند (شکل D1). لیتولوژی‌های یادشده به‌صورت چرخه‌های تقریباً منظمی مشاهده می‌شوند. هر چرخه با سیلیسی‌آواری‌ها شروع و به لیتولوژی‌های کربناته ختم می‌شود (شکل 10). مرز بالایی سازند باروت در برش مطالعه‌شده با سازند زایگون به‌صورت تدریجی است. آخرین واحد ضخیم کربناتۀ مشاهده‌شده، به‌عنوان مرز بالایی سازند در نظر گرفته شده است (شکل E1).

پس از جمع‌آوری مطالعات پیشین صورت‌گرفته بر نهشته‌های نئوپروتروزوئیک پسین و کامبرین پیشین در شمال و شمال غرب ایران، با استفاده از نقشه‌های زمین‌شناسی موجود از کوه‌های سلطانیه، رخنمون‌های سازند باروت و راه‌های دسترسی به آنها بررسی شد. درنهایت برش نمونه‌ی این سازند (Stocklin et al. 1964)، به‌دلیل رخنمون مناسب و کامل‌بودن، انتخاب و راه‌های دسترسی و مرزهای سازند با استفاده از تصاویر ماهواره‌ای ترسیم شد. مطالعات صحرایی با هدف تعیین ضخامت حقیقی واحدهای سنگی، رسم ستون چینه‌ای، نمونه‌برداری و برداشت ویژگی‌های اصلی رخساره‌ای سیلیسی آواری و کربناته، شامل بررسی ویژگی‌های هندسی لایه‌ها، رنگ سطح تازۀ سنگ‌ها، ساختمان‌های رسوبی، محتوی فسیلی و بررسی بافت و ترکیب سنگ‌ها، با استفاده از استو (Stow 2005)، فلوگل (Flügel 2010)، انسل (Einsele 2000)، نیکولز (Nichols 2009) و دیویس (Davis 2012)، بر برش انتخاب‌شده از سازند باروت انجام شد. برای تعیین ترکیب و بافت سنگ‌های رسوبی، تعداد 100 نمونۀ گل‌سنگی، ماسه‌سنگی و کربناته به‌صورت سیستماتیک از برش مطالعه‌شده برداشت شد. پس از تهیۀ مقاطع نازک از نمونه‌های برداشت‌شده، این مقاطع توسط میکروسکوپ پلاریزان در آزمایشگاه سنگ‌شناسی دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایۀ زنجان مطالعه شدند. پتروفاسیس سنگ‌های آواری براساس فولک (Folk 1974) و تاکر (Tucker 2009) و میکروفاسیس نمونه‌های کربناته با توجه به فلوگل (Flügel 2010) و دانهام (Dunham 1962) مطالعه و بررسی شدند. علاوه بر این شناسایی رخساره‌ها به‌منظور تشخیص کلسیت از دولومیت، مقاطع نازک، توسط محلول شیمیایی آلیزارین قرمز و فری‌سیانید پتاسیم، به روش دیکسون (Dickson 1966) رنگ‌آمیزی شدند. ستون چینه‌ای تهیه‌‌شده به‌همراه موقعیت نمونه‌های مطالعه‌شده و ویژگی‌های رخساره‌ای برداشت‌شده، در شکل 2 مشاهده می‌شود.

 

 

 

 

شکل 1- A) موقعیت منطقۀ مطالعه‌شده و نقشۀ زمین‌شناسی نشان‌دهندۀ برش باروت آغاجی (برگرفته از نقشۀ 1:250000 زنجان)؛ B) مرز تدریجی سازند سلطانیه و سازند باروت؛ C) غلبۀ لایه‌های دولومیتی در بخش‌های قاعده‌ای سازند و D) غلبۀ واحدهای گل‌سنگی در بخش‌های رأسی سازند؛ E) مرز تدریجی بالایی سازند باروت و سازند زاگون.

Fig 1- (A) Simplified geologic map of the studied area. (B-E) Field photographs of main lithostratigraphic units and gradational lower and upper contacts with the Soltanieh and Zaigun formations.

 

شکل 2- ستون چینه‌ای سازند باروت در برش باروت آغاجی به‌همراه موقعیت نمونه‌های برداشت‌شده و رخساره‌های شناسایی‌شده

Fig 2- Stratigraphic section of the Barut Formation in the Barut Aghaji section including sample locations and main lithofacies

 

 

بحث و تحلیل یافته‌های پژوهش

برای شناسایی محیط نهشتی دیرین سازند باروت در برش باروت آغاجی، ابتدا رخساره‌های سنگی اصلی شناسایی شدند؛ سپس رخساره‌های مرتبط با یکدیگر، در مجموعه‌های رخساره‌ای[5] جداگانه دسته‌بندی شدند. درنهایت با در نظر گرفتن موقعیت مجموعه‌های رخساره‌ای در امتداد ستون چینه‌ای، محیط نهشتی دیرینه شناسایی و یک مدل رسوبی شماتیک از این محیط ترسیم شد. هفت رخسارۀ سنگی[6] در برش مطالعه‌شده شناسایی شد که به‌طور خلاصه در جدول 1 و شکل 2 معرفی شده‌اند. به‌طور کلی، رخساره‌های شناسایی‌شده را می‌توان در دو مجموعۀ رخساره‌ای اصلی: (1) مجموعۀ رخساره‌ای با غلبۀ سیلیسی آواری و (2) مجموعۀ رخساره‌ای با غلبۀ کربنات، دسته‌بندی کرد. در ادامه رخساره‌های تشکیل‌دهندۀ هر مجموعۀ رخساره‌ای را معرفی و توصیف و تفسیر خواهیم کرد.

 

مجموعه‌های رخساره‌ای با غلبۀ سیلیسی آواری

رخسارۀ ماسه‌سنگ ریزدانه قرمزرنگ پهنۀ ماسه‌ای-گلی (F1)

توصیف: این رخساره ضخامت کمی را از برش مطالعه‌شده تشکیل می‌دهد و از ماسه‌سنگ‌های قرمزرنگی تشکیل شده است که در صورت وجود، در بخش قاعده‌ای چرخه‌های کم‌عمق‌شوندۀ سازند باروت دیده می‌شوند (شکل 2). با این حال، حضور این رخساره در همۀ چرخه‌های سازند باروت دیده نمی‌شود و در بیشتر افق‌های سازند باروت، هر چرخۀ رسوبی در قاعده، از رسوبات ریزدانۀ گل‌سنگی/شیلی تشکیل شده و در بالا به رسوبات کربناته ختم شده است. این لایه‌های ماسه‌سنگی، در جایی که حضور دارند، ضخامتی از متوسط تا نازک را نشان می‌دهند. از مهم‌ترین ساختمان‌های رسوبی مشاهده‌شده می‌توان به لامیناسیون‌های موازی، فلاسر و عدسی، چینه‌بندی مورب دوجهته[7] و ریپل‌مارک‌های متقارن اشاره کرد (شکل A-E3). پوشش‌های گلی بر چینه‌بندی‌های مورب و لامیناسیون‌های ریپلی مشاهده می‌شوند. این ماسه‌سنگ‌ها ازنظر بافتی، ریز تا متوسط‌دانه و با جورشدگی خوب تا متوسط‌اند و از دانه‌های نیمه‌گردشده تا نیمه‌زاویه‌دار تشکیل شده‌اند (شکل F-H3). ازنظر ترکیبی، کانی‌های کوارتز و فلدسپار از نوع ارتوکلاز و با فراوانی کم‌تر پلاژیوکلاز، اصلی‌ترین دانه‌های سازندۀ این ماسه‌سنگ‌هایند و براساس طبقه‌بندی فولک (Folk 1974)، در دستۀ آرکوز تا ساب‌آرکوز قرار می‌گیرند. سیمان کوارتز رشد اضافۀ هم‌محور و سیمان کربناته، اصلی‌ترین سیمان‌های شناسایی‌شده‌اند. ساختمان‌های رسوبی میکروبی MISS)[8]) (ساختمان‌های رسوبی حاصل از تقابل میکروارگانیسم‌های کف‌زی برای زنده‌ماندن همگام با شرایط رسوب‌گذاری) از نوع رشدی نیز در ماسه‌سنگ‌های ریزدانه‌تر به‌خوبی مشاهده می‌شوند (شکل H3).

تفسیر: ساختمان‌های رسوبی فیزیکی همانند زوج‌های گل-ماسه، لامیناسیون‌های موجی، چینه‌بندی مورب دوجهته و همین‌طور پوشش‌های گلی، در کنار ساختمان‌های رسوبی زیستی، اصلی‌ترین شواهد نشانگر رسوب‌گذاری این رخساره در محیط‌های تحت تأثیر جزر و مد هستند (Einsele 2000; Davis 2012; Shi and Guo 2019; Du et al. 2022). در این محیط‌ها، مجموعه‌ای از جریان‌های پرانرژی‌تر، طی جزر یا مد و دوره‌های سکون آب، دیده می‌شوند. جریان‌های پرانرژی سبب به حرکت در آمدن رسوبات و دوره‌های کم‌انرژی، سبب نهشت رسوبات ریزدانه بر ساختمان‌های رسوبی پیشین همانند چینه‌بندی‌های مورب ریپلی و فروافتادگی‌های ریپل‌ها می‌شوند (Davis 2012). پوشش‌های گلی که از شاخصه‌های رسوبات جزر و مدی‌اند، در دوره‌های سکون آب شکل می‌گیرند. فراوانی ساختمان‌های رسوبی شاخص محیط جزر و مدی در رخسارۀ ماسه‌سنگی (F1) سازند باروت و همین‌طور با در نظر گرفتن رخساره‌های همراه، همانند استروماتولیت‌های صفحه‌ای بالای جزر و مدی (F3) و گلسنگ‌های پهنۀ گلی جزر و مدی (F2)، نشان‌دهندۀ نهشت این رسوبات در پهنۀ مخلوط ماسه‌ای-گلی بین جزر و مدی است.

 

 

جدول 1- توصیف و تفسیر لیتوفاسیس‌ها و میکروفاسیس‌های شناسایی‌شده در سازند باروت، برش باروت آغاجی

Table 1- Description and interpretation of lithofacies recognized in the Barut Aghaji section.

مجموعه‌های رخساره‌ای

لیتوفاسیس / میکروفاسیس

محیط نهشتی

مجموعۀ رخساره‌ای با غلبۀ سیلیسی آواری

F1- ماسه‌سنگ آرکوزی قرمزرنگ ریز تا متوسط‌دانه حاوی لامیناسیون‌های فلاسر و عدسی، چینه‌بندی مورب دوجهته، لامیناسیون ریپلی، پوشش‌های گلی و ساختمان‌های میکروبی (MISS)

پهنۀ مخلوط ماسه‌ای–گلی[9]

F2- گل‌سنگ سبز و قرمزرنگ حاوی لامیناسیون موازی و ساختمان‌های رسوبی میکروبی (MISS)

پهنۀ گلی[10]

مجموعۀ رخساره‌ای با غلبۀ کربنات

F3- باندستون استروماتولیتی دولومیتی

بین جزر و مدی[11] تا بالای جزر و مدی[12]

F4- مادستون دولومیتی با قالب‌های تبخیری جانشین‌شده

بالای جزر و مدی

F5- باندستون ترومبولیتی دولومیتی

زیر جزر و مدی[13] تا
بین جزر و مدی

F6- کنگلومرا/بِرِش کربناته

بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی

F7- وکستون دولومیتی حاوی آنکوئید

بین جزر و مدی تا
زیر جزر و مدی

 

 

شکل 3- تصاویر صحرایی و میکروسکوپی از رخسارۀ F1 شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده. زوج‌های گل-ماسه (A)، لامیناسیون موجی (B)، لامیناسیون‌های مورب دوجهته همراه با پوشش‌های گلی (C-D)، ریپل‌مارک‌های متقارن (E). (F-G) ماسه‌سنگ‌های آرکوزی با فراوانی دانه‌های کوارتز و فلدسپار. Q: کوارتز؛ Kf: فلدسپار پتاسیم‌دار؛ Plg: پلاژیوکلاز. H) فرش‌های میکروبی که دانه‌های آواری را در بر گرفته‌اند. MISS: ساختمان‌های رسوبی میکروبی.

Fig 3- (A-H) Field photographs and photomicrographs of F1 lithofacies in the Barut Aghaji section. (A and B) Alteration of sand and mud showing wavy and lenticular bedding. (C and D) Mud drapes along cross strata. (E) Symmetrical ripple marks. (F-G) Arkosic sandstones. (H) Matt related structures in fine-grained siliciclastics.

 

رخسارۀ گل‌سنگی سبز و قرمزرنگ پهنۀ گلی (F2)

توصیف: این رخساره از گل‌سنگ‌های سبز تا قرمزرنگ با گسترش جانبی زیاد تشکیل شده است و ضخامت زیادی از برش مطالعه‌شده از سازند باروت را نیز تشکیل می‌دهد (شکل 2 و A4). در بیشتر بخش‌های توالی سازند باروت، در نبود رخسارۀ F1، این رخساره قاعدۀ چرخه‌های کم‌عمق‌شونده را تشکیل می‌دهد که در ادامه به‌سمت بالا، به رسوبات کربناتی تبدیل می‌شوند. گل‌سنگ‌ها ازنظر اندازه، بیشتر سیلتستون تا کلی‌استون و ازنظر فابریک دارای بافت ورقه‌ای و از نوع شیل‌اند (شکل B-D4). ضخامت جدایش در این شیل‌ها از خیلی نازک (شیل کاغذی) تا متوسط (شیل صفحه‌ای) در تغییر است. فرش‌های میکروبی حاصل از رشد میکروارگانیسم‌های کف‌زی و لامیناسیون ظریف، از ساختمان‌های اصلی مشاهده‌شده در این رخسارۀ رسوبی‌اند. ازنظر ترکیب نیز کانی‌های کوارتز، فلدسپار و میکا، از تشکیل‌دهنده‌های اصلی سیلتستون‌هایند. در مقاطع نازکی که عمود بر ساختارهای میکروبی تهیه شده‌اند، دانه‌های کوارتز در میان فرش‌های گلی شناورند و با یکدیگر تماس ندارند (شکل E-F4). این دانه‌ها جهت‌یافتگی ترجیحی موازی را با سطح رسوبی نشان می‌دهند.

تفسیر: رسوبات ریزدانۀ گل‌سنگی، اصلی‌ترین جزء سازند باروت در برش مطالعه‌شده‌اند. ویژگی‌های بافتی و ساختی این رسوبات نشان می‌دهند که از حالت معلق، در محیط نهشتی کم‌انرژی به جا گذاشته شده‌اند (Einsele 2000; Shi and Guo 2019; Du et al. 2022). فرش‌های میکروبی که در این رخساره فراوانی زیادی دارند، بیشتر توسط سیانوباکتری‌های بنتیک و در شرایط فیزیکی نهشت سیلیسی‌آواری‌ها ایجاد می‌شوند و از شاخص‌های مهم محیط جزر و مدی‌اند (Noffke 2010). در رخساۀ مطالعه‌شده، این ساختارها از نوع دانه‌های جهت‌یافته[14] و حاصل رشد میکروبی[15] و شاخص بخش‌های زیرین ناحیۀ بالای جزر و مدی[16] هستند (Noffke 2010). علاوه بر این، همراهی رخسارۀ گل‌سنگی (F2) با ماسه‌سنگ‌های پهنۀ ماسه‌ای جزر و مدی (F1) و استروماتولیت‌های صفحه‌ای مناطق بالای جزر و مدی (F3)، حاکی از نهشت آنها در محیط جزر و مدی است. در پهنه‌های جزر و مدی، رسوبات ریزدانۀ گلی، در نزدیکی ساحل نهشته می‌شوند. این پهنه‌ها در زمان سطح بالای آب[17] (مد) پوشیده می‌شوند و در زمان سطح پایین آب[18] (جزر) رخنمون پیدا می‌کنند. در این منطقه رسوبات ریزدانه، زمانی که آب به حالت راکد و ساکن درمی‌آید، از حالت معلق بر جای گذاشته می‌شوند (Nichols 2009).

 

 

شکل 4- تصاویر صحرایی و میکروسکوپی از رخسارۀ F2 شناسایی‌شده در سازند باروت. A–D) گل‌سنگ‌های دارای فابریک متورق کاغذی تا صفحه‌ای با رنگ سبز تا قرمز؛ E–F) تصاویر میکروسکوپی از گل‌سنگ‌های سیلتستونی حاوی آثار باقی‌مانده از فرش‌های میکروبی. دایره‌های زردرنگ نشان‌دهندۀ دانه‌های جهت‌یافته در فابریک‌های میکروبی‌اند.

Fig 4- (A-F) Field photographs and photomicrographs of F2 lithofacies in the Barut Aghaji section. (A-D) Thick succession of mudrocks showing fissile lamination. (E-F) Microscopic microbial induced sedimentary structures. Yellow circles show oriented grains in microbial mat fabrics.

 

 

 

 

مجموعه‌های رخساره‌ای با غلبۀ کربنات

ریزرخسارۀ باندستون استروماتولیتی دولومیتی (F3)

توصیف: این ریزرخساره، پس از رخسارۀ F2، ضخامت درخور توجهی را از سازند باروت در برش مطالعه‌شده تشکیل می‌دهد (شکل 2). ضخامت این سنگ‌های دولومیتی، از متوسط تا خیلی ضخیم و رنگ این واحدهای رسوبی از خاکستری تا قهوه‌ای در تغییر است. استروماتولیت‌ها، اصلی‌ترین سازنده و ساختار این ریزرخساره‌اند (شکل 5) که براساس طبقه‌بندی بافتی دانهام (Dunham 1962)، در دستۀ باندستون‌های دولومیتی قرار می‌گیرند. با در نظر گرفتن طبقه‌بندی استروماتولیت‌ها، براساس شکل هندسی آنها (Logan et al. 1964; Flügel 2010; Lee 2019)، استروماتولیت‌های شناسایی‌شده در این رخساره، بیشتر از نوع صفحه‌ای یا [19]LLH هستند (شکل A-C5). در صحرا، ساختارهایی همانند بِرِشی‌شدن و ترک‌های گلی پرشده نیز در همراهی با این استروماتولیت‌ها مشاهده می‌شوند (شکل D-E5). در مقیاس میکروسکوپی، اگرچه سنگ در اثر دیاژنز دولومیتی شده است، با این حال، آثار فرش‌های میکروبی به شکل لامینه‌های موجی میکروبی، پلوئیدها و اینتراکلاست‌ها مشاهده می‌شوند (شکل F-H5).

تفسیر: استروماتولیت‌ها، سنگ‌های رسوبی مطبقی‌اند که توسط ارگانیسم‌های میکروبی شکل گرفته‌اند (Lee 2019). مهم‌ترین ارگانیسم‌هایی که در شکل‌گیری استروماتولیت‌ها نقش دارند، سیانوباکتری‌ها (پیشتر جلبک‌های سبز–آبی) هستند. این موجودات، شکل‌های بسیار متنوعی دارند که از آن میان، گروهی که کلونی‌های رشته‌ای می‌سازند، از مهم‌ترین سازندگان استروماتولیت‌هایند. رشته‌ها یا فیلامان‌های سیانوباکتری‌ها، با به دام ‌انداختن و چسباندن رسوبات یا نهشت کانی (کانی‌زایی[20])، سبب شکل‌گیری استروماتولیت‌ها می‌شوند (Lee 2019). مطالعات نشان داده‌اند که استروماتولیت‌های نوع LLH در محیط‌های بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی گسترش زیادی دارند (Flügel 2010; Lee 2019). بِرِشی‌شدن کربنات‌های میکروبی نیز از فرایندهای متداول گزارش‌شده از نواحی پیرامون جزر و مدی است. این برش‌ها، هم‌زمان با رسوب‌گذاری، از فرسایش کربنات‌های جزر و مدی زیرآبی تا رخنمون‌یافته در سطح، در اثر جریان‌های موقتی پرانرژی ایجاد می‌شوند. نهشت این رسوبات، به مناطق بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی نسبت داده می‌شود (Flügel 2010). ترک‌های گلی مشاهده‌شده در این رخساره نیز از شواهد خروج از آب و خشک‌شدگی سطح رسوبات در محیط‌های بالای جزر و مدی‌اند. به‌طور کلی، شواهد موجود نشان می‌دهند که رخسارۀ F3، در محیط‌های بالای جزر و مدی تا بین جزر و مدی به جا گذاشته شده است. همراهی این رخساره با رخساره‌های گل‌سنگی (F2) و ماسه‌سنگی (F1) پهنۀ جزر و مدی و دیگر رخساره‌های کربناتۀ منطقۀ پیرامون جزر و مدی[21]، شاهدی دیگر برای این تفسیر است. براساس رخساره‌های استاندارد[22] معرفی‌شده توسط ویلسون (Wilson 1975) و فلوگل (Flügel 2010) برای پلاتفرم‌های رمپ در نواحی استوایی، این ریزرخساره نشان‌دهندۀ رخسارۀ استاندارد SMF20 و RMF25/23 و بیانگر نهشت در ناحیۀ پیرامون جزر و مدی است.

 

شکل 5- تصاویر صحرایی و میکروسکوپی از رخسارۀ F3 شناسایی‌شده در سازند باروت. A–C) استروماتولیت‌های با ساختار صفحه‌ای موجی و گنبدی (دایرۀ زردرنگ)؛ D–E) برش‌های استروماتولیتی و تصویر عرضی ترک‌های گلی پرشده؛ F–H) ساختارهای با منشأ میکروبی به شکل فرش‌های میکروبی و پلوئیدها و دانه‌های میکریتی.

Fig 5- (A-H) Field photographs and photomicrographs of F3 lithofacies in the Barut Aghaji section. (A-C) Stratiform and domical stromatolites. (D-E) Brecciation in stromatolite facies. (F-H) Microscopic evidence of microbial filaments and micritic grains in stromatolites.

 

ریزرخسارۀ مادستون دولومیتی با قالب‌های تبخیری جانشین‌شده (F4)

توصیف: این ریزرخساره از کربنات‌های دولومیتی زرد تا قهوه‌ای‌رنگ متوسط تا ضخیم‌لایه تشکیل شده است که در همراهی با رخساره‌های استروماتولیتی و گل‌سنگی مشاهده می‌شوند (شکل 2 و A-C6). دولومیت‌های میکروکریستالین (دولومیکرایت) سازندۀ این رخساره‌ قالب‌های تبخیری[23] دارند. بلورهای تبخیری اولیۀ موجود در این قالب‌ها، بیشتر با بلورهای دولومیت جانشین شده‌اند (شکل D-F6).

تفسیر: مادستون‌های دولومیتی با شواهد قالب‌های تبخیری اولیه، نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در محیط‌های کم‌عمق سبخایی–بالای جزر و مدی‌اند (Flügel 2010). چنین رخساره‌ای در دولومیت‌های هولوسن محیط‌های بالای جزر و مدی خلیج فارس، باهاما و فلوریدا گزارش شده است (Flügel 2010). دولومیتی‌شدن در این محیط‌ها ازطریق شورابه‌های با درجۀ شوری[24] بالا رخ می‌دهد که حاصل تبخیر شدید سبخا هستند. مشخصات این ریزرخساره، انطباق‌دادنی با SMF23 و RMF22 معرفی‌شده توسط ویلسون (Wilson 1975) و فلوگل (Flügel 2010) است و بیانگر رسوب‌گذاری در ناحیۀ پیرامون جزر و مدی است.

 

ریزرخسارۀ باندستون ترومبولیتی دولومیتی (F5)

توصیف: این ریزرخساره از کربنات‌های زرد تا قهوه‌ای‌رنگ متوسط تا ضخیم‌لایه تشکیل شده است و بیشتر در بخش‌های میانی تا رأسی سازند باروت در برش مطالعه‌شده مشاهده می‌شود (شکل 2 و A-D7). ویژگی اصلی این کربنات‌های دولومیتی، وجود فابریک لخته‌ای در مقیاس ماکروسکوپی[25] است. این مزوکلوت‌ها، بیشتر رنگ تیره دارند و در مقطع نازک میکروسکوپی نیز، شکل‌های پیچیدۀ متنوعی را همانند لخته‌هایی با بافت دولومیت میکروکریستالین و یا اشکال پلوئیدی نشان می‌دهند (شکل E-F7).

تفسیر: ترومبولیت‌ها، گروهی از میکروبیالایت‌ها، دارای فابریک لخته‌ای و بدون لایه‌بندی‌اند (Shapiro 2000; Flügel 2010). لخته‌ها بیشتر به‌عنوان مجموعه‌ای از میکروب‌های کوکوئیدی کلسیتی‌شدۀ برجا تفسیر می‌شوند. عده‌ای از محققان نیز ترومبولیت‌ها را حاصل تغییر شکل استروماتولیت‌ها طی فرایندهای آشفتگی زیستی یا دیاژنز و به‌هم‌ریختگی ساختارهای میکروبی لایه‌ای، در نظر می‌گیرند (Flügel 2010). به‌طور کلی، ترومبولیت‌ها در مناطق زیر جزر و مدی تا بین جزر و مدی گسترش زیادی داشته‌اند و حاصل تأمین نامنظم رسوب بر سطوحی‌اند که به‌صورت تکه‌ای[26] با اجتماعات میکروبی پوشیده شده‌اند. این دسته از میکروبیالایت‌ها، از مهم‌ترین گروه‌های ریف‌ساز در دورۀ کامبرین و آغاز اردویسین بوده‌اند (Flügel 2010). رخساره‌های ترومبولیتی سازند باروت در همراهی با رخساره‌های استروماتولیتی و دیگر رخساره‌های جزر و مدی مشاهده می‌شوند و حاکی از نهشت در پهنۀ جزر و مدی تا زیر جزر و مدی‌اند. ترومبولیت‌ها به نسبت استرماتولیت‌ها در رخساره‌های زیر جزر و مدی، فراوانی بیشتری دارند (Dongjie et al. 2013). به نظر می‌رسد که تشکیل ترمبولیت در محیط عمیق‌تر نسبت‌به استروماتولیت ارتباط مستقیمی با گروه‌های خاص میکروبی نداشته باشد و صرفاً به این دلیل است که محیط نسبتاً عمیق‌تر با شرایط محیطی آرام‌تر برای تشکیل ترومبولیت‌ها مساعدتر است (Jahnert and Collins 2012).

 

 

شکل 6- تصاویر صحرایی و میکروسکوپی از رخسارۀ F4 شناسایی‌شده از سازند باروت در برش مطالعه‌شده. (A-C) مادستون‌های دولومیتی در صحرا، در همراهی با ساختارهای استروماتولیتی؛ (D-F) تصاویر میکروسکوپی از دولومیکرایت‌های حاوی قالب‌های تبخیری.

Fig 6- (A-F) Field photographs and photomicrographs of F4 lithofacies in the Barut Aghaji section. (A-C) Dolomitic mudstone facies in association with stromatolitic structures. (D-F) Photomicrographs of dolomitic mudstone facies including evaporite molds.

 

شکل 7- A–D) تصاویر صحرایی از گسترش رخسارۀ ترومبولیتی در برش مطالعه‌شده از سازند باروت. از مهم‌ترین شاخصه‌های این رخساره می‌توان به وجود فابریک لخته‌ای مشاهده‌شدنی با چشم غیرمسلح اشاره کرد. E–F) تصاویر میکروسکوپی از ریزرخسارۀ ترومبولیتی دولومیتی در سازند باروت. فابریک‌های لخته‌ای در مقیاس میکروسکوپی با رنگ تیره و اشکال متنوع در این ریزرخساره مشاهده می‌شوند.

Fig 7- (A–F) Field photographs and photomicrographs of F5 lithofacies in the Barut Aghaji section. (A) Thinning upward carbonate beds. (B-D) Field photographs of mesoclots within thrombolite facies. (E and F) Microscopic microclots.

 

 

 

کنگلومرا/ بِرِش کربناته (F6)

توصیف: این رخساره در کربنات‌های زرد تا قهوه‌ای‌رنگ سازند باروت و بیشتر به‌صورت لنزهای مجزای[27] کنگلومرایی/برشی در لایه‌های با ضخامت متوسط تا ضخیم مشاهده می‌شود (شکل 2 و A–D8). این رسوبات دانه‌درشت ازنظر ترکیبی مونومیکت و کربناتۀ دولومیتی و ازنظر بافتی دانه‌پشتیبان و بیشتر نیمه‌گردشده تا زاویه‌دار با درجۀ انطباق[28] بالا هستند. اندازۀ کلست‌ها یا خرده‌سنگ‌های کربناتۀ موجود در این رخساره از گرانول تا بولدر (سانتی‌متی تا دسی‌متر) در نوسان است. دانه‌های رسوبی در این رخساره، فاقد نظم و ترتیب یا جهت‌یابی مشخص‌اند و جورشدگی آنها بسیار ضعیف تا ضعیف است.

تفسیر: دو فرایند متفاوت برای تشکیل این رخساره می‌توان ارائه کرد: 1. نهشت هم‌زمان با رسوب‌گذاری به‌صورت کنگلومرا یا برش درون‌حوضه‌ای[29] و 2. تشکیل پس از رسوب‌گذاری در اثر فرو ریزش به‌جای طبقات حل‌شدۀ زیرین (برش ریزشی)[30]. در فرایند اول، نهشت هم‌زمان با رسوب‌گذاری کربنات‌های فرسایش‌یافتۀ محیط جزر و مدی توسط طوفان‌های ناگهانی، سبب شکل‌گیری کنگلومرا/ برش‌های جزر و مدی[31] در محیط‌های بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی می‌شود (Flügel 2010). تناوب فرایندهای فرسایشی و رسوب‌گذاری در این محیط‌ها و تغییر سریع سرعت جریان و امواج، سبب شکل‌گیری رسوبات دوباره به‌ جا گذاشته‌ شده[32] می‌شود (Flügel 2010). در فرایند دوم، انحلال پس از رسوب‌گذاری در افق‌های متناوب تبخیری-کربناتی که در مناطق استوایی از زوج لایه‌های متداول در بخش‌های کم‌عمق و ساحلی حوضه‌اند، به فروریزش واحدهای نامحلول کربناتی به‌جای افق‌های حل‌شدۀ تبخیری منجر می‌شود که این فرایند باعث تشکیل برش‌های ریزشی می‌شود. این برش‌های کربناته معمولاً با مجموعه‌های کربنات‌های آب‌های کم عمق همراه‌اند و در شرایط با درجۀ شوری بالا در اقلیم‌های گرم و خشک تشکیل می‌شوند (Friedman 1997). تشکیل آنها درنتیجۀ فرآیندهای کارستی پس از رسوب‌گذاری است، هنگامی که انحلال کانی‌های تبخیری به فروپاشی و ریزش رسوبات منجر می‌شود (Beales and Hardy 1980; Friedman 1997)؛ بنابراین، چنین برشی‌هایی از شواهد متداول بر رخداد انحلال رسوبات تبخیری اولیه‌‌اند (Eliassen and Talbot 2005). در هر دو سناریوی ذکرشده، محیط تشکیل رخسارۀ‌ حاصل، منطقۀ پیرامون جزر و مدی است. همراهی این برش‌های کربناته‌ با رخساره‌های جزر و مدی در برش مطالعه‌شده از سازند باروت، تأییدی دیگر بر محیط نهشت پیرامون جزر و مدی برای آن است.

 

 

شکل 8- تصاویر صحرایی از رخسارۀ F6 سازند باروت در برش مطالعه‌شده

Fig 7- (A-D) Field photographs of F6 lithofacies in the Barut Aghaji section.

 

 

وکستون دولومیتی حاوی آنکوئید (F7)

توصیف: دولومیت‌های قهوه‌ای تا خاکستری‌رنگ متوسط‌لایه، حاوی آنکوئید، فراوانی بسیار اندکی در بخش‌های بالایی برش مطالعه‌شده از سازند باروت دارند (شکل 2 و A-B9). این ریزرخساره در مقطع نازک، به‌صورت سنگ دولومیتی دارای آلوکم‌های آنکوئیدی شناور در زمینۀ (دولو) میکرایتی مشاهده می‌شود که براساس طبقه‌بندی بافتی دانهام (Dunham 1962)، در دستۀ وکستون‌های حاوی آنکوئید قرار می‌گیرد (شکل C-D9). آنکوئیدها، هستۀ کوارتز آواری و پوشش نامنظم میکروبی را به‌صورت لامینه‌های میکرایتی تیره (غنی از مادۀ آلی) و روشن، نشان می‌دهند. اندازۀ آ‌نها در حد ماسۀ ریز تا متوسط است.

تفسیر: سیانوباکتری‌ها، از مهم‌ترین سازندگان دانه‌های پوشش‌دار آنکوئیدی‌اند. نوع خاصی از آنکوئیدهای عهد حاضر و قدیمی در همراهی با فرش‌های میکروبی و استروماتولیت‌های بین جزر و مدی تا زیر جزر و مدی مشاهده می‌شوند. درواقع این آنکوئیدها، نوعی میکروبیالایت در نظر گرفته می‌شوند (Flügel 2010). ریزرخسارۀ وکستون حاوی آنکوئید در برش مطالعه‌شده، در همراهی نزدیک با رخسارۀ استروماتولیتی مشاهده می‌شود و نشان‌دهندۀ محیط نهشتی جزر و مدی برای آن است. مشخصات این رخساره با SMF22 و نیز RMF21 مقایسه‌شدنی است (Wilson 1975; Flügel 2010).

 

 

شکل 9- تصاویر صحرایی (A–B) و میکروسکوپی (C–D) از ریزرخسارۀ وکستون دولومیتی حاوی آنکوئید در برش مطالعه‌شده از سازند باروت

Fig 9- (A and B) Field photographs and (C and D) photomicrographs of F7 lithofacies in the Barut Aghaji section, containing oncoids.

 

 

مدل رسوبی و شرایط نهشتی

کنار هم قرار دادن نتایج آنالیز رخساره‌ای سازند باروت در برش مطالعه‌شده، نشان می‌دهد که این رسوبات در محیط‌های کم‌عمق ساحلی[33] تحت کنترل جزر و مد به جا گذاشته شده‌اند. چرخه‌های منظم تکرارشونده از رسوب‌گذاری آواری‌های غالباً ریزدانۀ حاوی ساختمان‌های رسوبی جزر و مدی (رخساره‌های F1 و F2) در قاعده به کربنات‌های غالباً مادستونی، وکستونی و بایندستونی دولومیتی (رخساره‌های F3، F4، F5، F6 و F7) در بخش‌های رأسی، نشان‌دهندۀ یک سیستم رسوب‌گذاری چرخه‌ای به‌صورت توالی‌های کم‌عمق‌شونده (پسرونده) به‌سمت بالا با ماهیت جزر و مدی[34] است که این چرخه‌ها از رخساره‌های بخش‌های پایین جزر و مدی غالباً آواری شروع می‌شوند و به رخساره‌های بین جزر و مدی و بالای جزر و مدی کربناته ختم می‌شوند (شکل A-D10 و 11). اغلب، شواهد خروج از آب همانند ترک‌های گلی و برشی‌شدن، در کربنات‌های بخش‌های بالایی چرخه‌ها مشاهده می‌شوند. فراوانی رسوبات آواری ریزدانه و گسترش پهنه‌های گلی و مخلوط گلی–ماسه‌ای در این پهنۀ جزر و مدی، بیانگر در دسترس‌ بودن رسوبات آواری در اندازۀ گل در ناحیۀ منشأ رسوبات و مجاورت ناحیۀ نهشت با دشت‌های ساحلی یا رودخانه‌های با ورودی گل است (Einsele 2000). از طرف دیگر، شرایط آب و هوایی گرم و خشک در ناحیۀ نهشت رسوبات، سبب رشد و حفظ فرش‌های میکروبی و نهشت کربنات‌های دولومیتی و تبخیری‌ها در منطقۀ بالای جزر و مدی این پهنۀ جزر و مدی شده است. این ساختارهای استروماتولیتی، بیشتر حاوی شواهد خروج از آب هستند. به‌طور کلی، دولومیت‌های سازند باروت در برش مطالعه‌شده، بیشتر از نوع دولومیکرایت‌های با بلورهای ریز[35] هستند که احتمالاً در مراحل ابتدایی دیاژنز مطابق مدل تبخیر در سبخا[36] شکل گرفته‌اند. تدریجی‌بودن مرز زیرین و بالایی سازند باروت با سازندهای سلطانیه و زایگون، نهشت عضو دولومیت بالایی سازند سلطانیه در محیط‌های بین جزر و مدی–بالای جزر و مدی (Shahkarami et al. 2017; Etemad-Saeed et al. 2021) و نهشت رسوبات سازند زایگون در پهنۀ گلی و مخلوط جزر و مدی (Jaferi et al. 2015)، شواهدی است که نشان می‌دهد شرایط نهشتی غالباً جزر و مدی در طول نهشت این سه سازند استمرار داشته است و خود تأییدی است بر نتایج آنالیز رخساره‌ای این مطالعه که نشان دادند محیط رسوب‌گذاری سازند باروت، یک محیط دریایی کم‌عمق با غلبۀ رسوب‌گذاری جزر و مدی بوده است. مقایسۀ نتایج به دست آمده از این مطالعه، با مطالعات پیشین انجام‌شده بر سازند باروت در البرز مرکزی (همانند:Zamanzadeh 2000; Meimandi 2019 )، نشان‌دهندۀ شرایط مشابه نهشت در محیط‌های کم‌عمق ساحلی تحت شرایط آب و هوایی گرم و خشک است. این شواهد منعکس‌کنندۀ برقراری شرایط محیط نهشتی ساحلی (پهنۀ جزر و مدی) طی کامبرین زیرین در شمال ایران است. فراوانی رسوبات با منشأ پهنۀ جزر و مدی، از ویژگی‌های شاخص بسیاری از توالی‌های به سن ادیاکاران–اردوویسین پیشین در ایران است (Assereto 1966; Alavi 1996). غلبۀ رخساره‌های منطقۀ پیرامون جزر و مدی، بیانگر نهشت این رخساره‌ها در یک پلاتفرم وسیع، کم‌عمق با شیب ملایم یا یک پلاتفرم اپیریک[37] است (Irwin 1965; Pratt & James 1986).

مطالعات سن‌سنجی اورانیوم-سرب زیرکن‌های تخریبی سازند باروت در البرز مرکزی و مقایسۀ داده‌های ژئوکرونولوژیکی به‌ دست ‌آمده با رسوبات هم‌سن در نواحی دیگر شمال گندوانا، نشان‌دهندۀ منشأگرفتن رسوبات تخریبی سازند باروت از کوه‌های شرق آفریقاست که منطقۀ وسیعی از شمال آفریقا و خاورمیانه را پوشانده بوده است (Horton et al. 2008). نکتۀ جالب توجه دربارۀ سازند باروت، وجود شواهد قالب‌های کانی‌های تبخیری در رخساره‌های کربناتۀ مناطق بالای جزر و مدی و همین‌طور شواهد ایجاد برش‌های انحلالی، احتمالاً در اثر حل‌شدن واحدهای تبخیری است که این شواهد در همبستگی با نتایج حوضه‌های مجاور نیز هست.

 

 

شکل 10- A–D) تصاویر صحرایی از چرخه‌های کم‌عمق‌شونده به‌سمت بالا در برش مطالعه‌شده از سازند باروت. این چرخه‌ها با رسوبات آواری غالباً ریزدانه در قاعده شروع و به رسوبات کربناته‌ی استروماتولیتی ختم می‌شوند.

Fig 10- A–D) shallowing-up cycles consisting of mixed flat sandstones overlain by mud flat mudrocks and supratidal carbonates.

 

 

شکل 11- مدل رسوبی پیشنهادی سازند باروت در برش باروت آغاجی به‌همراه توزیع رخساره‌های شناسایی‌شده

Fig 11- Schematic depositional model for the Barut Formation in the studied section.

 

 

مطالعات پیشین نشان داده‌اند که رسوبات نهشته‌شده هم‌زمان با سازند باروت در دیگر مناطق ایران و کشورهای همجوار، همانند سازندهای هرمز، راور، ریز و دزو، سازند نمکی پاکستان[38] و سازند ارا[39] در جنوب عمان، حاوی رخساره‌های مشابه کربناته–تبخیری–گل‌سنگی‌اند که طی پایین‌رفتن جهانی سطح آب دریا در کامبرین زیرین و شرایط تکتونیکی-آب و هوایی ویژۀ آن زمان، به جا گذاشته شده‌اند. عده‌ای از محققان، این تبخیری‌ها را رسوبات هم‌زمان با ریفت، نهشته‌شده در جایگاه حاشیۀ غیرفعال زمین‌ساختی در نظر گرفته‌اند (Husseini and Husseini 1990; Talbot and Alavi 1996). با وجود این، مطالعات جدیدتر، با استفاده از روش‌های دقیق ژئوشیمیایی و سن‌سنجی در کنار وجود شواهد ماگماتیسم گستردۀ مرتبط با کمان‌های ماگمایی در نئوپروتروزوئیک پسین–کامبرین زیرین، جایگاه زمین‌ساختی حاشیۀ فعال قارّه‌ای را برای ایران در کامبرین زیرین پیشنهاد داده و این تبخیری‌ها را به حوضه‌های پشت‌کمانی نسبت داده‌اند (Ramezani and Tucker 2003; Horton et al. 2008; Hassanzadeh et al. 2008; Etemad-Saeed et al. 2015; Honarmand et al. 2016). اگرچه شواهدی از وجود فعالیت‌های ولکانیکی در توالی مطالعه‌شده از سازند باروت مشاهده نشده است، توالی‌های رسوبی معادل سازند باروت در ایران مرکزی، همانند سازند ریزو، چنین شواهدی را در خود ثبت کرده‌اند (Smith 2012). منشأ تبخیری‌های با سن کامبرین زیرین در ایران و ارتباط آنها با جایگاه زمین‌ساختی حوضه‌های نهشتی، به بررسی بیشتری نیاز دارد.

 

نتیجه

آنالیز دقیق رخساره‌های رسوبی در برش مطالعه‌شده، نشان‌دهندۀ وجود 7 رخسارۀ سنگی اصلی است که به ترتیب شامل رخسارۀ ماسه‌سنگی حاوی ساختمان‌های رسوبی جزر و مدی (F1)، رخسارۀ گل‌سنگی حاوی ساختمان‌های میکروبی (F2)، باندستون استروماتولیتی دولومیتی (F3)، مادستون دولومیتی با لامیناسیون ظریف و قالب‌های تبخیری جانشین‌شده (F4)، باندستون ترومبولیتی دولومیتی (F5)، کنگلومرا/برش کربناته (F6) و وکستون دولومیتی حاوی آنکوئید (F7) هستند. این رخساره‌ها می‌توانند در دو مجموعه‌ رخساره‌ای اصلی با غلبۀ سیلیسی‌آواری و با غلبۀ کربنات دسته‌بندی شوند.

وجود شواهدی همانند ساختمان‌های رسوبی فیزیکی و زیستی جزر و مدی در برش مطالعه‌شده، حاکی از نهشت رسوبات در پهنۀ جزر و مدی است. نحوۀ روی ‌هم‌ قرارگیری رخساره‌ها، نشان‌دهندۀ الگوهای تکرارشوندۀ کم‌عمق‌شونده به‌سمت بالا از توالی‌های بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی است.

با توجه به مرز تدریجی سازند باروت با سازندهای سلطانیه و زایگون، تبدیل محیط نهشتی از کربنات‌های بین جزر و مدی–بالای جزر و مدی سازند سلطانیه تا سازند باروت و گل‌سنگ‌های پهنۀ گلی سازند زایگون، به تدریج انجام شد و نشان‌دهندۀ محیط نهشتی پهنۀ جزر و مدی طی کامبرین زیرین در ناحیۀ مطالعه‌شده است.

شواهد وجود تبخیری‌ها در سازند باروت در برش مطالعه‌شده، در کنار شواهد گزارش‌شده از رسوبات تبخیری در سازندهای هم‌زمان در ایران و کشورهای همجوار، حاکی از شرایط گرم و خشک آب و هوایی و پایین‌بودن سطح آب دریا در زمان نهشت رسوبات است. موقعیت دقیق زمین‌ساختی حوضه‌های نهشتی این رسوبات، نیازمند مطالعات بیشتری است.

 

تشکر و سپاسگزاری

این مقاله مستخرج از پایان‌نامۀ کارشناسی‌ارشد نویسندۀ اول در دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایۀ زنجان است. امکانات استفاده‌شده در این پروژه توسط این دانشگاه تأمین شده است. از نظرها و پیشنهادهای ارزشمند داوران محترم، صمیمانه تشکر و قدردانی می‌شود.

 

[1] بیشترین سن نهشت Ma 559±36

[2] Cambrian Age 3

[3] Ara

[4] Punjab

[5] Facies association

[6] Lithofacies

[7] Herringbone cross stratification

[8] Microbially Induced Sedimentary Structures (MISS)

[9] Mixed sand–mudflat

[10] Mudflat (or coastal sabkha)

[11] Intertidal

[12] Supratidal

[13] Subtidal

[14] Oriented grains

[15] Microbial growth

[16] Lower supratidal zone

[17] High tide

[18] Low tide

[19] Laterally Linked Hemispheroids

[20] Mineralization

[21] Peritidal

[22] Standard Facies Zones

[23] Evaporite molds

[24] Hypersaline brines

[25] Mesoclots

[26] Patchy

[27] Discontinuous lenses

[28] Fitting

[29] Intraformational

[30] Collapse breccia

[31] Peritidal breccia

[32] Reworked sediments

[33] Coastal

[34] Peritidal cyclic sequence (regressive)

[35] Very early diagenetic fine-crystalline dolomicrite

[36] Sabkha evaporation model

[37] Epeiric

[38] Salt Range Formation

[39] Ara Formation

References

Alavi M. 1996. Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz Mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics, 21: 1–33.
Alsharhan A.S. and Nairn A.E.M. 2003. Sedimentary basins and petroleum geology of the Middle East. Elsevier Science, 843 p.
Assereto R. 1966. Explanatory notes on the geological map of upper Djadjerud and Lar valleys (central Elburz, Iran) (scale 1:50,000). Institute of Geology of the University of Milan.
Beales F.W. and Hardy J.L. 1980. Criteria for the recognition of diverse dolomite types with an emphasis on studies on host rocks for Mississippi Valley Type ore deposits. In: Zenger DH. Dunham JB. and Ethington RL (Eds.), Concepts and Models of Dolomitization. SEPM Special Publication, 28: 197–214.
Davis R.A. 2012. Tidal signatures and their preservation potential in stratigraphic sequences. In: Principles of Tidal Sedimentology. Springer, 35–55.
Devaere L. Korn D. Ghaderi A. and Bavandpur A. 2018. The Cambrian explosion in Iran: new insights from small shelly fossils of the Ediacaran-Cambrian transition in the Soltanieh and Alborz Mountains. in The 5th International Palaeontological Congress.
Dickson J.A.D. 1966. Carbonate identification and genesis as revealed by staining. Journal of Sedimentary Research, 36: 491–505.
Dongjie T. Xiaoying S. Ganqing J. Yunpeng P. Wenhao Z. Yuan W. and Min L. 2013. Environment controls on Mesoproterozoic thrombolite morphogenesis: a case study from the North China Platform. Journal of Palaeogeography, 2(3): 275–296.
Du X. Tian C. Wang Y. Liu Z. and Qin G. 2022. Sedimentary and reservoir characteristics of an Oligocene-Miocene mixed siliciclastic-carbonate succession in southeast Iraq. Marine and Petroleum Geology, 138: 105533.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional textures. In: Classification of Carbonate Rocks. AAPG Special Volumes, 108–121.
Eliassen A. and Talbot M. R. 2005. Solution‐collapse breccias of the Minkinfjellet and Wordiekammen formations, Central Spitsbergen, Svalbard: a large gypsum palaeokarst system. Sedimentology, 52(4): 775–794.‏
Einsele G. 2000. Sedimentary basins: evolution, facies, and sediment budget. Springer Science & Business Media, 628 p.
Erwin D.H. 2015. Was the Ediacaran-Cambrian radiation a unique evolutionary event? Paleobiology, 41: 1–15.
Etemad-Saeed N. Hosseini-Barzi M. Adabi M.H. Sadeghi A. and Houshmandzadeh A. 2015. Provenance of Neoproterozoic sedimentary basement of northern Iran, Kahar Formation. Journal of African Earth Sciences, 111: 54–75.
Etemad-Saeed N. Knoll A.H. Najafi M. Bergmann K.D. Haseley N. and Karimi S. 2021. Carbon isotope chemostratigraphy of a Gondwanan Ediacaran--Cambrian transition, Soltanieh Mountains, northern Iran. Gondwana Research, 99: 163–177.
Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks. Berlin, Springer-Verlag, 984 p.
Folk R.L. 1974. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company, 184 p.
Friedman G.M. 1997. Dissolution-collapse breccias and paleokarst resulting from dissolution of evaporite rocks, especially sulfates. Carbonates and Evaporites, 12(1): 53–63.‏
Hassanzadeh J. Stockli D.F. Horton B.K. Axen G.J. Stockli L.D. Grove M. Schmitt A.K. and Walker J.D. 2008. U-Pb zircon geochronology of Late Neoproterozoic-Early Cambrian granitoids in Iran: Implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics, 451: 71–96.
Honarmand M. Li X.H. Nabatian G. Rezaeian M. and Etemad-Saeed N. 2016. Neoproterozoic-Early Cambrian tectono-magmatic evolution of the Central Iranian terrane, northern margin of Gondwana: Constraints from detrital zircon U-Pb and Hf-O isotope studies. Gondwana Research, 37: 285–300.
Horton B.K. Hassanzadeh J. Stockli D.F. Axen G.J. Gillis R.J. Guest B. Amini A. Fakhari M.D. Zamanzadeh S.M. and Grove M. 2008. Detrital zircon provenance of Neoproterozoic to Cenozoic deposits in Iran: Implications for chronostratigraphy and collisional tectonics. Tectonophysics, 451: 97–122.
Husseini M.I. and Husseini S.I. 1990. Origin of the Infracambrian salt basins of the Middle East. Geological Society, London, Special Publications, 50: 279–292.
Irwin M.L. 1965. General theory of epeiric clear water sedimentation. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49: 445–459.
Jaferi M. Hosseini-Barzi M. and Sadeghi A. 2015. Facies analysis and sedimentary environment of the Zagun Formation in the Sarbandan section. Journal of Stratigraphy and Sedimentary Researches, 61: 69-86 (In Persian).
Jahnert R.J. and Collins L.B. 2012. Characteristics, distribution and morphogenesis of subtidal microbial systems in Shark Bay, Australia. Marine Geology, 303: 115–136.
Lee J.H. 2019. Stromatolites. In: Elias S. and Alderton D (Eds.), Encyclopedia of Geology. Elsevier, 375-388.
Logan B.W. Rezak R. and Ginsburg R.N. 1964. Classification and environmental significance of algal stromatolites. Journal of Geology, 72: 68–83.
Meimandi O.Y. 2019. Sedimentary characteristics of the Barut and the Soltanieh formations in the Khosravan section, east of Damavand, MS thesis, Kharazmi University, Iran (In Persian).
Nichols G. 2009. Sedimentology and Stratigraphy. John Wiley and Sons, 419 p.
Noffke N. 2010. Geobiology: Microbial mats in sandy deposits from the Archean Era to today. Springer Science and Business Media, 194 p.
Pratt B.R. and James N.P. 1986. The St George Group (Lower Ordovician) of western Newfoundland: Tidal flat Island model for carbonate sedimentation in shallow epeiric seas. Sedimentology, 33: 313–343.
Ramezani J. and Tucker R.D. 2003. The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science, 303: 622–665.
Shahkarami S. Mángano M.G. and Buatois L.A. 2017. Discriminating ecological and evolutionary controls during the Ediacaran--Cambrian transition: trace fossils from the Soltanieh Formation of northern Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 476: 15–27.
Shapiro R.S. 2000. A comment on the systematic confusion of thrombolites. Palaios, 15: 166–169.
Shi Z. and Guo C. 2019. Facies model of a mixed siliciclastic-carbonate ramp of the Ma’antang Formation (Carnian period), Sichuan Basin, China. Arabian Journal of Geosciences, 12(23): 1-20.
Smith A.G. 2012. A review of the Ediacaran to Early Cambrian (‘Infra-Cambrian’) evaporites and associated sediments of the Middle East. Geological Society, London, Special Publications, 366: 229–250.
Stöcklin J. Nabavi M. and Samimi M. 1965. Geology and mineral resources of the Soltanieh Mountains (Northwest Iran). Geological Survey of Iran, 44p.
Stöcklin J. Ruttner A.W. and Nabawi M. 1964. New data on the lower Paleozoic and pre-Cambrian of North Iran: Geological Survey of Iran, 29p.
Stow D.A.V. 2005. Sedimentary rocks in the field: A colour guide. CRC Press, 320 p.
Talbot C.J. and Alavi M. 1996. The past of a future syntaxis across the Zagros. Geological Society, London, Special Publications, 100: 89–109.
Tucker M.E. 2009. Sedimentary Petrology: an introduction to the origin of sedimentary rocks. John Wiley and Sons, 234 p.
Wilson J.L. 1975. Carbonate Facies in Geologic History. Springer Science and Business Media, 471 p.
Zamanzadeh M. 2000. Sedimentary environment and diagenesis of the Barut Formation in the Chalus Road section, MS thesis, Tehran University, Iran (In Persian).
Zhang X. Shu D. Han J. Zhan Z. Liu J. and Fu D. 2014. Triggers for the Cambrian explosion: hypotheses and problems. Gondwana Research, 25: 896–909.
 
 
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 38, Issue 4 - Serial Number 89
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 38, Issue 4 No. 89, Winter 2023
January 2023
Pages 27-52

Files

Share

How to cite

Statistics