نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشیار گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران
2 دکتری زمین‌شناسی، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
Sequence stratigraphy is a branch of stratigraphy that can enable us to correlate deposits with considerable accuracy. This research aims to investigate the role of fossils in the recognition of system tracts and sequence boundaries along succession using microfacies features. To achieve this aim, we studied the Qom Formation at the Qasr-e-Bahram section located in the south of Garmsar. This formation is mainly composed of argillaceous limestones, limestones, and marls, overlies the Lower Red Formation, and lies under the Upper Red Formation disconformably. Based on paleontological studies, the suggested age is the Late Aquitanian to Burdigalian (Early Miocene). The microfacies analysis indicates a variety of facies and environments (lagoon, carbonate barrier, and open marine). The significant presence of red algal with other reef-forming elements within microfacies as well as the presence of turbidite facies probably implies a shelf carbonate platform. According to geological field and laboratory studies, deposits of the Qom Formation include four third-order depositional sequences, and the presence and abundance of fossils such as foraminifera, algae, bryozoans, and corals were useful tools in identifying the systems tracts and their boundaries.
Keywords: Qom Formation, Early Miocene, Shelf, Sequence biostratigraphy, South Garmsar.
Introduction
Sequence stratigraphy is one of the most interesting areas in geological research which is a useful tool for correlation deposits in stratigraphic studies on a local to global scale. Many researchers have used sequence stratigraphy in order to understand the Qom sedimentary basin in central Iran. Although many studies have been based on the characteristics of sedimentary facies, most researchers believe that fossils are more sensitive indicators for determining past sedimentary environments than non-skeletal particles and they help to recognize depositional sequences and sequence boundaries (Brett 1995; Emery and Myers 1996; Armentrout 1996; Fürsich and Pandy 2003; Armstrong and Brasier 2005).
In Iran, very few sequence stratigraphic studies focused on the role and importance of fossils (for example Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Reuter et al. 2007, Taheri et al. 2008, 2010, Daneshian et al. 2008; Daneshian et al. 2017a, Daneshian et al. 2017b). This research aims to study the sequence stratigraphy and recognize the depositional sequences with special attention on the role of fossils, especially foraminifera, and it has been tried to use them to detect the system tracts, sequence boundaries, and maximum flooding surfaces.
Material & Methods
The Qom Formation in the Ghasr-e-Bahram section with coordinates of 34°, 45ʹ, 2ʹʹ N and 52°, 5ʹ to 52°, 8ʹ, 6ʹʹ E and 359 meters thick is mainly composed of argillaceous limestones, limestones, and marls and includes members c-3 to f of the type area. This rock unit overlies the Lower Red Formation and lies under the Upper Red Formation disconformably. A detailed study of these microfossils was carried out by Daneshian and Derakhshani (2008), and the age of Late Aquitanian and Burdigalian was determined. In the present study, the fossil assemblages were re-examined according to Daneshian and Ramezani Dana (2019), the deposits belong comparable to the Elphidium sp.14 interval zone with Late Aquitanian age and Borelis melo curdica total range zone to Burdigalian age. The study section was compared with the type area of rock unit, and adjacent areas such as the Deh Namak in the northeast of Garmsar, Attari and Garmab sections in the northeast and southeast of Semnan and Aftar section in the northwest of Semnan for understanding the expansion of the deposits in the region. The carbonate rock specimens were named according to Dunham (1962) and Embry and Klovan (1971), and microfacies determination was done based on Flügel (2010). Hunt and Tucker (1992, 1995), Catuneanu (2002, 2006), and Emery and Meyers (1996) were used to study depositional sequences. Planktonic foraminifers, hyaline and porcelaneous benthic foraminifers, echinoids, red algae, corals and bryozoans were evaluated and the trend of vertical changes of each allochem was drawn on the stratigraphic column of Ghasr-e-Bahram section as well. Discussion of Results & Conclusions
The study of 191 samples collected from the Qom Formation in the Ghasr-e-Bahram section, which was previously considered by Daneshian and Derakhshani (2008), showed that the age of this rock unit is Late Aquitanian to Burdigalian (Early Miocene) based on the benthic and planktonic foraminifera.
The examination results were not changed by the assigned age. The boundary between Aquitanian and Burdigalian is determined based on the first occurrence of Borelis melo curdica, and the age of the Late Aquitanian is based on the first occurrence of Elphidium sp.14 (Adams and Bourgeois 1967, Daneshian and Ramezani Dana 2019). The correlation of the study section with the type area shows that the Qom Formation is somewhat similar to the type area in terms of lithology, but shows a remarkable decrease in thickness.
Microfacies analysis of the Qom Formation in the Ghasr-e-Bahram section and comparison to standard microfacies of Flugel (2010) led us to recognize 12 carbonate microfacies. They are classified mainly into three facies associations, including lagoon, carbonate barrier and open marine.
The significant presence of red algal microfacies and other reef-forming allochems and also the presence of turbiditic facies, probably indicate the formation of these deposits in a shelf carbonate platform.
According to the geological field and laboratory studies, four third-order depositional sequences were recognized. The presence and abundance of fossils such as foraminifera, algae, bryozoans and corals are a useful tool in identifying the systems tracts and their boundaries.
Our examination in the first depositional sequence shows that the abundance of bryozoan as stenohaline organisms can be defined as remarkable evidence for maximum flooding surface (mfs). Then, the trend of fossils assemblages to higher levels in the section indicates a rise of lagoonal foraminifers, and the sequence boundary on top was described by the most abundant ostracodes in microfacies. In the second depositional sequence, we observed an increasing percentage of benthic foraminifera with hyaline tests such as Amphistegina, Asterigerina, Heterostegina, Reussella, and broken test of planktic foraminifera such as Globigerina, Globorotalia, Globigerinoides which they indicate to deepening depositional environment. In this depositional sequence, mfs are defined based on the highest percentage of echinoid debris. Again, the trend of foraminiferal assemblages upward shows a lagoonal environment, and the sequence boundary was characterized by pelloidal microfacies containing porcelaneous foraminifera and ostracodes. In the third depositional sequence, we detected an increase of benthic foraminifers with a hyaline test (e.g., Amphistegina, Asterigerina, Heterostegina, Planorbulina, Heterolepa and planktonic foraminifers such as Globigerina and Globorotalia) which implies a deepening trend. The highest percentage of echinoid debris with hyaline benthic foraminifers specified mfs of the third depositional sequence. Upper sequence boundary of this depositional sequence is determined by the highest percentage of lagoonal foraminifera. The presence of lagoonal foraminifera (e.g., Borelis, Archaias, Spiroloculina, Triloculina, Quinqueloqulina, Pyrgo) versus stenohaline organisms such as echinoids and bryozoans indicate shallower environment. The last depositional sequence, a deepening trend upward, is characterized by the rise of the percentage of hyaline benthic foraminifers and echinoid debris which abundance of the latter shows the mfs. Then, the presence and increase of porcelaneous foraminifera including Archaias, Borelis and miliolids such as Quinqueloqulina, Pyrgo, Triloculina, and Spiroloculina indicate the shallowing trend.
Comparison of the identified depositional sequences with global sea level curves shows that the sequence boundaries during the Burdigalian can be consistent with the global sea level changes. The global sea level changes are more important than local and regional tectonics in this region.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
هم‌ارزی نهشتههای سازند قم در ایران مرکزی با سازند آسماری در زاگرس، سبب شده است که ازلحاظ اکتشاف نفت و گاز اهمیت یابد و این امر دلیلی شد تا زمینشناسان بسیاری، زمین‌شناسی عمومی، چینهنگاری، فسیلشناسی، رسوبشناسی، میکروفاسیس، محیط رسوبی و چینهنگاری سکانسی سازند قم را مطالعه کنند.
امروزه چینهنگاری سکانسی بهعنوان ابزاری سودمند، برای تطابق نهشتهها در مطالعات چینهنگاری در مقیاس محلی تا جهانی درخور توجه زمینشناسان قرار گرفته است. پژوهشگران زیادی مانند Lasemi and Amin Rasouli (2003)، Imandoust. and Amini (2005)، Vaziri-Moghaddam and Torabi 2004; Seyrafian and Toraby 2005; Jalali et al. 2009; Reuter et al. 2007; Amirshahkarami and Karavan 2015; Jalali et al. (2016) و Mohammadi (2020) از علم چینهنگاری سکانسی به‌منظور شناخت و درک حوضۀ رسوبی قم استفاده کردهاند.
بسیاری از این مطالعات بر مبنای ویژگیهای سنگهای رسوبی بوده است؛ اما بیشتر محققان معتقدند که در چینهنگاری سکانسی، فسیلها نسبت‌به ذرات رسوبی، شاخصهای حساستری برای تعیین محیطهای رسوبی گذشته‌اند و به تشخیص سکانسها و مرزهای سکانسی کمک می‌کنند (Brett 1995; Emery and Myers 1996; Armentrout 1996; Fursich and Pandy 2003; Armstrong and Brasier 2005) به همین جهت اصطلاح زیست چینهنگاری سکانسی[1] را اولین‌بار Armentrout 1996 برای بیان اهمیت مطالعات فسیلشناسی در تفکیک سیستمترکتها و سطوح سکانسی بیان کرد.
استفاده از چینهنگاری سکانسی در مطالعۀ نهشتههای سازند قم به سال 1382 برمیگردد که محققان توانستند 7 سکانس رسوبی را برای سازند قم تعریف کنند. ازجمله مطالعات اخیر، Daneshian et al. (2017b) هستند که در شمال شرق گرمسار 4 سکانس رسوبی ردۀ سوم را برای نهشتههای سازند قم گزارش کردند. Mohammadi (2020) نیز نهشتههای سازند قم را با سن الیگوسن در ناحیۀ سیرجان به چهار سکانس ردۀ سوم و در آباده به پنج سکانس تقسیم کرد. Reuter et al. 2007 در برش آباده برای نهشتههای سازند قم با سن روپلین – شاتین، سه سکانس رسوبی را شناسایی کردند.
در ایران نیز مطالعات چینهنگاری سکانسی که به نقش و اهمیت فسیلها توجه ویژهای داشتهاند، اندک بوده‌اند (برای مثال Taheri et al. 2008, 2010, Daneshian et al. 2008; Daneshian et al. 2017a; Daneshian et al. 2017b; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Reuter et al. 2007;)؛ بنابراین توجه بیشتری به آن لازم است.
هدف از این تحقیق نیز مطالعۀ چینهنگاری سکانسی و شناخت سکانسها با نگرش ویژه بر نقش فسیلها، بهویژه فرامینیفرا بوده و سعی شده است که از آنها در تشخیص سیستمترکتها، مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی (mfs) استفاده شود.
روش کار و شیوۀ انجام مطالعه
سازند قم در برش چینهنگاری مطالعه‌شده (قصر بهرام) با مختصات''2 ,'45, °34 عرض شمالی و '5, °52 تا ''6 , '8 , °52 طول شرقی (شکل 1) و با 359 متر ضخامت بیشتر از سنگ‌آهک رسی، سنگ‌آهک و مارن تشکیل شده است و شامل عضوهای c - 3 تا f ناحیۀ الگو است. این نهشتهها با ناپیوستگی همشیب بر کنگلومرای قرمزرنگ سازند قرمز زیرین و در زیر مارن و ماسهسنگ قرمز فوقانی قرار گرفته‌اند (شکل 2).
شکل 1- واحدهای ساختمانی - رسوبی ایران (Aghanabati 2011) و موقعیت جغرافیایی سیاهکوه و راه دسترسی به برش قصر بهرام، جنوب گرمسار
Fig1- Sedimentary – Structural units of Iran (Aghanabati 2001) and Geographical location of Siahkuh and access road to the Ghasr -e- Bahram section, South Garmsar.
شکل 2- A و C - مرز بین سازندهای قم و قرمز زیرین و قرمز بالایی؛ B و D- عضوهای سازند قم در برش قصر بهرام
Fig 2- A and C- Boundaries between the Qom, Lower Red and Upper Red formations, B and D- Members of Qom Formation in the Ghasr –e- Bahram section.
فاصله در نمونهبرداری علاوه بر محتویات فسیلی نمونهها، تغییرات سنگشناسی نیز بوده است؛ به‌طوری که در محلهایی که رخساره تغییرات چندانی را نشان نمیداد، فاصلۀ نمونهبرداری بیشتر در نظر گرفته شد. از نمونههای سخت طی چند مرحله، مقطع نازک تهیه شد و نمونههای نرم نیز به‌منظور بررسی محتویات فسیلی به روشهای متداول در آب خیسانده و با آب شست‌وشو داده شدند و پس از خشک‌شدن، یک گرم از الکهای 35، 60 و 100 مش در زیر استریومیکروسکپ مطالعه شد و بهویژه فرامینیفرای آنها نیز جدا شدند. مطالعۀ دقیق این میکروفسیلها را Daneshian and Derakhshani (2008) انجام دادند و سن اکیتانین پسین و بوردیگالین را برای آن تعیین کردند. در مطالعۀ حاضر نیز مجدد مجموع فسیلها بررسی شدند و براساس دانشیان و رمضانی دانا (Daneshian and Ramezani Dana 2019) نهشتهها با بیوزون Elphidium sp.14 interval zone به سن اکیتانین پسین و بیوزون Borelis melo curdica total range zone به سن بوردیگالین مقایسه‌شدنی است.
به‌منظور مطالعۀ گسترش واحدهای سنگی سازند قم در منطقه، برش مطالعه‌شده با ناحیۀ الگو و نواحی مجاور نظیر دهنمک در شمال شرق گرمسار، عطاری و گرماب در شمال شرق و جنوب شرق سمنان و افتر در شمال غرب سمنان مقایسه شد.
برای مطالعات چینهنگاری سکانسی، در ابتدا ریزرخسارههای نهشتههای سازند قم مطالعه و نام‌گذاری سنگهای کربناته به روش Dunham 1962 و Embry and Klovan 1971 انجام شد. در ادامه تفکیک، دستهبندی و مطالعۀ روند تغییرات ریزرخسارههای کربناته براساس Flugel 2010 انجام شد.
همچنین برای مطالعۀ چینهنگاری سکانسی و شناسایی سکانسها از منابعی نظیر Hunt and Tucker 1992, 1995، Catuneanu 2002, 2006 وEmery and Meyers 1996 استفاده شد. در این مطالعه برای افزایش دقت در بررسی مطالعات میکروسکپی ریزرخسارهها، بهویژه در ارتباط با تفکیک سطوح سکانسی و اهمیت فسیلها بهعنوان شاخصهای حساس محیطی در تشخیص سیستمترکتها و مرزهای سکانسی، درصد فرامینیفرهای پلانکتونیک، فرامینیفرهای بنتونیک هیالین و پورسلانوز، اکینوئید، جلبک قرمز، مرجان و بریوزوئر در تمامی مقاطع سنگهای کربناته محاسبه و روند تغییرات عمودی هریک از آلوکمها در ستون چینهنگاری برش قصر بهرام رسم شد.
بحث و تحلیل یافتههای پژوهشی
بررسی 191 نمونۀ برداشت‌شده از سازند قم در برش قصر بهرام که قبلاً دانشیان و درخشانی (Daneshian and Derakhshani 2008) آن را مطالعه کرده بودند، نشان داد سن این نهشتهها در برش مذکور بر مبنای گسترش چینهنگاری فرامینیفرا بنتونیک و پلانکتونیک و حضور گونههای شاخص مانند
Ammonia beccarii (Linne'), Bozorgniella qumiensis Rahaghi 1973, Miogypsina spp., Elphidium sp.14, Globigerinoides triloba (Reuss), Triloculina tricarinata d' Orbigny 182, Triloculina trigonula (Lamarck), Peneroplis evolutus, Henson 1950, Borelis melo (Fichtel and Moll) curdica Reichel 1937, Dendritina rangi d' Orbigny emend. Fornasini, Meandropsina anahensis Henson 1950, Meandropsina iranica Henson 1950
اکیتانین پسین - بوردیگالین است. بررسی مجدد، تغییری را در سن تعیین‌شده ایجاد نکرد. مرز بین اکیتانین و بوردیگالین بر مبنای اولین حضور Borelis melo curdica تعیین شده است و سن اکیتانین پسین با توجه به اولین حضور، Elphidium sp.14 است (Adams and Bourgeois 1967, Daneshian and Ramezani Dana 2019). بر این اساس از 359 متر ضخامت در برش قصر بهرام، حدود 156 متر از رسوبات مربوط به بوردیگالین است. تنوع فرامینیفرای پلانکتونیک کم بوده است؛ به‌طوری که فقط 3 جنس و 4 گونه از آنها شناسایی شد (Globigerina praebulloides, Globigerina sp., Globigerinoides triloba, Globorotalia spp. ( (شکل 3 و پلیت 1).
شکل3- گسترش چینهنگاری و فراوانی برخی از فرامینیفرا در برش قصر بهرام، جنوب گرمسار و بیوزوناسیون بر مبنای Daneshian and Ramezani Dana 2019.
Fig 3- The stratigraphic distribution and abundance of some of foraminifera in Ghasr –e- Bahram section, South Garmsar and biozonation based on Daneshian and Ramezani Dana 2019.
Plate 1- A. Borelis melo (Fichtel & Moll) curdica Reichel G-188, B. Dendritina rangi d' Orbigny, G-188, C. Peneroplis evolutus Henson G-161, D. Ammonia beccarii (Linne') G-144, E. Elphidium sp.14 G-17, F. Miogypsina spp. G-122, G. Globigerina praebulloides Blow G-81, H. Globigerinoides triloba (Reuss) G-82.
تطابق برش مطالعه‌شده با ناحیۀ الگو، نشان میدهد نهشتههای سازند قم ازنظر سنگشناسی تا حدودی مشابه ناحیۀ الگو بوده‌اند، ولی ازنظر ضخامت، کاهش چشمگیری را نشان می‌دهند؛ بهطور کلی تطابق نهشتههای سازند قم در برش قصر بهرام در شمال غرب سیاهکوه با برش‌های دهنمک در شمال شرق گرمسار (Daneshian and Ramezani Dana 2007)، عطاری و گرماب در شمال شرق و جنوب شرق سمنان (Daneshian and Chegini 2006) و افتر در شمال غرب سمنان (Daneshian and Poursalehi 2004)، نشان می‌دهند ضخامت نهشتههای قم در این نواحی نسبت‌به ناحیۀ الگو متفاوت است؛ به‌طوری که ضخامت سازند قم در ناحیۀ الگو بهطور متوسط 1200 متر بوده است (Stocklin and Setudehnia 1977) و در این مناطق، با کاهش ضخامت روبه‌رو می‌شویم. همچنین با وجود فاصلۀ تقریباً کم بین برش‌های مذکور، تغییرات رخساره‌ای را میتوان به‌وضوح در این مناطق مشاهده کرد. همچنین با بررسی این برشها میتوان نتیجه گرفت که از جنوب گرمسار (برش قصر بهرام) به‌سمت شمال شرق سمنان (برش عطاری)، از تعداد عضوهای مشاهده‌شدۀ ناحیۀ الگو کاسته میشود؛ به‌طوری که در برش‌های قصر بهرام، دهنمک و افتر، عضوهای c -3 تا f ناحیۀ الگو مشاهده میشوند و در برش گرماب، عضوهای c-1 تا c-4 گزارش شده‌اند؛ در صورتی که در شمال شرق سمنان، تنها عضوهای e و f ناحیۀ الگو مشاهده میشود؛ بنابراین پیشروی دریا در جنوب گرمسار (برش قصر بهرام)، در زمان اکیتانین پسین آغاز شده است که این روند به طرف شمال شرق گرمسار (برش‌های دهنمک و افتر) ادامه مییابد، در صورتی که در شمال شرق سمنان (برش عطاری)، پیشروی دریای قم دیرتر و در زمان بوردیگالین انجام میشود.
در این تحقیق پس از انجام مطالعات میکروسکپی و تعیین 12 ریزرخسارۀ کربناته و مقایسۀ آنها با ریزرخسارههای استاندارد فلوگل (Flugel 2010)، سه مجموعۀ ریزرخسارهای[2] لاگون، سد کربناته و دریای باز تشخیص داده شد که از کم‌عمق به عمیق به شرح زیرند:
مجموعۀ ریزرخسارهای L (لاگون)[3]:
LMF1- بیوکلست مادستون (Bioclast Mudstone)
این ریزرخساره شامل یک مادستون حاوی بیوکلست و کمتر از 10درصد دانه، شامل پلسیپودا با فراوانی حدود 1درصد، اکینوئید با فراوانی حدود 1درصد و پلوئید با فراوانی حدود 2 تا 3درصد است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF23 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 8 فلوگل (Flugel 2010) است (A در شکل 4).
LMF2- بیوکلست پلوئیدال پکستون(Bioclast Pelloidal Packstone)
این ریزرخساره شامل یک پلوئیدال پکستون حاوی بیوکلست است. آلوکم اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، پلوئید است که حدود 70 تا 80درصد آلوکمهای این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند. آلوکمهای اسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره عبارتند از: استراکدا با فراوانی حدود 2 تا 3درصد، پلسیپودا با فراوانی حدود 1درصد، اکینوئید با فراوانی حدود 1 تا 2درصد و فرامینیفرهای پورسلانوز مربوط به محیط لاگون با فراوانی حدود 3 تا 4درصد. همچنین در برخی از سنگآهکهای مربوط به این ریزرخساره، اوئید با فراوانی حدود 1 تا 2درصد دیده میشود. زمینۀ این ریزرخساره بهطور کامل از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF16 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 8 فلوگل (Flugel 2010) است (B در شکل 4).
LMF3- لاگونال فرامینیفرا وکستون – پکستون (Lagoonal Foraminifera Wackestone – Packstone)
این ریزرخساره شامل یک وکستون – پکستون حاوی فرامینیفرهای محیط لاگون است (C در شکل 4). آلوکمهای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره شامل فرامینیفرهای محیط لاگون با پوستۀ پورسلانوز Borelis با فراوانی حدود 3 تا 4درصد،Archaias با فراوانی حدود 1 تا 2درصد، فرامینیفرهای میلیولید نظیر Quinqueloqulina, Pyrgo, Triloculina, Spiroloculina با فراوانی حدود 10 تا 15درصد و همچنین گاستروپودا با فراوانی حدود 3 تا 5درصد است. از دیگر اجزای اسکلتی مشاهده‌شده در این ریزرخساره، به قطعات پلسیپودا و اکینوئید با فراوانی حدود 1درصد و از اجزای غیراسکلتی به پلت با فراوانی حدود 5درصد اشاره میشود. زمینۀ این ریزرخساره بهطور کامل از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF18 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 7 و 8 فلوگل (Flugel 2010) است.
LMF4- بیوکلست استراکدا پکستون(Bioclast Ostracoda Packstone)
این ریزرخساره بهصورت پکستون بیوکلستی است که آلوکم اصلی تشکیل‌دهندۀ آن استراکد است (D در شکل 4). تاکسای استراکد که بیشتر در محیط کم‌عمق لاگون زندگی میکند، حدود 50 تا 60درصد از اجزای اسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره است. از دیگر اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، به فرامینیفرهای میلیولید با فراوانی حدود 2 تا 3درصد، گاستروپودا با فراوانی حدود 1 تا 3درصد و اوئید با فراوانی حدود 1 تا 2درصد اشاره میشود. زمینۀ این ریزرخساره از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF18 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 7 و 8 فلوگل (Flugel 2010) است.
تفسیر: شواهد مشاهده‌شده در ریزرخسارههای LMF1 تا LMF4، نظیر فراوانی گل آهکی در شواهد میکروسکپی بیشتر ریزرخسارهها، وجود پلوئید، استراکدا و فراوانی فرامینیفرهای پورسلانوز بنتونیک نظیر Archaias , Meandropsina , Borelis Triloculina,Quinqueloculina, Pyrgo, Spiroloculina, Massilina, Heterillina نشان‌دهندۀ نهشته‌شدن این ریزرخسارهها در محیط لاگون‌اند(Tucker and Wright 1990; Geel 2000; Romero et al. 2002; Flugel 2010) . ویژگیهای مشاهده‌شده در این ریز رخساره‌ها، نشان‌دهندۀ تشکیل‌شدن آنها در کمربندهای شمارۀ 7 و 8 فلوگل (Flugel 2010) است.
شکل4- A- بیوکلست مادستون (G-63)؛ B- بیوکلست پلوئیدال پکستون (G-133)؛ C - لاگونال فرامینیفرا وکستون–پکستون (G-188)؛ D- بیوکلست استراکدا پکستون (G-30).
Fig 4- A- Bioclast Mudstone (G-63), B- Bioclast Pelloidal Packstone (G-133), C-Lagoonal Foraminifera Wackestone – Packstone (G-188), D- Bioclast Ostracoda Packstone (G-30).
مجموعۀ ریزرخسارهای B (محیط سد کربناته)[4]
در این مطالعه ریزرخسارههای محیط سد کربناته به دو صورت فریمستون جلبکی و فریمستون مرجانی دیده شده است.
BMF5- فریمستون جلبک قرمز (Red Algae Framestone)
این ریزرخساره حاوی حدود 60 تا 70درصد جلبک قرمز است که یک چارچوب ارگانیکی را ایجاد کرده است (A در شکل 5). از دیگر اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، به بریوزوئر با فراوانی حدود 4 تا 5درصد، اکینوئید با فراوانی 1 تا 2درصد، پلسیپودا با فراوانی 2درصد و پلوئید با فراوانی حدود 3 تا 4درصد اشاره میشود. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF7 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 5 فلوگل (Flugel 2010) است.
BMF6- فریمستون مرجانی (Coral Framestone)
این ریزرخساره حاوی حدود 90 تا 95درصد مرجان است که یک چارچوب ارگانیکی را ایجاد کرده است. همچنین در این ریزرخساره کمتر از 1درصد فرامینیفرهای با پوستۀ هیالین نظیر Reussella ,Globorotalia دیده میشود. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF7 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 5 فلوگل (Flugel 2010) است (B در شکل 5).
تفسیر: شواهد مشاهده‌شده در ریزرخسارههای BMF5 و BMF6 نظیر وجود چارچوب ارگانیکی ایجادشده توسط جلبک قرمز و مرجان، نشان‌دهندۀ محیط سد کربناته است(Pedley 1998; Okhravi and Amini 1998; Flugel 2010) . در این مطالعه ریزرخسارۀ BMF6 ضخامت کمی دارد و تعداد کمی از فرامینیفرهای محیط دریای باز نظیر Reussella ,Globorotalia در بین آنها دیده میشود؛ بنابراین باید گفت این ریفهای مرجانی احتمالاً بهصورت تکه‌ای[5] در محیط دریای باز تشکیل شده‌اند. از طرف دیگر ریزرخسارۀ BMF5 که چارچوب ارگانیکی آن توسط جلبک قرمز ایجاد شده است، بهعلت داشتن ضخامت زیاد در برش مطالعه‌شده، درواقع ریفهای محیط سد کربناته است.
مجموعۀ ریزرخسارهای O (دریای باز)[6]
OMF7- بیوکلست جلبک قرمز وکستون یا فلوتستون (Bioclast Red Algae Wackestone or Floatstone)
ریزرخسارۀ وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست، شامل خردههای جلبک قرمز با فراوانی حدود 10 تا 15درصد است که اندازۀ آنها در برخی مقاطع بیشتر از 2 میلیمتر است (A در شکل 6). از دیگر اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، به بریوزوئر با فراوانی حدود 5 تا 7درصد، اکینوئید با فراوانی 1 تا 2درصد، انکوئید با فراوانی 1درصد، اینتراکلست با فراوانی حدود 1 تا 2 و قطعات آتشفشانی با فراوانی حدود 1درصد اشاره میشود. به نظر می‌رسد که این ریزرخساره در بخشهایی از دریای باز تشکیل شده است که بلافاصله بعد از سد کربناته قرار گرفته‌اند. زمینۀ این ریزرخساره از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF5 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 4 فلوگل (Flugel 2010) است.
OMF8- بیوکلست بریوزوئر وکستون یا فلوتستون (Bioclast Bryozoan Wackestone or Floatstone)
این ریزرخساره در حقیقت شامل یک بیوکلست وکستون یا فلوتستون حاوی بریوزوئرهای خردشده است (B در شکل 6). آلوکم اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، بریوزوئر با فراوانی حدود 10 تا 15درصد است. ازجمله آلوکمهای دیگر مشاهده‌شده در این ریزرخساره، به جلبک قرمز با فراوانی حدود 3 تا 4درصد، اکینوئید با فراوانی 2 تا 3درصد، پلسیپودا با فراوانی 3 تا 4درصد، گاستروپودا با فراوانی حدود 1درصد، استراکد با فراوانی3 تا 4درصد، اینتراکلست با فراوانی حدود 1 تا 2درصد، اوئید با فراوانی حدود 1درصد و قطعات آتشفشانی با فراوانی حدود 1درصد اشاره میشود. زمینۀ این ریزرخساره از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF5 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 4 فلوگل (Flugel 2010) است.
شکل5- 1- فریمستون جلبک قرمز (G-51)؛ 2-فریمستون مرجانی (G-123).
Fig 5- 1- Red Algae Framestone (G-51), 2- Coral Framestone (G-123).
OMF9- بیوکلست وکستون-پکستون (Bioclast Wackestone- Packstone):
ریزرخسارۀ وکستون-پکستون حاوی بیوکلست (C در شکل 6) شامل خردههای بریوزوئر با فراوانی حدود 4 تا 5درصد، اکینوئید با فراوانی حدود 3 تا 4درصد، خردههای جلبک قرمز با فراوانی حدود 1 تا 2درصد، فرامینیفرهای بنتونیک با پوستۀ هیالین مربوط به محیطهای دریای نظیر Heterolepa, Planorbulina, Heterostegina با فراوانی حدود 3 تا 4درصد، میلیولید با فراوانی حدود 2 تا 3درصد و فرامینیفرهای پلانکتونیک نظیر Globigerina,Globorotalia با فراوانی 1درصد است. شایان ذکر است که اندازۀ بیشتر آلوکمهای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره کمتر از 2 میلیمتر است. زمینۀ این ریزرخساره از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF5 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 4 فلوگل (Flugel 2010) است.
OMF10- بیوکلست میوژیپسینا پکستون (Bioclast Miogypsina Packstone)
این ریزرخساره شامل پکستون بیوکلستی حاوی میوژیپسیناست (D در شکل 6). آلوکم اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، فرامینیفرهای بزرگ هیالین میوژیپسیناست که با فراوانی حدود 5 تا 10درصد است. از دیگر آلوکمهای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره به Miolepidocyclina Amphistegina, Asterigerina با فراوانی حدود 3 تا4درصد، میلیولید با فراوانی حدود 2 تا 3درصد، اکینوئید با فراوانی حدود 3 تا 4درصد و پلسیپودا با فراوانی حدود 1تا 3درصد اشاره میشود. اندازۀ بیشتر آلوکمهای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره کمتر از 2 میلیمتر است. زمینۀ این ریزرخساره از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF5 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 4 فلوگل (Flugel 2010) است.
OMF11- بیوکلست اکینوئید پکستون (Bioclast Echinoid Packstone)
این ریزرخساره شامل یک پکستون بیوکلست حاوی اکینوئید است (E در شکل 6). آلوکم اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره اکینوئید و با فراوانی حدود 10 تا 15درصد است. ازجمله آلوکمهای دیگر به پلسیپودا با فراوانی حدود 5درصد، بریوزوئر با فراوانی حدود 4 تا 5درصد و جلبک با فراوانی 2 تا 3درصد، فرامینیفرهای بنتونیک با فراوانی 3 تا 4درصد و فرامینیفرهای پلانکتونیک با فراوانی 1 تا 2 و اینتراکلست با فراوانی حدود 1 تا 2درصد اشاره میشود. زمینۀ این ریزرخساره از گل آهکی و در برخی قسمتها از سیمان تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF5 و کمربند رخساره‌ای شمارۀ 4 فلوگل (Flugel 2010) است.
OMF12- بیوکلست اکینوئید پلانکتونیک فرامینیفرا پکستون(Bioclast Echinoid Planktonic Foraminifera Packstone)
این ریزرخساره شامل یک بیوکلست پکستون حاوی فرامینیفرای پلانکتونیک و اکینوئید است (F در شکل 6). آلوکم اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره شامل قطعات خردشدۀ فرامینیفرهای پلانکتونیک (Globorotalia, Globigerinoides,Globigerina) با فراوانی حدود 10 تا 15درصد، اکینوئید با فراوانی حدود 5 تا 10درصد، بریوزوئر با فراوانی حدود 1درصد، پلسیپودا با فراوانی حدود 1درصد، پلوئید با فراوانی حدود 5 تا 10درصد و قطعات خردشدۀ فرامینیفرهای بنتونیک با پوستۀ هیالین(Reussella Heterostegina, Asterigerina, Amphistegina) با فراوانی 3 تا 4درصد است. زمینۀ این ریزرخساره بهطور کامل از گل آهکی تشکیل شده است. این ریزرخساره برابر با ریزرخسارۀ استاندارد SMF4 فلوگل (Flugel 2010) و احتمالاً برابر با کمربند رخساره‌ای شمارۀ 3 فلوگل (Flugel 2010) متعلق به بخشهای بالایی و میانی کمربند مخروط پایین شیب است.
تفسیر: ریزرخسارههای OMF7 تا OMF9 شامل یک بیوکلست وکستون یا فلوتستون حاوی جلبکهای خردشده در کنار دیگر موجودات ریفساز مانند بریوزوئرهای خردشده و بیانگر تهنشست آنها در جلوی رسوبات سدی/ ریفی به‌سمت شیب پلاتفرم و دریای باز است (Okhravi and Amini 1998; Pomar 2001; Flugel 2010).
ریزرخسارههای OMF10 تا OMF11 بهصورت پکستون دیده میشوند که شامل آلوکمهای اسکلتی اغلب خوب حفظ‌شده و فرامینیفرهای با پوستۀ هیالین نظیر Miogypsina, Operculina, Amphistegina, Asterigerina, Heterostegina و آلوکمهای اسکلتی نظیر اکینوئید، بریوزوئر، مرجان و پلسیپودا و از نوع موجودات استنوهالین‌اند و میتوانند بیانگر این باشند که رسوبگذاری در بخشهایی از سد به‌سمت دریای باز و در بخشهای شیب[7] پلاتفرم انجام شده است (Geel 2000; Romero et al. 2002; Hottinger 1997: Flugel 2010).
گفتنی است که این ریزرخسارهها درصد کمتری از گل آهکی دارند و در برخی قسمتها، فضای بین آلوکمهای اسکلتی با سیمان پر شده است؛ در حالی که ریزرخسارۀ OMF12 مخلوطی از قطعات خردشدۀ فرامینیفرهای پلانکتونیک، بنتونیک و قطعات حمل‌شدۀ بریوزوئر، پلسیپودا با جورشدگی ضعیف و خردشدگی بسیار زیادند و زمینۀ آنها بهطور کامل از گل آهکی تشکیل شده است که نشان‌دهندۀ توالی نابرجا و توربیدایت‌اند. ویژگیهای مشاهده‌شده در ریزرخسارههای OMF7 تا OMF12 نشان‌دهندۀ محیط دریای باز است و تشکیل‌شدن این ریزرخسارهها در کمربند رخساره‌ای شمارۀ 4 فلوگل (Flugel 2010) است.
مدل رخساره‌ای[8]
برش مطالعه‌شده در این تحقیق، با توجه به حضور چشمگیر ریزرخسارۀ فریمستون جلبک قرمز و دیگر آلوکمهای ریفساز و تعقیب‌شدنی در مطالعات صحرایی، احتمالاً بیانگر تشکیل‌شدن نهشتههای این سازند در یک سکوی کربناته از نوع شلف[9] است. علاوه بر رخسارۀ ریفی، وجود توالی نابرجا و توربیدایتی نیز می‌تواند بیانگر شیب زیاد در سکوی کربناتۀ این سازند باشد که درنتیجۀ آن، بخشی از رسوبات مناطق کمعمقتر به مناطق عمیق و جلوی سد کربناته جابهجا شده‌اند؛ بنابراین مدل رخساره‌ای برای نهشتههای سازند قم از نوع پلتفرم نوع شلف پیشنهاد میشود که شامل مناطق شلف داخلی[10]، شلف میانی[11] و شلف خارجی[12] هستند (Flugel 2010) (شکل 7).
شکل6- A- بیوکلست جلبک قرمز وکستون یا فلوتستون (G-146)؛ B - بیوکلست بریوزوئر وکستون یا فلوتستون (G-42)؛ C- بیوکلست وکستون-پکستون (G-108)؛ D- بیوکلست میوژیپسینا پکستون (G-140)؛ E- بیوکلست اکینوئید پکستون (G-177)؛ F- بیوکلست اکینوئید پلانکتونیک فرامینیفرا پکستون (G-106).
Fig 6- A- Bioclast Red Algae Wackestone or Floatstone (G-146), B- Bioclast Bryozoan Wackestone or Floatstone (G-42), C- Bioclast Wackestone- Packstone (G-108), D- Bioclast Miogypsina Packstone (G-140), E- Bioclast Echinoid Packstone (G-177), E- Bioclast Echinoid Planktonic Foraminifera Packstone (G-106).
شکل7- نیمرخ محیط رسوبگذاری نهشتههای سازند قم با سن اکیتانین پسین- بوردیگالین که نشان‌دهندۀ رسوبگذاری در بخشهای داخلی، میانی و بیرونی یک شلف است.
Fig 7- Profile of depositional environment of the Qom Formation deposits with Late Aquitanian - Burdigalian age indicates that are deposited in the inner, mid and outer shelf environments.
در این مطالعه شلف داخلی در بر گیرندۀ محیط لاگون و سد کربناته است (Flugel 2010). ریزرخسارههای مشاهده‌شده در این قسمت، شامل ریزرخسارههای LMF1 تا LMF4 مربوط به محیط لاگون و ریفهای محیط سد کربناته BMF6 هستند. در این مطالعه دامنۀ گستردهای از رسوبات در منطقۀ شلف میانی تهنشست شده‌اند و شامل ریزرخسارههای OMF7 تا OMF11 هستند. این ریزرخسارهها ازطریق افزایش درصد فراوانی و تنوع آلوکمهای اسکلتی مربوط به محیط دریایی (موجودات استنوهالین) نظیر اکینوئید، بریوزوئر، مرجان، پلسیپودا و فرامینیفرهای با پوستۀ هیالین نظیر Operculina, Amphistegina, Asterigerina, Heterostegina مشخص میشوند. رسوبات شلف خارجی شامل ریزرخسارۀ OMF12 است که فرامینیفرهای پلانکتونیک دارد و زمینۀ آنها بهطور کامل از گل آهکی تشکیل شده است که نشان‌دهندۀ عمق بیشتری نسبت‌به ریزرخسارههای مربوط به رسوبات شلف میانی‌اند (Flugel 2010).
چینهنگاری سکانسی برش مطالعه‌شده
پس از انتخاب مدل سکانس رسوبی Hunt and Tucker 1992, 1995، برای شناسایی و تفکیک سکانسهای نهشتههای سازند قم در برش مطالعه‌شده با تکیه بر مطالعات میکروسکپی، ابتدا سطوح اصلی چینهای شناسایی شدند. در این تحقیق تأکید اصلی بر تشخیص مرزهای سکانسی (SB) و سطح حداکثر غرقابی (mfs) بوده است که تشخیص آنها براساس دادههای موجود امکانپذیر بود. مرز سکانسی نوع اول (SBI) براساس شواهدی انجام شده است که نشان‌دهندۀ خروج رسوبات از آب دریاست و مرز سکانسی نوع دوم (SBII) براساس تغییر در شرایط محیطی و گسترش رخساره‌های کم‌عمق بر رسوبات مناطق عمیقتر شلف کربناته شناسایی شده است. سطح حداکثر غرقابی (mfs) نیز براساس قرارگیری نهشتههای مناطق عمیقتر شلف کربناته بر نهشتههای مناطق کمعمقتر تعیین شده‌اند. با توجه به اهمیت فسیلها در تعیین سطوح اصلی چینهای و سیستمترکتها در تشخیص سطح حداکثر غرقابی (mfs)، از بیشترین درصد فراوانی موجودات استنوهالین نظیر بریوزوئر، اکینوئید و فرامینیفرهای پلانکتونیک استفاده شده است. با توجه به مطالعات بیواستراتیگرافی براساس فرامینیفرها، ردههای سکانسی مطالعه‌شده از نوع ردۀ سوم (چند میلیون سال) تعیین شد.
نتایج مطالعۀ چینهنگاری سکانسی در نهشتههای سازند قم در برش قصر بهرام با سن اکیتانین پسین - بوردیگالین به تشخیص 4 سکانس رسوبی ردۀ سوم به‌همراه 5 مرز سکانسی (SB) منجر شد که 2 مرز آن از نوع اول (SBI) (مرز بین سازند آواری قرمز زیرین و سازند قم و مرز بین سازند قم و سازند قرمز بالایی) و 3 مرز آن از نوع دوم (SBII) بودند (شکل 8).
سکانس رسوبی 1 (DS1): این سکانس رسوبی که 18/82 متر ضخامت دارد، شامل سنگآهکهای ضخیم‌لایه تا تودهای کرم‌رنگ، سنگآهکهای رسی و مارن است. این سکانس سن اکیتانین پسین دارد و با مرز سکانسی SBI در زیر و مرز سکانسی SBII در بالا مشخص میشود. این سکانس با تهنشست ریزرخسارۀ وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست و جلبک قرمز (OMF7) از مجموعۀ رخساره‌های دریای باز و با مرز سکانسی SBI بر سازند آواری قرمز زیرین رسوبگذاری شده است. در ادامه با پیشروی سطح آب دریا، ریزرخسارههای محیط دریای باز مانند بیوکلست بریوزوئر وکستون یا فلوتستون (OMF8) تهنشین شده‌اند. در این سکانس رسوبی، ریزرخسارۀ وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست و بریوزوئر فراوان (OMF8) بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) در نظر گرفته شده است. بریوزوئر از نوع موجودات استنوهالین و نشان‌دهندۀ رسوبگذاری در محیط دریای باز است(Flugel 2010) ؛ بنابراین علاوه بر عمیق‌بودن آن، روند رخساره‌های پس از این سطح از عمیق‌شونده به کمعمقشونده تغییر میکند. نهشتههای آهکی مرحلۀ TST این سکانس رسوبی 18/30 متر ضخامت دارد. پس از سطح حداکثر غرقابی (mfs) ابتدا ریزرخسارههای دریای کمعمقتر نظیر وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست و جلبک قرمز (OMF7) و سپس ریزرخسارههای لاگونی مانند ریزرخسارۀ بیوکلست پلوئیدال پکستون (LMF2) و ریزرخسارۀ بیوکلست استراکدا پکستون (LMF4) به ترتیب تهنشین شده‌اند که نشان‌دهندۀ یک روند کمعمقشونده به‌سمت بالا و تشکیل‌دهندۀ سیستمترکت تراز بالا (HST) هستند. در این سکانس رسوبی ریزرخسارۀ بیوکلست استراکدا پکستون (LMF4) از دسته رخساره‌های مربوط به محیط لاگون بهعنوان حداکثر پایین‌افتادگی سطح آب دریا در نظر گرفته شده است (SBII). ضخامت HST در این سکانس برابر 52 متر است.
سکانس رسوبی 2 (DS2): این سکانس به ضخامت 67/119 متر به سن اکیتانین پسین و با مرز سکانسی نوع دوم در زیر و بالا محدود میشود و شامل سنگآهکهای متوسط‌لایه تا تودهای، سنگآهکهای رسی و مارنهای سبز تا خاکستری رنگ است. این سکانس رسوبی با سطح پیشروی (TS) منطبق بر مرز سکانسی SBII آغاز شده است و سیستمترکت تراز پیش‌روندۀ (TST) اولین سیستمترکت آن و شامل ریزرخسارۀ دریای بیوکلست بریوزوئر وکستون یا فلوتستون (OMF8)، ریزرخسارۀ ریفی فریمستون جلبک قرمز (BMF5) و ریزرخسارۀ دریای وکستون-پکستون حاوی بیوکلست (OMF9) است و در ادامه به رخساره‌های عمیقتر، دریایی باز، مانند بیوکلست اکینوئید پلانکتونیک فرامینیفرا پکستون (OMF12) تبدیل میشود. اکینوئید از نوع موجودات استنوهالین است که نشان‌دهندۀ رسوبگذاری در محیط دریای باز است(Flugel 2010) ، همچنین این ریزرخساره شامل فرامینیفرهای بنتونیک با پوستۀ هیالینReussella, Heterostegina, Asterigerina, Amphistegina و قطعات خردشدۀ فرامینیفرهای پلانکتونیک نظیر Globigerina, Globorotalia, Globigerinoides, است که همگی نشان‌دهندۀ عمیقشوندگیاند (Flugel 2010). ریزرخسارۀ بیوکلست اکینوئید پلانکتونیک فرامینیفرا پکستون (OMF12) در این سکانس رسوبی، بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) در نظر گرفته شد. ضخامت TST در این سکانس برابر 67/96 متر است. پس از سطح حداکثر غرقابی (mfs) ذکرشده، ابتدا ریزرخسارههای دریای کمعمقتر مانند ریزرخسارۀ دریای وکستون-پکستون حاوی بیوکلستهای دریای نظیر Heterolepa, Planorbulina, Heterostegina (OMF9) و بیوکلست میوژیپسینا پکستون (OMF10) تهنشین شده و در ادمۀ روند کمعمقشوندگی، ریزرخسارۀ بیوکلست پلوئیدال پکستون (LMF2) با ضخامت زیادی تهنشین شده است که نشان‌دهندۀ یک روند کمعمقشونده به‌سمت بالا و تشکیل‌دهندۀ سیستمترکت تراز بالا (HST) است. در این سکانس رسوبی به نظر می‌رسد ریزرخسارۀ بیوکلست پلوئیدال پکستون (LMF2) از دسته رخساره‌های مربوط به محیط لاگون، می‌تواند بهعنوان حداکثر پایین‌افتادگی سطح آب دریا در نظر گرفته شود (SBII). ضخامتHST در این سکانس برابر 23 متر است.
سکانس رسوبی 3 (DS3): این سکانس به ضخامت 5/79 متر به سن بوردیگالین و با مرزهای سکانسی نوع دوم در زیر و بالا مشخص میشود و شامل سنگ‌آهک رسی متوسط‌لایه تا تودهای به رنگ کرم روشن و مارن به رنگ کرم است. درواقع پس از تهنشست ریزرخسارۀ بیوکلست پلوئیدال پکستون (LMF2) مربوط به محیط لاگون سکانس رسوبی 2، سکانس رسوبی 3 با سیستمترکت تراز پیش‌رونده (TST) آغاز میشود. نهشتههای این سیستم ترکت شامل ریزرخسارۀ دریای وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست و جلبک قرمز (OMF7)، وکستون-پکستون حاوی بیوکلست (OMF9) و بیوکلست میوژیپسینا پکستون (OMF10) است. در این سکانس رسوبی ریزرخسارۀ وکستون-پکستون حاوی بیوکلست (OMF9) که بیشترین درصد فراوانی پوستۀ اکینوئید را دارد، بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) در نظر گرفته میشود. ضخامتTST در این سکانس برابر 5/67 متر است. پس از سطح حداکثر غرقابی (mfs) ابتدا ریزرخسارههای دریای کمعمقتر نظیر وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست و جلبک قرمز (OMF7) و سپس ریزرخسارۀ لاگونال فرامینیفرا وکستون–پکستون (LMF3) به ترتیب تهنشین شده‌اند، درواقع حضور فرامینیفرای لاگونی ریزرخسارۀ لاگونال فرامینیفرا وکستون–پکستون (LMF3) نظیر Borelis, Archaias, Spiroloculina, Triloculina, Quinqueloqulina Pyrgo, نسبت‌به موجودات استنوهالین نظیر بریوزوئر و اکینوئید موجود در ریزرخسارۀ وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست و جلبک قرمز (OMF7) نشان‌دهندۀ یک روند کمعمقشونده به‌سمت بالا و تشکیل‌دهندۀ سیستمترکت تراز بالا (HST) هستند. در این سکانس رسوبی ریزرخسارۀ لاگونال فرامینیفرا وکستون–پکستون (LMF3) از دسته رخساره‌های مربوط به محیط لاگون بهعنوان حداکثر پایین‌افتادگی سطح آب دریا در این سکانس رسوبی در نظر گرفته شده است (SBII). ضخامتHST در این سکانس برابر 12 متر است.
سکانس رسوبی 4 (DS4): سکانس رسوبی 4 با 65/77 متر ضخامت، متشکل از سنگآهکهای تودهای و سنگ‌آهک رسی متوسط‌لایه تا ضخیم‌لایه به رنگ کرم روشن و مارنهای خاکستری تا قرمزرنگ به سن بوردیگالین است. این سکانس آخرین سکانس رسوبی تشکیل‌دهندۀ برش قصر بهرام است که با مرز سکانسی SBII بر سکانس رسوبی 3 تهنشین شده است. سیستمترکت تراز پیش‌رونده (TST) اولین سیستمترکت آن و شامل ریزرخسارۀ دریای وکستون یا فلوتستون حاوی بیوکلست و جلبک قرمز (OMF7)، وکستون-پکستون حاوی بیوکلست (OMF9) است. روند عمیق‌شوندگی به طرف بالا با رسوبگذاری ریزرخسارۀ بیوکلست اکینوئید پکستون (OMF11) ادامه مییابد. در این سکانس رسوبی ریزرخسارۀ بیوکلست اکینوئید پکستون (OMF11) بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) در نظر گرفته شده است؛ زیرا علاوه بر عمیق‌بودن آن، روند رخساره‌های پس از این سطح از عمیق‌شونده به کمعمقشونده تغییر میکند. نهشتههای آهکی مرحلۀ TST سکانس رسوبی 4 65/67 متر ضخامت دارد. پس از سطح حداکثر غرقابی (mfs) ریزرخسارۀ بیوکلست استراکدا پکستون (LMF4) و ریزرخسارۀ لاگونال فرامینیفرا وکستون–پکستون (LMF3) به ترتیب تهنشین شده‌اند که نشان‌دهندۀ یک روند کمعمقشونده به‌سمت بالا و تشکیل‌دهندۀ سیستمترکت تراز بالا (HST) هستند. در انتها این سکانس با ریزرخسارۀ لاگونال فرامینیفرا وکستون–پکستون (LMF3) با فرامینیفرای با پوسته پورسلانوز شامل Borelis،Archaias و فرامینیفرهای میلیولید نظیر Quinqueloqulina, Pyrgo, Triloculina, Spiroloculina با مرز سکانسی SBI به سازند قرمز بالایی منتهی میشود. ضخامتHST در این سکانس برابر 10 متر است.
شکل 8- ریز رخساره‌ها، نمودار درصد فراوانی آلوکمها و سکانسهای شناسایی‌شده در برش چینهنگاری قصر بهرام در جنوب گرمسار
Fig 8- Microfacies, abundance percentage chart of allochems and identified sequences in the Ghasr –e- Bahram section, Northwest part of Siahkuh.
مقایسۀ مرزهای سکانسی سازند قم در برش قصر بهرام با نواحی مجاور و نمودار جهانی سطح آب دریاها
بررسی چینهنگاری سکانسی نهشتههای سازند قم در برش قصر بهرام، نشان‌دهندۀ رسوبگذاری در 4 سکانس رسوبی است و با تطابق سکانسهای شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده با سکانسهای جهانی، مشخص شد رسوبگذاری در برش چینهنگاری قصر بهرام در زمان بوردیگالین با یک TST آغاز شده است که منطبق بر بالاآمدن سطح جهانی آب دریاست (Haq et al. 1987; Hardenbol et al. 1998). درمجموع با توجه به اینکه دو سکانس انتهایی سازند قم با سن بوردیگالین در برش مطالعه‌شده با تعداد سکانسهای جهانی معرفی‌شده برای بوردیگالین انطباق‌دادنی است، میتوان نتیجه گرفت که تغییرات سطح نسبی آب دریا در این حوضۀ رسوبی با منحنی سطح جهانی آب دریا انطباق خوبی را نشان میدهد و نشان‌دهندۀ این است که در این منطقه، تغییرات جهانی سطح آب دریا نسبت‌به تکتونیک منطقه‌ای و ناحیه‌ای از اهمیت بیشتری برخوردار است؛ در صورتی که در زمان اکیتانین، با توجه به اینکه سن نهشتهها در این برش، اکیتانین پسین است، دو سکانس رسوبی تشخیص داده شده، نمیتواند با دو سکانس شناسایی‌شدۀ جهانی در کل اکیتانین همخوانی داشته باشد. شایان ذکر است که مقایسۀ تعداد سکانسهای سازند قم در برش مطالعه‌شده، با تعداد سکانسهای سازند قم در برش دهنمک در شمال شرق گرمسار (Daneshian et al. 2017 b)، نشان میدهد در زمان اکیتانین و بوردیگالین تعداد سکانسها تقریباً انطباق‌دادنی‌اند و تنها تفاوتی که وجود دارد، این است که در برش مطالعه‌شده، دقیقاً دو سکانس در اکیتانین و دو سکانس در بوردیگالین است و مرز سکانسی نوع دوم (SBII) سکانس رسوبی دوم در مرز بین اکیتانین و بوردیگالین قرار گرفته است؛ این در حالی است که در برش دهنمک، بخش عمدۀ سکانس دوم دهنمک مربوط به اکیتانین و بخش بسیار کوچکی از آن مربوط به بوردیگالین است و مرز سکانسی نوع دوم (SBII) سکانس رسوبی دوم، کمی بالاتر از مرز بین اکیتانین و بوردیگالین قرار گرفته است (شکل 9).
شکل 9- مقایسۀ مرزهای سکانسی برش مطالعه‌شده با نمودار جهانی تغییرات سطح نسبی آب دریا(Haq et al. 1987) ، (برگرفته ازHardenbol et al. 1998 ) و برش دهنمک در شمال شرق گرمسار (Daneshian et al. 2017 b).
Fig 9- Compare of sequence boundaries of the studied section with global sea level changes ((Haq et al., 1987) (cited in Hardenbol et al., 1998) and Deh – Namak section in the northeast of Garmsar (Daneshian et al. 2017 b).
نتیجه
نظر به اینکه با استفاده از علم چینهنگاری سکانسی براساس فسیلها، میتوان تفسیر منحصربه‌فردی از چگونگی توزیع و گسترش رخساره‌ها در یک حوضۀ رسوبی به دست آورد و محیطهای رسوبی گذشته‌ای را تعیین کرد که در اکتشاف میادین نفت و گاز کمک شایانی می‌کنند، بر این اساس در این تحقیق سعی شده است تا پس از تعیین سن اکیتانین پسین - بوردیگالین برای نهشتههای سازند قم در برش چینهنگاری قصر بهرام و شناسایی سه مجموعۀ ریزرخسارهای لاگون، سد کربناته و دریای باز و تعیین محیط رسوبگذاری از نوع شلف کربناته، در بخش چینهنگاری سکانسی از فسیلها بهویژه فرامینیفرا در تشخیص سکانسها و مرزهای سکانسی استفاده شود؛ به‌طوری که در سکانس رسوبی اول که در برش مطالعه‌شده شناسایی شده است، با توجه به اینکه بریوزوئر از نوع موجودات استنوهالین و نشان‌دهندۀ رسوبگذاری در محیط دریای باز است(Flugel 2010) ، بیشترین فراوانی آن بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) در نظر گرفته شده است و پس از سطح حداکثر غرقابی، روند تغییر فسیلها به‌سمت بالا، نشان‌دهندۀ افزایش فرامینیفرهای محیط لاگون است که درنهایت بیشترین فراوانی استراکدا بهعنوان مرز سکانسی (SBII) سکانس اول در نظر گرفته شد. در سکانس رسوبی دوم به‌سمت بالا، درصد فرامینیفرهای بنتونیک با پوستۀ هیالین نظیر Reussella Heterostegina, Asterigerina, Amphistegina و قطعات خردشدۀ فرامینیفرهای پلانکتونیک نظیر Globigerina, Globorotalia, Globigerinoides, افزایش مییابد که همگی نشان‌دهندۀ عمیق‌شوندگی است (Flugel 2010) و درنهایت بیشترین درصد اکینوئید بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) سکانس دوم در نظر گرفته شد. پس از سطح حداکثر غرقابی، روند تغییر فسیلها به‌سمت بالا نشان‌دهندۀ افزایش فرامینیفرهای محیط لاگون است که درنهایت ریزرخسارۀ پلوئیدال دارای فرامینیفرهای پورسلانوز و استراکدا بهعنوان مرز سکانسی (SBII) سکانس دوم در نظر گرفته شد. در سکانس رسوبی سوم به‌سمت بالا، درصد فرامینیفرهای بنتونیک با پوستۀ هیالین نظیر Heterolepa, Planorbulina, Heterostegina, Asterigerina, Amphistegina, Miogypsina, Miolepidocyclina و فرامینیفرهای پلانکتونیک نظیر Globigerina,Globorotalia افزایش مییابد که نشان‌دهندۀ یک روند عمیق‌شوندگی است و درنهایت بیشترین درصد اکینوئید به‌همراه فرامینیفرهای بنتونیک هیالین بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) سکانس سوم در نظر گرفته شد. پس از این، سطح حداکثر غرقابی (mfs) درواقع حضور فرامینیفرای لاگونی نظیر Borelis, Archaias, Spiroloculina, Triloculina, Quinqueloqulina Pyrgo, نسبت‌به موجودات استنوهالین نظیر بریوزوئر و اکینوئید نشان‌دهندۀ یک روند کمعمقشونده به‌سمت بالاست و درنهایت ریزرخسارهای که بیشترین درصد فرامینیفرای لاگونی را داشت، مرز سکانسی (SBII) سکانس سوم در نظر گرفته شد. در سکانس رسوبی چهارم، روند عمیق شوندگی به طرف بالا با افزایش درصد فرامینیفرهای بنتونیک هیالین و اکینوئید مشخص میشود و در آن بیشترین درصد اکینوئید، بهعنوان سطح حداکثر غرقابی (mfs) در نظر گرفته شد. پس از این، سطح حداکثر غرقابی (mfs) روند کمعمقشوندگی با افزایش فرامینیفرای با پوستۀ پورسلانوز شامل Borelis،Archaias و فرامینیفرهای میلیولید نظیر Quinqueloqulina, Pyrgo, Triloculina, Spiroloculina مشخص میشود و ریزرخسارهای که بیشترین درصد این فرامینیفرها را داشت، بهعنوان حداکثر پایین‌افتادگی سطح آب دریا در نظر گرفته شد.
با تطابق سکانسهای شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده با سکانسهای جهانی، مشخص شد مرزهای سکانسی در این برش در زمان بوردیگالین با نمودار تغییرات جهانی سطح آب دریا انطباق‌دادنی است و درواقع در این منطقه، تغییرات جهانی سطح آب دریا نسبت‌به تکتونیک منطقه‌ای و ناحیه‌ای، از اهمیت بیشتری برخوردار است.
[1] Sequence biostratigraphy
[2] Facies Association
[3] Lagoon
[4] Barrier
[5] Patch reef
[6] Open marine
[7] Slope
[8] Facies Model
[9] Shelf
[10] Inner shelf
[11] Mid shelf
[12] Outer shelf
)
