نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشیار گروه زمینشناسی، دانشکدۀ علومپایه، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران
2 کارشناس ارشد گرایش چینهنگاری و دیرینهشناسی، دانشکدۀ علومپایه، دانشگاه سیستان و بلوچستان، زاهدان، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
Lower Carboniferous deposits of Kalmard area identified with informal Gachal formation which in different outcrops have different lithologic features. This formation is consists of four members A, B, C and D that predominantly consists of carbonate and evaporite rocks. In the Gachal section, the B, C, and D members are outcropped. Member B consist of 200 m massive to thick-bedded dolostone, C member 150 m white massive gypsum, and D member from 50 m carbonate deposits with intercalation of evaporite interlayers. The lower boundary is not exposed but the upper boundary with Khan Group is unconformable. In this paper, Member D, in the Godar-e-Gachal is investigated. Based on lithologic and microscopic studies, 20 carbonate microfacies are identified which belong to the tidal flat, open to the semi-restricted lagoon, bar/shoals and open marine sub-environments. Vertical changes of microfacies and depth change curve represent that the supratidal, intertidal and lagoonal microfacies are thicker than open marine microfacies. Member D of the Gachal formation were deposited in the homoclinal ramp that was situated in the southern margin of paleo-Tethys Ocean in the Visean–Serpukhovian? in the hot and dry climatic conditions that is comparable with the conditions of modern Persian Gulf homoclinal ramp. The Member D deposits of Gachal formation consist of three depositional sequences that differentiated with sequence boundary type 2. Relationships between Member D and C in the lower part and with Khan Group in the upper part are identified with sequence boundary type 1. The above-mentioned third depositional sequences shows the late Visean age that correlateable with the Kaskaskia IV supersequence. The boundary between Gachal formation and Khan Group is correlateable with falling of sea-level in the global scale in the late Visean–Serpukhovian? stages which represent a clear disconformity and erosional surface between Gachal formation and Khan stratigraphic Group.
Keywords: Gachal formation; Kalmard area; Lower Carboniferous; Sequence stratigraphy
Introduction
Central Iran is one of the basic tectonostratigraphic and complicated units in the geology of Iran that is located in the center of Iran and has a triangle shape. The Kalmard Block is a little part of Central Iran that has a northeastern trend and is located between the Kalmard Fault in the east and Naeini Fault in the west. The Lower Carboniferous rocks in the Kalmard area mainly consist of carbonate rocks and a unit C of Gachal formation that is composed of approximately 170 m gypsum and anhydrite that the name of Gachal formation derived from this unit (Aghanabati 1977). Unit D of the Gachal formation is composed of carbonate rocks such as limestone, dolomitic limestone with intercalations of gypsum and red paleosoils and collapse breccias that the complete section of this unit is seen in the Godar-e-Gachal section studied in this paper. With respect to complete Unit D in the southern part of Kalmard area and a necessary of the study of sequence stratigraphy of Tournaisian–Visean strata in this part of Central Iran, this stratigraphic section has been selected.
Materials & Methods
For identification of microfacies characters and analysis, environmental conditions, and sequence stratigraphy of unit D of Gachal formation, the Godar-e-Gachal section has been selected that has 50.4 m thickness. With respect to thickness and lateral facies change, carbonate-evaporate sedimentary cycles and key stratal sequence stratigraphy surfaces. Thirty-two rock samples have been collected and 100 microscopic thin sections have been prepared. Classification and studies of carbonate rocks were conducted based on Dunham (1962) and reconstruction of the depositional environment was based on Walther’s law of correlation of facies (Walther, 1984 in Middleton 1973). Also, vertical and lateral facies changes and comparison with recent sedimentary environments were examined by using the standard carbonate platform models (Wilson 1975; Flügel 1982; Carozzi 1989; Burchette & Wright 1992).
Discussion of Results & Conclusions
The identified depositional sequences of Member D of the Gachal formation have a lot of similarities with global depositional sequences in the Early Carboniferous (Sloss 1988). By studying Member D of Gachal formation, the following results have been obtained:
The thickness of unit D changes from north to south (22 to 98 m). In the Godar-e-Gachal section the thickness of Member D is 50.4 m. With respect to carbonate rocks and intercalation of gypsum beds, it seems that this member was deposited in the south of Kalmard mixed carbonate –siliciclastic platform, under hot and dry climatic conditions. Based on microscopic and field studies, microfacies types are deposited in the tidal flat, lagoon, bar and open marine sub-environments in the Klamard homoclinal platform in the lower Carboniferous was located in the passive margin of the southern part of the Gondwanaland. Member D of the Gachal formation consists of three depositional sequences that the first depositional sequence has sequence boundary type 2 in the lower part with gypsum of Member C, and the third depositional sequence has a sequence boundary type 1 in the upper part with the Khan formation which, indeed, is a disconformity and an erosional surface. Glacial events belong to the Milankovitch orbital forcing and tectonic processes, and are main factors for the formation of sedimentary cycles and depositional sequences of Member D of Gachal formation.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
ایران مرکزی یکی از واحدهای اصلی و عمدۀ زمینشناسی ایران است که به شکل مثلث در مرکز ایران قرار دارد و جزء بزرگترین و پیچیدهترین واحدهای زمینشناختی به شمار میرود. الگوی ساختاری حاکم بر این قلمرو، از نوع بلوکهای مجزا بوده است که با گسلهای عمیق از هم تفکیک شده است و بر همین اساس، هریک از این بلوکها ویژگیهای جداگانهای را کسب کردهاند. بلوک کلمرد بخش کوچکی از این قلمرو است که دارای روند شمال شرقی است و بین گسلهای کلمرد در شرق و نائینی در غرب قرار دارد. سنگهای کربنیفر این بلوک، کربناته است و بهعلت دارابودن یک عضو تبخیری شاخص از دیگر سنگهای این دوره مستثنا هستند (عضو C سازند گچال). به همین دلیل، نام سازند گچال برای نهشتههای کربنیفر بلوک کلمرد انتخاب شده است (Aghanabati 1977). سنگهای منسوب به این سازند، در چندین رخنمون متفاوت توصیف شدهاند؛ بهطوری که برای هریک از چهار عضو مذکور (A، B، C و D)، یک برش مرجع خاص در نظر گرفته میشود. بر همین اساس، سازند گچال سازندی غیررسمی، اما با اهمیت در زمینشناسی ایران مرکزی، است. سازند گچال عمدتاً از سنگآهک، آهک دولومیتی، دولومیت و ژیپس تشکیل یافته است؛ اما مقادیری ماسهسنگ نیز در قسمتهای آغازین آن مشاهده میشود. یکی از کاملترین رخنمونهای عضو D سازند یادشده در گدار گچال واقع است. سنگشناسی این عضو در این محل، متشکل از سنگآهک، آهک دولومیتی و ژیپس است که تاکنون مطالعات اندکی دربارۀ آن انجام و تنها به تعیین سن و مقایسۀ آن با دیگر رخنمونها و نواحی مجاور بسنده شده است؛ بنابراین، انجام بررسیهای دقیقتر بر این توالی ضروری است. در این مطالعه، برای افزایش دقت و نیل به نتایج مناسب، تنها بخشی خاص از یک حوضۀ رسوبی (بخش جنوبی زون کلمرد) در یک دورۀ زمانی کوتاه (اشکوب ویزئن از کربنیفر پیشین)، مدنظر قرار گرفته است.
زمینشناسی و چینهشناسی منطقۀ مطالعهشده
این برش در جنوب غرب شهرستان طبس و جنوب شرقی روستای رباطخان در زون کلمرد (شرق ایران مرکزی) و در محدودۀ نقشۀ 250000 :1 طبس و 100000 :1 رباطخان قرار دارد (شکل 1و2). موقعیت جغرافیایی برش یادشده، عبارت است از: «05 '16 ˚ 33» عرض شمالی و «28 '09 ˚ 56» طول شرقی که در یال غربی آنتیکلین گدار گچال واقع شده است. این برش در 78 کیلومتری جادۀ اصلی طبس به یزد قرار دارد و ازطریق یک جادۀ خاکی به مسافت 15 کیلومتر، به آن دست مییابیم (شکل 1).
رسوبات بخش فوقانی سازند گچال (بخش D) بیشتر کربناته و از سنگآهکهای مرجاندار و براکیوپوددار تشکیل شدهاند. رسوبات یادشده با رخسارههای ماسهسنگی –شیلی سازند سردر در ناحیۀ شیرگشت و کوههای شتری کاملاً متفاوتاند. در مقابل با نهشتههای آهکی پاره سازند شیشتو 2 در ایران مرکزی، عضو D سازند جیرود، قسمت فوقانی سازند مبارک و سازند دزدبند؟ در رشتهکوههای البرز دارای همارزی و انطباقدادنی است (شکل 3).
شکل 1- موقعیت جغرافیایی، تصویر ماهوارهای ، ستون چینهشناسی و رخنمون سازندهای گچال و خان (محل مطالعهشده *)
Fig 1- Geographic location, satellite photo and Gachal and Khan formations outcrops(Study area *)
شکل 2- بلوکهای تکتونو استراتیگرافیک شناساییشده در ایران و موقعیت جغرافیایی برش چینهنگاری گچال در بلوک پشت بادام و در غرب بلوک طبس
Fig 2- The tectonostratigraphic blocks identified in Iran and geographic position of Gachal stratigraphic section in the Posht-e-Badam and west of Tabas blocks
دادهها و روش مطالعه
برای تشخیص خصوصیات رخسارهای، شرایط حاکم بر محیط رسوبی و همچنین انواع سیکلها و سکانسهای موجود در این توالی، پس از کسب اطلاعات لازم و مطالعۀ کارهای انجامشدۀ قبلی، ابتدا مطالعات صحرایی انجام شد. بههمین منظور، یکی از کاملترین رخنمونهای بخش D سازند گچال در ناحیۀ کلمرد انتخاب شده است. این عضو در محل نمونهبرداری، درمجموع 45/50 متر ضخامت دارد. شایان ذکر است که در محل گدار گچال، ضخامت واحدهای ژیپسی از سمت شمال بهسمت جنوب کاهش یافته و باعث شده است تا در فواصل کم (چند صد متر) ضخامتهای کاملاً متفاوتی از عضو مذکور مشاهده شود (22 تا 98 متر) (Aghanabati 1977). در مرحلۀ مطالعات صحرایی، خصوصیات ظاهری توالی از قبیل ضخامت، ساختمانهای رسوبی، انواع فسیلها و ... و همچنین تعداد، نوع و ضخامت پاراسکانسها، ثبت و درنهایت نمونهبرداری از توالی انجام شد. علاوه بر موارد فوق، سطوح کلیدی چینهنگاری سکانسی از قبیل سطح حداکثر سیلاب (mfs)، مرزهای سکانسی (SB)، سطح پیشرونده (TS)، سطح سیلاب دریایی[1] (MFS) شناسایی شده است. همچنین توالی مذکور به واحدهای سنگی معین تقسیم شد (واحدهای D1، D2 و D3). همرا با پیمایش توالی و ثبت اطلاعات، برداشتهای مرتبط با چینهنگاری سکانسی و نوع سیکلها از قبیل کمعمقشونده، عمیقشونده، پیشرونده[2]، پسرونده[3]، افزاینده[4]، شورشونده، درشت و یا ریزدانهشونده و ... نیز تعیین شده است. نمونهها از محل بیشترین تغییرات رخسارهای و سیکلی انتخاب و با توجه به تکرار سیکلهای رسوبی، درمجموع تعداد 32 نمونه سنگی برداشت شده است. در مرحلۀ مطالعات آزمایشگاهی، تعداد 100 مقطع نازک رخسارههای شناساییشده در سنگهای کربناتۀ بخش D سازند گچال: براساس بررسیها و مشاهدات صحرایی، همچنین تجزیه و تحلیلهای پتروگرافیک و میکروسکوپیک در این توالی چندین گروه رخسارهای شناسایی شده است که چهار زیرمحیط رسوبی را نشان میدهند. این زیرمحیطها به ترتیب دورشدن از ساحل عبارتاند از: زیرمحیط پهنۀ جزر و مدی[5] (ریزرخسارۀ T)، زیرمحیط لاگون باز و نیمهمحصور[6] (ریزرخسارۀ L)، زیرمحیط پشتههای زیردریایی و سد[7] (ریزرخساره B)، زیرمحیط دریای باز[8] (ریزرخسارۀ O) مادستون دولومیتی با فابریک فنسترال[9]: این ریزرخساره بیشتر بهصورت مادستون دولومیتی دیده میشود. در این ریزرخساره، فقط حفرات چشمپرندهای[10] یا فابریک فنسترال[11] تشخیص داده شده است (شکل 4 B و A). در رخسارۀ فوق، هیچگونه آلوکمی وجود ندارد و تنها نمونۀ ذکرشدنی در آن، بافت چشمپرندهای است که در بالا به آن اشاره شد. شرایط بالا حاکی از آن است که این رخساره در بخش فوقانی زیرمحیط بین جزر و مدی پایینی[12] انجام شده است.
شکل 3- تطابق سنگ چینهنگاری عضو D سازند گچال با همارزهای آن در ایران مرکزی و البرز
Fig 3- Lithostratigraphic correlation of unit D of Gachal formation with its correlatable units in Central Iran and Alborz
مادستون دولومیتی همراه با قالب کانیهای تبخیری[13]: این ریزرخساره از مادستون دولومیتی لامینهای تشکیل شده است و در آن قالب کانیهای تبخیری ژیپس و انیدریت وجود دارد که با کلسیت جایگزین شدهاند[14]. پسودومورفهای مذکور بهصورت کاملاً یوهدرال (رومبوئدر، کوبیک و تا حدودی مستطیلی شکل) تا سابهدرال و یا کاملاً آمورف (بیشکل) مشاهده میشوند که از پراکندگی یکنواختی برخوردارند. در برخی موارد، رشد نزدیک به هم این بلورها اشکال زیبایی را ایجاد کرده است (شکل4 C و D). دولومیتهای این ریزرخساره از نوع دیاژنتیکی اولیه[15] است (Tucker 1993). مشابه این ریزرخساره از سواحل جنوبی و شیخنشین[16] امروزی نیز، گزارش شده است (McKenzie et al. 1980; Patterson and Kinsman 1982). وجود قالب کانیهای تبخیری ژیپس و انیدریت و همچنین مادستون دولومیتی و قرارگیری در پایین ریزرخسارههای بالای مدی، بیانگر تشکیل ریزرخساره در زیرمحیط پهنۀ بین جزر و مدی بالایی[17] است.
وکستون/ پکستون اینتراکلاست، بایوکلاستدار با فابریک فنسترال[18]: شامل 15% اینتراکلاست، 5% پلوئید و مقادیر جزئی (کمتر از 1%) از براکیوپود، استراکود و گاستروپود است. اینترکلاستهای موجود در این ریزرخساره، حاوی قطعات فسیلی مشابه با زمینه در بر گیرندهاند (شکل4 E). آشفتگیهای زیستی باعث ایجاد آرایش خاصی در قرارگیری قطعات فسیلی شده است. علاوه بر این در ریزرخسارۀ مذکور، فابریک فنسترال هم تشخیصدادنی است. فابریک گلپشتیبان[19] و چشمپرندهای نشاندهندۀ بخشهای فوقانی زیرمحیط بین جزر و مدی پایینی[20] هستند.
پکستون استراکود، پلوئیددار با فابریک فنسترال[21]: آلوکم اصلی این رخساره از 40- 35% استراکود تشکیل شده است که همراه با 15% پلوئید و مقادیر بسیار کمی (کمتر از 1%) جلبک از نوع Epimastropora مشاهده میشوند. قطعات فسیلی رخسارۀ مذکور بهصورت کاملاً سالم دیده میشوند. علاوه بر موارد بالا، ذرات تخریبی کوارتزی، بهصورت هماندازه، زاویهدار، با پراکندگی یکنواخت و مقدار بسیار کم در این رخساره وجود دارد (شکل 4 F). وجود استراکود فراوان و فابریک دانهپشتیبان در این ریزرخساره و همچنین فابریک چشمپرندهای، به گمان قوی، نشانگر تشکیل رخسارۀ مذکور در حواشی حوضچههای[22] محیط بین جزر و مدی است.
پکستون/ گرینستون بایوکلاستدار، پلوئیددار با آشفتگی زیستی و فابریک فنسترال[23]: این ریزرخساره بهشدت از مقدار اینتراکلاستها کاسته و بر مقدار پلوئیدها و دیگر قطعات اسکلتی افزوده میشود (شکل 4 H و G)؛ ازجمله پلوئید 20% ، استراکود 15% و پلسیپود 5%. در نمونههای مرتبط با این ریزرخساره نیز آشفتگی زیستی، نظم خاصی را در قرارگیری بایوکلاستها ایجاد کرده است. بر همین اساس، بایوکلاستهای یادشده در زمینۀ اسپاریتی یافت شده است که با مرز مشخص به زمینۀ میکریتی تبدیل میشوند. زمینۀ مذکور، مربوط به شرایط آرام بوده و تعداد بسیار کمی (5- 2%) بایوکلاست را در خود جای داده است. ممکن است برخی از پلوئیدها نیز در اثر فرسایش بیش از حد قطعات اینتراکلاستی تشکیل شده باشند. وجود سیمان اسپاریتی و لایهبندی متوسط در این ریزرخساره، حاکی از وجود میزان انرژی بالا در زمان نهشتهشدن آن است. این ریزرخساره به گمان قوی در بخش تحتانی زیرمحیط پهنۀ بین جزر و مدی پایینی[24] تهنشین شده است.
تفسیر: رخسارههای مرتبط با پهنۀ جزر و مدی در بخشهای فوقانی این محیط و در شرایطی نیمهخشک تا خشک[25] تشکیل شدهاند. با توجه به قرارگیری واحدهای تبخیری (نهشتههای ژیپسی) بههمراه ریزرخسارههای محیط لاگون و ریزرخسارههای دارای فابریک فنسترال، مبین تشکیل آنها مادستون و وکستون دارای فابریک فنسترال و علاوه بر این فقدان بقایای زیستی، در زیرمحیط پخنخ جزر و مدی و احتمالاً زیرمحیط بالای مدی است. وجودنداشتن آشفتگیهای زیستی، وجود قالب کانیهای تبخیری و لایههایی از ژیپس و انیدریت و همچنین حفرات مربوط به فابریک فنسترال، حاکی از رسوبگذاری ریزرخسارههای بالا در بخشهای بالایی پهنۀ جزر و مدی است (Shinn 1983). فقدان تنوع زیستی در رخسارۀ مادستونی، حاکی از وجودنداشتن شرایط مناسب برای زیست موجودات است (Wilson 1975; Briand et al. 1998). بهسبب حد واسط بودن محیط تشکیل این رخسارهها، رسوبات آنها بهطور منظم یا نامنظم از آب خارج میشوند و ویژگیهای خاصی را نشان میدهند؛ از آن جمله به پسودومورفهای حاصل از بلورهای ژیپسی و انیدریتی اشاره میشود که احتمالاً در محیط سوپراتایدال یا سبخا به وجود آمدهاند؛ زیرا امروزه نیز اینگونه کانیهای تبخیری در مناطق بالای جزر و مدی تگزاس، سواحل جنوبی خلیجفارس و سواحل جنوبی مدیترانه یافت میشود (Butler et al. 1982; Ali and West 1983; Kendal and Warren 1989). وجود این کانیها نیز حرارت متوسط بالای 22 درجۀ سانتیگراد و درجۀ حرارت فصلی بیش از 35 درجه را پیشنهاد میکنند (Tucker 1990).
مادستون/ وکستون بایوکلاستدار دارای آشفتگی زیستی[26]: این ریزرخساره عمدتاً از مادستون تشکیل یافته است و مقادیر بسیار کمی بایوکلاست را نیز در بر دارد (استراکود 1% ، پلسیپود کمتر از 1% ، اکینودرم کمتر از 1% و مقادیر بسیار جزئی از ذرات تخریبی) (شکل 4 A). شرایط یادشده حاکی از تشکیل این ریزرخساره در محدودۀ آبهای آرام و بخش عمیق لاگون باز پشت سد است.
وکستون پلوئید، بایوکلاستدار[27]: این ریزرخساره از حدود 15% پلت، 10% قطعات ساقۀ کرینوئید، 2% براکیوپود و 10- 5% فرامینیفرهای بنتیک از قبیل Endothyra sp. و sp. Monotaxinoides تشکیل شده است که در زمینهای میکریتی قرار گرفتهاند (شکل 4 B). قطعات اسکلتی موجود خردشده بوده بودند؛ ولی فرامینیفرهای بنتیک این ریزرخساره بهطور کامل حفظ شدهاند. این فرامینیفرها از پراکندگی نسبتاً یکنواختی برخوردارند. قطعات کرینوئیدی موجود، میکروبورینگهایی را در سطح خود نشان میدهند که حاکی از تشکیل این ریزرخساره در محیط آرام لاگون است. تنوع فسیلی موجود و وجود آشفتگیهای زیستی در برخی از نمونهها هم، مبین این مطلب است که لاگون یادشده، باز و یا کمی محصور[28] بوده است.
وکستون/ پکستون اکینودرم، بایوکلاست، فرامینیفر بنتیکدار[29]: مهمترین آلوکم این ریزرخساره از قطعات کرینوئیدی تشکیل شده است که نسبتبه دیگر قطعات فسیلی از فراوانی بیشتری برخوردار است. حجم این آلوکم در تعدادی از نمونهها به 15- 10% و در تعدادی دیگر به 20- 15% میرسد. این قطعات هم میکروبورینگهایی را در سطح خود نشان میدهند. فرامینیفرهای بنتیک موجود در نمونهها 5- 2% و گاهی 15- 10% حجم کل نمونه را به خود اختصاص میدهند و از نوع sp. Earlandia، Endothyra و Eostaffella هستند (شکل 4 D). از دیگر آلوکمهای موجود، به براکیوپود با فراوانی 2- 1%، پلسیپود 2% و بریوزوآ 1% ، اشاره میشود. گاهی ذرات تخریبی زاویهدار و هماندازه، بهصورت پراکنده در نمونهها یافت میشود. قطعات کرینوئیدی در زمینۀ اسپاریتی قرار و در سطوح تماس بین خود، میکرواستیلولیت دارند (شکل 4، E ). دیگر قطعات اسکلتی درشتدانه، خرد شده و تا حدودی محو هستند.
وکستون/ پکستون بایوکلاست، پلوئیددار با آشفتگی زیستی[30]: در این ریزرخساره قطعات فسیلی از فراوانی زیادی برخوردارند؛ برای مثال، پوستههای پلسیپود 35- 30% ، پلوئید 15- 5% ، استراکود 15- 10%، دانههای پوششدار 10% ، براکیوپود کمتر از 10% و گاستروپود کمتر از 5%. در ریزرخسارۀ بالا، پلتها به شکل پراکنده وجود داشته و گاهی درون قطعات اسکلتی (استراکود و گاستروپود) را اشغال کردهاند (شکل 4، F). استراکودها بهصورت کامل یافت و با توزیع یکنواخت دیده میشوند. برخی قطعات پوستۀ براکیوپودها، استراکودها و ... با جلبک پوشیده[31] شدهاند که از آنها با عنوان دانههای پوششدار[32] یاد میشود (شکل،4 G).
نکتۀ جالب توجه در ریزرخسارۀ فوق آن است که رسوبات متعلق به آن در برخی نمونهها بهشدت تحت تأثیر آشفتگی زیستی قرار داشتهاند؛ بهگونهای که رسوبات لایههای فوقانی در لایۀ زیرین نفوذ کردهاند[33] و بهصورت دوایری حاوی مقادیر زیادی پلت و تعداد کمی سوزن اسفنج دیده میشوند که احتمالاً مربوط به سطوح Firmground و یا Hardground است (شکل4، D و C). وجود لولههای کرم[34] همراه با آثاری از آشفتگیهای زیستی در این ریزرخساره، حکایت از تشکیل آن در شرایط آرام لاگونی دارد.
وکستون/ پکستون تبلور مجدد یافته با آشفتگی زیستی[35]: این ریزرخساره حاوی 15% جلبک، 2% استراکود است. پوششهای جلبکی موجود نیز احتمالاً مربوط به کلسیمیکروبهای بدون لامینه یا میکروبایالیتهایی از گروه Girvanella است (شکل 4 H). تعداد کمی از استراکودها هم بهصورت سالم موجودند. علاوه بر این، آثاری از آشفتگیهای زیستی هم دیده میشود. این ریزرخساره، تحت تأثیر دیاژنز قرار میگیرد و شواهدی از تبلور مجدد را نشان میدهد که در اثر فرایندهای ثانویه به وجود آمدهاند. وجود استراکود و جلبک در زمینۀ میکریتی، بر تشکیل این ریزرخساره در شرایط لاگون باز دلالت دارند که در محیطی مشابه با دیگر رخسارهها تشکیل میشود و مبین وجود ثباتی نسبی در شرایط فیزیکی و شیمیایی محیط رسوبی مذکور است.
شکل4- ریزرخسارههای پهنۀ جزر و مدیA و B مادستون دولومیتی با فابریک فنسترال، همراه با قالب کانیهای تبخیری؛ C و D مادستون دولومیتی، همراه با قالب کانیهای تبخیری؛ E وکستون/ پکستون اینتراکلاست، بایوکلاستدار با فابریک فنسترال؛ F پکستون پلوئیدی استراکوددار با فابریک فنسترال؛ G و H پکستون/ گرینستون بایوکلاست پلوئیددار با آشفتگی زیستی و فابربک فنسترال. ریزرخسارههای لاگون باز و نیمهمحصور؛ I مادستون/ وکستون بایوکلاستدار دارای آشفتگی زیستی؛ K و Lوکستون پلوئید، بایوکلاستدار؛ M وکستون/ پکستون اکینودرم، بایوکلاست، فرامینیفر بنتیکدار؛ O و Nوکستون/ پکستون بایوکلاست، پلوئیددار با آشفتگی زیستی. مقیاس 1 میلیمتر.
Fig 4- Tidal flat microfacies.A and B:Dolomitic mudstone with fenestral fabric accompanied with evaporate minerals mold.C and D:Dolomitic mudstone accompanied with evaporate minerals mold,E.Bioclastic intraclastic Wackestone/Packstone with fenestral fabric,F.Pelloidal ostracod Packstone with fenestral fabric,H and G.Bioturbated .Pelloidal bioclastic Packstone/Grainstone with fenestral fabric,Semirestricted and open microfacies:I.Bioturbated bioclastic Mudstone/Wackestone,K and L .Bioclastic pelloidal Wackestone.M.Benthic foraminifera bioclast echinoderm Packstone,O and N.Bioturbated pelloidal bioclastic Wackestone/Packstone.Scale:1 mm.
وکستون/ پکستون اکینودرمدار دولومیتی شده[36]: این رخساره تحت تأثیر فرایندهای دولومیتی قرار داشته است. در ریزرخسارۀ مذکور، آثار فسیلی موجود به قطعاتی از ساقۀ کرینوئیدها محدود میشود (شکل 5 A). قطعات فسیلی ذکرشده در حدود 15% از حجم نمونهها را تشکیل و خود نیز آثار تبلور مجدد را نشان میدهند. با نبود آثار فسیلی و محیطی کافی، برای تعیین دقیق محیط تشکیل این رخساره، با توجه به اینکه محیط رسوبی این بخش از سازند گچال بیشتر با محیط لاگون مرتبط است، ریزرخسارۀ فوق به محیط لاگون باز مربوط میشود.
پکستون اکینودرم، پلسیپود، بایوکلاستدار[37]: 60- 50% این ریزرخساره از قطعات کرینوئیدی تشکیل یافته است، دارای بیشتر این قطعات میکروبورینگاند و در محل تماس با قطعات مشابه خود میکرواستیلولیت نیز دارند. علاوه بر این 30% پلسیپود، 15- 10% براکیوپود و 15% پلوئید نیز در این ریزرخساره دیده میشود. قطعاتی از پوستۀ براکیوپود و پلسیپودها نیز بهصورت سالم تا خردشده وجود دارد که در برخی نمونهها از تراکم بالایی برخوردارند (شکل 5 B)؛ بهطوری که برخی قطعات اسکلتی بهطور کامل در هم فرو رفتهاند و نوعی انحلال فشاری[38] را در مرز قطعات نشان میدهند (شکل 5 C). پلتها نیز فواصل بین قطعات اسکلتی فوق را پر کردهاند (شکل 5 D ). با استفاده از دلایل ذکرشده، چنین استنباط میشود که این ریزرخساره در محیط لاگون باز و نزدیک به سد و در شرایط پرانرژی نهشته شده است.
پکستون بایوکلاست، پلوئیددار با آشفتگی زیستی[39]: در نمونههای مختلف مرتبط با این ریزرخساره حدود 40- 20% پلسیپود، 15- 5% پلوئید،10- 5% استراکود و مقادیری جلبک و گاستروپود وجود دارد. قطعات فسیلی موجود از فراوانی بالایی برخوردارند. کفههای مجزا و سالم در استراکودها یافت میشوند (شکل E 3). فضای درونی برخی گاستروپودها و استراکودها با پلت اشغال شدهاند. در برخی از نمونههای مرتبط با این ریزرخساره، مرز مربوط به شرایط توفانی نیز تشخیصدادنی است. علاوه بر این، آشفتگی زیستی نیز یکی از خصوصیات موجود در این ریزرخساره در نظر گرفته میشود که در برخی نمونههای مربوط به ریزرخسارۀ مذکور یافت میشود. با توجه به خصوصیات فوق در محیط لاگون باز تشکیل شده است.
پکستون/ گرینستون اینتراکلاست، بایوکلاستدار[40]: آلوکمهای اصلی این ریزرخساره شامل 25- 15% اینتراکلاست، 15% قطعات کرینوئید، 20- 5% براکیوپود، 10- 5% دانههای پوششدار، پلوئید 5% و مقادیری گاستروپود، پلسیپود، استراکود و جلبک. در ریزرخسارۀ فوق، قطعات کرینوئیدی بورینگ شدیدی را نشان میدهند (شکل F 3). برخی قطعات نیز با جلبک پوشیده شدهاند. بعضی اینتراکلاستها حاوی قطعات فسیلی بزرگ و برخی دیگر دارای قطعات فسیلی کوچکاند و حواشی نامنظمی دارند (شکل 5 G). اائید نیز به مقدار کم مشاهده میشود. قطعات فسیلی درشتی نیز وجود دارند که با پلت اشغال شدهاند (شکل 5 H). محتویات این ریزرخساره در زمینۀ اسپاریتی و بهصورت جورشده وجود دارند. اطراف برخی قطعات کرینوئیدی نیز سیمان همبعد[41] وجود دارد (شکل5 F). همانطورکه ذکر شد، آشفتگی زیستی یکی از خصوصیات مرتبط با محیط لاگون در نظر گرفته میشود. علاوه بر این، وجود قطعات اینتراکلاستی و کرینوئیدی مربوط به محیط پرانرژی در مجاورت عناصر لاگونی از قبیل استراکود، براکیوپود و گاستروپود، همراه با تعداد کمی اائید و زمینۀ اسپاریتی، حاکی از تشکیل این ریزرخساره در بخش پرانرژی لاگون و در مجاورت سد است.
شکل5 - ریزرخسارههای لاگون باز و نیمه محصور. : A. وکستون/ پکستون تبلور مجدد یافته با آشفتگی زیستی؛ B وکستون/ پکستون اکینودرمدار دولومیتیشده؛ C، D و E پکستون اکینودرم، پلسیپود و بایوکلاستدار. تراکم فسیلی بالا باعث نفوذ برخی قطعات فسیلی درون یکدیگر شده است؛ F پکستون بایوکلاست، پلوئیددار با آشفتگی زیستی؛ G، H و I پکستون/ گرینستون اینتراکلاست، بایوکلاستدار؛ J و Kگرینستون بایوکلاست، کرینوئید، اینتراکلاستدار. اینتراکلاستها قطعات درشتی از گاستروپود را در بر دارند. ریزرخسارههای پشتههای زیر دریایی و سد؛ L گرینستون بایوکلاست، اائیددار. درصد کمی از اائیدها مرکب بوده است؛ ولی بیشتر اائیدها منفردند و بهصورت کروی و بیضی با لامینههای نامنظم دیده میشوند. M، N و O گرینستون اینتراکلاستی بایوکلاستدار؛ (N) اینتراکلاستها حاوی قطعات فسیلی درشتاند که با حواشی گرد در سمت چپ و پایین تصویر تشخیصدادنیاند؛ (N و O) قطعات کرینوئیدی موجود در زمینۀ اسپاریتی کاملاً گردشدهاند و حاکی از وجود انرژی محیطی بالا هستند. مقیاس 1 میلیمتر.
Fig 5- Semi-restricted and open lagoon microfacies:A.Recrytalized bioturbated Wackestone/Packstone,B.Dolomitized echinoderm Wackestone/Packstone,C,D and E.Bioclastic pelecypod echinoderm Packstone,High concentration of fossils caused influences of fossils to anothers.F.Bioturbated pelloidal bioclastic Packstone,H and G.Bioclastic intraclastic Grainstone,J and K.Intraclasic intraclastic crinoidal Grainstone,Intraclasts contains of large gastropod skeletal fragments,Barrier and Shoal microfacies:L.Ooid bioclastic Grainstone,Low percent of ooids are composits and mainly are solitary and are seen as sphaeroidal and ellipsoidal with irregular laminae.M,N and O.Bioclastic intraclastic Grainstone,Intraclast composed of coarse fossil fragments with roundness margin in the left side and lower part in the N and rounded crinoidal fragments in the sparite text that shows a high energetic environment.Scale:1 mm.
گرینستون بایوکلاست، کرینوئید، اینتراکلاستدار[42]: نمونههای مختلف این ریزرخساره تا حدودی متفاوت بوده است؛ ولی بهطور کلی شامل 15- 10% کرینوئید و 5- 3% براکیوپود هستند. در برخی از نمونهها مقادیر کمی (کمتر از 1%) پلسیپود یافت میشود؛ اما در دیگر نمونهها 15% اینتراکلاست، 5% گاستروپود و 2% جلبک هم وجود دارد. قطعات کرینوئیدی موجود در نمونههای این رخساره، بهطور کلی میکروبورینگهایی را در سطح خود نشان میدهند (شکل 6 A). قطعات پوسته براکیوپودها و گاستروپودها بهصورت نابرجا یافت و درون بیشتر قطعات گاستروپودی با پلت پر شده است. اینتراکلاستهای موجود نیز حاوی قطعات فسیلی بزرگ (بیشتر قطعات گاستروپودی) و برخی قطعات فسیلی کوچکاند (شکل 6 B). از جلبکهای موجود در این ریزرخساره، به Nostocites و Dacycladaceae اشاره میشود. درصد بالای عناصر لاگونی، زمینۀ اسپاریتی و قرارگیری این ریزرخساره در توالی رسوبی مرتبط با رخسارههای لاگونی، نشانگر تشکیل آن در لاگون مجاور سد و در یک محیط پرانرژی است.
تفسیر: از خصوصیات مشترک ریزرخسارههای این گروه عبارت است از: وجود گل آهکی بین دانههای اصلی و وجود بایوکلاستهایی حاصل از موجودات لاگونی که در شرایط محصور و نیمهمحصور توانایی زیست دارند. ویژگی مشترک اول، دلیل برقراربودن آرامش در محیط تشکیل آنهاست (هرچند شواهدی مثل آثار فرسایشی در برخی مقاطع نشان میدهد که گهگاه آرامش محیط بر اثر بروز توفانهایی بر هم میخورده است) و ویژگی دوم، بالابودن میزان شوری در محیط تهنشست رسوبات این گروه را به نمایش میگذارد. تفاوت ریزرخسارههای این گروه نیز بیشتر در نوع فابریک و اندازۀ دانههای آنهاست. از دیگر خصوصیات بارز این رخساره، وجود آشفتگیهای شدید زیستی است که بیشتر نتیجۀ فعالیت موجودات درونزی[43] است. فعالیت چنین موجوداتی در عمق زیاد، باعث نفوذ رسوبات لایههای فوقانی در لایۀ زیرین شده است که این شرایط در اثر وجود سطوح متراکم یا Hardground به وجود آمده است. وجود استیلولیتهای ریز در رخسارۀ مذکور بهدلیل تشکیلنشدن سیمان اولیه در اثر فعالیت ارگانیزمهای مذکور است (Sepkoski et al. 1991). محل تشکیل این ریزرخسارهها، بخشهای عمیقتر لاگون در شرایطی با انرژی محیطی پایین است. در چنین محیطی بهدلیل محدودتربودن مواد غذایی، فعالیت موجودات رسوبخوار بیشتر میشود و ایجاد باروهای مختلف، اعم از باروهای دارای مرز مشخص با رسوبات در بر گیرنده[44] و یا باروهای فاقد مرز مشخص[45]، حاصل فعالیت چنین موجوداتی است (Wetzel 1991). اینگونه موجودات عمدتاً بهصورت چریدن[46] عمل میکنند (Bromley 1990). ویژگی بارز برخی رخسارههای لاگونی، درصد تقریباً بالای پلوئید و استراکود است. دیگر ارگانیزمها در این رخسارهها تنوع کمتری دارند؛ بهویژه، عناصر دریای باز از قبیل اکینودرم و براکیوپود که در بیشتر مقاطع از فراوانی مشابهی برخوردارند. وجود پلوئید و دیگر عناصر لاگونی مانند گاستروپودها، مبین تشکیل این رخسارهها در بخشهای کمعمقتر محیط لاگون است.
گرینستون بایوکلاست اائیددار[47]: این ریزرخساره در شرایط سدی تشکیل شده است، بر همین اساس، آلوکمهای زیر نیز در نمونههای آن یافت میشود. 25- 20% اائید، 13- 10% اینتراکلاست، 5% پلوئید، 3% جلبک، 5% دانههای پوششدار، کرینوئید، براکیوپود، گاستروپود و استراکود درمجموع کمتر از 5% از حجم نمونهها را به خود اختصاص دادهاند.
در این ریزرخساره، به تبعیت از شرایط پرانرژی موجود، قطعات کرینوئیدی بیشتر گردشدهاند و تا حدودی جورشدگی نشان میدهند. اائیدها بهصورت کروی، بیضی و کشیده دیده میشوند. لامینهها نامنظماند و بیشتر اائیدها با اندازهای در حدود 5/0- 2/0 میلیمترند. بیشتر اائیدهای موجود منفردند؛ ولی گاهی اائیدهای مرکب هم وجود دارند (شکل 6 A). هستۀ اائیدها از قطعات اسکلتی با اشکال مختلف تشکیل شدهاند؛ اما بیشتر کشیدهاند (پوستۀ صدفها) (شکل 6 B). استراکودهای موجود، کاملاند و در برخی موارد هستۀ اائیدها را تشکیل میدهند. برخی قطعات براکیوپودی نیز با جلبک اینکراست شدهاند. بهطور کلی، جورشدگی آلوکمهای این ریزرخساره تا حدودی خوب است؛ بهطوری که از چند اندازه و بهصورت یکنواخت تشکیل یافتهاند. وجود اائید، کرینوئیدهای گردشده، زمینۀ اسپاریتی و جورشدگی آلوکمها، دلیلی بر تشکیل این رخساره در یک پشتۀ زیردریایی کمعمق[48] است.
گرینستون اینتراکلاست بایوکلاستدار[49]: در حدود 15- 10% این ریزرخساره را اینتراکلستها شامل و بیشتر بهصورت اینتراکلاستهای حاوی قطعات فسیلی درشت از قبیل گاستروپود یافت میشود. اینتراکلاستهای مذکور حواشی گردشدهای را دارند. از جلبکهای موجود در ریزرخساره به sp. Epimastropora،Nostocites vesiculosa (Maslov 1929) و جلبکهای فیلوئیدی[50] اشاره میشود (شکل 6 C و D).
گرینستون اائید، انکوئید، اینتراکلاستدار[51]: این ریزرخساره شامل 25- 20% اائید، 20- 15% انکوئید و 10- 5% اینتراکلاست، همراه با مقادیر کمی استراکود و گاستروپود است. در نمونههای این ریزرخساره، آنکوئیدهای درشت اطراف قطعات پوستهای، احتمالاً براکیوپودی (که تبلور مجدد نشان میدهند) شکل گرفتهاند (شکل 6 E). هستۀ بیشتر اائیدها از استراکود تشکیل میشوند و اائیدها بیشتر چندلامینهایاند. این اائیدها بیشتر بهصورت تکلامینه و متحدالمرکز دیده میشوند (شکل6 F و G). در برخی مقاطع، جلبک علاوه بر پوستۀ براکیوپودها، قطعات دیگری را نیز ازجمله اائیدهای ریز، قطعات استراکودی و ... را اینکراست کرده است (شکل 6 H). وجود آنکوئید، اائید و فسیلهایی از استراکود و گاستروپود، بر تشکیل در محیط پرانرژی پشتههای زیردریایی کمعمق[52] دلالت دارد.
تفسیر: ویژگی مشترک تمامی رخسارههای سدی، وجودنداشتن ماتریکس آهکی در بین دانههای رخسارههای سدی است. این مطلب نشاندهندۀ بالابودن میزان انرژی در محیط تشکیل آنهاست. به عبارت دیگر، این رخسارهها در بالای خط اثر امواج تشکیل شدهاند. رخسارههای مربوط به سدهای اائیدی، بایوکلاستی و پشتههای زیردریایی در زیرمحیط حاشیۀ پلاتفرم تشکیل شدهاند. تجمع قطعات اسکلتی برخی موجودات ازجمله اکینودرمها، به تشکیل نهشتههای ماسهای شستهشدۀ مربوط به پشتههای زیردریایی یا سد منجر میشود (Wilson 1975). این زیر محیط، سبب جدایش زیرمحیط لاگونی از دریای باز میشود. وجود سیمان اسپاریتی، فراوانی اائیدها، جورشدگی متوسط تا خوب و وجودنداشتن گل آهکی نشاندهندۀ محیطی با انرژی بالاست. مشابه چنین رخسارههایی در محیطهای رسوبی عهد حاضر مانند سواحل جنوبی خلیجفارس و باهاماس در عمقی کمتر از 5 متر تشکیل میشود. در هم آمیختگی عناصر لاگونی و دریای باز، بافت گرینستونی و وجود اینتراکلاست حاکی از تأثیر جریانها ازطریق کانالهای جزر و مدی موجود در محیط سدی است. اینتراکلاستهای گردشده، بیانگر رسوبگذاری آنها در محیطهای دارای جابهجایی زیاد است و در این ریزرخساره نشانگر کانالهای موجود در نواحی جلوی سد خواهد بود. در ریزرخسارۀ مذکور، آلوکم اصلی اینتراکلاست است که ناشی از فرسایش و کندهشدن[53] و فرسایش تهنشستهای قدیمیتر ازطریق جریانهای توفانی و کانالهای جزر و مدی است (Lasemi 1995). درواقع اختلاط فونای مربوط به دریای باز، لاگون و اجزای غیر اسکلتی، مانند اائید و پلوئید، حاکی از وجود جریانهای هیدرودینامیکی در کانالهای جزر و مدی همراه با فرایندهای توفانی است. فراوانی اائید و فقدان ماتریکس گلی، نشانگر انرژی بالای محیط رسوبی است که طی آن امواج و جریانها، دانههای کربناته را تحت تأثیر حملونقل و جابهجایی قرار داده است. چنین رسوباتی نشانگر ماسههای شستهشدهاند که سدهای کربناته را شکل میدهند. قطعات اسکلتی تشکیلدهندۀ این ماسهها معمولاً از دریای باز منشأ میگیرند (Wilson 1975). نبود میکریت دلیل اصلی بالابودن انرژی در این رخسارههاست. اندازۀ درشت ذرات و جورشدگی تقریبی این ذرات از فاکتورهای دیگر تعیینکنندۀ انرژی بالاست. علاوه بر این، مقدار کم سیمان همبعد[54] نیز بیانگر سرعت تجمع بالای رسوبات است (Lasemi 1995). فقدان سیمان جاذبهای (گرانشی) نیز نشانگر خروجنیافتن از آب است (Wilson 1975; Burchette 1993). از خصوصیات برخی ریزرخسارهها، وجود فرامینیفرهای بنتیک و انکوئید است. وجود انکوئید در رخسارۀ مذکور، نشانگر انرژی بیشتر محیط، نسبتبه دیگر رخسارههاست. در مواردی انکوئیدها رشد دوطرفه دارند که نشان میدهد انرژی محیط در حدی بوده است تا انکوئید در حال تشکیل را دائماً جابهجا و لامینههای کاملی را ایجاد میکند (شکل 6 E).
وکستون اسپیکولیتدار با آشفتگی زیستی[55]: در این ریزرخساره 40- 30% سوزن اسفنج، 5% فرامینیفرهای بنتیک، همراه با مقادیری پلت یافت، سوزنهای اسفنج بهصورت کاملاً پراکنده و بدون جهتیافتگی خاصی دیده میشوند (شکل6 B و A). این سوزنها بیشتر تکمحوره است و در برخی موارد سوزنهای دومحوره هم وجود دارد. همراهی مقادیر زیادی از سوزنهای اسفنج، همراه با پلت از مهمترین دلایل تشکیل ریزرخسارۀ فوق در محیط دریای باز است.
وکستون اسپیکولیت، پلتدار[56]: ریزرخسارۀ مدنظر از حدود 10- 5% سوزن اسفنج و 15- 10% پلت تشکیل یافته است، حفرات ناشی از آشفتگیهای زیستی باعث نفوذ آلوکمهای مرتبط با محیط دریای باز به لایههای زیرین شده است که این آشفتگیها بهصورت دوایری حاوی پلت و سوزن اسفنج دیده میشوند (شکل 6 F). این ریزرخساره مربوط به محیط دریای باز است که با توجه به جایگاه چینهشناسی رخسارهها و شرایط حاکم بر محیط رسوبی مذکور، دور از انتظار نیست.
شکل6- (A-D) گرینستون اائید، انکوئید، اینتراکلاستدار. هستۀ اائیدها از استراکود تشکیل شده است. اائیدهای مزبور تکلامینه و گاهی چندلامینهاند. انکوئیدها نیز اطراف قطعات فسیلی تشکیل شدهاند و اندازهای بزرگتر از یک سانتیمتر دارند. ریزرخسارههای دریای باز. F و E وکستون پلتی اسپیکولیتدار با آشفتگی زیستی. سوزنها بهصورت پراکنده و بدون جهتیافتگی خاصی دیده میشوند. مقیاس 1 میلیمتر.
Fig 6- Intraclastic oncoidal ooidal Grainstone. Nuclei of ooids are composed from ostracod. Mentioned ooids are monolaminae and sometimes multilaminae. Also oncoids are formed around the fossil fragments and have size greater than 1 centimeter. Open marine microfacies: E and F. Bioturbatrd spiculitic pellet Wackestone.See the scattered and unoriented spicules. Scale:1 mm.
تفسیر: اندازۀ ریز ذرات و نبود سیمان دلیلی بر نهشتهشدن در محیطی با انرژی کم تا متوسط است. دیدهشدن سوزنهای اسفنج همراه با پلوئید در یک بافت مادستونی از علائم شکلگیری رخسارههای فوق در یک محیط عمیق وابسته به دریاهای باز است. علاوه بر این، وجود آشفتگیهای زیستی، بیانگر نهشتهشدن در محیطی نسبتاً آرام و در زیر خط اثر امواج توفانی[57] است. شایان ذکر است که سوزنهای اسفنج و پلت در اثر آشفتگی زیستی و ایجاد حفرات عمیق با موجودات حفار نشانگر افزایش عمق در لایههای فوقانیاند.
مدل محیط رسوبی نهشتههای بخش D سازند گچال در برش گدار گچال
موقعیت پیدایش رخسارههای کربناتۀ بخش مذکور در چهار زیرمحیط رسوبی پهنۀ جزر و مدی، لاگون، سد و دریای باز نشان داده شده است. رسوبات ژیپسی موجود در توالی مربوط به محیط سبخای ساحلیاند. این رخسارهها در یک رمپ کربناتۀ کمشیب از نوع همو کلینال[58] (Read 1985; Tucker and Wright 1990) تشکیل شده است که در حاشیۀ غیرفعال[59] جنوب اقیانوس پالئوتتیس قرار داشته است. مطالعۀ رخسارهها و محیط رسوبی این بخش از سازند گچال نشان میدهد که در کربنیفر پیشین و در محل مطالعهشده، محیط دریایی کمعمق از نوع اپیکانتیننتال، مشابه سواحل جنوبی خلیجفارس امروزی، ولی با گسترش کمتر وجود داشته است که در زیرمحیطهای گوناگون آن، رخسارههای متفاوت سازند گچال بر جای گذاشته شده است. در مدل پیشنهادشده، بخش سبخای ساحلی محل تشکیل نهشتههای ژیپسی است و آب و هوای گرم و خشک حاکم بر محیط را نشان میدهد. پهنۀ جزر و مدی، محلی برای تشکیل رسوبات مادستونی و دولومادستونی بوده و کانالهای جزر و مدی[60] و حوضچههای ساحلی[61] را در خود جای میداده است. رسوبات این بخش، حاوی فابریک فنسترالاند که معرف شرایط آب و هوایی گرم و خشک است. رسوبات لاگونی موجود در محیطی باز تا نیمهمحصور بر جای گذاشته شدهاند که با پشتههای زیردریایی[62] ناشی از ماسههای شستهشده[63]، از محیط دریای باز تفکیک شده است. بهسبب شیب کم موجود در حوضۀ رسوبی، محیط لاگونی از وسعت زیادی برخوردار بوده است؛ بهگونهای که رخسارههای متعلق به لاگون، حجم اعظم رخسارههای شناساییشده در این محیط را به خود اختصاص داده است. نهشتههای مربوط به زیرمحیط دریای باز در مدل ارائهشده، ضخامت زیادی ندارد. این نهشتهها در قسمت فوقانی واحدهای لیتواستراتیگرافیکی D1 و D3 قرار دارند که مبین پیشروی و افزایش عمق در این بخش از حوضۀ رسوبی است. نهشتههای مذکور، رخسارههای مربوط به زیرمحیط لاگون را میپوشاند. در شرایط آب و هوایی خشک کنونی، مانند سواحل جنوبی خلیجفارس، استروماتولیتها در محیط بین جزر و مدی یافت میشوند (Purser 1973). در غرب استرالیا، ستونها و گنبدهای کوچک استروماتولیتی در آبهای آرام خلیجها و گنبدهای بزرگ و شبکههای مسطح در پهنههای جزر و مدی شکل میگیرند (Hafman 1976; Logan 1970)؛ اما در این بخش از سازند گچال، هیچگونه شاهدی دال بر وجود استروماتولیت یافت نشد. احتمالاً گسترش ژیپسها و حاکمشدن شرایط اسیدی در محیط از رشد و گسترش استروماتولیتها جلوگیری کرده است.
چینهنگاری سکانسی نهشتههای بخش D سازند گچال در برش گدار گچال
مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی انجامشده، حاکی از آن است که توالیها و رخسارههای این بخش از سازند در یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال تهنشین شدهاند. رمپهای کربناته هموکلینال، پلاتفرمهایی با شیب کماند. مجموعههایی مربوط به آبهای کمعمق از قبیل تختگاههای اسکلتی[64] یا پشتههای زیر دریایی اائیدی[65] بدون شکستگی در دامنه به آبهای عمیق میرسند (Ahr 1973; Read 1985; Burchette and Wright 1992). در اینگونه پلاتفرمها دستههای رسوبی TST و HST گسترش بیشتر و مجموعه رخسارهای LST محدودتر است (Sarg 1988; Calvet et al. 1990).
براساس مشاهدات صحرایی و مطالعات آزمایشگاهی انجامشده، تعداد سه سکانس رسوبی در نهشته سنگهای عضو D سازند گچال، برش گدار گچال، شناسایی شده است. مدل رسوبی نیز براساس زیررخسارههای شناساییشده برای سازند گچال در منطقۀ مطالعهشده، در شکل (7) ارائه شده است. سکانسهای رسوبی مذکور تا حدود زیادی با سکانسهای جهانی کربنیفر پیشین (Ross and Ross 1987) انطباق دارند. سکانسهای شناساییشده در این بخش از سازند گچال در رخنمون مذکور، عبارتاند از:
سکانس رسوبی اول: اولین سکانس رسوبی شناساییشده در توالی مطالعهشده، با مرز سکانسی نوع 1 (SB1) روی ژیپسهای تودهای عضو C سازند گچال قرار دارد. این مرز سکانسی در برخی مکانها فرسایشی و با کانالهای پرشده با کنگلومرا (مرحلۀ LST) تشخیصدادنی است (شکل 10 و 11). در این سکانس، سطح TS بلافاصله پس از نهشتههای ژیپسی و با گسترش ناگهانی رخسارههای به پهنۀ جزر و مدی (ریزرخساره T1) بر مرز سکانسی تشخیصدادنی است (شکل 10). پاراسکانسهای TST با تکرار رخسارههای متعلق به لاگون و تبخیریهای سبخای ساحلی صورت پیشرونده به سطح حداکثر سیلاب (mfs) ختم میشود.
شکل7- مدل رسوبی ارائهشده براساس زیررخسارههای شناساییشده برای سازند گچال در منطقۀ مطالعهشده
Fig 7- Sedimentary environment model based on identified microfacies for Gachal formation in the study area
شکل 8- نمایش درصد فراوانی عناصر اسکلتی و تغییرات عمودی رخسارهها، همراه با منحنی تغییرات عمق آب در برش مطالعهشده
A: ریزرخسارۀ L7؛ B: ریزرخسارۀ L9؛ C و D: ریزرخسارۀ L3؛ E: ریزرخسارۀ L4. F: ریزرخسارۀ O2؛ T: رخسارۀ پهنۀ جزر و مدی؛ L: رخسارۀ لاگون باز و نیمهمحصور که برای افزایش دقت به سه زیررخساره LI-LIII تقسیم شده است؛ B: پشتههای زیر دریایی و سد؛ O: دریای باز. مقیاس تصاویر 1 میلیمتر.
Fig 8- Presentation of skeletal fragments and facies vertical changes accompanied with water depth changes curve in studied section. A: L7 microfacies, B: L9 microfacies, C and D: L3 microfacies, E: L4 microfacies, F: O2 Microfacies, T: Tidal flat facies. L: Semi-restricted and open lagoon facies that classified into three LI-LIII, B: Submarine shoals and bar, O: Open marine, Scale=1 mm
شکل 9- نمایش درصد فراوانی عناصر غیر اسکلتی و تغییرات عمودی رخسارهها، همراه با منحنی تغییرات عمق آب در برش مطالعهشده
A: ریزرخسارۀ B2؛ B: ریزرخسارۀ L9؛ :C ریزرخسارۀ B3؛ D: ریزرخسارۀ L3؛ E: ریزرخسارۀ L3؛ F: ریزرخسارۀ O2؛ T: رخسارۀ پهنۀ جزر و مدی؛ L: رخسارۀ لاگون باز و نیمهمحصور که برای افزایش دقت به سه زیررخسارۀ LI-LIII تقسیم شده است؛ B: پشتههای زیر دریایی و سد؛ O: دریای باز. مقیاس تصاویر 1 میلیمتر.
Fig 9- Presentation of skeletal fragments and facies vertical changes accompanied with water depth changes curve in studied section. A: B2 microfacies, B: L9 microfacies, C: B3 microfacies, D: L3 microfacies, E: L3 Microfacies, T: Tidal flat microfacies. L: Semi-restricted and open lagoon facies that classified into three LI-LIII, B: Submarine shoals and bar, O: Open marine, Scale=1 mm
شکل10 - رخنمون سکانس رسوبی اول بخش D سازند گچال. این سکانس با مرز سکانسی نوع 1 از بخش C سازند مجزا میشود. در سکانس مزبور، نهشتههای HST نسبتبه دیگر دستههای رسوبی از ضخامت درخور توجهی برخوردار است و با مرز سکانسی نوع 2 به سکانس رسوبی دوم ختم میشود. مقیاس: شخص ایستاده، 75/1 متر (دید بهسمت شمال).
Fig 10- First depositional sequence of member D of Gachal formation.This sequence identified with sequence boundary type 1.The HST Deposits relative to another system tracts have considerable thickness and differntiated from secondary depositional sequence with sequence boundary 2.Scale:1/75m(To north)
سطح حداکثر پیشروی در سکانس مزبور با رخسارۀ Benthic foraminifera bioclastic Wackestone مشخص است. پاراسکانسهای Early HST از انباشتگی سیکلهای لاگونی و پریتایدال تشکیل شده است که بهصورت پسرونده آغاز میشوند و بهصورت افزاینده به نهشتههای Late HST میرسند.
نهشتههای Late HST به محیط سبخای ساحلی تعلق داشته است، بیشتر ژیپسی بوده و با لایۀ ژیپسی سفیدرنگی به ضخامت 5/1 متر تشخیصدادنیاند. این سکانس رسوبی درمجموع 35/15 متر ضخامت دارد و با مرز سکانسی نوع 2 موجود در رأس لایۀ ژیپسی مذکور خاتمه مییابد (شکل 10). پیدایش روزن برانی مثل Endothyra sp., Earlandia sp., Eostaffella pseudostruvei, Thaumatoporella sp., Archaeodiscus sp. ، مرجانهایی مثل Syringopora sp., Zaphretites sp. و تشابه سکانس رسوبی فوق با سکانسهای ارائهشده در تقسیمبندی Ross and Ross (1987) سن احتمالی ویزئن پسین پیشنهاد شده است. با استفاده از تقسیمبندی ذکرشده در بالا، مدتزمان تشکیل این سکانس در حدود 2 میلیون سال در نظر گرفته میشود.
سکانس رسوبی دوم
این سکانس رسوبی با مرز سکانسی نوع 2 نهشتههای ژیپسی رأس سکانس اول را میپوشاند. در این سکانس، TST با گسترش ناگهانی (پیشروی) رخسارههای متعلق به لاگون بر مرز سکانسی مذکور آغاز و به سطح حداکثر پیشروی ختم میشود که با رخسارهBioturbated spiculitic pelletal Wackestone تشخیصدادنی است (شکل11). نهشتههای تبخیری- کربناته این سکانس به محیط لاگون- پریتایدال تعلق دارند. پاراسکانسهای این توالی به افقهای ژیپسی ختم میشوند که نشانگر سیکلهای بهسمت بالا کمعمق شونده[66] و سیکلهای بهسمت بالا شورشونده[67] هستند. پاراسکانسهای Early HST از انباشتگی سیکلهای لاگونی و پریتایدال تشکیل شدهاند که بهصورت پسرونده به نهشتههای Late HST میرسند. نهشتههای مذکور از تناوب لایههای نازک تا متوسط آهک دولومیتی و ژیپس سفیدرنگ تشکیل شده است که بهسمت بالا بر ضخامت میانلایههای ژیپسی آن افزوده میشود (شکل11B). رأس پاراسکانسهای این قسمت، با سطوح خروج از آب موقت[68] و ازطریق افق نازکی از خاک قدیمه با ضخامتی در حدود یک الی دو سانتیمتر تشخیصدادنی است. ضخامت این افقهای خاکی بهسمت بالا افزایش مییابد (شکل11A). نهشتههای Late HST با ژیپس تودهای سفید رنگی با ضخامت 8/5 متر آغاز میشود و شناساییشدنی است (شکل11B). در این مرحله، با پیشروی آب دریا بر نهشتههای تبخیری فوق، رخسارههای متعلق به پشتههای کمعمق زیردریایی مشاهده شده است که حاکی از افزایش عمق موقت طی این دوره زمانیاند. این مرحله به شکل رخسارۀ Ooid bioclastic Grainstone و شامل سنگهای آهکی ضخیملایه است (شکل12).
شکل11- (A) مرز سکانس رسوبی اول بخش D سازند گچال با بخش C سازند مزبور. رسوبات مرحلۀ LST بهصورت کانالهای پرشده با کنگلومرا تشخیصدادنیاند. مقیاس: شخص ایستاده، 175 سانتیمتر (دید بهسمت شمال غرب)؛ (B) پاراسکانسهای مرحلۀ Late HST در سکانس رسوبی اول. به افزایش پوششهای ژیپسی رأس پاراسکانسها بهسمت بالا توجه شود. این افزایش مبین الگوی انباشتگی Progradational در Late HST است. مقیاس: شخص ایستاده، 165 سانتیمتر (دید بهسمت شمال).
Fig 11- Sequence boundary type 1 between member C and D of Gachal formation. Deposits of TST are identified with conglomerate that deposited in the channels,Scale:175 cm.(To north),B.Late HST parasequences in the first depositional sequence.Pay attentions to the increase of gypsum covers in the top of the parasequences. This gypsum increasing shows the progradational stacking pattern in the Late HST.Scale:165 cm (To north).
شکل12- رخنمون سکانس رسوبی دوم بخش D سازند گچال. این سکانس با مرز سکانسی نوع 2 از سکانس اول مجزا میشود. در سکانس مزبور، نهشتههای HST نسبتبه دیگر دستههای رسوبی از ضخامت بیشتری برخوردارند. این نهشتهها درنهایت به پشتههای کمعمق زیردریایی میرسند و با مرز سکانسی نوع 2 به سکانس رسوبی سوم ختم میشوند. مقیاس: شخص ایستاده، 65/1 متر (دید بهسمت شمال).
Fig 12- Secondary depositional sequence outcrop of member D of Gachal formation. This sequence identified with sequence boundary type 2 in the lower part.The HST deposits are thicker than another system tracts.These deposits in the upper part consist of submarine shallow water shoals and terminated with sequence boundary type 2 to third depositional sequence.
سکانس رسوبی دوم 35/20 متر ضخامت دارد و با مرز سکانسی نوع 2 موجود در رأس لایۀ ژیپسی فوقانی سکانس، خاتمه مییابد. در این مرز سکانسی برشهای ریزشی و پبلهای دولومیتی- آهکی و تبخیری مشاهده میشوند که بهطور محلی و با گسترش جانبی کم در قسمتهای جنوبی گدار گچال رخنمون دارند.
در این رسوبات آثار انحلالی و ترکهای گلی موجود، به هم ریختگی شدیدی را نشان میدهند که در اثر خروجهای بسیار کوتاهمدت حوضه از آب تشکیل و یک سطح رخنمونیافتگی موقت در نظر گرفته میشوند.
دومین سکانس رسوبی شناساییشده در توالی مطالعهشده با سکانسهای رسوبی ارائهشده در مقیاس جهانی Ross and Ross (1987) انطباقدادنی است. تشکیل این سکانس، حدود 2 میلیون سال از دورۀ زمانی ویزئن پسین را به خود اختصاص داده است
سکانس رسوبی سوم
سکانس رسوبی سوم با مرز سکانسی نوع 2 و با افزایش ناگهانی عمق و تغییرات رخسارهای روی سکانس رسوبی دوم قرار میگیرد. بهطور کلی در این سکانس دسته رخسارۀ TST از پاراسکانسهای لاگونی تشکیل شده است که با رخسارههای متعلق به لاگون مجاور سد (گرینستون بیوکلاستی کرینوئیددار) تشخیصدادنیاند.
دسته رخسارۀ TST با رخسارههای لاگون- پریتایدال آغاز میشود، بهصورت افزاینده ادامه مییابد و به سطح حداکثر پیشروی ختم میشود (شکل13 و14). سطح حداکثر پیشروی موجود در این سکانس با رخسارههای متعلق به دریای باز (وکستون اسپیکول دار پلتی) شناسایی میشود.
نهشتههای HST شامل تناوبی از پاراسکانسهای کربناته- تبخیری است که بهصورت افزاینده و پسرونده بر هم انباشته شدهاند (شکل 13 و 14). سیکلهای پریتایدال HST به رخسارههای تبخیری ختم و بهسمت بالا بر میزان نهشتههای ژیپسی افزوده میشود (شکل 13). قسمت فوقانی این سکانس (نهشتههایLate HST) تحت تأثیر ناپیوستگی فرسایشی بین کربنیفر و پرمین حذف شده است.
شکل13- رخنمون سکانس رسوبی سوم بخش D سازند گچال. این سکانس با مرز سکانسی نوع 2 از سکانس دوم مجزا میشود. در سکانس مزبور، نهشتههای HST نسبتبه دیگر دستههای رسوبی ضخامت کمتری دارند، قسمت عمدۀ این دستۀ رسوبی با ناپیوستگی فرسایشی موجود بین دو سازند خان و گچال حذف شده است. سکانس مزبور با مرز سکانسی نوع 1 به نهشتههای ماسهسنگی سازند خان ختم میشود (دید بهسمت شمال).
Fig 13- Third depositional sequence of member D of Gachal formation. This sequence are differentiated from secondary depositional sequenc with sequence boundary type 2.The HST deposits have lower thickness in comparison with another sequences. The main part of this system tract are destroyed with disconformity (sequence boundary 1) between Gachal and Khan formations.
در رأس سکانس مذکور، یک سطح کارستیشدۀ قدیمی[69] وجود دارد که با ماسهسنگهای آهکی قاعدۀ سازند خان پوشیده میشود. این سطح کارستی، مرز سکانسی نوع 1 و بر اثر افت بیشتر سطح آب طی فاصلۀ زمانی کربنیفر- پرمین تشکیل شده است.
مقایسۀ سکانس رسوبی مذکور با سکانسهای رسوبی ارائهشده در تقسیمبندی Ross and Ross (1987) از انطباق درخور توجه این سکانس با سکانسهای رسوبی ارائهشده در مقیاس جهانی حکایت دارد. این سکانس رسوبی در دورۀ زمانی 3 میلیون ساله و طی سرپوکووین تشکیل شده است. رخنمون کمضخامت این سکانس 3 میلیون ساله در مقایسه با سکانسهای اول و دوم شناساییشده در این توالی، حاکی از حذف مقدار درخور توجهی از نهشتههای رأس سکانس سوم است که رخنمون یافته و در معرض خشکی قرار گرفتهاند[70].
تفسیر سکانسهای رسوبی شناساییشده در بخش D سازند گچال
سکانسهای رسوبی موجود در بخش D سازند گچال با سکانسهای رسوبی جهانی کربنیفر پیشین (Ross and Ross 1987) مشابهت درخور توجهی دارند. مرز زیرین اولین سکانس رسوبی عضو D سازند گچال، با ناپیوستگی نوع 1 روی نهشتههای عضو C سازند قرار دارد و شامل آهکهای نازک و متوسطلایه با میانلایههایی از ژیپس سفیدرنگ است (شکل 8 و 9). سن سکانس رسوبی اول بر پایۀ مطالعات سکانسی و مقایسه با سکانسهای ارائهشده در مقیاس جهانی (Ross and Ross 1987)، ویزئن پسین تعیین شده است. نهشتههای متعلق به این سکانس بهطور متناوب از سیکلهای کربناته- تبخیری تشکیل میشود و سطح حداکثر پیشروی در آن با رخسارۀ متعلق به دریای باز شناساییشدنی است.
سکانس رسوبی دوم از پاراسکانسهای کربناته- تبخیری تشکیل و با لایۀ ژیپسی ضخیم و پشتههای کمعمق زیردریاییدر رأس شناساییشدنی است. افت نسبی سطح آب دریا به تشکیل نهشتههای تبخیری (ژیپس) در قسمت فوقانی این سکانس منجر شده است. سطح حداکثر پیشروی در این سکانس، با رخسارۀ اسپیکولیتدار متعلق به دریای باز تشخیص داده میشود.
سکانس رسوبی سوم نیز مشابه با دو سکانس قبلی بوده و از پاراسکانسهای کربناته با رأس ژیپسی تشکیل شده است. این سکانس مجموعهای از پاراسکانسهای لاگون- پریتایدال است و سطح حداکثر پیشروی در آن با رخسارۀ دریای باز یادشده، تشخیصدادنی است.
در پلاتفرم کربناته- سیلیسیکلاستیک کلمرد، بهسبب عمق کم، واکنش حوضۀ رسوبی نسبت به نوسانات سطح دریا محسوستر بوده است. پوششهای ژیپسی رأس پاراسکانسها دلیلی بر این مدعا و حاکی از تبدیل سریع شرایط حوضهای باز به شرایط محصور است (شکل 14)؛ از این رو افت بسیار جزئی سطح آب دریا سبب ایجاد مرزهای سکانسی نوع 2 و تشکیل افقهای ژیپسی ضخیم بین سکانسهای عضو Dسازند گچال و افت نسبی سطح آب، سبب ایجاد مرز سکانسی نوع 1 در مرز سازندهای گچال و خان شده است.
در زمان خروج کوتاهمدت محیط رسوبی از آب، شرایط سبخایی برای مدت کوتاهی در منطقه حاکم و باعث تشکیل ژیپسهای موجود در رأس پاراسکانسها شده است. بر همین اساس، ضخامت 8/5 متری از ژیپس سفیدرنگ در رأس سکانس دوم، بیانگر وجود نرخ فرونشست بالا در این دورۀ زمانی از عمر حوضۀ رسوبی مذکور است (شکل 14).
بهطور کلی پاراسکانسهای این عضو سازند گچال از یک لایۀ آهکی و یک لایۀ ژیپسی در رأس[71] تشکیل شده است که با تعداد زیاد[72] در توالی تکرار میشوند (شکل15). رأس پاراسکانسها و دستۀ پاراسکانسها در بسیاری از موارد با افقهای خروج از آب، تشخیصدادنی است. افزایش عمق تا سطح حداکثر پیشروی (mfs) ادامه دارد. در این مرحله، مهاجرت خط ساحلی بهسمت خشکی به حداکثر مقدار خود میرسد.
این سطح در سکانسهای دوم و سوم، مربوط به نواحی عمیق دریا، که سطوح سخت[73] دارند، تشکیل و با رخسارههای حاوی سوزن اسفنج شناسایی میشود.
سطح حداکثر پیشروی معمولاً با آشفتگی زیستی و سطوح سخت تشخیصدادنی است که در سکانس اول با رخسارۀ دریای باز[74]، در سکانس دوم بهصورت سطحی غنی از پوستههای براکیوپود، همراه با سوزن اسفنج و در سکانس سوم با حفرات یا بورینگهای عمیق ناشی از فعالیتهای زیستی شناسایی میشوند که در سطوح سخت ایجاد و باعث انتقال سوزنهای اسفنج سطح حداکثر پیشروی به لایههای زیرین شده است.
تشکیل مرز سکانسی نوع 2 نشانگر آن است که سرعت فرونشست کف حوضه بیشتر از سرعت افت سطح آب دریا بوده است. در این مرحله، محیط رسوبی کاملاً از آب خارج نشده و مهاجرت خط ساحلی بهسمت حوضه کم بوده است. در این سطح شواهد فرسایشی ناشی از خروج کامل حوضه از آب، مشاهده نمیشود. سرعت زیاد فرونشست کف حوضه، احتمالاً ناشی از تأثیر گسلهای عمیق فعال در منطقه بوده است. در مرز سکانسی نوع 1، سرعت افت سطح آب دریا سریعتر از فرونشست تکتونیکی بوده و به همین دلیل، محیط رسوبی مربوطه کاملاً از آب خارج شده است.
شکل 14- نمایش چگونگی تشکیل رسوبات بخش D سازند گچال
(A) با بالاآمدن سطح آب دریا، تولید کربنات آغاز شده است؛ درنتیجه پاراسکانسهای کربناته تشکیل و تبخیریهای ناشی از پسروی قبلی را میپوشاند؛ (B) در اثر پسروی دریا، نهشتههای ژیپسی متعلق زیر محیط سوپراتایدال، کربناتهای زیرمحیطهای اینترتایدال و ساب تایدال ناشی از مرحلۀ پیشروی را پوشانده است.
Fig 14- Formation of deposits of member D of Gachal formation. (A) With rising of sea level, initiated carbonate production.
As result, carbonate parasequences are forms and overlying the evaporite deposits of belong to the former regression. (B)As result of sea-level falling, supratidal subenvironment gypsum deposits, overlying transgressive intertidal and subtidal carbonates.
شکل 15- پاراسکانسهای آهکی با رأس ژیپسی که با تعداد زیاد[75] در نهشتههای بخش D سازند گچال در برش گدار گچال. در رأس این پاراسکانسها، نهشتههای زیپسی و همچنین خاکهای قدیمه به چشم میخورد که حاکی از خروج موقت و کوتاهمدت این سطوح از آب است.
Fig 15- High-frequency carbonate parasequence with gypsum caping in top in the deposits of unit D of Gachal formation in the Godar-e-Gachal section. In the top of the parasequence,gypsum deposits and paleosoils is visible indicating temporal and short-term emergence of sedimentary environment.
یکی از مهمترین عارضههای مربوط به مرحلۀ LST در سیستمهای کربناته، گسترش کارست در رسوبات و ایجاد پدیدۀ کارستیشدن[76] است. هنگامی که سطح آب دریا پایینتر از لبۀ فلات قاره قرار گیرد، لبۀ فلات از آب بیرون میزند و تحت تأثیر عواملی چون هوازدگی و فرسایش قرار میگیرد. این فرایند باعث حلشدن آهک و به وجود آمدن تخلخلهای انحلالی میشود. بهطور معمول، وجود این نوع کارستها نشاندهندۀ یک مرز سکانسیاند (White 1988). در محیطهای خشک، کارستها بهسبب فقدان عوامل فرسایشی مانند رودخانهها، چندان توسعه نمییابند (Jenning 1979). افت سطح آب در مرحلۀ LST سکانسهای پرمین پیشین، باعث حذف رسوبات سکانسهای فوقانی سازند گچال میشود و سطح کارستی موجود نیز دلیلی بر این مدعاست.
علاوه بر این، تفاوت موجود در ضخامت سکانسهای اول، دوم و سوم نیز استدلال میشود. سکانسهای اول و دوم، طی دورۀ زمانی دو میلیون ساله و سکانس سوم در سه میلیون سال تشکیل شدهاند که تشابهات موجود در رسوبات سکانسهای فوق، حاکی از وجود شرایط کاملاً مشابه رسوبی در محیط مذکور، طی دورۀ زمانی ویزئن پسین- سرپوکوین پیشین و کمبود ضخامت در سکانس رسوبی سوم، تنها با حذف قسمتی از آن در حد فاصل دورههای کربنیفرو پرمین درکشدنی است.
نتیجه
با مطالعۀ رخسارهها، محیطهای رسوبی و چینهنگاری سکانسی نهشتۀ سنگهای بخش D سازند گچال در برش گدار گچال، نتایج زیر به دست آمده است. ضخامت عضو D سازند گچال از شمال به جنوب ناحیۀ کلمرد متغیر است (22- 98 متر). در محل نمونهبرداری، این ضخامت 45/50 متر بوده است که با توجه به تغییر جانبی میان لایههای ژیپسی در محل گدار گچال، با فاصلۀ چند ده تا چند صد متری (از شمال به جنوب آنتیکلین گدار گچال)، ضخامتهای بیشتر و یا کمتری از این عضو مشاهده میشود. با توجه به ترکیب کربناتۀ سنگهای موجود در این عضو و همراهی با نهشتههای تبخیری چشمگیر (ژیپسهای تودهای عضو C و لایههای مکرر ژیپسی در عضو D)، تشکیل نهشتههای عضو D سازند گچال در محیطی گرم و خشک و به دور از منابع تأمین رسوبات تخریبی (همانند سواحل جنوبی خلیجفارس) انجام شده است. براساس مطالعات میکروسکوپی و مشاهدات صحرایی، رخسارههای این بخش از سازند گچال در چهار زیرمحیط رسوبی (یا کمربند رخسارهای) تشکیل شدهاند که به ترتیب دورشدن از ساحل عبارتاند از: زیرمحیط پهنۀ جزر و مدی، زیرمحیط لاگون باز تا نیمهمحصور، زیرمحیط پشتههای زیر دریایی و سد و زیرمحیط دریای باز. تغییرات عمودی و جانبی رخسارهها و مقایسۀ آنها با محیطهای رسوبی قدیمه و عهد حاضر، نشان میدهد که نهشتههای مذکور در یک پلاتفرم کربناتۀ کمشیب از نوع رمپ هموکلینال[77] نهشته شده و در حاشیۀ غیرفعال [78]جنوب اقیانوس پالئوتتیس قرار داشتهاند. بر پایۀ بررسیهای میکروسکوپی و مشاهدات صحرایی، عضو D سازند گچال در بر دارندۀ 3 سکانس رسوبی (چرخۀ ردۀ سوم) و تعداد زیادی چرخههای مکرر کوچکمقیاس[79] است. این سکانسها همارز بخشهای بالایی چرخۀ بزرگ کاسکاسکیا[80] است و با سکانسهای پیشنهادشده برای دیگر نقاط جهان همساناند. اولین سکانس رسوبی شناساییشده با مرز سکانسی نوع 1 نهشتههای ژیپسی عضو C سازند را پوشش میدهد و با مرز سکانسی نوع 2 به سکانس رسوبی دوم منتهی میشود. سکانس دوم نیز بهطور متناوب از پاراسکانسهای کربناته- تبخیری تشکیل و در رأس به ژیپس ضخیملایه و نهشتههای مربوط به پشتههای کمعمق زیردریایی ختم میشود. در این مرحله، فرونشست کف حوضه بیشتر از میزان افت سطح دریا و نشانگر خروجنیافتن کامل حوضه از آب است. سکانس رسوبی سوم با مرز سکانسی نوع 2 ذکرشده آغاز، به مرز سکانسی نوع 1 ختم و با نهشتههای عضو A سازند خان (پرمین پیشین) پوشیده میشود. در این مرحله، برخلاف گذشته میزان فرونشینی کف حوضه کمتر از میزان افت سطح آب دریاست، حوضه بهطور کامل از آب خارج و ناپیوستگی فرسایشی موجود میان دو سازند را سبب شده است. سطح حداکثر پیشروی (mfs) در دو سکانس دوم و سوم، با سطوح سخت[81] شناسایی میشوند. این سطح در سکانس دوم، افقی غنی از پوستۀ براکیوپود و در سکانس سوم، با حفرات ناشی از فعالیتهای زیستی شناساییشدنی است که در سطوح سخت تشکیل میشود. ضخامت ناچیز نهشتههای مربوط به مرحلۀ HST در سکانس رسوبی سوم، ناشی از فرسایش حاصل از افت نسبی سطح آب دریا در مرحلۀ LSTسکانسهای کربنیفر فوقانی- پرمین پیشین است که باعث حذف کامل قسمت فوقانی سکانس رسوبی سوم عضو D سازند گچال شده است. در این توالی، فعالیتهای یخچالی ناشی از سیکلهای میلانکوویچی، همراه با فعالیتهای تکتونیکی محلی (فرونشست کف حوضه و حرکات قائم گسلهای موجود)، مسبب تشکیل پاراسکانسهای مکرر آهکی با رأس ژیپسی در نظر گرفته میشود؛ در صورتی که سکانسهای موجود بر اثر افت سطح آب اقیانوسها در مقیاس جهانی شکل گرفتهاند.
پوششهای ژیپسی رأس پاراسکانسها دلیلی بر این مدعا و حاکی از تبدیل سریع شرایط حوضهای باز به شرایط محصور است (شکل 12)؛ از این رو افت بسیار جزئی سطح آب دریا سبب ایجاد مرزهای سکانسی نوع 2 و تشکیل افقهای ژیپسی ضخیم بین سکانسهای عضو D سازند گچال و افت نسبی سطح آب، سبب ایجاد مرز سکانسی نوع 1 در مرز سازندهای گچال و خان شده است.
[1] Marine flooding surface
[2] Retrogradational
[3] Progradational
[4] Aggradational
[5] Tidal flat sub-environment
[6] Open and semi-restricted lagoon
[7] Shoals and Bar sub-environment
[8] Open marine sub-environment
[9] Fenestral Dolomudstone
[10] Birds eye
[11] Fenestral fabric
[12] Upper lower intertidal
[13] Dolomudstone with evaporate casts
[14] Calcite pseudomorph of gypsum
[15] Early diagenetic
[16] Trucial coast
[17] Upper intertidal
[18] Fenestral bioclastic intraclastic Wackestone/ Packstone
[19] Mud supported
[20] Upper lower intertidal
[21] Fenestral pelloidal ostracod Packstone
[22] Ponds
[23] Fenestral bioturbated bioclastic pelloidal Packstone/ Grainstone
[24] Lower lower intertidal
[25] Semi arid to arid supratidal
[26] Bioturbated bioclastic Mudstone/ Wackestone
[27] Bioclastic pelloidal Wackestone
[28] Semi-restricted
[29] Benthic foraminifera bioclastic echinidal Wackestone/ Packstone
[30] Bioturbated bioclastic pelloidal Wackestone/ Packstone
[31] Encrustation
[32] Coated grains
[33] Burrow filling
[34] Worm tube
[35] Bioturbated recrystallized bioclastic Wackestone/ Packstone
[36] Dolomitized echinid Wackestone/ Packstone
[37] Bioclastic pelecypod echinidal Packstone
[38] Pressure solution
[39] Bioturbated bioclastic pelloidal Packstone
[40] Bioclastic intraclastic Packstone/ Grainstone
[41] Isopacous cement
[42] Intraclastic crinoidal bioclastic Grainstone
[43] Infauna
[44] Distinct burrow
[45] Indistinct burrow
[46] Grazing
[47] Ooid bioclastic Grainstone
[48] Shoal
[49] Bioclastic intraclastic Grainstone
[50] Phylloid algae
[51] Intraclastic oncoidal ooid Grainstone
[52] Shoal
[53] Rip up
[54] Isopacous cement
[55] Bioturbated spiculitic Wackestone
[56] Pelletal spiculitic Wackestone
[57] Storm wave base
[58] Homoclinal ramp
[59] Passive margin
[60] Tidal creek
[61] Ponds
[62] Shoals
[63] Winnowed sand
[64] Skeletal bank
[65] Oolitic shoal
[66] Shallowing upward cycle
[67] Brining upward cycle
[68] Emersion surface
[69] Paleokarstic surface
[70] Subaerial exposure
[71] Carbonate-evaporite cycle
[72] High frequency cycles
[73] Hardground
[74] Benthic foraminifera bioclastic Wackestone
[75] High-frequency cycles
[76] Karstification
[77] Homoclinal ramp
[78] Passive margin
[79] High frequency cycle
[80] Kaskaskia IV
[81] Hard ground
)