نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 استادیار گروه زمینشناسی، دانشکدۀ علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران
2 کارشناسیارشد زمینشناسی مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت، تهران، ایران
3 کارشناسیارشد گروه حوضه های رسوبی و نفت، دانشکدۀ علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
Biostratigraphy, microfacies and depositional environments of the Upper Cretaceous deposits (Gurpi and Amiran formations) were carried out in the Gerdbisheh section. The Gurpi Formation predominantly consists of shales interbedded with some argillaceous limestone layers. This formation disconformably overlies the Sarvak Formation and gradually underlies the Amiran Formation. The Amiran Formation is represented by grey to greenish shales, siltstones and sandstone intercalations which underlay the informal siliciclastic-carbonate unit 1. Planktonic foraminiferal assemblages have led to the recognition of six zones that reveal the late Coniacian?–early Maastrichtian age for the Gurpi Formation. Radiolaria and scattered planktonic foraminifera are the two main fossil groups present in the Amiran Formation. Therefore, based on the precence of the index planktonic foraminfera and the stratigraphic position the early-middle? Maastrichtian age is proposed for the Amiran Formation. We determined two microfacies in the interval of the Gurpi Formation and three petrofacies in the Amiran Formation. According to the obtained data the Gurpi Formation was deposited in the basinal setting, whereas the Amiran Formation is deposited as submarine fans on the slope part of a carbonate shelf under the control of turbidity currents.
Keywords: Gurpi Formation, Amiran Formation, High Zagros, Foreland Basin, Late Cretaceous
Introduction
During the Cretaceous, the Neo-Tethys Oceanic crust started subducting under the Iranian Plate which was followed by foreland basin development (Alavi 1994, 2004; Piryaei et al. 2011). The late Coniacian through the late Maastrichtian (in some areas Paleocene) interval is represented by the Gurpi Formation which constitutes the main part of the newly created foreland basin (Ziegler 2001; Alavi, 2004; Piryaei et al. 2011; Orang et al. 2018). In the studied area the Cretaceous successions including Kazhdumi, Sarvak, Gurpi, Amiran and Tarbur formations are outcropped. The Gurpi Formation (Coniacian–Thanetian), due to spectacular expostions in most parts of the Zagros Basin, is easily accessible, yields high faunal richness and diversity (especially planktonic foraminifera and nannofossils), spanning the K/Pg (Cretaceous–Paleogene) transition and the potential of source and cap rocks, is considerd as one of the main lithostratigraphic units of the Upper Cretaceous successions in Iran (Wynd 1965; Motiei 2003; Beiranvand et al. 2014a, b; Razmjooei et al. 2018; Ezampanah et al. 2022). During the Maastrichtian in the more internal parts of the Zagros fold-and-thrust belt the siliciclastic successions of the Amiran Formation are deposited (Alavi 2004). At the type section, the Amiran Formation with 871 m-thick is composed of cherty conglomerates, sandstones, siltstones, greenish to grey shales and limestones which all show a shallowing upward trend (Motiei 2003; Casciello et al. 2009; Homke et al. 2009). Among the Upper Cretaceous strata in the studied area, the shallow marine carbonates of the Tarbur Formation are studied more in detail and received lots of attention (Moosavi and Asgari Pirbaloti 2008; Khazaei et al. 2010; Asgari Pirbaloti et al. 2012; Vaziri-Moghaddam et al. 2013; Ghanbarloo et al. 2021; Ghanbarloo and Safari 2023). Some researchers also focused on the biostratigraphy of the Gurpi Formation in the Borujen area (Tabaei et al. 2005; Vaziri-Moghaddam et al. 2007, 2013; Shahriari 2009; Senemari and Forougi 2019). In the current research biostratigraphy, facies and depositional environment of the two formations (Gurpi and Amiran) were performed in the Gerdbisheh section (south of Borujen city).
Material & Methods
The Gerdbisheh section was logged and sampled in the south of Borujen city (coordinates: 31°33′19.99′′ N, 51°12′38.17′′ E). For this study, we investigated 210 thin sections through the entire Gurpi and Amiran (159 m) formations, plus a few meters of the underlying Sarvak and the overlying informal siliciclastic-carbonate unit 1. The identification, biostratigraphic ranges and the zonal framework used for planktonic foraminifera in this study follow Robaszynski and Caron (1979a, b), Premoli Silva and Verga (2004), Haynes et al. (2015), Coccioni and Premoli Silva (2015) and Huber et al. (2022). The petrographic characterization of the carbonates facies and depositional environments is based on Dunham (1962) and Flügel (2010).
Discussion of Results & Conclusions
The Gurpi Formation (692 m-thick) is predominantly composed of shales interbedded with some argillaceous limestone layers. Based on the field observations and laboratory-obtained data the lower boundary of the Gurpi Formation with the Sarvak Formation is represented by a prominent hiatus, whose stratigraphic gap encompasses the late Cenomanian? to middle Coniacian. Such an unconformity is also reported in the other parts of the Zagros Basin (James and Wynd 1965; Ghasemi-Nejad et al. 2006; Vaziri-Moghaddam et al. 2007; Taheri and Soradeghi 2011; Piryaei et al. 2011; Vincent et al. 2015; Ezampanah et al. 2022) and in the Arabian platform (van Buchem et al. 2002, 2011; Aqrawi et al. 2010). Within the late Coniacian through the middle Maastrichtian interval of the studied section 45 species belonging to 19 genera of planktonic foraminifera, and three genera of benthic foraminifera were recognized. The first and last occurrences of the index planktonic foraminiferal species have led to the recognition of seven Upper Cretaceous zones (Dicarinella asymetrica Total Range Zone to Gansserina gansseri-Contusotruncana contusa? integrated zone) were introduced in the Gurpi and Amiran formations. These biozones reveal the latest Coniacian to early Maastrichtian age for the Gurpi Formation. It should be mentioned in the Maastrichtian interval of the studied interval a change in the depositional environment occurred and deep marine deposits of the Gurpi Formation turn into turbidity and siliciclastic successions of the Amiran Formation. For this reason, in the Amiran Formation index planktonic foraminifera are rare and the early–middle Maastrichtian age is mostly proposed based on the stratigraphic position. Petrographic studies of the studied interval led to the recognition of two microfacies in the Gurpi Formation and three petrofacies in the Amiran Formation. According to introduced microfacies and identified biota, the Gurpi Formation is deposited in the deep marine setting. Lateral age, facies and thickness variations of the studied formations in the studied area point to the fundamental role of basement faults, which substantially controlled sedimentation. The Amiran Formation sandstones (rich in radiolarians) and its other clastic successions were derived from the erosion and reworking of the obducted radiolarite and ophiolite sequences during the Late Cretaceous (Berberian and King 1981; Robertson 1987; Broud 1987; Ziegler 2001; Motiei 2003; Casciello et al. 2009; Piryaei et al. 2010) deposited under turbidity currents on the slope to the toe of slope environments. In contrast to the Amiran Formation, no evidence of gravity flow deposits is observed in the Gurpi Formation.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
تکامل ژئودینامیکی حوضۀ رسوبی زاگرس در ارتباط با باز و بستهشدن اقیانوس نئوتتیس از پرمین پسین تا میوسن پیشین در بین صفحات ایران مرکزی و عربی است (Berberian and King 1981; Alavi 1994; Homke et al. 2009; Leturmy and Robin 2010). اولین مرحله از بستهشدن اقیانوس نئوتتیس، به زمان کرتاسۀ پسین (کنیاسین-سانتونین) برمیگردد که با روراندگی و فرارانش افیولیتها و رادیولاریتها بر بخش شرقی حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی و تشکیل حوضۀ فورلند مشخص میشود (Glennie et al. 1973; Alavi 1994, 2004; Sepehr and Cosgrove 2004). در پهنۀ زاگرس مرتفع که منطقۀ مطالعاتی (منطقۀ گردبیشه) در آن واقع شده است، نهشتههای کرتاسه شامل سازندهای کژدمی، سروک، گورپی، امیران و تاربور رخنمون دارند (شکل 1). نهشتههای سازند گورپی (کنیاسن- تانتین) بهعلت رخنمونهای گسترده و وسیع در سراسر حوضۀ رسوبی زاگرس، دسترسی آسان، غنیبودن بهلحاظ محتوای زیستی (ازجمله فرامینیفرهای پلانکتونی، نانوفسیلهای آهکی و ...)، در بر داشتن مرز کرتاسه/پالئوژن و پتانسیل سنگ منشأ و همچنین بهعنوان سنگپوش گروه بنگستان، یکی از واحدهای سنگ چینهای مهم کرتاسۀ بالایی حوضۀ رسوبی زاگرس محسوب میشود (Wynd 1965; Ghasemi-Nejad et al. 2006; Razmjooei et al. 2014, 2018; Ezampanah et al. 2022). تغییرات جانبی سنگشناسی، ضخامت و محدودۀ سنی این سازند در حوضۀ رسوبی زاگرس درخور توجه است. در بیشتر نواحی زاگرس، سازند گورپی بهطور عمده از سنگآهکهای رسی عمدتاً نازک تا متوسطلایه و شیلهای خاکستری تشکیل شده است. در زیر زون لرستان در اثر نوسانات کف حوضه و در توالی سازند گورپی، سنگآهکهای ضخیملایۀ فسیلدار بخش لوفا و سنگآهک امام حسن رسوبگذاری کرده است (Motiei 2003).
در زمان مائستریشتین، در بخشهای درونیتر کمربند چینخورده-تراستی زاگرس، توالی ماسهسنگی و کنگلومرایی سازند امیران (فلیش امیران) تهنشست یافته است (Alavi 2004). سازند امیران بهطور کلی در ناحیۀ لرستان و تا حدودی در منطقۀ کرمانشاه، شمال شرق خوزستان و چهار محال و بختیاری، با تغییرات سنی از مائستریشتین تا پالئوسن گسترش داشته است (Amiri Bakhtiar and Nouraeinejad 2014). برش نمونۀ این سازند در تاقدیس کوه امیران، واقع در لرستان با 871 متر ضخامت اندازهگیری شده است. این سازند از لایههای سیلتستونی-مادسونی خاکستری، ماسهسنگ سبز زیتونی، میانلایههای کنگلومرایی چرتدار و گاه سنگآهک تشکیل شده است که درمجموع روند کمعمقشوندگی بهسمت بالا را نمایش میدهد (Motiei 2003; Casciello et al. 2009; Homke et al. 2009). رنگ تیرهتر این سازند نسبتبه نهشتههای سازند گورپی، بهدلیل اجزای افیولیتی موجود در این سازند است (James and Wynd 1965). مرز زیرین آن با سازند گورپی تدریجی و همشیب است. نهشتههای این سازند بهسمت جنوب غرب حوضه بهصورت گوۀ پیشنشینی تخریبی و بهصورت جانبی به تناوبی از سیلتستونهای خاکستری متمایل به سبز، ماسهسنگهای گلاکونیتی و شیلهای خاکستری تیره (فلیش) تبدیل و بهصورت بین انگشتی با سازند گورپی دیده میشوند (Motiei 2003; Alavi 2004). مرز بالایی سازند امیران در بیشتر نقاط لرستان با سازند تله زنگ است. در ناحیۀ مطالعهشده، توجه و تمرکز بیشتر مطالعات پیشین بر نهشتههای کربناتۀ سازند تاربور (Moosavi and Asgari Pirbaloti 2008; Khazaei et al. 2010; Asgari Pirbaloti et al. 2013; Vaziri-Moghaddam et al. 2013; Ghanbarloo et al. 2021; Ghanbarloo and Safari 2023) بوده است. از مطالعات چینهنگاری زیستی که بر نهشتههای سازند گورپی در منطقۀ بروجن انجام شده است، از (Tabaei et al. 2005; Vaziri-Moghaddam et al. 2007, 2013; Shahriari 2009; Senemari and Forougi 2019) نام برده میشود که توجه برخی از این پژوهشها به بخشهای بالایی این سازند معطوف بوده است.
شکل 1- الف و ب) واحدهای ساختمانی کمربند چینخورده-تراستی زاگرس؛ پ) نقشۀ زمینشناسی ناحیه و موقعیت برش چینهشناسی مطالعهشده (برگرفته از نقشۀ زمینشناسی 100000/1 بروجن)
Fig 1- a, b) Structural units of the Zagros fold-thrust belt, c) Geological map of the studied area along with location of the studied area (after the Geological map of Borujen, scale1:100000)
براساس مطالعهای که قبلاً (Vaziri-Moghaddam et al. 2010) بر توالیهای کربناته و عمدتاً آواری به سن مائستریشتین در این منطقه انجام دادند، مشخص شد خصوصیات سنگشناسی، ساختمانهای رسوبی، ریزرخسارهها و محیطهای رسوبی این نهشتهها تفاوتهای محسوسی با واحدهای چینهشناسی همارز آنها (یعنی سازند تاربور در منطقۀ فارس و سازند امیران در ناحیۀ لرستان) دارند؛ از این رو بازنگری این توالیها به معرفی واحدهای سنگ چینهنگاری غیررسمی 1 (آواری-کربناته) و 2 (آواری قرمزرنگ) منجر شد که در بین سازند امیران (و یا گورپی) در زیر و سازند تاربور در بالا قرار گرفتهاند (شکل 2).
جنبشهای تکتونیکی و فعالیت گسلهای موجود در منطقه، نقش مؤثری در تغییرات رخسارهای، ضخامت سازندها، مرزهای زیرین و بالایی آنها و همچنین گسترش جانبی واحدهای چینهشناسی موجود در منطقه داشتهاند (Gharib 1996; Vaziri-Moghaddam et al. 2010).
شکل 2- گسترش واحدهای چینهشناسی کرتاسۀ بالایی در برش مطالعهشده و مناطق مجاور (اقتباس از Vaziri-Moghaddam et al. 2010)
Fig 2- Stratigraphic distribution of the Upper Cretaceous strata in studied section and adjacent areas (Vaziri-Moghaddam et al. 2010)
هنوز دربارۀ توالی سازندهای گورپی و امیران در این بخش از حوضۀ زاگرس (زاگرس رورانده یا مرتفع)، برخلاف دیگر نواحی آن (ازجمله لرستان، خوزستان و فارس)، مطالعات چینهنگاری زیادی انجام نشده است و این مطالعه و دیگر پژوهشهای چینهشناسی جامع در آینده، میتواند پاسخگوی چگونگی تغییرات رخسارهای و سنی نهشتههای کرتاسۀ بالایی در این بخش از حوضۀ رسوبی باشد. در این مطالعه برای انجام بایوزوناسیون، تعیین سن نسبی، ریزرخسارهها و محیطهای رسوبی سازندهای گورپی و امیران برش چینهشناسی گردبیشه در پهنۀ زاگرس مرتفع و رورانده، انتخاب و دربارۀ آنها مطالعه شده است (شکل 1).
موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برشهای مطالعهشده
قاعدۀ برش مطالعهشده در 1 کیلومتری جنوب شرق روستای گردبیشه با مختصات جغرافیایی "19.99'33 °31 عرض شمالی و "38.17 '12 °51 طول شرقی قرار دارد (شکل 3). راه دسترسی به این برش ازطریق بزرگراه بروجن به لردگان و یاسوج است و برش مطالعهشده در کنار جادۀ اصلی در دسترس قرار دارد.
دادهها و روشها
بهمنظور مطالعۀ چینهنگاری زیستی سازندهای گورپی و امیران در برش مطالعهشده، 195 نمونۀ سنگی برداشت و از آنها تعداد 210 مقطع نازک تهیه شد. همچنین 15 نمونه از توالی شیلی (حدود 100 گرم از رسوب) سازند گورپی شستوشو شدند و پس از واپاشی نمونهها برای استخراج و جداسازی میکروفسیلها، از الکهای 1 میلیمتر و 63 میکرون استفاده شد. برای شناسایی جنسها و گونههای فرامینیفرهای پلانکتونی و همچنین برای معرفی بایوزونها مربوطه از منابع (Robaszynski and Caron 1979a, b; Premoli Silva and Verga 2004, Haynes et al. 2015; Coccioni and Premoli Silva 2015; Huber et al. 2022) استفاده شده است. در مطالعۀ پتروفاسیسها از ویژگیهای بررسیشدنی در زیر میکروسکوپ و از طبقهبندی (Folk 1974) استفاده شده است. برای نامگذاری ریزرخسارههای کربناته از روش (Dunham 1962) استفاده و توصیف محیطهای رسوبی براساس (Flügel 2010) انجام شده است.
شکل 3- راههای دسترسی به منطقۀ مطالعهشده (after Vaziri-Moghaddam et al. 2010 with minor revisions)
Fig 3- Access roads of the studied area (after Vaziri-Moghaddam et al. 2010 with minor revisions)
نتایج
چینهنگاری سنگی
علاوه بر سازند گورپی و امیران، 27 متر از نهشتههای رأسی سازند سروک نمونهبرداری شد که شامل سنگآهکهای ضخیملایۀ خاکستریرنگ بودند. سازند سروک در این ناحیه بهصورت ناپیوسته در زیر سازند گورپی قرار گرفته است (شکل 4 الف). همچنین در برش سبزهکوه واقع در جنوب غرب بروجن، مرز دو سازند بهصورت ناپیوستگی فرسایشی گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2007; Taheri and Soradeghi 2011; Senemari and Forougi 2019). سازند گورپی با 692 متر ضخامت، بهطور عمده از شیلهای خاکستریرنگ (شکل 4 ب) با میانلایههایی از سنگآهک رسی و مقدار اندکی سنگآهک نازکلایه تشکیل شده است (شکل 4 پ). مرز بالایی سازند گورپی با نهشتههای تخریبی سازند امیران (متشکل از تناوبی از شیلهای خاکستری و گاه متمایل به سبز، سیلتستون (شکل 4 ت و ث) و میانلایههای ماسهسنگی نازک تا متوسطلایه) بهصورت تدریجی است. سازند امیران سپس به واحد ضخیمی از نهشتههای کربناتۀ رودیستدار (شکل 4 ج) و درنهایت به نهشتههای آواری قرمزرنگ تبدیل میشود. در حدفاصل سازندهای گورپی و تاربور، انباشت وسیعی از نهشتههای آواری به ضخامت 356 متر رخنمون دارند که شامل تناوبی از لایههای ماسهسنگی، سیلتستونی، شیلها و مارنهای خاکستری تا قرمزرنگ، ماسهسنگهای آهکی، کنگلومرا و میکروکنگلومراست. در این مطالعه نیز بخش پایینی این توالی با 159 متر ضخامت به سازند امیران نسبت داده شده است. در منطقۀ مطالعهشده، ضخامت سازندها، ریزخسارهها و حتی مرزهای زیرین و بالایی آنها، تغییرات محسوسی دارد.
چینهنگاری زیستی و تعیین سن نهشتههای مطالعهشده
رأس سازند سروک
بخش عمدهای از مقاطع نازک مطالعهشده از بخش انتهایی سازند سروک، بهصورت دوباره متبلورشده[1] و تقریباً فاقد هر نوع آلوکم فسیلیاند، با این حال در تعدادی از مقاطع نازک فسیلهای زیر، شناسایی شدهاند:
Nezzazata conica, N. simplex, Neodubrovnikella turonica, Nezzazatinella picardi., Textularids, miliolids, Gastropod, and rudist debris.
مجموعۀ فسیلی فوق با زون زیستی 25 (Wynd 1965) با عنوان Nezzazata- alveolinid Assemblage Zone با سن سنومانین؟ منطبق است.
سازند گورپی
در نهشتههای سازند گورپی، ضمن تشخیص 45 گونه متعلق به 19 جنس از فرامینیفرهای پلانکتونی، 7 بایوزون براساس زونبندی (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015) شناسایی شده است (شکل 5). علاوه بر فرامینیفرهای پلانکتونی، تعداد محدودی از انواع بنتیک (3 جنس) نیز مشاهده شده است. در زیر، چینهنگاری زیستی سازند گورپی شرح داده شده است.
Dicarinella asymetrica Total Range Zone
این بایوزون براساس محدودۀ زیست گونۀ D. asymetrica تعریف شده است و سن آن، کنیاسین پسین تا سانتونین است (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015). این بایوزون 5/27 متر از ضخامت سازند گورپی را در بر میگیرد و جامعۀ فسیلی همزیست زیر، در آن شناسایی شده است:
Archaeoglobigerina cretacea, A. blowi, Planoheterohelix sp., P. globulosa (Fig. 6A-B), Braunella punctulata, Contusotruncana fornicata (Figs. 6E-F and 7D), Dicarinella sp., D. asymetrica (Fig. 6G-H), D. cf. concavata, Marginotruncana coronata, M. pseudolinneiana, M. sinuosa, M. marginata (Fig. 6D), M. sigali, M. cf. renzi, Globotruncana arca, G. bulloides (Figs. 6I-J and 7C), G. hilli, G. lapparenti, Globotruncanita elevata, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. ultramicra, Ventilabrella sp., V. glabrata, Muricohedbergella flandrini (Fig. 6C) and Mu. planispira.
در 3 متر ابتدایی از قاعدۀ سازند گورپی، به غیر از Planoheterohelix globulosa و M. marginata فرامینیفرهای پلانکتونی شاخص دیگری مشاهده نشده است. اولین و آخرین حضور گونۀ D. asymetrica به ترتیب در نمونههای 1783 و 1790ثبت شده است. با توجه به حضورنداشتن فرامینیفرهای پلانکتونی شاخص در نخستین افقهای این سازند، نمیتوان سن کنیاسین پسین را برای قاعدۀ این سازند انکار کرد. در ناحیۀ بندرعباس (Ezampanah et al. 2022) و در برش شاهنشین در ناحیۀ فارس (Razmjooei et al. 2018) نیز، سن قاعدۀ سازند گورپی از کنیاسین گزارش شده است. در جدول 1 تطابق زیست زونهای معرفیشده در سازند گورپی، در برش گردبیشه با دیگر نواحی حوضۀ رسوبی زاگرس و همچنین حوضۀ تتیس نشان داده شده است.
شکل 4- ستون چینهنگاری سنگی برش مطالعهشده: الف: مرز سازندهای سروک و گورپی؛ ب: نمایی از توالی شیلی سازند گورپی؛ پ: مرز بالایی سازند گورپی با سازند امیران؛ ت: سیلتستونها و میانلایههای ماسهسنگی سازند امیران؛ ث: نمای نزدیکی از ماسهسنگهای سازند امیران و ج: سنگهای کربناتۀ ضخیملایۀ رودیستدار در قاعدۀ واحد غیررسمی آواری-کربناته
Fig 4- The lithostratigraphic column of the studied section; A. The upper boundary of the Sarvak Formation with the Gurpi Formation; B. Landscape view of the Gurpi Formation; C. The upper boundary of the Gurpi Formation with the Amiran Formation; D. Siltstones of the Amiran Formation interbedded with sandstone layers; E. Close-up view of the sandstone layers of the Amiran Formation and F. Thick bedded rudistic carbonates at the base of the informal carbonate-siliciclastic unit.
Globotruncanita elevata Partial Range Zone
این بایوزون براساس بخشی از حضور گونۀ Globotruncanita elevata در حدفاصل آخرین حضور گونۀ Dicarinella asymetrica در پایین و اولین حضور گونۀ Contusotruncana plummerae در بالا تعریف شده است و با بایوزون Globotruncanita elevata Partial Range Zone از زونبندی (Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن سانتونین پسین تا کامپانین پیشین منطبق است. این بایوزون 65 متر از ضخامت سازند گورپی را در بر میگیرد. مجموعۀ میکروفسیلی زیر بهصورت همراه در این بایوزون مشاهده شده است:
Archaeoglobigerina blowi, A. cretacea, Contusotruncana fornicata, Globotruncana arca, G. bulloides, G. hilli, G. lapparenti, G. mariei, Globotruncanita elevata (Fig. 8B), Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. prairiehillensis (Fig. 6K-L), Plh. ultramicra, Rugoglobigerina rugosa (Fig. 8E-F) and Ventilabrella sp.
(Vaziri-Moghaddam et al. 2007) این بایوزون را همچنین در برش سبزهکوه در توالی سازند گورپی با سن کامپانین پیشین گزارش دادهاند.
Contusotruncana plummerae Interval Zone
این بایوزون در حدفاصل اولین حضور گونههای C. plummerae و Radotruncana calcarataبه ترتیب در پایین و بالا تعریف شده است و با بایوزون Contusotruncana plummerae Zone از زونبندی (Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن کامپانین میانی منطبق است.
جدول 1- مقایسۀ بایوزونهای معرفیشده در منطقۀ مطالعهشده با دیگر نواحی زاگرس و همچنین بایوزونهای استاندارد منطقۀ تتیس
Table 1- Correlation of the introduced biozones in the studied area with other regions of the Zagros Basin and standard zonation of the Tethys Ocean. abbreviations: Co.: Coniacian; Sant.: Santonian
شایان ذکر است که (Petrizzo et al. 2011) بهدلیل فراوانی کم و یا حضورنداشتن گونۀ G. ventricosa در توالی کامپانین میانی، از بایوزون دیگری با عنوان Contusotruncana plummerae Interval Zone بهجای G. ventricosa Interval Zone استفاده کردهاند که در بایوزوناسیون اصلاحشده کرتاسۀ (Coccioni and Premoli Silva 2015) نیز به کار گرفته شده است. در این مطالعه اولین حضور گونۀ (Fig. 8G) C. plummerae در نمونۀ 1806 ثبت شده است. اولین حضور گونۀ G. ventricosa نیز در نمونۀ 1824 و در رأس بایوزون R. calcarata Total Range Zone ظاهر شده است (شکل 5). این بایوزون 76 متر از سازند گورپی را در بر میگیرد و جامعۀ فسیلی زیر بهصورت همراه در آن شناسایی شده است:
Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, Contusotruncana fornicata, Globotruncana arca, G. bulloides, G. hilli, Ventilabrella sp., Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. prairiehillensis, Plh. ultramicra, Globotruncanita elevata, G. stuartiformis, Radotruncana subspinosa and Rugoglobigerina rugosa.
Radotruncana calcarata Total Range Zone
این بایوزون با سن کامپانین پسین براساس اولین و آخرین حضور گونۀ R. calcarata تعریف شده است (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015). این بایوزون در برش مطالعهشده، 15 متر از توالی سازند گورپی را به خود اختصاص داده و مجموعۀ فسیلی زیر بهصورت همراه در آن مشاهده شده است:
Archaeoglobigerina cretacea, Planoheterohelix sp., P. globulosa, Globotruncana bulloides, G. lapparenti, G. ventricosa, Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Plh. prairiehillensis, Plh. ultramicra, Radotruncana calcarata (Fig. 8I-J) and Rugoglobigerina rugosa.
(Vaziri-Moghaddam et al. 2007) این بایوزون را در منطقۀ سبزهکوه با سن کامپانین پسین در نهشتههای سازند گورپی گزارش دادهاند.
Globotruncanella havanensis Partial Range Zone
این بایوزون که براساس بخشی از حضور گونۀ Globotruncanella havanensis در بین آخرین حضور گونۀ Radotruncana calcarata در پایین و اولین حضور Globotruncana aegyptiaca در بالا تعریف شده است، با بایوزون Globotruncanella havanensis Zone از زونبندی زیستی (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن کامپانین پسین منطبق است. این بایوزون 90 متر از ضخامت سازند گورپی را در بر میگیرد و جامعۀ فسیلی همزیست زیر در آن شناسایی شده است:
Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, Braunella punctulata, Globotruncana arca, G. bulloides, G. falsostuarti (Fig. 7A), G. hilli, G. lapparenti, Globotruncanella havanensis, Globotruncanita stuarti, Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella prairiehillensis, Muricohedbergella holmdelensis, Radotruncana subspinosa (Fig. 8H), Rugoglobigerina rugosa and Rugotruncana subcircumnodifer.
در مناطق مجاور و در برش سبزهکوه در سازند گورپی، (Vaziri-Moghaddam et al. 2007) بایوزون دیگری را (Globotrucanita stuarti Zone) معرفی کردهاند که بهلحاظ سنی، معادل با همین بایوزون است.
Globotruncana aegyptiaca Interval Zone
این بایوزون در حد فاصل اولین حضور گونۀ Globotruncana aegyptiaca در پایین و اولین حضور گونۀ Gansserina gansseri در بالا تعریف شده است و با بایوزون Globotruncana aegyptiaca Interval Zone از زونبندی زیستی (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن کامپانین پسین منطبق است. این بایوزون نسبتبه دیگر بایوزونهای معرفیشده، ضخامت بیشتری از سازند گورپی (8/403 متر) را شامل میشود. جامعۀ فسیلی همراه شناساییشده در این بایوزون عبارتاند از:
Archaeoglobigerina cretacea, Contusotruncana fornicata, C. plummerae, Globotruncana aegyptiaca (Fig. 7F), G. bulloides, G. hilli, G. lapparenti, Globotruncanella havanensis (Fig. 8K), Globotruncanita stuarti, G. stuartiformis, Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, P. striata (Fig. 7G), Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. multispinus, Plh. prairiehillensis, Plh. ultramicra, Muricohedbergella holmdelensis, Radotruncana subspinosa, Rugoglobigerina rugosa, R. macrocephala (Figs. 7B and 8C-D), Rugotruncana subcircumnodifer and Schackoina cenomana (Fig. 8A).
از دیگر میکروفسیل و ماکروفسیلهای همراه از miliolids، Gavellinella sp.، Lenticulina sp. و echinoids نام برده میشود.
شکل 5- توزیع چینهشناسی فرامینیفرهای پلانکتونی، بنتیک و دیگر فسیلهای همراه، بههمراه بایوزوناسیون برش مطالعهشده
Fig 5- Stratigraphic distributions of planktonic and benthic foraminifera, associated biota and biozonation of the studied section. Abbreviations: Ce.: Cenomanian; Sa.: Sarvak; Nez.-Alv.: Nezzazata-alveolinid” Assemblage Zone; la. Co.-San.: late Coniacian-Santonian; ea-m.: early-middle; D. as.: Dicarinella asymetrica Zone; G. el.: Globotruncanita elevata Zone; C. plu.: Contusotruncana plummerae Zone; R. ca.: Radotruncana calcarata Zone; G. ha.: Globotruncanella havanensis Zone; G. gan.-C. con?.: Gansserina gansseri- Contusotruncana contusa? zone
.
شکل 6- :A-B Planoheterohelix globulosa (شمارۀ نمونههای 1865 و 1904)؛ C: Muricohedbergella flandrini (شمارۀ نمونۀ 1789)؛ D: Marginotruncana marginata (شمارۀ نمونۀ 1784)؛ E-F: Contusotruncana fornicata (شمارۀ نمونههای 1789 و 1869)؛ G-H: Dicarinella asymetrica (شمارۀ نمونههای 1783 و 1784)؛ I–J: Globotruncana bulloides (شمارۀ نمونههای 1806 و 1820)؛ K-L: Planohedbergella prairiehillensis (شمارۀ نمونههای 1864 و 1881)
Fig 6- A–B. Planoheterohelix globulosa (samples 1865 and 1904), C. Muricohedbergella flandrini (sample 1789), D. Marginotruncana marginata (sample 1784), E–F. Contusotruncana fornicata (samples 1789 and 1869), G–H. Dicarinella asymetrica (samples 1783 and 1784), I–J. Globotruncana bulloides (samples 1806 and 1820), K-L. Planohedbergella prairiehillensis (samples 1864 and 1881)
شکل 7- A: Globotruncana falsostuarti (شمارۀ نمونۀ 1829) نماهای پیچشی و جانبی؛:B Rugoglobigerina macrocephala (شمارۀ نمونۀ 1855) نماهای جانبی و نافی؛ :C Globotruncana bulloides (شمارۀ نمونۀ 1855) نماهای پیچشی و جانبی؛ :D Contusotruncana fornicata (شمارۀ نمونۀ 1806) نماهای پیچشی و جانبی؛ E: Macroglobigerinelloides sp (شمارۀ نمونۀ 1868) نمای پیچشی؛ :F. G Globotruncana aegyptiaca (شمارۀ نمونۀ 1882)؛ :G Planoheterohelix striata (شمارۀ نمونۀ 1901) نیمرخ طولی، مقیاس معادل با 100 میکرومتر
Fig 7- A. Globotruncana falsostuarti (sample 1829), spiral and lateral views, B. Rugoglobigerina macrocephala (sample 1855), lateral and umbilical views, C. Globotruncana bulloides (sample 1855), spiral and lateral views, D. Contusotruncana fornicata (sample 1806), spiral and lateral views, E. Macroglobigerinelloides sp. (sample 1868), spiral view, F. Globotruncana aegyptiaca (sample 1882) spiral and lateral views, G, Planoheterohelix striata (sample 1901), longitudinal view. Scale bar equal 100 µm
شکل 8-.:A Schackoina cenomana (شمارۀ نمونۀ 1901)؛ :B Globotruncanita elevata (شمارۀ نمونۀ 1797)؛ C–D: Rugoglobigerina macrocephala (شمارۀ نمونههای 1855 و 1863)؛ E-F: Rugoglobigerina rugosa (شمارۀ نمونههای 1854 و 1873)؛ G: Contusotruncana plummerae (شمارۀ نمونۀ 1806)؛ H: Radotruncana subspinosa (شمارۀ نمونۀ 1813)؛ I–J: Radotruncana calcarata (شمارۀ نمونههای 1790 و 1820)؛ :K Globotruncanella havanensis (شمارۀ نمونۀ 1842)؛ :L Gansserina cf. gansseri (شمارۀ نمونۀ 1923)
Fig 8- A. Schackoina cenomana (sample 1901), B. Globotruncanita elevata (sample 1797), C–D. Rugoglobigerina macrocephala (samples 1855 and 1863), E–F. Rugoglobigerina rugosa (samples 1854 and 1873), G. Contusotruncana plummerae (sample 1806), H. Radotruncana subspinosa (sample 1813), I–J. Radotruncana calcarata (samples 1790 and 1820), K. Globotruncanella havanensis (sample 1842), L. Gansserina cf. gansseri (sample 1923)
Gansserina gansseri- Contusotruncana contusa? integrated zone
در برش مطالعهشده، مرز زیرین این بایوزون ترکیبی، براساس اولین حضور گونۀ (Fig. 8L) Gansserina gansseri تعریف شده است؛ اما مرز بالایی آن بهدلیل تغییرات ژرفا و ماهیت رسوبگذاری و تبدیل نهشتههای عمیق سازند گورپی، به انواع تخریبی توربیدایتی سازند امیران و رؤیتنکردن گونۀ Contusotruncana contusa ردیابیشدنی نیست. در نهشتههای رأسی سازند گورپی در همین ناحیه نیز، (Shahriari 2009) بایوزون Zone Gansserina gansseri را با سن کامپانین پسین/ مائستریشتین پیشین گزارش داده است. همانطور که در بخشهای پیشین نیز مطرح شد، ضخامت سازندها، مرزهای زیرین و بالایی آنها و حتی گسترۀ سنی آنها در جهت جانبی، بهدلیل عملکرد گسلهای موجود در منطقه و دیگر فعالیتهای تکتونیکی متغیر است؛ بهطوری که در همین ناحیه، بایوزون Contusotruncana contusa/Racemiguembelina fructicosa Zone با سن مائستریشتین پسین برای رأس سازند گورپی معرفی شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2013). بنابراین در این پژوهش نیز با توجه دلایل ذکرشده، بایوزون ترکیبی بالا با 173 متر ضخامت معرفی شد که 14 متر از نهشتههای رأسی سازند گورپی و کل سازند امیران (159 متر) را پوشش میدهد و با بایوزونهای Gansserina gansseri Interval Zone و Interval Zone Contusotruncana contusa از زونبندی زیستی (Coccioni and Premoli Silva 2015) تطابق دارد و به سن کامپانین پسین- مائستریشتین میانی؟ نسبت داده میشود.
سازند امیران
در نهشتههای تخریبی سازند امیران، رادیولرها از فراوانی بالایی برخوردارند، ولی با توجه به اینکه بهصورت نابرجایند و بهصورت نهشتههای ثقلی به درون حوضۀ رسوبی حمل شدهاند، بنابراین تعیین سن این سازند با استفاده از شواهد و دادههای فسیلی مشاهدهشده، میسر نیست. علاوه بر رادیولرها، میکروفسیلهای زیر نیز در قسمتهای مختلف این سازند مشاهده شده است:
Contusotruncana fornicata, Gansserina gansseri, Globotruncana bulloides, Globotruncanita stuartiformis, Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. striata, Braunella punctulata, Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella prairiehillensis, Rugoglobigerina rugosa, Schackoina cenomana, Lenticulina sp., and Gavelinella sp.
از ماکروفسیلها هم میتوان از خردههای اکینوئید، رودیست، جلبک قرمز و گاستروپود نام برد. بهجز گونۀ Gansserina gansseri فرامینیفرهای پلانکتونی شاخص دیگری در این قسمت از برش مطالعهشده مشاهده نشد؛ بنابراین سن نسبی سازند امیران را نمیتوان بهصورت دقیق تعیین کرد. با توجه به موقعیت چینهشناسی این نهشتهها (یعنی قرارگیری بر سازند گورپی به سن کنیاسین پسین/مائستریشتین پیشین و همچنین واقعشدن در زیر نهشتههای پلاتفرمی کمعمق سازند تاربور به سن مائستریشتین میانی تا پسین (Vaziri-Moghaddam et al. 2013; Ghanbarloo et al. 2021; Ghanbarloo and Safari 2023)، سن مائستریشتین پیشین-میانی؟ برای نهشتههای سازند امیران در نظر گرفته میشود. همچنین براساس مطالعات قبلی سن سازند امیران، در برش گردبیشه براساس موقعیت چینهشناسی، مائستریشتین پیشین تا میانی تعیین شده است (Shahriari 2009).
رخسارهها و محیط رسوبی
مطالعۀ رخسارههای نهشتههای کرتاسۀ بالایی به شناسایی 2 ریزرخساره در نهشتههای سازند گورپی و 3 پتروفاسیس در نهشتههای سازند امیران منجر شده است (شکل 9).
سازند گورپی
پلانکتونیک فرامینیفرا وکستون/پکستون (Planktonic Foraminifera Wackestone/Packstone)
بافت این ریزرخساره از وکستون تا پکستون در تغییر است. اجزای اصلی تشکیلدهندۀ آن، فرامینیفرهای پلانکتونی با فراوانی بالا (Planoheterohelix، Macroglobigerinelloides، Globotruncana و Rugoglobigerina) هستند که در زمینهای گلی قرار دارند (شکل 10، تصاویر الف و ب) و در بیشتر توالی سازند گورپی نیز مشاهدهشدنیاند. از اجزای اسکلتی دیگر، از کلسی اسفرها و فرامینیفرهای بنتیک (Gavelinella sp.) نام برده میشود. از اجزای غیراسکلتی دانههای ریز کوارتز در اندازۀ سیلت و همچنین دانههای گلاکونیت نیز در پارهای از افقها به مقدار کم مشاهده شده است. حجرات فرامینیفرهای پلانکتونی در بخشهایی با اکسید آهن پر شده است. در پارهای از قسمتهای این ریزرخساره، پدیدۀ دولومیتیشدن رخ داده است و آلوکمها تشخیصدادنی نیستند.
شکل 9- توزیع رخسارههای معرفیشده و محیطهای رسوبی نهشتههای کرتاسۀ بالایی در برش مطالعهشده
Fig 9- Distribution of identified facies along with depositional environments of the Upper Cretaceous deposits in the studied area
حضور فرامینیفرهای پلانکتونی با فراوانی و تنوع بالا در یک زمینۀ گلی و نبود فونای مربوط به محیطهای کمعمق دریایی، نشاندهندۀ تهنشست این ریزرخساره در دریای ژرف با انرژی پایین است (Geel 2000; Ghabeishavi et al. 2009; Flügel 2010).
مادستون آهکی (Lime Mudstone)
این ریزرخساره از گل آهکی (میکریت) تشکیل شده است و در بر دارندۀ مقادیر اندکی فرامینیفرهای پلانکتونی (بهویژه جنس Planoheterohelix) و بنتیک است (شکل 10، تصویر پ). این ریزرخساره در مقایسه با ریزرخسارۀ قبلی در سازند گورپی، کمیابتر است. دانههای کوارتز در اندازۀ سیلت و دانههای ریز گلاکونیت نیز در پارهای از افقها مشاهده شده است. حجرات فرامینیفرهای پلانکتونی نیز با اکسید آهن پر شده است. حضور اندک آلوکمها بهویژه انواع پلانکتونی (فرامینیفرها) در یک زمینۀ گلی، نشانگر تهنشست آن در محیط کمانرژی و کماکسیژن دریای باز و پایینتر از قاعدۀ امواج طوفانی است (Ghabeishavi et al. 2009; Flügel 2010).
سازند امیران
رسسنگ (Claystone)
این پتروفاسیس از ذرات تخریبی بسیار ریزدانه (در اندازۀ رس) تشکیل شده است (شکل 10، تصویر ت). در بخشهایی از سازند امیران، فرامینیفرهای پلانکتونی با فراوانی نسبتاً بالایی بهصورت شناور در زمینۀ ریزدانه و رسی پراکندهاند (شکل 10، تصویر ث). علاوه بر فرامینیفرهای پلانکتونی، مقدار اندکی از انواع بنتیک و بهندرت قطعات رودیستی و دانههای گلاکونیت نیز مشاهده میشود. همچنین در افقهایی از این رخساره، دانههای کوارتز در اندازۀ سیلت دیده میشود و نام رخساره را به رسسنگ سیلتدار تغییر میدهد (شکل 10، تصویر ج). در این رخساره همانند ریزرخسارههای سازند گورپی، حجرات فرامینیفرهای پلانکتونی با اکسید آهن پر شده است. ویژگیهای بافتی و حضور فونای پلانکتونی، نشانگر تهنشست آن در محیطهای آرام، پایینتر از قاعدۀ امواج طوفانی واقع در بخشهای خارجی یا زیرین (دیستال) فن زیردریایی یا حوضه است (Shahriari 2009; Mohseni et al. 2013; Bayet-Goll et al. 2014).
سیلتستون (Siltstone)
بخش عمدۀ این پتروفاسیس از ذرات کوارتز زاویهدار تا نیمهزاویهدار در اندازۀ سیلت تشکیل شده است (شکل 10، تصویر چ). این پتروفاسیس نسبتبه دیگر رخسارههای شناساییشده در سازند امیران، کمیابتر است. زمینه در این رخساره، رسی و ریزترشدن اندازۀ قطعات، بیانگر کاهش میزان انرژی جریانهای توربیدایتی است. (Mohseni et al. 2013) پتروفاسیس مشابهی از این سازند را نیز در نواحی جنوب غرب لرستان گزارش کردهاند. با افزایش فاصله از ناحیۀ منشأ و کاهشیافتن میزان سرعت و انرژی جریانهای آشفته، بافت رسوبات دانهریزتر میشود و تهنشست این پتروفاسیس را در بخشهای خارجی فن زیردریایی نشان میدهد (Bouma 1964; Bayet-Goll et al. 2014).
پتروفاسیس ماسهسنگ ریز تا متوسطدانه، فسیلدار با سیمان کلسیتی، لیت آرنایت (سد آرنایت) ساب مچور تا مچــور (Fine to medium grained, submature to mature, calcite cement, fossiliferous litharenite /Sedarenite)
قطعات چرتی، خردههای رادیولرها و همچنین قطعات کربناتۀ خردشده (با گردشدگی متغیر)، اجزای اصلی موجود در این پتروفاسیساند (شکل 10، تصاویر ح-خ). گفتنی است که در توالی سازند امیران، مقدار این دو (قطعات چرتی و کربناته) در نوسان است و در پارهای از افقها، مقدار چرت بیشتر و در بخشهای دیگر، مقدار قطعات کربناته زیادتر میشود. کوارتز در همۀ بخشهای ماسهسنگی با میزان کمتر از 10 الی 15درصد دیده میشود. اجزای فرعی شامل قطعات فسفاته، کلریت، گلاکونیت، زیرکن، مسکویت، کانیهای اوپاک و همچنین فلدسپارها (بهویژه پلاژیوکلاز) نیز بهصورت کمیاب دیده میشوند (در حدود 2 الی 3درصد). سیمان اتصالدهندۀ ذرات از نوع کربناته است و آغشتگی به اکسید آهن (گوتیت و هماتیت) هم به مقدار زیاد مشاهده میشود. ماسهسنگها بیشتر متوسطدانهاند. در پارهای از مقاطع همراه با موارد ذکرشده، مقدار ناچیزی فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونی و بریوزوئر و دیگر خردههای فسیلی دیده میشوند که تشخیصدادنی نیستند (همگی به میزان کمتر از 1درصد). ویژگیهای بافتی ریز تا متوسطدانه، نازک تا متوسطلایهبودن ماسهسنگها و وضعیت تناوبی با لایههای شیلی و سیلتستونی دانهریز، حاکی از حضور جریانهای توربیدایتی کمچگال، فاصلۀ طولانی تا منشأ و تهنشست در قسمتهای بیرونی فن زیردریاییاند (Shahriari 2009; Bayet-Goll et al. 2014). بخشهای دانهریزتر در قسمتهای دیستال (مرز تدریجی کانال و لوب) یا حاشیۀ لوب فن زیردریایی تشکیل شده است (Bayet-Goll et al. 2014).
بحث
در منطقۀ مطالعهشده بر نهشتههای پلاتفرمی سازند سروک، توالی سازند گورپی پس از یک وقفۀ زمانی نسبتاً طولانیمدت از کنیاسین پسین؟ رسوبگذاری کرده است. این ناپیوستگی ناحیهای[2] که بیشتر بهصورت یک سطح فرسایشی آغشته به اکسید آهن است در دیگر نواحی زاگرس ازجمله زون فارس (James and Wynd 1965; Alavi 2004; Ghasemi-Nejad et al. 2006; Taheri and Soradeghi 2011; Vincent et al. 2015; Esmaeilbeig 2018; Ezampanah et al. 2020)، ناحیۀ بندرعباس (Piryaei et al. 2011; Ezampanah et al. 2022) و دیگر بخشهای پلاتفرم عربی نیز گزارش شده است (Van Buchem et al. 2002, 2011; Sharp et al. 2010; Aqrawi et al. 2010; Hollis 2011). آغاز بستهشدن اقیانوس نئوتتیس در کرتاسۀ پسین سبب چینخوردگی، بالاآمدگی، روراندگی یا فرارانش نهشتههای رسوبی مزوزوئیک بر بخش شرقی حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی و تشکیل حوضۀ فورلند شده است (Glennie et al. 1973; Kazmin et al. 1986; Alavi 1994, 2004; Sepehr and Cosgrove 2004; Piryaei et al. 2010;). این حوضۀ پیشبوم تازه تشکیل شده و در آغاز بهسرعت با رسوبات ریز پلاژیک مناطق عمیق دریا پر شده است (Ziegler 2001; Orang et al. 2018). اجزای اصلی تشکیلدهندۀ ریزرخسارههای شناساییشده در سازند گورپی، عمدتاً فرامینیفرهای پلانکتونیاند. علاوه بر این، مقادیر اندکی انواع کفزی و قطعات بایوکلاستی دیگر نیز دیده شده است. بر پایۀ آلوکمهای غالب شناساییشده، نهشتههای سازند گورپی در قسمتهای عمیق حوضه رسوبگذاری کرده است.
شکل 10- رخسارههای شناساییشده در برش مطالعهشده: A-B) پلانکتونیک فرامینیفرا وکستون/پکستون؛ C) مادستون؛ D) کلیستون؛ E) شیل رسی دارای فرامینیفرهای پلانکتونی؛ F) سیلتی کلیستون؛ G) سیلتستون و H-I) لیتیک آرنایت/سدآرنایت
Fig 10- Identified facies in the studied area, A-B: Planktonic foraminifera Wackestone/Packstone; C: Lime Mudstone; D: Claystone; E: Clayey shale contain planktonic foraminifra; F: Silty Claystone; G: Siltstone; H-I: Lithic arenite/sedarenite. Ra.: Radiolaria; Ph.: Phosphate; Q.: Quartz
براساس مطالعات میکروفاسیسی و پالینوفاسیسی سازند گورپی در تاقدیسهای اناران و کبیرکوه در زون لرستان، محیط تهنشست این سازند، رمپ خارجی تعیین شده است (Zarei and Ghasemi-Nejad 2014). در فروافتادگی دزفول و پهنۀ ایذه نیز Hosseini-Barzi et al. (2009) یک مدل رسوبی از نوع رمپ کربناته را برای توالی سازند گورپی پیشنهاد دادند. همچنین در جنوب غرب فیروزآباد Abrari et al. (2011) براساس مطالعۀ فرامینیفرهای پلانکتونی، محیط رسوبی نهشتههای این سازند را دریای عمیق تعیین کردند. براساس تلفیق مطالعات رخسارههای رسوبی، اثر رخسارهها، نمودار گاما و رخسارههای پالینولوژیکی محیط رسوبی سازند گورپی در شمال شرق زون ایذه به یک سیستم رسوبی کربناتۀ کمانرژی، کماکسیژن تا بیاکسیژن در قسمت نسبتاً عمیق دریای باز نسبت داده شده است (Beiranvand and Ghasemi-Nejad 2013). در بیشتر نواحی حوضۀ رسوبی زاگرس و ازجمله ناحیۀ مطالعهشده در طی کرتاسۀ پسین (کنیاسین پسین/سانتونین) و همزمان با بالاآمدگی سطح آب دریاها در مقیاس جهانی نهشتههای پلاژیک سازند گورپی، تهنشست یافته و این وضعیت تا مائستریشتین (Motiei 2003) و بعضاً تا پالئوسن تداوم داشته است (Hemmati-Nasab 2008; Razmjooei et al. 2014, 2018; Shahriari et al. 2017). همانطور که پیشتر نیز ذکر شد، وضعیت چینهشناسی منطقۀ مطالعهشده پیچیده است، بهطوری که در جهت جانبی تغییرات ضخامت، ریزرخسارهها، سن و مرزهای زیرین و بالایی سازندها متغیر است. سن نهشتههای بخش ابتدایی سازند گورپی در ناودیس کوهسبز و برش سبزهکوه واقع در جنوب غرب بروجن، براساس مطالعۀ نانوفسیلهای آهکی و فرامینیفرهای پلانکتونی به ترتیب سانتونین پسین و کامپانین پیشین تعیین شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2007; Senemari and Forougi 2019). در زاگرس مرتفع، وضعیت حوضۀ رسوبی از مائستریشتین پیشین (میانی؟) دستخوش تغییرات چشمگیری شده و در اثر فرسایش نهشتههای قدیمیتر (بهویژه سکانسهای افیولیتی و رادیولاریتی فراراندهشده) و حمل مجدد آنها بهصورت نهشتههای ثقلی و رسوبگذاری در محیط پاشنۀ اسلوپ، نهشتههای تخریبی سازند امیران یا فلیش امیران رسوبگذاری کرده است (Berberian and King 1981; Robertson 1987; Broud 1987; Ziegler 2001; Motiei 2003; Casciello et al. 2009; Piryaei et al. 2010).
رادیولرها که از فراوانی بالایی در بخشهای ماسهسنگی سازند امیران در برش مطالعهشده برخوردارند، یکی از رخسارههای شاخص حوضۀ تتیس در دوران مزوزوئیک محسوب میشوند (Gharib and De Wever 2010). این رخساره در لبۀ شمالی پلاتفرم عربی بهصورت حوضۀ رادیولاریتی (با طولی در حدود 3000 کیلومتر و پهنایی در حدود 200 الی 300 کیلومتر) معرفی شده است (Kazmin et al. 1986; Gharib and De Wever 2010). در منطقۀ کرمانشاه، مطالعۀ چینهنگاری زیستی که بر این سریهای رادیولاریتی انجام شده است، محدودۀ سنی پلنسباخین تا تورونین را نشان میدهد (Gharib and De Wever 2010). در برش مطالعهشده، با توجه به نبود بخشهای کنگلومرایی و ماسههای گراولی دانهدرشت که معرف نهشتههای کانالی فن زیردریاییاند (بخشهای پروکسیمال سکانس بوما) و همچنین غلبۀ رسوبات ریزدانه (نهشتههای سیلتی و رسی ریزدانۀ حاوی فونای پلانکتونی)، به نظر میرسد که توالی سازند امیران در قسمتهای زیرین مخروط (بخش دیستال) رسوبگذاری کرده است (احتمالاً Tc-Te). براساس مطالعهای که پیش از این نیز در ناحیۀ گردبیشه بر توالیهای کرتاسۀ فوقانی انجام شده است، محیط رسوبی سازند امیران به یک فن زیردریایی نسبت داده شده است که در بخشهای میانی تا خارجی یک شلف کربناته رسوبگذاری کرده است (Shahriari 2009). سیستم تغذیهکنندۀ واحد، هندسۀ کلی مخروطیشکل، متشکل از نهشتههای کانالی و خارج از کانالی و ماسهسنگهای توربیدایتی ورقهمانند با میانلایههایی از گلهای همیپلاژیک از شاخصههای فنهای زیردریایی به شمار میرود (Bayet-Goll et al. 2014 and references therein).
سازند امیران در ناحیۀ لرستان، بهصورت مخلوطی از نهشتههای سیلیسی آواری و کربناتی تشکیل شده است (Nasiri et al. 2013)؛ بهطوری که توالی کربناتۀ آن در کمربندهای دریای باز، سد و لاگون از یک پلاتفرم کربناتۀ نوع رمپ رسوبگذاری کرده است، در حالی که توالی آواری آن تحت تأثیر جریانات آشفته بهصورت مخروطهای زیردریایی نهشته شدهاند. براساس (Homke et al. 2009) محیط رسوبی سازند امیران در تاقدیس امیران، از توالی رخسارهای 3 قسمتی شامل کف حوضه (لوبهای مخروطی)، گذر شیب حوضه و حاشیۀ شلف تشکیل شده است. برخلاف سازند امیران، آثاری از این نهشتههای جریان چگال در توالی سازند گورپی در ناحیۀ مطالعهشده مشاهده نشده است. در بخشهایی از حوضۀ رسوبی زاگرس (ناحیۀ فارس و بندرعباس) نیز در اثر خروج پلاتفرمهای کربناتۀ کرتاسۀ پیشین تا میانی از آب، مواد حاصلشده از فرسایش آنها، بعدها به شکل جریانهای چگال و واریزهای (متشکل از کنگلومرا و ماسهسنگهای آهکی) در داخل نهشتههای عمیق سازند گورپی رسوبگذاری کردهاند (Piryaei et al. 2010, 2011; Ezampanah et al. 2022). سنگآهکهای قطعۀ پشتیبان[3] نیز در حد فاصل سازندهای گورپی و تاربور در منطقۀ بندرعباس (Piryaei et al. 2011; Ezampanah et al. 2022)، در توالی کرتاسۀ ناحیۀ عمان (Robertson 1987; Boote et al. 1990; Immenhauser et al. 2000) و منطقۀ کرمانشاه (Razmjooei et al. 2021) گزارش شده است.
نتیجه
براساس مطالعۀ چینهنگاری سنگی و زیستی، رخسارهها و محیطهای رسوبی نهشتههای کرتاسۀ بالایی در برش چینهشناسی گردبیشه، نتایج زیر حاصل شده است:
- مرز نهشتههای کربناتۀ سازند سروک (سنومانین؟) با نهشتههای عمیق سازند گورپی که بهطور عمده از شیل و میانلایههایی از سنگآهکهای رسی تشکیل شدهاند، بهصورت ناپیوسته بوده و این نبود نهشتههای تورونین تا کنیاسین میانی (و احتمالاً رأس سنومانین) را نیز در بر گرفته است. مرز بالایی نهشتههای سازند گورپی با توالی توربیدایتی سازند امیران بهصورت تدریجی است.
- براساس فرامینیفرهای پلانکتونی شناساییشده، نهشتههای سازند گورپی به 7 زون زیستی تفکیکشدنی است و براساس آنها سن این سازند کنیاسین پسین؟-مائستریشتین پیشین تعیین شده است. براساس نتایح این پژوهش، سن کنیاسین پسین قدیمیترین سنی است که برای نهشتههای قاعدۀ سازند گورپی تاکنون ثبت شده است. در منطقۀ مطالعهشده، علاوه بر رادیولرها که بهصورت نابرجا در نهشتههای سازند امیران فراواناند، فرامینیفرهای پلانکتونی نیز بهصورت پراکنده در لایههای شیلی این سازند حضور دارند؛ بنابراین تعیین سن نسبی (قسمتهای میانی تا بالایی) بهصورت دقیق و با تکیه بر محتوای فسیلی امکانپذیر نبوده و سن مائستریشتین پیشین تا میانی؟ برای سازند امیران بیشتر براساس موقعیت چینهشناسی تعیین شده است.
- مطالعۀ پتروگرافی به شناسایی 2 ریزرخساره در نهشتههای سازند گورپی منجر شد و بر همین اساس، توالی این سازند در بخشهای عمیق حوضه، رسوبگذاری کرده است. در نهشتههای سازند امیران نیز، 3 پتروفاسیس شناسایی شد که بیانگر تهنشست بهصورت فنهای زیردیایی متأثر از عملکرد جریانات آشفته یا توربیدایتی است.
سپاسگزاری
از مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران و دانشگاه بوعلی سینا بهجهت حمایت و فراهمکردن بسترهای لازم برای همکاری در انجام این کار تحقیقاتی تشکر میشود. از پیشنهادهای سردبیر محترم مجلۀ پژوهشهای چینهنگاری و رسوبشناسی و همچنین داوران محترم، کمال تشکر و قدردانی را داریم.
[1] Recrystalized
[2] Regional unconformity
[3] clast-supported limestones
)
