نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری گروه زمینشناسی، واحد خرمآباد، دانشگاه آزاد اسلامی، خرمآباد، ایران
2 استادیار گروه زمینشناسی، واحد خرمآباد، دانشگاه آزاد اسلامی، خرمآباد، ایران
3 دانشیار گروه زمینشناسی، واحد بندرعباس، دانشگاه آزاد اسلامی، بندرعباس، ایران
4 دانشیار گروه زمینشناسی، واحد خرمآباد، دانشگاه آزاد اسلامی، خرمآباد، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
In this study, the depositional and post-depositional history of carbonate rocks of the Asmari Formation in the Lorestan region was investigated. Three stratigraphic sections were analyzed: the northern Khorramabad section (92.3 m), the southeastern Khorramabad section (90 m), and the southwestern Khorramabad section (190 m). A total of 380 samples were collected for petrographic examination. The lower boundary of the Asmari Formation with the Shahbazan Formation is a conformable contact, while its upper boundary with the Gachsaran Formation represents a conformable unconformity. Thirteen microfacies were identified, including various dolomudstones, wackestones, packstones, grainstones, and rudstones containing different types of foraminifera, echinoderms, bryozoans, coralline algae, and anhydrite. These microfacies represent deposition on a carbonate ramp ranging from inner to mid and outer ramp settings. Several diagenetic processes were recognized, such as micritization, neomorphism, marine, meteoric, and burial cementation, dissolution, development of both fabric-selective and non-fabric-selective porosity, and replacement processes including pyritization, silicification, and dolomitization. Based on petrographic evidence, the paragenetic sequence of the Asmari Formation carbonates was interpreted to have formed in four diagenetic environments: marine, meteoric, burial, and uplift. These environments correspond to stages of early diagenesis (eogenesis), middle diagenesis (mesogenesis), and late diagenesis (telogenesis).
Keywords: Asmari Formation, depositional environment, diagenesis, Zagros, Lorestan
Introduction
The Asmari Formation, with its dominant carbonate lithology, is rich in benthic foraminifera of Oligocene-Miocene age. Therefore, using this valuable fossil content and other skeletal components in this formation, the type of its depositional environment can be determined according to the models presented by Flügel (2010) and Wilson (1986). The Asmari Formation deposits can be considered as the last widespread marine transgression in the Zagros Basin (Amiri Bakhtiar and Noraiyanejad 2022). In terms of age, it begins in the Oligocene and continues up to the Burdigalian of the Early Miocene (Motiei 2000). Based on its fossils and age, the Asmari Formation can be divided into three parts: Lower, Middle, and Upper Asmari (Motiei 2000). In most outcrops in Lorestan, the Lower Asmari limestones are deposited directly over the carbonate rocks of the Shahbazan Formation, which are of Late Eocene age. In more northern areas, the Lower Asmari is absent, and it appears that the interval from the Late Eocene to the Oligocene was subaerial. Toward the southern regions, the Late Eocene–Oligocene limestones of the Lower Asmari grade into the deeper-water shales of the Pabdeh Formation (Paleocene–Oligocene). From Lorestan toward the Dezful Embayment, the Lower Asmari limestones were deposited along the margin of the deeper Pabdeh basin. The study area is situated within the Zagros Fold-Thrust Belt, specifically in the Lorestan sedimentary province. Three stratigraphic sections were selected in this region for detailed analysisThe study of the Asmari Formation in the Lorestan sedimentary basin is highly important, primarily due to its role as one of the most significant carbonate hydrocarbon reservoirs in the Zagros Basin. The primary objective of investigating this formation in this part of the basin is to identify facies variations, reconstruct depositional environments, and understand its diagenetic evolution, thereby enabling the prediction of reservoir quality and porosity distribution across different segments of the basin. A precise analysis of the petrophysical properties and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in Lorestan provides a framework to improve reservoir modelling, evaluate the processes controlling hydrocarbon migration and accumulation in the area, and reduce exploration risks during the drilling of development and appraisal wells.
Material & Methods
In this research, following multiple field visits and the study of the 1:250,000 scale geological maps of Khorramabad and Pol-e Dokhtar, three suitable outcrop sections of the Asmari Formation were selected within the Zagros Fold-Thrust Belt (Lorestan sedimentary basin). Section 1: Located on the northern limb of the Khorramabad َnticline, near Sarab-e Chenar village (Bastam area). The geographical coordinates are 48° 8’ 58" E longitude and 33° 41’ 36" N latitude. Section 2: Located southeast of Khorramabad, along the road to Sepiddasht. The geographical coordinates are 48° 13’ 10" E longitude and 33° 36’ 40" N latitude. Section 3: Located approximately 85 km south of Khorramabad (Varah-Zard village) and 11 km north of Pol-e Dokhtar. The geographical coordinates are 47° 43’ 2" E longitude and 33° 13’ 26" N latitude. These sections were chosen to ensure they exhibit maximum thickness, significant lithological variations, easy accessibility, and minimal cover. A total of 380 rock samples were collected from these sections: 90 samples from the northern Khorramabad section, 90 samples from the southeastern Khorramabad section, and 200 samples from the southern Khorramabad section. Thin sections were prepared from all samples for petrographic analysis. These thin sections were prepared at Lorestan University and studied and photographed using an Olympus BH2 polarizing microscope equipped with a Nikon D70 camera. Carbonate rock nomenclature followed the method proposed by Dunham (1962) and the modified scheme from Embry and Klovan (1971). The interpretation of microfacies and depositional environments was conducted based on the works of Flügel (2010) and Wilson (1975).
Discussion of Results & Conclusions
In the three studied sections, 13 carbonate microfacies have been identified. These include: Anhydrite microfacies, fenestral dolomudstone, nodular dolomudstone, wackestone/packstone with extraclasts, mudstone to wackestone with bioturbation, wackestone/packstone with imperforate foraminifera, wackestone/packstone with imperforate and perforate foraminifera, wackestone/packstone with perforate foraminifera, bioclastic grainstone containing foraminifera, packstone to grainstone with echinoderms, bryozoans, and coralline algae, rudstone/floatstone containing foraminifera and coralline algae, floatstone/rudstone with coralline red algae, mudstone to wackestone with planktonic foraminifera. These microfacies were deposited within three distinct facies belts corresponding to a carbonate ramp: the tidal flat, lagoon, and open marine environments. Based on field evidence and the identified microfacies in the studied stratigraphic sections, the depositional environment of the Asmari Formation exhibits a continuous and gradual transition from the mudstone, wackestone, and packstone microfacies of the low-energy lagoonal environment associated with the inner ramp, to the grainstone facies of the high-energy lagoon at the beginning of the mid-ramp. This is followed by a gradual transition to packstone facies with elongated foraminifera and hyaline tests, and floatstone and rudstone microfacies of the distal mid-ramp, eventually leading to mudstone facies containing planktonic foraminifera characteristic of the open marine environment at the beginning of the outer ramp. The presence of evidence such as the abundance of non-porous benthic foraminifera with porcelains shells in a texture ranging from wackestone to packstone, red algae, weak to moderate sorting of allochems and supporting mud texture, the depositional environment of the Asmari Formation deposits in the stratigraphic sections is considered as a homoclinal carbonate ramp. Among the most important diagenetic processes in the studied sections are compaction, cementation, dissolution, porosity and replacement. Based on petrography evidence, the diagenetic sequence of the Asmari Formation occurred during three stages (eogenesis, mesogenesis, and telogenesis) and in four diagenetic environments (marine, burial, freshwater, and uplift).
Early Diagenesis (Eogenesis): This stage includes some diagenetic processes, such as micritization and syntaxial rim cement, which are characteristic of early diagenesis in marine environments, have been identified in the studied sections, confirming the initial diagenesis stage.
Freshwater Diagenesis: In the freshwater phreatic environment, intergranular pores are continuously filled with water, which can lead to the dissolution of metastable minerals like aragonite and high-magnesium calcite (Heydari and Wade 2014).
Intermediate Diagenesis (Mesogenesis): During this stage, sediments are subjected to pressure and temperature resulting from burial at various depths, continuing until the threshold of diagenesis is reached. Processes occurring in this stage include physical and chemical compaction, blocky and drusy cements, dolomitization, and pyritization, all of which have been identified in the studied samples. Chemical compaction leads to the formation of features resulting from pressure dissolution, such as stylolites.
Late Diagenesis (Telogenesis): During uplift, iron ions are introduced into the sediments by meteoric waters through fractures, forming hydrated iron oxides (oxidizing conditions), which gradually convert to hematite. Fractures and joints identified in the studied sections formed during this stage and are filled with freshwater cements.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
رسوبات سازند آسماری، آخرین پیشروی وسیع دریا در زاگرس تلقی میشود (Amiri-Bakhtiar and Nouraee-Nezhad 2022). در زاگرس چینخورده، سازند آسماری با سنگشناسی غالب کربناته سرشار از روزنداران بنتیک است که ازنظر زمانی از الیگوسن شروع میشود و تا بوردیگالین از میوسن زیرین ادامه دارد (Motiei 2000). سازند آسماری براساس سنگوارهها و سن، به سه قسمت آسماری پایینی، آسماری میانی و آسماری بالایی تقسیم میشود (Motiei 2000). در بیشتر رخنمونهای لرستان، سنگآهکهای آسماری پایینی بهطور مستقیم بر کربناتهای سازند شهبازان با سن ائوسن پسین قرار میگیرد. در نواحی شمالیتر، آسماری پایینی وجود ندارد و به نظر میرسد که ناحیه از ائوسن پسین تا الیگوسن از آب بیرون بوده است. بهطرف نواحی جنوبی، سنگآهکهای الیگوسن آسماری پایینی به شیلهای عمیق سازند پابده (پالئوسن- الیگوسن) تبدیل میشود. از لرستان به درون فروافتادگی دزفول، سنگآهکهای آسماری پایینی در ساحل حوضۀ عمیق پابده رسوب کرده است. در لرستان، آهکهای کمعمق آسماری با سن الیگوسن در ساحل کربناتی متعلق به سازند شهبازان، با سن ائوسن رسوب کرده است و همین واحد در جنوب، به سازند پابده تغییر رخساره میدهد (Motiei 2000). شرایط نسبتاً مشابهی در قسمت جوانتر وجود دارد، به این مفهوم که آهکهای منسوب به آسماری پایینی ـ میانی، بهطرف عمق حوضه بهصورت جانبی، به بخش کلهر تغییر رخساره میدهد و هر دو قسمت در زیر یک آهک دولومیتی دانهریز قرار میگیرد که سن آن آکیتانین پسین است. در این وضعیت یک ناهمسازی فرسایشی بهدنبال میآید و سپس آهکهای بوردیگالین (آسماری بالایی) بهصورت پیشرونده، این ردیف را میپوشاند و در انتها این رسوبات کربناتی در زیر رسوبات تبخیری سازند گچساران قرار میگیرند (Motiei 2000).
پژوهشگران مختلفی جنبههای گوناگون سازند آسماری شامل تغییرات رخسارهای و محیط رسوبی، چینهنگاری سکانسی، بررسی فرایندهای دیاژنزی و مدل دولومیتیشدن پلتفرمهای کربناته را در بخشهای مختلف زاگرس چینخورده مطالعه و بررسی کردهاند (Ehrenberg et al. 2002; Van Buchem et al. 2010; Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Seyrafian et al. 2011; Dehghanian et al. 2012 and 2013; Mohseni et al. 2012; Zabihi Zoeram et al. 2013; Lorestani et al. 2016; Farshi et al. 2017; Dehghanian and Asgari-Pirbaloti, 2018; Monjezi et al. 2019; Gharechelou et al. 2020; Kamalifar et al. 2020; Karami et al. 2020; Mirbeik- Sabzevari and Sedaghatnia 2022; Dehghanian 2022; Mirbeik- Sabzevari and Sedaghatnia 2023; Jamshidi and Sedaghatnia 2024; Sedaghatnia et al. 2024; Taghdisi Nikbakht and Nasiri 2025; Taghdisi Nikbakht et al. 2025 ).
هدف از این مطالعه، بررسی محیط رسوبی و تاریخچۀ پس از رسوبگذاری سازند آسماری در سه برش از زاگرس چینخورده (پهنۀ رسوبی لرستان) است؛ بنابراین با تفسیر دقیق محیط رسوبگذاری و توالیهای پاراژنتیکی این سازند در برشهای مطالعهشده با دیگر زونهای زاگرس، ارتباط معناداری ازنظر محیط رسوبگذاری، چینهنگاری سکانسی و زمینساخت برقرار میشود. در این پژوهش سه برش از سازند آسماری در نقاط مختلف حوضۀ رسوبی لرستان انتخاب شده است که تاکنون مطالعات محیط رسوبی و دیاژنزی بر این برشها انجام نشده است؛ بنابراین این پژوهش علاوه بر اینکه تأییدکنندۀ مطالعات پیشین انجامشده بر سازند آسماری در دیگر مناطق مجاور حوضۀ رسوبی لرستان است، در کنار دیگر مطالعات پیشین، درک بهتر و کاملتری از تاریخچۀ رسوبگذاری نهشتههای کربناتۀ سازند آسماری در حوضۀ رسوبی لرستان ارائه میدهد.
موقعیت جغرافیایی و زمینشناسی برشهای مطالعهشده
منطقۀ مطالعهشده در زون چینخوردۀ زاگرس و در پهنۀ رسوبی لرستان واقع شده است. سه برش چینهشناسی در این پهنه انتخاب شده است (شکل 1).
برش اول: این برش در یال شمالی تاقدیس خرمآباد و حوالی روستای سراب چنار (منطقۀ بسطام) واقع شده است. مختصات جغرافیایی این برش شامل «58 '8 °48» طول شرقی و «36 '41 °33» عرض شمالی است.
برش دوم: این برش در جنوب شرق شهرستان خرمآباد و در مسیر شهرستان سپیددشت واقع شده است. مختصات جغرافیایی این برش، شامل «10 '13 °48» طول شرقی و «40 '36 °33» عرض شمالی است.
برش سوم: این برش در 85 کیلومتری جنوب شهرستان خرمآباد (روستای ورهزرد) و در 11 کیلومتری شمال شهرستان پلدختر واقع شده است.. مختصات جغرافیایی این برش، شامل «2 '43 °»47 طول شرقی و «26 '13 °33» عرض شمالی است.
براساس نقشۀ زمینشناسی منطقه، که بخشی از نقشۀ 25000/1 شهرستان خرمآباد است، واحدهای دوران دوم و سوم رخنمون دارند. واحدهای دوران دوم (مزوزوئیک) گسترشیافته در منطقۀ مطالعهشدۀ سازندهای امیران و تاربورند. واحدهای دوران سوم (سنوزوییک) شامل سازند آواری کشکان، سازندهای آسماری، شهبازان و سازند گچساراناند (شکل 2). نواحی واقع در باختر محور دورود- بروجرد تا خاور و شمال شهرستان خرمآباد زاگرس مرتفع و یا زاگرس رورانده نام دارد که با پهنۀ راندگی اصلی بهویژه گسلهای وابسته (گسل دورود) از نواحی خاوری استان (سنندج ـ سیرجان) جدا است؛ ولی گذر آن به زاگرس چینخورده تقریباً تدریجی است. در زاگرس مرتفع واحدهای سنگچینهای روند عمومی شمال باختری ـ جنوب خاوری دارند؛ ولی عموماً بهلحاظ عملکرد تنشهای ساختاری، دگرشکلی آنها پیچیده است که با روند عمومی زاگرس همسو نیست (Motiei 2000). منطقۀ مطالعهشده براساس نقشۀ پهنههای ساختاری حوضۀ رسوبی زاگرس در زون زاگرس چینخورده واقع شده است (شکل 3).
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برشهای مطالعهشده
Fig 1- Geographical location and access routes to the studied sections.
شکل 2- بخشی از نقشۀ زمینشناسی 250000/1 شهرستان خرمآباد بههمراه موقعیت برشها (که با علامت ستارۀ تیرهرنگ نشان داده شده است) a: برش شمال خرمآباد؛ b: برش جنوب شرق خرمآباد؛ c: برش جنوب غرب خرمآباد
Fig 2- A portion of the 1:250,000 geological map of Khorramabad County showing the locations of the studied sections marked with dark star symbols. (a) Northern Khorramabad section. (b) Southeastern Khorramabad section. (c): Southwestern Khorramabad section
شکل 3- موقعیت برشهای مطالعهشده (ستارههای قرمزرنگ) در پهنۀ چینخوردۀ زاگرس
Fig 3- Location of the studied sections (red stars) in the Zagros Fold and Thrust Belt
توصیف واحدهای سنگچینهای برشهای مطالعهشده
سه برش چینهشناسی شامل برش شمال خرمآباد با ضخامت 3/92 متر، برش جنوب شرق خرمآباد با ضخامت 90 متر و برش جنوب غرب خرمآباد با ضخامت 190 متر مطالعه شده است. در این سه برش، مرز زیرین سازند آسماری با سازند شهبازان بهصورت ناپیوستگی فرسایشی و همشیب و مرز بالایی آن با سازند گچساران از نوع همساز است. واحدهای سنگچینهای تشکیلشده در این برشها تنها متشکل از واحدهای کربناتهاند که بهصورت واحدهای نازکلایه، متوسطلایه، ضخیملایه و خیلی ضخیملایۀ صخرهساز رخنمون دارند (شکلهای 4 و 5). معیار تفکیک نهشتههای سازند آسماری از نهشتههای سازند شهبازان در برشهای مطالعهشده براساس مطالعات سنگشناسی بوده است. سازند شهبازان در برشهای مطالعهشده با رنگ سفید تا شیریرنگ، خود از تناوب دولومیت و سنگآهک دولومیتی تشکیل شده است و رخسارههای آن بهشدت دولومیتی شدهاند. حال آنکه سازند آسماری به رنگ خاکستری روشن تا تیره، بیشتر از کربناتهایی تشکیل شده است که کمتر تحت تأثیر فرآیند دولومیتیشدن قرار گرفتهاند و رخسارههای آن حفظشدگی خوبی را نشان میدهند. در برخی از واحدهای آن (برش شمال و جنوب غرب خرمآباد)، ماکروفسیلها (بیشتر دوکفهای و خارپوستان) و انحلال در مقیاس ماکروسکوپی دیده میشوند. همچنین وجود یک افق برش انحلالی (در هر سه برش)، با ضخامت حداکثر 70 سانتیمتر در مرز دو سازند شهبازان و آسماری (شکل 4- m)، تفکیککنندۀ این دو سازند در مطالعات صحرایی است.
روش مطالعه
در این پژوهش پس از بازدیدهای متعدد صحرایی و مطالعۀ نقشههای زمینشناسی 250000/1 شهرستان خرمآباد و پلدختر، سه برش سطحالارضی مناسب از سازند آسماری در پهنۀ زاگرس چینخورده (حوضۀ رسوبی لرستان) انتخاب و نمونهبرداری شد. این برشها بهگونهای انتخاب شده است که دارای بیشترین ضخامت، بیشترین تغییرات سنگشناسی، راه دسترسی آسان و کمترین پوشیدگی باشد. از این برشها درمجموع 380 نمونه سنگی (90 نمونه برش شمال خرمآباد، 90 نمونه برش جنوب شرق خرمآباد و 200 نمونه برش جنوب خرمآباد) انتخاب و از تمام آنها، مقطع نازک میکروسکوپی تهیه شده است (مقاطع در دانشگاه لرستان تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان نوع Olympus- BH2 مجهز به دوربین عکسبرداری مدل D70 مطالعه و عکسبرداری شدهاند). سنگهای کربناته به روش دانهام (Dunham 1962) نامگذاری شدهاند. تفسیر رخسارهها و محیط رسوبی براساس فلوگل (Flügel 2004) و ویلسون (Wilson 1975) انجام شده است.
ریزرخسارههای رسوبی
در سه برش مطالعهشده، 13 ریزرخسارۀ کربناته شناسایی شده است که شامل ریزرخسارۀ انیدریت، دولومادستون فنسترال، دولومادستون ندولار، وکستون/پکستون داری اکستراکلست، مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ، وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ و منفذدار، وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار، گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار، پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ، فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزنداران پلانکتونیکاند. این ریزرخسارهها در سه مجموعه کمربند رخسارهای پهنۀ جزر و مدی، لاگون و دریای باز یک رمپ کربناته رسوبگذاری کردهاند (جدول 1).
شکل 4- تصاویر صحرایی برشهای مطالعهشده بههمراه تصاویر صحرایی واحدهای سنگچینهای a: برش چینهشناسی شمال خرمآباد (دید بهسمت شمال)؛ b: برش چینهشناسی جنوب شرق خرمآباد (دید بهسمت شمال)؛ c: برش چینهشناسی جنوب غرب خرمآباد (دید بهسمت جنوب غرب)؛ d: واحد سنگچینهای ضخیملایه (برش شمال خرمآباد)؛e : واحد سنگچینهای خیلی ضخیملایه (برش شمال خرمآباد)؛ f: واحد سنگچینهای متوسط تا ضخیملایه (برش شمال خرمآباد)؛ g: واحد سنگچینهای ضخیملایه (برش جنوب شرق خرمآباد)؛ h: واحد سنگچینهای نازکلایه (برش جنوب شرق خرمآباد)؛ i: واحد سنگچینهای متوسط تا ضخیملایه (با حداکثر 1 متر ضخامت) (برش جنوب شرق خرمآباد)؛ j: واحد سنگچینهای خیلی ضخیملایه (با ضخامت بیش از 1 متر) (برش جنوب غرب خرمآباد)؛ k: واحد سنگچینهای متوسط تا ضخیملایه (برش جنوب غرب خرمآباد)؛ l: واحد سنگچینهای نازک تا متوسطلایه (برش جنوب غرب خرمآباد)؛ m: وجود مرز فرسایشی و همشیب بین دو سازند آسماری و شهبازان.
Fig 4- Field photographs of the studied sections along with field photographs of the lithostratigraphic units. (a) North Khorramabad stratigraphic section (looking north).(b) Southeastern Khorramabad stratigraphic section (looking north).(c) Southwestern Khorramabad stratigraphic section (looking southwest).(d) Thick-bedded lithostratigraphic unit (North Khorramabad section). (e) Very thick-bedded lithostratigraphic unit (North Khorramabad section). (f) Moderately to thick-bedded lithostratigraphic unit (North Khorramabad section). (g) Thick-bedded lithostratigraphic unit (Southeastern Khorramabad section). (h) Thin-bedded lithostratigraphic unit (Southeastern Khorramabad section). (i) Moderately to thick-bedded lithostratigraphic unit (Southeastern Khorramabad section). (j) Very thick-bedded lithostratigraphic unit (Southwestern Khorramabad section). (k) Moderately to thick-bedded lithostratigraphic unit (Southwestern Khorramabad section). (l) Thin to moderately bedded lithostratigraphic unit (Southwestern Khorramabad section). m: The presence of an erosional boundary between the Asmari and Shahbazan formations.
شکل 5- ستونهای سنگچینهای سازند آسماری در برشهای مطالعهشده
Fig 5- Stratigraphic columns of the Asmari Formation in the studied sections.
جدول 1- توزیع ریزرخسارههای رسوبی در برشهای مطالعهشده
Table 1- Distribution of sedimentary microfacies in the studied sections.
|
ریزرخسارههای رسوبی |
برش شمال خرمآباد |
برش جنوب غرب خرمآباد |
برش جنوب شرق خرمآباد |
|
ریزرخسارۀ انیدریت |
√ |
|
|
|
ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال |
√ |
√ |
√ |
|
ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار |
√ |
√ |
|
|
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست |
|
|
√ |
|
ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی |
√ |
√ |
|
|
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ |
√ |
|
√ |
|
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ و منفذدار |
|
√ |
|
|
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار |
√ |
√ |
√ |
|
ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار |
|
√ |
√ |
|
ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین |
√ |
√ |
√ |
|
ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ |
√ |
√ |
√ |
|
ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین |
√ |
√ |
√ |
|
ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزنداران پلانکتونیک |
|
√ |
|
مجموعه ریزرخسارههای پهنۀ جزر و مدی
ریزرخساره انیدریتی (M1)
توصیف: این ریزرخساره بهطور عمده از انیدریتهای ریزبافت در بافتی از میکرایت (گل کربناته) تشکیل شده است (شکل 6- a). در مطالعات صحرایی، ساختهای متنوعی بهویژه لامینهبندی، ساخت تور مرغی (Chicken wire) و رودهای (Entrolithic) در آن مشاهده شده است.
تفسیر: انواع ریزرخسارۀ انیدریتی، که دارای میکرایت و گل کربناته زیادی بود، در محیطهای لاگون در شرایط شوری بالا تشکیل میشود (Flügel 2010). با توجه به مشخصات میکروسکوپی مشاهدهشده، به نظر میرسد بیشتر انیدریتهای سازند آسماری مربوط به پهنۀ بالای جزر و مدی و یا سبخا باشند (Kendall and Skipwith 1969). با توجه به ترکیب انیدریت با میکرایت و گل کربناته، به نظر میرسد که سازند آسماری در دورۀ تشکیل، یک حوضۀ تبخیری ساحلی (Evaporitic Platform) و دارای تغییرات شدید سطح آب بوده است. این نوسانات به ادغام رسوبات کربناتۀ ریزدانه (محصول محیطهای آرامتر لاگونی/جزر و مدی) با تبخیریهای ناشی از غلظت بالای آب دریا (انیدریت) منجر شده است؛ بنابراین رخسارۀ مدنظر یک رخسارۀ انیدریت کربناتی-گلیشده (Muddy/Micritic Anhydrite) است که شواهد قوی بر تشکیل آن در محیطهای پلایا/سبخا یا پهنههای بالای جزر و مدی، که تحت تأثیر اشباعشدن آب شور قرار داشتهاند، ارائه میدهد (Omidpour et al. 2023).
ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال (M2)
توصیف: وجود دولومیتهای ریزبافت (نوع اول) و ساخت فنسترال از شاخصههای این ریزرخساره است (شکل 6- b). دولومیتهای تشکیلشده در این ریزرخساره بیشتر در اندازههای کوچکتر از 40 میکرون و به دولومیتهای اولیه (رسوبی) معروفاند.
تفسیر: این ریزرخساره بیشتر در محیط بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی (سابخا) تشکیل و خروج حبابهای گاز از تخمیر جلبکها، سبب ایجاد ساخت فنسترال در این ریزرخساره میشود (Flügel 2010). ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال نشاندهندۀ یک محیط رسوبی کربناتی کمعمق ساحلی است که در آن رسوبگذاری کربناتۀ ریزدانه (احتمالاً میکرودولومیت اولیه) در حال وقوع بوده است (Papakonstantinou et al. 2024). فعالیت بیولوژیکی قوی (بهویژه با جلبکها و سیانوباکتریها) سبب آزادشدن حبابهای گاز و ایجاد حفرههای فنسترال شده است. محیط کلی این ریزرخساره، بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی (سبخا) و مشخصۀ آن، نوسانات سطح آب، تبخیر و فعالیت میکروبی است. این ریزرخساره، شاهدی بر پویایی محیطهای رسوبی ساحلی و تعامل پیچیدۀ بین فرآیندهای فیزیکی (جزر و مد، تبخیر) و بیولوژیکی (رشد جلبکها، فعالیت باکتریایی) است.
ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار (M3)
توصیف: این ریزرخساره ازنظر بافتی شبیه ریزرخسارۀ قبلی بوده است؛ ولی برخلاف نوع قبلی در این ریزرخساره، ساخت ندولار (ندولهای پراکندۀ انیدریت) دیده میشود (شکل 6- c).
تفسیر: دولومیتهای تشکیلشده در این ریزرخساره از نوع اولیه و همزمان با رسوبگذاریاند (Flügel 2010). این ریزرخساره هم در قسمت بین جزر و مدی و هم در محیط لاگون دیده میشود (Rahim et al. 2024). وجود این ریزرخساره با شواهدی همچون ندولهای انیدریتی و وجودنداشتن آنها (یا فراوانی بسیار کم فسیلها)، دلالت بر وجود شورابههای با غلظت بالای سولفات دارد (Kendall and Skipwith 1969; Flügel 2010).
مجموعه ریزرخسارههای بخش کمانرژی محیط لاگون
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست (M4)
توصیف: از ویژگیهای بارز این ریزرخساره، وجود اکستراکلستهای ریز و درشت از نوع رسوبیاند که در یک زمینۀ گلی کربناته حضور دارند (شکل 6- d). در این ریزرخساره خردهسنگهای رسوبی بیشتر از جنس کربناته و چرتیاند.
تفسیر: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای اکستراکلستهای رسوبی بهلحاظ ژئومورفولوژیک، یک رسوب لاگونی است که قطعات آواری (اکستراکلستها) از خارج حوضۀ رسوبی به این محیط وارد شدهاند. این محیط نهتنها دارای خصوصیات آرام (بخش وکستون و میکرایت) است، شواهدی از هیدرودینامیک قوی و حمل مواد از کانیشناسی متفاوت (خردهسنگهای کربناتی و چرتی) را نیز ثبت کرده است (Alishah and Alishah 2026).
ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی(M5)
توصیف: این ریزرخساره با محتوای گلی بالا (گل پشتیبان) و وجود خردههای بایوکلستی کم (شناور)، در زیر میکروسکوپ تشخیص داده میشود (شکل 6- e). در بیشتر موارد بهدلیل غنیبودن این ریزرخساره از مواد آلی و کانیهای رسی، ظاهر آن تیرهرنگ است.
تفسیر: شرایط تهنشست این ریزرخساره، موقعیت عمیق حوضه و یا لاگون در نظر گرفته میشود (Flügel 2010). در موقعیتهای مختلف رسوبی، این ریزرخساره دارای انواع خاصی از فسیلهاست که وجه تمایز آن در کمربند ریزرخسارهای است. این ریزرخساره بیانگر مرحلهای از تهنشست در محیطهای کربناتۀ آرام و نیمهاحیایی است که با ترکیبی از گل کربناته، رس و مواد آلی و در شرایط انرژی پایین و اکسیژن محدود شکل گرفتهاند (Papakonstantinou et al. 2024). آشفتگی زیستی متوسط نشاندهندۀ باقیماندن حیات محدود کفزی در این شرایط است (Ahmed and Khan 2022). این ریزرخساره در دورترین فاصله از خط ساحلی فعال و عمیقترین بخش محیط رسوبی لاگونی تشکیل شده است، جایی شرایط برای تهنشست پایدار گلهای ریز و انباشت مواد آلی فراهم بوده است؛ اما آنقدر عمیق نیست که کاملاً از نفوذ نور خارج شود (زیرا آشفتگی زیستی رخ داده است).
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ(M6)
توصیف: روزنداران بدون منفذ در زمینهای گل آهکی (میکرایت)، از مهمترین ویژگی این ریزرخساره و دارای بافتی گلپشتیبان و دانهپشتیبان است (شکل 6- f). این ریزرخساره بیشتر دارای روزنداران کفزی با پوستۀ پرسلانوزند.
تفسیر: وجود این فسیلها از ویژگیهای بخشهای کمعمق محیط لاگون است (Geel 2000). این ریزرخساره شاخصی از رسوبگذاری در محیط لاگون کمعمق، گرم، اکسیژندار و نورگیر است (Ahmed and Khan 2022) و در بخشی از پلتفرم قرار دارد که تحت تأثیر نوسانات جزر و مدی ضعیف، تبخیر جزئی و تبادل محدود آب با دریای باز است. حضور روزنداران پورسلانوز گواه آن است که این محیط در منطقۀ فوتیک بالایی و در مرکز لاگون داخلی ایجاد شده است (Abd-Elhameed et al. 2025).
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ و منفذدار(M7)
توصیف: این ریزرخساره دارای فراوانی مختلفی از روزنداران کفزی بدون منفذ و منفذدار مانند میلیولید و لپیدوسیکلیناست. ذرات اسکلتی دیگر مانند اپرکولینا، بورلیس، خردههای صدف و خارپوست و شکمپا از اجزای دیگر این ریزرخسارهاند که در زمینهای گلپشتیبان تا دانهپشتیبان و مقدار کمی سیمان اسپارایتی قرار دارند (شکل 6- g).
تفسیر: حضور روزنداران بنتیک منفذدار و بدون منفذ در این ریزرخساره در کنار یکدیگر، بیانگر رسوبگذاری در لاگون فلات (محیطهای کمعمق و نیمهمحصور فلات) و یا وجود ارتباط بین بخشهای عمیق و کمعمق حوضۀ رسوبی است (Geel 2000 ; Romero et al. 2002; Amirshahkarami et al. 2007; Amirshahkarami and Karavan 2015). با توجه به نوع فسیلهای موجود در این ریزرخساره، میتوان آن را حاصل تهنشینی بخشهایی از حوضۀ رسوبی در نظر گرفت که با بخشهای عمیق و کمعمق حوضۀ رسوبی در ارتباطاند. این ریزرخساره در یک سیستم دریایی کمعمق، نیمهمحدود شکل گرفته است که اوج تنوع فسیلی در این توالی را نشان میدهد. این رخساره در منطقهای ایجاد شده است که ارتباط کافی با آبهای باز داشته است تا فسیلهای بزرگتر و وابسته به نور دریای باز را دریافت کند؛ اما هنوز بهاندازهای محافظت شده است که فسیلهای لاگون داخلی (Miliolids) نیز غالب باشند (Abd-Elhameed et al. 2025). ازنظر تکاملی، این ریزرخساره نشاندهندۀ بهترین شرایط اکولوژیکی در این توالی برای رشد و تهنشست بقایای آهکی است که احتمالاً با بالاآمدن نسبی سطح دریا یا نزدیکشدن به شیب پلتفرم در ارتباط است (Abd-Elhameed et al. 2025).
ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ (M8)
توصیف: ترکیبات اصلی این رخساره، جلبکهای قرمز (بهصورت کلنی و شاخهای) هستند. روزنداران کفزی منفذدار و بدون منفذ مانند آمفیستژینا، میوژیپسینا، مئاندروپسینا و میلیولید، خردههای نرمتنان، بریوزوآ، خارداران و مرجانها، دیگر ترکیبات فرعی این ریزرخساره را تشکیل میدهند. جلبکهای قرمز تحت سلطۀ لیتوتامینیماند (شکل 6- h).
تفسیر: در مقاطع مطالعهشده، وجود شاخهها و خردههای جلبک قرمز بههمراه روزنداران و وجود ماتریکس گلی فراوان، بیانگر تشکیل این ریزرخساره در برشهای مطالعهشده است. در امتداد سواحل شمال غربی ایرلند، فرانسه، نروژ و شمال اسپانیا، این رخساره مشخصۀ کف بسترهای کمعمق دارای نور فراوان در آبهای با عمق کمتر از 20 متر است (Freiward 1995). در نهشتههای بررسیشده، ترکیب اسکلتی (غلبۀ جلبکهای قرمز بههمراه ترکیب مختلط روزنداران منفذدار و بدون منفذ) و موقعیت چینهشناسی (قرارگرفتن در بین رخسارههای رمپ داخلی) نمایانگر رسوبگذاری در بخش انتهایی رمپ داخلی است (Shah et al. 2024). فراوانی ماتریکس دارای گل آهکی فراوان و فاقد جورشدگی بههمراه حضور ترکیبات اسکلتی درشتتر، بهخصوص نرمتنان، خارداران، روزنداران بدون منفذ مئاندروپسینا و میلیولید و روزنداران منفذدار آمفیستژینا و میوژیپسینا، نمایانگر رسوبگذاری در بخش انتهایی رمپ میانی است (Pomar 2001; Flügel 2010).
مجموعه ریزرخسارههای بخش پرانرژی محیط لاگون
ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار (M9)
توصیف: در این ریز رخساره، روزنداران با فراوانی حدود50 درصد از اجزای غالب تشکیلدهندۀ بافت سنگاند که اندازهای بین 0/5 تا2 میلیمتر )متوسط اندازۀ 25/1 میلیمتر( دارند و با جورشدگی نسبتاً خوب در زمینۀ سیمان اسپارایتی دیده میشوند. اینتراکلاست نیز با متوسط اندازهای در حدود 2/5 میلیمتر، بهعنوان اجزای فرعی با فراوانی کمتر از 10درصد در این ریزرخساره حضور دارند (شکل 6- i).
تفسیر: وجود سیمان اسپارایتی و جورشدگی نسبتاً بالای دانهها حاکی از یک محیط پرانرژی است. با توجه به نبود لایههای شیلی و مارنی همراه با این ریزرخساره و بافت سنگ، بخش پرانرژی محیط لاگون برای این ریزرخساره پیشنهاد میشود (Insalaco et al. 2006). این ریزرخساره نمایانگر یک محیط دریایی کمعمق، زیر جزر و مدی است که در رمپ داخلی یک سکوی کربناتی و یا در منطقهای با انرژی متوسط تا بالا ازنظر امواج و جزر و مد قرار داشته است (Ahmed and Khan 2022). در این ریزرخساره غلبۀ روزنداران بزرگ نشاندهندۀ شرایط مساعد زیستی و نوری، جورشدگی خوب و سیمان اسپاریتی، بیانگر انرژی بالای محیط و تشکیل در ناحیۀ زیر جزر و مدی و حضور فرعی اینتراکلستها نشاندهندۀ فعالیت فرسایشی در نزدیکی این محیط است. این رخساره، محیطی فعال و پویا را توصیف میکند که در آن بقایای موجودات کربناتی بهطور مداوم جابهجا و در بستری از سیمان اسپاریتی تثبیت شدهاند.
ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین (M10)
توصیف: این ریزرخساره دارای بافت پکستون (زمینۀ گل میکرایتی) تا گرینستون (زمینۀ سیمان اسپارایتی) است و دارای تنوع فسیلی زیادی است (شکل 6- j). در این ریزرخساره جلبک کورالیناسه (کورالین) مهمترین جزء تشکیلدهنده است.
تفسیر: خصوصیات بافتی ازجمله ماهیت فاقد یا کمبود گل در این ریزرخساره، از ویژگیهای محیطهای پرانرژی است (Tucker and Wright 1990). وجود رخسارۀ گرینستونی (فاقد گل کربناته) دلالت بر رسوبگذاری در محیطی با انرژی بالا دارد. وجود روزنداران بههمراه اکینودرم، بریوزوا و جلبکهای قرمز در کنار هم، نشاندهندۀ شرایط پرانرژی، اکسیژندار و شفاف است (Shah et al. 2024).
مجموعه ریزرخسارههای محیط دریای باز
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار(M11)
توصیف: برخلاف دو ریزرخسارۀ قبلی، در این ریزرخساره فسیل غالب، انواع روزنداران منفذدارند (شکل 6- k). از مهمترین روزنداران این ریزرخساره به لپیدوسیکلیناها، نومولیتید، اوپرکولینا و هتروستژینا، نئوروتالیا و آمفیستژینا اشاره میشود.
تفسیر: با توجه به حضور روزنداران ذکرشده در این ریزرخساره، این ریزرخساره به بخشهای عمیقتر حوضه و بهخصوص لاگون باز نزدیک به سد در نظر گرفته میشود. با توجه به بافت گلی سنگ (در رخسارۀ وکستونی گل کربناته فراوان است و دانهها در زمینۀ گل کربناته شناور و در رخسارۀ پکستونی دانهها فراواناند؛ ولی فضای بین دانهها هنوز گل کربناته است)، این ریزرخساره در محیطهای کمانرژی تا نسبتاً کمعمق تهنشین میشود. حضور روزنداران منفذدار نظیر لپیدوسیکلیناها، نومولیتید، اوپرکولینا و هتروستژینا، نئوروتالیا و آمفیستژینا نشانهای از روزنداران بنتیک بزرگاند که آبهای گرم، شفاف و کمعمق دریاهای نرتیک زندگی میکنند؛ بنابراین در نواحی با نور زیاد (زون فوتیک) با شرایط آرام تا نیمهآرام زیست میکنند. روزندارانی با پوستۀ هیالین کشیده، بیشتر در بخشهای انتهایی (دیستال) زون نوری رمپ میانی گسترش پیدا میکنند (Bassi et al. 2007; Brandano and Ronca 2014).
ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین (M12)
توصیف: این ریزرخساره غالباً از جلبکهای قرمز کورالین بوتهای و رودولیت تشکیل شده است. در این ریزرخساره علاوه بر جلبکهای قرمز و رودولیتها، روزندارانی نظیر آمفیستژینا و اپرکولینا حضور دارند. روزندارانی نظیر لوباتولا، تکستولاریا، الفیدیوم بههمراه خردههای دوکفهای، خاردارن و مرجانها از اجزای فرعی تشکیلدهندۀ این ریزرخسارهاند. جلبکهای قرمز در این ریزرخساره، شامل لیتوتامنیون، اسپورولیتون و مزوفیلوماند (شکل 6- l).
تفسیر: جلبکهای قرمز ترکیبات اصلی رودولیتها هستند که در پلتفرم بیرونی دورتر از جزیرۀ فرازر در کویینزلند زیست میکنند (Lund et al. 2002; Rasser and Piller 2004). حضور روزنداران کفزی بزرگ ساکن آبهای عمیق (اپرکولینا و آمفیستژینا) بههمراه تجمعات جلبکی نمایانگر محیط رمپ میانی و ناحیۀ الیگوفوتیکاند (Brandano et al. 2016). حضور برخی از روزنداران اپیفیت (لوباتولا و الفیدیوم) نمایانگر حضور نواحی محلی علف دریایی است. حضور فونای کمعمق همراه با بایوکلاستهای خردشده و فونای ساکن عمق زیاد نشان میدهد که رسوبگذاری و انباشت هم از تولید برجا و هم از مواد جابهجاشده از ناحیۀ کمعمقتر یوفوتیک با جریانات ایجاد شدهاند (Brandano et al. 2016).
ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزنداران پلانکتونیک (M13)
توصیف: مهمترین ویژگی این ریزرخساره، وجود روزنداران پلانکتونیک (مانند گلوبیژرینا) در زمینهای از بافت گل پشتیبان است (شکل 6- m).
تفسیر: این ریزرخساره در بخشهای عمیق حوضۀ رسوبی تشکیل میشود (Geel 2000). این ریزرخساره با باف گلپشتیبان و حضور روزنداران پلانکتونیک، نمایانگر یک محیط دریایی عمیق است که در کف حوضۀ رسوبی تشکیل شده است (Abd-Elhameed et al. 2025). بافت گلپشتیبان در این ریزرخساره نشاندهندۀ انرژی بسیار پایین محیط و غلبۀ روزنداران پلانکتونیک، بیانگر منشأ این اجزا از ستون آب و سقوط آنها به کف حوضه و وجودنداشتن اجزای بنتیک یا انرژی بالا تأییدکنندۀ عمق زیاد و دوربودن از تأثیرات ساحلی و جزر و مدی است (Eggie and Chow 2024).
شکل 6- ریزرخسارههای شناساییشده در برشهای مطالعهشده a: ریزرخسارۀ انیدریت؛ b: ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال؛ c: ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار؛ d: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست؛ e: ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی؛ f: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ؛ g: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ و منفذدار؛ h: ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ؛ i: ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار؛ j: ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین؛ k: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار؛ l: ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین؛ m: ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزنداران پلانکتونیک
Fig 6- Microfacies identified in the studied sections. (a) Anhydrite microfacies. (b) Fenestral dolomicrite microfacies. (c) Nodular dolomicrite microfacies. (d) Wackestone/Packstone microfacies containing extraclasts.(e) Mudstone to wackestone microfacies showing bioturbation.(f) Wackestone/Packstone microfacies containing imperforate foraminifera.(g) Wackestone/Packstone microfacies containing both imperforate and perforate foraminifera.(h) Rudstone/Floatstone microfacies containing foraminifera and Corallinacean algae. (i) Bioclastic grainstone microfacies containing foraminifera. (j) Packstone to grainstone microfacies containing foraminifera, echinoderms, bryozoans, and coral. (k) Wackestone/Packstone microfacies containing perforate foraminifera. (l) Bioclastic floatstone/rudstone microfacies containing red coralline algae. (m) Mudstone to wackestone microfacies containing planktonic foraminifera
مدل رسوبی سازند آسماری در برشهای مطالعهشده
در برشهای مطالعهشده، ریزرخسارههای انیدریتی، دولومادستون فنسترال و ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار در محیط پهنۀ جزر و مدی، ریزرخسارههای وکستون/پکستون داری اکستراکلست، مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ، وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ و منفذدار، در محیط لاگون کمانرژی رمپ داخلی و ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار و ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین در محیط لاگون پرانرژی ابتدای رمپ میانی و ریزرخسارههای وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار، رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ و ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین در بخشهای میانی و انتهایی (دیستال) رمپ میانی و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزنداران پلانکتونیک در ابتدای رمپ خارجی تشکیل شدهاند. با توجه به شواهد صحرایی و ریزرخسارههای شناساییشده در برشهای چینهشناسی مطالعهشده، محیط رسوبی سازند آسماری گذار پیوسته و تدریجی از ریزرخسارههای مادستونی، وکستونی و پکستونی محیط لاگون کمانرژی مربوط به رمپ داخلی به رخسارههای گرینستونی محیط لاگون پرانرژی ابتدای رمپ میانی و سپس تبدیل تدریجی به رخسارههای پکستونی با روزنداران کشیده و پوستۀ هیالین و ریزرخسارههای فلوتستونی و رودستونی انتهای رمپ میانی و سپس تبدیل به رخسارههای مادستونی حاوی روزندارن پلانکتونیک محیط دریای باز ابتدای رمپ خارجی، شاخصۀ محیط رمپ است؛ زیرا در حد فاصل بین رخسارههای لاگون و دریای باز، شواهدی از رخسارههای ریفی دیده نشده است (Omidpour et al. 2023; Alishah et al. 2026). در محیط رمپ داخلی، فراوانی روزنداران با پوستۀ پورسلانوز غالب است. در محیط رمپ میانی روزنداران بزرگ مانند نومولیتیدهها، لپیدوسیکلینا و جلبک قرمز فراواناند. در محیط رمپ بیرونی که با تغییر تدریجی در تنوع و فراوانی زیستی از لاگون به افت انرژی در رمپ خارجی مرتبط میشود، با فراوانی روزنداران پلانکتونیک، بریوزوآ و اکینودرم همراه است؛ بنابراین تغییرات تدریجی رخسارهها و نبود رخسارههای ریفی بین محیط لاگون و دریای باز، از شواهد تشکیل رخسارههای مطالعهشده در محیط رمپ کربناته است. با توجه به انرژی محیط و فراوانی اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی، محیطهای رسوبی تشخیص داده شده بر این رمپ کربناته، محیط پهنۀ جزر و مدی، لاگون و دریای بازند (شکل 7). حضور روزنداران بنتیک منفذدار و بدون منفذ در کنار یکدیگر، بیانگر رسوبگذاری در لاگون فلات (محیطهای کمعمق و نیمهمحصور فلات) و یا وجود ارتباط بین بخشهای عمیق و کمعمق حوضۀ رسوبی است (Geel 2000 ; Romero et al. 2002; Amirshahkarami et al. 2007; Amirshahkarami and Karavan 2015).
شکل 7- مدل رسوبی سازند آسماری در برشهای مطالعهشده
Fig 7- Depositional model of the Asmari Formation in the studied sections.
مقایسۀ برشهای مطالعهشده ازنظر محیط رسوبگذاری
الف) برش شمال خرمآباد
بیشترین ریزرخسارههایی که در برش شمال خرمآباد مشاهده شده است، شامل ریزرخسارۀ انیدریت، ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال، ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار، ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار، ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ و ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالیناند. بیشترین تنوع و فراوانی رخسارهها در این برش در محیط جزر و مدی، محیط رمپ داخلی و محیط رمپ میانی دیده شده و شواهدی از رخسارههای محیط دریای باز (رخسارههای پلانکتونی) دیده نشده است.
ب) برش جنوب غرب خرمآباد
در این برش، ریزرخسارههای دولومادستون فنسترال، ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار، ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ و منفذدار، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار، ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار، ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ، ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزنداران پلانکتونیک شناسایی شد. بیشترین تنوع و فراوانی رخسارهها در این برش در محیط رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی دیده شده است و در این برش رخسارههای جزر و مدی نسبتبه برش شمال خرمآباد، تنوع و فراوانی کمتری دارند.
ج) برش جنوب شرق خرمآباد
در این برش ریزرخسارههای دولومادستون فنسترال، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار، ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار، ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ، ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین و ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین شناسایی شد. بیشترین تنوع و فراوانی رخسارهها در این برش، در محیط رمپ داخلی و رمپ میانی دیده شده است و در این برش رخسارههای جزر و مدی نسبتبه برشهای شمال و جنوب غرب خرمآباد، تنوع و فراوانی کمتری دارند. در این برش به مانند برش شمال خرمآباد، رخسارههای پلانکتونیک بخش خارجی رمپ دیده نشده است (شکل 8).
شکل 8- توزیع ریزرخسارههای شناساییشده بر ستونهای سنگچینهای برشهای مطالعهشده
Fig 8- Distribution of the identified microfacies on the Lithostratigraphic columns of the studied sections
فرآیندهای دیاژنزی
مطالعات پتروگرافی بر 250 مقطع نازک سنگشناسی از سه برش مطالعهشده، به شناسایی فرآیندهای دیاژنزی متعددی منجر شد که این فرآیندها شامل میکرایتیشدن، انواع نوریختی، سیمانیشدن از نوع بین دانهای، دروندانهای و بلوکی، انواع تخلخلهای وابسته به فابریک سنگ و غیر وابسته به فابریک، انواع فشردگیهای فیزیکی و شیمیایی و جانشینیاند که سازند آسماری را تحت تأثیر قرار دادهاند. بهطور کلی فرآیندهای دیاژنزی از مهمترین عوامل کنترلکنندۀ کیفیت مخزنی در بسیاری از مخازن نفتی دنیا هستند (Moore 2001; Lucia 2007; Ahr 2008)؛ از این رو مطالعۀ این فرآیندها در تفسیر کیفیت مخرنی توالیهای کربناته بسیار مفید واقع میشوند.
میکرایتیشدن
توصیف: ریزرخسارههای مطالعهشدۀ این فرآیند، بیشتر در اطراف خردههای آلوکمی (فسیلها) دیده میشود. این فرآیند بهصورت یک پوشش بسیار ظریف، دورتادور دانهها را در بر میگیرد و از شکل دانه تبعیت میکند (شکل 9- a). این فرآیند در ریزرخسارههای وکستونی، پکستونی و گرینستونی بهفراوانی دیده میشود.
تفسیر: فرآیند میکریتیشدن عمدتاً با موجودات حفار (نظیر سیانوباکتریهای اندولیتیک، قارچها و جلبکها) در محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی و در شرایط آرام رسوبگذاری و در نزدیکی سطح تماس آب و رسوب رخ میدهند (Flugel 2010; Messadi et al. 2018; Wizemann et al. 2018 ). ترکیب کانیشناسی پوشش میکرایتی با توجه به محیط دریایی تشکیل آنها، بیشتر از نوع کلسیت پر منیزیم و آراگونیت است (Flugel 2010; Krause et al. 2018). این فرآیند دیاژنزی نقش مؤثری در حفظ شکل اولیۀ یک دانه بایوکلست آراگونیتی بعد از انحلال آن در طی دیاژنز دارد.
نوریختی (نئومورفیسم)
توصیف: نوریختی در سنگهای کربناته بهصورت افزایشی و کاهشی دیده میشود. نوریختی افزایشی سبب تشکیل بلورهای درشتتر در طی تبلور مجدد بلورهای ریزتر میشود (شکل9- b). نوریختی کاهشی سبب تشکیل بلورهای ریزتر میشود که میکریتیشدن (ایجاد پوشش میکریتی) نوعی از آن است.
تفسیر: در طی نوریختی افزایشی، بلورهای ریز میکرایت بزرگتر و به بلورهای درشتتر میکرواسپار و اسپارایت تبدیل میشوند (Tucker and Wright 1990). کربنات کلسیم مورد نیاز برای فرآیند نوریختی، از انحلال بلورهای ریزتر در طی دیاژنز و یا آبهای بین روزنهای در حال جریان حاوی کربنات کلسیم تأمین میشود (Tucker 2001).
سیمانیشدن
سیمان کربناته به اشکال مختلفی در توالی مطالعهشده دیده میشود که در ادامه فراوانترین آنها بررسی شده است. این سیمانها (بهویژه انواع دریایی) در بیشتر موارد کلسیت دارای منیزیم بالا و یا آراگونیت بودهاند که در اثر دیاژنز به کلسیت کممنیزیم و یا دولومیت تبدیل شدهاند. شایان ذکر است که بیشتر سیمانهای کربناته در برشهای مطالعهشده از انواع دریایی، جوی و تدفینیاند.
سیمان حاشیهای همضخامت
توصیف: این سیمان در نمونههای مطالعهشده، بیشتر دورتادور دانهها و در رخسارههای گرینستونی دیده شده است. سیمانهای حاشیهای معمولاً نسل اول سیماناند و در ادامه با دیگر سیمانها (آب شیرین و دفنی) دنبال میشوند (شکل9- c). حالت رشتهای و ضخامت یکسان بلورهای سیمان اطراف دانهها و همچنین قرارگیری سیمانهای شفاف اسپارایتی بهعنوان نسل بعدی آنها، نشاندهندۀ دریاییبودن آنهاست (Tucker 2001).
تفسیر: سیمان همضخامت معمولاً اولین نسل سیمان در محیطهای دریایی آرام با نرخ رسوبگذاری پایین در اطراف دانهها و فضای خالی تشکیل میشود (Zhang et al. 2006). سیمانهای کلسیت حاشیهای همضخامت در اطراف دانههایی تشکیل میشود که در محیط پرانرژی رسوب کردهاند و جزء سیمانهای فریاتیک دریایی و وادوز دریاییاند (Flugel 2010; Krause et al. 2018).
سیمان موزاییکی کلسیت همبعد
توصیف: در ریزرخسارههای مطالعهشده، این سیمان با بلورهای هماندازه و در اندازههای کوچکتر از 200 میکرون، فضای بین دانهها را پر کرده است (شکل9- d). در توالیهای مطالعهشده، این نوع سیمان بیشتر در رخسارههای گرینستونی مشاهده شده است که بعد از سیمانهای نسل اول شکل گرفته است.
تفسیر: شفافیت در این نوع سیمان دلالت بر غیردریاییبودن آن دارد (Seibel and James 2017). سیمانهای کلسیت همبعد و بلوکی، پرکنندۀ فضای بین دانهای در بسیاری از ریزرخسارههای پرانرژی دریایی دیده میشود. این سیمانها همچنین ممکن است در محیطهای جوی و تدفینی نیز، تشکیل شوند (Flugel 2010).
سیمان قطعهای (بلوکی)
توصیف: در ریزرخسارههای مطالعهشده، این نوع سیمان با بلورهای بسیار درشت، فضای بین شکستگیها و درون دانهها را پر کرده است. در توالیهای مطالعهشده، این نوع سیمان بیشتر در رخسارههای وکستونی مشاهده شده است (شکل9- e).
تفسیر: این نوع از سیمانها ازنظر جنس کلسیتیاند و تفاوت اصلی آنها با سیمانهای همبعد، تفاوت در اندازۀ قطعات آن است؛ بهگونهای که اندازۀ بلورها در سیمان بلوکی به بیش از چندین میلیمتر میرسد (Flugel 2010) و بیشتر شکستگیها و تخلخل حاصل از انحلال را پر میکند.
سیمان دروزی
توصیف: این نوع سیمان در ریزرخسارههای مطالعهشده، بیشتر فضای حاصل از شکستگیها را پر کرده است؛ بهنحوی که دارای یک تغییر دانهبندی (افزایش اندازۀ بلورها) از حاشیۀ شکستگی به داخل آن شده است. این سیمان بیشتر در ریزرخسارههای مادستونی و وکستونی مشاهده شده است (شکل9- f).
تفسیر: این نوع از سیمانها، سیمان نسل دوم در نظر گرفته و بعد از سیمانهای نسل اول تشکیل میشوند. ترکیب این نوع سیمانها بیشتر کلسیت کممنیزیماند (Zaid 2012). سیمان دروزی درواقع بیانگر محیطهای دیاژنز متئوریک نزدیک سطح و دفنی است (Flugel 2010). بهدلیل اینکه این سیمان در هر دو محیط دیاژنز دفنی و محیط دیاژنزی جوی تشکیل میشود، برای تعیین منشأ سیمان آن مانند سیمان کلسیت همبعد، باید از مطالعات ایزوتوپی (O18/O16) استفاده شود (Arosi et al. 2015; Seibel and James 2017).
فشردگی
انحلال و توسعۀ تخلخل
فرآیند انحلال بیشتر در طی دیاژنز جوی اتفاق میافتد (Moor 2001; Tucket 2001; Flugel 2004)؛ ولی ممکن است طی دیاژنز هایپرسالین (وجود شورابه) نیز این فرایند با گستردگی بسیار کمتر رخ دهد. این فرایند باعث انحلال اجزای اصلی مانند بایوکلستها و در بیشتر موارد باعث افزایش تخلخل سنگ میشود. در بسیاری از موارد، انحلالها بهصورت حفرات قالبیاند. وجود حفرات قالبی اگرچه تخلخل را افزایش میدهد، در موارد زیادی در صورت رخندادن شکستگی، تراوایی زیادی در ریزرخسارههای میزبان حاصل نخواهد شد. فرآیند انحلال یک فرآیند متضاد با سیمانشدگی است که به افزایش تخلخل منجر میشود (Pettijohn 1975; Van Buchem et al. 2010). بهدلیل تراوایی کم آهک دانهریز، انحلال در آنها رخ میدهد (Westphal 2006). از تخلخلهای وابسته به فابریک، که در مقاطع مطالعهشده مشاهده میشود، به تخلخل حفرهای بین دانهای، حفرهای درون دانهای و قالبی اشاره میشود. از تخلخلهای غیر وابسته به فابریک که در مقاطع مطالعهشده شناسایی شده است، به نوع تخلخل حاصل از شکستگی، حاصل از استیلولیت و کانالی اشاره میشود (شکل9- j, k, l).
جانشینی
این فرآیند در سنگهای آهکی با سیلیس، کانیهای مختلف آهندار، فسفات و کانیهای دیگر انجام میشود و مهمترین و گستردهترین نوع جانشینی موردی است که به تشکیل دولومیت میانجامد (Pettijohn 1975). پیشزمینۀ جانشینی، انحلال کانی قبلی است و سپس ترکیب کانی جدید و بنابراین احتمال حفظ ریختشناسی دانهها در جانشینی بسیار محتمل است، هرچند در مواردی نیز در اثر هجوم کانی، نظیر دولومیت قطعشدگی بسیار در شکل دانه اتفاق میافتد.
پیریتیشدن
توصیف: در نمونههای مطالعهشده، فرآیند جانشینی از نوع پیریتیشدن به دو شکل اولیه و ثانویه دیده میشود که نوع ثانویۀ آن از فراوانی بیشتری برخوردار است. در شکل (9-m و n) که با علامت پیکان قرمزرنگ نشان داده شده است، این پیریتها در درون دانههای اسکلتی و زمینۀ سنگ تشکیل شدهاند که هم منشأ اولیه (دریایی) و هم منشأ دیاژنزی (تدفینی در شرایط احیا) دارند.
تفسیر: فراوانی پیریت درجازا در رسوبات دریایی، به وجود یونهای سولفات، آهن و نیز کربن آلی وابسته است (Goldhaber 2004). پیریت دانه تمشکی به مراحل اولیۀ دیاژنز دریایی مربوط است (EL – Ghali et al. 2006). فراوانی پیریت در رسوبات دریایی، به وجود یونهای سولفات، آهن و نیز کربن آلی وابسته است و فراوانی این کانی دلالت بر محیط احیا دارد. پیریت دانه تمشکی به مراحل اولیۀ دیاژنز مربوط است. در نمونههای مطالعهشده، فرآیند پیریتیشدن بیشتر بعد از انحلال آلوکمها رخ داده است؛ بهگونهای که بعد از انحلال دانههای آلوکم، پیریت جانشین شده است. فرایند سیمانیشدن و جانشینی پیریت در آلوکمها، توأم با هم رخ داده است؛ بنابراین پیریتیشدن در نمونههای مطالعهشده، بیشتر از نوع ثانویه است که در طی دیاژنز تدفینی اتفاق افتاده است (Valencia and Laya 2020) . تشکیل پیریت در امتداد استیلولیتها نیز، از شواهد تأییدکنندۀ دیاژنزیبودن پیریتها در نمونههای مطالعهشده است.
سیلیسیشدن
جانشینی کانیهای سیلیسی بهجای کانیهای کربناته در سنگهای آهکی بسیار رایج و متداول است. سیلیسیشدن سبب از بین رفتن بخشهایی از ساختمان اولیه میشود و از این رو ساخت داخلی دانهها (اسکلتی یا غیر اسکلتی) محو میشوند. در شکل (9- o) سیلیسیشدن در پوستۀ آلوکمها رخ داده است. این فرآیند در ریزرخسارههای مطالعهشده تا حدودی پوستۀ آلوکمها را تحت تأثیر قرار داده و ساختمان داخلی آنها را از بین برده است.
دولومیتیشدن
فرایند دیاژنزی دولومیتیشدن در برخی موارد در توالی مطالعهشده مشاهده شده است. این فرآیند بیشتر جانشین پوسته و قالب انحلالیافتۀ آلوکمها شده است (شکل9- p). دانههایی با ترکیب کانیشناسی کلسیت پرمنیزیم، زمینۀ مساعدتری برای رخدادن این فرایند دارند.
پیامدهای مخزنی فرآیندهای دیاژنزی
فرآیندهای دیاژنزی نقش بسیار مهمی در کیفیت مخزنی کربناتهای سازند آسماری داشتهاند. میکریتیشدن و سیمانیشدن، بهویژه در رخسارههای گلپایه، موجب پرشدن فضای بینذرهای و کاهش تخلخل اولیه شده است. فشار کمپکشن نیز با فشردگی و کاهش تخلخل، کیفیت مخزن را بیشتر محدود کرده است. در مقابل، فرآیند انحلال باعث ایجاد تخلخل ثانویه از نوع قالبی و حفرهای، در رخسارههای دانهپایه (بهویژه بیوکلاست و اینتراکلاست گرینستون) شده و کیفیت مخزنی را بهبود بخشیده است. دولومیتیشدن نیز تأثیر دوگانهای داشته و در برخی بخشها با ایجاد تخلخل بین بلوری، موجب افزایش کیفیت مخزن شده است؛ اما در برخی موارد بههمراه سیمان انیدریتی سبب کاهش تراوایی و بستهشدن خلل و فرج شده است؛ بنابراین، کیفیت مخزنی سازند آسماری ناهمگن و وابسته به نوع رخساره و شدت فرآیندهای دیاژنزی است؛ بهگونهای که بهترین پتانسیل مخزنی در رخسارههای دانهپایه، کمربند سد (Shoal) و بخشهایی مشاهده میشود که تحت تأثیر انحلال و دولومیتیشدن گزینشی قرار گرفتهاند.
شکل 9- انواع فرآیندهای دیاژنزی در برشهای مطالعهشده a: ایجاد پوشش میکرایتی اطراف آلوکم؛ b: نوریختی افزایشی در جهت پیکانها؛ c: سیمان حاشیهای همضخامت دورتادور دانه (پیکانهای قرمزرنگ). پیکانهای آبی سیمان بین دانهای نسل بعدی را نشان میدهند؛ d: سیمان موزاییکی همبعد بین دانهای؛ e: سیمان بلوکی درشتبلور درون شکستگی؛ f: سیمان دروزی درون شکستگی. افزایش اندازۀ بلورها در جهت پیکانها؛ g: ایجاد فابریک دانه به دانه و لهشدگی قطعۀ جلبکی در بین روزنداران بهدلیل تراکم فیزیکی؛ h: شکستگی قطعۀ جلبکی؛ i: ایجاد استیلولیت و انحلال بخشی از دانۀ بایوکلست بهدلیل تراکم شیمیایی؛ j: تخلخل قالبی در ریزرخسارۀ پکستون بایوکلستی؛ k: تخلخل حفرهای درون دانهای (پیکانهای قرمزرنگ) و تخلخل کانالی (پیکان آبیرنگ)؛ l: تخلخل حاصل از استیلولیت؛ m: جانشینی پیریت در پوستۀ روزندار؛ n: جانشینی پیریت در زمینۀ سنگ در ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون بایوکلستی؛ o: سیلیسیشدن پوستۀ آلوکم؛ p: دولومیتیشدن پوستۀ آلوکم. مقطع با آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم رنگآمیزی شده است. پیکانهای قرمزرنگ، دولومیتهای آهندار به رنگ آبی فیروزهای را نشان میدهند که در پوستۀ آلوکمها جانشین شدهاند.
Fig 9- Types of diagenetic processes in the studied sections. (a) Micritic envelope formation around allochems. (b) Overgrowth neomorphism in the direction of the arrows.(c) Equant rim cement around grains (red arrows). Blue arrows indicate the next generation of intergranular cement. (d) Equant mosaic intergranular cement. (e) Coarse-crystalline blocky cement within a fracture.(f) Drusy cement within a fracture. Crystal size increase is in the direction of the arrows. (g) Formation of fitted fabric and crushing of an algal fragment between foraminifera due to physical compaction. (h) Fracture of an algal fragment. (i) Stylolite formation and partial dissolution of a bioclastic grain due to chemical compaction. (j) Moldic porosity in the bioclastic packstone microfacies. (k) Intergranular vuggy porosity (red arrows) and channel porosity (blue arrow). (l) Porosity resulting from a stylolite. (m) Pyrite replacement in a foraminifera shell. (n) Pyrite replacement in the rock matrix in the bioclastic mudstone to wackestone microfacies. (o) Silicification of allochem shells. (p) Dolomitization of allochem shells. The thin section colured with Alizarine red- S and Ferrosyanid-potasium. The red arrows is showed turquoise blue iron dolomite that replacement in allochem shells.
مدل دیاژنزی سازند آسماری در برشهای مطالعهشده
براساس شواهد سنگشناسی توالی دیاژنزی سازند آسماری در برشهای مطالعهشده در طی سه مرحله (ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز) و در چهار محیط دیاژنزی (دریایی، آب شیرین، تدفینی و بالاآمدگی) تعیین شده است (شکل 10).
دیاژنز آغازین (ائوژنز)
دیاژنز دریایی: برخی از فرآیندهای دیاژنزی مانند میکریتیشدن و سیمان همضخامت، که به دیاژنز اولیه در محیطهای دریایی مربوطاند (Ahmad and Bhat 2006)، در برش مطالعهشده شناسایی شده و تأییدکنندۀ مرحلۀ اولیۀ دیاژنزند. این مرحلۀ دیاژنزی شامل فرآیندهایی است که رسوبات را حین تهنشست و یا بلافاصله پس از تهنشست تحت تأثیر قرار میدهد (Tucker and Wright 1990). انرژی پایین و رکود آب، چرخش سیال در رسوبات رسوبگذاریشده، سیالات اشباع با HCO3 مهمترین شرایط دیاژنزی برای میکریتیشدن دانههاست (Flügel 2004; Tucker and Wright 1990). در این مرحله فرآیند میکریتیشدن در آلوکمها، بهویژه در ریزرخسارههای وکستون تا پکستون بایوکلستی محیط لاگون و سیمان حاشیهای همضخامت در ریز رخسارۀ گرینستونی محیط سد مشاهده میشود.
دیاژنز آب شیرین: در محیط فرآتیک آب شیرین، حفرات بین دانهها همواره پر از آب است و ممکن است سبب انحلال کانیهای نیمهپایدار نظیر آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم شود (Heydari and Wade 2014) که در مقاطع مطالعهشده در رخسارههای پکستونی بهفراوانی در آلوکمهایی از قیبل قطعات دوکفهای و برخی روزنداران دیده میشود. برخی از سیمانهای نسل دوم مانند موزائیکی همبعد و بلوکی، در این مرحله در فضای بین دانهها تشکیل میشوند (Halley and Harris 1979; Longman 1980).
دیاژنز میانی (مزوژنز)
دیاژنز تدفینی: از عوامل مؤثر در این مرحله، مقدار رس و سیلیس (Rogen and Fabricius 2002) شیمی آب حفرهای (Fabricius and Borre 2007) و تهنشینی سیمان کلسیتی بین منافذ است. در این مرحله رسوبات تحت تأثیر فشار و دمای ناشی از تدفین در اعماق مختلف قرار میگیرند و این شرایط تا آستانۀ دگرگونی ادامه مییابد. در این مرحله برخی از فرآیندها شامل فشردگی فیزیکی و شیمیایی و سیمانهای بلوکی، دروزی، دولومیتیشدن و پیریتیشدن رخ میدهد که در نمونههای مطالعهشده تشخیص داده شده است. در این مرحله تراکم شیمایی به تشکیل عوارض ناشی از انحلال فشاری (استیلولیتها) منجر میشود.
دیاژنز پایانی (تلوژنز)
ایجاد شکستگیها و درزهها در توالیهای کربناته بهدلیل اعمال تنشهای تکتونیکی امری متداول است. در حین بالاآمدن رسوبات یونهای آهن با آبهای جوی و ازطریق شکستگیها به داخل رسوبات نفوذ کرده و اکسید آهن آبدار (شرایط اکسیدی) شکل گرفته است که بهتدریج به هماتیت تبدیل میشود. درزهها و شکستگیهای تشکیلشده در این مرحله، که در مقاطع مطالعهشده شناسایی شدهاند، با سیمانهای محیط آب شیرین پر شدهاند.
شکل 10- مدل دیاژنزی سازند آسماری در برشهای مطالعهشده a: نهشتهشدن آلوکمها در محیط فریاتیک دریایی؛ b: تشکیل پوشش میکرایتی اطراف دانهها (پیکانهای سبزرنگ) و سیمان حاشیهای همضخامت (نسل اول) (پیکانهای قرمزرنگ) در محیط فریاتیک دریایی، پیکانهای آبیرنگ میکریتیشدن بیش از اندازۀ دانهها و پیکان بنفش پیریتیشدن در محیط دریایی را نشان میدهند؛ c: ایجاد تراکم فیزیکی در حین تدفین و ایجاد فابریک دانه به دانه و انواع تماس بین دانهها (پیکانهای سبزرنگ)، پیکان قرمزرنگ لختهشدن دانههای پلتی و پیکان آبیرنگ شکستگی درون آلوکم را نشان میدهند؛ d: تشکیل سیمان تدفینی بین دانهای (نسل بعدی) (پیکانهای سبزرنگ) و دولومیتیشدن در آلوکمها (پیکان آبیرنگ)؛ e: تشکیل پیریت ثانویه توأم با انحلال درون دانهها (پیکان سبزرنگ)، پیریتیشدن در زمینۀ سنگ (پیکان سبزرنگ) و با ادامۀ فرآیند تدفین رسوبات تشکیل استیلولیت (پیکان قرمزرنگ)؛ f: تشکیل شکستگیها در مرحلۀ نهایی دیاژنز (پیکانهای آبیرنگ) و فرآیند سیلیسیشدن (پیکان بنفش)
Fig 10- Diagenetic model and paragenetic sequences of the Asmari Formation in the studied sections. a: Deposition of allochems in a marine phreatic environment. b: Formation of a micrite coating around the grains (green arrows) and a uniform (first generation) marginal rim cement (red arrows) in a marine phreatic environment. Blue arrows indicate excessive micritization of the grains and purple arrow is showed pyritization. c: Physical compaction during burial and formation of fitted fabric and types of contact between grains (green arrows), red arrows indicate clotted of pellet grains and blu arrow is showed intrafracture in allochems. d: Formation of intergranular burial cement (next generation) (green arrows) and dolomitization in allochems (blue arrows). e: Formation of secondary pyrite accompanied by dissolution within the grains (green arrow), pyritization in matrix (green arrow) and with the continued burial process of sediments, Formation of stylolite (red arrow). f: Formation of fractures in the final stage of diagenesis (blue arrows) and silisification processes (purple arrow)
بحث
نتایج مطالعات سنگشناسی در این برشها نشان داد شرایط رسوبگذاری در پلتفرم کربناتۀ سازند آسماری در بازۀ زمانی (الیگوسن- میوسن) در پهنۀ رسوبی لرستان، تقریباً روند یکنواختی داشته است. همچنین شرایط پس از رسوبگذاری این سازند نیز روند مشابهی را نشان میدهد که سازند آسماری را تحت تأثیر قرار داده است. در محیط لاگون حفاظتشده، روزندارانی نظیر آرکایاس، پنروپلیس و بورلیس دیده میشوند. همچنین وجود روزنداران بزرگ نظیر میلیولیدها از شاخصهای محیط لاگون حفاظتشده به شمار میآیند (Flügel 2010). میلیولید در محیطهای کمعمق، هیپرسالین، هیپوسالین یا حتی در شیبهای جلوی ریف دیده میشود؛ ولی بیشتر شاهدی بر لاگونهای حفاظتشدهاند (Flügel 2010). از طرفی فراوانی رخسارۀ گلی با فوناهای فراوان وایسته به محیطهای کمعمق زون نوری فوقانی (نظیر میلیولیدها) و نیز وجود مجموعههای روزنداران کمتنوع، بیانگر محیط خیلی کمعمق نظیر محیط زیر جزر و مدی است. روزنداران بزرگ بسیار به نور وابستهاند، هرچند در محیطهای نسبتاً عمیقتر هم یافت میشوند. این گونه روزنداران بزرگ، ابزار مفیدی در بازسازی محیط قدیمی به شمار میآیند (Geel 2000). اپرکولینا و هتروستژینا که توأم با روزنداران پلانکتونیک یافت میشوند، بیانگر محیطهای عمیق حد زیرین منطقۀ نفوذ نور و بیشتر در محیطی شیبدار دیده میشوند. پیدایش نومولیتیدهای کوچک و متوسط همراه با میلیولید، نشانه و علامت محیط شلف داخلی است (Geel 2000). ازنظر محیطی، وجود روزنداران بزرگ مبین وجود اقلیم گرم در سرتاسر رسوبگذاری این سازند است. این گونه روزنداران، وابستگی زیادی به نور، شوری، حرارت، بستر زیست و آشفتگی جریان آب دارند (Flügel 2010)؛ بنابراین خود یک شاخص خوب در بازسازی محیطی توالیهای پلتفرم کربناتهاند. تجزیه و تحلیل ساختاری و ترکیبی سازند آسماری در این برشها (پهنۀ لرستان) نشان میدهد که کربنات این سازند با جلبکهای قرمز، روزنداران کوچک (روتالیدس و میلیولیدس) و روزنداران بزرگ بنتیک پدید آمده است. چنین اجزای اسکلتی در سیستم کربناتۀ اولیگوسن- میوسن زاگرس بسیار فراوان یافت میشوند و بیانگر محیط رسوبی گرماند (Geel 2000). در پلتفرم کربناتهای که سازند آسماری در آن شکل گرفته است، مرجانها در قالب و چهارچوب ریف تشکیل نشدهاند (ریفساز نبودهاند)، تا میوسن پسین در شرایط آب و هوایی مدیترانهای در ساختار ریفها شرکت نداشته (Pomar and Hallock 2007) و در بخش زیرین- میانی منطقه نفوذ نور زندگی میکردهاند؛ از این رو مجموعههای جانوری سازند آسماری ازنظر بومدیرینهشناسی در شرایط آب و هوای مدیترانهای تشکیل شدهاند.
مطالعات متعددی بر محیط رسوبی سازند آسماری در حوضۀ رسوبی زاگرس انجام شده است که نتایج آنها با نتایج پژوهش حاضر انطباق داده میشود. زارع و همکاران (Zare et al. 2015)، یازده ریزرخساره از سازند آسماری را در برش دهدشت شناسایی کردند و محیط رسوبی سازند آسماری را به سه کمربند رخسارهای دریای باز، سد، تالاب و پهنۀ جزر و مدی نسبت دادند. این زیرمحیطها در یک رمپ کربناته نهشته شدهاند. رجبی و همکاران (Rajabi et al. 2021)، ریزرخسارهها و دیرینهبومشناسی سازند آسماری را در برش مخمل کوه (شمال لرستان) ارزیابی کردند. در این برش دوازده ریزرخساره مربوط به دو کمربند رخسارهای لاگون و دریای باز شناسایی شدند که تحت شرایط مزوفوتیک، الیگوفوتیک و آفوتیک در یک رمپ هموکلینال نهشته شدهاند. امامی-میبدی و همکاران (Emami-Meybodi et al. 2022)، ریزرخسارهها و محیط رسوبگذاری سازند آسماری را در تاقدیس چناره (جنوب لرستان) بررسی کردهاند. در این مطالعه هفت ریزرخساره شناسایی شد که در سه کمربند رخسارههای لاگون، سد، بخش محدودشده (رمپ میانی) و رمپ داخلی نهشته شدهاند. شیرمحمدی و همکاران (Shirmohammadi et al. 2024)، ریزرخسارهها و محیط رسوبگذاری سازند آسماری را در شمال خاور ایلام، حوضۀ لرستان ارزیابی کردند. در این مطالعه ده ریزرخساره مربوط به سه محیط رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی شناسایی شد.
آنچه مسلم است، این است که محیط رسوبگذاری در برشهای مطالعهشده با برشهای دیگر تفاوت چندانی ندارند و توسعۀ رمپهای کربناته در زاگرس چینخورده از روندی مشابه برخوردار بوده است.
نتیجه
مطالعات سنگشناسی در سه برش چینهشناسی از سازند آسماری در پهنۀ رسوبی لرستان، به شناسایی 13 ریزرخسارۀ کربناته منجر شد. این ریزرخسارهها شامل ریزرخسارههای انیدریت، دولومادستون فنسترال، دولومادستون ندولار، وکستون/پکستون داری اکستراکلست، مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ، وکستون/پکستون دارای روزنداران بدون منفذ و منفذدار، وکستون/پکستون دارای روزنداران منفذدار، گرینستون بایوکلستی حاوی روزندار، پکستون تا گرینستون دارای روزنداران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، رودستون/فلوتستون حاوی روزندار و جلبک کورالیناسهآ، فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزنداران پلانکتونیکاند که با توجه به ماهیت آنها در یک رمپ کربناته با سه کمربند رخسارهای (پهنۀ جزر و مدی، لاگون و دریای باز) رسوبگذاری کردهاند. چندین فرآیند دیاژنزی ازجمله میکریتیشدن، نوریختی، سیمانیشدن (نوع دریایی، آب شیرین و تدفینی)، انحلال و تخلخل (وابسته به فابریک سنگ و غیر وابسته فابریک) و جانشینی (پیریتیشدن، سیلیسیشدن و دولومیتیشدن) توالیهای کربناتۀ سازند آسماری را تحت تأثیر قرار داده است. براساس شواهد پتروگرافی، توالی پاراژنتیکی نهشتههای سازند آسماری در این برشها، در چهار محیط دریایی، آب شیرین، تدفینی و بالاآمدگی تفسیر شده است. این فرآیندها مراحل دیاژنزی اولیه (ائوژنز)، دیاژنز میانی (مزوژنز) و دیاژنز نهایی ( تلوژنز) را پشت سر گذاشتهاند. نتایج مطالعات سنگشناسی در این برشها، نشان داد شرایط رسوبگذاری در پلتفرم کربناته سازند آسماری در بازۀ زمانی (الیگوسن- میوسن) در پهنۀ رسوبی لرستان، روند تقریباً یکنواختی داشته است. همچنین شرایط پس از رسوبگذاری این سازند نیز، روند مشابهی را نشان میدهد که سازند آسماری را تحت تأثیر قرار داده است.
)