Investigating microfacies and sedimentary environment of the Shahbazan Formation in the Lorestan Basin

Document Type : Research Paper

Authors

1 Department of Geology, Payame Noor Universtiy, PO BOX 19395-3697 Tehran, Iran

2 Ph.D Department of Geology, Shiraz Branch, Islamic Azad University, Department of Geology, Fars Science and Research Branch, Islamic Azad University, Shiraz, Iran

Abstract

Abstract
The Shahbazan Formation is dated to the middle to late Eocene age, after the Pyrenean orogenic phase. Following the progression of seawater, it was deposited in the Lorestan subzone and the folded Zagros basin. The lithology of this formation is composed of weathered white to thick-bedded, porous, and sugar textured, brown dolostones and dolomitic limestones. The thickness of this formation at the Darabi, Maleh Kuh, Langar, and Chenareh sections is 289, 269, 309.7, and 294 meters, respectively. In the Darabi, Maleh Kuh, and Langar sections, the lower boundary of the Shahbazan Formation is disconformity with the Kashkan Formation and overlain by the Asmari Formation with discontinuity. Furthermore, only in the Chenareh section does the Shahbazan Formation overlies conformably on the Pabdeh Formation and is overlined with a disconformity surface by the Asmari Formation. Microfacies studies revealed 12 microfacies within the Chenareh, Langar, Poshtejangal (Darabi section), and Maleh Kuh anticlines, deposited in five sedimentary environments (facies belts), including open marine A, bioclastic shoal B, lagoon C, tidal zone D, and supratidal F. These environments are part of a ramp-type carbonate platform with a uniform slope in the inner and middle ramp.
Keywords: Sedimentary Environment, Shahbazan Formation, Lorestan Zone, Folded Zagros
 
 
Introduction
During the early Tertiary, the Zagros basin was covered by marine transgression, and the Pabdeh Formation, which consists of shale and marl, was deposited in the deep parts of this basin. Afterward, it was eventually covered with shallow carbonate deposits of the Asmari and Jahrum formations in various areas. The deposits mentioned earlier were covered with evaporites of the Gachsaran and coarse-grained clastic deposits of the Aghajari and Bakhtiari formations. Finally, the existing sediments were folded due to the collision of the Arabian and Eurasian plates during the Cenozoic. In addition, the closure of the mentioned basin led to the formation of the Zagros collision mountain range, which forms part of the Alpine-Himalayan collision zone (Alavi 2004; Navabpour et al. 2012).
The Shahbazan Formation is a carbonate unit that extends only in the Lorestan subzone and the northeastern part of the Dezful depression. The studied outcrop of this formation is located in Shahbazan village, southeast of the Lorestan subzone, (next to the Andimeshk–Dorud railway). The type section is also situated in continuation of the Tele-Zang Formation in Tang 2, 4.5 kilometers southwest of the Tele-Zang rail station (Aghanabati 2011). The Shahbazan Formation is stratigraphically situated in the central and northern regions of the Lorestan structural subzone. This formation is wrapped between the red conglomerates and siltstones of the Kashkan Formation and the limestones of the Asmari Formation, which makes it possible to easily access the succession of the Shahbazan Formation. Since it is challenging to separate the Shahbazan and Asmari formations, they are referred to as Shahbazan-Asmari, and their boundaries can only be determined by paleontological studies. Moreover, one of the primary objectives of this study is to investigate the changes in the sedimentary environment of this formation along the northwest-southeast trend in the Lorestan subzone.
Parts of the Lorestan subzone contain sediments related to both the shallower part of the anticline basin (Maleh Kuh anticline) and the deeper part of the anticline basin (Chenareh anticline). Moreover, the lower side of the fault that enters the Dezful Depression subzone contains sediments from deeper parts of the basin (Zabihi Zoarem et al. 2016). Therefore, this region is an appropriate location for studying the evolution of the Shahbazan basin. In Maleh Kuh and Darabi anticlines, the Shahbazan Formation is situated on the Kashkan Formation. As the basin deepens to the southeast, it changes to the Pabdeh Formation. Accordingly, this research examines the stratigraphy, microfacies, and sedimentary environment of the Shahbazan Formation in four outcrop sections of Darabi, Maleh Kuh, Langar, and Chenareh in order to achieve the above goals.
 
Material & Methods
From four surface sections of the Shahbazan Formation within the Lorestan subzone, 480 thin sections were prepared. Samples of four sections were collected at intervals of one to two meters, taking into account each section's lithological conditions and stratigraphic properties individually. After preparation, the thin microscopic sections were examined using a polarized microscope in the laboratory. This study used Dunham's classification method to nomenclature carbonate rocks (Dunham 1962). In addition, the sedimentary environment was identified by analyzing foraminifera and their abundance. Facies belts were classified in terms of the facies types using Wilson's (1975) and Flugel's (2010) classifications. The sedimentology and paleontology characteristics of four surface sections were used to identify the facies and sedimentary environments.
 
Discussions of Results & Conclusions
The following conclusions were drawn based on studies conducted on the studied outcrop sections of the Shahbazan Formation, analyzing the information obtained in terms of lithostratigraphy and biostratigraphy, as well as assessing and investigating microfacies. Biostratigraphic evidence shows that based on biostratigraphy studies and adaptation of studied biozones and identification of two biozones of Somalina sp zone and Nummulites-Alveolina Assemblage zone (Wynd 1965), which are equivalent to the biozones SBZ19 and SBZ18 (Serra Kiel et al. 1998), the age of Shahbazan Formation in Langar anticline and Chenareh anticlines located in the southeast of Lorestan and other areas close to them is middle to late Eocene. The Shahbazan and Asmari formations in the Maleh Kuh and Pusht-Jangal anticlines have been mapped under the title Shahbazan-Asmari due to their striking resemblance in appearance and, of course, crystallization in many parts. Nevertheless, it is suggested that the Shahbazan Formation dates from the mid-to-late Eocene based on the stratigraphic position. The present study has shown that the Shahbazan Formation can be divided into three units in the Maleh-Kuh anticline. Unit 1 is composed of dolostones with interlayers of limestones and marls. Units 2 and 3 are made up of thin and medium-bedded limestones, respectively. The age of the third unit was determined based on the Borelis melo melo species (Burdigalian). It should be noted that units 1 and 2 do not contain fossils, but the stratigraphic position suggests that unit 1 was formed in the middle to late Eocene, while unit 2 dates from the Aquitanian.
The dolomitization of the Shahbazan Formation accelerates from the southeast to the north of the Lorestan Basin, with its maximum thickness which is visible in the Pashtu-Jangal anticline. Facies analysis of samples of the Shahbazan Formation in the Chenareh, Langar, Pusht-Jangal (Darabi section), and Maleh Kuh anticlines led to the identification of 12 microfacies, which were deposited in five sedimentary environments (facies belts) including open marine A, bioclastic shoal B, lagoon C, subtidal D and supratidal F (Flugel 2010). These environments are part of a ramp-type carbonate platform with a uniform slope in the inner and middle parts of the ramp.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

حوضۀ زاگرس با روند شمال ‎‍غربی- جنوب‎‍ شرقی در ترشیری پیشین، با دریای پیش‌رونده پوشیده شده و در بخش‌های عمیق این حوضه، سازند شیلی و مارنی پاپده نهشته شده است؛ سپس در مکان‎‍های مختلف به‌تدریج با سنگ‌آهک‌های کم‎‍ژرف آسماری و جهرم پوشیده شد و نهشته‌های یادشده با تبخیری‎‍های گچساران تا آغاجاری و سپس کنگلومرای بختیاری پوشیده شدند. درنهایت، رسوبات موجود درنتیجۀ برخورد صفحه‎‍های عربی و اوراسیایی طی زمان سنوزوئیک چین خوردند و با بسته‌شدن حوضۀ یادشده، رشته کوه برخوردی زاگرس به وجود آمد که بخشی از زون برخوردی آلپ-هیمالیاست (شکل 1) (Alavi 2004; Navabpour et al. 2012.). سازند شهبازان یک واحد کربناته است که تنها در زیرپهنۀ لرستان و بخش شمال ‎‍خاوری فرو‎‍رفتگی دزفول گسترش دارد. برش نمونۀ این سازند در جنوب ‎‍خاوری زیرپهنۀ لرستان، از روستای شهبازان (در کنار راه‎‍آهن اندیمشک-دورود) گرفته شده است و برش الگوی آن در ادامۀ سازند تله زنگ در تنگ 2 واقع در 5/4 کیلومتری جنوب باختری ایستگاه تله‌زنگ قرار دارد (Aghanabati 2011). موقعیت چینه‌شناسی این سازند در بخش‎‍های مرکزی و شمالی زیرپهنۀ ساختاری لرستان، مابین رسوبات آواری کنگلومرایی و سیلتستونی سازند کشکان با رنگ مشخص قرمز در پایین و رسوبات آهکی سازند آسماری در بالاست که موجبات دسترسی راحت‌تری را به رسوبات سازند شهبازان ممکن می‌کند. نظر به اینکه تفکیک سازند‎‍های شهبازان و آسماری از هم مشکل است، به آنها شهبازان- آسماری اطلاق می‌شود و تنها با مطالعات دیرین‌شناسی می‌توان مرز آنها را شناسایی کرد. ضمن اینکه تغییرات محیط رسوبی این سازند در امتداد روند شمال غرب – جنوب شرق در زیرپهنۀ لرستان، می‌تواند از اهداف اصلی این پژوهش باشد. در بخش‌هایی از زیرپهنۀ لرستان هم رسوبات مربوط به بخش کم‌عمق‎‍تر حوضه (تاقدیس ماله‌کوه) و هم رسوبات مربوط به بخش عمیق‎‍تر حوضه و تاقدیس (چناره) قرار دارد و البته به‌سمت پایین‌تر از گسل بالارود که وارد زیرپهنۀ فروافتادگی دزفول می‌شویم هم، رسوبات بخش‌های عمیق‌تر حوضه وجود دارند (Zabihi zoarem et al. 2016)؛ از این رو این منطقه مکان مناسبی برای بررسی روند تکاملی حوضۀ شهبازان است. در تاقدیس ماله‌کوه و دارابی، سازند شهبازان بر سازند کشکان قرار دارد و به‌سمت جنوب شرق با عمیق‎‍ترشدن حوضۀ سازند شهبازان بر پاپده قرار می‌گیرد. در این پژوهش بابت دستیابی به اهداف فوق، سنگ چینه‌نگاری، رخساره‎‍ها و محیط رسوبی سازند شهبازان در برش‌های چهارگانۀ دارابی، ماله‎‍کوه، لنگر و چناره مطالعه و بررسی شده است.

 

پیشینۀ پژوهش

به‌دلیل دولومیتی‌بودن، مقالات محدودی دربارۀ سازند شهبازان در حوضۀ لرستان وجود دارد و بیشتر راجع به دیاژنز و ویژگی‎‍های رسوب‎‍شناسی این سازند است که به مطالعۀ پتروگرافی و ژئوشیمی نهشته‌های کربناتۀ سازند شهبازان و مشخص‌شدن ترکیب سیالات دولومیت‌ساز (Abdi and Adabi 2009) اشاره می‌شود. بازسازی محیط دیرینۀ شهبازان-آسماری در تاقدیس دیل توسط (Allahkarampour et al. 2012) انجام شد و (Zabihi zoarem et al. 2016) مطالعات زیست چینه‌نگاری را بر این سازند در برش چناره انجام دادند که بر این اساس سن سازند شهبازان در این برش چینه‌شناسی، ائوسن میانی لوتسین- بارتونین تعیین شد  .(Ghanbarlo et al. 2015) ضمن مطالعۀ چینه‌نگاری سازندهای شهبازان و آسماری در چاه شمارۀ 3 قلعه‌نار (جنوب غربی لرستان)، زیست چینه‌نگاری و محیط رسوبی سازند شهبازان را بررسی کردند.

(Abdolnia et al. 2017) ضمن بررسی سنگ‌شناسی سازندهای شهبازان و آسماری در زیرپهنۀ لرستان، سن بخش پایینی از سازند شهبازان را معادل زون 48 وایند (Wynd 1965) با عنوان Somalia Subzone در نظر گرفتند.  (Nemati et al. 2019) با توجه به شواهد سنگ‌شناسی و خصوصیات ژئوشیمیایی، منشأ دولومیت‌های این سازند و تشخیص مرز این سازند را با آسماری بررسی کرد. سنگ‌شناسی، زیست چینه‌نگاری و تعیین مرز سازندهای شهبازان و آسماری در تاقدیس چناره را (Rajabi 2022) بررسی کرد.

 هدف تحقیق حاضر، مطالعۀ محیط رسوبی دیرینۀ سازند شهبازان در برش‌های مورد مطالعه است که می‌تواند در شناخت تکامل پهنۀ لرستان و همچنین درک بهتر عوامل اکولوژی مؤثر در پراکندگی جغرافیایی ریزفسیل‎‍های سازند شهبازان مفید باشد.

 

 

 

شکل 1- نقشۀ ساختاری ایران (Schlagintweit and Yazdi-Moghadam 2020)

Fig 1- Structural map of Iran (Schlagintweit and Yazdi-Moghadam 2020)

 

روش پژوهش

پس از نمونه‎‍برداری از برش‎‍های چندگانه که از فواصل 1 تا 2 متری، بسته به شرایط سنگ‎‍شناسی و خواص دیگر چینه‎‍شناسی در هر برش به‌صورت جداگانه انجام شد، تعداد 480 مقطع نازک از چهار برش سطحی سازند شهبازان در زیرپهنۀ لرستان تهیه شد که پس از آماده‎‍سازی و تهیۀ مقاطع نازک میکروسکوپی، در آزمایشگاه با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. در این پژوهش، نام‎‍گذاری سنگ‌های کربناته براساس روش (Dunham 1962) و همچنین شناخت محیط رسوبی، توسط روزن‎‍بران و میزان فراوانی آن انجام شد. برای تقسیم‌بندی کمربندهای رخساره‌ای در ارتباط با انواع رخساره‌ها نیز از طبقه‌بندی (Willson 1975) و (Flugel 2010) استفاده شد. شناسایی رخساره‌ها و محیط رسوبی تشکیل آنها بر مبنای مشخصات رسوب‌شناسی و فسیل‌شناسی‌شان انجام شده است که در چهار برش سطحی مطالعه شد.

 

سنگ‌شناسی و مختصات جغرافیایی

برش تاقدیس لنگر: به ضخامت 7/309 متر (ضخامت واقعی) اندازه‌گیری شد که با ناپیوستگی فرسایشی بر سازند کشکان و با ناپیوستگی پیوسته‎‍نما (Paraconformity) در زیر سازند آسماری (شکل a-3) قرار می‌گیرد. روند عمومی طبقات 110 تا 120 درجه به‌سمت باختر (N110-120E) و شیب عمومی طبقات 60 تا 70 درجه به‌سمت شمال است. براساس مطالعات انجام‌شده و ویژگی‎‍های سنگ‌شناسی، این برش شامل 10 واحد سنگی است که لیتولوژی غالب آن شامل سنگ‌آهک دولومیتی و سنگ‌آهک مارنی متوسط تا ضخیم‌لایه به رنگ خاکستری روشن، همراه با فسیل روزن‎‍بران و دوکفه‎‍ای‌هاست (شکل b,3-h-3). مختصات این برش و " 58 ' 41 ˚48 طول شرقی و " 37 ' 47 ˚32 عرض شمالی است (شکل 2).

برش تاقدیس چناره: ضخامت برش چناره، 294 متر (ضخامت واقعی) است. در این برش، سازند شهبازان به‌طور تدریجی بر سنگ‎‍آهک‌های سازند پاپده (شکل c-3) و در زیر سازند آسماری قرار دارد. ظهور اولین لایه‌های سنگ‎‍آهکی-دولومیتی در میان مارن‌های فوقانی سازندۀ پابده، به‌عنوان قاعدۀ سازند شهبازان در نظر گرفته شده است. مرز بالایی سازند آسماری با سازند گچساران کاملاً مشخص است و در زیر اولین لایه‌های تبخیری گچساران قرار دارد. سازند شهبازان در این برش نسبت‌به برش لنگر، فسیل‌های بیشتری دارد؛ به‌طوری که با چشم غیرمسلح به‌راحتی دیده می‎‍شوند (3-g). تاقدیس چناره در بعضی نقشه‌ها، تاقدیس کیالو نامیده می‌شود که در جنوب ‎‍شرقی حوضۀ لرستان قرار دارد. این تاقدیس 65 کیلومتر طول و 8 کیلومتر عرض دارد. سازند شهبازان متشکل از لایه‌های سنگ دولومیتی و سنگ آهکی است که در روی زمین و در میان لایه‌های سنگ‎‍آهکی آن، پوستۀ آلوئولینا به‌خوبی مشاهده می‎‍شود. این برش با مختصات " 47 ‘ 06 ˚48 طول شمالی و " 29 ‘ 51 ˚32 عرض خاوری در 105 کیلومتری جنوب خرم‌آباد و تقریباً در انتهای آزادراه خرم‌آباد- پل زال و در یال جنوب خاوری تاقدیس چناره قرار دارد (شکل 2).

برش تاقدیس ماله‌کوه: ضخامت سازندهای شهبازان- آسماری در این برش 269 متر است. مرز زیرین سازند شهبازان با سازند کشکان به‌صورت ناپیوسته و هم‎‍شیب است (شکل e-3). نهشته‎‍های آسماری در این برش با ناپیوستگی فرسایشی بر سنگ‎‍آهک‌های دولومیتی کرم تا خاکستری‌رنگ سازند شهبازان به سن ائوسن میانی- پسین قرار دارند. همچنین سازند شهبازان به‎‍طور هم‎‍شیب و تدریجی زیر مارن‎‍های کرم‎‍رنگ و لایه‎‍های گچ‎‍دار سازند گچساران به سن میوسن پیشین قرار دارد. روند عمومی طبقات 55 تا 60 درجه به‌سمت شرق N55-60E)) و شیب عمومی طبقات 45 تا 50 درجه به‌سمت شمال (45-50N) است. مقطع چینه‌نگاری مورد مطالعه، در یال شمال خاوری تاقدیس ماله‎‍کوه قرار گرفته است. تاقدیس ماله‌کوه، تاقدیسی با روند شمال باختری - جنوب خاوری است. هستۀ این تاقدیس سنگ‌های گروه بنگستان است. از این گروه در یال جنوبی تاقدیس ماله‎‍کوه توسط دو چاه بهره‌برداری˓ نفت استخراج می‌شود. سازندهای شهبازان- آسماری در این برش به سه واحد چینه‌نگاری تفکیک‌شدنی است. واحد اول متشکل از لایه‌های نازک تا متوسط‎‍لایۀ دولومیتی، واحد دوم تناوب سنگ‎‍آهک توده‌ای تا ضخیم‎‍لایه و واحد سوم متشکل از سنگ‎‍آهک نازک‌لایه تا متوسط‎‍لایه است. این برش در 110 کیلومتری جنوب خاوری شهر خرم‌آباد و ده کیلومتری شمال پلدختر با مختصات " 38 ' 42 ˚47 طول شمالی و " 1 ' 9 ˚33 عرض شرقی در یال شمالی تاقدیس ماله کوه قرار گرفته است (شکل 2).

برش تاقدیس پشت جنگل (دارابی): سازندهای شهبازان - آسماری در تاقدیس پشت‎‍ جنگل (روستای دارابی واقع در شمال شهر کوهدشت)، 289 متر ضخامت دارند. در این برش 145 متر دولومیت با میان‌لایه‌های مارن وجود دارد که متعلق به سازند شهبازان است و در قسمت‎‍های پایینی با سازند کشکان تداخل بین انگشتی دارد. سازند شهبازان در پایین با سازند کشکان به‌صورت ناپیوسته و هم‎‍شیب (شکل d-3) و در مرز بالا با سازند آسماری نیز به‌صورت ناپیوسته و هم‌شیب است. روند عمومی طبقات 35 تا 65 درجه به‌سمت باختر (N35-65W) و شیب عمومی طبقات 25 تا 35 درجه به‌سمت شمال خاور (25-35NE) است. لیتولوژی این سازند عمدتاً سنگ‎‍آهک، سنگ‎‍آهک دولومیتی و دولومیت همراه با فسیل‎‍های دولومیتی‌شده است (شکل f-3). این برش با مختصات " 8 ' 37 ˚33 عرض شمالی و " 10 ' 36 ˚47 طول شرقی، در شمال شهر کوهدشت (در روستای دارابی) و یال جنوب باختری تاقدیس پشت جنگل قرار گرفته است. راه دسترسی به این منطقه در 5 کیلومتری جادۀ خاکی کوهدشت به روستای دارابی قرار گرفته است (شکل 2).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- موقعیت جغرافیایی و راه دسترسی به برش‎‍های چهارگانۀ مورد مطالعه (Bakhtyari 2008)

Fig 2- Geographical location and access to the four study sections (Bakhtyari 2008)

 

 

 

 

شکل 3: برخی تصاویر صحرایی سازند شهبازان در این مطالعه: a ) مرز زیرین سازند شهبازان با سازند کشکان (دید به‌سمت شمال ‎‍غرب)، برش لنگر؛ b ) سنگ‎‍آهک‎‍های دولومیتی همراه با فسیل دو‎‍کفه‎‍ای فراوان، مقطع شمارۀ 42، برش لنگر؛ c ) مرز زیرین سازند شهبازان با سازند پاپده (دید به‌سمت شمال ‎‍شرق)، برش چناره؛ d ) مرز بین سازندهای کشکان، شهبازان، آسماری و گچساران در تاقدیس پشت ‎‍جنگل (دید به‌سمت شمال ‎‍غرب)؛ e ) نمای کلی مرز زیرین و بالایی سازند شهبازان در تاقدیس ماله‎‍کوه (دید به‌سمت شمال ‎‍غرب)؛ f) فسیل‌های دولومیتی‌شده در سازند شهبازان برش پشت ‎‍جنگل؛ g ) سنگ‎‍آهک‎‍های فسیل‎‍دار سازند شهبازان در تاقدیس چناره و h ) سنگ‎‍آهک‎‍های دولومیتی با لایه‌بندی منظم (دید به‌سمت شمال)، برش لنگر.

Fig 3: Some field images of Shahbazan Formation in this study. a) The lower boundary of Shahbazan formation with Kashkan formation, (View to the northwest), Langar section. b) Dolomite limestones with abundant bivalve fossils, thin section no. 42, Langar section. c) The lower border of Shahbazan Formation with Papdeh Formation (view to the north-east), Chenareh section. d) The boundary between the Kashkan, Shahbazan, Asmari and Gachsaran formations in the Pusht-Jangal anticline (view to the northwest). e) General view of the upper and lower boundaries of the Shahbazan formation in the Malekoh anticline (view to the northwest). f) Dolomitized fossils in the Shahbazan Formation of the Pusht-Jangal anticline section. g) Fossiliferous limestones of Shahbazan formation in Chenareh anticline. h) Dolomitic limestones with regular layering (view to the north), Langar section.

 

 

 زیست چینه‌نگاری سازند شهبازان در برش‌های مطالعه‌شده

زیرپهنۀ ساختاری زاگرس چین‌خورده، پوشش رسوبی روی پی‎‍سنگ، به‌صورت تاقدیس‎‍ها و ناودیس‎‍های کشیده، در راستای NW-SE است (Aghanabati 2011). در بیشتر تاقدیس‌های مطالعه‌شده، توالی رسوبات از هستۀ تاقدیس متشکل از سنگ‌های گروه بنگستان است (شکل4). در یال شمال ‎‍خاوری، تاقدیس لنگر و یال جنوب خاوری تاقدیس چناره، سازند شهبازان از سنگ‎‍آهک و میان‌لایه‎‍های دولومیتی تشکیل شده است. در بقیۀ مناطق لرستان مانند یال شمال خاوری تاقدیس ماله‎‍کوه و یال جنوب باختری تاقدیس پشت‎‍ جنگل، این سازند متشکل از لایه‎‍های دولومیتی با میان‌لایه‎‍های نازک سنگ‎‍آهکی است. براساس روزن‎‍بران کف‎‍زی شناسایی‌شده در تاقدیس چناره، بایوزون‌‎‌های این برش به دو بخش تقسیم می‌شود: بخش بالایی معادل زون زیستی SBZ19 (1998) Serra-Kiel et al. به سن پریابونین است. این مجموعۀ فسیلی مطابق با زیست زون Nummulites – Alveolina Assemblage Zone, 51، Wynd (1965) است. بخش زیرین سازند شهبازان در این برش شامل روزن‎‍بران با سن بارتونین و معادل زون زیستی SBZ18 است. این زون مطابقت با زون زیستی (Somalina subzone 48, Wynd (1965 دارد.

تاقدیس لنگر ویژگی‎‍های زیست چینه‌ای کاملاً مشابه برش چناره دارد و از این برش دو زیست‎‍زون به سن ائوسن میانی تا پسین (بارتونین- پریابونین) شناسایی شد. در تاقدیس ماله‎‍کوه، براساس ویژگی‎‍های سنگی و زیست چینه‌ای،3 بخش مطالعه‌شدنی است. بخش پایینی سازند‎‍های شهبازان – آسماری دولومیتی است و به‌علت کریستالیزه‌بودن، فونای فسیلی مناسبی به دست نیامد و صرفاً براساس موقعیت چینه‌شناسی می‌توان سن آن را به ائوسن میانی- بالایی نسبت داد. در بخش دوم با توجه به وجود فونای فسیلی از قبیل Austrotrillina asmariensis, Triloculina tricarinata, Pyrgo sp., Dendritina sp.. Dendritina rangi Sigmolia sp. و براساس Laursen et al. (2009) این فونای زیستی را می‌توان به‌علت نبود فسیل شاخص، Indeterminate Zone نامید و سن آکیتانین برای آن در نظر گرفت. درنهایت برای بخش سوم با توجه به حضور گونه‌های Borelis melocurdica- Borelis melo melo و براساس Laursen et al. (2009) می‌توان سن میوسن پیشین (بوردیگالین) را در نظر گرفت.

در تاقدیس پشت جنگل، بخش‎‍های پایینی و میانی سازند‎‍های شهبازان- آسماری دولومیتی است، ولی در بخش فوقانی، ریز‎‍فسیل‎‍های بسیار کمی از قبیل Austrotrillina sp. , Borelis sp., Quinqulocolina sp., Peneroplis evolutus, دارد. این محتوای فسیلی به سازند آسماری تعلق دارد، ولی نمی‎‍توان به‌طور دقیق سن آن را تخمین زد. براساس زون‎‍بندی زیستی (Wynd 1965) و (Laursen et al. 2009)˓ مجموعۀ فسیلی فوق در لایه‎‍های چاتین تا بوردیگالین مشاهده می‎‍شود؛ بنابراین ما سن این مجموعه را چاتین تا بوردیگالین در نظر می‎‍گیریم؛ اما نکتۀ مهم، شباهت‎‍های زیاد بخش‎‍های قاعده‌ای رخنمون سازندهای شهبازان - آسماری در تاقدیس پشت ‎‍جنگل (سازند شهبازان) با بخش‎‍های فوقانی و فسیل‌دار (سازند آسماری) است. به نظر می‎‍رسد دولومیتی‌شدن سازند شهبازان در سازند آسماری نیز در این برش تأثیر داشته است (شکل 18و19).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل4 – A: نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ شهبازان (برگرفته از نقشۀ 1/100000 واحد اکتشاف و تولید، اکتشاف جنوب، شیت شمارۀ 20817E)؛ B: نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ دال پری (برگرفته از نقشۀ 1/100000 شرکت ملی نفت، واحد اکتشاف و تولید، اکتشاف جنوب، شیت شمارۀ 20816E)؛ C: نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ کوهدشت (برگرفته از نقشۀ 1/100000 شرکت ملی نفت، واحد اکتشاف، شیت شمارۀ 42988E)؛ D: نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ پلدختر (برگرفته از نقشۀ 1/100000 شرکت ملی نفت، واحد اکتشاف و تولید، اکتشاف جنوب، شیت شمارۀ 20812E).

Fig 4- A: Geological map of Shahbazan region (taken from the 1/100000 map of Exploration and Production Unit, Southern Exploration, sheet no. (20817E) B: Geological map of Daal-Pary region (taken from the 1/100000 map of Exploration and Production Unit, Southern Exploration, sheet no. (20816E). C: Geological map of Kuhdasht region (taken from the 1/100000 map of Exploration and Production Unit, Southern Exploration, sheet no. (42988E). D: Geological map of Poldokhtar region (taken from the 1/100000 map of Exploration and Production Unit, Southern Exploration, sheet no. (20812E).

 

ریز‎‍رخساره‌ها و محیط رسوبی

تجزیه و تحلیل رخساره‎‍‎‍ای، از نمونه‎‍های سازند شهبازان در تاقدیس چناره، تاقدیس لنگر (برش الگو)، تاقدیس پشت ‎‍جنگل (برش دارابی) و تاقدیس ماله‎‍کوه، به شناسایی 12 ریزرخساره منجر شد که در پنج محیط رسوبی (کمربند رخساره‎‍ای) براساس (Flugel 2010)، شامل دریای باز A، سد B، لاگون C، محیط پهنۀ جزرومدی D و بالای جزرومدی F نهشته شده‎‍اند. این رخساره‎‍ها در ادامه آورده شده‌اند.

 

محیط بالای جزرومدی (Superatidal)

ریزرخسارۀ F1: مادستون دولومیتی (دولومیکرایت)

این ریزرخساره در سه برش لنگر، ماله‎‍کوه و دارابی مشاهده شد که شامل بلورهای ساب هدرال تا یوهدرال دولومیت است. از ویژگی‎‍های عمدۀ این ریزرخساره، فوق‌العاده ریزبودن دولومیت‎‍های آن است.

تفسیر: درواقع این رخساره در بسیاری از مقاطع شامل گل آهکی (میکرایت) دولومیتی ‌شده است. معمولاً در این ریزرخساره، فسیلی مشاهده نمی‎‍شود. تخلخل بیشتر از نوع حفره‎‍ای است که عمدتاً توسط کانی‎‍های تبخیری (انیدریت) از بین رفته است. در این نوع از دولومیت‌ها، آثار بافت رسوبی اولیه به‌صورت قطعات اینترا‎‍کلست مشاهده می‎‍شود. در بیشتر افق‎‍ها استیلولیت و پدیدۀ نئومورفیسم در بعضی افق‎‍ها مشاهده شده است (شکل5). ریز‎‍رخسارۀ F1 معادل RMF22 (Flugle 2010) است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل5- ریزرخسارۀ مادستون دولومیتی (دولومیکرایت)F1: a) رخسارۀ مادستون دولومیتی 46 در برش دارابی؛ b) تبخیری‎‍های ریز و ماتریکس ریزدانۀ گلی، نمونۀ شمارۀ 56 در برش دارابی؛ c) رخسارۀ وکستون، مقطع شمارۀ 13 در برش دارابی و d) رخساره مادستون چرتی، مقطع 5 ماله‎‍کوه

Fig 5- Dolomitic mudstone microfacies (dolomicrite). F1 a: Dolomite mudstone facies, sample 46 in Darabi section. b: Fine evaporites and fine matrix of clay grains, sample 56 in Darabi section. c:wackestone facies, sample 13 in the Darabi section. d: chert Dolomite mudstone facies, sample 5 in Male-Koh section.

 

محیط پهنۀ جزر‎‍ومدی (D)

ریزرخسارۀ :D1 دولستون (دولومیت)

این رخساره در برش‎‍های لنگر و ماله‎‍کوه مشاهده می‎‍شود. اندازۀ بلورهای این نوع از دولومیت بین 300-900 میکرون متغیر است.  بلورهای دولومیت شفاف، یوهدرال و دارای سطوح منظم بلوری‌اند که به‌صورت سیمان حفره‌پرکن فضا‎‍های کوچک و بزرگ Voids and Vugs و شکستگی‎‍ها را پر کرده‎‍اند. به نظر می‌رسد که محصول مراحل آخر فرایندهای دیاژنتیکی باشند. اندازۀ بلورهای دولومیت در داخل حفرات، بیشتر از حاشیه به‌سمت مرکز افزایش می‎‍یابد؛ اما در مواردی این بلورها به‌صورت تقریباٌ هم‌بعد، سبب پرشدن حفرات شده‎‍اند.

تفسیر: گسترش دولومیت‎‍های ریزبلور، نشانۀ افت سطح آب و خروج رسوبات از آب است که با تبخیر شورابه‎‍های غنی از منیزیم و  دولومیتی‌شدن رخساره‎‍های آهکی رخ می‎‍دهد. اصولاً تشکیل دولومیت‎‍های دانه‌ریز، هم‎‍زمان با رسوب‎‍گذاری بوده است و یا به‌عبارتی به مراحل اولیۀ دیاژنز نسبت داده می‎‍شوند .Adabi (2009)براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF22 (Flugle 2010) و نشان‌دهندۀ محیط جزر و مدی است (شکل6).

 

 

 

شکل6- ریزرخسارۀ دولستون (دولومیت)F2 : a ) مقطع 72 برش ماله‎‍کوه؛ b) مقطع 90 برش لنگر؛c ) مقطع 90 برش لنگر و d) مقطع 48 برش ماله‌کوه

Fig 6- Dolstone microfacies (dolomite). D1 a) sample 72 of Maleh-Kouh section b) sample 90 of Langar section c) sample 90 of Langar section d) sample 48 of Maleh Kouh section

 

محیط لاگون(C)

عناصر اصلی این رخساره را روزن‎‍برانی با پوستۀ پورسلانوزی مانند miliolids ، Orbitolitesو Alveolina تشکیل می‎‍دهند و از کم‎‍عمق‎‍ترین ناحیه به عمیق‎‍ترین ناحیه، به ترتیب شامل C1, C2, C3, C4 هستند.

 

ریزرخسارۀ C1: میلیولید اسپیرولینا مادستون

این فاسیس در دو برش چناره و لنگر مشاهده می‌شود و شامل قطعات پراکنده‎‍ای miliolids ,Spirolina, و Bivalve در یک زمینۀ میکریتی است (شکل7). این منطقۀ ریزرخساره، عموماً از مادستون همراه با دولومیت زودرس (خوب) تشکیل شده است. همچنین دانه‎‍های کوارتز پراکنده وجود دارند. زمینۀ گل‎‍آلود این ریزرخساره نمایندۀ شرایط کم‎‍انرژی محیط است.

تفسیر: حضور پراکندۀ دانه‎‍های ریز کوارتز به‌همراه قطعاتی از دوکفه‎‍ای‎‍ها، اکینوئیدها و استراکودها در یک زمینۀ میکریتی، نمونه‎‍ای از محیط لاگون داخلی محدود است (Rasser et al. 2005). این ریزرخساره شامل بلورهای ریزدانۀ دولومیت است. بیوکلست وجود ندارد و معمولاً با مادستون کوارتزی همراه‌اند. این رخساره در یک محیط بسیار کم‎‍انرژی، محدود و کم‎‍عمق در نزدیکی ساحل، در بخش ابتدایی زیر محیط لاگون تشکیل شده است. میلیولیدها معمول‎‍ترین موجود در محیط‎‍های مردابی‌اند. فراوانی موجودات بنتیک نشان می‎‍دهد رسوبات در آب‎‍های کم‎‍عمق سکوهای محصورشده تشکیل شده‎‍اند. حضور ماتریکس میکرایتی نشان‎‍دهندۀ انرژی پایین در رسوبات رخساره است  .(Beavington and Penny 2006) عموماً روزن‎‍بران بدون منفذ از تشکیل‌دهنده‎‍های اصلی این محیط‌اند (Reiss and Hottinger 1984) و (Buxton and Pedely 1989). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل استاندارد شمارۀ RMF19 (2010 Flugle) است.

 

 

شکل7- ریزرخسارۀ میلیولید اسپیرولینا مادستون :C1 a ) مقطع 161 برش لنگر؛ b) مقطع 40 برش لنگر

Fig 7- Miliolids Spirolina mudstone. C1. a) Sample 161 of Langar section b) Sample 40 of Langar section

 

 

ریزرخسارۀ C2: پلوئید میلیولید وکستون

این ریزرخساره در دو برش ماله‎‍کوه و چناره و با حضور فراوان پلوئیدها مشخص می‎‍شود. همچنین دوکفه‎‍ای‎‍ها و میلیولیدها به‌صورت پراکنده وجود دارند (شکل8). فراوانی زیاد پلوئیدها نشان‎‍دهندۀ منطقۀ ساب تایدال یا محیط مردابی کم‎‍عمق است ( Reuter et al. 2008).

تفسیر: کمبود یا وجود نداشتن روزن‎‍بران کف‎‍زی، بیوکلست‎‍ها و غالب‌بودن پلوئیدها، نشان‎‍دهندۀ رسوب‌گذاری با انرژی‎‍کم و محدود در بخش کم‎‍عمق لاگون است که به‌وسیلۀ ارتباط ضعیف با محیط دریای باز تنظیم شده است (Flugel 2004). میلیولیدها در آب‎‍های بسیار گرم، کم‎‍عمق، نیمه‎‍شور تا فوق شور با آشفتگی کم زندگی می‎‍کنند که نشانگر محیط لاگون‌اند (Flugel 2004). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF19 Flugle 2010)) است.

 

 

 

شکل8- ریزرخسارۀ پلوئید میلیولید وکستون C2: a) مقطع 74 برش ماله‌کو‎‍ه؛ b) مقطع 63 برش چناره

Fig 8- Ploid miliolids wackestone. C2 a) Sample 74 of Maleh koh section b) Sample 63 of Chenareh section.

 

 

ریزرخسارۀ C3: اسپیرولینا، میلیولید پکستون

این رخساره فقط در برش لنگر مشاهده می‌شود، زمینۀ دانه‌ریز میکریتی است و عناصر اصلی روزن‎‍بران با پوسته‌های بدون‎‍منفذ‌‌‌‌‌‌ مانند miliolids ,Spirolina و عناصر فرعی شامل echinoid ,bivalve,، Pyrgo،Praerhayphidionina delicata, ، هستند. در این رخساره روزن‎‍بران هیالین مشاهده نشده است. دولومیت به‌صورت جانشینی در بیشتر این رخساره مشخص است ( شکل9).

تفسیر: این ریزرخساره به‌دلیل روزن‎‍بران و غالب‌بودن فوناهای لاگونی نسبت‌به قطعات دیگر در محیط محصورتر لاگونی تشکیل شده است؛ ولی همچنان ارتباط لاگون با دریای آزاد به‌دلیل حضور فون‌های دریایی برقرار بوده است. روزن‎‍بران پورسلانوزی به‌خوبی با شرایط محیطی از قبیل تلاطم کم‌آب، شدت نور و پایدارنبودن کف بستر سازگاری یافته‎‍اند. تلاطم کم‎‍آب، عاملی برای تنوع بالای روزن‎‍بران پورسلانوز محصورشده است که در اعماق کم در شرایط مزو تا الیگوترفی رشد می‎‍کنند (Buxton and Pedely 1989).

میلیولید در یک فلات باز در بخش‎‍های داخلی فلات کم‌عمق با گسترش بیشتر و در بخش میانی فلات کم‌عمق با گسترش کمتر دیده می‎‍شود (Geel 2000). حضور ماتریکس میکرایتی نشان‎‍دهندۀ انرژی پایین در رسوبات رخساره است (Beavington and Penny 2006). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF20 (Flugle 2010) است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل9- ریزرخسارۀ اسپیرولینا، میلیولید پکستون C3 : a) مقطع 14 برش لنگر؛ b) مقطع 14 برش لنگر

Fig 9- Spirolina, miliolids Packstone. C3 a) Sample 14 of Langar section b) Sample 14 of Langar section.

 

 

ریزرخسارۀ C4: آلوئولینا وکستون-گرینستون

این رخساره فقط در برش چناره مشاهده می‎‍شود و ظاهراً از تناوب سنگ‎‍آهک نازک‎‍لایۀ خاکستری و سنگ‌آهک نودولی تشکیل شده و هیچ آثاری ماکروفسیلی در آن مشاهده نشده است.

تفسیر: این رخساره به‌وسیلۀ روزن‎‍بران بدون منفذ آلوئولینا (Alveolinaidae) غالب شده است. گسترۀ بافتی معمولاً از وکستون و کمتر از گرینستون است. غالب این ریزرخساره شامل میلیولیدها و بیوکلست‎‍هایی مانند استراکودها و دوکفه‎‍ای‎‍هاست. ماتریکس از میکریت دانه‌ریز خوب است. ازنظر ظاهری این لایه‎‍های نازک تا لایه‎‍های نودولی شامل قطعات دوکفه‎‍ای‌اند (شکل10). با توجه به حضور روزن‌داران پورسلانوز از قبیل آلوئولینیدها و میلیولیدها که نشان‌دهندۀ محیط با شوری بالا هستند و همچنین حضور اندک ارگانیسم‎‍های دریایی نرمال، محیط لاگون شلف محدود برای این ریزرخساره پیشنهاد می‎‍شود. براساس مشخصات میکروسکوپی، معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF20 (Flugle 2010) است.

 

 

 

شکل10- ریزرخسارۀ آلوئولین وکستون C4 : a) مقطع 14 برش چناره

Fig 10- Alveolina wackestone-grainstone microfacies C4: a) cross-section of 14 Chenareh section.

 

 

ریزرخسارۀ C5: اربیتولیتس، میلیولید، آلوئولینا پکستون

این رخساره در دو برش چناره و لنگر مشاهده می‎‍شود، در بیشتر افق‎‍ها زمینۀ میکرایتی دارد و در بعضی افق‎‍های برش الگو، به‌صورت اسپارایتی دیده می‎‍شود. آلوکم‎‍های اصلی زیستی شامل Alveolina miliolids , Orbitolites است (شکل11). همچنین مقادیر کمتری از آلوکم‎‍های فرعی زیستی شامل  Red algalو bivalve و Somalina و Robulus دیده می‎‍شود. در این رخساره در بعضی افق‌ها استیلولیت، سیمان اسپارایتی در تخلخل‌ها و دولومیت جانشینی مشاهده شده است.

تفسیر: ظهور هم‌زمان روزن‎‍بران با دیوارۀ منفذ‎‍دار و روزن‎‍بران با دیوارۀ بدون‎‍منفذ، نشان‌دهندۀ محیط لاگون است که تنوع و فراوانی روزن‎‍بران بدون ‎‍منفذ تأییدکنندۀ آن است .(Geel 2000) اوربیتولیتس در آب‎‍های حفاظت‌شده بر پهنه‎‍های ریفی و در محیط‎‍های پشت ‎‍ریف ثبت شده است (Flugel 2004). این رخساره در قسمت لاگون باز است. براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF20 (2010 Flugle) است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل11- ریزرخسارۀ اربیتولیتس، میلیولید، آلوئولین پکستون C4: a) مقطع 8 برش لنگر؛ b) مقطع 8 برش لنگر

Fig 11- Orbitolites, miliolids, Alveolina Packstone C5. a) Sample 8 Langar section b) Sample 8 Langar section

 

 

محیط سد (B)

ریزرخسارۀ B: بیوکلاستیک گرینستون

فراوانی بیوکلست‎‍ها و روزن‎‍بران در حد ماسه‌ریز تا درشت با جورشدگی و گردشدگی متوسط تا خوب حضور دارند. در مقاطع مربوط به این رخساره، فراوانی متفاوتی از اجزا مشاهده می‌شود؛ به‌نحوی که روزن‌داران بدون منفذ و گاهی بایوکلست و یا پلوئید تشکیل‌دهندۀ اصلی این مقاطع‌اند و بیش از دیگر عناصر فرعی دیده می‌شوند.

تفسیر: فراوانی روزن‌داران با دیوارۀ پرسلانوز همراه با عناصر زیستی دریای نرمال و روزن‌داران منفذدار، همچنین جورشدگی مناسب و اتصال توسط سیمان اسپارایتی، در کنار حضورنداشتن گل، نشان‎‍دهندۀ انرژی بالای محیط و تشکیل این رخساره در محیط سد است (شکل12). رسوباتی که در محیط کم‎‍عمق نهشته شده‎‍اند، به‌وسیلۀ محیط دریای محدودشده از دریای باز تفکیک می‌شوند (Flugel 2010). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF27 (Flugle 2010) است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل12- ریزرخسارۀ اربیتولیتس، میلیولید، آلوئولین پکستون B : a) مقطع 66 برش چناره

Fig 12- Orbitolites, Miliolid, Alveolina Packstone B: a) Sample 66 of Chenareh section.

 

 

محیط دریای باز (A)

ریزرخسارۀ :A1 نومولیتس پکستون

این رخساره در دو برش چناره و برش لنگر مشاهده می‎‍شود. در این ریز رخساره خانوادۀ نومولیتیده با سایز کوچک (فرمA)، مهم‌ترین آلوکم زیستی است. آلوکم‎‍های فرعی زیستی شامل روزن‎‍برانی مانند ,Orbitolites, Assilina Discocyclina, Operculina Red Algae و Echinoid هستند. در این ریزرخساره در بیشتر افق‎‍ها فونای زیستی، خرده‌های خارداران، استراکد، نرم‌تنان (دوکفه‎‍ای‌ها، گاستروپودا) و دیگر روزن‎‍داران تشخیص‌داده شدند. همچنین نومولیتس‎‍ها اشکال گلوبولی‌شکل متوسط با پوسته‎‍ای ضخیم دارند. دیسکوسیکلیناها اشکال دیسکی کوچک دارند.

تفسیر: ترکیب ارگانیسم‌ها و موقعیت چینه‌شناسی این رخساره، رسوب‎‍گذاری در لبۀ رو به دریای باز رمپ داخلی، با چرخش مناسب آب را پیشنهاد می‌کند (Romero et al. 2002). همچنین پدیدۀ فشردگی و دولومیتی‎‍شدن تحت فابریک سنگ در این رخساره مشاهده شده است (شکل13). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF13 (Flugle 2010) است.

 

 

 

 

شکل13- ریزرخسارۀ نومولیت پکستونA1: a) مقطع 167 برش لنگر؛ b) مقطع 72 برش چنار

Fig 13- Nummulites Packstone microfacies A1: a) Sample 166 of Langar section b) Sample 72 of Chenareh section

 

ریزرخسارۀ A2: جلبک قرمز، دیسکوسیکلینا، نومولیتس پکستون

این ریز‌رخساره فقط در برش لنگر مشاهده شده است؛ زمینۀ سنگ میکرایتی و آلوکم‎‍های اصلی زیستی شامل Discocyclina ،Nummulites، Red Algae و آلوکم‎‍های فرعی زیستی شامل  Assilinaو Operculina است. در رخسارۀ مدنظر، نومولیتس‎‍ها دارای اشکال پهن، تخم‎‍مرغی‌شکل با پوسته‎‍هایی نازک و دارای دو فرم میکروسفریک و مگالوسفریک‌اند. دیسکوسیکلین‎‍ها اشکال متنوع  و درصد اشکال دیسکی‌شکل و قطور بیشتر از اشکال زینی‌شکل و اشکال تخت دارند. جلبک‎‍های قرمز به‌صورت غده‎‍ای‌شکل نیز مشاهده می‎‍شوند.

تفسیر: با توجه به فراوانی بیشتر نومولیتس‎‍ها نسبت‌به دیسکوسیکلینا N/D (Nummulites /Discocyclina) در این رخساره به‌همراه اپرکولینا‎‍های پهن و کشیده و حضور کمتر روزن‎‍بران با پوستۀ پورسلانوزی، نشان‎‍دهندۀ رمپ میانی نیمه‎‍عمیق است. این رخساره در قسمت نسبتاً عمیق رمپ میانی در قسمت میانی سراشیب قاره قرار دارد (شکل14). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF13 (Flugle 2010) است.

 

 

شکل14- ریزرخسارۀ جلبک قرمز، دیسکوسیکلین، نومولیت پکستون A2: a ) مقطع 143 برش لنگر؛ b ) مقطع 143 برش لنگر

Fig 14- Red algae, Discocyclina, Nummulites Packstone A2: a) Sample 143 Langar section b) Sample 143 Langar

 

 

ریزرخسارۀ A3: نومولیتس، دیسکوسیکلینا پکستون

این رخساره فقط در برش لنگر مشاهده می‎‍شود و زمینۀ میکرایتی با بافت سنگی پکستون دارد. آلوکم‎‍های اصلی زیستی شامل Discocyclina و Nummulites و آلوکم‎‍های فرعی زیستی شامل  Bryozoaو Operculina است. دیسکو سیکلین‎‍ها بخش زیادی از سطح سنگ را به خود اختصاص داده‎‍اند. Discocyclina تنوع شکلی و گونۀ بالایی دارند.

تفسیر: در این رخساره نسبت اشکال زینی و تخت Discocyclina از اشکال دیسکی قطور بیشتر است و در کنار Operculina، نومولیتس‎‍هایی با پوستۀ نازک و پهن شبیه به خود قرار دارد. فراوانی بیشتر دیسکوسیکلینا نسبت‌به نومولیتD/N (Discocyclina / Nummulites) در این رخساره به‌همراه فقدان روزن‎‍بران با پوستۀ پورسلانوزی، نشان‎‍دهندۀ رمپ میانی عمیق در انتهای سراشیب قاره در برش مدنظر است. در این رخساره پدیدۀ بورینگ، فشردگی و انحلال شیمیایی (استیلولیت) بسیار مشاهده می‎‍شود (شکل15). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF13 (Flugle 2010) است.

 

 

شکل15-ریزرخسارۀ نومولیت، دیسکوسیکلین پکستون A3:a) مقطع 179 برش لنگر؛ b) مقطع 178 برش لنگر

Fig 15- Nummulites, Discocyclina Packstone. A3: a) Sample 179 Langar section. b) Sample 178 Langar section

 

 

ریزرخسارۀ A4: بیوکلست پلانکتونیک فرامینیفرا وکستون- پکستون

این رخساره فقط در برش چناره رخنمون دارد. مهم‎‍ترین عارضۀ این رخساره، آشفتگی در فرایند بیولوژیکی و نقاط قهوه‎‍ای تیره است. در این ریزرخساره، میکریت تیره و روزن‎‍بران پلانکتونیک از قبیل گلوبیژرین‎‍ها، گلوبوروتالیدها هستند.

تفسیر: روزن‎‍داران پلانکتون که فاقد روزن‎‍داران بزرگ و جلبک‎‍های قرمز باشند، حد زیرین ناحیۀ نوری را نشان می‎‍دهند (Geel 2000; Cosovic et al. 2004). فراوانی گونه‎‍های پلانکتونیک، نشان‎‍دهندۀ شرایط عمیق‎‍تر و دریایی‎‍تر است (Mateu Vicens et al 2008). در نبود روزن‎‍داران بزرگ‌تر، عمق آب بیش از 200متر است (Geel 2000). این رخساره بافت دانه‌ریز، جورشدگی ضعیف تا متوسط و زمینۀ گل آهکی دارد. درمجموع شمار اندک روزن‎‍بران کف‎‍زی، دانه‎‍ریزبودن آلوکم‎‍ها و مقدار فراوان گل در زمینه، نشان از رمپ بیرونی شیب‎‍دار در نزدیکی لبۀ حوضه دارد ‎‍(شکل16)‎‍ (Wilson and Evans 2002). براساس مشخصات میکروسکوپی، این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد شمارۀ RMF5 (Flugle 2010) است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل16- ریزرخسارۀ بیوکلست پلانکتونیک فرامینیفرا وکستون- پکستونA4 : مقطع 14 برش چناره

Fig 16- Bioclast planktonic foraminifera A4: Sample 14 of Chenareh section

 

 

تفسیر مدل رسوب‎‍گذاری سازند شهبازان

حوضۀ رسوبی زاگرس پس از فاز برخوردی انتهای کرتاسه با صفحۀ عربی شکل یافته است. زیرپهنۀ لرستان از این حوضه با توالی به‌سمت بالا کم‌عمق‌شونده متشکل از رخسارۀ پلاژیک سازند گورپی، توربیدایت‎‍های سازند امیران، توالی کربناتۀ سازند تله زنگ و درنهایت توالی آواری سازند کشکان پر شده است (Homke 2009). بعد از این مرحله، پلتفرم کربناتۀ شهبازان-آسماری در مجاورت کمربند راندۀ زاگرس، آن هم از نوع مستعد برای پلتفرم کربناته از نوع شلف حاشیه‌دار شکل گرفته است (Bosence 2005). به‌طور کلی براساس پژوهش‎‍های چند سالۀ اخیر که بر محیط رسوبی سازند شهبازان انجام شده است، درک بهتری از مقایسۀ نتایج حاصل از پژوهش اخیر با موارد دیگر حاصل می‌شود. (Hoseini et al. 2018) براساس ویژگی‎‍هایی از قبیل تغییرات عمق، وفور رخسارۀ گلی و نیز وجود خرده‎‍های اسکلتی خردشدۀ وابسته به شیب قاره، وجودنداشتن شواهد توربیدایتی، ریف‎‍های سدی پیوسته به‌همراه کمربندهای گرینستونی گسترد، به وجود رمپ اعتقاد ندارد و شلف را برای سازند شهبازان نمی‌پذیرد. این در حالی است که محققان دیگر نظرات متفاوتی دارند.  (Ghanbarlo et al. 2015)به ته‌نشست کربنات‎‍های شهبازان در محیط رمپ و شلف باز در فروافتادگی دزفول اعتقاد دارد. (Nemati et al. 2019) به محیط کشندی برای سازند شهبازان در میانۀ زیرپهنۀ لرستان معتقد است.

با تغییر اجتماعات کربنات‌ساز، میزان تولید کربنات در قسمت‌های مختلف یک پلتفرم کربناته تغییر می‌کند؛ بنابراین نوع پلتفرم نیز تغییر می‌یابد؛ برای مثال، حضور اجتماع کلروزوئن (به‌طور عمده شامل مرجان‌های هم‌زیست‌دار و جلبک سبز) در پهنۀ یوفوتیک، با ایجاد شیبی در حاشیۀ پلتفرم، آن را به شلف لبه‌دار تبدیل می‌کند؛ اما تولید یکنواخت کربنات در حوضه با ایجاد یک شیبل ملایم، به تشکیل یک رمپ هموکلینال منجر می‌شود (Pomar et al. 2012).

 با توجه به تشکیل پلاتفرم کربناتۀ شهبازان در حوضۀ فورلند زاگرس و نوع جامعۀ زیستی (حضور روزن‎‍بران بنتیک بزرگ مانند ،Discocyclina, Operculina ,Orbitolites, Nummulites, ، Assilina, Alveolina و روزن‎‍بران کوچک شامل miliolids و غیر روزن‎‍بران شامل خرده‎‍های اکینوئید، دوکفه‎‍ای، گاستروپود و وجود روزن‎‍بران پلانکتون)، از یک طرف و همچنین با توجه به نبود ریف‎‍های سدی پیوسته و البته وجودنداشتن رسوبات لغزشی ناشی از گراویته، وجود رمپ کربناته با حاشیۀ شیب‌دار را باید منطقی دانست. با عنایت به همۀ موارد فوق و نیز مقایسه و بررسی تغییرات عمودی رخساره‎‍ها با محیط‎‍های رسوبی قدیم و جدید، می‌توان نتیجه گرفت که ریزرخساره‎‍های سازند شهبازان در برش‎‍های مطالعه‌شده، در یک رمپ کربناته (رمپ داخلی، میانی و خارجی) نهشته شده‎‍اند (شکل17). رمپ داخلی چهار محیط بالای جزر‎‍ومدی، پهنۀ جزر‎‍ومدی، لاگون و سد بیوکلاستی دارد و شامل رخساره‎‍های F1,F2,D,C1,C2,C3,C4,B است. رمپ میانی شامل دریای باز، محیط ابتدای سراشیب قاره، قسمت میانی سراشیب قاره و انتهای سراشیب قاره است که در بالای خط، تأثیر امواج طوفانی دریاSW  قرار دارد و عناصر اصلی شامل  , Nummulites, Orthophragminids و رخسارهای A1,A2,A3 است. رمپ خارجی شامل قسمت‎‍هایی از دریای باز است که زیر خط تأثیر امواج طوفانی دریاSW  قرار دارد، عناصر اصلی شامل plankton و رخسارۀ A4 است.


حضور روزن‎‍بران با پوستۀ هیالین در لاگون و همچنین نبود رخساره‎‍های ریفی و وجود تغییرات تدریجی در فونای جانوری، نشان‎‍دهندۀ این امر است. وجود روزن‎‍بران با دیوارۀ منفذدار و بدون ‎‍منفذ، نشان‌دهندۀ فقدان سد پیوسته و ممتد است (Romero et al. 2002). با توجه به رخسارۀ B و حضور فونای بیوکلاستی به‌همراه زمینۀ اسپاریتی و فراوانی اینترکلاست، احتمالاً سازند شهبازان دارای سد از نوع بیوکلاستی است. نمودار فراوانی رخساره‎‍ها براساس تعیین زیر رخساره‎‍ها در (شکل18، برش لنگر) و (شکل19، برش چناره) نمایش داده شده است.

 

 

 

شکل17- مدل رسوبی سازند شهبازان در زیرپهنۀ لرستان

Fig 17- Sedimentary model of Shahbazan Formation in Lorestan subzone

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل18- نمودار پراکندگی رخساره‌ها براساس تعیین ریزرخساره‌های سازند شهبازان، برش لنگر

Fig 18- Distribution chart of facies based on the microfacies of Shahbazan Formation, Langar section

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل19- نمودار پراکندگی رخساره‌ها براساس ریز‎‍رخساره‌های سازند شهبازان، برش چناره

Fig 19- Distribution chart of facies based on the microfacies of Shahbazan Formation, Chenareh section

 

نتیجه‌

با توجه به بررسی‎‍های انجام‌شده بر برش‌های سطح‎‍الارضی مطالعه‌شده و مقایسه‌شدۀ سازند شهبازان و با تجزیه و تحلیل اطلاعات به دست آمده در زمینه‌های چینه‌نگاری سنگی و چینه‌نگاری زیستی، به‌همراه ارزیابی و بررسی ریزرخساره، نتایج زیر حاصل شده است. شواهد زیست چینه‌نگاری نشان می‌دهد براساس مطالعات بایواستراتیگرافی و انطباق بایوزون‎‍های مطالعه‌شده و شناسایی دو زیست‎‍زون (Wynd 1965)، Somalina sp. Zone, Nummulites-Alveolina Assemblage Zone که معادل زیست‌زون‎‍های (Serra-Kiel et al. 1998) SBZ19 و SBZ18 هستند، سن سازند شهبازان در تاقدیس لنگر و تاقدیس چنارۀ واقع در جنوب خاوری لرستان و مناطق بلافصل آنها، ائوسن میانی تا پسین است. سازندهای شهبازان و آسماری در تاقدیس ماله‎‍کوه و تاقدیس پشت ‎‍جنگل به‌علت شباهت ظاهری زیاد به یکدیگر و البته به‌سبب شرایط کریستالیزه‌شده در بسیاری از بخش‎‍های آ‎‍نها، با عنوان شهبازان- آسماری نقشه‎‍برداری شده‎‍اند؛ ولی به‌علت موقعیت چینه‎‍نگاری، سن ائوسن میانی تا پسین برای سازند شهبازان در این برش‎‍ها، پیشنهاد می‎‍شود. مطالعۀ حاضر نشان داد‎‍ه است که تاقدیس ماله‌کوه به سه واحد تفکیک‌شدنی است. واحد 1 دولومیتی با میان‌لایه‎‍های سنگ آهکی و مارنی است. واحد 2 و 3 به ترتیب از سنگ‎‍آهک‎‍های نازک و متوسط‌لایه تشکیل شده است. سن واحد سوم براساس گونۀ ،Borelis melo melo بوردیگالین تعیین شد. واحدهای 1و2 فاقد فسیل‎‍های شاخص‌اند، ولی به‌علت موقعیت چینه‎‍نگاری، سن ائوسن میانی تا پسین برای واحد 1 و سن آکیتانین برای واحد 2 پیشنهاد می‎‍شود. فرایند دولومیتی‌شدن سازند شهبازان از جنوب خاور حوضۀ لرستان به‌سوی شمال شدیدتر شده است که اوج آن را می‎‍توان در تاقدیس پشت‎‍ جنگل مشاهده کرد. تجزیه و تحلیل رخساره‎‍ای، از نمونه‎‍های سازند شهبازان در تاقدیس چناره، تاقدیس لنگر، تاقدیس پشت ‎‍جنگل (برش دارابی) و تاقدیس ماله‎‍کوه، به شناسایی 12 ریزرخساره منجر شد که در پنج محیط رسوبی (کمربند رخساره‎‍ای) شامل دریای باز A، سد B، لاگون C، محیط پهنۀ جزرومدی D و بالای جزرومدی F نهشته شده‎‍اند (Flugel 2010). این محیط‎‍ها بخشی از یک پلاتفرم کربناتۀ نوع رمپ با شیب یکنواخت در قسمت‎‍های رمپ داخلی و میانی‌اند.

References

Abdi A. Abadi. M.H. and Abdi. G. 2009. The study of paleoenvironment of Shahbazan Formation and relationship between microfacies and minor element geochemical. 27th IAS meeting sedimentary of Mediterranean island(s). Alghero- Italy.
Abdolnia A. Maghfouri Moghaddam I. and Baghbani D. 2017. Stratigraphy of the Shahbazan Formation in the Lorestan basin. Scientific Quarterly Journal, Geosciences. 26(103): 157-168. (In Persian)
Adabi M.H. 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, NE Iran. Carbonates and Evaporites, 24: 16–32.
Aghanabati A. 2011. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Teheran, 586p. (In Persian)
Allahkarampour. M. Seyrafian A. and Vaziri-Moghaddam. H. 2012. Palaeoecology of the Oligocene-Miocene Asmari Formation in the Dill Anticline (Zagros Basin, Iran): Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaontologie-Abhandlungen, 263(2): 167-184.
Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold–thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304:1–20.
Bakhtyari S. 2008. Road Atlas of Iran. Institute of Geographical and Cartographic Gitaology. 308p. (In Persian)
Beavington-Penny S. J. and Racey A. 2004. Ecology of Extant nummulitids and other larger benthic foraminifera applications in palaeoenvironmental analysis. Earth-Science Reviews, 67(3-4): 219-265.
Beavington-Penney ‎‍S.‎‍J. and ‎‍Racey A. 2006. The Middle Eocene Seeb Formation of Oman: An Ivestigation of Acyclictty, Stratigraphic Completeness and Accumulation Rates in Shallow Marine Carbonate Settings. Journal of Sedimentary Research, 76(10): 1137–1161.
Brandano M. and Corda ‎‍L. ‎‍2002. Nutrients See level and tectonic: Constrain for the facies architecture of Miocene carbonate ramp in central Italy. Blackwell science, 14(4): 257-262.
Bosence D. 2005. A genetic classification of carbonate platforms based on their basinal and tectonic settings in the Cenozoic. Sedimentary Geology, 175: 49– 72.
Buxton M.W.N. and Pedly. H.M. 1989. Short paper a standardized model for Tethyan Tertiary carbonate ramps. Journal of the Geological Society. 146(5): 746-748.
Cosovic V. Drobne K. and Moro A. 2004. Paleoenvironmental model for Eocene foraminiferal limestones of the Adriatic carbonate platform (Istrian Peninsula): Facies, 50: 61-75.
Dorobek S. L. 1995. Synorogenic carbonate platforms and reefs in foreland basins: controls on stratigraphic evolution and platform/reef morphology. SEPM Spec. Publ., 52: 127–147
Dunham R.J. ‎‍1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Ham. W.E. (Ed.). Classification of Carbonate Rocks. AAPG Mem. 1: 62-84.
Einsele G. 2000. Sedimentary Basins: Evolution. Facies, and Sediment Budgets. Springer-Verlag, Heidelberg. 792 p.
Flugel ‎‍E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks Analysis. Interpretation and Application Second Edition. Springer. Berlin-Heidelberg. New York. 1006 p.
Flügel E. 2004. Microfacies of Carbonate Rocks. Analysis. Interpretation and Application. Springer, Berlin. 976 p.
Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposits: Empirical models based on microfacies analysis of Paleogene deposits in southeastern Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 155: 211-238.
Ghanbarlo H. Taheri A. and Rahmani, A. 2015. Biostratigraphy of the Shahbazan and Asmari formations in well no.3 of Qaleh Nar oil field, Lurestan. Paleontology. 3 (1):59-72. (In Persian(
Homke S. Vergés J. Serra-Kiel J. Bernaola G. Sharp I. Garcés M. Montero-Verdú I. Karpuz R. and Goodarzi M. H. 2009. Late Cretaceous-Paleocene formation of the protoZagros foreland basin, Lurestan Province, SW Iran. Geol. Soc. Am. Bull. 121: 963–978.
Janbaz M. Mohseni H. Piraee A.R. Yousefi Yegane B. and Seradeghi H. 2017. Depositional environment of the Shahbazan Formation: a tail of evoloving ramp to shelf Applied Sedimentology. 5(10): 43-63. (In Persian)
Laursen G. S. Monibi T. Allan N. Pickard A. Hosseiney B. Vincent Y. Hamon F. Van Buchem A. Moallemi and G. Druillion 2009. The Asmari Formation revisited: changed stratigraphic allocation and new biozonation. Shiraz 2009-1st EAGE International Petroleum Conference and Exhibition, European Association of Geoscientists & Engineers.
Mateu-Vicens G. Hallock P. and Brandano M. 2008. A depositional model and paleoecological reconstruction of the Lower Tortonian distally steepend ramp of Menorca: Palaios, 23: 465-481.
Hoseini Asgarabadi Z. Mohseni H. Khodabakhsh S. and Pasban E. 2018. Reappraisal of lithology and depositional environment of carbonate-siliciclastic succession of the Pabdeh Formation in SE Ilam Province, W Iran. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches. 34(4): 57-82. 10.22108/JSSR.2019.112377.1065.
Navabpour P. and Barrier E. 2012. Stress states in the Zagros fold-and-thrust belt from passive margin to collisional tectonic setting. Tectonophysics. 581: 76–83.
Nemati M.H. Mohseni H. Memariani Yeganeh B. Janbaz M. and Swennen R. 2019. Petrography and geochemical constrain on dolostones of the Shahbazan Formation in Lorestan (Iran). Carbonates Evaporites, 34: 115–132.
Pomar L. Morsilli M. Hallock P. and Bádenas B. 2012. Internal waves, an under-explored source of turbulence events in the sedimentary record. Earth-Science Reviews, 111: 56–81.
Rajabi P. 2022. Biostratigraphy and lithostratigraphy of Asmari Formation in the Chenareh Anticline and compare with Amiran Anticline stratigraphical section in the Zagros Fold Belt. Lorestan. Iran. Scientific Quarterly Journal of Geosciences. 32: 177-192.
Rasser M. W. Scheibner C. and Mutti M. 2005. A paleoenvironmental standard section for Early Ilerdian tropical carbonate factories (Corbieres. France; Pyrenees. Spain). Facies, 51:218–232.
Reiss Z. and Hottinger L. 1984. The Gulf of Aqaba: Ecological Micropaleontology. Berlin-Springer. 354 p.
Reuter M. Piller W. E. Harzhauser M. Kroh A. and Bassi D. 2008. Termination of the Arabian Shelf Sea: stacked cyclic sedimentary patterns and timing (Oligocene/Miocene. Oman). Sediment Geo. 212(1-4):12–24.
Romero J. E. Caus and Rossel J. 2002. A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on Late Middle Eocene deposits on the margin of the south Pyrenean basin. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology. 179: 43-56.
Schlagintweit F. and Yazdi-Moghadam M. 2020. Cribellopsis delicatula n. sp. an early Orbitolinidae from the Upper Berriasian to Lower Valanginian of SE France, Switzerland and Iran. Micropaleontology. 66(4): 339-349.
Serra-Kiel J. Hottinger L. Caus E. Drobne K. Ferràndez C. Jauhri A. K. Less G. Pavlovec R. Pignatti J. Samsó J. M. Schaub H. Sirel E. Strougo A. Tambareau Y. Tosquella J. and Zakrevskaya E. 1998. Larger foraminiferal biostratigraphy of the Tethyan Palaeocene and Eocene. Bulletin de la Société Géologique de France, 169(2): 281–299.
Shinn E. A. 1983. Tidal flat envitoment. In: Scholle P.A. Bebout D.G. and Moore C.H.  (Eds), Carbonate Depositionsl Envitoments. Am. Assoc Pet. Geol. Mem. 33: 173-210.
Wilson J.I. 1975. Carbonates Facies in Geologic History. Springer. Newyork. 471 p.
Wilson ‎‍M.E.J. ‎‍and  Evans. M.E.J. ‎‍2002. Sedimentology and diagenesis of Tertiary carbonates on the Mangkalihat Penninsula. Boreneo: implications for subsurface reservoir quality. Marine and Petroleum Geology. 19: 873–900.
Wynd I. G. 1965. Biofacies of the Iranian Oil Agreement Area; N.I.O. C. Report, No 1089 (unpublished).
Zabihi Zoeram F. Vahidinia M. Sadeghi A. Amiri Bakhtiar H. and Mahboubi A. 2016. Larger benthic foraminifera from Middle Eocene Shahbazan succession at the Kuh-e-Chenareh Anticline, SE Lorestan Basin. Sedimentary Facies, 8 (2): 176-197. (In Persian)
 
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 119-144

Files

Share

How to cite

Statistics