Document Type : Research Paper
Authors
1 Ph.D. Student in Sedimentology and Sedimentary Rocks, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
2 Associate professor, Department of Geology, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
3 Professor, Department of Geology, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
ترکیب سنگهای سیلیسی آواری طی تاریخ زمینشناسی، اطلاعات ارزشمندی را در ارتباط با موقعیت تکتونیکی ناحیۀ منشأ، آب و هوای دیرینه، سنگشناسی منطقۀ منشأ، شدت هوازدگی، میزان حمل و نقل، فرآیندهای رسوبگذاری، دیاژنز و تکامل پوسته ارائه میدهد (Dickinson and Suczek 1979; Sharafi et al. 2018; Asiedu et al. 2019; Zamanian et al. 2019; Peng et al. 2020). از این میان، موقعیت تکتونیکی و سنگشناسی منطقۀ منشأ، مهمترین عوامل در تولید نهشتههای سیلیسی آواری محسوب میشوند (Yan et al. 2012; Khazaei et al. 2018). موقعیت تکتونیکی سنگهای سیلیسی آواری بر پایۀ دادههای پتروگرافی و ژئوشیمیایی و ازطریق دیاگرامهای تفکیکی تفسیر میشود (Sabbagh et al. 2018). موقعیت تکتونیکی سنگهای سیلیسی آواری در بر گیرندۀ همۀ عواملی است که نقش مهمی در تولید رسوبات و همچنین ریختشناسی و شرایط اقلیمی منطقۀ منشأ بازی میکنند. سازند آغاجاری آخرین سازند از گروه فارس است که برای اولین بار (James and Wynd 1965)، آن را بهصورت رسمی معرفی کرد. این سازند توالی ستبری (گاهی تا 3000 متر) از نهشتههای مولاس سرخرنگ و همزمان با کوهزایی است که گسترههای وسیعی از لرستان، خوزستان و فارس و حتی عراق، سوریه و ترکیه را زیر پوشش دارد(Motiee 2003) . سازند آغاجاری بر سازند گچساران نهشته و مرز بالایی آن با و یا بدون بخش لهبری، با سازند کنگلومرای بختیاری تدریجی و همشیب و گاه ناگهانی و دگرشیب است. سازند آغاجاری، بیشترین ضخامت را در فروافتادگی دزفول دارد؛ ولی ستبرای این سازند بهسمت خاور و جنوب آن، کاهش مییابد. البته کاهش ضخامت سازند آغاجاری با افزایش ضخامت سازند میشان همراه است؛ به همین رو، گاهی سازندهای آغاجاری و میشان همزمان دانسته میشوند و به این سبب، سن آغاجاری از میوسن میانی تا پلیوسن برآورد میشود؛ اما سازند آغاجاری در همهجا همسن نیست. سن این سازند از شمال باختر به جنوب خاور و از شمال خاور به جنوب باختر، جوانتر میشود (Motiee 2003) در این مطالعه با استفاده از شواهد کانیشناسی و زمینشیمی، خاستگاه نهشتههای آواری سازند آغاجاری بررسی شده است. با توجه به اینکه سنگهای رسوبی تنها شواهد موجود از پوستۀ قدیمی فرسایش یافتهاند (Condie et al. 2001; Basu 2003)، مطالعات برخاستگاه اطلاعات مهمی را از سرگذشت زمینساختی زون چینخوردۀ زاگرس طی میوسن - پلیوسن نشان میدهد.
موقعیت جغرافیایی و زمینشناسی منطقۀ مطالعهشده
برشهای مطالعهشده، در منطقۀ حسینیه و بیدروپه از توابع شهرستان اندیمشک واقع شده است. این برشها ازطریق جادۀ آسفالتۀ خرمآباد به اندیمشک و یا شهرستان پلدختر به اندیمشک در دسترساند. موقعیت این برشها در شکل 1 نشان داده شده است. برخورد ورقههای عربی – اوراسیا، به بالاآمدن ورقۀ ایران – آناتولی و این برخورد به بستهشدن دریای نئوتتیس در زمان میوسن– پلیوسن منجر شده است (Agard et al. 2011; Verges et al. 2019). نتیجۀ این برخورد، تشکیل چهار زون تکتونیکی (حوضۀ فورلند خلیجفارس، زون زاگرس مرتفع، کمربند چینخورده – تراستی زاگرس و زون ارومیه دختر) در غرب ایران است. منطقۀ مطالعهشده، در ابتدای زون زاگرس چینخورده قرار گرفته است. ازنظر زمینشناسی و چینهشناسی، در منطقۀ مطالعهشدۀ سازندهای گچساران، آغاجاری (عضو زیرین بههمراه عضو لهبری) و بختیاری رخنمون دارند (شکل 2). سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده با رخسارههای قرمز آجریرنگ (تناوبی از ماسهسنگ، سیلت سنگ، رسسنگ، گلسنگ و شیل) بهطور مستقیم با مرز تند و ناگهانی بر واحدهای ژیپسدار سازند گچساران قرار گرفته است. سازند بختیاری نیز در برشهای مطالعهشده با دگرشیبی مشخص، عضو لهبری سازند آغاجاری را میپوشاند (شکل 3). سازند میشان در این بخش از حوضۀ رسوبی مشاهده نشده و سازند آغاجاری بهطور مستقیم بر سازند گچساران قرار گرفته است (شکل 3). سازند گچساران ازنظر پتروگرافی این سازند متشکل از ژیپس، انیدریت، مارن و سنگهای کربناته است که در یک محیط لاگون و سبخا نهشته شدهاند (Gill and Ala 1972). سن سازند گچساران در محدودۀ زمانی الیگوسن – میوسن (Behroudi and Koyi 2004; Pirooz et al. 2015) تا میوسن پیشین – برآورد شده است (Jones and Racey 1994). سن قاعدۀ سازند آغاجاری از میوسن میانی تا میوسن پسین است (Verges et al. 2019). براساس مطالعات (James and Wynd 1965)، سن سازند آغاجاری بر مبنای محتویات فسیلی میوسن پایانی تا پلیوسن تعیین شده است.
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برشهای مطالعهشده
Fig 1- Geographic location and access routes to the studied sections
شکل 2- بخشی از نقشۀ زمینشناسی 100000/1 پلدختر - بالارود بههمراه موقعیت برشهای مطالعهشده و گسترش سازندهای منطقۀ مطالعهشده (after Fakhari 1985, with minor modifications)
Fig 2- A selected part of the 1:100,000 Pol Dokhtar–Balaroud geological map illustrating the location of the studied sections and the spatial distribution of formations in the study area (after Fakhari 1985, with minor modifications)
مواد و روشها
در این پژوهش، سه برش پاعلم (با ضخامت ۶۰۰ متر)، خوشاب (۵۵۰ متر) و پیروالی (۵۲۰ متر) از سازند آغاجاری در منطقۀ حسینیه واقع در شهرستان اندیمشک بررسی شد. نمونهبرداری از هر برش با توجه به تغییرات رخسارهای و در برخی موارد بهصورت سیستماتیک انجام شد؛ بهطوری که از هر برش، ۶۰ نمونه برداشت و درمجموع ۱۸۰ نمونه سنگی از رخسارههای مختلف کل برشها جمعآوری شد. بهمنظور بررسی خاستگاه نهشتههای آواری سازند آغاجاری، از میان نمونههای برداشتشده، ۶۰ نمونه ماسهسنگ (عمدتاً ماسهسنگهای درشتدانه) انتخاب و از آنها مقاطع نازک تهیه شد. از میان مقاطع نازک تهیهشده، تعداد ۱۷ نمونه براساس فراوانی اجزای تشکیلدهنده برای انجام آنالیز مدال انتخاب شد که شامل ۷ نمونه از سازند آغاجاری و ۱۰ نمونه از عضو لهبری است. درصد سیمان و ماتریکس در هر نمونه نسبتبه کل زمینۀ سنگ محاسبه شد. بهمنظور تعیین عناصر اصلی و فرعی، شناخت سنگشناسی و بررسی جایگاه زمینساختی، تعداد ۲۰ نمونه از گلسنگها تحت آنالیز طیفسنجی جرمی پلاسمای جفتشدۀ القایی (ICP-MS) در شرکت زرآزمای تهران قرار گرفت. این نمونهها بهگونهای انتخاب شدند که کل توالیهای مطالعهشده را پوشش دهند. بهمنظور شناسایی کانیهای تشکیلدهندۀ نهشتههای ریزدانۀ سازند آغاجاری، تعداد ۱۰ نمونه گلسنگ نیز تحت آنالیز پراش پرتو ایکس(XRD) ، با استفاده از دستگاه STOE ، تحت شرایط ۴۰ کیلوولت و ۳۰ میلیآمپر، در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه لرستان بررسی شد. آنالیز مدال ماسهسنگها با شمارش ۳۰۰ تا ۵۰۰ نقطه در هر مقطع نازک براساس روش گزی–دیکینسون (Dickinson 1970; Ingersoll et al. 1984) انجام و اجزای اصلی و فرعی شناسایی شد. نامگذاری ماسهسنگها براساس ردهبندی فولک (Folk 1980) انجام شد. با توجه به اینکه فرآیندهای دیاژنزی موجب تغییر در ترکیب اولیۀ سنگها میشوند (McBride 1985)، در مرحلۀ نقطهشماری، به تأثیراتی نظیر جانشینی و انحلال دانهها توجه شد. برای تعیین جایگاه تکتونیکی و شرایط آبوهوایی دیرینه، از دادههای پتروگرافی و زمینشیمی و نمودارهای ارائهشدۀ Weltje (1994)، Suttner and Dutta (1986)، Pettijohn et al. (1987)، Roser and Korsch (1988) و شاخص هوازدگی (CIA) معرفیشده ازسوی Nesbitt and Young (1984) استفاده شد. همچنین بهمنظور بازسازی جریانهای دیرینه، رزدیاگرامها با استفاده از نرمافزار Strunet-06 ترسیم شد.
شکل 3- ستونهای سنگچینهای سازند آغاجاری در برشهای مطالعهشده
Fig 3- Stratigraphic logs of the Aghajari Formation in the studied sections.
نتایج
پتروگرافی ماسهسنگها و آنالیز مدال
بررسیهای پتروگرافی انجامشده بر ۱۷ مقطع نازک نشان میدهد که ماسهسنگهای سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده عمدتاً دانهریز تا دانهدرشت بودهاند، اندازۀ ذرات آنها در بازهای حدود 25/1 تا ۲ میلیمتر تغییر میکند. خردهسنگهای رسوبی نظیر خردهسنگهای چرتی و کربناته، فراوانترین دانههای آواریاند (شکل 4 و 5) که فراوانی خردهسنگهای چرتی در بخش بالایی سازند (عضو لهبری) بیشتر است؛ در حالی که در بخش پایینی سازند، فراوانی خردهسنگهای کربناته بیشتر است. همچنین خردهسنگهای آتشفشانی و دگرگونی به مقدار کم در این ماسهسنگها وجود دارد. کوارتز دومین کانی فراوان در این ماسهسنگها هستند که شامل انواع کوارتز مونوکریستالین دارای خاموشی موجی و بدون آن، کوارتز پلی کریستالین دو و سه دانه و بیش از سه دانهاند و میانگین فراوانی آنها در ماسهسنگهای مطالعهشده متغیرند و فراونترین آنها کوارتز تکبلور بدون خاموشی موجی است. همچنین این ماسهسنگها دارای مقداری فلدسپات و کانیهای فرعی کم و مقدار ناچیزی از کانیهای سنگین است.
نتایج آنالیز مدال برای نمونههای مطالعهشده، در جدول 1 نشان داده شده است. با توجه به نقاط شمارششده برای نمونههای بخش زیرین سازند آغاجاری، میانگین درصد Qmnon (کوارتز تکبلور بدون خاموشی موجی) 11/25درصد، Qmun (کوارتز تکبلور دارای خاموشی موجی) 11/3درصد، Qp2-3 (کوارتز چند بلوری دارای دو الی سه بلور) 94/1درصد، Qp≥3 (کوارتز چند بلوری با بیش از سه بلور) 7/2درصد، F(فلدسپات) 3/1درصد (پلاژیوکلاز 93/0 و اورتوکلاز 36/0)، Lv (خرده سنگ آتشفشانی) 27/1درصد، Lm (خردهسنگ دگرگونی) 1درصد، Lch (خردهسنگ چرتی) 55/30درصد، Lca (خردهسنگ کربناته) 38/32درصد، H (کانی سنگین) 65/0درصد است. میانگین ترکیب بخش زیرین سازند آغاجاری بهصورت (Q33R66F1) است. نقاط شمارششده برای نمونههای بخش بالایی سازند آغاجاری میانگین درصد Qmnon (کوارتز تکبلور بدون خاموشی موجی) 51/25درصد، Qmun (کوارتز تکبلور دارای خاموشی موجی) 21/5درصد، Qp2-3 (کوارتز چند بلوری دارای دو الی سه بلور) 64/2درصد، Qp≥3 (کوارتز چند بلوری با بیش از سه بلور) 78/3درصد، F(فلدسپات) 2درصد (پلاژیوکلاز 5/1 و اورتوکلاز 5/0)، Lv (خردهسنگ آتشفشانی) 58/1درصد، Lm (خردهسنگ دگرگونی) 71/1درصد، Lch (خردهسنگ چرتی) 42/30درصد، Lca (خردهسنگ کربناته) 92/25درصد، H (کانی سنگین) 18/1درصد است. میانگین اجزای تشکیلدهندۀ بخش بالایی سازند آغاجاری (Q38R60F2) است. ماسهسنگهای مطالعهشده براساس تقسیمبندی فولک (Folk 1980) عمدتاً چرتآرنایت و کالکلیتارنایتاند (شکل 6).
جدول 1- درصد دادههای آنالیز مدال به دست آمده به روش گزی- دیکینسون (Dickinson 1970). Qmnon: کوارتز تکبلورین بدون خاموشی موجی؛ Qmun: کوارتز تکبلورین دارای خاموشی موجی؛ Qp≥3: کوارتزهای چندبلوری با بیش از سه بلور؛ Qp2-3: کوارتزهای چندبلوری دارای 2 تا 3 بلور؛ Qm: کوارتز تکبلوری؛ Qp: کوارتز چندبلوری؛ Qt: مجموع دانههای کوارتز؛ F: فلدسپات؛ Ls: خردهسنگ رسوبی؛ Lv: خردهسنگ ولکانیکی؛ Lm: خردهسنگ دگرگونی؛ Lch: خردهسنگ چرتی؛ Lca: خردهسنگ کربناته؛ Lt: مجموع خردهسنگها و H: کانی سنگین. درصد سیمان (Cem) و ماتریکس (Mat) نسبتبه هم در نمونۀ مقطع نازک سنجیده شده است. حداکثر، حداقل و میانگین فراوانی هرکدام از ذرات نیز محاسبه شده است. درصد سیمان و ماتریکس برای هر نمونه نسبتبه کل زمینۀ سنگ محاسبه شده است.
Table 1- The percentages of modal analysis data were obtained using the Gazzi–Dickinson method (Dickinson 1970). Qmnon: represents monocrystalline quartz without undulatory extinction, Qmun: denotes monocrystalline quartz with undulatory extinction. Qp≥3 refers to polycrystalline quartz grains composed of more than three crystals, whereas Qp2–3 includes polycrystalline quartz grains consisting of two to three crystals. Qm represents total monocrystalline quartz, Qp denotes total polycrystalline quartz, and Qt refers to the total quartz content. F indicates feldspar. Ls, Lv, Lm, Lch, and Lca represent sedimentary, volcanic, metamorphic, chert, and carbonate lithic fragments, respectively, while Lt denotes the total lithic fragments. H represents heavy minerals. The percentages of cement (Cem) and matrix (Mat) were measured relative to each other in each thin section. In addition, the maximum, minimum, and mean abundances of each component were calculated. The proportions of cement and matrix for each sample were also calculated relative to the total rock framework.
ازنظر بافتی این ماسهسنگها، جورشدگی ضعیفی دارند و در بیشتر مواقع، دانهها نیمهزاویهدار تا نیمهگردشدهاند. وجود ماتریکس فراوان در این ماسهسنگها نشانگر بلوغنداشتن نابالغ اینهاست. میانگین نسبت (Q+Ch)/(F+L) (شاخص بلوغ کانیشناسی) برای بخش زیرین سازند آغاجاری 96/0 و برای بخش بالایی آن (عضو لهبری) برابر 11/1 است. ماسهسنگهای بخش زیرین سازند آغاجاری ازنظر بلوغ کانیشناسی نابالغ است؛ در حالی که ماسهسنگهای بخش بالایی سازند آغاجاری بالغاند (جدول 2). افزایش نسبت F+L در برابر نسبت Q+Ch بیانگر نابالغبودن ماسهسنگهای سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده است. فراوانی خردهسنگها نسبتبه دیگر دانهها در ماسهسنگهای مطالعهشده، عامل این بلوغ کانیشناسی ضعیف است. فراوانی خردهسنگها معمولاً نشاندهندۀ فرسایش و رسوبگذاری سریع از یک منطقۀ منشأ فعال تکتونیکی، همچنین افزایش نسبت خردهسنگها در ترکیب کانیشناسی است.
جدول 2- درصد نسبت Q+Ch/F+L در نمونههای مطالعهشده برای تعیین بلوغ کانیشناسی Q (کوارتز)، Ch (چرت)، F (فلدسپات)، L (خردهسنگ)
Table 2- Percentage of Q+Ch to F+L ratio in the studied samples for assessing the mineralogical maturity. Q = quartz, Ch = chert, F = feldspar, L = lithic fragments.
|
Q+CH/F+L |
F+L |
Q+CH |
L |
CH |
F |
Q |
Samples No. |
|
|
1.08 |
68.04 |
73.60 |
65.54 |
42.74 |
2.50 |
30.86 |
5 |
Upper part |
|
1.22 |
63.20 |
77.20 |
62.00 |
40.90 |
1.20 |
36.30 |
6 |
|
|
1.14 |
55.80 |
63.60 |
54.20 |
21.10 |
1.60 |
42.50 |
7 |
|
|
1.05 |
66.48 |
69.62 |
64.08 |
37.60 |
2.40 |
32.02 |
8 |
|
|
0.94 |
64.13 |
60.10 |
62.33 |
25.43 |
1.80 |
34.67 |
26 |
|
|
0.91 |
63.69 |
57.80 |
62.39 |
22.49 |
1.30 |
35.31 |
27 |
|
|
1.13 |
62.35 |
70.67 |
59.85 |
33.82 |
2.50 |
36.85 |
28 |
|
|
1.20 |
57.30 |
68.75 |
55.60 |
27.75 |
1.70 |
41.00 |
29 |
|
|
0.99 |
66.76 |
66.24 |
63.36 |
33.80 |
3.40 |
32.44 |
13 |
|
|
1.39 |
48.91 |
68.19 |
47.01 |
18.60 |
1.90 |
49.59 |
14 |
|
|
1.39 |
68.04 |
77.20 |
65.54 |
42.74 |
3.40 |
49.59 |
Max |
|
|
0.91 |
48.91 |
57.80 |
47.01 |
18.60 |
1.20 |
30.86 |
Min |
|
|
1.11 |
61.67 |
67.58 |
59.64 |
30.42 |
2.03 |
37.15 |
Mean |
|
|
1.00 |
70.50 |
70.60 |
69.30 |
42.00 |
1.20 |
28.60 |
30 |
Lower part |
|
0.75 |
71.30 |
53.38 |
69.20 |
25.18 |
2.10 |
28.20 |
31 |
|
|
1.09 |
66.38 |
72.12 |
64.58 |
39.20 |
1.80 |
32.92 |
9 |
|
|
1.11 |
58.75 |
65.27 |
57.85 |
25.12 |
0.90 |
40.15 |
10 |
|
|
0.85 |
64.60 |
55.10 |
63.50 |
20.30 |
1.10 |
34.80 |
11 |
|
|
0.99 |
70.30 |
69.70 |
69.30 |
40.50 |
1.00 |
29.20 |
12 |
|
|
0.91 |
63.50 |
57.80 |
62.80 |
21.60 |
0.70 |
36.20 |
25 |
|
|
1.11 |
71.30 |
72.12 |
69.30 |
42.00 |
2.10 |
40.15 |
Max |
|
|
0.75 |
58.75 |
53.38 |
57.85 |
20.30 |
0.70 |
28.20 |
Min |
|
|
0.96 |
66.48 |
63.42 |
65.22 |
30.56 |
1.26 |
32.87 |
Mean |
شکل 4- تصاویر میکروسکوپی ماسهسنگهای نشاندهندۀ پتروفاسیس کالکلیتارنایت
الف، ب، پ: سیمان تشکیلدهندۀ این رخساره از جنس کربنات کلسیم است؛ ت: کالکلیتارنایت ریزدانه که بخشهای تیرهرنگ، خردهسنگهای کربناته و بخشهای روشن، خردهسنگهای چرتی و دانههای کوارتز است (پیکانهای زردرنگ خردهسنگهای کربناته، پیکانهای قرمزرنگ کوارتز تکبلور، پیکان سبزرنگ کوارتز چندبلوری، پیکانهای آبیرنگ خردهسنگ چرتی، پیکان بنفش دانۀ کلریتی و پیکان نارنجی خردهسنگ دگرگونی را نشان میدهد).
Fig 4- Microphotograph of sandstones showing the calclitharnite petrofacies. A, B, C: The cement is made of calcium carbonate. C: Fine-grained calclitharnite. Dark grains indicate carbonate fragments, and light grains indicate chert fragments and quartz. (Yellow arrows: carbonate fragments, red arrows: single-crystal quartz, green arrows: polycrystalline quartz, blue arrows: chert fragments, purple arrows: chlorite grains, and orange arrows: metamorphic fragments).
شکل 5- تصاویر میکروسکوپی ماسهسنگها (که پتروفاسیس چرت آرنایت را نشان میدهد)
الف: سیمان این رخساره بیشتر از جنس کربنات کلسیم است و منشأ آن احتمالاً به انحلال دانههای ناپایدار کربناته مربوط میشود؛ ب: بخشهای تیرهرنگ سیمان اکسید آهناند. بخشهای قرمز تا صورتی از جنس کربنات کلسیم و بخشهای شفاف از جنس سیلیس (بیشتر دانههای چرتی) هستند. تصویر الف و ب با آلیزارین قرمز رنگآمیزی شدهاند؛ پ: سیمان غالب این رخساره از جنس سیلیس است؛ ت: سیمان این رخساره بیشتر از جنس کربنات کلسیم است (پیکانهای زردرنگ خردهسنگ کربناته، پیکانهای قرمزرنگ کوارتز تکبلوری و پیکانهای سبزرنگ کوارتز چند بلوری، پیکانهای آبیرنگ خردهسنگهای چرتی را نشان میدهند).
Fig 5- Microphotograph of sandstones showing the chert-arnite petrofacies. A: The cement is mainly made of calcium carbonate and is likely related to the dissolution of unstable carbonate grains. B: The dark parts are iron oxide cement. The red to pink parts are calcium carbonate, and the transparent parts are silica (mostly chert grains). Images A and B are stained with alizarin red. C: The dominant cement of this facies is silica. D: The cement is mainly calcium carbonate. (Yellow arrows: carbonate fragments, red arrows: single-crystal quartz, and green arrows: polycrystalline quartz; blue arrows: chert fragments).
شکل 6- پتروفاسیسهای بخش زیرین و بخش بالایی سازند آغاجاری (عضو لهبری) در نمودار مثلثی QRF فولک (Folk 1980) همۀ نمونهها در محدودۀ سد آرنایت با فراوانی خردهسنگهای چرتی و کربناتهاند.
Fig 6- Ternary diagrams of petrofacies of the lower and upper parts of the Aghajari Formation (Lehbari Member) (proposed after Folk 1980). All samples indicate a litharenite composition, with predominant chert and carbonate rock fragments.
کانیشناسی گلسنگها
بهمنظور بررسی کانیشناسی نهشتههای ریزدانه، تعداد ۱۰ نمونه از گلسنگها انتخاب و با استفاده از روش (XRD) آنالیز شدند. نتایج حاصل از آنالیز XRD نمونههای گلسنگی در جدول ۳ ارائه شده است. براساس این نتایج، کانیهای کوارتز، کلسیت، دولومیت، پلاژیوکلاز و کانیهای گروه ایلیت–میکا، اجزای اصلی کانیشناسی نمونههای ریزدانه شناسایی شدند (شکل ۷). کانی ایلیت-میکا معمولاً با پیک مشخص ۱۰ آنگستروم تشخیصدادنی است و حضور آن در بسیاری از نمونهها، هم در بخشهای پایینی و هم در بخشهای بالایی برشهای مطالعهشده، مشاهده میشود. بررسی تغییرات عمودی ترکیب کانیشناسی نشان میدهد که در نمونههای شمارۀ ۱ تا ۳۲ هیچگونه شواهدی از حضور کانی دولومیت وجود ندارد؛ در حالی که از نمونۀ شمارۀ ۳۴ به بعد، این کانی در نتایج XRD ظاهر شده است که نشاندهندۀ تغییر شرایط رسوبگذاری یا دیاژنزی در بخشهای بالایی توالی مطالعهشده است.
جدول 3- نتایج کانیشناسی نمونههای ریزدانۀ حاصل از آنالیز XRD
Table 3- Mineralogical composition of fine-grained samples obtained from XRD analysis
|
نمونه |
نتایج آنالیز XRD |
نمونه |
نتایج آنالیز XRD |
|
Ag-2 |
کوارتز، کلسیت، ایلیت |
M-6 |
کوارتز، کلسیت، آلبیت، کلریت، ایلیت-میکا |
|
Ag-6 |
مسکویت، کلسیت، آلبیت |
M-9 |
کوارتز، کلسیت، مسکویت، دولومیت |
|
Ag-32 |
کوارتز، کلسیت |
M-19 |
کوارتز، کلسیت، آلبیت، دولومیت |
|
Ag-34 |
کوارتز، کلسیت، دولومیت، ایلیت-میکا |
M-22 |
کوارتز، کلسیت |
|
Ag-59 |
کوارتز، کلسیت |
|
|
|
Ag-68 |
کوارتز، کلسیت، مسکویت |
|
|
شکل 7 - نمودار آنالیز XRD نمونههای گلسنگی سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده
Fig 7- XRD analysis pattern of mudrocks taken from the Aghajari Formation in the study area
زمینشیمی
نتایج آنالیز عناصر اصلی، فرعی و کمیاب در نمونههای سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده، در جدول 4 نشان داده شده است. با استفاده از مقدار این عناصر در نمونههای مطالعهشده، به جایگاه زمینساختی، هوازدگی سنگ منشأ و تغییرات آب و هوایی دیرینه پی برده میشود.
عناصر اصلی
عناصر اصلی شامل ترکیب اکسید عناصر Al2O3، CaO، Fe2O3، MgO، K2O و Na2O هستند. میانگین تمرکز عناصر اصلی در نمونههای بخش پایینی سازند آغاجاری شامل Al2O3 (90/25درصد)، CaO (37/7درصد)، Fe2O3 (93/10درصد)، MgO (2درصد)، K2O (35/4درصد) و Na2O (96/1درصد) و تمرکز این عناصر به همان ترتیب در بخش بالایی سازند آغاجاری (عضو لهبری) (46/25درصد)، (57/7درصد)، (02/11درصد)، (39/2درصد)، (97/3درصد) و (93/1درصد) هستند (جدول 4). تمرکز عناصر اصلی در هر دو بخش سازند آغاجاری، تفاوت چشمگیری نشان نمیدهند و تقریباً از یک روند تبعیت میکنند.
عناصر فرعی
عناصر فرعی در نمونههای مطالعهشده شامل ترکیب اکسید عناصر TiO2، MnO و P2O5 هستند. میانگین تمرکز عناصر فرعی در نمونههای بخش پایینی سازند شامل TiO2 (73/0درصد)، MnO (11/0درصد) و P2O5 (29/0درصد) میشوند و تمرکز این عناصر در عضو لهبری شامل TiO2 (72/0درصد)، MnO (10/0درصد) و P2O5 (29/0درصد) هستند. تمرکز عناصر فرعی نیز به مانند عناصر اصلی، در هر دو بخش سازند آغاجاری کمابیش یکسان است.
عناصر کمیاب
عناصر کمیاب در نمونههای مطالعهشده شامل عناصر Cr، Co، La، Sc، Zr، Y، Ti و Th هستند. میانگین تمرکز عناصر کمیاب در نمونههای بخش پایینی شامل Cr(120 پیپیام)، Co (37/19 پیپیام)، La (25 پیپیام)، Sc (15 پیپیام)، Zr (2/83 پیپیام)، Y(1/14 پیپیام)، Ti (4351 پیپیام) و Th (39/7 پیپیام) و تمرکز این عناصر در عضو لهبری، شامل Cr (132 پیپیام)، Co (75/17 پیپیام)، La (25 پیپیام)، Sc (15 پیپیام)، Zr (1/78 پیپیام)، Y(9/13 پیپیام)، Ti (4322 پیپیام) و Th (03/7 پیپیام) است (جدول 4). تمرکز عناصر کمیاب در نمونههای مطالعهشده هم در بخش قاعدهای سازند آغاجاری و هم در بخش بالایی سازند آغاجاری (عضو لهبری)، تقریباً روند مشابهی را نشان میدهند.
ضرایب همبستگی بین برخی عناصر بخش بالایی سازند آغاجاری شامل (عنصر Al2O3 با K2O برابر r2=0.95)، (عنصر Al2O3 با TiO2 برابر r2=0.88)، (عنصر Al2O3 با Th برابر r2=0.97)، (عنصر Al2O3 با La برابر r2=0.89)، (عنصر Al2O3 با Sc برابر r2=0.95)، (عنصر K2O با Sc برابر r2=0.93)، (عنصر K2O با La برابر r2=0.773)، (عنصر K2O با Zr برابر r2=0.899)، (عنصر K2O با Fe2O3 برابر r2=0.944)، (عنصر TiO2 با Mg برابر r2=0.99)، (عنصر TiO2 با Th برابر r2=0.77)، برای بخش پایینی سازند آغاجاری شامل (عنصر Al2O3 با K2O برابر r2=0.94)، (عنصر Al2O3 با TiO2 برابر r2=0.97)، (عنصر Al2O3 با Th برابر r2=0.90)، (عنصر Al2O3 با La برابر r2=0.87)، (عنصر Al2O3 با Sc برابر r2=0.93)، (عنصر K2O با Sc برابر r2=0.88)، (عنصر K2O با La برابر r2=0.83)، (عنصر K2O با Fe2O3 برابر r2=0.77)، (عنصر TiO2 با Th برابر r2=0.86) است. نتایج ضرایب همبستگی بین بخشهای پایینی و بالایی سازند آغاجاری، تفاوت چشمگیری را نشان نمیدهند (جدول 5).
بحث
پتروفاسیس ماسهسنگهای این سازند، بیشتر از چرتآرنایت و کالکلیتارنایت با سیمان کلسیتی تشکیل شده است که منشأ سیمان در این رخسارهها به انحلال دانههای ناپایدار کربناته نسبت داده میشود. خردهسنگهای رسوبی در این رخسارهها نسبتبه دیگر دانهها دارای فراوانی بیشتر هستند. فراوانی این خردهسنگها در این رخسارهها بهدلیل فرسایش سنگهای رسوبی ناحیۀ منشأ، که شامل سازندهای کربناتۀ تلهزنگ، شهبازان و آسماریاند، در نظر گرفته میشوند که طی فازهای کوهزایی میوسن- پلیوسن از زون چینخوردۀ زاگرس فرسایش و در منطقۀ مطالعهشده تهنشست یافتهاند. میانگین اجزای تشکیلدهندۀ بخش زیرین سازند آغاجاری و بخش بالایی آن (عضو لهبری) متفاوتاند که در بخش بالایی بهصورت (Q38R60F2) و در بخش پایینی بهصورت (Q33R66F1) است. عضو لهبری در مقایسه با بخش پایینی سازند آغاجاری دارای درصد بیشتری از کوارتز، فلدسپات و درصد کمتری از خردههای سنگی است که به فراوانی و تنوع دانههای کوارتز در نمونههای ماسهسنگی، بهعنوان شواهدی از سنگ منشأ توجه میشود. بیشتر اوقات فراوانی کوارتزهای مونوکریستالین نشاندهندۀ حمل و نقل زیاد، در محیط با انرژی بالا و یا چرخۀ مجدد رسوبی است که در طی آن دانههای کوارتز پلیکریستالین با پایداری کم از بین رفته و باعث افزایش فراوانی کوارتزهای مونوکریستالین شده است (Tucker 2001). افزایش خردهسنگهای کربناته در بخش زیرین سازند آغاجاری (3/32درصد) نسبتبه بخش بالایی سازند (عضو لهبری) (9/25)، نشانگر منشأ نزدیک و تأثیر بیشتر سنگهای رسوبی کربناته در تأمین مواد است.
میانگین نسبت (Q+Ch)/(F+L) برای بخش زیرین سازند آغاجاری برابر 96/0 و برای بخش بالایی سازند آغاجاری (عضو لهبری)، برابر 11/1 است. بالابودن نسبت (Q+Ch)/(F+L) عضو لهبری نسبتبه بخش زیرین آن، بیانگر بهتربودن و شروع بلوغ کانیشناسی در عضو لهبری است که درنتیجۀ حمل و نقل و تغییر سنگ منشأ است. بهدلیل بالارفتن نسبت دانههای کوارتز و خردهسنگهای چرتی در عضو لهبری نسبتبه عضو پایین سازند آغاجاری، نسبت (Q+Ch)/(F+L) بیشتر از یک است.
وجود کانی دولومیت بهصورت تخریبی از پارامترهای تفکیککنندۀ عضو لهبری (بخش بالایی سازند آغاجاری)، از بخش زیرین آن است؛ بهگونهای که این کانی بهصورت فراوان در عضو لهبری سازند آغاجاری مشاهده و در بخش زیرین آن بهندرت دیده شده است. این اختلاف در ترکیب کانیشناسی بهدلیل حرکات کوهزایی میوسن- پلیوسن در منطقه است که سازند شهبازان با ترکیب غالب دولومیتی به سن ائوسن را در معرض فرسایش قرار داده است.
با استفاده از مقدار عناصر اصلی، فرعی و کمیاب، به جایگاه زمینساختی، آب و هوای دیرینه و هوازدگی سنگ منشأ پی برده میشود (England and Molnar 1990; Foster and John 1999; Harries et al. 2018). مقادیر CaO و Na2O در نمونههای مطالعهشده، به وجود کلسیت ثانویه و پلاژیوکلازها در چرخۀ مجدد سنگ منشأ طی حمل و نقل نسبت داده میشود (Lee 2009; Moosavirad 2011). وجود عنصر Mg در نمونهها بهدلیل حضور کانی رسی کلریت در نمونهها در نظر گرفته میشود (Zhao et al. 2007; Zhao et al. 2019). بهمنظور بررسی منشأ منیزیم در رسوبات گلی، به جدول 5 و همبستگی عناصر با یکدیگر مراجعه میشود. مقدار منیزیم در بخش زیرین سازند آغاجاری از حد تفکیک دستگاه بیشتر بوده است؛ بنابراین مقادیر منیزیم با دیگر عناصر مقایسهشدنی نیست؛ اما در عضو لهبری، همبستگی مثبت و قوی اکسید منیزیم با عناصر Co، Ti و Zr و همبستگینداشتن این عنصر با اکسید کلسیم، تأییدکنندۀ منشأ غیرکربناته برای عنصر منیزیم است. با توجه به حجم بالای رسوبات سیلیسی آواری ریزدانه در توالی چینهای بررسیشده و حجم بسیار اندک کربناتها، منطقی به نظر میرسد که منشأ منیزیم بهطور عمده از کانیهای رسی (بهویژه کلریت) و سهم توالی کربناته بسیار ناچیز است. مؤلفۀ CaOبیشتر از دانههای کربناته منشأ میگیرند (Rahman and Suzuki 2007). البته CaO با عناصر Co و Ti همبستگی مثبت و با Al₂O₃ همبستگی منفی نشان میدهد. این الگوی همبستگی بیانگر آن است که کلسیم علاوه بر فازهای کربناته، تا حدی با اجزای غیرکربناته و آواری نیز همراه میشود.
همبستگی دو به دوی عناصر و اکسیدهای اصلی نیز بررسی شده است (جداول 4 و 5). ارتباط مثبت بین Fe2O3 و Al2O3 برای بخش پایینی و بالایی سازند آغاجاری بیانگر تمرکز Fe2O3 در کانیهای رسی یا هوازدگی شیمیایی کم در ناحیۀ سنگ منشأ است (Lee 2009). ارتباط مثبت بین K2O و Al2O3 برای بخش پایینی و بالایی سازند آغاجاری، بیانگر وجود K2Oدر کانی ایلیت (و مقدار اندکی فلدسپات پتاسیمدار) است (Lee 2009). ارتباط مثبت Al2O3 با عناصر Ti برای بخش پایینی و بالایی سازند آغاجاری و همچنین ارتباط مثبت بین Al2O3 با عناصر Co و Cs، بیانگر این است که توزیع این عناصر تحت کنترل کانیهای رسی در نمونههای مطالعهشده است (Roy and Roser 2012).
جدول 4- مقادیر تمرکز عناصر اصلی و فرعی در نمونههای گلسنگی مطالعهشده عناصر اصلی برحسب درصد وزنی و عناصر فرعی برحسب پیپیاماند.
Table 4- Concentrations of major (in percent) and minor (ppm) elements in the mudrock samples.
جدول 5- ضرایب همبستگی پیرسون بین عناصر در بخش پایینی و بالایی سازند آغاجاری
Table 5- Pearson correlation coefficients between elements in the lower and upper parts of the Aghajari Formation
|
Lower part |
||||||||||||||||
|
Al2O3 |
Na2O |
K2O |
CaO |
MgO |
MnO |
TiO2 |
Fe2O3 |
P2O5 |
Th |
Co |
Y |
Cr |
Zr |
La |
Sc |
|
|
Al2O3 |
1 |
|||||||||||||||
|
Na2O |
.649* |
1 |
||||||||||||||
|
K2O |
.943** |
0.409 |
1 |
|||||||||||||
|
CaO |
-.682* |
-0.616 |
-0.563 |
1 |
||||||||||||
|
MgO |
1 |
|||||||||||||||
|
MnO |
0.395 |
-0.055 |
0.528 |
-0.530 |
1 |
|||||||||||
|
TiO2 |
.969** |
.721* |
.885** |
-0.607 |
0.324 |
1 |
||||||||||
|
Fe2O3 |
.768** |
0.502 |
.769** |
-0.428 |
0.452 |
.781** |
1 |
|||||||||
|
P2O5 |
.870** |
.746* |
.806** |
-0.432 |
0.146 |
.937** |
.744* |
1 |
||||||||
|
Th |
.905** |
0.515 |
.855** |
-.750* |
0.442 |
.856** |
0.477 |
.699* |
1 |
|||||||
|
Co |
0.549 |
0.309 |
0.469 |
-0.251 |
-0.073 |
0.532 |
-0.016 |
0.451 |
.721* |
1 |
||||||
|
Y |
.897** |
.702* |
.820** |
-0.492 |
0.292 |
.959** |
.837** |
.915** |
.723* |
0.353 |
1 |
|||||
|
Cr |
0.436 |
0.579 |
0.355 |
-0.033 |
-0.027 |
0.631 |
0.599 |
.747* |
0.244 |
0.119 |
.736* |
1 |
||||
|
La |
.868** |
0.490 |
.831** |
-.635* |
0.470 |
.839** |
0.432 |
.705* |
.947** |
.725* |
.731* |
0.271 |
.926** |
1 |
||
|
Sc |
.930** |
0.590 |
.885** |
-0.491 |
0.304 |
.922** |
.903** |
.844** |
.722* |
0.384 |
.913** |
0.551 |
.799** |
.666* |
1 |
|
|
Upper part |
||||||||||||||||
|
Al2O3 |
Na2O |
K2O |
CaO |
MgO |
MnO |
TiO2 |
Fe2O3 |
P2O5 |
Th |
Co |
Y |
Cr |
Zr |
La |
Sc |
|
|
Al2O3 |
1 |
|||||||||||||||
|
Na2O |
-0.149 |
1 |
||||||||||||||
|
K2O |
.953** |
-0.372 |
1 |
|||||||||||||
|
CaO |
-.765* |
-0.334 |
-0.567 |
1 |
||||||||||||
|
MgO |
0.764 |
0.449 |
0.481 |
-0.722 |
1 |
|||||||||||
|
MnO |
0.569 |
-0.182 |
0.623 |
-0.173 |
-0.408 |
1 |
||||||||||
|
TiO2 |
.881** |
0.163 |
.756* |
.839** |
.990** |
0.415 |
1 |
|||||||||
|
Fe2O3 |
.960** |
-0.195 |
.944** |
-.695* |
0.723 |
0.598 |
.897** |
1 |
||||||||
|
P2O5 |
.856** |
0.157 |
.705* |
.827** |
0.843 |
0.500 |
.896** |
.794** |
1 |
|||||||
|
Th |
.968** |
-0.248 |
.934** |
-.700* |
0.645 |
0.601 |
.768** |
.903** |
.823** |
1 |
||||||
|
Co |
.700* |
0.143 |
.659* |
-0.605 |
.887* |
0.421 |
.879** |
.809** |
0.619 |
0.526 |
1 |
|||||
|
Y |
.875** |
0.216 |
.731* |
.833** |
.977** |
0.388 |
.878** |
.770** |
.949** |
.827** |
0.600 |
1 |
||||
|
Cr |
0.384 |
.703* |
0.213 |
-0.602 |
.880* |
0.279 |
.700* |
0.408 |
0.584 |
0.207 |
.755* |
0.573 |
1 |
|||
|
Zr |
.947** |
-0.052 |
.899** |
.771** |
.910* |
0.459 |
.933** |
.930** |
.827** |
.848** |
.841** |
.864** |
0.552 |
1 |
||
|
La |
.889** |
0.073 |
.773** |
.794** |
0.600 |
0.492 |
.731* |
.754* |
.857** |
.924** |
0.412 |
.908** |
0.333 |
.766** |
1 |
|
|
Sc |
.955** |
-0.135 |
.927** |
-.710* |
0.800 |
0.520 |
.932** |
.985** |
.805** |
.868** |
.853** |
.810** |
0.477 |
.967** |
.737* |
1 |
|
**. Correlation is significant at the 0.01 level (2-tailed). |
||||||||||||||||
|
*. Correlation is significant at the 0.05 level (2-tailed). |
||||||||||||||||
جایگاه زمینساختی
شرایط و جایگاه زمینساختی، تأثیر مستقیمی بر ترکیب ماسهسنگها دارد؛ بنابراین با توجه به ترکیب کانیشناسی ماسهسنگها، جایگاه زمینساختی مشخص میشود (Dickinson and Suczek 1979; Dickinson 1985). بررسیهای زمینشیمیایی سنگهای سیلیسی آواری (برای نمونه ماسهسنگهای غنی از ماتریکس)، ابزاری ارزشمند در مطالعات منشأ و آب و هوای دیرینه به کار برده میشود (McLennan et al. 1983) برخی از پژوهشگران مانند باتیا (Bhatia 1983) و کروننبرگ (Kroonenberg 1994)، استفاده از زمینشیمی عناصر اصلی و فرعی را ابزاری سودمند در تشخیص جایگاه زمینساختی معرفی کردهاند. هرچند ارمسترانگ و ورما (Armstrong-Altrin and Verma 2005) نیز بهدلیل ابهام در نمودارهای تفکیکی، استفاده از زمینشیمی در تفسیر جایگاه زمینساختی را با احتیاط پیشنهاد کردهاند؛ اما با این حال کاربرد عناصر اصلی برای تعیین جایگاه زمینساختی، در سالهای اخیر همچنان به کار میرود (Yan et al. 2012; Alessandretti et al. 2013; Tao et al. 2013; Salehi et al. 2014; Armstrong-Altrin et el. 2015; Garzanti 2019) عناصر فرعی نیز برای تحلیل منشأ رسوبات بسیار مناسباند؛ زیرا این عناصر نامحلول و معمولاً تحت شرایط سطحی بیتحرکاند (McLennan et al. 1983; Von Eynatten et al. 2003)؛ بنابراین عناصر فرعی نشانههای آشکاری را از منشأ و موقعیت زمینساختی سنگهای سیلیسی – آواری مطالعهشده در اختیار قرار میدهند (McLennan et al. 1980). عناصر فرعی مانند Ti, Nb, Sc, Th, Zr، ابزاری مفید در تفکیک محیطهای زمینساختی به شمار میروند (Taylor and McLennan 1985). تعداد اجزای دانههای آواری موجود در ماسهسنگها، کلیدهای اساسی را دربارۀ محیط تکتونیکی آشکار میکنند (Dickinson and Suczek 1979; Dickinson 1985) . نتایج آنالیز مدال ماسهسنگهای منطقۀ مطالعهشده بر دیاگرامهای مثلثی (QtFL) و (Dickinson and Suczek 1979; (QmFLt) Dickinson et al. 1983) نشان میدهند که نمونههای مطالعهشده در محدودۀ کوهزایی با چرخۀ مجدد، چرخۀ مجدد انتقالی و به مقدار کمتر در محدودۀ چرخۀ مجدد سنگی قرار میگیرند (شکل 8 و 9). ذرات آواری که از سیکلهای مجدد کمربندهای کوهزایی سرچشمه گرفتهاند، دارای ترکیب بسیار متغیریاند که منعکسکنندۀ انواع مختلف کوهزایی است (بهطور کلی برخورد قاره با قاره یا برخورد قاره با اقیانوس). ممکن است رسوبات حاصل از سیکلهای مجدد کوهزایی، حوضههای مجاور خشکی و حوضههای اقیانوسی باقیمانده را پر کنند یا بهوسیلۀ سیستمهای رودخانۀ اصلی به حوضههای دورتری در موقعیتهای تکتونیکی غیر وابسته حمل شوند. اکثریت دانهها در بسیاری از ماسهسنگهای حاصل از سیکل مجدد کوهزایی با دانههای سنگی است و آنهایی که از رشتهکوههای حاصل از برخورد قارهها سرچشمه میگیرند، اکثریت دانهها با کوارتز و خردهسنگهای رسوبی است و همانطور که سطوح عمیقتر طی کوهزایی بالا میآید، معادل دگرگونشدۀ خردهسنگهای رسوبی فراوان میشود؛ بنابراین ماسهسنگهای مطالعهشدۀ سازند آغاجاری بیشتر از دانههای کوارتزی-خردهسنگی با مقدار کمی فلدسپات و خردهسنگهای آتشفشانی تشکیل شدهاند. حرکات کوهزایی بازههای زمانی میوسن- پلیوسن (فازهای کوهزایی ساوین و استرین) در زاگرس چینخورده، سبب فرسایش مخلوطی از سنگهای آذرین- افیولیتی پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس و سنگهای دگرگونی شمال لرستان و کرمانشاه بههمراه توالیهای رسوبی زاگرس چینخورده (سازندهای امیران، تلهزنگ، کشکان، شهبازان و آسماری) بوده است و این واحدها تأمینکنندۀ رسوبات آواری سازند آغاجاری در ناودیس منطقۀ حسینیه اندیمشک بودهاند. آنالیز جهت جریان دیرینه در نهشتههای مطالعهشده، هم برای بخش پایینی سازند آغاجاری و هم برای بخش بالایی سازند، جهت شمال شرق به جنوب غرب را تأیید میکنند (شکل 3)؛ بنابراین منشأ رسوبات سازند آغاجاری به نواحی بالادستی مربوط میشود که بیشتر برگرفته از فرسایش رسوبات شمال لرستان و کرمانشاه در جهت شیب حوضه است.
شکل 8- قرارگیری دادههای حاصل از نقطهشماری در محدودۀ چرخۀ مجدد انتقالی در نمودار QmFLt (Dickinson and Suczek 1979; Dickinson et al. 1983). (Qm: Monocry stalline quartz; F: Total feldspar; Lt: Lithic fragments+ polycrystalline quartz+ chert))
Fig 8- Point-counting data on the QmFLt diagram for transitional recycled origin (Dickinson and Suczek 1979; Dickinson et al. 1983). (Qm: Monocry stalline quartz; F: Total feldspar; Lt: Lithic fragments+ polycrystalline quartz+ chert)
شکل 9- قرارگیری دادههای حاصل از نقطهشماری در محدودۀ کوهزایی با چرخۀ مجدد در نمودار QtFL
(Dickinson and Suczek 1979; Dickinson et al. 1983). (Qt: Total quartz (Qm+Qp); F: Total feldspar; L: Lithic fragments (Lv+Ls+Lm))
Fig 9 - QtFL ternary diagram of point-count data shows an orogenic zone with recycling (Dickinson and Suczek 1979; Dickinson et al. 1983). (Qt: Total quartz (Qm+Qp); F: Total feldspar; L: Lithic fragments (Lv+Ls+Lm))
بررسی نتایج حاصل از آنالیز ژئوشیمیایی عناصر کمیاب، نقش مهمی در بررسی جایگاه تکوتنیکی نمونههای مطالعهشده دارد و برخی عناصر کمیاب و نسبتهای آنها نیز، اطلاعاتی دربارۀ شرایط نهشت و محیط تکتونیکی فراهم میآورند؛ زیرا تحرک نسبتاً پایینی در طول فرآیندهای رسوبی دارند (McLennan et al. 1983; Bhatia and Crook 1986). براساس ترسیم دادههای ژئوشیمی بر نمودار (Bhatia and Crook 1986)، نشان میدهد که قرارگیری در محدودۀ جزایر کمانی اقیانوسی قرار دارد (شکل 10).
شکل 10- الف- ترسیم دادهها بر نمودار مثلثی La-Th-Sc در محدودۀ جزایر کمانی اقیانوسی قرار میگیرند؛ ب- ترسیم دادهها بر نمودار مثلثی Th-Co-Zr/10 در محدودۀ جزایر کمانی اقیانوسی قرار میگیرند (Bhatia and Crook 1986).
Fig 10- a) Data plotted on the La–Th–Sc triangular diagram, falling within the oceanic arc island field. b) Data plotted on the Th–Co–Zr/10 triangular diagram, also within the oceanic arc island field (Bhatia and Crook 1986).
خاستگاه و سنگ منشأ
رشتهکوههای زاگرس، حاصل برخورد قارهای بین صفحۀ عربستان و صفحۀ اوراسیا، یکی از برجستهترین کمربندهای کوهزایی فعال در جهان است. این برخورد که از اواخر کرتاسه تا اوایل پالئوژن آغاز شده است، به چینخوردگی، گسلش و بالاآمدگی تودههای عظیم رسوبی منجر شده است. در طول بازۀ زمانی میوسن تا پلیوسن، فعالیتهای کوهزایی در زاگرس شدت یافته و مراحل مختلفی را پشت سر گذاشته است که با فازهای کوهزایی آلپ (مانند فازهای ساوین و استرین در اروپا) مقایسه میشود (Alavi 1994; Allen et al. 2003). فازهای کوهزایی در بازۀ زمانی میوسن-پلیوسن، نقش کلیدی در شکلدهی به زاگرس چینخورده و نهشت سازند آغاجاری داشتهاند. این سازند تخریبی، محصول فرسایش کوههای در حال رشد، سندی ارزشمند از دینامیک تکتونیکی و فرسایشی در این دورۀ زمانی مهم در تاریخ زمینشناسی زاگرس محسوب میشود (Alavi 1994; Allen et al. 2003). افزایش ضخامت و دانهبندی درشتتر رسوبات در بخشهای بالایی سازند آغاجاری (که با فازهای کوهزایی قویتر همزمان است)، نشاندهندۀ ارتباط مستقیم بین فعالیتهای تکتونیکی و نهشت رسوبات تخریبی است. به عبارت دیگر، هرچه کوهزایی شدیدتر بوده است، فرسایش بیشتر و درنتیجه نهشت رسوبات تخریبی در سازند آغاجاری نیز افزایش یافته است.
رسم مقادیر La/Sc در برابر Th/Co برای نمونههای سازند آغاجاری، نشان داد که سنگ مادر (سنگ منشأ) نهشتههای آواری سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده دارای ماهیتی سیلیسی (اسیدی) هستند (McLennan et al. 1980; McLennan and Taylor 1991) (شکل 11- الف). رسم مقادیر Th/U در برابر Th برای نمونههای سازند آغاجاری، نشان داد که سنگ منشأ این نهشتهها بخش بالایی پوسته، قارهای بوده است (شکل 11- ب).
شکل 11- الف: رسم مقادیر La/Sc در برابر Th/Co برای نمونههای سازند آغاجاری
نمونههای سازند آغاجاری دارای ماهیت سنگ مادر (سنگ منشأ) سیلیسیاند (McLennan et al. 1980)؛ ب: رسم مقادیر Th/U در برابر Th برای نمونههای سازند آغاجاری، بیانگر منشأ بخش بالایی پوسته قارهایاند.
Fig 11- A: Plot of La/Sc versus Th/Co for samples from the Aghajari Formation, indicating a siliceous nature for the source rocks (McLennan et al. 1980). B: Plot of Th/U versus Th for the Aghajari Formation samples, suggesting derivation from the upper continental crust.
استفاده از نمودارهای تفکیکی برای مطالعات منشأ با استفاده از ژئوشیمی، عناصر اصلی را (Armstrong-Altrin and Verma 2005) نشان دادهاند؛ از این رو، برخی اکسیدهای اصلی بهویژه TiO2 و Al2O3 و عناصر کمیاب نظیر Th ,Co Zr ,Cs ,La بهدلیل تحرک نسبتاً پایین خود در طول فرآیندهای رسوبی و تأثیرنپذیری از دیاژنز و دگرگونی، برای مطالعۀ منشأ گلسنگها مناسبترند (McLennan et al. 1983; Bhatia and Crook 1986; Tao et al. 2013; Moradi et al. 2016; Wang et al. 2018; Allègre and Rousseau 2020). نسبت TiO2/Zr ، بهعنوان یک شاخص از سنگهای منشأ آذرین اسیدی تا مافیک استفاده میشود. این نسبت از سنگهای منشأ آذرین مافیک به حد واسط و سپس اسیدی کاهش مییابد (Hayashi et al. 1997)، نسبتهای TiO2/Zr کمتر از ۵۵، بین ۵۵ تا ۲۰۰ و بیشتر از ۲۰۰ به ترتیب نشانگر سنگهای آذرین اسیدی، حد واسط و مافیکاند (Hayashi et al. 1997; Moradi et al. 2016). گلسنگهای حاصل از نهشتههای نئوژن در منطقۀ مطالعهشده، دارای نسبتهای TiO2/Zr بین 60 تا 110 هستند که در محدودۀ سنگهای آذرین حد واسط قرار میگیرند (شکل 12- الف). محتوا و نسبتهای عناصر کمیاب، منشأهای مافیک و اسیدی را از هم متمایز و ترکیب سنگ منشأ را منعکس میکنند (McLennan et al. 1993; Cullers 2000). این عناصر عمدتاً در کانیهای رسی جمع و بهصورت مکانیکی از منطقۀ منشأ به حوضۀ رسوبی حمل میشوند (McLennan et al. 1993; Cullers 2000; Von Eynatten et al. 2003). بر نمودار Th در مقابل Sc که (McLennan et al. 1993) پیشنهاد داده است، نمونههای گلسنگی مطالعهشده در ناحیۀ سنگ منشأ آذرین حد واسط قرار دارند (شکل 12- ب). نمودار (Floyd and Leveridge 1987) دوبعدی La/Th در مقابل Hf بهطور گستردهای، برای شناسایی نوع سنگ منشأ استفاده شده است (Lang et al. 2008; Sun et al. 2012; Tao et al. 2013; Bai et al. 2015; Armstrong-Altrin et al. 2015; Moradi et al. 2016; Wang et al. 2018; Zaheri et al. 2021). ترسیم دادههای نسبت عناصر کمیاب در نمودارهای La/Th در مقابل Hf، بیانگر منشأهای مخلوط اسیدی/بازیک و آندزیتی در نمونههای مطالعهشده (شکل 12- پ). درمجموع، نمودارهای تفکیک منشأ نشان میدهند که تمام نمونههای گلسنگ در منطقۀ مطالعهشده از سنگهای منشأ حد واسط یا آندزیتی مشتق شدهاند.
شکل 12- الف) نمودار TiO2 در برابر Zr ؛ ب) نمودار Th در برابر Sc بیانگر سنگ منشأ حد واسط برای نمونههای مطالعهشدهاند؛ پ): نمودار La/Th در مقابل Hf بیانگر منشأهای مخلوط اسیدی/بازیک و آندزیتی در نمونههای مطالعهشده است.
Fig 12- a) TiO₂ versus Zr plot and b) Th versus Sc plot indicating an intermediate source rock for the studied samples. c) La/Th versus Hf plot showing mixed acidic–basic and andesitic source signatures in the studied samples.
جغرافیایی دیرینه
در طی پرمین پیشین تا میانی و تریاس پیشین، گسترش اقیانوس نئوتتیس میان ایران و صفحۀ عربی آغاز شد (Agard et al. 2011)؛ اما با بستهشدن حوضۀ پالئوتتیس در پایان تریاس پسین، فرورانشهای اقیانوسی–اقیانوسی بهسمت شمال شرق شکل گرفت که تا کرتاسۀ پسین تداوم داشت. این فرورانش در نئوتتیس جنوبی میان صفحات عربستان و ایران مرکزی، موجب ایجاد یک رژیم کششی در حدفاصل زون سنندج–سیرجان و ایران مرکزی شد و درنتیجه یک حوضۀ پشتکمانی توسعه یافت. بستهشدن این حوضه در کرتاسۀ پسین به جایگیری افیولیتهای زاگرس درونی انجامید (Berberian and King 1981; Alavi 1996). پس از بستهشدن لیتوسفر اقیانوسی و راندهشدن افیولیتها بر حاشیۀ صفحۀ عربستان، فرورانش لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس میان کمانهای جزیرهای و زون سنندج–سیرجان تا میوسن پسین ادامه یافت. برخورد قارهای ایران و عربستان، موجب ایجاد ارتفاعات گسترده و آغاز فرسایش شدید آنها شد که حجم عظیمی از مواد آواری را به حوضۀ کمعمق باقیماندۀ نئوتتیس منتقل کرد. در این شرایط، نهشتههای آواری زاگرس چینخورده شامل فلیشهای سازند امیران و بهدنبال آن سازندهای کشکان و آغاجاری شکل گرفتند (شکل ۱۳). کنگلومراهای سازند امیران با سن ماستریشتین–پالئوسن و حضور خردههای افیولیتی، نشان میدهند که جایگیری افیولیتها پیش از ماستریشتین انجام شده است. وجود ناپیوستگی کرتاسۀ بالایی، پوشیدهشدن افیولیت کرمانشاه ازطریق سنگآهکهای کمعمق ائوسن و سنگهای آتشفشانی پالئوسن، همگی مؤید بستهشدن حوضۀ پشتقوس نئوتتیس و پایان فرورانش اقیانوسی–اقیانوسی در کرتاسۀ بالاییاند. بهدنبال این رویداد، افیولیتهای درونی و بیرونی جایگیری یافت و یک حوضۀ پیشبوم در جلوی کمربند افیولیتی بیرونی تشکیل شد که مواد آواری لازم برای نهشتهگذاری فلیشهای امیران را فراهم کرد (Ajirlu et al. 2016; Salehi et al. 2018). از دیدگاه منشأ رسوبات، خردهسنگهای آذرین وابسته به کمان اقیانوسی، از زون سنندج–سیرجان منشأ گرفته است که بهدلیل فاصلۀ زیاد از حوضۀ رسوبی آغاجاری، سهم محدودی در ترکیب رسوبات سازند آغاجاری دارند. در مقابل، منشأهای نزدیکتر شامل سازندهای رسوبی زاگرس، بهویژه سازند امیران و واحدهای جوانتر، نقش اصلی در تأمین رسوبات داشتهاند. خردههای چرتی عمدتاً از سازند امیران (و احتمالاً افیولیتهای دورتر کمان اقیانوسی) و خردههای آهکی از سازندهای شهبازان و آسماری منشأ گرفتهاند. فراوانی خردهسنگهای رسوبی، بیانگر نزدیکی منشأ و چرخۀ مجدد کوهزایی است؛ در حالی که نتایج آنالیز مدال و شیمیایی عناصر غیرمتحرک بهترتیب چرخۀ مجدد رسوبی و منشأ اولیۀ مرتبط با کمان اقیانوسی را نشان میدهند. همچنین جهت جریانهای دیرینه، وجود منشأ رسوبات در شمال تا شمال شرق (مناطق بروجرد و نورآباد) و انتقال مواد بهسمت بخشهای جنوبی حوضۀ آغاجاری را تأیید میکند.
شکل 13- مراحل تکامل و تاریخچۀ تکتونیکی زاگرس مرتفع (منطقۀ خاستگاه) (اقتباس از Ajirlu et al. 2016) (موقعیت زاگرس چینخورده و منطقۀ مطالعهشده با کادر قرمزرنگ بر شکل نشان داده شده است).
Fig 13- Evolutionary stages and tectonic history of the High Zagros (source region) (After Ajirlu et al. 2016). The folded Zagros and the study area are indicated in the figure by a red box.
تأثیر چرخههای مجدد رسوبگذاری
نسبت Th/Sc در برابر Zr/Sc نمونههای مطالعهشده، در نمودار (McLennan et al. 1993; Cox et al. 1995) نشان میدهد که این نمونهها حاصل چرخۀ اول رسوبگذاریاند (شکل 14). با توجه به شکل 14، روند اول مربوط به رسوبات مشتقشده از سنگهای آذرین و روند دوم تجمع کانیهای سنگین با جورشدگی و چرخۀ مجدد رسوبگذاری را نشان میدهد. نمونههای پلاتشده بر این نمودار نشان میدهد که این نمونهها در ادامۀ روند اول بوده و کمتر با جورشدگی و چرخۀ مجدد رسوبگذاری متأثر شدهاند؛ بنابراین این موضوع بیانگر این است که نهشتههای سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده حاصل سیکل اول رسوبگذاری بوده و هنوز تحت تأثیر فرسایش و چرخۀ مجدد رسوبگذاری قرار نگرفتهاند.
شکل 14- رسم مقادیر Th/Sc در برابر Zr/Sc نمونههای مطالعهشده
نمونهها در محدودۀ چرخۀ اول رسوبگذاریاند: B (سنگهای بازالتی) و F (سنگهای آذرین اسیدی) (McLennan et al. 1993).
Fig 14- Plot of Th/Sc versus Zr/Sc for the studied samples, indicating placement within the first sedimentary cycle. B = basaltic rocks, F = acidic igneous rocks. (McLennan et al. 1993)
آب و وهوای دیرینه
ترکیب ماسهسنگها بهطور نسبی، بیانگر تأثیرات آب و هوایی است. (Suttner and Dutta 1986; Weltje 1994) ضریب هوازدگی را بهصورت زیر تعریف کردهاند:
Wi = c.r
در این معادله، c نرخ و سرعت هوازدگی (آب و هوا)، r مدتزمان اقامت رسوبات در شرایط هوازدگی و Wi (ضریب هوازدگی) است. در سیستمهای رسوبی قدیمه، میزان c و r بر پایۀ نمودار ارائهشده از سوی (Weltje 1994) محاسبه میشود. دادههای نقطهشماری بهصورت استاندارد در نمودار Ln(Q/F) در مقابل Ln(Q/L)، همگی در محدودۀ ضریب هوازدگی شمارۀ 0 قرار گرفتهاند (شکل 15- الف) که نشاندهندۀ شرایط آب و هوای نیمهخشک است. همچنین در نمودار Suttner and Dutta 1986 از تقابل نسبت (Qt/F+RF) با (Qp/F+RF)همگی دادهها در ناحیه، با شرایط آب و هوایی نیمهخشک قرار میگیرند (شکل 15). شدت هوازدگی سنگهای منشأ بیشتر با ترکیب سنگ مادر، مدت هوازدگی، شرایط آب و هوایی و نرخ بالاآمدگی زمینساختی ناحیۀ منشأ کنترل میشود (Wronkiewicz and Condie 1987) درجۀ هوازدگی در سنگهای ناحیۀ منشأ با مطالعات سنگنگاری و اندیسهای زمینشیمیایی بررسی میشود. حضور سازند گچساران با سنگشناسی ژیپس، انیدریت، مارن و میان لایههای کربناته در مرز زیرین سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده، نشاندهندۀ آب و هوای نیمهخشک است. تعیین میزان هوازدگی در سنگهای رسوبی با استفاده از دادههای زمینشیمیایی، از ارتباط بین عناصر قلیایی با قلیایی خاکی انجام میگیرد (Nesbitt and Young 1982).
شکل 15- دادههای نقطهشماری بهصورت استاندارد در نمودار Ln(Q/F) در مقابل Ln(Q/L)، همۀ نمونهها در محدودۀ ضریب هوازدگی شمارۀ 0 قرار گرفتهاند:
الف) نمودار Suttner and Dutta 1986؛ ب) نمودار Weltje 1994؛ پ) شاخصهای آب و هوایی در نمودار Weltje 1994
Fig 15- Standardized point-counting data plotted on the Ln(Q/F) versus Ln(Q/L) diagram, with all samples falling within weathering coefficient 0. a) Suttner and Dutta (1986) plot, b) Weltje (1994) plot, c) Climatic indices according to Weltje (1994) plot.
هوازدگی سنگ منشأ
از اندیسهای معمول هوازدگی، به اندیس هوازدگی (Nesbitt and Young 1984) CIA:[ Al2O3/ Al2O3+CaO+Na2O+K2O].100 و یا هارنویز (Harnois 1988) IW:[Al2O3/Al2O3+CaO+Na2O].100 اشاره میشود. نکتۀ درخور توجه در محاسبۀ اندیس هوازدگی، قرارگیری مقادیر CaO موجود در کانیهای سیلیکاتی در این فرمولهاست. شرایط هوازدگی دیرینه با استفاده از نمودار مثلثی (Nesbitt and Young 1984) ارزیابی میشود. در نمودار مثلثی (A-CK-K) Al2O3- [CaO+Na2O]- [K2O] سنگهای غیر هوازده در زیر خط اتصال پلاژیوکلاز- فلدسپار و سنگهای هوازده در بالای خط اتصال پلاژیوکلاز- فلدسپات پتاسیمدار قرار میگیرند (Nesbitt and Young 1984, Akarish and El-Gohari 2008) . همۀ نمونههای آنالیزشدۀ سازند آغاجاری در این مطالعه، از خط مرکز بهسوی رأس A قرار میگیرند. نمونههای سازند آغاجاری در نمودار مثلثی A-CN-K نزدیک به کانیهایی با هوازدگی متوسط قرار میگیرند (شکل 16).
شکل 16- نسبت مولکولی Al2O3- [CaO+Na2O]- [K2O] نمونههای آواری سازند آغاجاری در نمودار مثلثی A-CN-K(Nesbitt and Young 1984).
همۀ نمونههای مطالعهشده در بالاتر از خط اتصال پلاژیوکلاز- فلدسپات پتاسیمدار و نزدیک به کانیهایی با هوازدگی متوسط قرار میگیرند.
Fig 16- Molecular ratio Al2O3- [CaO+Na2O]- [K2O] for detrital samples of the Aghajari Formation in the A-CN-K triangular diagram (Nesbitt and Young 1984). All the studied samples are located above the plagioclase-potassium feldspar junction and are close to moderately weathered minerals.
نتیجه
از تحلیل ویژگیهای پتروگرافی و ژئوشیمیایی ماسهسنگها و گلسنگهای سازند آغاجاری نتایج زیر حاصل شده است.
ازنظر پتروگرافی، ماسهسنگهای عضو زیرین و عضو بالایی (لهبری) سازند آغاجاری عمدتاً چرتآرنایت و کالکلیتآرنایتاند. متوسط ترکیب مدال عضو زیرین (Q33R66F1) و عضو لهبری (Q38R60F2) است. کانیهای رسی این سازند بیشتر از نوع ایلیت- میکا و کلریتاندند. نتایج آنالیز مدال نمونههای مطالعهشده نشان دادند که این نمونهها در محدودۀ کوهزایی با چرخۀ مجدد و چرخۀ مجدد انتقالی قرار گرفتهاند. نتایج زمینشیمی عنصری نشان داد که در هر دو بخش سازند آغاجاری، تفاوت چشمگیری در تمرکز عناصر اصلی، فرعی و کمیاب نشان نمیدهند. رسم مقادیر Th/Co در برابر La/Sc، بیانگر سنگ مادر سیلیسی برای نهشتههای سازند آغاجاری است. براساس دادههای حاصل از آنالیز زمینشیمی عنصری، نهشتههای آواری سازند آغاجاری نزدیک به محدودۀ جزایر کمانی اقیانوسی قرار میگیرند. درمجموع نتایج حاصل از بررسیهای صحرایی، سنگنگاری و زمینشیمیایی نشاندهندۀ این است که حرکات کوهزایی بازههای زمانی میوسن- پلیوسن (فازهای کوهزایی ساوین و استرین) در زاگرس چینخورده، سبب فرسایش مخلوطی از سنگهای آذرین- افیولیتی پوستۀ اقیانوسی نِئوتتیس، سنگهای دگرگونی و توالیهای رسوبی شده است و این واحدها تأمینکننده، رسوبات آواری سازند آغاجاری در منطقۀ حسینیۀ اندیمشک بودهاند. بررسیهای زمینشیمی عنصری نشان داد شرایط آب و هوایی تشکیل سازند آغاجاری در زمان میوسن- پلیوسن، نیمهخشک بوده است. حضور سازند گچساران با سنگشناسی ژیپس، انیدریت، مارن و میانلایههای کربناته در مرز زیرین سازند آغاجاری در منطقۀ مطالعهشده، آب و هوای نیمهخشک را در زمان تشکیل این سازند ثابت میکند.
تشکر و قدردانی
کلیۀ هزینههای این پژوهش در چارچوب پژوهانه، از سوی معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه بوعلی سینا تأمین شد. بخشی از این پژوهش در چارچوب پشتیبانی مالی دانشگاه حلب (سوریه) تأمین شده است. از همراهی و زحمتهای بیدریغ آقای دکتر یدالله عظامپناه (گروه زمینشناسی دانشگاه بوعلی سینا) و آقای دکتر مصطفی صداقتنیا (گروه زمینشناسی دانشگاه لرستان) هنگام بررسیهای صحرایی و نمونهبرداری سپاسگزاری میشود. بررسی دقیق، نقد و موشکافی مقاله و ارائۀ پیشنهادهای ارزشمند از سوی داوران ناشناس، سبب بهبود کیفیت علمی مقاله شده است.
)