نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 استادیار، گروه زمینشناسی، دانشکدۀ علوم، مجتمع آموزش عالی گناباد، گناباد، ایران
2 دانشآموختۀ مقطع دکتری، کارشناس آزمایشگاه مرکزی دانشگاه لرستان، خرمآباد، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
The aim of this research is to investigation the lithofacies and sedimentary environment of the Kashkan Formation (middle Eocene) in the Lorestan sedimentary basin. In this regard, four stratigraphic sections were selected. The Kashkan Formation in the studied area has a variable thickness of 150 to 200 meters. It is mainly composed of conglomerate and sandstone strata, with lesser amounts of fine-grained lithofacies including mudstone, siltstone, and shale. Field studies on the four sections led to the identification of 12 lithofacies, which include five conglomeratic lithofacies (Gm, Gms, Gp, Gh, Gt), five sandstone lithofacies (Sp, St, Sm, Sh, Sr), and two mudstone lithofacies (Fm, Fl). Based on the vertical and lateral changes of facies, the depositional environment of these deposits was a braided river system with a gravelly and sandy bed in proximal areas. The clastic sequences of the Kashkan Formation overlie the marine carbonates of the Taleh Zang Formation, which indicates a sea regression and the progradation of braided rivers toward the basin. A decrease in accommodation space relative to sediment supply caused the progradation of braided river facies within the LST facies suite for the Kashkan Formation.
Keywords: Sedimentary environment, Kashkan Formation, Zagros, Lorestan.
Introduction
Terrigenous rocks in the Zagros region of Iran have received relatively little attention. These rocks (e.g., the Amiran, Kashkan, Aghajari, and Bakhtiari formations) have mostly been studied only from the perspectives of lithostratigraphy or stratigraphic position (Motiei 1993). The Kashkan Formation is most extensively distributed in the Lorestan region, and its main facies include conglomerate, sandstone, and siltstone. This formation is situated between the carbonate Telezang Formation below and the Shahbazan Formation above. Where the Telezang Formation is absent, the Kashkan Formation rests directly on the Amiran Formation. The type section of the Kashkan Formation was introduced by James and Wynd (1965) in the Amiran Anticline near the city of Mamulan. Terrigenous formations are of great importance in the Zagros in terms of tectonics, sedimentary environment, climatic changes, and hydrocarbon generation and storage. The Kashkan Formation is essentially a terrigenous unit and is widely exposed in Lorestan. This formation is named after the Kashkan River that flows through this province. Among the few studies conducted on the Kashkan Formation, Yousefi Yeganeh et al. (2012) investigated the sedimentary environment and trace fossils of this formation within the Lorestan sedimentary basin, focusing on the northern, southeastern, and northwestern parts of Lorestan Province. The main goal of this research is to identify and describe the outcrops of the Kashkan Formation along the Khorramabad–Pol-e Zal Freeway (southern and southwestern Lorestan)—an area that has remained largely understudied. Through detailed analysis of lithological units and sedimentary environments in four selected sections, the depositional processes of this formation will be better understood. Finally, by integrating these findings with previous research, a comprehensive understanding of the depositional history of the Kashkan Formation in the Zagros sedimentary basin will be completed and enhanced.
Materials & Methods
The sections were selected to maximize thickness, facies diversity, and accessibility while minimizing cover. In this regard, four stratigraphic sections were chosen along the Khorramabad–Pol-e Zal Freeway. In these sections, field characteristics—including grain size, bedding, geometric form of beds, sedimentary structures, contact types between beds, and sediment stacking patterns—were carefully examined and recorded. The thickness of the formation was measured using a Jacob staff and compass. Gravels within conglomeratic units were studied using the ribbon method (Tucker 2003). This method involves dividing conglomeratic outcrops into sequential lateral or longitudinal ribbons; within each ribbon, the size, roundness, sorting, lithology of clasts, and their percentages are systematically recorded to document lateral and vertical depositional changes in a regular, comparable manner. The orientation of the foresets of current ripples was used to determine paleocurrent direction. Sandstone samples were collected based on facies variations using a point-sampling method from the middle part of the beds. Clastic facies were classified according to Miall's (2006) codes, and sandstone classification followed Folk (1980). By integrating data from microscopic and field studies, lithofacies and facies associations representative of sub-environments within a sedimentary system were identified and differentiated. Finally, the sedimentary model of the Kashkan Formation was interpreted.
Discussion of Results & Conclusions
Field studies on the examined sections led to the identification of 12 lithofacies. These include coarse-grained conglomeratic lithofacies (Gm, Gms, Gp, Gh, Gt), medium-grained sandstone lithofacies (Sp, St, Sm, Sh, Sr), and fine-grained mudstone lithofacies (Fm, Fl). The architectural elements identified in the four studied sections include channel elements (CH), overbank fines (OF), gravelly bar elements (GB), sandy bar elements (SB), and sediment gravity flow elements (SG). The SG (sediment gravity flow) element is introduced as the main and dominant element in proximal braided rivers with debris-laden flows, which is entirely consistent with the high percentage of conglomeratic facies in the studied deposits. This element primarily consists of massive conglomerates with very poor bedding, a lack of large-scale sedimentary structures, and poor sorting. The formation of the SG element is attributed to high-energy fluvial flows, particularly debris flows and hyperconcentrated flows. These flows typically develop under conditions of sudden discharge increases, bank instability, or intense bedload activity within braided river channels, leading to the rapid deposition of coarse-grained sediment. In terms of depositional setting, the SG element is interpreted mainly as a fill of main and subsidiary channels within a braided river system, representing peak flow energy phases. The abundance of this architectural element indicates the predominance of high-energy conditions, a relatively steep channel gradient, and a continuous supply of coarse-grained sediment to the sedimentary basin. Therefore, the SG element in the studied deposits is presented directly within the framework of a braided river model with an effective role played by debris flows.
Sequence stratigraphy of the Kashkan Formation—as a prominent representative of high-energy fluvial depositional environments in the Zagros (Lorestan) basin—provides a powerful tool for reconstructing the basin's evolutionary history and understanding the influence of sea-level fluctuations on river dynamics. The dominant lithological composition of the Kashkan Formation includes thick conglomerates, coarse-grained sandstones, and mudstone, which directly indicates high-energy depositional conditions, such as those found in braided river systems. The significance of sequence stratigraphy for the Kashkan Formation extends beyond understanding sea-level changes; it holds the key to the tectonic history of the Zagros Basin by identifying sedimentary units related to erosion and deposition during periods of base-level fall. The formation of sedimentary sequences, particularly lowstand systems tracts (LSTs) that occur during periods of pronounced sea-level fall (i.e., reduction in river base level), is often associated with deep incision of riverbeds and the development of valleys and channels that are subsequently filled by conglomeratic and sandy sediments. These processes are closely linked to regional tectonic uplifts and changes in basin slope. Therefore, identifying and delineating LST units within the Kashkan Formation can serve as an indicator of tectonic activity and uplift events associated with the Zagros orogeny.
Based on the vertical and lateral changes in facies, the depositional environment of these deposits was a proximal braided river system with a gravelly and sandy bed. Paleocurrent direction analysis for this formation shows a northeast-to-southwest trend, which is evidence of unidirectional (fluvial) flows within the Kashkan Formation. The shallow depth and low sinuosity of the channels, along with the presence of coarse-grained gravelly and sandy sediments, support the interpretation that the clastic facies of the Kashkan Formation accumulated in a proximal braided river environment.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
به سنگهای تخریبی در منطقۀ زاگرس ایران کمتر توجه شده است. این سنگها (بهطور مثال سازند امیران، کشکان، آغاجاری و بختیاری) تنها از دیدگاه چینهنگاری سنگی و یا موقعیت چینهنگاری بررسی شدهاند (Motiei 1993). سازند کشکان دارای بیشترین گسترش در منطقۀ لرستان است و رخسارههای اصلی آن شامل کنگلومرا، ماسهسنگ و سیلتستون است. این سازند بین دو سازند کربناتۀ تلهزنگ در زیر و سازند شهبازان در بالا قرار گرفته است. در جایی که سازند تلهزنگ وجود ندارد، سازند کشکان مستقیم بر سازند امیران قرار میگیرد. برش الگوی این سازند را جیمز و وایند (James and Wynd 1965)، در تاقدیس امیران در شهر معمولان معرفی کردهاند. سازندهای تخریبی از جنبههای تکتونیکی، محیط رسوبی، تغییرات اقلیمی، تولید و ذخیرۀ هیدروکربن در زاگرس بسیار اهمیت دارند. سازند کشکان اساساً یک سازند تخریبی است و در لرستان گسترش وسیعی دارد؛ بهگونهای که حتی نام آن از رودخانۀ کشکان، که در این استان جاری است، گرفته شده است. از تنها مطالعات انجامشده بر سازند کشکان، به مطالعات یوسفی یگانه و همکاران (Yousefi et al. 2012) اشاره میشود که محیطرسوبی و اثر فسیلهای سازند کشکان را در حوضۀ رسوبی لرستان در بخشهای شمالی، جنوب شرقی و شمال غربی استان لرستان مطالعه کردهاند. هدف اصلی این پژوهش، شناسایی و تشریح رخنمونهای سازند کشکان در حاشیۀ آزادراه خرمآباد-پلزال (جنوب و جنوب غربی لرستان) است؛ منطقهای که پیش از این کمتر دربارهاش مطالعه شده است. با تحلیل دقیق واحدهای سنگی و محیط رسوبی در چهار برش انتخابی، فرآیندهای رسوبگذاری این سازند بهتر درک میشود و درنهایت با ادغام این یافتهها با پژوهشهای پیشین، درک جامعی از تاریخچۀ رسوبگذاری سازند کشکان در حوضۀ رسوبی زاگرس تکمیل و ارتقا خواهد یافت.
موقعیت جغرافیایی و زمینشناسی منطقۀ مطالعهشده
منطقۀ مطالعهشده در زاگرس چینخورده قرار گرفته است (Alavi 2004). زاگرس چینخورده، یک کمان وسیع از کوهها و دشتهاست که در اثر برخورد ورقۀ ایران و ورقۀ عربی به وجود آمده است. سازند کشکان نیز بخشی از حوضۀ رسوبی لرستان است که در دل این ساختار تکتونیکی عظیم قرار گرفته است. این حوضه که در دورانهای زمینشناسی مختلف، ازجمله کرتاسۀ پسین و پالئوژن فعال بوده است، شاهد انباشت حجم عظیمی از رسوبات بوده است. سازند کشکان عمدتاً از رسوبات آواری تشکیل شده است و نشاندهندۀ شرایط قارهای (رودخانهای) در این منطقه در زمان تشکیل خود است. این سازند، بههمراه دیگر سازندهای زمینشناسی منطقه، مانند سازندهای ایلام، گورپی، امیران و تلهزنگ، روایتگر تاریخچۀ پیچیدۀ زمینشناسی زاگرس، ازجمله بالاآمدگیها، فرونشستها و فعالیتهای تکتونیکی است که درنهایت به شکلگیری چینخوردگیهای کنونی زاگرس منجر شده است. بهطور کلی، سازند کشکان در چارچوب زمینشناسی زاگرس، یک سازند آواری مهم محسوب میشود و شواهدی از تاریخچۀ تکامل این رشتهکوه پویا را در خود جای داده است. در این پژوهش، چهار برش چینهشناسی در مسیر آزادراه خرمآباد- پلزال انتخاب شد که در شکل 1، موقعیت این برشها نشان داده شده است. راه اصلی دسترسی به این برشها ازطریق آزادراه خرمآباد بهسمت شهرستان اندیمشک میسر است که پس از طی مسافتی بالغ بر 40 کیلومتر، به اولین برش (برش تاقدیس امیران) میرسیم. دیگر برشها در ادامۀ مسیر قرار گرفتهاند. موقعیت جغرافیایی برشها شامل برش تاقدیس امیران (طول خاوری " E 48◦ 15' 16و عرض شمالی N 33◦ 17' 45" )، برش تاقدیس ریت (طول خاوری " E 48◦ 10' 34 و عرض شمالی N 33◦ 14' 12" )، برش تاقدیس دهلیج (طول خاوری " E 47◦ 57' 31و عرض شمالی N 33◦ 05' 18") و برش تاقدیس چناره (طول خاوری " E 47◦ 53' 31و عرض شمالی N 33◦ 01' 47" ) هستند. تاقدیسها و ناودیسها در گسترۀ بررسیشده، که بخشی از زاگرس چینخورده است، مهمترین عوارض ساختمانی محسوب میشوند. در امتداد محور تاقدیسهای امیران، ریت، کوه دهلیج و چناره، در اثر فرسایش، درههای تاقدیسی بزرگی ایجاد شده است و در آن رخنمونهای جالبی از سازندهای دوران دوم و سوم دیده میشود. در اشکال 2 الی 5، رخنمونهایی از سازند کشکان در برشهای مطالعهشده بههمراه گسترش دیگر سازندها نشان داده شده است.
سنگچینهنگاری سازند کشکان در برشهای مطالعهشده
در این پژوهش، ضخامت ردیف سنگی سازند کشکان در چهار برش چینهشناسی بهصورت ستون عمودی ترسیم شدهاند (شکل 6). در چهار برش یادشده، سازند کشکان بر سازند تلهزنگ قرار گرفته و با سازندهای آسماری – شهبازان بهصورت همشیب پوشیده شده است. حد جدایش سازند کشکان با آسماری – شهبازان با افق لیمونیتی معین میشود که خود بیانگر وقفۀ رسوبی است. ضخامت سازند کشکان در برشهای یادشده به ترتیب 200 متر (برش تاقدیس امیران)، 180 متر (برش تاقدیس کوه دهلیج)، 165 متر (برش تاقدیس ریت) و 150 متر (برش تاقدیس چناره) است. واحدهای سنگی موجود در این برشها بیشتر کنگلومرا، ماسهسنگ و سیلتستون است.
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برشهای مطالعهشده
1- برش تاقدیس امیران؛ 2- برش تاقدیس ریت؛ 3- برش تاقدیس کوه دهلیج؛ 4- برش تاقدیس چناره
Fig 1- Geographic location and access routes to the studied sections. 1- Amiran Anticline section, 2- Rit Anticline section, 3- Kuh-e Dehlij Anticline section, 4- Chenareh Anticline section
شکل 2- رخنمون صحرایی برش تاقدیس ریت (دید بهسمت شمال خاوری)
Fig 2- Field exposure of the Rit Anticline section (view toward the northeast)
شکل 3- رخنمون صحرایی برش تاقدیس چناره (دید بهسمت شمال باختری)
Fig 3- Field exposure of the Chenareh Anticline section (view toward the northwest).
شکل 4- رخنمون صحرایی برش تاقدیس کوه دهلیج (دید بهسمت شمال باختری)
Fig 4- Field exposure of the Kuh-e Dehlij Anticline section (view toward the northwest)
شکل 5- رخنمون صحرایی برش تاقدیس امیران (دید بهسمت شمال)
Fig 5- Field exposure of the Amiran Anticline section (view toward the north)
شکل 6- ستون سنگچینهای سازند کشکان در چهار برش مطالعهشده
Fig 6- Lithostratigraphic column of the Kashkan Formation in the four studied sections.
مواد و روشها
با استفاده از نقشههای زمینشناسی به مقیاس 100000/1 شهرستان خرمآباد و پلدختر، محل چهار برش در این مطالعه تعیین شده است. برشها بهگونهای انتخاب شدهاند که دارای بیشترین ضخامت، بیشترین تغییرات رخسارهای، کمترین پوشیدگی و در دسترس باشند. در این راستا، چهار برش چینهشناسی در مسیر آزادراه خرمآباد- پلزال انتخاب شد. با توجه به اینکه بیشترین رخنمون سازند آواری کشکان در حوضۀ رسوبی لرستان قرار دارد، مطالعات قبلی بر این سازند در نقاط مختلف استان انجام شده است (بهجز برشهای جنوب و جنوب غربی استان بهدلیل کوهستانیبودن منطقه)؛ ولی این مطالعات عمدتاً قبل از احداث آزادراه خرمآباد–پلزال انجام و بهدلیل ساخت و توسعۀ این پروژه در بخش جنوب و جنوب غربی استان لرستان، رخنمونهای درخور توجهی از این سازند در تاقدیسهای متعدد در منطقه نمایان شده است که تاکنون بهطور جامع مطالعه نشدهاند. در این برشها، اختصاصات صحرایی شامل دانهبندی، طبقهبندی، فرم هندسی طبقات، ساختمانهای رسوبی، نوع تماس بین طبقات و الگوی انباشتگی رسوبات بهطور دقیق بررسی و ثبت شده است. از روش متر و کمپاس برای اندازهگیری ضخامت سازند استفاده شده است. مطالعۀ گراولها در واحدهای کنگلومرایی با استفاده از روش روبانی انجام شده است (Tucker 2003) (در روش روبانی مطالعۀ کنگلومرا در صحرا، رخنمونهای کنگلومرایی بهصورت نوارها یا روبانهای متوالی (عرضی یا طولی) تقسیم و در هر روبان، بهطور سیستماتیک اندازه، گردشدگی، جورشدگی، نوع لیتولوژی قلوهسنگها و درصد هریک برداشت میشود تا تغییرات جانبی و عمودی رسوبگذاری بهصورت منظم و مقایسهشدنی ثبت شود). محور طبقهبندی مورب تراف در ریپلهای جریانی برای یافتن جهت جریان دیرینه استفاده شده است. نمونهگیری از ماسهسنگها براساس تغییرات رخسارهای و به روش نقطهای، از بخش میانی لایهها انجام شده است. رخسارههای آواری بر مبنای کدهای مایل (Miall 2006) و نامگذاری ماسهسنگها براساس طبقهبندی فولک (Folk 1980) انجام شده است. با تلفیق اطلاعات به دست آمده از مطالعات میکروسکوپی و صحرایی، رخسارههای سنگی (Lithofacies) و مجموعههای رخسارهای (Facies association) معرف زیرمحیطهای یک سیستم رسوبی شناسایی و تفکیک شدهاند و درنهایت مدل رسوبی سازند کشکان تفسیر شده است. بهجهت تعیین جریان دیرینه، آزیموت ساختهای رسوبی جهتدار، بیشتر از نوع تراف برداشت (برش تاقدیس امیران 12 برداشت، برش تاقدیس ریت 17 برداشت، برش تاقدیس دهلیج و تاقدیس چناره هرکدام 10 برداشت) و درنهایت با استفاده از نرمافزار استریونت رزدیاگرام ترسیم شد.
نتایج (توصیف و تفسیر)
مطالعات صحرایی بر برشهای مطالعهشده، به شناسایی 12 رخسارۀ سنگی منجر شد. این رخسارهها شامل رخسارههای سنگی درشتدانۀ کنگلومرایی (Gm, Gms, Gp, Gh, Gt)، رخسارههای سنگی متوسطدانۀ ماسهسنگی (Sp, St, Sm, Sh, Sr) و رخسارههای ریزدانۀ گلسنگی (Fm, Fl) هستند (جدول 1).
جدول 1- رخسارههای سنگی شناساییشده در برشهای مطالعهشده
Table 1- Lithofacies identified in studied sections.
|
عنصر ساختاری مرتبط |
رخسارههای سنگی همراه |
توصیف |
کدهای رخسارهای |
|
CH, GB,SG |
Sm,Sh و St |
کنگلومرای تودهای دانهپشتیبان |
Gm |
|
CH, GB,SG |
Sm |
کنگلومرای تودهای خمیرهپشتیبان |
Gms |
|
GB |
Gm و Gh |
کنگلومرا با طبقهبندی مورب مسطح |
Gp |
|
GB |
Fl و Sh |
کنگلومرا با ساخت لایهبندی افقی |
Gh |
|
CH, GB |
Gp و Gm |
کنگلومرا با طبقهبندی مورب تراف |
Gt |
|
SB |
Sh و St |
ماسهسنگی ریپلی |
Sr |
|
SB |
Sr، Sp، Sm و St |
ماسهسنگ با چینهبندی افقی |
Sh |
|
CH, SB |
St و Sl |
ماسهسنگ با طبقهبندی مورب مسطح |
Sp |
|
SB |
Sh و Sr |
ماسهسنگ با طبقهبندی مورب عدسیشکل |
St |
|
CH |
Sh وSp |
ماسهسنگ تودهای |
Sm |
|
OF |
Sh و Sr |
گلسنگ دارای لامینه و لایهبندی |
Fl |
|
OF |
Sh و Sr |
گلسنگ تودهای |
Fm |
|
عنصر ساختاری مرتبط |
رخسارههای سنگی همراه |
توصیف |
کدهای رخسارهای |
|
CH, GB,SG |
Sm,Sh و St |
کنگلومرای تودهای دانهپشتیبان |
Gm |
|
CH, GB,SG |
Sm |
کنگلومرای تودهای خمیرهپشتیبان |
Gms |
|
GB |
Gm و Gh |
کنگلومرا با طبقهبندی مورب مسطح |
Gp |
|
GB |
Fl و Sh |
کنگلومرا با ساخت لایهبندی افقی |
Gh |
|
CH, GB |
Gp و Gm |
کنگلومرا با طبقهبندی مورب تراف |
Gt |
|
SB |
Sh و St |
ماسهسنگی ریپلی |
Sr |
|
SB |
Sr، Sp، Sm و St |
ماسهسنگ با چینهبندی افقی |
Sh |
|
CH, SB |
St و Sl |
ماسهسنگ با طبقهبندی مورب مسطح |
Sp |
|
SB |
Sh و Sr |
ماسهسنگ با طبقهبندی مورب عدسیشکل |
St |
|
CH |
Sh وSp |
ماسهسنگ تودهای |
Sm |
|
OF |
Sh و Sr |
گلسنگ دارای لامینه و لایهبندی |
Fl |
|
OF |
Sh و Sr |
گلسنگ تودهای |
Fm |
رخسارههای سنگی درشتدانه
رخسارۀ سنگی کنگلومرای تودهای دانهپشتیبان (Gm)
توصیف: این رخساره بیشتر بهصورت کنگلومرایی دانهپشتیبان و تودهای و گاهی با چینهبندی ضعیف دیده میشود (شکل 7). قطعات تشکیلدهندۀ آن نیمهزاویهدار تا نیمهگردشدهاند؛ ولی برخی از آنها گردشدگی خوبی نشان میدهند. تماس زیرین این رخساره ناگهانی و فرسایشی و تماس بالایی آن گاهی ناگهانی و تدریجی است. قطعات گردشده تا نیمهگردشده ریز و درشت آن بیشتر سیلیسی (چرتی) هستند. فضای بین این قطعات در بیشتر مواقع با ماسهسنگهای دانهمتوسط تا دانهدرشت پر شده است. در این رخساره ماسهسنگ دانهمتوسط تا دانهدرشت بهعنوان زمینه (ماتریکس) در نظر گرفته میشود که جنس خمیرۀ آن نیز بیشتر از جنس سیلیس است. جورشدگی در این رخسارۀ سنگی اغلب متوسط تا خوب است (شکل 12). این رخسارۀ سنگی در ارتباط با رخسارههای سنگی Sm, Sh و St است. این رخسارۀ سنگی در هر چهار برش مطالعهشده بهفراوانی دیده میشود.
هارمز و دیگران (Harms et al. 1982)، جریانهای قوی را سبب رسوبگذاری این رخسارۀ سنگی معرفی کرده و وجود ماتریکس دانهریز را به مراحل افت جریان نسبت دادهاند. جورشدگی ضعیف قطعات، فراوانی دانهها و تودهای شکل بودن رخساره، دلالت بر وجود جریان قوی میکند (Ghazi and Mountney 2009; Miall 2010; Moscariello 2018). راست (Rust 1978) علت نبود چینهبندی مورب را در این رخساره به کاهش نسبت عمق آب به متوسط اندازۀ قطعات نسبت میدهد. کوستا (Costa 1988) و شان موگان (Shanmugam 1996) تودهایبودن، جورشدگی ضعیف و وجود ماتریکس ماسهسنگی را دلیلی برای رسوبگذاری از جریان خردهدار غیر چسبنده میدانند. سیمپسون و همکاران (Simpson et al. 2002) ، این رخساره را به جریان بسیار غلیظ مربوط دانستهاند. کومار و همکاران (Kumar et al. 2003) تولید فراوان رسوب را عامل مهم در تشکیل این رخساره میدانند. بیشترین تفسیر برای این رخساره، بهعنوان سدهای طولی در رودخانههای بریدهبریده، ورقههای گراولی و رسوبات کانالی در نظر گرفته شده است (Williams and Rust 1969; Reineck and Singh 1980; Miall 1996).
شکل 7- a: رخسارۀ سنگی Gm با فراوانی قطعات چرتی در تماس با رخسارۀ سنگی Sm
پیکانهای قرمزرنگ سیمان کربناته اطراف دانه را نشان میدهند که دچار فرسایش شده است. این سیمان مربوط به چرخههای قبلی رسوبگذاری بوده است؛ b: کنگلومرای تودهای با قطعات چرتی فراوان و با جورشدگی متوسط و قطعات گردشده؛ c: رخسارۀ سنگی Gm با فراوانی قطعات چرتی در تماس با رخسارۀ سنگی St. d: رخسارۀ سنگی Gm با فراوانی قطعات چرتی در تماس با رخسارۀ سنگی ماسهسنگ پبلدار با ساخت لامینهبندی افقی.
Fig 7- a: Gm lithofacies with abundant chert fragments in contact with Sm lithofacies. The red arrows indicate the carbonate cement around the grains that has been eroded. This cement is related to previous sedimentary cycles. b: Massive conglomerate with abundant chert fragments, moderate sorting, and rounded clasts. c: Gm lithofacies with abundant chert fragments in contact with St lithofacies. d: Gm lithofacies with abundant chert fragments in contact with pebbly sandstone lithofacies exhibiting horizontal lamination.
رخسارۀ سنگی کنگلومرای تودهای خمیرهپشتیبان (Gms)
توصیف: این رخسارۀ سنگی (شکل 8)، ماتریکس بیشتری نسبتبه رخسارۀ (Gm) دارد و کنگلومرای تودهای ماتریکس فراوان خوانده میشود؛ بهگونهای که دانهها در ماتریکس گلی شناورند. جورشدگی در این رخسارۀ سنگی بسیار ضعیف است و طیف وسیعی از قطعات چرتی در اندازههای گرانول تا کابل بهصورت نیمهزاویهدار تا گردشده دیده میشوند. دانهها بیشتر بهصورت شناور در ماتریکس ماسهسنگی دیده میشوند و قطعات دانهدرشت در بیشتر مواقع فاقد جهتیافتگی (ایمبریکاسیون) هستند. این رخسارۀ سنگی در دو برش تاقدیس امیران و تاقدیس ریت نسبتبه دو برش دیگر (برش دهلیج و چناره) از فرآوانی بیشتری برخوردار است. این رخسارۀ سنگی بیشتر در ارتباط با رخسارهای سنگی Sm است.
تفسیر: رسوبگذاری سریع از جریانهای خردهدار چسبنده، عامل تشکیل این رخساره است (Miall 2000). کمبود دانهها و قطعات، فراوانی ماتریکس و جورشدگی کم این رخساره، دلیلی بر تشکیل آن از جریانهای خردهدار است (Miall 2010; Rossi et al. 2017).
شکل 8- تصاویر a تا d: رخسارۀ سنگی Gms با ساخت تودهای و خمیرۀ ریزدانۀ فراوان
پیکانهای قرمزرنگ در تصاویر، قطعات پبلی و کابلی شناور را در خمیرۀ ریزدانه نشان میدهند. به جورشدگی ضعیف این رخسارۀ سنگی توجه شود.
Fig 8- Images a to d: Gms lithofacies with massive structure and abundant fine-grained matrix. The red arrows in the images show floating pebble- and cobble-sized clasts within the fine-grained matrix. Note the poor sorting of this lithofacies.
رخسارۀ سنگی کنگلومرا با طبقهبندی مورب مسطح (Gp)
توصیف: رخسارهای دانهپشتیبان تا خمیرهپشتیبان که شیب لایههای مورب آن از 15 درجه تا حداکثر 25 درجه در تغییر است (شکل 9). این رخساره دارای طبقهبندی مورب مسطح است. مرز زیرین و بالایی این رخساره از نوع فرسایشی است. گاهی سطوح فرسایشی، لایههای مورب را از همدیگر جدا میکند. ضخامت مجموعههای این رخساره کمتر از 5/1 متر است. قطعات تشکیلدهندۀ این رخساره بیشتر چرتی و در اندازۀ گرانول تا پبل هستند (شکل 12) و امبریکاسیون ضعیفی در آنها دیده میشود و گردشدگی قطعات و کرویت آنها خوب است. این رخساره بیشتر در برشهای تاقدیس امیران و تاقدیس ریت مشاهده شده است و نسبتبه دو رخسارۀ قبلی فراوانی کمتری دارد. این رخسارۀ سنگی در ارتباط با رخسارههای سنگی Gm و Gh است.
تفسیر: آلن (Allen 1983) و مایل (Miall 1985)، این رخساره را حاصل مهاجرت سدهای عرضی زبانهای (Tabular Lateral Bars) در قسمتهای عمیق یک کانال معرفی میکنند. هارمز و فنیستاک (Harms and Fahnestock 1965; Miall 2010; Rossi et al. 2017) افزایش سرعت جریان را در تشکیل دانههای درشت این رخساره در رودخانههای بریدهبریده مؤثر میدانند و رسوب دانهریزها را به مواقع کاهش سرعت نسبت میدهند. رخسارههای سنگی کنگلومرایی با طبقهبندی مورب مسطح با ضخامت کم، بیشتر بهعنوان مجموعههای بزرگ در نظر گرفته نمیشوند.
شکل 9- a: رخسارۀ سنگی Gp با فراوانی قطعات چرتی در تماس با رخسارۀ سنگی Gh؛ b: رخسارۀ سنگی Gp که در امتداد طبقات مورب دچار فرسایش شده است. این رخساره در پایین با رخسارۀ سنگی Gh و در بالا با رخسارۀ سنگی Gm در ارتباط است؛ c: رخسارۀ سنگی Gp با فراوانی قطعات چرتی در تماس با رخسارۀ سنگی Sp. d: رخسارۀ سنگی Gp در تماس با رخسارۀ سنگی Gh.
Fig 9- a: Gp lithofacies with abundant chert fragments in contact with Gh lithofacies. b: Gp lithofacies that has been eroded along cross-strata. This facies is in contact with Gh lithofacies below and Gm lithofacies above. c: Gp lithofacies with abundant chert fragments in contact with Sp lithofacies. d: Gp lithofacies in contact with Gh lithofacies.
رخساره سنگی کنگلومرا با ساخت لایهبندی افقی (Gh)
توصیف: این رخسارۀ سنگی در برشهای مطالعهشده بهصورت چینههای مسطح و افقی با ضخامت بین 5/0 الی 2 متر تشکیل شدهاند (شکل 10). گاهی اوقات این واحدها بهصورت یک طبقهای و گاهی بهصورت چندطبقهای بر یکدیگر قرار گرفتهاند. در بین طبقات مسطح افقی کنگلومرایی واحدهای گلی کمضخامت و عدسیهای ماسهای (طبقات ماسهسنگی) تشکیل شدهاند. این رخسارۀ سنگی با فراوانی اندک و بهطور عمده بهصورت دانهپشتیبان از گراولهای ریزدانه تا درشتدانه همراه با مقادیری ماتریکس و با لایهبندی مشخص بوده است که همراه با رخسارههای Fl و Sh دیده میشود. این رخسارۀ سنگی با فراوانی چشمگیر در هر چهار برش مطالعهشده دیده میشود.
تفسیر: این رخساره با عنوان Clast supported, horizontally stratified gravel معرفی شده است و به کنگلومرای دارای لایهبندی افقی گفته میشود (Simpson et al. 2002). این رخسارۀ رسوبی بر اثر مهاجرت سدهای طولی و یا به شکل رسوبات باقیمانده در کف کانال تشکیل میشود (Miall 2010). نهشتههای مطالعهشدۀ این رخسارۀ سنگی بیشتر حاصل مهاجرت سدهای طولی است.
رخسارۀ سنگی کنگلومرا با طبقهبندی مورب تراف (Gt)
توصیف: این رخسارۀ سنگی از کنگلومرای دانهپشتیبان و زمینهپشتیبان با مجموعههایی از طبقهبندی مورب عدسیشکل (تراف) تشکیل شده است (شکل 11). کنگلومرای این رخساره دارای جورشدگی متوسط تا ضعیف است و ازنظر اندازۀ قطعات سازندۀ آن، بیشتر در اندازههای گرانول تا پبل با کرویت و گردشگی نسبتاً متوسط تا خوب دیده میشوند و جنس بیشتر قطعات سیلیسی هستند (شکل 12). هندسۀ این رخساره بیشتر بهصورت طبقات مورب ترافی و در ارتباط با رخسارههای Gp و Gm است. در مقیاس بزرگ، این کنگلومراها بهصورت بسترهای رودخانهای کشیده و ناپیوسته ظاهر میشوند که با سطوح لایهبندی زاویهدار در جهت جریان مشخص میشوند؛ در حالی که در مقیاس کوچکتر، هر لایۀ مورب با سطوح بالایی و پایینی محدود میشود و ابعاد آن به عواملی چون اندازۀ ذرات و شدت جریان بستگی دارد. فراوانی این رخسارۀ سنگی در دو برش تاقدیس ریت و تاقدیس دهلیج نسبت به دو برش دیگر (تاقدیس امیران و تاقدیس چناره) بیشتر است.
تفسیر: کنگلومراهای دارای ساخت مورب تراف، که معمولاً در محیطهای پرانرژی مانند رودخانهها یافت میشوند، هندسهای پیچیده را نشان میدهند که تحت تأثیر دینامیک جریان و رسوبگذاری است (Teisseyre 1975; Yagishita 1997; Chiarella et al. 2016). یک طبقهای بودن این رخساره به پرشدگی یک مرحلهای آن دلالت دارد Ramos and Sopena 1983)). پیدایش این رخساره به سدهای گراولی درون کانالی نسبت داده شده است (Miall 1977). از طرفی، برخی بهسبب شیب زیاد طبقات مورب عدسیشکل و نسبت کمعرض به ارتفاع در آنها، این رخساره را به مهاجرت دونهای سهبعدی گراولی در محیطهای رودخانۀ بریدهبریده مربوط میدانند (Bridge and Mackey 1993; Browne and Plint 1994).
شکل 10- a: رخسارۀ سنگی Gh با ساخت لایهبندی افقی در تماس با رخسارۀ گلسنگی لامینهای Fl
به افقهای گلی محدود در بین رخسارههای کنگلومرایی توجه شود؛ b: رخسارۀ سنگی Gh با ساخت لایهبندی افقی در تماس با رخسارۀ ماسهسنگ افقی Sh نازک لایه؛ c: قرار گیری سه واحد رخسارۀ کنگلومرای ریزدانه با ساخت افقی Gh بر یکدیگر. به مرز فرسایشی بین این واحدها توجه شود؛ d: رخسارۀ سنگی Gh در تماس با رخسارۀ ماسهسنگی با ساخت افقی Sh و ضخیملایه
Fig 10- a: Gh lithofacies with horizontal bedding in contact with laminated mudstone facies Fl. Note the limited mudstone horizons between the conglomeratic facies. b: Gh lithofacies with horizontal bedding in contact with thin-bedded horizontal sandstone Sh. c: Stacking of three units of fine-grained conglomerate facies with horizontal bedding (Gh) on top of one another. Note the erosional boundary between these units. d: Gh lithofacies in contact with thick-bedded horizontal sandstone facies Sh.
شکل 11- a: رخساره سنگی Gt با فراوانی قطعات چرتی در تماس با رخسارۀ سنگی Gm؛ b: رخسارۀ سنگی Gt در تماس با رخسارۀ سنگی Gp
Fig 11- a: Gt lithofacies with abundant chert fragments in contact with Gm lithofacies. b: Gt lithofacies in contact with Gp lithofacies.
شکل 12- a- پتروفاسیس کنگلومرای دانهپشتیبان با قطعات چرتی فراوان. فراوانی قطعات چرتی دلالت بر تک منشأیی بودن رخسارۀ کنگلومرایی دارد. به گردشدگی قطعات توجه شود. وجود خمیرۀ اکسید آهن و پوشش نازک اکسید آهن در اطراف برخی قطعات (پیکانهای زردرنگ) دلالت بر محیط قارهای و اکسیدان دارد. در برخی دانهها شکستگیهای درجازا دیده میشود که با سیمان سیلیسی پر شده است (پیکان قرمزرنگ). به انواع تماس ناشی از فشردگی فیزیکی در بین قطعات توجه شود (پیکانهای آبیرنگ)؛ b- پتروفاسیس کنگلومرای دانهپشتیبان با قطعات بزرگ چرتی فراوان. فراوانی قطعات چرتی دلالت بر تک منشأیی بودن رخسارۀ کنگلومرایی دارد. در بین قطعات سیمان، اکسید آهن تشکیل شده است که بیانگر تشکیل در محیطهای اکسیدان است (پیکان قرمزرنگ). در برخی قطعات چرتی شکستگیهای درجازایی تشکیل شده است که با سیمان سیلیسی پر شده است (پیکان آبیرنگ). فرورفتگی دانهها در هم، بیانگر فشردگی فیزیکی در این رخساره است (پیکانهای زردرنگ)؛ c- پتروفاسیس کنگلومرای دانهپشتیبان با قطعات چرتی فراوان. سیمان غالب در این رخساره از نوع سیلیس است که هم در فضای بین دانهها (پیکانهای زردرنگ) و هم در درون شکستگیهای درجازای دانهها شکل گرفته است (پیکانهای قرمزرنگ)؛ d- پتروفاسیس کنگلومرای چرتی دانهپشتیبان. پیکانهای قرمزرنگ، خردهسنگهای چرتی را نشان میدهند. خمیرۀ کنگلومرا در اندازۀ ماسه و از جنس سیلیس (چرت) و سیمان کربناتاند. با توجه به وجود پتروفاسیس کلکلیتایت، منشأ سیمان کربنات مربوط به انحلال خرده های ناپایدار کربناته است. یکنواختبودن جنس قطعات و خمیرۀ این رخساره، دلالت بر تک منشأ بودن آن دارد.
Fig 12- a- Grain-supported conglomerate petrofacies with abundant chert clasts. Abundance of chert clasts indicates a single-source nature of the conglomeratic petrofacies. Note the rounding of the clasts. Presence of iron oxide matrix and thin iron oxide coating around some clasts (yellow arrows) indicates a continental and oxidizing environment. In some grains, in-situ fractures are seen, which have been filled with silica cement (red arrow). Note the types of contact resulting from physical compaction between clasts (blue arrows). b- Grain-supported conglomerate petrofacies with abundant large chert clasts. Abundance of chert clasts indicates a single-source nature of the conglomeratic facies. Iron oxide cement has formed between the clasts, indicating formation in oxidizing environments (red arrow). In some chert clasts, in-situ fractures have formed, which have been filled with silica cement (blue arrow). Interpenetration of grains into each other indicates physical compaction in this facies (yellow arrows). c- Grain-supported conglomerate petrofacies with abundant chert clasts. The dominant cement in this facies is of the silica type, which has formed both in the intergranular space (yellow arrows) and within the in-situ fractures of the grains (red arrows). d- Petrofacies of chert-bearing clast-supported conglomerate. Red arrows show chert fragments. The matrix of the conglomerate is sand-sized and composed of silica (chert) with carbonate cement. According to the presence of calcilitite petrofacies, the source of the carbonate cement is related to the dissolution of unstable carbonate fragments. The uniformity of the clasts and matrix of this facies indicates its single-source origin.
رخسارههای سنگی متوسطدانه
رخسارههای ماسهسنگی در سیستمهای رسوبی، نتیجۀ انتقال ماسه ازطریق جریانهای کششی بهعنوان بار بستر و یا جریانهای جهشیاند (Miall 1996). رخسارههای سنگی دانهمتوسط از فراوانی نسبتاً بالایی برخوردارند؛ زیرا در طیفی از انواع رژیم جریان تشکیل میشوند (Tucker 1994).
رخسارۀ ماسهسنگی ریپلی (Sr)
توصیف: رخسارۀ ماسهسنگی ریپلی (Sr) از رخسارههای شناساییشدۀ سازند کشکان است که فراوانی نسبتاً زیادی را نشان میدهد. اندازۀ دانههای ماسهسنگها عمدتاً از دانهریز تا دانهمتوسط در تغییر است و دانههای ماسهسنگ، گردشدگی و جورشدگی متوسط تا نسبتاً خوبی را نشان میدهند. این ماسهسنگها نیمهبالغ بوده و از پتروفاسیس چرتآرنایت و کالکلیتارنایت تشکیل شدهاند. مشخصۀ اصلی این رخسارۀ سنگی، حضور اشکال مختلفی از ریپلمارکهای نامتقارن (جریانی) با خطالرأس سینوسی، مستقیم و شاخهایاند (اشکال 13). این رخسارۀ سنگی در هر چهار برش مطالعهشده، از فراوانی زیادی برخوردار و در ارتباط با رخسارههای سنگی Sh و St است.
تفسیر: ریپلمارکها در تمام محیطهای رسوبی یافت میشوند. نوع متقارن به محیطهای ساحلی و تحت تأثیر امواج رفت و برگشتی مربوط میشود و تحت شرایط مختلفی از رژیم جریان تشکیل میشوند؛ ولی نوع نامتقارن آن به جریانهای یکطرفۀ نوع رودخانهای مربوط میشود (Lee and Chough 2006; Maciaszek et al. 2019). بهدلیل نامتقارنبودن ریپلمارکهای شناساییشده در برشهای مطالعهشده، این نوع ریپلها به جریانهای یکطرفۀ نوع رودخانهای نسبت داده میشوند.
شکل 13- رخسارۀ ماسهسنگی ریپلی Sr: (a): ریپلمارک نامتقارن با خطالرأس سینوسی؛ (b): ریپلمارک نامتقارن با خطالرأس مستقیم
Fig 13- Rippled sandstone facies Sr. (a): Asymmetric ripple marks with sinuous crests. (b): Asymmetric ripple marks with straight crests.
رخسارۀ ماسهسنگی با چینهبندی افقی (Sh)
توصیف: رخسارۀ سنگی Sh بهوفور در برشهای مطالعهشده دیده میشود. این رخسارهسنگی بهصورت لامینههای نازک تا لایههای ضخیم دیده میشود که مجموعه چینههایی را به ضخامت چند سانتیمتر تا حداکثر 5/1 متر تشکیل داده است (شکل 14). اندازۀ دانهها از ماسۀ خیلی ریز تا متوسط در تغییر است. این رسوبات دارای گردشدگی و جورشدگی نسبتاً خوب و ازنظر بلوغ بافتی ساب مچور تا مچورند. پتروفاسیس آنها متشکل از چرت آرنایت و کلکلیتایت است. این رخسارۀ سنگی با فراوانی به نسبت یکسان در هر چهار برش مطالعهشده دیده میشود. این رخسارۀ سنگی بهصورت عمودی به رخسارههای Sr، Sp، Sm و St تبدیل میشود.
تفسیر: این رخسارۀ سنگی میتواند رژیمهای جریانی بالا و پایین تشکیل میشود (Boothroyd and Ashley 1975; Harms et al. 1982; Allen 1984; Miall 1996; Jo et al. 1977; Lee and Chough 2006)؛ بهگونهای که رخسارههای ماسهسنگی درشتدانه در سرعتهای بالای جریان آب و ماسهسنگهای ریزدانه در سرعتهای پایین آب ایجاد میشوند. در کانالهای رودخانهای، لامیناسیونهای افقی مربوط به رژیم جریانی بالا و لامیناسیونهای مورب ترافی مربوط به رژیم جریانی پاییناند .(Schwarz et al. 2016)
شکل 14- (a): لایهبندی افقی Shدر رخسارۀ ماسهسنگی نازکلایه؛ (b): لایهبندی افقی Shدر رخسارۀ ماسهسنگی ضخیملایه؛ (c): لامینهبندی افقی Sh در رخسارۀ ماسهسنگی نازکلایه؛ (d): لایهبندی افقی Sh در رخسارۀ ماسهسنگی متوسطلایه
Fig 14- (a): Horizontal bedding (Sh) in thin-bedded sandstone facies. (b): Horizontal bedding (Sh) in thick-bedded sandstone facies. (c): Horizontal lamination (Sh) in thin-bedded sandstone facies. (d): Horizontal bedding (Sh) in medium-bedded sandstone facies.
رخسارۀ ماسهسنگی با طبقهبندی مورب مسطح (Sp)
توصیف: این رخسارۀ سنگی حاوی طبقهبندی مورب مسطح است. ذرات این رخسارۀ سنگی دارای گردشدگی و جورشدگی متوسط و از دیدگاه بلوغ بافتی، نابالغ تا نیمهبالغاند. پتروفاسیسهای این رخسارۀ سنگی چرتآرنایت و کالکلیتارنایتاند. این رخسارۀ سنگی در برشهای مطالعهشده، بیشتر با رخسارههای St و Sl (رخسارۀ ماسهسنگی دارای لامینهبندی متقاطع با زاویه کم) در ارتباط است (شکل 15). این رخسارۀ سنگی بیشتر در برش تاقدیس امیران و تاقدیس چناره دیده میشود.
تفسیر: این رخسارۀ سنگی نشاندهندۀ تهنشست در محیطهای آبی با جریان یکجهتی است (Tucker 2001; Decelles et al. 1983; Schwarz et al. 2018). ذرات این رخساره از دانهریز تا دانهدرشت در تغییر است و عمدتاً تحت شرایط رژیم جریان پایین وبا مگاریپلها و ریپلهای دوبعدی تشکیل شدهاند (Harms et al. 1982; Miall 1985; Strand 2005; Chiarella et al. 2016). مهاجرت و حرکت ریپلها و دونهای ماسهای دوبعدی با خطالرأس مستقیم، دونهای زبانهایشکل و یا بارهایی که دارای سطوح شیبدارند، در تشکیل این رخساره مؤثرند (Harms et al. 1982; Miall 1977).
رخسارۀ ماسهسنگی دارای لایهبندی متقاطع با زاویۀ کم (Sl)
توصیف: این رخساره با رنگ قرمز آجری و به شکل عدسی در قسمتهای پایینی و میانی برشهای مطالعهشده دیده میشود (شکل 15- a و b). مهمترین ساختمان رسوبی در این رخساره، لایهبندی متقاطع با زاویۀ کم است. این رخسارۀ سنگی در برشهای مطالعهشده، دارای فراوانی بسیار کم است و به رخسارههای St و Sp تبدیل میشود.
تفسیر: این رخساره دارای لایههای مورب با زاویۀ کمتر از 10 درجه است (Miall 2000). این رخساره همانند رخسارۀ Sh در رژیم جریانهای پایین آب و بار رسوبی کم ایجاد میشود (Harms et al. 1982; Miall 1985; Chiarella et al. 2016). لایهبندی متقاطع با زاویۀ کم در این ماسهسنگها حاکی از جریانهای کششی یکطرفه یا مهاجرت ریپلمارکهاست (Miall 2000)؛ بنابراین با توجه به ساختمانهای موجود و هندسۀ لایهها و ارتباط جانبی و عمودی رخسارههای همراه آن، این ماسهسنگها در بخشهای کمانرژی کانالهای رودخانهها بریدهبریده تشکیل شدهاند.
شکل 15- (a): رخسارۀ سنگی Sp تشکیلشده در بالای رخسارۀ سنگی Sl (رخسارۀ ماسهسنگی دارای لامینهبندی متقاطع با زاویۀ کم) بهدلیل افزایش انرژی جریان؛ (b): نمونۀ برشخورده و صیقل داده شدۀ ماسهسنگ با ساخت طبقهبندی مورب مسطح که در بالای رخسارۀ سنگی Shبهدلیل افزایش انرژی جریان تشکیل شده است.
Fig 15- (a): Sp lithofacies formed above Sh lithofacies due to an increase in flow energy. (b): Cut and polished sandstone sample with planar cross-bedding structure, formed above Sh lithofacies due to an increase in flow energy.
رخسارۀ ماسهسنگی با طبقهبندی مورب عدسیشکل (St)
توصیف: ماسهسنگها در این رخساره، طبقهبندی مورب عدسیشکل یا تراف دارند. هندسۀ آنها عمدتاً بهصورت عدسی، گوهای و کانالیشکل و دارای تقعر بهطرف بالا و نامتقارن است. این رخسارۀ سنگی در ابتدا و اواسط توالیهای مطالعهشده با رنگ قرمز بهصورت کوچکمقیاس و بزرگمقیاس در ماسهسنگهای ریزدانه تا متوسطدانه دیده میشود. طبقهبندی مورب نوع تراف در رخسارههای ماسهسنگی با ضخامت بین 10 سانتیمتر تا حداکثر 5/0 متر تشکیل شده است (شکل 16). اندازۀ ذرات تشکیلدهندۀ این رخسارۀ سنگی ماسهریز تا متوسط و گاهی درشتدانه و دارای گردشدگی متوسط تا خوباند. ازنظر بلوغ بافتی نیمهبالغ تا بالغ و ازنظر پتروفاسیس دارای رخسارۀ سنگی چرتآرنایت و کلکلیتایتاند (شکل 17). این رخسارۀ سنگی بیشتر در برش تاقدیس امیران و تاقدیس ریت مشاهده شده است؛ ولی در دو برش دیگر فراوانی کمتری دارد. این رخسارۀ سنگی در ارتباط با رخسارههای سنگی Sh و Sr است.
تفسیر: این رخسارۀ سنگی عموماً در رژیم جریان پایین تشکیل میشود (Harms et al. 1982; Miall 1985). این رخساره در اثر حرکت ریپلهایی با خطالرأس سینوسی تشکیل میشود (Miall 1996; Strand 2005; Kumar et al. 2003; Ghosh et al. 2006; Chiarella et al. 2016).
شکل 16- (a): رخسارۀ ماسهسنگ ترافی St مربوط به کانال رودخانهای. این رخسارۀ سنگی بین رخسارههای ماسهسنگ تودهای Sm و کنگلومرای تودهای Gm قرار گرفته است؛ (b): رخسارۀ ماسهسنگ با طبقهبندی مورب ترافی St؛ (c): نمونهای از ترافهای ریزمقیاس در یک رخسارۀ ماسهسنگی؛ (d): نمونۀ برشخورده و صیقل داده شدۀ تصویر c که در آن ساختهای تراف بهخوبی نمایان شدهاند.
Fig 16- (a): Trough cross-bedded sandstone facies (St) related to a fluvial channel. This lithofacies is situated between massive sandstone facies (Sm) and massive conglomerate facies (Gm). (b): Sandstone facies with trough cross-bedding (St). (c): An example of small-scale troughs in a sandstone facies. (d): Cut and polished sample of image (c) in which the trough structures are clearly visible.
رخسارۀ ماسهسنگی تودهای (Sm)
توصیف: این رخساره بهصورت ماسهسنگ بدون ساخت داخلی و گاهی با لایهبندی ناقص و ضعیف دیده میشود (شکل 18). در منطقۀ مطالعهشده، این ساختمان رسوبی در ضخامتهای 20 سانتیمتر تا بیش از 2 متر دیده میشوند. این رخسارۀ سنگی با فراوانی به نسبت یکسان در هر چهار برش مطالعهشده دیده میشود. این رخسارۀ سنگی در ارتباط با رخسارههای سنگی Sh وSp است.
تفسیر: ناقصبودن لایهبندی و یا نبود آن به تأمین فراوان رسوب و نیز جریانهایی با بار رسوبی فراوان نسبت داده شده است (Tucker 2003; Miall 2000). این ریزش رسوبات دیوارۀ کانال و رسوبگذاری سریع از عوامل دیگر ایجاد ساخت تودهایاند (Miall 2000; Therrien 2006). نهشتههای ماسهای تودهای به نهشتهشدن سریع از حالت تعلیق در طی رژیم جریانهای بالا نسبت داده شده است (Harms et al. 1982; Miall 1996). همچنین این رخسارۀ سنگی بهعلت فرآیندهای دیاژنتیکی (Tucker 2001) تشکیل میشود که باعث از بین رفتن لامیناسیونها میشود.
شکل 17- a- پتروفاسیس سد آرنایت با فراوانی خردهسنگهای چرتی (فلش قرمزرنگ) و کربناته (فلش آبیرنگ). سازند کشکان، جنوب لرستان. جورشدگی در این پتروفاسیس خوب و قطعات بیشتر نیمهزاویهدارند. فرآیند تراکم فیزیکی در این رخساره قبل از عمل سیمانیشدن رخ داده و سبب افزایش نسبت دانهای شده است. سازند کشکان تاقدیس ریت؛ b- پتروفاسیس کالکلیتایت با فراوانی خردهسنگهای کربناته. پیکان آبی، خردهسنگ کربناته را نشان میدهد. پیکان زردرنگ کوارتز تکبلور را نشان میدهد. سیمان تشکیلشده در این رخساره از جنس کربنات کلسیم است. سازند کشکان، جنوب خرمآباد؛ c- پتروفاسیس کالکلیتایت با فراوانی خردهسنگهای کربناته. جورشدگی در این رخساره ضعیف است. پیکانهای زردرنگ، خردهسنگهای کربناته را نشان میدهند. وجود اجزای زیستی در خردهسنگها دلالت بر منشأ کربناتۀ آنها در این رخساره دارد. سیمان تشکیلدهندۀ این رخساره بیشتر کربنات کلسیم است که فضای بین دانهها را پر کرده است. پیکان آبیرنگ، دانۀ کوارتز را نشان میدهد. سازند کشکان، تاقدیس ریت.
Fig 17- a- Petrofacies of sedarenite with abundant cherty rock fragments (red arrow) and carbonate rock fragments (blue arrow). Kashkan Formation, south of Lorestan. Sorting in this petrofacies is good and the grains are mostly sub-angular. Physical compaction process in this petrofacies has occurred before cementation and has caused an increase in grain-to-grain ratio. Kashkan Formation, Rit Anticline. b- Petrofacies of calclithite with abundant carbonate rock fragments. The blue arrow shows a carbonate rock fragment. The yellow arrow shows monocrystalline quartz. The cement formed in this petrofacies is of calcium carbonate type. Kashkan Formation, south of Khorramabad. c- Petrofacies of calclithite with abundant carbonate rock fragments. Sorting in this facies is poor. The yellow arrows show carbonate rock fragments. The presence of biological components in the rock fragments indicates their carbonate origin in this petrofacies. The cement forming this petrofacies is mostly calcium carbonate, which has filled the intergranular space. The blue arrow shows a quartz grain. Kashkan Formation, Rit Anticline.
شکل 18- (a): رخسارۀ سنگی Sm در تماس با رخسارۀ سنگی Gm. به قطعشدگی واحد ماسهسنگی ازطریق واحد کنگلومرایی و مرز بسیار واضح بین این دو رخسارۀ سنگی توجه شود؛ (b): رخسارۀ سنگی Sm در تماس با رخسارۀ سنگی Sh؛ (c): رخسارۀ سنگی Sm در یک واحد ماسهسنگ درشتدانه؛ (d): رخسارۀ سنگی Sm با اثر فسیل تشکیلشده در آن (پیکان تیرهرنگ).
Fig 18- (a): Sm lithofacies in contact with Gm lithofacies. Note the truncation of the sandstone unit by the conglomerate unit and the very sharp boundary between these two lithofacies. (b): Sm lithofacies in contact with Sh lithofacies. (c): Sm lithofacies in a coarse-grained sandstone unit. (d): Sm lithofacies with a trace fossil formed within it (dark arrow).
مجموعه رخسارههای دانهریز
در بیشتر مواقع، رخسارههای سنگی دانهریز در تمام طول برشهای مطالعهشده مشاهده شدند؛ اما ازنظر فراوانی نسبتبه رخسارههای کنگلومرایی و ماسهسنگی، فراوانی کمتری دارند. دو رخسارۀ سنگی ریزدانه Fm و Fl در سازند کشکان شناسایی شدند. در برشهای مطالعهشده، این رخسارههای سنگی بیشتر بهصورت میانلایههای کمضخامت و با گسترش محدود در بین واحدهای کنگلومرایی و ماسهسنگی قرار گرفتهاند.
رخسارۀ گلی دارای لامینه و لایهبندی (Fl)
توصیف: این رخسارۀ سنگی در قسمتهایی از توالی سازند کشکان در اندازۀ سیلت مشاهده میشود (شکل 19- a و b). وجود لامینههای بسیار ظریف و موازی، از شاخصههای مهم این رخسارۀ سنگی است که بیشتر دارای رنگهای قرمز است. این رخسارۀ سنگی در هر چهار برش مطالعهشده دیده میشود؛ ولی بیشار در برشهای تاقدیس چناره و تاقدیس دهلیج از فراوانی به نسبت بیشتری برخوردار است. این رخسارۀ سنگی بیشتر با رخسارههای Sh و Sr دیده میشود.
تفسیر: این رخسارۀ سنگی از ذرات دانهریز گلی در اندازۀ سیلت و رس تشکیل شده است و بیشتر در شرایط پایین جریان آب و در نتیجۀ جریانهای تعلیقی به وجود آمدهاند. رنگ قرمز این نهشتهها بهدلیل شرایط اکسیدان در حوضۀ رسوبی است (Decelles et al. 1983).
رخسارهیهای گلی تودهای (Fm)
توصیف: این رخسارۀ سنگی فاقد هرگونه ساخت رسوبی است و ضخامت آن در توالیهای مطالعهشده تا بیش از 3 متر میرسد (شکل 19- c و d). این رخسارۀ سنگی در هر چهار برش مطالعهشده بهوفور دیده میشود و بیشتر با رخسارههای سنگی Sh و Sr همراه است.
تفسیر: همراهبودن این رخسارۀ سنگی با دیگر رخسارههای ریزدانه حاکی از رسوبگذاری سریع ذرات معلق در آب و در یک محیط کمانرژی همانند دشتهای سیلابی محیطهای رودخانهای است (Woo et al. 2006; Miall 2006). این رخسارۀ سنگی به رنگهای قرمز دیده میشود. وجود رنگ قرمز و ارغوانی معرف شرایط اکسیدی و زهکشی قوی در این رخساره است (Turner 1980).
شکل 19- (a): رخسارۀ سیلتستون لامینهای Fl در تماس با رخسارههای ماسهسنگی؛ (b): رخسارۀ گلسنگ لامینهای Flدر تماس با رخسارههای سیلتستون لامینهای؛ (c): رخسارۀ گلسنگ با ساخت تودهای Fm که در آن ندولهای تبخیری از ژیپس دیده میشود؛ (d): رخسارۀ گلسنگ تودهای Fm که با نهشتههای آبرفتی عهد حاضر بریده شده است.
Fig 19- (a): Laminated mudstone facies (Fl) in contact with sandstone facies. (b): Laminated mudstone facies (Fl) in contact with laminated siltstone facies. (c): Mudstone facies with massive structure (Fm). (d): Massive mudstone facies (Fm) that has been incised by present-day alluvial deposits.
عناصر ساختاری (Architectural elements)
عناصر ساختاری در چهار برش مطالعهشده شامل عنصر ساختاری کانال (CH)، عنصر ساختاری دشت سیلابی (OF)، عنصر ساختاری بار گراولی (GB)، عنصر ساختاری بار ماسهای (SB) و عنصر ساختاری جریانهای ثقلی رسوبی (SG) هستند.
رودخانههای بریدهبریده، که با شبکهای از کانالهای موازی و جزایر میانی (Mid-channel bars) مشخص میشوند، دارای عناصر ساختاری منحصر به فردیاند که نتیجۀ تعامل پیچیدۀ جریان آب، رسوبات و زمینشناسی منطقه است. یکی از اصلیترین عناصر ساختاری، خود کانالها (Channel) هستند. این کانالها معمولاً کمعمق و عریض و بهطور مداوم در حال تغییر شکل و جابهجاییاند. بهدلیل وجود جزایر میانی، جریان آب به چندین شاخه تقسیم میشود و درنتیجه، عرض کانالها بیشتر از عمق آنهاست. این تغییرپذیری مداوم کانالها به ایجاد لایهبندیهای رسوبی متنوع در کنارهها و بستر آنها منجر میشود. عنصر ساختاری کانال در برشهای مطالعهشده با قاعدۀ فرسایشی و بریدگی واحدهای زیرین مشخص میشود (شکل 20). در برخی موارد رسوبات گراولی با عنوان رسوبات برجایمانده (لگ) در کف کانالها دیده میشود.
شکل 20- a: تشکیل رسوبات لگ در اندازۀ گراول در کف کانالهای رودخانۀ بریدهبریده؛ b: تشکیل سدهای ماسهای طولی درون کانال با ماهیت فرسایشی که رخسارههای گلسنگی زیرین خود را بریده است (طول تصویر 3 متر)
Fig 20- a: Formation of gravel-sized lag deposits at the base of braided river channels. b: Formation of longitudinal sandy bars within the channel with an erosional nature that have incised the underlying mudstone facies. Length of image 3 meters.
عنصر ساختاری مهم دیگر که در برشهای مطالعهشده شناسایی شد، عنصر ساختاری بارهای گراولی (GB) و ماسهای (SB) هستند که بهصورت جزایر سدی دیده میشوند (شکل 21). این جزایر از تجمع رسوبات، عمدتاً ماسه و گراول، در وسط کانالها یا بین کانالها تشکیل میشوند. جزایر میانی در رودخانههای بریدهبریده معمولاً پایدار نیستند و ممکن است با تغییر الگوی جریان و فرسایش یا رسوبگذاری رشد کنند، کوچک و یا حتی ناپدید شوند. این جزایر بیشتر دارای لایهبندی مورب (cross-bedding) هستند که نشاندهندۀ جهت جریان غالب در زمان تشکیل آنهاست. شکل و اندازۀ این جزایر از اشکال کشیده و نواری تا اشکال بیضوی متغیر است. سطوح فرسایشی (Erosional surfaces) و بسترهای کانال (channel floors) نیز عناصر ساختاری مهمی را تشکیل میدهند. بهدلیل ماهیت پویا و تغییرپذیر رودخانههای بریدهبریده، سطوح فرسایشی زیادی در طول زمان ایجاد میشوند که این نشاندهندۀ جابهجایی مکرر کانالهاست.
شکل 21- a و b: عنصر ساختاری سدهای ماسهای (بارهای ماسهای، SB) که با مرز فرسایشی بر یکدیگر قرار گرفتهاند. در تصویر a در بارهای ماسهای، ساخت تراف و در شکل b در بارهای ماسهای، ساخت لامینهبندی دیده میشود؛ c و d: عنصر ساختاری بارهای گراولی (سدهای گراولی، GB). در شکل c دو بار گراولی با مرز فرسایشی بر روی همدیگر قرار گرفتهاند و در تصویر d بار گراولی با مرز فرسایشی بار ماسهای زیرین خود را بریده است SB=Sand Bars و GB=Gravel Bars
Fig 21- a and b: Structural elements of sand bars (sand bars, SB) superimposed on each other with an erosion boundary. In figure a, it is seen in sand bars of trough construction and in figure b, in sand bars of laminated construction. c and d: Structural elements of gravel bars (gravel bars, GB). In figure c, two gravel bars superimposed on each other with an erosion boundary and in figure d, a gravel bar with an erosion boundary has cut off its underlying sand bar. SB=Sand Bars and GB=Gravel Bars
عنصر ساختاری دیگری که در برشهای مطالعهشده دیده میشود، عنصر ساختاری دشت سیلابی (OF) است. این عنصر ساختاری در برشهای مطالعهشده نسبتبه دیگر عناصر ساختری کمتر مشاهده شده است (شکل 22). این عنصر ساختاری نتیجۀ تهنشست رسوبات از حالت معلق در اثر فرونشست آب در محیط دشت سیلابی (floodplain) است و به عنصر ساختاری خارج کانال در سیستم رودخانهای اشاره دارد (Miall 2000). با توجه به ارتباط عمودی این مجموعۀ رخسارهای با رسوبات کانال رودخانه، این رخسارههای مادستونی در خارج کانال، در یک سیستم رودخانهای نزدیک به منشأ (کاملاً قارهای) و همچنین در نواحی پاییندست رودخانه، جایی که فعالیت جزر و مدی بر رسوبگذاری در داخل کانال رودخانهای مؤثر است (coastal-plain setting)، تهنشست یافتهاند (Miall 2000).
شکل 22- a و b: عنصر ساختاری دشت سیلابی (OF) در برشهای مطالعهشده این عنصر با گسترش محدود در بین رخسارههای ماسهسنگی تشکیل شده است.OF=Overbank Flow
Fig 22- a and b: Floodplain structural element (OF) in the studied sections. This element is formed with limited extension among sandstone facies. OF=Overbank Flow
عنصر ساختاری SG، عنصر اصلی و غالب در رودخانههای بریدهبریدۀ نزدیک به منشأ با جریانهای خردهدار معرفی میشود که این امر کاملاً با درصد بالای رخسارههای کنگلومرایی در نهشتههای مطالعهشده همخوانی دارد (اشکال 7 و 8). این عنصر عمدتاً شامل کنگلومراهای تودهای با لایهبندی بسیار ضعیف، فاقد ساختهای رسوبی درشتمقیاس و با جورشدگی ضعیف است. تشکیل عنصر ساختاری SG به جریانهای پرانرژی رودخانهای و بهویژه جریانهای خردهدار (Debris flow) و پرچگال (Hyper concentrated flows) نسبت داده میشود. این جریانها معمولاً در شرایط افزایش ناگهانی دبی، ناپایداری کنارهها و یا فعالیت شدید بار بستر در کانالهای رودخانههای بریدهبریده توسعه مییابند و به نهشت سریع بار درشتدانه منجر میشوند. ازنظر جایگاه رسوبی، عنصر SG عمدتاً پرکنندۀ کانالهای اصلی و فرعی در یک سیستم رودخانهای بریدهبریده (Braided river system) تفسیر میشود و بیانگر فازهای اوج انرژی جریان است. فراوانی این عنصر ساختاری نشاندهندۀ غلبۀ شرایط پرانرژی، شیب نسبتاً زیاد بستر و تأمین مستمر بار درشتدانه در حوضۀ رسوبی است؛ بنابراین، عنصر ساختاری SG در نهشتههای مطالعهشده بهطور مستقیم در چارچوب مدل رودخانهای نوع بریدهبریده با نقش مؤثر جریانهای خردهدار ارائه میشود.
رخسارههای کنگلومرایی با ماتریکس فراوان، ارتباط تنگاتنگی با محیط رودخانههای بریدهبریدۀ دارای جریانهای خردهدار نزدیک به منشأ دارند. دلیل این امر، انرژی بالای جریان، حمل همزمان رسوبات درشت و ریز و ماهیت ناپایدار و رسوبگذاری سریع کانالها در این محیطهاست. رخسارۀ سنگی کنگلومرا، که با حضور درخور توجه ماتریکس مشخص میشود، بهطور علمی به محیطهای رسوبگذاری رودخانهای، بهویژه کانالهای فعال (CH)، بارهای گراولی (GB) و جریانهای ثقلی رسوبی (SG) نسبت داده میشود. وجود قطعات درشت گردشده در کنگلومرا، نشاندهندۀ فرآیندهای انتقال هیدرودینامیکی پرانرژی است که قادر به جابهجایی و گردکردن قلوهسنگها بودهاند. در این میان، ماتریکس فراوان پیامد انرژی بالای جریان است که توانایی حمل همزمان رسوبات ریز و درشت را فراهم میکند یا ناشی از رسوبگذاری سریع در نواحی با کاهش ناگهانی انرژی جریان، مانند لبههای کانال یا نواحی پشت موانع (مانند بارهای گراولی) است. ترکیب این دو ویژگی، یعنی حضور عناصر درشت و ماتریکس غنی، نشاندهندۀ دینامیک پیچیدۀ جریان و حمل رسوب در کانالهای رودخانهای سیال است. نسبتدهی دقیقتر این رخساره به کانالهای رودخانههای بریدهبریده یا بارهای گراولی، با در نظر گرفتن توالیهای رسوبی و شرایط خاص رسوبگذاری انجام میشود. در بارهای گراولی (GB)، تجمع رسوبات درشت در اثر کاهش سرعت جریان، امری رایج است و ورود ماتریکس ریزتر ازطریق جریانهای سیلابی یا انتقال از بخشهای پرانرژیتر کانال، به تشکیل کنگلومرا با ماتریکس بالا منجر میشود. همچنین، کانالهای رودخانهای بریدهبریده (CH)، که زمانی مسیرهای فعال رودخانه بودهاند، بهعنوان تلههای رسوبی عمل میکنند، در این نواحی، رسوبات انتقالی از رودخانۀ اصلی، بهویژه در دورههای سیلابی، انباشته میشوند و با توجه به ماهیت رسوبگذاری در این محیطهای نسبتاً آرامتر، دارای ماتریکس درخور توجهیاند؛ بنابراین، رخسارۀ کنگلومرا با ماتریکس فراوان در عناصر ساختاری GB,CH,SG، شاهدی بر فرآیندهای رسوبگذاری دینامیک در سیستمهای رودخانهای و بهطور خاص، نواحی با انرژی متوسط تا بالای جریان در کانالهای اصلی یا نواحی مرتبط با انباشت رسوبات درشت است. از طرفی، کانالهای خردهدار در رودخانههای بریدهبریدۀ نزدیک به منشأ با عنصر ساختاری اصلی SG بهدلیل ناپایداری مداوم، شاهد تغییرات سریع در محل کانالها و انباشت رسوبات درشت و ریز در نواحی مختلفاند. این انباشت سریع به تشکیل تودههایی از کنگلومرا با ماتریکس فراوان منجر میشود که در برشهای مطالعهشده بهفراوانی دیده میشود.
جهت جریان دیرینۀ سازند
برای تعیین جهت جریان دیرینه، ساختمانهای رسوبی جهتدار مانند ریپلهای نامتقارن و انواع چینهبندی مورب (مسطح و عدسیشکل) کاربرد دارند. هرچه تنوع این ساختمانها بیشتر باشد، دقت تعیین جهت جریان افزایش مییابد. در محیطهای رودخانهای، چینهبندی مورب مسطح و عدسیشکل فراوان و متنوعاند که چینهبندی مسطح با مهاجرت ریپلها و دونها تشکیل میشود و تعیین جهت جریان از روی آن نسبتاً ساده است، هرچند ممکن است پراکندگی جهت آن زیاد باشد. چینهبندی عدسیشکل بهدلیل نداشتن تقارن، تعیین جهت جریان را پیچیدهتر میکند؛ اما محور آن (در انواع زبانه و سینوسی) موازی با جهت جریان است و پراکندگی کمتری نسبتبه جهت جریان نشان میدهد؛ بنابراین، اطمینان بیشتری در تعیین جهت جریان فراهم میکند، بهخصوص در تصاویر سهبعدی که نادرند. طبق بررسیهای انجامشده (Decelles et al. 1983)، امکان برش طبقهبندی مورب عدسی به چهار حالت زیر وجود دارد (شکل 23):
1- سطح برش عمودی است؛ 2- سطح برش عمودی و نسبت محور این ساختمان زاویه دارد؛ 3- سطح برش مورب است و نسبتبه محور این ساختمان زاویه ندارد؛ 4- سطح برش مورب است و نسبتبه محور این ساختمان زاویه دارد.
شکل 23- حالتهای مختلف طبقهبندی مورب عدسیشکل و جهت جریان در آنها: a: متقارنبودن سطح زیرین؛ b: متقارنبودن سطح زیرین و بریدگی لایههای داخلی؛ c و d: متقارنبودن سطح زیرین و بریدگی لایهها با سطح زیرین. e,f,g,h نبود تقارن در سطح زیرین.
Fig 23- Different modes of lenticular cross-bedding and paleocurrent directions within them. a: Symmetry of the lower surface. b: Symmetry of the lower surface and truncation of internal laminae. c and d: Symmetry of the lower surface and truncation of laminae by the lower surface. e, f, g, h: Absence of symmetry in the lower surface.
در تصاویر a و b جهت جریان بهسمت داخل یا بیرون طبقهبندی مورب عدسیشکل است و در تصاویر بعدی جهت پیکان نمایانگر جهت جریان است. آزیموت جهات طبقهبندی مورب در ساختمانهای رسوبی جهتدار سازند کشکان، در برشهای مطالعهشده اندازهگیری شده است (جدول 2).
جدول 2- اندازهگیری آزیموت جهت طبقهبندیهای مورب در چهار برش از سازند کشکان در بخش جنوبی حوضۀ رسوبی لرستان
Table 2- Measurement of azimuth directions of cross-bedding in four sections of the Kashkan Formation in the southern part of the Lorestan sedimentary basin
|
نام برش |
آزیموت طبقبندی مورب عدسی |
|
تاقدیس امیران |
195/178/202/195/200/190/192/189/195/188/204/196 |
|
تاقدیس ریت |
205/176/223/214/208/218/198/221/196/121/227/193/210/180/195/220/217 |
|
تاقدیس چناره |
203/183/220/183/205/201/195/188/193/221 |
|
تاقدیس کوه دهلیج |
176/220/190/243/193/188/186/218/203/188 |
با توجه به برداشتهای صحرایی و اندازهگیری آزیموت طبقهبندیهای مورب در چهار برش از سازند کشکان در حوضۀ رسوبی لرستان، مشخص شد که جهت عمومی و کلی جریان دیرینه در این طبقات شمال شرق بهسمت جنوب غرب بوده است. این الگوها بر رز دیاگرام نشان داده شده است (شکل 24). با توجه به اینکه شیب عمومی طبقات کمتر از 25 درجه بوده و تنها از طبقهبندی مورب عدسی برای به دست آوردن جهت جریان دیرینه استفاده شده است، بنابراین نیاز به تصحیح تکتونیکی نبوده است.
شکل 24- رزدیاگرام جهت جریان دیرینه در چهار برش از سازند کشکان در جنوب لرستان
Fig 24- Rose diagram of paleocurrent directions in four sections of the Kashkan Formation in south Lorestan.
مدل رسوبی سازند
ماهیت یک محیط رودخانهای، متشکل از زیرمحیطهای مخروطافکنه، کانال و دشت سیلابی، براساس نوع کانالهای فعال و گستردگی زیرمحیطهای اصلی آن مشخص میشود. محیطهای رودخانهای بریدهبریده با برتری کانالهای کم پیچ و خم و فراوانی پشتههای درون کانال از نوع طولی، گسترش چشمگیر مخروطافکنههای بالادستی، نبود یا فراوانی اندک کانالهای متروکه و گسترش محدود دشت سیلابی و فراوانی حوضچههای تبخیری درون خشکی دشت سیلابی مشخصاند (شکل 25). این دسته از رودخانهها در شرایط آب و هوایی با تغییرات شدید رژیم، جریان و مناطق فعال ازنظر کوهزایی گسترش مییابند. بیشتر بار رسوبی در کانالهای رودخانهای بریدهبریده بهصورت بار بستر حمل میشوند. به عبارت دیگر، نسبت بار بستر به بار معلق در آنها بالاست که این وضعیت از نوع ساختهای رسوبی گسترشیافته در آنها درک میشود. سطوح فرسایشی گسترشیافته در قاعدۀ توالیهای درون کانالی آنها بسیار مشخص و اندازۀ ذرات رسوبی موسوم به لگ در حد گراول با ضخامت چشمگیر است (شکل 20). سریهای ماسهسنگی مربوط به پشتهها با لایهبندی مورب صفحهای مشخص و جهت جریان دیرینه در آنها به موازات جریان اصلی کانال است. رخسارههای رسوبی مربوط به دشت سیلابی این محیطها در مقایسه با انواع پر پیچ و خم، گسترش محدودتری دارند و با فراوانی لایههای قرمزرنگ گلی مشخصاند (شکل 20). آنچه در انتساب یک توالی رسوبی دیرینه به محیط رودخانۀ بریدهبریده اهمیت دارد، فراوانی رخسارههای مربوط به زیرمحیطهای اصلی و برتری رخسارههای مشخصکنندۀ کانالهای گیسویی است. محیطهای رودخانۀ گیسویی، بسته به نوع رسوبات درون کانال ممکن است از انواع بار بستر گراولی و یا بار بستر ماسهسنگی باشند (شکل 21). نهشتههای مطالعهشدۀ سازند کشکان در چهار برش از حوضۀ رسوبی لرستان نشان داد که این نهشتهها در رودخانههای بریدهبریدۀ نزدیک به منشأ با بستر گراولی و ماسهای تشکیل شدهاند (شکل 25). در رودخانههای بریدهبریده با بستر گراولی و ماسهای، عمق کانال اغلب کمتر از یک متر و پیچش کانال کم است. رسوبات عمدتاً درشتدانهاند و به فرم بار بستر حرکت میکنند. در بعضی قسمتها مقدار کمی رسوبات ماسهای بر جای گذاشته شدهاند و دلیل آن به پایینرفتن سطح آب رودخانه در اثر کاهش شدت انرژی در فصول کمباران نسبت داده میشود. با توجه به مدلهای رخسارهای ارائهشده (Miall 2006) و با توجه به فراوانی رخسارههای سنگی Gm,Gms در نهشتههای مطالعهشده، به احتمال زیاد مدل رسوبگذاری نهشتههای سازند کشکان در منطقۀ مطالعهشده به رودخانههای بریدهبریدۀ نوع ترولیم (Trellheim type) نسبت داده میشود؛ یعنی رودخانههایی که نزدیک به منشأ است و جریانهای خردهدار در آنها دیده میشود.
شکل 25- مدل رسوبی سازند کشکان در برشهای مطالعهشده
Fig 25- Depositional model of the Kashkan Formation in the studied sections.
چینهنگاری سکانسی سازند
چینه نگاری سکانسی سازند کشکان، بهعنوان نمایندۀ بارز محیطهای رسوبگذاری رودخانهای پرانرژی در حوضۀ زاگرس (لرستان)، ابزار قدرتمندی برای بازسازی تاریخچۀ تکاملی حوضه و درک تأثیر نوسانات سطح آب دریا بر دینامیک رودخانههاست. ترکیب سنگشناسی غالب سازند کشکان شامل کنگلومراهای ضخیم، ماسهسنگهای درشتدانه و گلسنگ است که بهطور مستقیم بیانگر شرایط رسوبگذاری با انرژی بالا، مانند سیستمهای رودخانهای بریدهبریده است. اهمیت چینهنگاری سکانسی سازند کشکان، فراتر از درک تغییرات سطح آب دریا، کلید تاریخچۀ تکتونیکی حوضۀ زاگرس ازطریق شناسایی واحدهای رسوبی مرتبط با فرسایش و نهشت در دورههای کاهش سطح اساس است. ایجاد سکانسهای رسوبی، بهویژه سکانسهای سطح پایین (LST) که در دورههای کاهش شدید سطح آب دریا (کاهش سطح اساس رودخانه)رخ میدهند، بیشتر با فرسایش عمیق در بستر رودخانهها و ایجاد درهها و آبراهههایی همراه است که با رسوبات کنگلومرایی و ماسهسنگی پر میشوند. این فرآیندها ارتباط تنگاتنگی با بالاآمدگیهای تکتونیکی منطقهای و تغییر شیب حوضه دارند؛ بنابراین، شناسایی و ترسیم واحدهای LST در سازند کشکان، بهعنوان شاخصی از فعالیتهای تکتونیکی و بالاآمدگیهای مرتبط با کوهزایی زاگرس عمل میکند.
مرز سکانسی نوع 2
مرز سکانسی نوع 2 (SB2) نشاندهندۀ دورهای است که در آن کاهش سطح آب دریا (Lowstand) بهاندازهای طولانی بوده است که به فرسایش درخور توجهی در سکانس قبلی، معمولاً سکانس سطح بالا یا (HST) منجر میشود. این فرسایش شامل ایجاد درهها، آبراههها و سطوح فرسایشی در رسوبات زیرین است. در این حالت، بهدلیل کاهش شدید انرژی رودخانهها و ناتوانی آنها در انتقال رسوبات درشتدانه به مناطق دورتر، رسوبات نهشتهشده بر این مرز فرسایشی، بیشتر شامل رسوبات رودخانهای پرانرژی مانند کنگلومرا و ماسهسنگهای درشتدانه است که بهطور مستقیم بر واحدهای فرسایشیافتۀ قبلی قرار میگیرند. این مرز، بهعنوان یک سطح ناپیوستگی مهم، نشاندهندۀ یک تغییر عمده در محیط رسوبگذاری و بیشتر با فعالیتهای تکتونیکی مانند بالاآمدگی یا فرونشست همراه است (John et al. 2006). توالیهای آواری سازند کشکان در منطقۀ مطالعهشده با ماهیت رودخانههای بریدهبریده و با مرز فرسایشی بر نهشتههای کربناتۀ دریایی سازند تلهزنگ قرار گرفتهاند. در این حالت پسروی دریا بهمنزلۀ پیشروی رودخانه بهسمت حوضه است؛ زیرا در این شرایط بهدلیل فضای کم رسوبگذاری نسبتبه تأمین رسوب، نهشتههای رودخانهای بهسمت دریا پیشروی میکنند. مرز بین سازند کشکان و سازند تلهزنگ در پایین بهعنوان مرز سکانسی مرکب در نظر گرفته میشود (شکل 26). مرز مرکب سکانسی زمانی ایجاد میشود که سطوح ناپیوستگی مختلف (ناپیوستگیهای زیردریایی و خشکی) بر اثر همپوشانی یا نزدیکی زمانی، بر یکدیگر منطبق شوند. این پدیده بهویژه در حوضههایی با نرخ رسوبگذاری متغیر یا فعالیتهای تکتونیکی فعال رخ میدهد. در این شرایط، چندین رویداد چینهنگاری، که در حالت عادی باید با فواصل زمانی مشخص و در توالیهای جداگانه قرار میگرفتند، در یک سطح واحد ادغام میشوند. مهمترین پیامد ایجاد مرز مرکب، وقفۀ رسوبی طولانی (Hiatus) است که به حذف فیزیکی یا تشکیلنشدن بخشهای درخور توجهی از ستون چینهشناسی منجر میشود. بهطور معمول، بخشهای انتهایی سکانس سطح بالا (HST) از یک سیکل (بخش بالایی سازند تلهزنگ) و بخشهای ابتدایی سکانس سطح پایین (LST) (بخش پایینی سازند کشکان) یا سکانس پیشرونده (TST)، از سیکل بعدی بهدلیل فرسایش شدید یا رسوبگذارینکردن حذف میشوند. درواقع، بسیاری از سیستمهای رسوبی که در حالت استاندارد در شرایط تغییرات تدریجی سطح دریا نهشته میشوند، در اثر این فرآیند فرصت تشکیل پیدا نمیکنند. در مقابل، آنچه در این مرز مشاهده میشود، نهشتههای بسیار متراکم یا سکانسهای فشرده (Condensed Sections) است. در این سطح مرکب، بیشتر شاهد تمرکز مواد آواری درشتدانه مانند رخسارههای کنگلومرایی و ماسهسنگی کانالی هستیم که بهطور مستقیم بر سطوح فرسایشیافتۀ قدیمیتر قرار گرفتهاند. این امر باعث میشود که مرز مرکب بهعنوان یک ناپیوستگی شاخص عمل کند و لایههایی با سنین بسیار متفاوت (گاهی با اختلاف زمانی چند میلیون سال) را در تماس مستقیم با یکدیگر قرار دهد.
شکل 26- مرز سکانسی نوع دوم در مرز بین سازندهای تلهزنگ و کشکان در برشهای مطالعهشده a و b به ترتیب نمای دور و نمایی نزدیک از مرز سکانسی نوع دوم
Fig 26- Type 2 sequence boundary at the contact between the Taleh Zang and Kashkan formations in the studied sections. a and b are distant and close-up views, respectively, of the type 2 sequence boundary.
دسته رخسارۀ LST
در سیستمهای رودخانهای، سیستم تراکتها با نرخ تأمین رسوب (Sediment supply) و فضای رسوبگذاری (Accommodation) کم و زیاد (Low- and High-Accommodation Systems Tracts) و نسبت فضای رسوبگذاری به تأمین رسوب (A/S ratio)، نقش کلیدی در تعیین ویژگیهای رخسارهای و هندسۀ سیستمهای رودخانهای ایفا میکند. در سیستمهایی با نسبت A/S پایین، که مشخصۀ آن نرخ رسوبگذاری بالا نسبتبه نرخ افزایش فضای رسوبگذاری (Accommodation space) است، شاهد غالببودن کانالهای رودخانهای با میزان ادغامشدگی (Amalgamation) بالا هستیم؛ این یعنی کانالها تمایل دارند در طول زمان بر خود یا کانالهای مجاور رسوبگذاری کنند و فضای کمی برای رسوبگذاری رسوبات دشت سیلابی (Overbank flow) باقی میگذارند؛ درنتیجه، نسبت رخسارههای دشت سیلابی به رخسارههای کانالی بسیار کم است. در مقابل، در سیستمهایی با A/S بالا، نرخ فضای رسوبگذاری (Accommodation space) بسیار بیشتر از نرخ تأمین رسوب (Sediment supply) است. این شرایط به کاهش ادغامشدگی کانالها و افزایش درخور توجه فضای خالی برای رسوبگذاری رسوبات دشت سیلابی منجر میشود؛ بنابراین، نسبت رخسارههای دشت سیلابی به رخسارههای کانالی افزایش مییابد و سیستم بهسمت رسوبگذاری گستردهتر رسوبات دشت سیلابی سوق پیدا میکند. در منطقۀ مطالعهشده، این دسته رخسارهها با ماهیت رودخانههای بریدهبریده شکل گرفتهاند که در زمان پسروی دریا بهدلیل فضای کم رسوبگذاری نسبتبه تأمین رسوب (S>A) این نهشتهها بهسمت حوضه (دریا) پیشروی کرده و با یک مرز فرسایشی بر نهشتههای دریایی سازند تلهزنگ قرار گرفتهاند (شکل 27). از ویژگیهای بارز دسته رخسارۀ LST در محیطهای رودخانه بریدهبریده در منطقۀ مطالعهشده، فراوانی عنصر ساختاری کانال (Channel) است که در آن رخسارههای کانالی بر یکدیگر انباشته شدهاند (Amalgamated braided channel fills) و همچنین در این دسته رخساره، عنصر ساختاری دشت سیلابی (Overbank flow) گسترش محدود داشته است و در آن رخسارههای دشت سیلابی بهصورت محدود و با گسترش جانبی کم در بین رخسارههای کانالی قرار گرفتهاند (شکل 28). محیط رودخانهای پرانرژی نوع بریدهبریده، شرایط کاهشی سطح آب دریا، کمبود فضای رسوبگذاری و فعالیتهای تکتونیکی، عواملیاند که به غالبشدن دسته رخسارۀ LST در سازند آواری کشکان منجر شدهاند.
شکل 27- تشکیل دسته رخسارۀ LST در سازند کشکان با ماهیت رودخانههای بریدهبریده در منطقۀ مطالعهشده مرز بالایی سازند کشکان در منطقۀ مطالعهشده با سطح چینههای TS بوده است که در آن با شروع پیشروی سطح نسبی آب دریا و تشکیل رخسارههای کربناته- دولومیتی سازند شهبازان همراه است.
Fig 27- Formation of the LST facies suite in the Kashkan Formation with the nature of braided rivers in the studied area. The upper boundary of the Kashkan Formation in the studied area is marked by the TS surface, which is associated with the onset of relative sea-level rise and the formation of carbonate-dolomitic facies of the Shahbazan Formation.
شکل 28- مدل سکانسی سازند کشکان در حوضۀ رسوبی لرستان
Fig 28- Sequence stratigraphic model of the Kashkan Formation in the Lorestan sedimentary basin.
گذار از رخسارههای کربناتۀ انتهای سازند تلهزنگ به سیستمهای رودخانهای بریدهبریدۀ سازند کشکان، نشاندهندۀ یک تغییر فاز محیطی شدید تحت تأثیر افت ناگهانی سطح نسبی دریا و خیزش تکتونیکی در منطقۀ منشأ است. این سازوکار با خروج پلتفرم کربناته از آب و جایگزینی کارخانۀ تولید رسوب کربناته با یک سیستم پرانرژی آواری آغاز شده است؛ بهطوری که با افزایش نرخ تأمین رسوب و شیب حوضه، رودخانههایی با توان حمل بار بستر بالا، رسوبات دانهدرشت کنگلومرا و ماسهسنگ را بهصورت سیستمهای بریدهبریده (Braided) با ادغامشدگی (Amalgamation) بسیار زیاد بر سطوح فرسایشیافته سازند تلهزنگ رسوب دادهاند. درواقع، این گذار بازتابدهندۀ مهاجرت سریع سیستمهای رودخانهای نزدیک به منشأ بهسمت حوضه است که در نتیجۀ آن، رسوبگذاری آواری به شکل مؤلفهای از یک دسته رخسارۀ LST گسترده، بر نهشتههای آرام دریایی پیشین پیشروی کرده است.
نتیجه
مطالعات صحرایی بر چهار برش چینهشناسی از سازند کشکان در حوضۀ رسوبی لرستان، به شناسایی 12 رخسارۀ سنگی منجر شد که شامل پنج رخسارۀ سنگی کنگلومرایی (Gm, Gms, Gp, Gh, Gt)، پنج رخسارۀ سنگی ماسهسنگی (Sp, St, Sm, Sh, Sr) و دو رخسارۀ سنگی گلی (Fm, Fl) هستند. براساس تغییرات عمودی و جانبی رخسارهها، محیط رسوبگذاری این نهشتهها سیستم رودخانهای بریدهبریده با بستر گراولی و ماسهای در نواحی نزدیک به منشأ بوده است. از دیدگاه چینهنگاری سکانسی، توالیهای آواری سازند کشکان در دسته رخسارۀ LST بر کربناتهای دریایی سازند تلهزنگ قرار گرفته و خود با رخسارههای کربناته- دولومیتی سازند شهبازان پوشیده شده است. آنالیز جهت جریان دیرینه در این سازند، روند شمال شرق به جنوب غرب را نشان میدهد که شاهدی بر جریانهای یکطرفه (رودخانهای) در سازند کشکان است. عمق و پیچش کم کانالها و وجود رسوبات دانهدرشت گراولی و ماسهای، از دلایل تشکیل رخسارههای آواری سازند کشکان در محیط رودخانههای بریدهبریدۀ نزدیک به منشأ است.
)