نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران
2 دانشجوی دکتری گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم پایۀ دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
The Asmari Formation was logged and sampled in the Tang-e-Gojestan stratigraphic section (Eshgar Anticline, Izeh Zone) to study microfacies, depositional environment and carbonate associations. The Asmari Formation with 298 m-thickness mainly consists of thick-bedded/massive cliff-forming limestones (the lower to middle parts), passes upward into thin to medium-bedded limestones with shale intercalations. The Asmari Formation rests conformably on the Pabdeh Formation, whereas the upper contact is covered. Petrographic studies of 239 thin sections enabled the recognition of nine microfacies belongingto the outer, middle (distal and proximal parts) and inner ramp (semi-restricted and restricted lagoons and tidal flat). The absence of syndepositional deformation and slumped structures, gradual changes in microfacies, and the absence of a distinct bar and/or buildup, all suggest a homoclinal carbonate ramp platform for the Asmari Formation in the section studied. Based on identified allochems, the carbonate associations are represented by heterozoan types, including nannofor and forealgal which are characteristic of Cenozoic ramps.
Keywords: Izeh Zone, Benthic foraminifera, Asmari Formation, Early Miocene, Zagros Basin.
Introduction
Cenozoic carbonate platform evolution resulted from the interplay of several factors, including local and global climate change, tectonic activity, eustatic sea-level fluctuations, and changes in dominant carbonate-producing organisms (Höntzsch et al. 2013). Following the extinction of rudist reef-building at the end of the Cretaceous, large benthic foraminifera (Nummulites, Assilina and Operculina, Discocyclina and Alveolinids) became dominant carbonate producers on the shallow carbonate platforms of the Tethys–Arabian belt, particularly in the inner to middle platform areas (Beavington-Penney and Racey 2004). The Oligo–Miocene carbonate platform deposits are globally widespread (Pomar et al. 2014). In southwestern Iran's Zagros foreland basin, an Oligo–Miocene intra-shelf basin developed, characterized by clastic sediments of the Eocene–early Miocene Razak Formation, deep-water shales and marls of the Paleocene through Oligocene Pabdeh Formation, and shallow-water platform carbonates of the Oligocene–early Miocene Asmari Formation (van Buchem et al. 2010; Allahkarampour Dill et al. 2018 and references therein). The Asmari Formation, a major oil reservoir in the Zagros Basin and the Middle East is notable for its extensive and accessible stratigraphic outcrops and rich fossil content (including benthic foraminifera), making it a focus of significant geological interest (Adams and Bourgeois 1967; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Ehrenberg et al. 2007; Laursen et al. 2009; van Buchem et al. 2010; Sadeghi et al. 2011; Shabafroz et al. 2015, 2020; Noorian et al. 2022). In this research, the Tang-e-Gojestan section was studied to investigate the microfacies and determine the sedimentary environments of the Asmari Formation.
Material & Methods
The studied section was selected in the easternmost part of the Izeh Zone (Fars subzone), 50 km NW of Nurabad Mamasani city (coordinates: 30°29′37.95′′ N, 51°16′34.37′′ E). The section was systematically sampled every 1 to 1.5 m. For the purpose of this study, we investigated 239 thin sections through the entire Asmari Formation and also the topmost horizons of the Pabdeh Formation. The petrographic characterization of the carbonate facies and depositional environments is based on Dunham (1962), Embry and Klovan (1975) and Flügel (2010).
Discussion of Results & Conclusions
The Asmari Formation (298 m-thick) in the studied section could be lithostratigraphically divided into the following three units: the first unit consists of medium- to thick-bedded limestones interbedded with shale beds, the second unit is predominantly represented by massive and cliff-forming limestones, and the third unit consists of thin to medium-bedded limestones interbedded with shale beds. Field observations and laboratory-obtained data indicate that the lower boundary of the Asmari Formation with the Pabdeh Formation is conformable. The upper contact of the formation with the Gachsaran is covered and could not be detected. Whereas in the adjacent outcrops in the Eshgar Anticline, the Gachsaran Formation overlies the Asmari Formation (Zare et al. 2019). The skeletal grains mostly comprise larger benthic foraminifera (specially Nummulitidae and Lepidocyclinidae), echinoids, gastropods, bivalve, planktonic foraminifera, bryozoa, red algae, Ditrupa and rare coral fragments. Petrographic studies of the studied interval led to the recognition of nine microfacies including MF1: planktonic foraminifera wackestone, MF2: planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone, MF3: larger hyaline benthic foraminifera wackestone/floatstone, MF4: lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone, MF5: porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone, MF6: Porcelaneous foraminifera wackestone, MF7: bioclast wackestone/mudstone, MF8: dolomudstone/dolostone, MF9: stromatolite bindstone. According to introduced microfacies and identified biota the Asmari Formation was deposited on a ramp carbonate platform (the inner, middle and outer ramp). The absence of slumped structures, gradual microfacies changes, and the lack of a distinct bar and/or buildups, all suggest a homoclinal carbonate ramp. The Paleocene–Eocene Thermal Maximum (PETM), which occurred 56 million years ago, had profound effects on biota (Röhl et al. 2007). This event was associated with rising sea-level, changes in ocean chemistry, increased atmospheric CO2, the highest temperatures recorded in the last 100 million years, and the prevalence of carbonate platform deposits rich in large benthic foraminifera (Zachos et al. 2001, 2003, 2008; Scheibner and Speijer 2008; Tosquella et al. 2022). Increased atmospheric CO2, in turn, led to ocean acidification, and rising sea-surface temperatures caused coral bleaching (the expulsion of zooxanthellae algae), resulting in reduced coral reef growth or even complete absence of these reef types (Zachos et al. 2005, White and Schiebout 2008; Scheibner and Speijer 2008; Payros et al. 2010). Consequently, most neritic carbonate platforms in the early Cenozoic developed as ramps due to the absence of reef-building organisms (Beavington-Penney et al. 2005; Tosquella et al. 2022). Based on the identified allochems, the carbonate associations in the studied section are limited to heterozoan types (nannofor and forealgal associations) that are widespread throughout the Cenozoic ramps.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
تکامل پلاتفرمهای کربناته در دوران سنوزوئیک با فرایندهای متعددی از قبیل تغییرات اقلیمی در مقیاس محلی و جهانی، شرایط تکتونیکی، تغییرات جهانی سطح آب دریاها و تغییر در مجموعه ارگانیسم‌های غالب کربنات‌ساز کنترل شده است (Höntzsch et al. 2013). پس از انقراض اجتماعات ریف‌ساز (به‌ویژه رودیستها) در انتهای کرتاسه، فرامینیفرهای بنتیک بزرگ از‌جمله نومولیتیدها (Nummulites، Assilina و Operculina)، ارتوفراگمنیدها (Discocyclina) و آلوئولینیدها (Alveolinids) بر کربناتهای پلاتفرمی کم‌عمق با شرایط الیگوتروفیک کمربند تتیس-آرام شکوفا شدند و نقش تولید کربنات را در بخشهای داخلی تا میانی پلاتفرم ایفا کردند (Beavington-Penney and Racey 2004). از طرفی این گروه از میکروفسیلها با توجه به تنوع سریع و انقراض ناگهانی در دوران سنوزوئیک و همچنین با توجه به دارا‌بودن همزیست جلبکی، که بیشتر محدود به زون نورانی و اعماق کم است، نقش مهمی در بایوزوناسیون، تعیین سن نسبی نهشته‌های رسوبی و همچنین بازسازی محیط‌های دیرینه دارند (Hottinger 1983; Hallock 1988, 1986; Romero et al. 2002; Beavington-Penney and Racey 2004; Beavington-Penney et al. 2005; Zamagni et al. 2008; Gradstein et al. 2020). از طرفی انباشته‌های نومولیتی در زمان ائوسن به‌عنوان مخزن حجم درخور توجهی از هیدروکربورها مورد توجه بودهاند (Racey 2001). سری الیگوسن با تغییرات عمدهای در ارگانیسم‌های تولیدکنندۀ کربناتها و معماری ریفهای مرجانی همراه بوده است (Perrin 2002). علاوه بر فرامینیفرهای بنتیک بزرگ، تنوع جلبک‌های قرمز کورالیناسه نیز در طی الیگوسن افزایش یافتند (Buxton and Pedley 1989; Pedley 1998; Aguirre et al. 2000; Rasser and Piller 2004) و در طی محدودۀ زمانی میوسن پیشین/میانی به تولید‌کنندگان غالب کربناتها تبدیل شدند (Halfar and Mutti 2005). نهشته‌های پلاتفرمی کربناته به سن الیگومیوسن در بیشتر نواحی دنیا رخنمون دارند (Pomar et al. 2014). در قسمت جنوب غربی ایران و در حوضۀ فورلندی زاگرس، یک حوضۀ درون شلفی به سن الیگومیوسن تشکیل شده است (van Buchem et al. 2010). این حوضۀ درون شلفی اساساً متشکل از نهشته‌های تخریبی (سازند رازک)، شیلی و مارنی عمیق (سازند پابده) و کربناتهای پلاتفرمی کم‌عمق (سازند آسماری) است (Allahkarampour Dill et al. 2018 and references therein). سازند آسماری به‌عنوان مهم‌ترین سنگ مخزن نفتی در حوضۀ رسوبی زاگرس و حتی خاورمیانه، با داشتن رخنمونهای گسترده و به‌راحتی در دسترس و همچنین غنی‌بودن به‌لحاظ محتوای زیستی (از‌جمله فرامینیفرهای بنتیک) توجه بسیاری از زمینشناسان را جلب کرده و به تحقیقات گسترده و جامعی بر آنها منجر شده است (Wynd 1965; Adams and Bourgeois 1967; Seyrafian 2000; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Amirshahkarami et al. 2007; Ehrenberg et al. 2007; Laursen et al. 2009; van Buchem et al. 2010; Sadeghi et al. 2011; Shabafrooz et al. 2015; Allahkarampour Dill et al. 2018; Gharechelou et al. 2020; Noorian et al. 2022) و همچنان این پژوهشها به‌صورت فزایندهای در حال انجام است. در این پژوهش نیز به‌منظور بررسی ریزرخساره‌ها و تعیین محیط‌های رسوبی نهشته‌های سازند آسماری، برش چینه‌شناسی تنگ گجستان واقع در تاقدیس اشگر نمونه‌برداری و مطالعه شده است. مرزهای زیرین و بالایی این سازند در نقاط مختلف حوضۀ زاگرس، به‌دلیل تغییرات حوضه در زمان رسوبگذاری متفاوت بوده است. در بیشتر نقاط سازند آسماری بر روی سازند پابده ته‌نشست یافته است، ولی در نواحی لرستان مرکزی و فارس داخلی مرز زیرین این سازند به ترتیب با سازندهای شهبازان و جهرم است (Motiei 2003). همانند مرز زیرین، وضعیت مرز بالایی سازند آسماری در نقاط مختلف زاگرس یکسان نیست، به‌طوری که در بیشتر نقاط سازند گچساران بر روی آن نهشته و در فارس داخلی و ارتفاعات زاگرس، سازند رازک به‌جای سازند گچساران رسوبگذاری شده است (Motiei 2003).
موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برش مطالعه‌شده
برش مطالعه‌شده در شرقی‌ترین بخش از زون ایذه در استان فارس و در 50 کیلومتری شمال غرب شهرستان نورآباد ممسنی واقع شده است (شکل 1). دسترسی به برش مطالعه‌شده از‌طریق مسیر نورآباد – بابامیدان - گچساران امکان‌پذیر است. جادۀ آسفالتۀ فرعی در محل شهر کوپن از این مسیر منشعب می‌شود که پس از عبور از روستاهای چهارطاق و دودک به‌سمت روستای تنگ گجستان و محل برش مدنظر میرسد. مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش مطالعه‌شده "37/34 '16 51 طول شرقی و "95/37 '29 30 عرض شمالی است.
شکل 1- الف) نقشۀ ساختاری حوضۀ رسوبی زاگرس، برگرفته از Farzipour-Saein et al. 2009 با تغییرات؛ ب) موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برش مطالعه‌شده (B) (برگرفته از Shabafrooz et al. 2015 با تغییرات)
Fig 1- A. Structural map of the Zagros fold and thrust belt (modified after Farzipour-Saein et al. 2009), B. location and access roads of the studied area (modified after Shabafrooz et al. 2015)
دادهها و روشها
پس از پیمایش صحرایی و انتخاب تنگ گجستان به‌عنوان برش مطالعاتی، نمونه‌برداری از توالی سازند آسماری به‌صورت سیستماتیک و با فواصل 1 تا 5/1 متری انجام شد. در‌مجموع به‌منظور شناسایی اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی، تعیین ریزرخساره‌ها، محیط‌های رسوبی و ارائۀ مدل رسوبگذاری و تعیین اجتماعات کربناته، تعداد 239 مقطع نازک میکروسکوپی از نهشته‌های سازند آسماری و همچنین بخش بالایی سازند پابده تهیه شده است. مقاطع تهیه‌شده با استفاده از میکروسکوپ (پلاریزان) مطالعه شدند. برای طبقهبندی و تفسیر ریزرخساره‌ها از (Dunham 1962; Embry and Klovan 1971; Geel, 2000; Flügel 2010) و تعیین محیط‌ها و ارائۀ مدل رسوبی از (Wilson 1975; Buxton and Pedley 1989; Tucker and Wright 1990; Flügel 2010) استفاده شده است.
نتایج و بحث
زیست چینه‌نگاری
پس از بررسی و شناسایی فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونی در مقاطع نازک مطالعه‌شده و براساس پخش و پراکندگی عمودی آنها، چهار بایوزون تجمعی بر مبنای زون‌بندی
(et al. 2009; Van Buchem et al. 2010 Laursen) به سن الیگوسن-میوسن (روپلین- بوردیگالین) معرفی شد (جدول 1).
جدول 1- زونهای زیستی برش مطالعه‌شده
Table 1- Biozonation of the study section
|
Formation |
Age |
Thickness (m) |
Biozone |
|
Asmari |
Burdigalian
|
19 m (from 287 to 297 m) |
Borelis melo curdica- Borelis melo melo Assemblage Zone |
|
Asmari |
Aquitanian
|
144 m (from 134 to 278 m) |
Miogypsina - Elphidium sp. 14- Peneroplis farsensis Assemblage zone |
|
Asmari |
Chattian |
104 m (from 30 to 134 m) |
Archaias asmaricus - Archaias hensoni– Miogypsinoides compalanatus Assemblage Zone |
|
Asmari |
Rupelian- Chattian
|
20 m from 10 to 30 m) |
Lepidocyclina – Operculina - Ditrupa Assemblage Zone
|
ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی
توالی نمونه‌برداری‌شده در برش تنگ گجستان شامل رأس سازند پابده و توالی سازند آسماری است. قسمت رأس سازند پابده از شیلها و سنگآهکهای رسی خاکستری‌رنگ نازک تا متوسطلایه تشکیل و به‌تدریج به‌سمت بالاتر (قاعدۀ سازند آسماری) بر میانلایههای آهکی افزوده می‌شود که بیانگر تدریجی‌بودن تغییرات سنگ‌شناسی در محل مرز دو سازند یاد‌شده است. سازند آسماری با 298 متر ضخامت به‌طور عمده از‌نظر سنگ‌شناسی به 3 بخش تفکیک‌شدنی است (شکل 2). بخش زیرین شامل سنگآهکهای متوسط تا ضخیم‌لایۀ کرم‌رنگ با میانلایهای شیلی (شکل 2 تصویر A)، بخش میانی به‌طور عمده از سنگآهکهای صخره‌ساز تشکیل می‌شود و کاملاً به‌صورت تودهای است (شکل 2 تصویر B). بخش فوقانی نیز از سنگآهکهای نازک، متوسط و گاهی ضخیم‌لایه تشکیل می‌شود که در پارهای از قسمتها نیز دارای میانلایههای شیلی است (شکل 2 تصویر C).
مرز بالایی این سازند پوشیده است، با این حال در دیگر برشهای مطالعه‌شده در تاقدیس اشگر توالی سازند آسماری به‌صورت پیوسته در زیر سازند گچساران (Zare et al. 2019) است و یا اینکه به‌صورت غیر هم‌شیب در زیر سازند رازک قرار دارد (Shabafrooz et al. 2015).
شکل 2 - الف) نمای نزدیکی از مرز تدریجی سازندهای پابده و آسماری؛ ب) سنگآهکهای صخره‌ساز در بخشهای میانی سازند آسماری؛ پ) سنگآهکهای نازک تا متوسطلایه با میانلایههای شیلی در بخش بالایی سازند آسماری
Fig 2- A. Close up view of transitional boundary of the Asmari Formation with the Pabdeh Formation; B. Cliff forming limestones in the middle parts of the Asmari Formation; C. The thin to medium bedded limestones interbedded with shaly layers in the upper parts of the Asmari Formation. Abbreviations: Fm.: Formation
تلفیق شواهد صحرایی (همانند بررسی شکل هندسی، بافت، ساختارهای رسوبی و الگوهای لایه‌بندی) و مطالعۀ پتروگرافی، به شناسایی تعداد 9 ریزرخساره منجر شد (شکلهای 3 و 4). در ریزرخساره‌های شناسایی‌شده، اجزای اسکلتی از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ هیالین (به‌خصوص جنسهای خانواده Nummulitidae و Lepidocyclinidae)، انواع پورسلانوز (miliolids, Archaias and Peneroplis) دوکفه‌ای‌ها، شکم‌پایان، خارپوستان، فرامینیفرهای پلانکتونی، بریوزوئر، جلبک‌های قرمز، دیتروپا و میزان اندکی مرجان تشکیل شده‌اند. ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده به شرح زیر است:
MF1: وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی (Planktonic foraminifera wackestone)
توصیف: فرامینیفرهای پلانکتونی اجزای اصلی این ریزرخساره را تشکیل میدهد. بایوکلستهایی همچون دیتروپا، اکینوئید، لپیدوسیکلینا و تکستولاریا نیز وجود دارند. زمینۀ این ریزرخساره گل پشتیبان و بافت سنگ وکستون است (شکل 3 تصویر A).
تفسیر: فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونی نشان‌دهندۀ شرایط عمیق دریایی و ژرفای بیشتر از 200 متر است(Geel 2000) . حضور فرامینیفرهای پلانکتونی، بافت ریزدانه و گل پشتیبان و نبود جلبک‌های وابسته به نور، رسوبگذاری در یک محیط آرام، عمیق، کم‌انرژی و زیر سطح تأثیر امواج طوفانی را نشان میدهد (Wilson 1975; Flügel 2010). این ریزرخساره در محل مرز تدریجی دو سازند پابده و آسماری شناسایی‌شده و مربوط به پهنۀ رمپ خارجی است. مشابه این ریزرخساره نیز در بخشهای مختلفی از حوضۀ رسوبی زاگرس گزارش شده است (Amirshahkarami et al. 2007; Rahmani et al. 2009; Adabi et al. 2016; Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Shabafrooz et al. 2015; Zare et al. 2019; Allahkarampour Dill et al. 2018; Khalili et al. 2021).
MF2: وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ (Planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone)
توصیف: فرامینیفرهای بنتیک بزرگ مانندOperculina ، Heterostegina، Eulepidinaو فرامینیفرهای پلانکتونی اجزای اصلی را تشکیل می‌دهند. دیگر اجزای این ریزرخساره را بایوکلستهایی همچون دیتروپا، اکینوئید و آلوئولینا تشکیل میدهد. زمینه گل پشتیبان و بافت سنگ وکستونی است (شکل 3 تصویر B).
تفسیر: حضور هم‌زمان فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ هیالین با پوستۀ کشیده نشان‌دهندۀ عمیقترین بخش از حد پایینی منطقۀ نورانی (Geel 2000; Romero et al. 2002) و ته‌نشست تحت شرایط آرام و کم‌انرژی در قسمت انتهایی رمپ میانی (مرز بین رمپ بیرونی و میانی) است (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Cosovic et al. 2004). ریزرخسارۀ مشابهی از همین سازند قبلاً در ناحیۀ فارس گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Amirshahkarami et al. 2007).
MF3: وکستون /فلوتستون حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ (Larger benthic foraminifera wackestone/floatstone)
توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ با دیوارۀ نازک و کشیده همانند لپیدوسیکلینیده و نومولیتیده (Operculina, Heterostegina, Spiroclypeous) است. اجزای فرعی راLepidocyclina ، Nephrolepidina و دوکفهای تشکیل می‌دهند. بافت سنگ وکستون/فلوتستون و زمینۀ آن گل آهکی است (شکل 3 تصویر C).
تفسیر: حضور لپیدوسیکلینیده و نومولیتیدهای با پوستههای بزرگ، پهن و کشیده و همچنین دیوارۀ نازک و با حفظ‌شدگی خوب در یک زمینۀ میکرایتی نشان‌دهندۀ شرایط دریایی با شوری نرمال و میزان انرژی کم تا متوسط است (Flügel 2010). شرایط ذکر‌شده حاکی از ته‌نشست این ریزرخساره در پایین ناحیۀ زون نوری و در قسمت دیستال رمپ میانی است (Hottinger 1980; 1983; Hoheneger 1999; Hollock 1988; Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Nebelsick et al. 2005; Cosovic et al. 2004; Bassi et al. 2007; Brandano et al. 2009). یولپیدیناهای بزرگ و مسطح و همچنین نومولیتیدها در بخشهای عمیقتر منطقۀ الیگوفوتیک رشد می‌کنند (Hottinger 1997; Pomar et al. 2014). مشابه این ریزرخساره در تاقدیسهای اشگر (Zare et al. 2019)، آنه (Shabafrooz et al. 2015)، تاقدیس خویز (Rahmani et al. 2009) و میدان نفتی منصور‌آباد، آغاجاری و رگ سفید (Fathi Isvand et al. 2022; Mousavi et al. 2022) گزارش شده است.
:MF4 وکستون/ پکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ ضخیم و عدسی تا لنزی‌شکل (Lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone)
توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ ضخیم و عدسی‌شکل مانند Rotalia viennoti، Spiroclypeous و Heterostegina است. اجزای فرعی را Sphaerogypsina globolus, Valvulina, Textularia, Pyrgo, Amphistegina, Planorbulina, Austrotrillina، جلبک قرمز کورالیناسه و اکینوئید تشکیل می‌دهند. بافت سنگ وکستونی (در بعضی از افقها وکستونی – پکستونی) و زمینۀ آن گل آهکی است (شکل 3 تصویر D).
تفسیر: اندازۀ قطعات فسیلی نسبت‌به رخسارۀ قبلی کوچک‌تر و حضور جلبک‌های قرمز هم بیشتر شده است. ویژگیهایی از قبیل کوچک‌بودن اندازۀ صدف، پوستۀ عدسی‌شکل و دیوارۀ ضخیم، همگی بیانگر افزایش میزان نور و انرژی محیط و قرار‌گرفتن در قسمت پایینی زون نوری بالایی است. پوستۀ عدسی‌شکل این فرامینیفرها و همراهی با جلبک‌های قرمز بیانگر رسوبگذاری در زون الیگوفوتیک تا مزوفوتیک است (Corda and Brandano 2003; Brandano et al. 2009). البته حضور روتالیدهای بزرگ مانند Spiroclypeous نشان‌دهندۀ شرایط مزوفوتیک است (Brandano et al. 2009). با توجه به مجموعۀ شواهد بیان‌شده، محیط ته‌نشست این ریزرخساره مربوط به دریای باز و بخش پروکسیمال رمپ میانی است. مشابه این ریزرخساره از میدان نفتی مارون گزارش شده است Goodarzi et al. 2019)).
:MF5 وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین (Porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone)
توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ پورسلانوز و هیالین عدسی‌شکل مانند Heterostegina، Austrotrillina ،Quinqueloculina ، Archaias، Pyrgo و Rotalia viennoti هستند. اجزای فرعی را Textularia، Valvulina، Rupertina، Miogypsinoides،Discorbis ، جلبک قرمز کورالیناسه، دوکفهای و اکینوئید تشکیل می‌دهند. بافت سنگ وکستونی و زمینۀ آن به‌صورت گل آهکی است (شکل 3 تصویر E).
تفسیر: حضور هم‌زمان فرامینیفرهای با دیوارۀ پورسلانوز (ساکن قسمت‌های داخلی پلاتفرم) و هیالین دلیلی بر شرایط محیطی مناسب برای زیست این دو گروه از فرامینیفرها در کنار هم در لاگون دریای باز است (Romero et al. 2002; Rahmani et al. 2009). فرامینیفرهای با دیوارۀ هیالین، شرایط شوری نرمال دریایی و فرامینیفرهای با دیوارۀ پورسلانوز آب‌های کم‌عمق لاگونی و شرایط شوری بالاتر را برای زیست ترجیح می‌دهند (Geel 2000; Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006). این ریزرخساره بالاتر از قاعدۀ سطح اساس امواج عادی نهشته‌شده و تنوع بالای فرامینیفرها در آن حاکی از ته‌نشست این ریزرخساره در پهنۀ لاگون نیمه‌محصور (زون نوری بالایی) با انرژی متوسط است (Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Adabi et al. 2016). مشابه این ریزرخساره در میدانهای نفتی مارون، منصور‌آباد، رگ سفید و آغاجاری (Goodarzi et al. 2019; Mousavi et al. 2022; Fathi Isvand et al. 2022) و زون ایذه (Amirshahkarami et al. 2007; Adabi et al. 2016; Zare et al. 2019) شناسایی شده است.
:MF6 وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز (Porcelaneous foraminifera wackestone)
توصیف: اجزای اصلی فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ پورسلانوز همانند Austrotrillina، Quinqueloculina، miliolids Archaias ، Dendritina rangi و Pyrgoهستند. اجزای فرعی آن شامل Peneroplis، Valvulina، Spiroloculina، Meandropsina، Triloculina، Haplophragmium، دوکفهای، گاستروپودا و اکینوئید هستند. بافت سنگ از وکستونی تا پکستونی در تغییر و زمینۀ آن به‌صورت گل آهکی است (شکل 3 تصویر F).
تفسیر: ویژگی بارز این ریزرخساره بافت گلی، افزایش فرامینیفرهای پورسالانوز همراه با کاهش و/یا نبود فرامینیفرهای با دیوارۀ هیالین و همچنین دیگر فونای سازگار با شرایط شوری نرمال دریایی است. فرامینیفرهای پورسلانوز در آب‌های کم‌عمق پهنۀ لاگونی زیست می‌کنند که به‌دلیل میزان انرژی پایین و چرخش محدود آب از شرایط شوری بالایی برخوردارند (Geel 2000; Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006). شرایط لاگون محصور‌شده در این ریزرخساره با نبود فونای نرمال دریایی و فونای محصور‌شده با تنوع پایین پیشنهاد شده است (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Vaziri-Moghaddam et al. 2006, 2010; Flügel 2010). محدودۀ زیست دندریتیناهای همزیستدار، در بخشهای بالایی زون نوری بالایی واقع در محیط لاگونی است (Brandano et al. 2009). این ریزرخساره بالاتر از قاعدۀ سطح اساس امواج عادی نهشته شده است و محیط ته‌نشست آن به قسمت‌های کم‌عمق زون یوفوتیک در محیط لاگونی نسبت داده می‌شود (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003). مشابه این ریزرخساره از سازند آسماری در بخشهایی از حوضۀ رسوبی زاگرس گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Adabi et al. 2016; Fathi Isvand et al. 2022).
:MF7 مادستون - وکستون بایوکلستی (Bioclast wackestone/mudstone)
توصیف: اختصاصات این ریزرخساره کاهش فونا است، به‌طوری که بعضی از نمونه‌ها فاقد فسیل (گل آهکی) و در بعضی از نمونه‌ها برخی از فرامینیفرها (Textularia، Valvulina، Dendritina rangi، Discorbis، Quinqueloculina و Pyrgo)، دوکفهای، براکیوپود و اکینوئید دیده می‌شوند. بافت سنگ از مادستونی تا وکستونی در تغییر است (شکل 3 تصویر G).
تفسیر: کاهش چشمگیر و/یا نبود فونا دلیلی بر تغییر شرایط پالئواکولوژی است. فقدان فسیل نشانۀ چرخش محدود آب و نبود شرایط زیست مناسب برای موجودات دریایی است (Alsharhan and Kendall 2003). حضور اندک فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین کوچک نظیر Discorbis و Elphidium دلیلی بر افزایش شوری و نور در محیط است. فراوانی گل کربناته، فونای ناچیز و ارتباط آن با رخسارههای لاگونی حاکی از تشکیل این ریزرخساره در قسمت‌های کم‌عمق لاگون محصور به‌سمت ساحل (پهنۀ جزر و مدی) است (Flügel 2010). مشابه این ریزرخساره در میدان نفتی مارون Goodarzi et al. 2019))، تاقدیس اشگر (Zare et al. 2019) و میدان نفتی منصور‌آباد (Mousavi et al. 2022) شناسایی شده است.
:MF8 دولومادستون/دولوستون (Dolomudstone/ Dolostone)
این ریزرخساره به‌طور عمده از بلورهای ریز دولومیت تشکیل می‌شود و فاقد هر گونه فسیلی است (شکل 3 تصویر H).
تفسیر: بافت همگن و گل پشتیبان، وجودنداشتن اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی در این ریزرخساره نشانۀ تشکیل و تعلق آن به پهنۀ جزر و مدی با انرژی پایین از رمپ داخلی است (Nebelsick et al. 2005; Rasser et al. 2005; Aqrawi et al. 2006). گسترش دولومیتهای ریزبلور و دولومیتی‌شدن رخسارههای آهکی متأثر از افت سطح آب دریا و خروج از آب رسوبات و همچنین در اثر تبخیر شورابههای غنی از Mg2+ است (Aqrawi et al. 2006; Adabi et al. 2009; Dehghanzadeh et al. 2016; Allahkarampour Dill et al. 2018). مشابه این ریزرخساره در سازند آسماری در قسمت جنوب غربی زون ایذه (Allahkarampour Dill et al. 2018, Zare et al. 2019) و فروافتادگی دزفول (Dehghanzadeh et al. 2016; Khalili et al. 2021; Fathi Isvand et al. 2022) گزارش شده است.
.:MF9 استروماتولیت بایندستون (Stromatolite Bindstone)
توصیف: این ریزرخساره به‌جز استروماتولیتهای لامینهای تیره و روشن فاقد هر نو ع اجزای زیستی دیگری است (شکل 3 تصویر I).
تفسیر: سیانوباکتریها با فیلامنتهای خود، سبب به دام انداختن قطعات رسوبی و به ته‌نشست رسوبات لامینهای یا همان استروماتولیتها منجر می‌شوند. بهترین مکان برای تشکیل آنها، محیطهاییاند که موجودات چرنده مانند شکم‌پایان و ماهیها نتوانند پوششهای جلبکی را بخورند و آنها را از بین ببرند(Amirshahkarami et al. 2007; Flügel 2010) . این جلبک‌ها امروزه در نواحی بالای پهنۀ بین جزر و مدی، آب‌های شیرین کم‌عمق، محیط‌های آب لب‌شور و دریاچههای بزرگ و کوچک ته‌نشین می‌شوند (Greensmith 1988). بنابر توضیحات داده‌شده و با توجه به موقعیت چینه‌شناسی و رخسارههای همراه، این رخساره در شرایط سوپراتایدال نهشته شده است. مشابه این ریزرخساره از سازند آسماری، در میدان نفتی کرنج شناسایی شده است Amirshahkarami et al. 2007; Saeedi Razavi et al. 2020)).
شکل 3- ریزرخساره‌های برش مطالعه‌شده:A ) وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی (MF1)؛ B) وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ (MF2)، C) وکستون (فلوتستون) حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ با پوستۀ هیالین (MF3)؛ D) وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ ضخیم و عدسی‌شکل (MF4)؛E ) وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین (MF5)؛ F) وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز (MF6)؛ G) مادستون - وکستون بایوکلستی (MF7)؛ H) دولومادستون (دولوستون) (MF8)؛ I) استروماتولیت باندستون (MF9)
Fig 3- Identified microfacies in the studied area, A) planktonic foraminifera wackestone (MF1), B) planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone (MF2), C) larger hyaline benthic foraminifera wackestone/floatstone (MF3), D). lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone (MF4), E) Porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone (MF5), F) Porcelaneous foraminifera wackestone (MF6), G) Bioclast wackestone/mudstone (MF7), H) Dolomudstone/Dolostone (MF8), I) Stromatolite Bindstone (MF9). Abbreviations: P. planktonic foraminifera, O. Operculina, D. Ditrupa, B. Bivalve, Eu. Eulepidina, S. Spiroclypeous, R. Rotalia viennoti, H. Heterostegina, R-A. Red algal, M. Miogypsinoides, El. Elphidium, Q. Quinqueloculina, Mil. miliolids, Me. Meandropsina, Ar. Archaias.
شکل 4- ستون چینه‌نگاری سنگی، گسترش ریزرخساره‌ها و محیط‌های رسوبی پیشنهادی سازند آسماری در برش مطالعه‌شده
Fig 4- Lithostratigraphic log, microfacies distribution along with proposed depositional environments of the Asmari Formation in the studied section.
مدل رسوبی
حادثۀ گرمایشی مرز پالئوسن/ائوسن[1] 56 میلیون سال پیش رخ داده و تأثیرات عمیقی (تحول و انقراض) بر حیات داشته است (Röhl et al. 2007). این حادثه با بالا‌بودن سطح آب دریاها، تغییر شیمی آب اقیانوسها، افزایش میزان گاز دی اکسید کربن، بیشینۀ دمایی در طی 100 میلیون سال اخیر عمر کرۀ زمین همراه بوده است و با غلبۀ نهشته‌های پلاتفرمی کربناتۀ غنی از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ شناخته می‌شود (Zachos et al. 2001, 2003; 2008; Scheibner and Speijer 2008; Tosquella et al. 2022). افزایش گازCO2 ، اسیدی‌شدن محیط‌های دریایی را در پی داشته و افزایش دمای سطح آب دریاها سبب خارج‌شدن جلبک‌های زوگزانتله از بافت مرجانها شده است و این موضوع به سهم خود به افت تولید یا نبود پهنههای ریفی مرجانی منجر شد (Zachos et al. 2005, White and Schiebout 2008; Scheibner and Speijer 2008; Payros et al. 2010). از این رو بیشتر پلاتفرمهای کربناتۀ نریتیک در ابتدای دوران سنوزوئیک در غیاب موجودات چارچوب‌ساز ریفی (فقط در برخی از مناطق به‌صورت ریفهای تکههای حضور دارند) به‌صورت رمپ توسعه یافتند (Beavington-Penney et al. 2005; Tosquella et al. 2022). با توجه به تنوع نه چندان زیاد ریزرخساره‌های شناسایی‌شده، تغییرات تدریجی و پیوستگی آنها و همچنین حضورنداشتن رخسارههای ریف‌ساز سدی، مدل رسوبگذاری از نوع رمپ کربناتۀ کم‌شیب (هموکلینال) برای سازند آسماری در برش مطالعه‌شده پیشنهاد می‌شود (شکل 5). همچنین در مطالعۀ پیشین در همین تاقدیس، مدل رسوبی سازند آسماری به یک رمپ کربناته نسبت داده شده است (Zare et al. 2019). با وجود اینکه در برش مطالعه‌شده، انباشته‌های زیستی مرجانی گسترش ندارند، با این حال در دیگر برشهای مطالعه‌شده از سازند آسماری، به‌ویژه در یال جنوبی تاقدیس اشگر و تاقدیس آنه، نهشته‌های وسیعی از آنها با پهنای 100 تا 200 متر و ضخامت 50 تا 60 متر گزارش شده است (van Buchem et al. 2010; Shabafrooz et al. 2015). در این برش، چینه‌شناسی مدل رسوبی شامل رخسارههای محیط‌های رمپ خارجی، رخسارههای رمپ میانی و رخسارههای رمپ درونی است (شکل 4).
شکل 5- مدل رسوبی پیشنهادی به‌همراه موقعیت مکانی اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده برای سازند آسماری در برش گجستان
Fig 5- Proposed depositional model along with spatial distribution of the carbonate associations for the Asmari Formation in the Tang-e Gojestan area, FWWB: Fair-weather wave base, SWWB/SWB: Storm wave weather base.
رخسارههای رمپ خارجی و مرز آن با رمپ میانی شامل ریزرخساره‌های MF1 و MF2 و فونای شاخص و غالب آن فرامینیفرهای پلانکتونی است (شکل 4). رمپ میانی شامل بخش دیستال (MF3) با فونای غالب از نوع فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ نازک و کشیده و بخش پروکسیمال (MF4) با فونای غالب از نوع فرامینیفرهای هیالین با پوستۀ ضخیم و عدسی‌شکل است (شکل 4). رمپ درونی شامل محیط‌های لاگون نیمه‌بسته، لاگون محصور و پهنۀ جزر و مدی است (شکل 4). لاگون نیمه‌محصور شامل MF5 و لاگون محصور شامل MF6 و MF7است. پهنۀ جزر ومدی شامل دو ریزرخسارۀ اینتراتایدال ((MF8 و سوپراتایدال MF9 است (شکل 4).
اجتماعات کربناته
همراهی و فراوانی دانه‌های کربناته متشکل از اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی سبب ایجاد اجتماعات کربناته می‌شود. این اجتماعات با فاکتورهای متعددی همچون دﻣﺎ، ﺷﻮری، میزان اکسیژن محلول، ﻣﻮاد غذایی، انرژی هیدرودینامیکی، ﻧﻮر (شفافیت)، غلظت CO2، میزان ++Ca، نسبت Mg/Ca، PH آب دریا و ﻣﯿـﺰان ورود ﻣـﻮاد آواری به حوضه کنترل می‌شود (Pomar et al. 2004; Flügel 2010). اجتماعات کربناته در دریاهای عهد حاضر، براساس عرض جغرافیایی و چرخش آب دریا پراکنده شده‌اند (Mutti and Hallock 2003). براساس میزان وابستگی موجودات تولیدکنندۀ کربنات به نور، دو مجموعۀ عمدۀ هتروزوئن (اجتماع کربناته در آب و هوای سرد با شرایط مزوتروفی تا یوتروفی) و فتوزوئن (اجتماع کربناته در کمربندهای حاره‌ا‌ی تا نیمهحارهای با شرایط الیگوتروفی تا کمی مزوتروفی) معرفی شده است که برای تمامی نهشته‌های ائون فانروزوئیک استفاده‌شدنی‌اند (Lees and Buller 1972; James 1997; Wilson and Vecsei 2005). اجتماعات کربناته براساس فراوانی اجزای سازندۀ آنها به اسامی گوناگونی از قبیل فورامول، رودآلگال، بریومول، فورآلگال، کلروزوئن و کلروآلگال تقسیمبندی شده‌اند. با توجه به اینکه اجتماعات کربناتۀ هتروزوئن بیشتر معرف عرض‌های جغرافیایی بالا هستند، ولی ورود مواد غذایی فراوان در داخل حوضههای رسوبی که شفافیت محیط‌های آبی را کاهش می‌دهند و از تشکیل بیشتر کلنی مرجانهای ریف ساز جلوگیری می‌کنند، شرایط را برای تشکیل آنها در محیط‌های حاره‌ا‌ی نیز فراهم می‌کند (Pomar et al. 2004; Kalanat et al. 2011). در برش مطالعه شده با توجه به فراوانی زیاد فرامینیفرهای بنتیک بزرگ وحضور اندک مرجانهای ریف‌ساز، اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده از نوع هتروزوئن و شامل انواع نانوفرو فورآلگال‌اند. البته نبود ارگانیسم‌های فوتوزوئن و ریف‌ساز اصلی به شرایط اکولوژیکی حاکم بر رسوبگذاری سازند آسماری در زمان روپلین-اکی تانین وابستگی دارد (Kalanat et al. 2011).
اجتماع کربناتۀ نانوفر[2]: این اجتماع متشکل از فرامینیفرهای پلانکتونی، نانوفسیلهای آهکی، سوزنهای اسفنج، خارهای اکینوئید و بریوزواست (Hayton 1995). این اجتماع در آب‌های عمیق دور از ساحل دیده می‌شود، ولی در آب‌های کم‌عمق و به‌صورت جزئی در محیط‌های بسته نیز دیده می‌شود (Hayton 1995). فرامینیفرهای پلانکتونی مطالعه‌شده در قسمت‌های انتهایی سازند پابده و همچنین در محل مرز تدریجی آن با سازند آسماری (ریزرخسارۀ MF1) اجزای اصلی این اجتماع کربناته محسوب می‌شوند و مربوط به پهنۀ رمپ خارجی‌اند (شکلهای 5 و 6 تصویر A).
اجتماع کربناتۀ فورآلگال (ال بی فورآلگال): فرامینیفرهای بنتیک بزرگ منفذدار با تنوع بالا به‌همراه جلبک‌های قرمز و سبز اجزای اصلی این اجتماع کربناته محسوب می‌شوند Wilson and Vecsei 2005)). فرامینیفرهای بنتیک بزرگ، یکی از مهم‌ترین اجزائ تشکیل‌دهندۀ کربناتهای کم‌عمق مناطق حارهایاند و به‌صورت همزیست با جلبک‌ها (microalgal) دیده می‌شوند و عمدتاً در محیط‌های کربناتۀ ریفی و سدی الیگوتروفیک (K-strategists) زندگی می‌کنند (BouDagher-Fadel 2008). امروزه آنها در عرض‌های جغرافیایی پایین و در آب‌های گرم، کم‌عمق و فقیر از مواد غذایی محصور شده‌اند. اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آن در برش مطالعه‌شده شامل اپرکولینا، هتروستژینا، لپیدوسیکلینا، اسپیروکلیپوس و یولپیدینا همراه با جلبک قرمزکورالیناسهآ است. ریزرخساره‌های MF2 و MF3 در برش مطالعه‌شده، معرف این نوع از اجتماعات کربناته و در بازۀ زمانی الیگوسن (روپلین – شاتین) و در محیط رمپ میانی (قاعدۀ سازند آسماری) نهشته شده است (شکلهای 5 و 6 تصاویر B و C).
شکل 6- اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده: الف: اجتماع کربناته نانوفر؛ ب و پ: اجتماع کربناتۀ فورآلگال (ال بی فورآلگال)
Fig 6- Identified carbonate associations in the studied area, A. Nannofor carbonate associations, B. Forealgal (LB-foralgal) carbonate associations, and C. Foramol carbonate associations
نتیجه
سازند آسماری در برش تنگ گجستان به‌طور عمده از سنگآهکهای ضخیم‌لایه و صخره‌ساز تشکیل شده است. براساس مطالعات پتروگرافی و دیگر شواهد به دست آمده از بررسی نهشته‌های این سازند، تعداد 9 ریزرخساره متعلق به محیط‌های رمپ خارجی، رمپ میانی و رمپ درونی شناسایی شد. براساس ماهیت رخسارههای شناسایی‌شده، توزیع و پراکندگی ریزرخساره‌ها، تنوع کم رخسارهها، تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها، پیوستگی آنها و حضورنداشتن رخسارههای ریف‌ساز سدی مدل رسوبگذاری سازند آسماری از نوع رمپ کربناته کم‌شیب (هموکلینال) در نظر گرفته شده است. اﺟﺘﻤﺎﻋﺎت ﮐﺮﺑﻨﺎﺗﻪ در برش ﻣﻄﺎﻟﻌﻪشده از نوع هتروزوئن بوده و دو نوع اجتماع دانهای نانوفر و فورآلگال به‌صورت جزئی‌تر در آن شناسایی شده است.
[1] Paleocene–Eocene thermal maximum
[2] Nannofor
)