Facies, sedimentary environment and log facies of the Hojedk Formation (Middle Jurassic) in Parvadeh Tabas Coal Mine, South of Tabas

Document Type : Research Paper

Authors

1 MSc of Geology, Department of Geology, Faculty of Science, University of Isfahan, Isfahan, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Science, University of Isfahan, Iran

3 Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University of Tabas Center, Tabas, Iran

Abstract

The Middle Jurassic Hojedk Formation in the Parvadeh Coal Mine (90 km south of Tabas) has been studied. The study area is structurally located on the northern Tabas Block in the north of the Parvadeh–Nayband coal-bearing basin, east-central Iran. The Hojedk Formation has a thickness of 40 meters in the studied outcrop section. Five lithostratigraphic units have been identified, which mainly consist of sandstones, shales, conglomerates, siltstones and thin bioclastic sandy limestone. Based on field and petrographic studies, four groups of lithofacies including coarse- (Gcm and Gt), medium- (St, Sp, Sh and Sr) and fine-grained clastic (Fl and Fm) as well as carbonate facies (echinoid brachiopod grainstone-packstone) have been identified in the Hojedk Formation. The architectural elements of channels and point bars of a meandering tidal creek and coastal plain swamp have been identified in the Hojedk Formation and its palaeodepositional conditions can be attributed to the tidal flat of a marginal marine siliciclastic environment. To investigate the characteristics of the Hojedk Formation in the subsurface, the electrical facies were defined in an exploration borehole in the eastern part of Parvadeh Mine. In this borehole, the Hojedk Formation is 48 meters thick, and four electro/log facies have been identified by considering the gamma-ray motif and resistivity logs. These electro facies are compatible with the sub-environments of coastal sand flats, tidal channels and coastal plain swamps.
Keywords: Tabas Block, Hojedk Formation, Middle Jurassic, Facies, Log facies
 
 
Introduction
Central-East-Iranian-Microcontinent is a part of Iran Plate, which can be structurally divided into Lut, Tabas and Yazd blocks (Takin 1972; Aghanabati 2004). The tectono-sedimentary evolution of east-central Iran during the Late Triassic to the Late Jurassic is governed by the Cimmerian orogenic events (Fürsich et al. 2005; Seyed-Emami et al. 2004, 2020; Wilmsen et al. 2009, 2021). The Hojedk Formation is the last lithostratigraphic unit of the Shemshak Group in east-central Iran, which during the Middle Jurassic in this area was affected by Cimmerian tectonic events resulting in large thickness and facies variations (Wilmsen et al. 2009). Biostratigraphic studies have led to determining the age of this formation (early Bajocian) in eastern central Iran (Seyed-Emami et al. 2020). Macrofloras, palynology and sedimentary environment analysis have been conducted on the Hojedk Formation in Tabas Block, which has led to the reconstruction of the palaeoenvironmental and palaeoclimatic conditions of this formation (Vaez-Javadi and Mirzaei-Ataabadi 2006; Vaez-Javadi 2016; Badihagh et al. 2019; Khalilizadeh et al. 2023; Salehi et al. 2023). Based on preliminary studies conducted in the northern part of Tabas Block, the Hojedk Formation was formed in different sub-environments including lakes, coastal plains, deltas, fluvial and flood plains as well as the marine environment (Seyed-Emami et al. 2006). Due to the importance of the Hojedk Formation in the reconstruction of the tectonic-sedimentary evolution of northern Tabas Block during the Middle Jurassic as well as its coal resources, this succession has been studied in the outcrop and subsurface sections in the Parvadeh Coal Mine. The facies and sedimentary environment of this formation are still less known in many areas of the northern Tabas Block, including the Parvadeh Coal Mine area. Considering the extensive coal reserve of 1.1 billion tons in the northern Tabas Block, this region is important for detailed geological studies for the exploration of workable coal seams. To reconstruct the palaeoenvironmental deposition of the Hojedk Formation, field, subsurface and laboratory studies were carried out and all the data were integrated with the geological information of the area. Furthermore, the identification of log facies of this formation in the exploration boreholes, drilled in eastern Parvadeh Mine, is useful for coal exploration, discovery and production from the coal-bearing strata of the studied area.
 
Material & Methods
The outcrop section of the Middle Jurassic Hojedk Formation was logged and measured by Jacob's staff (Sdzuy and Monninger 1985) in the western part of the Parvadeh Coal Mine. Sampling was done systematically and sometimes according to the identical facies changes. In total 25 hand specimens were collected and thin sections were prepared from the sandstone and limestone samples. Clastic facies have been identified and classified based on Miall's classification (Miall 1985, 2014). Carbonate facies have been classified based on Dunham’s scheme for carbonate rocks (Dunham 1962), and microfacies character defined based on criteria described by Flügel (2010). In addition, a subsurface study has been carried out on an exploration borehole (BH#341), which was drilled in the eastern part of the Parvadeh Mine. The lithostratigraphy and sedimentological characteristics of this formation in the borehole were compared with the adjacent studied outcrop section. Graphical and Gamma-ray well logs motifs of the borehole have been used in this study for electrical/log facies identification. 
 
Discussion of Results & Conclusions
In this research, the Hojedk Formation is studied in the north of Parvadeh-Nayband coal basin, 90 km south of Tabas (Parvadeh Coal Mine). Based on field studies, five lithostratigraphic units have been identified.  The succession mainly consists of sandstones, shales, conglomerates, siltstones and thin bioclastic sandy limestone. Clastic facies were defined in the field by considering lithology, sedimentary structure, geometry, stratal surface, palaeocurrent and fossil/trace fossil content. Four groups of facies including coarse-, medium- and fine-grained clastic facies and one carbonate facies have been identified. Two coarse- (Gcm and Gt), four medium- (St, Sp, Sh and Sr), and two fine-grained facies including Fl and Fm were identified in the field. Some medium-grained facies are bioturbated and sometimes show vertical cylindrical burrows (e.g. Skolithos). The carbonate microfacies recognized based on rock texture (echinoid brachiopod grainstone-packstone), is equivalent to the standard microfacies (SMF) 18. The latter facies were formed in carbonate bioclastic sand shoals in a marginal shallow marine mixed environment. In order to identify the architectural elements in the Hojedk Formation, features such as the lithology, stratal surface, geometry, and their associated facies have been considered. In the studied succession, three architectural elements including channel and point bars of a meandering tidal creek and coastal plain swamp have been identified in the Hojedk Formation. This formation also has been investigated in the subsurface section (exploration borehole No. 341) in the eastern part of the Parvadeh Coal Mine. In this borehole, the Hojedk Formation is 48 meters thick and consists of sandstones, shales, limestones and siltstones. In this study, four electrical facies (log facies) were identified in the Hojedk Formation, which is compatible with the sub-environments of coastal sand flats, tidal channels, crevasse splay and coastal plain swamps. According to the identified lithofacies, microfacies, architectural elements and log facies in vertical and lateral distribution, the sedimentary environment of the Hojedk Formation in the studied outcrop and borehole is attributed to a tidal flat of a marginal marine siliciclastic environment.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه‌

شرق ایـران مرکزی با نـام خـردقـارۀ ایـران مـرکزی شنـاختـه می‌شـود که از‌لحاظ سـاختـاری به بلوک‌هـای لوت، طبس و یزد تقسیم‌شدنی است (Takin 1972; Aghanabati 2004) (شکل 1). این بخش از ایران مرکزی در طی مزوزوییک و سنوزوییک به منطقه‎‍های پر‌تحرک و پویا تبدیل شده است؛ به‌گونه‌ای که هر‌کـدام از بلوک‌هـا ویژگی جداگانه داشته‎‍اند و فعالیت آنها با یکدیگر یکسان نبوده است (Fürsich et al. 2003; Aghanabati 2004; Seyed-Emami et al. 2004). تحولات تکتونیکی-رسوبی شرق ایران مرکزی در طی تریاس پسین تا ژوراسیک پسین تحت تأثیر وقایع تکتونیکی سیمرین بوده است (Seyed-Emami et al. 2004, 2020; Fürsich et al. 2005; Wilmsen et al. 2009, 2021). سازند هجدک بخشی از گروه شمشک در ایران مرکزی ‎است که در طی ژوراسیک میانی در این محدوده متأثر از عملکرد نیروهای تکتونیکی حاصل از گسل‎‍های بزرگی چون گسل نایبند و‌ کلمرد و نیز تغییرات حوضۀ رسوب‌گذاری، تغییرات سنگ‌شناسی و چینه‌شناسی بسیار زیادی دارد. مطالعات زیست چینه‌ای به تعیین سن این سازند (باژوسین پیشین) در شرق ایران مرکزی منجر شده است (Seyed-Emami et al. 2020). مطالعات زیست چینه‌نگاری و محیط رسوبی بر‌ سازند هجدک در بلوک طبس انجام شده که به بازسازی شرایط محیطی این سازند منجر شده است (Vaez-Javadi and Mirzaei-Ataabadi 2006; Vaez-Javadi 2016; Badihagh et al. 2019; Khalilizadeh et al. 2023; Salehi et al. 2023). با وجود اهمیت این سازند در بازسازی شرایط تکتونیکی-رسوب‌گذاری، توجه زیادی به تغییرات رخسارۀ این سازند در منطقۀ معدن پروده در شمال بلوک طبس نشده است. براساس مطالعات اولیۀ انجام‌شده در بخش شمالی بلوک طبس، سازند هجدک در محیط‎‍های متفاوتی نظیر دریاچه‎‍ای، مردابی، دلتایی، رودخانه‎‍ای و دشت‎‍های سیلابی و همچنین دریایی تشکیل شده است (Seyed-Emami et al. 2006). رخساره‌ها و محیط رسوبی این سازند در بسیاری از مناطق شمالی بلوک طبس، از‌جمله محدودۀ معدن زغال‌سنگ پروده ناشناخته است که شناسایی آنها در بازسازی جغرافیایی دیرینۀ این منطقه و بخشی از لبۀ شرقی بلوک طبس در طی ژوراسیک میانی، به‌ویژه در رخنمون زیر ناپیوستگی مرتبط با واقعۀ کوهزایی سیمرین میانی اهمیت دارد. با توجه به ذخیرۀ زمین‌شناسی، 1/1 میلیارد تن‌ زغال‌سنگ کک‌شو در منطقۀ طبس این منطقه، ازنظر مطالعات دقیق‌تر زمین‌شناسی با هدف توسعه و افزایش تولید ملی زغال‌سنگ اهمیت دارد. به‌منظور رسیدن به اهداف ذکر‌شده، از روش‌های مطالعات صحرایی، تحت‌الارضی و آزمایشگاهی استفاده ‌و سپس تمام داده با اطلاعات زمین‌شناسی منطقه تلفیق‌ و تاریخچۀ رسوب‌گذاری سازند هجدک و جغرافیای دیرینۀ منطقۀ مطالعه‌شده تفسیر شده است. همچنین معرفی ویژگی‌های لاگ رخساره‌های این سازند در گمانه‎‍های اکتشافی حفرشده در توسعه و شناخت فازهای اکتشافی و در حال استخراج توالی‌های زغال‎‍دار منطقۀ‌ مطالعه‌شده و دیگر مناطق مشابه مفید است. در این تحقیق سازند هجدک در شمال حوضۀ زغال‌دار پروده - نایبند و در فاصلۀ 90 کیلومتری جنوب طبس در محدودۀ معدن زغال‌سنگ پروده، که از‌نظر ساختاری در زون ایران مرکزی در پهنۀ (زیر بلوک) نایبند از بلوک طبس واقع‌شده است،‌ مطالعه می‌شود (شکل 1). منطقۀ زغال‎‍دار پروده از‌لحاظ تقسیم‌بندی‎‍های ساختاری انجام‌شده به پنج بلوک 1 تا 4 و بلوک شرقی تقسیم شده است. رخنمون مدنظر در محدودۀ بلوک پرودۀ 1 (یال جنوبی تاقدیس ساندویچ) و مختصات جغرافیایی آن به شرح زیر است:

  56°48′12.94′′ E  32°59′42.41′′ N

 

 

شکل 1- نقشۀ راه‌های ارتباطی منطقۀ‌ مطالعه‌شده (که روی آن مرز بلوک‌های ساختاری شرق ایران مرکزی مشخص شده است) (برگرفته با تغییرات از Wilmsen et al. 2009). منطقۀ‌ مطالعه‌شده شامل محدودۀ معدن زغال‌سنگ پرودۀ طبس در قسمت شرقی بلوک طبس واقع شده است.

Fig 1- Road map of the studied area along with the border of the structural blocks of East Central Iran is shown (modified after Wilmsen et al. 2009). The studied area is located in the Parvadeh Coal Mine in eastern part of the Tabas Block.

 

 

روش مطالعه‌

برای انجام مطالعات صحرایی پس از بررسی و مطالعۀ نقشه‎‍های زمین‌شناسی شرق ایران مرکزی، در بازدید از رخنمون از GPS برای تعیین مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش‌ مطالعه‌شده، استفاده شده است. در این مطالعه، ضخامت سازند با ابزار ژاکوب تعیین شد (Sdzuy and Monninger 1985). نمونه‌برداری به‌صورت سیستماتیک و در فواصل منظم دو متری و گاهی با توجه به تغییر رخساره‎‍ها انجام و تعداد 25 نمونه از ماسه‌سنگ‎‍ها و شیل‎‍ها برداشت شد. برداشت جهت جریان دیرینه با استفاده از ساخت‎‍های رسوبی جهت‌دار، به کمک کمپاس انجام شد. رخساره‎‍های سنگی آواری براساس تقسیم‌بندی میال (Miall 1985, 2014) شناسایی و معرفی شده‎‍اند. همچنین مطالعه در یک گمانۀ اکتشافی در محدودۀ بلوک شرقی معدن زغال‌سنگ پرودۀ طبس (معدن پرودۀ یک)، با هدف بررسی خصوصیات رسوب‌شناسی این سازند در مقاطع تحت‌الارضی و مقایسۀ آن با برش سطح‌الارضی مجاور انجام شده است. با توجه به اینکه از چاه‌های اکتشافی، مغزه و خرده‎‍های حفاری وجود ندارد، فقط از ستون سنگ‌شناسی و لاگ الکتریکی گامای طبیعی موجود از این چاه استفاده شده است.

 

چینه‌شناسی ژوراسیک زیرین تا میانی در بلوک طبس

در ایران مرکزی مشابه برخی بخش‎‍های بلوک ایران، یک تغییر مشخص در تبدیل سنگ‌های کربناتۀ تریاس میانی به سنگ‌های سیلیسی آواری گروه شمشک (تریاس پسین تا ژوراسیک میانی) مشاهده می‎‍شود (Seyed-Emami 2003; Fürsich et al. 2005, 2009).

گروه شمشک توالی ضخیمی از سنگ‌های سیلیسی آواری ته‌نشست‌یافته در محیط‌های رودخانه‎‍ای، مردابی، ساحلی و دریایی است و یک چرخۀ بزرگ ساختاری-رسوبی است که با رویدادهای سیمرین پیشین (کارنین) و سیمرین میانی (باژوسین میانی) محدود شده است (Aghanabati, 1998a, b; Seyed-Emami et al. 2001). همسانی و انطباق رخساره‌های چینۀ سنگی گروه شمشک (نورین تا باژوسین زیرین) در مرکز و شمال ایران نشان می‎‍دهد که صفحۀ ایران در طول این چرخه به‌صورت یک پهنۀ یکپارچه و پیوسته عمل کرده است. در‌واقع خرد‌شدن صفحۀ ایران به واحدهای ساختاری و رسوبی متعدد، مانند بلوک‎‍های لوت، طبس، پشت‌بادام، یزد و غیره در رابطه با رویداد سیمرین میانی در آخر باژوسین پیشین انجام شده است (Seyed-Emami and Alavi-Naini 1990). در این میان رویدادهای سه گانۀ سیمرید، بیشترین تأثیر را بر زمین‌ساخت مرکز و شمال ایران داشته است (Wilmsen et al. 2009). گروه شمشک در ایران مرکزی شامل سازندهای نایبند، آب حاجی (شمشک)، بادامو و هجدک است (Aghanabati 1998a) (شکل 2) و عمدتاَ از تناوب ماسه‌سنگ، سیلتستون و شیل تشکیل‌ و با داشتن رنگ خاکستری تیره تا سبز و تناوب‎‍های زغال‌سنگ، کنگلومرا و افق‎‍های دریایی (کربناته) شناخته می‎‍شود (Asserto 1966; Aghanabati 1998b).

سازند هجدک چهارمین و آخرین عضو از گروه شمشک در ایران مرکزی است ‌که در شرق ایران مرکزی از‌جمله بلوک طبس به‌صورت توالی‌های بسیار ضخیم از رسوبات آواری و با میان‌لایه‎‍هایی از سنگ‌آهک‌های پرفسیل دریایی،‎‍ گسترش چینه‌شناسی دارد (Aghanabati 2004; Seyed-Emami et al. 2006; Yahya Shibani 2021). این سازند آواری از ماسه‌سنگ‌های قهوه‎‍ای و شیل سبزرنگ تشکیل شده‌ و به‌صورت پیوسته، اما با مرز مشخص بر‌ سازند آهکی بادامو و به‌صورت ناپیوسته و با مرز فرسایشی در زیر سازند پروده قرار گرفته است. سـازنـد هجدک در برخی مناطـق بلوک طبس نظیر منطقۀ کلشانه و مزینو تا چند صد متر ضخامت دارد (Wilmsen et al. 2009; Salehi et al. 2023)، اما این سازند‌ تغییرات ضخامت و محیط رسوبی درخور توجهی در این منطقه دارد، به‌طوری که ضخامت آن در مناطقی مانند معـدن زغال‌سنگ پروده، تا چند ده متر کـاهش مـی‌یابـد و حتـی در بخشـی از مناطق، مانند بالاآمدگی شتری کاملاً فرسـایش یافتـه و یا رسـوب‌گـذاری نشده است (Wilmsen et al. 2009). نام سازند هجدک از دهکده و معادن زغال‌سنگ هجدک در نزدیکی زرند کرمان گرفته و در منطقۀ طبس به آن نام غیررسمی سازند مزینو نیز اطلاق می‌شود (Yahya Shibani 2021). سازند هجدک شامل مجموعه‎‍ای گسترده از رسوبات آواری نظیر ماسه‌سنگ و شیل‎‍های سبز، خاکستری و قهوه‎‍ای است که ضخامت آنها در منطقۀ طبس، به‌ویژه در جنوب بلوک طبس در منطقۀ زرند و راور به بیش از 1000 متر می‎‍رسد. مرز بالایی سازند هجدک منطبق بر رویداد سیمرین میانی بوده و با رسوبات دریایی سازند پروده پوشیده می‎‍شود. بارزترین ویژگی این سازند، وجود لایه‌هایی از زغال‌سنگ حرارتی است که گسترۀ وسیعی از ناحیۀ کرمان تا شمال طبس را در بر می‎‍گیرند. همچنین سازند هجدک از نگاه فسیل‌شناسی شامل مجموعه‎‍ای از فسیل‎‍های گیاهی و جانوری، به‌ویژه دو کفه‎‍ای‌هاست (Vaez-Javadi and Mirzaei-Ataabadi 2006; Vaez-Javadi 2016; Khalilizadeh et al. 2023).

سازند هجدک در شرق بلوک‎‍های طبس و لوت، رخساره‌های دریایی دارد و با فسیل‎‍های آمونیت تعیین سن شده است (Seyed-Emami et al. 2004). سن سازند هجدک بر‌اساس مطالعات بایواستراتیگرافی سازندهای کربناته زیر و رو، باژوسین پیشین در نظر گرفته شده است (Seyed-Emami et al. 2020). گروه شمشک نیز با ناپیوستگی سیمرین میانی در رأس سازند هجدک خاتمه می‎‍یابد (شکل 2).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل2- تطابق چینه‌شناسی توالی‌های رسوبی ژوراسیک میانی در شمال بلوک طبس در شرق ایران مرکزی (Wilmsen et al. 2009; Salehi et al. 2023)‌

Fig 2- Stratigraphic correlation chart of the Middel Jurassic sedimentary strata in the north of Tabas Block in east central Iran (Wilmsen et al. 2009; Salehi et al. 2023)

 

 

چینه‌شناسی سازند هجدک در برش معدن پروده

برش‎‍ سطح‌الارضی‌ مطالعه‌شده

این برش در نقشۀ زمین‌شناسی 1:100000 غرب شکستۀ آبشاله (Masoudi et al. 2004) قرار دارد. ضخامت سازند هجدک در این برش 40 متر است. مجموعه‎‍های سنگی در این برش شامل ماسه‌سنگ، شیل، کنگلومرا و سیلتستون است. مرز زیرین سازند هجدک بر‌ نهشته‎‍های کربناته (سنگ آهک) سازند بادامو به‌صورت پیوسته، اما مشخص قرار گرفته است (شکل 3). مرز بالایی سازند هجدک در محدودۀ معدن پروده به‌صورت ناپیوسته با مرز فرسایشی در زیر سازند پروده مشخص شده است که عمدتاَ‌ لیتولوژی سنگ‌آهک و شیل دارد.

 

شکل 3- نقشۀ زمین‌شناسی معدن زغال‌سنگ پرودۀ طبس (که محل برش‌ مطالعه‌شدۀ سازند هجدک، در بین سازندهای بادامو و پروده، بر آن با خط قرمز مشخص شده است) (برگرفته از گزارش داخلی معدن پروده)‌

Fig 3- Geological map of Parvadeh Coal Mine. The location of the Hojedk Formation in outcrop (between Badamu and Parvadeh formations) is marked with a red line (adopted from unpublished internal report of Parvadeh Coal Mine).

 

 

در سازند هجدک در برش معدن پروده، پنج واحد چینۀ سنگی شناسایی و تفکیک شده است که از پایین به بالا مشخصات آنها شرح داده شده است:

 

واحد 1‌

این بخش شامل لایه‎‍هایی از شیل، ماسه‎‍سنگ و سنگ‌آهک است که 10 متر ضخامت دارد و با مرز پیوسته و مشخص بر‌ سنگ‌های آهکی سازند بادامو قرار گرفته است (شکل‎‍های 4 A و 8). لایۀ انتهایی سازند بادامو یک سنگ‌آهک خاکستری تیره با بافت ایید گرینستون است. شروع سازند هجدک با لایۀ شیلی به ضخامت 8/3 متر با رنگ سبز تیره است که با یک مرز مشخص از لایۀ ماسه‌سنگی خیلی ریز (2/0 متر) با رنگ قهوه‎‍ای در بالا تفکیک شده است. سنگ‌آهک ماسه‌ای قرمز تا قهوه‎‍ای در این واحد دارای فسیل نظیر دوکفه‎‍ای و اکینوئید است و در کل توالی به‌سمت بالا ریزشونده است (شکل 8). در ادامه این واحد‌ شیل‎‍های با رنگ سبز روشن دارد.

 

واحد 2‌

این بخش 6 متر ضخامت دارد و از ماسه‌سنگ، کنگلومرا و سیلتستون تشکیل شده است. در کنگلومرا‎‍ها قطعه‎‍های قرمز تیره به‌همراه خرده‎‍های گیاهی و آثار تنۀ درختان مشاهده می‌شود. ماسه‌سنگ‌ها‌ ریپل رورانده (climbing ripple) و ریپل موجی دارند و همچنین بقایای گیاهی و ساقۀ درختان نیز در این بخش مشاهده می‎‍شود (شکل 8). سیلتستون‎‍های این واحد‌ رنگ نارنجی تا زردرنگ دارند.

 

واحد‌3

این بخش دارای کنگلومرا، شیل، سیلتستون و ضخامت زیادی ماسه‌سنگ است که به 10.5 متر می‎‍رسد. سیلتستون‎‍ها‌ رنگ روشن و شیل‎‍ها سبز روشن دارند. ماسه‌سنگ‌ها دارای رنگ روشن و خاکستری روشن همراه با خرده‎‍های گیاهی‌اند و سوراخ‎‍های حفر‌شده عمودی در این بخش مشاهده می‎‍شود که نشان‌دهندۀ اثر فسیل و آشفتگی زیستی است. طبقه‌بندی مورب مسطح و ریپل‎‍های موجی از ساخت‌های رسوبی مشاهده‌شده در این بخش است (شکل 8).

 

واحد 4‌

بخش چهارم 5/9 متر ضخامت دارد و بیشترین ضخامت این بخش به شیل اختصاص یافته است، همچنین سیلتستون و کنگلومرا نیز در این بخش حضور دارد. شیل‎‌ رنگ خاکستری تیره و سیلتستون‎‍ها خاکستری روشن دارند. لایۀ نازک کنگلومرایی شامل آشفتگی زیستی بالا و قلوه‎‍های آواری با گردشدگی بالاست (شکل 8).

 

واحد 5

آخرین بخش شامل 5/3 متر شیل و ماسه‌سنگ است که شیل‎‍ها‌ رنگ سبز دارند. در این واحد سه لایۀ ماسه‌سنگی وجود دارد که دو لایۀ بالایی صورتی‌رنگ‌اند و اندازۀ ماسه در آ‎‍نها متوسط تا درشت است؛ اما لایۀ ماسه‌سنگی سوم، سبز‌رنگ و اندازۀ دانه‎‍های آن متوسط است. در ماسه‌سنگ‌های این بخش، ساخت رسوبی طبقه‌بندی مورب عدسی‌شکل و مسطح و ریپلی وجود دارد (شکل 8).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4- نمای کلی از منطقه و رخنمون سازند‌ مطالعه‌شده: A- واحد‎‍های چینۀ سنگی تفکیک‌شده در سازند هجدک به‌همراه سازندهای زیر و رو؛ B- سازند هجدک با سازند پروده پوشیده شده‌ و بر‌ سازند بادامو قرار گرفته است؛ C - نمای نزدیک از مرز زیرین سازند هجدک که به‌صورت پیوسته، اما مشخص بر‌ سنگ‌آهک‌های اوولویتی سازند بادامو قرار گرفته است؛ D- نمای نزدیک از مرز بالای سازند هجدک که با مرز فرسایشی در زیر سازند پروده قرار گرفته است.

Fig 4- Field view of the studied area and the outcrop of Hojedk Formation with over and underling formations. A- Idendified lithostratigraphic units in the Hojedk Formation. B- The Hojedk Formation is underlined by the Parvadeh Formation and is overlined on top of the Badamu Formation. C - Close-up view of the lower boundary of the Hojedk Formation, which is conformable but sharp on the oolithic limestones of the Badamu Formation. D- A close-up view of the upper boundary of the Hojedk Formation, which is an erosional unconformity placed under the Parvadeh Formation.

 

 

رخساره‌های شناسایی‌شده‌

بر‌اساس مطالعات صحرایی و در نظر گرفتن پارامترهای فوق رخساره‌های سنگی مشاهده‌شده در سازند هجدک، رخساره‌های آواری به سه دستۀ دانه‌درشت، متوسط و ریز و یک رخسارۀ سنگی کربناته تقسیم شده است که به شرح زیر است (جدول 1):

 

رخساره‌های سنگی دانه‌درشت

رخسارۀ گراولی دانه‌پشتیبان توده‌ای (Gcm)

توصیف: این رخساره در بخش انتهای توالی سازند هجدک حضور دارد و شامل دانه‎‍های اصلی در اندازۀ پبل، با دامنۀ تغییر اندازۀ 3 تا 5 سانتی‎‍متر با جورشدگی نسبتاَ خوب، اما فاقد ساخت رسوبی و آرایش منظم است. همچنین گردشدگی پبل‎‍ها خوب است. در این رخساره مقدار ناچیزی ماتریکس در فضای بین پبل‎‍ها حضور دارد، اما در معدود نقاطی مقدار گل بیشتر می‌شود و درکل دانه‌پشتیبان است (شکل 5-A). همچنین علاوه بر قطعات پبل آواری، قطعات فسیل‎‍های بزرگ نظیر دوکفه‎‍ای و بلمنیت در آن مشاهده می‎‍شود. رنگ غالب این رخساره، به‌ویژه قطعات پبل قرمز است. در زمینۀ این رخساره، آثار حفر موجودات به‌وضوح مشاهده می‎‍‌شود. ضخامت این رخساره کمتر از 20 سانتی‌متر، اما امتداد جانبی درخور توجهی دارد (شکل 5-A). مرز زیر و رو مشخص و مرز رو به‌صورت فرسایشی است. جنس قطعات عمدتاَ آواری (از نوع ماسه‌سنگ) هستند. این کنگلومرا به مرز زیرین سازند پروده مربوط است.

تفسیر: فراوانی پبل‌ها با جورشدگی نسبتاً خوب، نشان‌دهندۀ جریان با انرژی و سرعت بالاست. همچنین اندازۀ قطعات در حد پبل نشانگر نزدیکی به محل منشأ ذرات آواری است. کنگلومراهای با جورشدگی خوب از محیط‌های مختلفی گزارش شده‌اند (Zhang et al. 2020). این رخساره احتمالاً به‌صورت بار بستر و در اثر جریان‎‍های رفت و برگشت امواج ساحلی تشکیل شده است که سرعت و انرژی بالایی دارند‌ (Reading 2009). با توجه به رنگ غالب قرمز این رخساره، به شرایط اکسیدان محیط در زمان تشکیل پی برده می‌شود.

 

رخسارۀ گراولی همراه با ساخت طبقه‌بندی مورب عدسی (Gt)

توصیف: این رخساره در بخش میانی سازند مشاهده شده است که ضخامت حداکثر 20 سانتی‌متر را شامل می‌شود. از ویژگی اصلی این رخساره، وجود ذرات دانه‌درشتی در حد پبل تا گرانول با دامنۀ تغییر اندازۀ چند میلی‌متر تا 5 سانتی‌متر و ساخت طبقه‌بندی مورب عدسی‌شکل و در برخی نقاط توده‎‍ای است. دانه‎‍های گراول‌ ترکیب اکسید آهن و به رنگ قرمز دارند و مقدار زیادی ماتریکس شامل ماسۀ دانه‎‍ریز کرمی‌رنگ، فضای بین دانه‎‍ها را پر کرده ‎‍است (شکل 5-B). این رخساره گردشدگی خوب و جورشدگی ضعیفی دارد و در بخش بالایی به رخساره‌های دانه متوسط ماسه‌سنگی با ساخت رسوبی طبقه‌بندی مورب مسطح با رنگ سبز روشن تبدیل می‎‍شود. مرز زیر به‌صورت فرسایشی است.

تفسیر: با توجه به گردشدگی خوب و جورشدگی ضعیف دانه‎‍های آواری، حاکی از انرژی بالا و بار رسوبی متوسط در محیط قاره‎‍ای است. احتمالاَ جریان این رخساره، ویسکوزیته کمی دارد و بیشتر تحت تأثیر جریان و کمتر تحت تأثیر دانه است. رنگ قرمز دانه‎‍ها، نشان‌دهندۀ اکسیدان‌بودن محیط در زمان تشکیل رخساره است. با توجه به رخساره‌های مجاور این رخساره، احتمالاَ به‌صورت کانال‎‍های رودخانه‎‍ای کوچک مقیاس در دشت ساحلی است (Fürsich and Flessa 1987).

 

رخساره‌های سنگی دانه‌متوسط

رخسارۀ ماسه‌سنگی با لایه‌های مورب عدسی (St)

توصیف: این رخساره‌ لایه‌بندی مورب عدسی دارد و با اندازۀ دانه از ماسۀ ریز تا متوسط دیده می‎‍شود (شکل 5-C). لایه‌های مورب دارای زاویه‎‍ای بین 10 تا 30 درجه است. ذرات ماسه از دید بلوغ بافتی، گردشدگی و جورشدگی متوسط تا خوب دارد. حداکثر ضخامت این رخساره، در واحد سنگی دوم در حد نیم‌متر است و بر‌ رخسار‌ۀ کنگلومرایی Gt قرار می‎‍گیرد و در بالا به رخسارۀ ماسه‌سنگ با طبقه‌بندی مورب مسطح تبدیل می‎‍شود.

تفسیر: این رخسـاره نیز بیشتـر در اثر حـرکت ریپل مارک‎‍هـا یا مگا‎‍رپیل‎‍هـای سه‌بعدی با خط رأس سینـوسی حاصل می‌شوند (Miall 2014). تشکیـل این رخسـاره در سـازند هجدک، حاصـل پر‌شدن کانال‎‍های رودخانه‎‍ای در دشت ساحلی است.

رخسارۀ ماسه‌سنگی با لایه‌های مورب مسطح (Sp)

توصیف: در این رخسارۀ سنگی، اندازۀ دانه‎‍ها از ماسۀ ریز تا متوسط (1/0 تا 5/0 میلی‎‍متر) در تغییر است و در بیشتر موارد جورشدگی و گردشدگی خوبی دارند. این رخساره، لایه‎‍بندی مورب مسطح در برخی موارد با زاویۀ کم (بین 10 تا 20 درجه) و در برخی دیگر با زاویۀ بیشتر (30 تا 40 درجه) دارد. حداکثر ضخامت این رخساره در واحد سنگی دوم و پنجم، در حد نیم‌متر است و بر‌ رخسارۀ ماسه‌سنگی St قرار می‎‍گیرد و در بالا به رخسارۀ ماسه‌سنگ با طبقه‌بندی افقی تبدیل می‎‍شود (شکل 5-D).

تفسیر: این رخسـاره بیشتـر ‌در اثر حـرکت ریپل‎‍هـای دوبعـدی و با خط رأس مستقیـم تشکیـل می‌شـود (Ghosh et al. 2006). همچنین، ماسـه‌سنگ‌های هماننـد با این رخساره، نهشته‎‍های سدهای زبانه‎‍ای یا متقاطع در شرایـط رژیم جریانی پاییـن تفسیر شده است (برای نمونه Khalifa and Catuneanu 2008; Tewari et al. 2012;Miall 2006; Türkmen et al. 2007).

 

رخساره‌های ماسه‌سنگی با لایه‎‍های افقی (Sh)

توصیف: از ویژگی‌های اصلی این رخساره، وجود لایه‎‍ها و لامیناسیون‎‍های موازی و افقی در حد میلی‌متر است که بیشتر لایه‎‍هایی با ضخامت حداکثر تا 2 متر را به وجود می‎‍آورند. رخسارۀ Sh در ماسه‌سنگ‌های با اندازۀ دانه در حد 1/0 تا 3/0 میلی‎‍متر تشخیص داده شده است. همچنین از‌لحاظ بافتی دارای جورشدگی و گردشدگی بالایی است. این رخساره در واحد سنگی پنجم بر رخسارۀ ماسه‌سنگی Sr و St قرار می‎‍گیرد و در بالا با مرز فرسایشی به رخسارۀ Gcm تبدیل می‎‍شود (شکل 5-E).

تفسیر: این رخساره، در رسوبات با اندازه و سرعت‎‍هـای مختلف جریان آب تشکیل می‌شود (Ghazi and Mountney 2009)؛ به‌طوری که در جریان‎‍هـای با انرژی بالا، لامیناسیون‎‍ها بیشتر در رسوبات در حد ماسه و سیلت شکل گرفته‎‍انـد و همراه با ریپل مارک نیستنـد، بر‌خلاف آن در جـریـان‎‍های با انرژی پاییـن، لامیناسیون‎‍هـای افقی بیشتـر در رسـوبـات ماسـه‎‍ای با اندازۀ دانۀ بیشتر از 6/0 دیده شـده است که در چنین حالتی نیز سرعت جریان به حد شکل‎‍گیری ریپل نیست (Ghazi and Mountney 2009; Higgs et al. 2012). به نظر می‎‍رسد در سازند هجدک، رخسارۀ Sh در سرعت‎‍های پایین و بالای جریان آب تشکیل شده است.

 

رخسارۀ ماسه‌سنگی ریپلی (Sr)

توصیف: رخسارۀ Sr یکی از رخساره‌های شناسایی‌شدۀ متداول در سازند هجدک در واحدهای سنگی دوم، سوم و پنجم است (شکل 6-A). شکل‎‍های ریپلی در سازند هجدک، از نوع سینوسی و با خط‎‍الرأس مستقیم متقارن‌اند. این ریپل‎‍ها در سازند هجدک، از نوع موجی تشکیل شده‎‍اند. این‌ رخساره ضخامت در ‌حد‌ یک متر دارد و اندازۀ دانه‎‍ها در این رخساره، در حد ماسۀ بسیار ریز تا ریز در تغییر است. در رخسارۀ Sr، جورشدگی و گردشدگی دانه‎‍ها زیاد و از‌لحاظ بافتی بالغ است. این رخساره‌ زیست‌آشفتگی فراوانی دارد (شکل 6-B) و همچنین در سطح لایۀ اثر فسیل اسکولایتوس در این رخساره مشاهده شد (شکل2-C).

تفسیر: در این رخساره ریپل مارک‎‍های موجی نشان‎‍دهندۀ تشکیل آنها در محیط‎‍های تحت تأثیر امواج ساحلی است (Davis 2012). ریپل مارک‎‍های جریانی نتیجۀ رسوب‌گذاری ازطریق جریان‎‍های یک طرفه در محیط‎‍های رودخانه‎‍ای است (برای نمونهHiggs et al. 2012 ). با توجه به مشاهدۀ هر دو نوع ریپل‎‍مارک متقارن و جریانی در سازند هجدک، وجود محیط‎‍های رسوبی زیر آب و قاره‎‍ای تأیید می‎‍شود. اثر فسیل‎‍ها یا سنگواره‎‍های اثری ساختارهایی به‌جا‌مانده از جانداران در رسوبات است. ساختمان‎‍های زیست‌آشفته وقتی تشکیل می‎‍شوند که فعالیت جانداران رسوب را در هم می‎‍ریزد (Vaziri-Moghaddam et al. 2005). اثر فسیل اسکولایتوس که نشان‌دهندۀ انرژی بالای امواج و جریان است و در بسترهای ماسه‎‍ای جورشدۀ محیط‎‍های دریایی ایجاد می‎‍شود. این اثر رخساره در محیط‎‍های بالایی و میانی حاشیۀ ساحلی و پیش‌ساحل و به‌طور خاص در محیط‎‍های جزر و مدی (intertidal) تشکیل می‎‍‌شود که تغییرات ناگهانی در میزان رسوب‌گذاری، فرسایش و انتقال مجدد رسوبات متداول است‌ (MacEachern et al. 2007).

 

رخسارۀ سنگی دانه‌ریز

رخسارۀ گلی (سیلت) دارای لامیناسیون (Fl)

توصیف: رخساره Fl از رخساره‌های متداول در واحد سنگی دوم تا چهارم است و شامل مجموعه‎‍ای از سنگ‌های دانه‌ریز گل‎‍سنگی است که اندازۀ دانه‎‍ها بیشتر در حد رس است، ولی در برخی بخش‎‍های توالی به دانه‎‍های در حد ماسۀ ریز یا سیلت تبدیل می‎‍شود. لامیناسیون‎‍های موازی مهم‎‍ترین ساخت رسوبی این رخسارۀ سنگی است (شکل 6-D).

تفسیر: این رخساره بیشتر در انرژی‎‍های پایین جریان آب و در‌نتیجه جریان‎‍های معلق، حاصل شده است (Higgs et al. 2012).

 

رخسارۀ گلی (شیل) بدون لامیناسیون (Fm)

توصیف: این رخساره بدون هرگونه لایه‎‍بندی و ساخت رسوبی است و معمولاَ در سازند هجدک به رنگ خاکستری تیره دیده می‎‍شود. رخسارۀ Fm در برش‌ مطالعه‌شده در واحدهای سنگی یک و چهارم فراوانی بیشتری دارد و در حدود 5 متر ضخامت دارد و همراه با رخسارۀ  Flنیز مشاهده می‎‍شود. این رخساره در بالا، به‌صورت تدریجی به رخسارۀ ماسه‌سنگی نیز تبدیل می‎‍شود (شکل 6-E).

تفسیر: همراهی این رخساره با رخساره‌های دانه‌ریز، حاکی از رسوب‌گذاری سریع ذرات معلق در آب در یک محیط کم‌انرژی مانند دشت‎‍های سیلابی محیط رودخانه‎‍ای یا دشت‎‍های ساحلی است (Miall 2006; Zamani et al. 2023).

 

رخسارۀ کربناتۀ براکیوپود اکینوئید گرینستون-پکستون (Brachiopod, Echinoid Grainstone to Packstone)

توصیف: رنگ ظاهری این رخسارۀ کربناته در رخنمون قرمز تا قهوه‎‍ای است و ضخامت در حد 20 سانتی‌متر در بخش پایینی (واحد سنگی یک) سازند مشاهده شده است. این رخساره‌ ماکروفسیل‎‍‎‍هایی نظیر دوکفه‎‍ای، براکیوپود و اکینوئید دارد (شکل 6-F). مطالعات میکروسکوپی نشان می‎‍دهد که آلوکم‎‍های اصلی این ریز‌رخساره اکینوئید و براکیوپود است‌. خار براکیوپود نیز یکی از قطعات همراه این رخساره است. همچنین این رخساره، علاوه بر براکیوپود و اکینوئید،‌ قطعاتی از دوکفه‎‍ای‌ها، استرآ (یکی از مهم‌ترین گروه‎‍های دو‌کفه‎‍ای‌‎‍های کلسیتی)، لاله‌وش و دانه‎‍های پراکندۀ کوارتز دارد. بافت این رخساره پکستون و زمینۀ میکرایتی در آن بسیار ناچیز است و گاهی بافت گرینستونی را نشان می‎‍دهد. مخلوطی از سیمان کلسیت اسپاری و گل‎‍های آهکی، زمینۀ بین این آلوکم‌ها را تشکیل می‎‍دهد. قطعات اسکلتی بیشتر حاشیۀ میکرایتی ضخیم دارند. ذرات آواری کوارتز در اندازۀ ماسه‌ریز تا متوسط‌و در زمینۀ اسپارایتی پراکنده شده است.

تفسیر: اکینوئیدها در محیط‎‍های دریایی با آب گرم و نیز آب سرد رایج‌اند و در شوری نرمال و بازۀ بسیار محدودی از شوری (معمولاً در حد چند پی‎‍پی ام) زندگی می‎‍کنند (Scholle and Ulmer- Scholle 2006). براکیوپودها نیز ‌بیشتر جانداران دریایی بوده و هستند و اصولاً تمام براکیوپودها کف‌زی (چسبیده به سنگ بستر) است و در آب‎‍های مربوط به محیط‎‍‎‍های سکویی و در عرض‎‍های جغرافیایی بالا تا پایین زندگی می‎‍کنند. براکیوپودها مربوط به آب‎‍های کم‌عمق و گرم، صدف‎‍های ضخیم‎‍تری نسبت‌به شکل‎‍های مربوط به آب‎‍های عمیق‎‍‎‍تر و سرد دارند (Scholle and Ulmer‌-Scholle 2006). دوکفه‎‍ای‌ها در محیط‎‍های کم‌عمق دریایی زندگی می‎‍کنند و بیشترشان در بستر حوضه ساکن‌اند (Scholle and Ulmer‌-Scholle 2006). با توجه به بافت این رخساره، این رخساره را معادل ریز‌رخسارۀ استاندارد SMF18 معرفی‌شده به‌وسیلۀ فلوگل (Fügel 2010) در نظر گرفته می‌شود. چنین رخساره‌هایی در سدها و کانال‎‍ها و همچنین تپه‎‍های ماسه‎‍ای (شول)، با جریان‎‍های جزرومدی در محیط‎‍های لاگونی کم‌عمق و خلیج‎‍های محدود‌شده تشکیل می‌شوند (Flügel 2010). حضور با فابریک دانه‌پشتیبان، بیان‌کنندۀ جا‌به‌جایی آنها از یک محیط کم‌انرژی نظیر لاگون به‌سمت محیط‎‍های پرانرژی از راه کانال‎‍های قطع‌کنندۀ سد و یا نهشته‎‍های مجاور با پشته‎‍های بایوکلستی/ااولیتی است (Tucker and Wright 1990).

 

 

 

شکل 5- تصاویر صحرایی از رخساره‌های سنگی دانه‌درشت و دانه‌متوسط شناسایی‌شده در سازند هجدک: A- رخسارۀ کنگلومرایی دانه‌پشتیان با ساخت توده‌ای مربوط به قاعدۀ سازند پروده (Gcm)؛ B- رخسارۀ کنگلومرایی با ساخت طبقه‌بندی مورب عدسی (Gt)؛ C- رخسارۀ ماسه‌سنگی با لایه‌های مورب عدسی (St)؛ D- رخسارۀ ماسه‌سنگی با لایه‌های مورب مسطح (Sp)؛ E- رخساره‌های ماسه‌سنگی با لایه‎‍های افقی (Sh).

Fig 5- Field view of coarse- and medium-grained lithofacies identified in the Hojedk Formation; A- Clast supported conglomerate lithofacies related to the base of the Parvadeh Formation (Gcm); B- Trough cross-bedding conglomerate facies (Gt); C- Trough cross-bedding sandstone facies (St); D- Planar cross-bedding sandstone facies (Sp); E- Horizontal laminated sandstone facies (Sh).

شکل 6- تصاویر صحرایی (A تا E) از رخساره‌های سنگی دانه‌متوسط و ریز شناسایی‌شده در سازند هجدک: A- رخسارۀ ماسه‌سنگی ریپلی (Sr)؛ B- رخسارۀ ماسه‌سنگی ریپلی با آشفتگی زیستی (Sr)؛ C- اثر فسیل اسکولایتوس در رخسارۀ ماسه‌سنگی ریپلی (Sr)؛ D- رخسارۀ گلی (سیلت) دارای لامیناسیون (Fl)؛ E- رخسارۀ گلی بدون لامیناسیون (Fm)؛ F- تصویر نمونۀ دستی برش‌خورده از رخسارۀ کربناتۀ براکیوپود اکینوئید گرینستون-پکستون (MF1).

Fig 6- Field view (A to E) of medium to fine-grained lithofacies identified in the Hojedk Formation; A- Ripple lamination sandstone facies (Sr); B- Ripple lamination sandstone facies with bioturbation (Sr); C- The Skolithos trace fossil in the ripple lamination sandstone facies (Sr); D- Laminated mudstone facies (silt) (Fl); E- mudstone facies without lamination (Fm); F- Image of a rock slab from the echinoid brachiopod Grainstone-Packstone microfacies (MF1).

 

 

عناصر ساختاری

مجموعه رخساره‌های سنگی سبب جدایش عناصر ساختاری می‎‍شود. عناصر ساختاری شامل شکل‎‍های رسوب‌گذاری و فرسایشی می‎‍شود که بر پایۀ محیط رسوبی دسته‌بندی می‎‍شوند (Miall 2000). به‌منظور شناسایی عناصر ساختاری در سازند هجدک، ویژگی‌هایی مانند نوع سطح تماس زیرین و بالایی لایه‎‍ها، فرم هندسی رسوبات، نوع سنگ‎‍شناسی و رخسارۀ آنها در نظر گرفته شده است (Salehi 2014). به‌طور کلی عنصر ساختاری کانال، پرکنندۀ کانال و باتلاق دشت ساحلی در رسوبات سازند هجدک شناسایی شده است.

 

عنصر ساختاری کانال (CH)

این عنصر ساختاری به فرم رسوبات پر‌کنندۀ کانال، با شکل هندسی کانالی و در بخش زیرین توالی‌های ریز‌شونده، در قسمت میانی سازند هجدک در برش‌ مطالعه‌شده وجود دارند. بخش زیرین این عنصر ساختاری به‌صورت فرسایشی، ولی مرز بالایی آن به‌صورت تدریجی است. ارتفاع میانگین کانال‎‍ها 1 متر است و پهنای آنها تا 10 متر می‎‍رسد (شکل 7-A). کانال‎‍ها بیشتر ‌به شکل منفرد در کنار هم قرار گرفته‌ و گاه نیز به یکدیگر متصل‎‍اند و اثر حرکت جانبی در آنها دیده می‎‍شود. این عنصر ساختاری در رخنمون‌ مطالعه‌شده در بخش میانی سازند نسبتاً فراوان است. رخساره‌های سنگی Sr, Sh, St, Gt, Gcm سازنده این عنصر ساختاری‌اند و رخسارۀ Gcm نشانگر بخش کف کانال است. گسترش جانبی زیاد کانال، نشان از جابه‌جایی زیاد این زیر‌محیط است (Ghazi and Mountney 2009; Salehi et al. 2023).

 

عنصر ساختاری پرکنندۀ کانال (پوینت بار) (PB)

این عناصر ساختاری در رودخانه‎‍هایی که‌ پیچش زیاد دارند (رودخانه‎‍های مئاندری) و همچنین جزر و مدی تشکیل می‌شوند (Yeste et al. 2024). مرز زیرین این رسوبات با طبقات زیرین به‌صورت تخریبی است و رسوبات پوینت بار بر رسوبات کف کانال بر جای گذاشته می‎‍شود. در قسمت تحتانی پوینت بار، رسوبات دانه‌درشت‎‍تر و در قسمت فوقانی رسوبات دانه‌ریزترند. پوینت بارها با توالی‌های ریزشونده به‌سوی بالا و با لایه‌بنـدی مورب شناختـه می‎‍شـود که از ماسه‎‍هـای دانه‌متـوسـط تشکیل شـده است (Salehi 2014). مرز زیرین و بالایی این عنصر ساختاری به‌صورت تدریجی است، ضخامت آن 10 تا 20 سانتی‎‍متر است و تا حدود 10درصد از کل توالی را به خود اختصاص می‎‍دهد. رخساره‌های سنگی Sh, Sp, Stو Sr سازندۀ این عنصر ساختاری و معمولاً این عنصر همراه با عنصر ساختاری کانال دیده می‎‍شود (شکل 7-B).

 

عنصر ساختاری باتلاق دشت ساحلی (CPS)

عنصر ساختاری باتلاق دشت ساحلی بیشتر از رخساره‌های سنگی ریزدانه و رخسارۀ آلی زغال تشکیل شده است. لایه‎‍بندی در این عنصر ساختاری به‌صورت افقی، ولی گاهی نیز به‌صورت توده‎‍ای است که لایه‎‍های ماسه‎‍ای کروس‎‍های پهن دارد (شکل 7-C). در توالی‌ مطالعه‌شده، مرز زیرین این عنصر ساختاری با رسوبات سد نقطه‎‍ای تدریجی و مرز بالایی در صورتی فرسایشی است که کانال وجود داشته باشد. ضخامت رخسارۀ باتلاق دشت ساحلی از 2 تا 3 متر در نوسان است. رخساره‌های سنگی این عنصر ساختاریFm ،St ،Gt ،Sr و Gcm است. رخسارۀ باتلاق دارای آثار فسیلی گیاهی است که حمل‌بخشی از آ‎‍نها را ازطریق رودخانه به‌سوی دشت ساحلی و باتلاق‍های آن را نشان می‌دهد‌ (Ojo and Akande 2009).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7- تصاویر صحرایی از عناصر ساختاری شناسایی‌شده در سازند هجدک: A- عنصر ساختاری کانال(CH)؛ B- عنصر ساختاری پوینت بار (PB)؛ C- عنصر ساختاری باتلاق دشت ساحلی (CPS)‌

Fig 7- Field view of architectural elements identified in the Hojedk Formation; A- channel (CH); B- Point bar (PB); C- Coastal plain swamp (CPS)‌

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 1- رخساره‌های سنگی شناسایی‌شده در سازند هجدک به‌همراه ویژگی‌های مختلف آنها (Miall 2014; Salehi et al. 2023)‌

Table 1- Lithofacies identified in the Hojedk Formation and their characteristics (Miall 2014; Salehi et al. 2023)

 

Facie code

Facies name

Characteristics

Sedimentary processes; facies association

1

Gcm

Clast supported, massive conglomerate

Red, pebble size, no sedimentary structure, the upper and lower boundry are erosional, contains macro fossils

Pseudoplastic debris flow (inertial bedload, turbulent flow)

2

Gt

 Gravel, stratified, trough cross bedding

Red to light brown, set thickness maximum 20 cm, pebble to granule size, immature, lower contact erosional

Minor channel fills

3

St

Trough cross-bedded sandstone

Light brown to light grey, fine- to medium-grained, mature sandstone, lenticular or wedge-shaped bodies

Sinuous-crested and linguoid (3D) dunes

4

Sp

Planar cross-bedded sandstone

Light brown, fine to medium-grained, mature sandstone, set thickness generally 0.5 m, lenticular to tabular geometry and sigmoidal-shaped accretionary foresets

Migration of 2D dunes in response to unidirectional currents on fluvial bedforms, Transverse and linguoid bedforms (2-D dunes)

5

Sh

Horizontally laminated sandstone

red to pink, fine-grained, super-mature sandstone

Deposited under the condition of either upper or lower flow regime by unidirectional currents, Plane-bed flow (critical flow)

6

Sr

Wavey-rippled, cross laminated sandstone

Light brown to light grey, very fine to fine grain sand, mature sandstone, thin sheet like geometry, set thickness generally 1 m

Current ripple in fluvial floodplains, Ripples (lower flow regime)

7

Fm

Massive claystone to siltstone

 Dark grey, with frequent organic matter, clay size, set thickness generally 5 m, upper contact is typically gradational, at the top it becomes a sandstone facies

Deposition from lower flow regime or suspension process in floodplain and overbank sub-environments, Overbank, abandoned channel, or waning flood deposits

8

Fl

Horizontally laminated claystone and siltstone

Red to pink, clay and silt size, sheet like bodies

Deposition from lower flow regime or suspension process in floodplain and overbank sub-environments, Overbank, abandoned channel, or waning flood deposits

9

MF1

Brachiopod, Echinoid Grainstone to Packstone

Red to brown, set thickness 20 cm, contains microfossils and macrofossils with grainstone texture

Deposited most likely in carbonate sand shoals

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 8- ستون چینه‌شناسی سازند هجدک در منطقۀ معدن پروده طبس، به‌همراه رخساره‌ها، کدهای رخساره‎‍ای، ساخت‌های رسوبی، عناصر ساختاری و محیط رسوبی‌

Fig 8- The stratigraphic column of the Hojedk Formation in the Parvadeh Coal Mine area, along with the facies, facies codes, sedimentary structures, structural elements and identified sedimentary environment‌

 

 

 

مطالعات زیرسطحی (گمانۀ اکتشافی)     

چاه‎‍نگارها، در بین داده‌های زیر‌سطحی کاربرد کمتری برای مطالعات محیط‎‍های رسوبی دارند، با‌ وجود این، به‌دلیل فراوانی در بین داده‌های زیر‌سطحی و به‌دلیل کاربرد گسترده در تجزیه و تحلیل‎‍های زمین‌شناسی، در بازسازی شرایط محیطی نیز استفاده می‎‍شوند (Amini 2017). اساس کار در چاه‌نگارها، تجزیه و تحلیل واحدهای رسوبی در قالب مجموعه واحدهای رسوبی با مشخصات یکسان است. چاه‎‍نگارها مشخصات فیزیکی واحدهای رسوبی (چگالی، سرعت صوت، مقاومت و تابش اشعه گاما) را منعکس می‎‍کنند (Amini 2017). اشعه‌های گاما با اشکال زنگوله‌ای، شیپوری، دندانۀ اره، متقارن و سیلندری ثبت می‎‍شوند. هر نوع از این اشکال گاما، نمایانگر یک محیط رسوبی خاص‌اند. زمانی که مقدار لاگ گاما کم باشد، نشانگر رخساره‌های تمیز و عاری از رس (کنگلومرایی) است و زمانی که لاگ گاما مقدار بالایی را نشان دهد، نشانگر رخساره‌های غنی از رس‌اند.

 

 لاگ‌های‌ استفاده‌شده در این مطالعه

از ابزارهای ژئوفیزیکی، به‌ویژه در چاه‎‍های حفاری‌شده در زغال‌سنگ برای شناسایی ضخامت، امتداد و حتی کیفیت زغال‎‍ها استفاده می‎‍شود که این روش به لاگ‌های ژئوفیزیکی معروف است (Yazdi 2003). به‌طور کلی در این مطالعه، از دو لاگ گاما و مقاومت استفاده شده است که در ادامه، این دو لاگ شرح داده شده است. ‌

 

لاگ گاما

لاگ‌های پرتو گاما، یکی از متداول‎‍ترین لاگ‌های‌ استفاده‌شده برای تحلیل چینه‌نگاری توالی‌ها هستند (Rider 1986; Emery and Myers 1996; Krassay 1998). از این اشعه برای تشخیص لایه‎‍های زغال‌سنگ، تعیین ضخامت و ساختار لایه‎‍های زغال‌سنگ استفاده می‎‍شود. بر‌اساس روش‌های اندازه‎‍گیری اشعۀ گاما، به شیوه‎‍های متعددی از قبیل روش اندازه‎‍گیری گامای طبیعی و روش چگالی گاما-گاما اشاره می‌شود (Yazdi 2003).

لاگ مقاومت

این لاگ مقاومت توده‎‍ای (رسانایی متقابل) سازند را اندازه‎‍گیری می‎‍کند و درجه‎‍ای تعریف می‎‍شود‌ که یک ماده در برابر جریان الکتریکی مقاومت می‎‍کند. مقاومت، تابعی از تخلخل و سیال منفذی در سنگ است. این لاگ علاوه بر شناسایی نوع سیال سازند، به‌‌‌‌عنوان شاخص سنگ‌شناسی سازند استفاده می‎‍شود (Rider 1986; Emery and Myers 1996; Krassay 1998).

 

مشخصات چینه‌شناسی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی

سازند هجدک در برش تحت‌الارضی از گمانۀ اکتشافی شمارۀ 341 در پرودۀ شرقی (با فاصلۀ نزدیک به 20 کیلومتر در سمت شرق برش سطح‌الارضی ‌مطالعه‌شده)‌ بررسی شده است (شکل 9). عمق نهایی این گمانۀ اکتشافی 609 متر است و سازند‌های پروده، هجدک، بادامو، آبحاجی و قسمتی از بخش قدیر از سازند نایبند حفاری شده است. سنگ‌شناسی در این چاه، با رخنمون‌ مطالعه‌شده در این محدوده تقریباً یکسان است، ولی ضخامت آنها با رخنمون‎‍های محدودۀ‌ مطالعه‌شده کمی تفاوت دارد. در این گمانه، سازند هجدک با سن ژوراسیک میانی، 48 متر ضخامت دارد و بر سازند بادامو و زیر سازند پروده واقع شده است. سازند هجدک‌ طبقات ماسه‌سنگی، شیل، سنگ‌آهک (دارای فسیل) و سیلتستون دارد که هر لیتولوژی لاگ گاما مختص به خود را نشان می‎‍دهد.

 

رخسارۀ الکتریکی

روشی را برای دسته‎‍بندی لاگ‌های چاه‎‍پیمایی، رخسارۀ الکتریکی می‎‍نامند‌ که سبب جدایش دسته‎‍هایی (خوشه‎‍ها) از لاگ‌ها با ویژگی‌های همانند می‎‍شود و نشان‎‍دهندۀ تغییر ویژگی‌های زمین‎‍شناسی (رسوبی و دیاژنتیکی) لایه‎‍‏ها‌ست (Serra 1986; Ghazi and Mountney 2010). در این مطالعه برای بررسی ویژگی‌های سنگ‎‍شناسی و تعیین ویژگی الکتریکی رخساره‌های معین‌‎‍شده در رخنمون معدن پروده و همچنین بازسازی محیط رسوب‌گذاری سازند هجدک در این محدوده، از اطلاعات سنگ‎‍شناسی و نمودار چاه‎‍پیمایی گمانۀ اکتشافی استفاده شده است. استفاده از اطلاعات چاه‎‍های اکتشافی مجاور با رخنمون برای به ‎‍دست آوردن اطلاعات بیشتر از تغییرات جانبی رخساره‌ها، در محدودۀ مطالعه‌شده انجام می‌شود (Luthi and Flint 2014). از روش آماری تحلیل خوشه‎‍ای، که از روش‌های پرکاربرد و سودمند در دسته‎‍بندی داده‌هاست، برای دسته‎‍بندی داده‌های لاگ‌های چاه‎‍پیمایی و در تعیین رخساره‌های الکتریکی و انطباق آن با رخساره‌های همانند نیز بهره گرفته می‌شود (Tavakoli and Amini 2006; Kadkhodaie-Ilkhchi et al. 2013).

در این پژوهش چهار رخسارۀ الکتریکی در سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی شمارۀ 341 تشخیص داده شد که با زیرمحیط‎‍های پهنه‌های ماسه‎‍ای ساحلی، کانال‎‍های جزرومدی کوچک، کروس پهن و باتلاق دشت ساحلی انطباق‌دادنی‌اند.

 

رخسارۀ الکتریکی 1 (EF-1)

توصیف: این رخساره 8 تا 10درصد از توالی گمانۀ اکتشافی سازند هجدک را در بر می‎‍گیرد و با شکل لاگ گاما استوانه‎‍ای (Cylandrical‌) شناسایی‌شدنی است (شکل 9). دامنۀ تغییرات لاگ گاما برای این رخساره از 192 تا 260 گاما/سانتی‌متر در تغییر است. این رخساره متشکل از ماسه‌سنگ‌های دانه‌متوسط تا دانه‌ریز است.

تفسیر: شکل استوانه‎‍ای لاگ گاما به‌همراه مقدار کم آن بیانگر پهنه‌های ماسه‎‍ای ساحلی است (Cant 1992; Higgs et al. 2012). این رخسارۀ الکتریکی احتمالاً با رخساره‌های سنگی Sr، Sp، Gt و Gcm در رخنمون انطباق دارد.

 

رخسارۀ الکتریکی 2 (EF-2)

توصیف: این رخساره 20درصد از توالی گمانۀ اکتشافی ‌مطالعه‌شده را تشکیل می‎‍دهد و ضخامت آن حداکثر 8 تا 10 متر است. شکل لاگ گاما در رخسارۀ الکتریکی شمارۀ دو، زنگوله‌ای‌شکل (Bell shape) ‌و دامنۀ تغییرات لاگ گاما از 200 تا 530 گاما/سانتی‎‍متر در تغییر است، به‌گونه‎‍ای که در ابتدا مقدار آن کم و به‌طرف بالای توالی زیاد می‎‍شود (شکل 9). این رخساره سنگ‌آهک در پایین و در بالا به سیلتستون و بین لایۀ شیل تبدیل شده است.

تفسیر: شکل زنگوله‌ای لاگ گاما در این رخساره، مختص رسوبات کانال‎‍های جزرومدی کوچک (Tidal creek) است (Cant 1992; Ghazi and Mountney 2010)، و با رخساره‌های سنگی Fl و Fm منطبق است.

 

رخسارۀ الکتریکی 3 (EF-3)

توصیف: رخسارۀ الکتریکی شمارۀ سه، حدود 40 تا 50 درصد از توالی تحت‌الارضی سازند هجدک را شامل می‎‍شود. لاگ گاما در این رخساره، قیفی شکل (Funnel shape) و مقدار آن به سمت بالا کاهش نشان می‎‍دهد. تغییرات لاگ گاما بین 220 و 400 گاما/سانتی‎‍متر و ضخامت آن در حد پنج متر است (شکل 9). این رخساره در بخش‌های گوناگونی از توالی مشاهده و از شیل و ماسۀ دانه‌متوسط تا ریز تشکیل شده است.

تفسیر: در این رخساره لاگ گاما روند کاهشی و اندازۀ دانه، روند درشت‌شونده دارد که با وجود مرز مشخص زیرین، نشان‎‍دهندۀ رسوبات کروس پهن است (Cant 1992; Ghazi and Mountney 2010) و با رخساره‌های سنگی Fm، Sr و Sp تطابق دارد.

 

رخسارۀ الکتریکی 4 (EF-4)

توصیف: این رخساره 10 تا 20درصد از توالی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی را شامل می‎‍شود و شکل لاگ گاما در این رخساره به‌صورت دندانه‌ای نامنظم (Serrated) است (شکل 10). مقدار لاگ گاما از 384 تا 480 گاما/سانتی‎‍متر در تغییر است و از شیل و ماسۀ دانه‌ریز تشکیل شده است.

تفسیر: لاگ گاما در این رخساره، شکل نامنظم و مقدار بالا دارد که بیانگر وجود رسوبات دانه‌ریز رسی-سیلتی و لایه‎‍هایی از ماسۀ دانه‌ریز است که در محیط باتلاق دشت ساحلی نهشته می‎‍شوند (Cant 1992; Ghazi and Mountney 2010). رخسارۀ الکتریکی شمارۀ چهار، با رخساره‌های سنگی Fm، Sr، Sp، Sh وSt انطباق دارند.

 

محیط رسوبی

در این مطالعه دو رخسارۀ گراولی، چهار رخسارۀ ماسه‎‍سنگی و دو رخسارۀ دانه‎‍ریز (هشت رخسارۀ آواری) و یک رخسارۀ کربناته بر‌اساس ‌بررسی‎‍های ‌صحرایی ‌انجام‌شده ‌در‌ منطقۀ‌ مطالعه‌شده در سازند هجدک ‌شناسایی‌ شده‎‍اند. با توجه به عناصر ساختاری شناسایی‌شده نظیر کانال، پوینت بار و باتلاق دشت ساحلی، محیط رسوبی سازند هجدک‌ به محیط پهنۀ ساحلی (tidal flat) نسبت داده می‌شود (شکل‎‍های 8 و 10). شواهدی نظیر فراوانی رخساره‌های گل‎‍سنگی نسبتاً ضخیم به‌همراه ماسه‌سنگ‌های با اندازۀ دانه‌متوسط تا ریز‎‍دانه و عمدتاً جورشده با ساخت رسوبی طبقه‌بندی افقی و فرم هندسی گسترده و همچنین حضور ریپل مارک‎‍های متقارن و تمرکز صدف‎‍های آلوکم‎‍های دریایی در رخساره‌های کربناتۀ نازک همراه با آنها، تأیید‌کنندۀ این محیط رسوبی است. حضور عناصر ساختاری کانال و پوینت بار‎‍ها در توالی‌ مطالعه‌شده، احتمالاً کانال‎‍های مئاندری کوچک (Meandering tidal creek) جریان‌یافته در این محیط ساحلی را نشان می‌دهد (Scholle and Spearing 1988). محیط سازند هجدک در منطقۀ پروده با سواحل شمالی خلیج کالیفرنیا در غرب آمریکا، برای نمونه عهد حاضر، مقایسه‌شدنی است (Fürsich and Flessa 1987) و محیط ساحلی توصیف‌شده برای سازند نایبند، به سن تریاس پسین و سازند پادها به سن دونین در بلوک طبس است (Fürsich et al. 2005; Zand-Moghadam et al. 2014). رسوبات کانال‎‍های جزرومدی خیلی شبیه به رسوبات رودخانه‎‍ای است، با این تفاوت که ماسه‎‍های کانال‎‍های جزرومدی، بلوغ بافتی بهتری نسبت‌به ماسه‎‍های رودخانه‎‍ای دارند و نیز حاوی فسیل‎‍های دریایی‌اند (Mousavi Harami 2010). در ضمن پراکندگی برای شیب طبقات مورب در ماسه‎‍های کانال‎‍های جزرومدی به فرم بایمدال (به‌‌دلیل طبقات مورب درهم) است، ولی در ماسه‎‍های رودخانه‎‍ای به فرم یونی مدال است (Mousavi Harami 2010). رخساره‌های کربناتۀ محدود شکل‌گرفته نیز، بیانگر تشکیل سدها و کانال‎‍ها و همچنین تپه‎‍های ماسه‎‍ای (شول) به‌وسیلۀ جریان‎‍های جزرومدی در محیط ساحل است. حضور با فابریک دانه‌پشتیبان بیان‌کنندۀ جا‌به‌جایی آنها از یک محیط کم‌انرژی نظیر لاگون به‌سمت محیط‎‍های پرانرژی از راه کانال‎‍های قطع‌کنندۀ سد و یا نهشته‎‍های مجاور با پشته‎‍های بایوکلستی/اولیتی است. تشکیل محدود این رخساره‌های کربناته، حاکی از زمان‎‍های‌ ورود‌نیافتن گستردۀ رسوبات آواری به محیط ساحلی بوده است (Flügel 2010). مطالعات گسترده‎‍تر چینه‌شناسی و بررسی‎‍های اولیۀ محیط رسوبی نیز حاکی از شکل‎‍گیری محیط حاشیه دریا در زمان ته‌نشست سازند هجدک در منطقۀ معدن پروده است (Wilmsen et al. 2009). با استفاده از اطلاعاتی نظیر طبقه‎‍بندی مورب درهم، طبقات فلاسر، موجی و عدسی و اطلاعات دیگر مانند موقعیت چینه‎‍شناسی و بافت‌، رسوبات جزرومدی‌ از رسوبات دلتایی، جزایر سدی و دریایی به‌خوبی تفکیک می‌شود (Mousavi Harami 2010).

همچنین با توجه به رخساره‌های الکتریکی شناسایی و تفسیر‌شدۀ محیط رسوبی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی، همانند رخنمون‌ مطالعه‌شده، به یک محیط پهنۀ ساحلی (tidal flat) نسبت داده می‎‍شود.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 9- ستون چینه‌شناسی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی 341 در پرودۀ شرقی‌ لاگ گاما، گاما-گاما، مقاومت و رخساره‌های الکتریکی شناسایی‌شده در امتداد توالی نشان داده شده است.

Fig 9- Stratigraphic column of the Hojedk Formation in exploration borehole No. 341 in East Parvadeh area. Gamma, gamma-gamma, resistivity logs and electrofacies identified along the succession are shown.

 

شکل 10- مدل شماتیک از محیط رسوبی سازند هجدک در محدودۀ برش معدن پرودۀ طبس (که نمایانگر محیط جزرومدی است)

Fig 10- Schematic sedimentary environment model of the of the Hojedk Formation in the outcrop of the Parvadeh Coal Mine, which represents the tidal environment.

 

 

نتیجه‌

در این پژوهش، سازند هجدک در شمال حوضۀ زغال‌دار پروده-نایبند و در فاصلۀ 90 کیلومتری جنوب طبس در محدودۀ معدن زغال‌سنگ پروده، که از‌نظر ساختاری در زون ایران مرکزی در پهنۀ نایبند از بلوک طبس واقع شده است،‌ مطالعه شده است. بر‌اساس مطالعات صحرایی و در نظر گرفتن پارامترهای ساخت رسوبی، فرم هندسی، سطوح چینه‎‍ای و برای جریان دیرینۀ رخساره‌های سنگی مشاهده‌شده در سازند هجدک، چهار دسته رخسارۀ سنگی دانه‌درشت، متوسط، ریز و کربناته شناسایی شده است. رخساره‌های سنگی دانه‌درشت شامل رخساره‌های کنگلومرایی Gcm و Gt است. رخساره‌های سنگی دانه‌متوسط عبارت‎‍اند از: St، Sp، Sh و Sr و رخساره‌های سنگی دانه‌ریز شامل Fl و Fm هستند. در رخسارۀ کربناته براکیوپود اکینوئید گرینستون-پکستون، با توجه به بافت این رخساره، معادل ریز‌رخسارۀ استاندارد SMF18 در نظر گرفته می‌شود. چنین رخساره‌هایی در سدها و کانال‎‍ها و همچنین تپه‎‍های ماسه‎‍ای (شول) با جریان‎‍های جزرومدی در محیط‎‍های لاگونی کم‌عمق و خلیج‎‍های محدود‌شده تشکیل می‎‍‌شوند. به‌منظور شناسایی عناصر ساختاری در سازند هجدک، ویژگی‌هایی مانند نوع سطح تماس زیرین و بالایی لایه‎‍ها، فرم هندسی رسوبات، نوع سنگ‎‍شناسی و رخسارۀ آنها در نظر گرفته شده است. به‌طور کلی عناصر ساختاری کانال، پرکنندۀ کانال و باتلاق دشت ساحلی در رسوبات سازند هجدک شناسایی شده است.

سازند هجدک در برش تحت‌الارضی، از گمانۀ اکتشافی شمارۀ 341 در پرودۀ شرقی‌ بررسی شده است. در این گمانه، سازند هجدک با سن ژوراسیک میانی 48 متر ضخامت دارد و بر سازند بادامو و زیر سازند پروده واقع شده است. سازند هجدک‌ طبقات ماسه‌سنگی، شیل، آهک (دارای فسیل) و سیلتستون دارد که هر لیتولوژی لاگ گاما و مقاومت مختص به خود را نشان می‎‍دهد. در این پژوهش چهار رخسارۀ الکتریکی در سازند هجدک در گمانۀ ‌ مطالعه‌شده تشخیص داده شد که با زیرمحیط‎‍های پهنه‌های ماسه‎‍ای ساحلی، کانال‎‍های جزرومدی کوچک، کروس پهن و باتلاق دشت ساحلی انطباق‌دادنی‌اند. با توجه به عناصر ساختاری و رخساره‌های الکتریکی شناسایی و تفسیر‌شده محیط رسوبی سازند هجدک در رخنمون و گمانۀ اکتشافی ‌مطالعه‌شده به یک محیط پهنۀ ساحلی (tidal flat) نسبت داده می‌شود. مطالعات گسترده‎‍تر چینه‌شناسی و بررسی‎‍های اولیۀ محیط رسوبی نیز حاکی از شکل‎‍گیری محیط حاشیۀ دریا در زمان ته‌نشست سازند هجدک در منطقۀ معدن پروده است.

 

تشکر و سپاسگزاری

به این وسیله از ژئوپارک جهانی طبس و معدن زغال‌سنگ پروده تشکر و قدردانی می‎‍شود که ما را در انجام این پژوهش حمایت کردند و نهایت همکاری را داشتند. همچنین از آقای مهندس زمانیان، بابت همکاری در بخش‌های مختلف این تحقیق تشکر می‌شود.

References

Aganbati A. 1998a. Jurassic stratigraphy of Iran, Volume 1, Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, No. 65, 365 p. [In Persian]
Aganbati A. 1998b. Jurassic stratigraphy of Iran vol.2, Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, No. 65, 381 p. [In Persian]
Aganbati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, 586 p. [In Persian]
Amini A. 2017. Sedimentary environments (from sedimentary model to reconstruction of environmental conditions). University of Tehran Press, 476 p. [In Persian]
Asserto R. 1966. The Jurassic Shemshak Formation in central Elburz (Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 72: 1133–1182.
Badihagh M.T. Sajjadi F. Farmani T. and Uhl D. 2019. Middle Jurassic palaeoenvironment and palaeobiogeography of the Tabas Block, Central Iran: palynological and palaeobotanical investigations. Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments, 99(3): 379-399.
Cant D. J. 1992. Subsurface facies analysis. In: Walker R. G. James N. P (Eds.), Facies Models, Response to Sea Level Changes. Geological Association of Canada, Reprint Series, 1: 27–45.
Davis R. A. 2012. Tidal signatures and their preservation potential in stratigraphic sequences. In: Davis R. A. and Dalrymple R. W (Eds.), Principles of Tidal Sedimentology, Springer, Heidelberg, 35–55.
Emery D. and Myers K. J. 1996. Sequence stratigraphy. Blackwell Science Limited, 297p.
Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application (2nd edition). Springer, Berlin, 976p.
Fürsich F.T. and Flessa K.W. 1987. Taphonomy of tidal flat molluscs in the Northern Gulf of California: paleoenvironmental analysis despite the perils of preservation. The Paleontological Society Special Publications, 2: 200-237.  https://doi.org/10.1017/S2475262200004822
Fürsich F. Wilmsen M. Seyed-Emami K. and Majidifard M. 2003. Evidence of synsedimentary tectonics in the Northern Tabas Block, East Central Iran: The Callovian (Middle Jurassic) Sikhor Formation. Facies, 48: 151–170.
Fürsich F.T. Hautmann M. Senowbari-Daryan B. and Seyed-Emami K. 2005. The Upper Triassic Nayband and Darkuh formations of east-central Iran: stratigraphy, facies patterns and biota of extensional basins on an accreted terrane. Beringeria, 35: 53–133.
Fürsich F.T. Wilmsen M. Seyed-Emami K. and Majidifard M. R. 2009. The Mid-Cimmerian tectonic event (Bajocian) in the Alborz Mountains, Northern Iran: evidence of the break-up unconformity of the South Caspian Basin. In: M.-F. Brunet, M. Wilmsen and J.W. Granath (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications, 312:189–203. https://doi.org/10.1144/SP312.9
Ghazi S. and Mountney N.P. 2009. Facies and architectural element analysis of a meandering fluvial succession: The Permian Warchha Sandstone, Salt Range, Pakistan. Sedimentary Geology, 221(1-4): 99–126. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2009.08.002
Ghazi S. and Mountney N.P. 2010. Subsurface lithofacies analysis of the fluvial Early Permian Warchha Sandstone, Potwar Basin, Pakistan. Journal Geological Society of India, 76, 505–517.
Ghosh P. Sarkar S. and Maulik P. 2006. Sedimentology of a muddy alluvial deposit: Triassic Denwa Formation, India. Sedimentary Geology, 191: 3–36. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2006.01.002
Hautmann M. 2001. Die Muschelfauna der Nayband-Formation (Obertrias, Nor - Rhät) des östlichen Zentraliran. Beringeria, 29: 1–181. https://doi.org/10.23689/fidgeo-792
Hautmann M. Aghababalou B. and Krystyn L. 2011. An Unusual Late Triassic Nuculid bivalve with divaricate shell ornamentation, and the evolutionary history of oblique ribs in Triassic bivalves. Journal of Paleontology, 85: 22–28.
Higgs K.E. King P.R. Raine J.I. Sykes R. Browne G.H. Crouch E.M. and Baur J.R. 2012. Sequence stratigraphy and controls on reservoir sandstone distribution in an Eocene marginal marine-coastal plain fairway, Taranaki Basin, New Zealand. Marine and Petroleum Geology, 32: 110–137. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2011.12.001
Kadkhodaie-Ilkhchi R. Rezaee R. Moussavi-Harami R. and Kadkhodaie-Ilkhchi A. 2013. Analysis of the reservoir electrofacies in the framework of hydraulic flow units in the Whicher Range Field, Perth Basin, Western Australia. Journal of Petroleum Science and Engineering, 111: 106–120. https://doi.org/10.1016/j.petrol.2013.10.014
Khalifa M.A. and Catuneanu O. 2008. Sedimentology of the fluvial and fluvio-marine facies of the Bahariya Formation (Early Cenomanian), Bahariya Oasis, Western Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 51: 89–103. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2007.12.004
Khalilizadeh H. Ashouri A.R. Ghaderi A. and Barbacka M. 2023. Two fossilized swamps containing in situ Sphenophyta stems, rhizomes, and root systems from the Middle Jurassic Hojedk Formation, Kerman area (Iran). Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments, 103: 3–20.
Krassay A.A. 1998. Outcrop and drill core gamma ray logging integrated with sequence stratigraphy: examples from Proterozoic sedimentary successions of northern Australia. AGSO Journal of Australian Geology and Geophysics, 17(4): 285-299.
Luthi S.M. and Flint S.S. 2014. The application of outcrop-based research boreholes for reservoir modelling: potential, challenges and pitfalls. Geological Society of London, Special Publication, 387: 233–246. https://doi.org/10.1144/SP387.6
MacEachern J.A. Pemberton S.G. Gingras M.K. Bann K.L. and Dofoe L.T. 2007. Uses of trace fossils in genetic stratigraphy. In: Miller III W. (Ed.), Trace Fossils: Concepts, problems, prospects. Elsevier, Amsterdam, 110–134. https://doi.org/10.1016/B978-044452949-7/50133-9
Masoudi A. Nazimi M. Faridi M. Naimi-Qasbian N. 2004. Geological map of Gharb-e-Abshaleh, scale 1/100000, No 735, Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, Tehran.
Miall A.D. 1985. Architectural-element analysis: A new method of facies analysis applied to fluvial deposits. Earth-Science Reviews, 22(4): 261-308. https://doi.org/10.1016/0012-8252(85)90001-7
Miall A.D. 2000. Principle of Sedimentary Basin Analysis. Springer, New York, 616p.
Miall A.D. 2006. The Geology of Fluvial Deposits (3rd edition). Springer, Berlin, 582p.
Miall A.D. 2014. Fluvial Depositional Systems. Springer, Berlin, 316p.
Mousavi Harami S.R. 2010. Sedimentology. Astan Quds Razavi Publishing House, Mashhad, 474 p. [In Persian]
Ojo O.J. and Akande S.O. 2009. Sedimentology and depositional environments of the Maastrichtian Patti Formation, southeastern Bida Basin, Nigeria. Cretaceous Research, 30(6): 1415–1425. https://doi.org/10.1016/j.cretres.2009.08.006
Reading H.G. 2009. Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy. John Wiley & Sons, 704 p.
Rider M. 1986. The Geological Interpretation of Well Logs. Blackie, Halsted Press, New York, 432 p.
Salehi M.A. Wilmsen M. Zamanian E. Baniasad A. and Heubeck C. 2023. Depositional and thermal history of a continental, coal-bearing Middle Jurassic succession from Iran: Hojedk Formation, northern Tabas Block. Geological Magazine, 160: 235-259. https://doi.org/10.1017/S0016756822000814
Salehi M.A. 2014. Sequence stratigraphic framework and sedimentary environment of Ab-e-Haji Formation in eastern central Iran. PhD Thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran, 245 p. [In Persian with English abstract)
Scholle P.A. Spearing D. 1988. Sandstone Depositional Environments. AAPG Memoir, 31: 1-410. https://doi.org/10.1306/M31424
Scholle P.A. Ulmer-Scholle D.S. 2006. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 77: 459p.
Sdzuy k. and Monninger W. 1985. Neue modelle des “Jakobstabes”. Neues Jahrbuch für Geologie und Palaontologie – Monatshefte, 1985: 300-320. DOI: 10.1127/njgpm/1985/1985/300
Senowbari-Daryan B. Rashidi K. and Torabi H. 2010. Foraminifera and their associations of a possibly Rhaetian section of the Nayband Formation in central Iran, northeast of Esfahan. Facies, 56: 567–596.
Serra O. 1986. Fundamentals of Well Log Interpretation: The Interpretation of Logging Data. Elsevier, Amesterdam, 280 p.
Seyed-Emami K. 2003. Triassic in Iran. Facies, 48: 91–106.
Seyed-Emami K. and Alavi-Naini M. 1990. Bajocian stage in Iran. Memorie del Descrizione della Carta Geologica d'Italia, 40: 215–22.
Seyed-Emami K. Fürsich F.T. and Schairer G. 2001. Lithostratigraphy, ammonite faunas and palaeoenvironments of Middle Jurassic strata in North and Central Iran. Newsletters on Stratigraphy, 38: 163-184.
Seyed-Emami K. Fürsich F.T. and Wilmsen M. 2004. Documentation and significance of tectonic events in the Northern Tabas block (EastCentral Iran) during the Middle and Late Jurassic. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 110: 163–171.
Seyed-Emami K. Fürsich F. and Wilmsen M. 2006. New evidence on the lithostratigraphy of the Jurassic System in the Northern Tabas Block, East-Central Iran. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 57: 78-97. [In Persian with English abstract]
Seyed-Emami K. Wilmsen M. and Fürsich F.T. 2020. A summary of the Jurassic system in north and East-Central Iran. Zitteliana 94: 99–156.
Takin M. 1972. Iranian geology and continental drift in the Middle East. Nature, 235: 147–150.
Tavakoli V. and Amini A. 2006. Application of multivariate cluster analysis in logfacies determination and reservoir zonation, case study of Marun Field, south of Iran. Journal of Sciences University of Tehran, 32(2): 69–75.
Tewari R.C. Hota R.N. and Maejima W. 2012. Fluvial architecture of Early Permian Barakar rocks of Korba Gondwana basin, easterncentral India. Journal of Asian Earth Sciences, 52: 43–52. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2012.02.009
Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Wiley, 496p.
Türkmen İ. Aksoy E. and Taşgin C.K. 2007. Alluvial and lacustrine facies in an extensional basin: The Miocene of Malatya basin, eastern Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 30: 181–198. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.08.006
Vaez Javadi F. 2016. Plant macrofossils and biostratigraphy of the Calshaneh section, NW Tabas and its palaeoclimate analysis. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 31: 105–23 [In Persian with English abstract]. https://dorl.net/dor/20.1001.1.20087888.1394.31.4.6.6
Vaez-Javadi F. and Mirzaei-Ataabadi M. 2006. Jurassic plant macrofossils from the Hojedk Formation, Kerman area, east-central Iran. Alcheringa. An Australasian Journal of Palaeontology, 30: 63–96. https://doi.org/10.1080/03115510608619345
Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Kimiagari M. 2005. Principles of stratigraphy. Isfahan University Press, 320 p. [In Persian]
Wilmsen M. Fürsich F.T. Seyed-Emami K. and Majidifard M.R. 2009. An overview of the stratigraphy and facies development of the Jurassic System on the Tabas Block, east-central Iran. In: M.-F. Brunet, M. Wilmsen and J.W. Granath (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications, 312: 323–343. https://doi.org/10.1144/SP312.15
Wilmsen M. Fürsich F.T. Seyed-Emami K. and Majidifard M.R. 2021. The Upper Jurassic Garedu Red Bed Formation of the northern Tabas Block: elucidating Late Cimmerian tectonics in east-Central Iran. International Journal of Earth Sciences, 110(3): 767-790.
Yahya Shibani V. 2021. Tabas geological heritage atlas. Birjand University Press, Birjand, 318 p. [In English and Persian]
Yazdi M. 2003. Coal (from origin to environmental effects). Jahad Daneshgahi University Publications (Amir Kabir University of technology), Tehran, 263 p. [In Persian]
Yeste L.M. Gil-Ortiz M. García-García F. Viseras C. Mcdougall N.D. Cabello P. and Caracciolo L. 2024. Tidal versus fluvial point bars: Key features from the integration of outcrop, core and wireline log information of Triassic examples. The Depositional Record, [In Press]
Zamani Z. Rahimpour-Bonab H. and Littke R. 2023. Palaeoenvironmental reconstruction of a coal bearing unit: the Upper Triassic Nayband Formation, Tabas Block, East-Central Iran. Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments, 103: 733–757.
Zand-Moghadam H. Moussavi-Harami R. and Mahboubi A. 2014. Sequence stratigraphy of the Early–Middle Devonian succession (Padeha Formation) in Tabas Block, East-Central Iran: Implication for mixed tidal flat deposits. Palaeoworld, 23: 31-49. https://doi.org/10.1016/j.palwor.2013.06.002
Zhang C. Song X. Wang X. Wang X. Zhao K. Shuang Q. and Li S. 2020. Origin and depositional characteristics of supported conglomerates. Petroleum Exploration and Development, 47(2): 292-305. https://doi.org/10.1016/S1876-3804(20)60047-7
 
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 40, Issue 2 - Serial Number 95
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 40, Issue 2, No. 95, Summer 2024
July 2024
Pages 1-26

Files

Share

How to cite

Statistics