پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,674 |
| تعداد مقالات | 13,665 |
| تعداد مشاهده مقاله | 31,656,554 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,503,611 |
ریزرخسارهها، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند قم در چاه یورتهشاه-1 و برش سطحی موره‌کوه (جنوب تهران) | |||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||
| مقاله 3، دوره 33، شماره 1 - شماره پیاپی 66، فروردین 1396، صفحه 25-48 اصل مقاله (2.63 M) | |||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2017.21138 | |||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||
| محمود جلالی* 1؛ عباس صادقی2؛ محمدحسین آدابی2 | |||||||||||||||
| 1دانشجوی دکتری چینه‌شناسی و فسیل‌شناسی دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران | |||||||||||||||
| 2استاد، گروه زمین‌شناسی دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران | |||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||
| این مقاله نمایانگر تجزیه و تحلیل‌‌های چینه‌نگاری سکانسی در توالی نهشتههای دریایی کم‌عمق الیگو- میوسن در چاه یورتهشاه-1 و برش سطحی موره‌کوه (جنوب تهران) است. این مطالعه بر اساس سنگ چینه‌نگاری، تعیین چهارچوب زمانی جهانی بر اساس بیوزونهای استاندارد اروپایی، تعبیر و تفسیر رخسارهها، محیطهای رسوبی دیرینه و چینه‌نگاری سکانسی انجام شده است. در برش زیر سطحی یورتهشاه-1، بخشهای c4تا fو در برش سطحی موره‌کوه فقط بخش fاز سازند قم قابل تفکیک است. مطالعات زیست چینه‌نگاری نشان داد که مجموعه فرامینیفرهای کف‌زی در محدودۀ مورد مطالعه مشابه با مجموعۀ فسیلی در غرب تتیس و خاورمیانه است. سن سازند قم بر اساس مجموعه فرامینیفرهای بزرگ آکیتانین تا بوردیگالین (SBZ 24-25) تعیین شد. این مطالعه نشان داد که محیط رسوبی سازند قم مربوط به رمپ کربناته است. بر اساس نوع بافت رسوبی و درصد آلوکمهای اسکلتی و غیر اسکلتی تعداد 2 عدد رخسارۀ سنگی و 9 عدد ریزرخسارۀ از رمپ بیرونی تا رمپ درونی تشخیص داده شده است. مطالعات چینه‌نگاری سکانسی در این برش به شناسایی سه سکانس درجه سوم در برش زیر سطحی یورتهشاه-1 و یک سکانس رسوبی درجه سوم در برش سطحی موره‌کوه منجر گردید. سکانس اول به سن آکیتانین دربرگیرنده بخش c4، سکانس دوم و سوم به سن بوردیگالین در بردارنده بخشهای e,d وf هستند. | |||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | |||||||||||||||
| چینه‌نگاری سکانسی؛ سازند قم؛ ریزرخساره؛ محیط رسوبی | |||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||
|
مقدمه پس از اثبات وجود هیدروکربور در نهشتههای الیگو- میوسن در میادین البرز، سراجه، آران و فخره، مشخص شد که سازند قم در نواحی که از نظر سنی به طور کامل نهشته شده و واجد کلیه بخشهای سازند قم است، می‌تواند به عنوان یک سیستم هیدروکربوری کامل در نظر گرفته شود (باغبانی 1375). لذا ضرورت بررسی تغییرات سن و رخسارههای سازند قم در مطالعات هیدروکربوری بسیار اهمیت دارد. بدین‌منظور تاکنون مطالعات متعددی در مراکز دانشگاهی و پژوهشی در خصوص سازند قم انجام شده است. گانسر (Gansser 1955) علاوه بر معرفی سازند دریایی الیگو- میوسن در حوضۀ قم اقدام به تفکیک واحد‌های سنگ‌چینه‌ای در این سازند نمود. فورر و سودر (Furrer and Soder 1955) ضمن بررسی سازند دریایی الیگو- میوسن در خاور شوراب، این سازند را به شش واحد سنگی aتا f طبقه‌بندی نمودند. دوزی (Dozzy 1944; 1955) نهشتههای دریایی به سن الیگو- میوسن را با عنوان سازند قم نامید. تقسیم‌بندی عضو c به چهارعضو c1-c4را سودر (1956 و 1959) انجام داد و شرح آن را آبایی و همکاران (1964) انجام دادند. نام سازند قم در اواسط دهۀ 60 میلادی توسط کمیتۀ چینه‌شناسی ایران رسمیت یافت و بخشهایa, b, c1, c2, c3, c4, d, e, f نیز توسط کمیتۀ چینه‌شناسی به رسمیت شناخته شدند (Stöcklin and Setudehnia 1991). پژوهشگران در سال‌های اخیر به منظور شناخت و درک حوضۀ رسوبی قم در زمینه‌های چینه‌شناسی و فسیل‌شناسی (رحیمی متین 1386، دانشیان و درخشانی 1387، دانشیان و آفتابی 1388Bozorgnia 1965; Rahaghi 1973; 1976; 1980; Daneshian and Dana 2007; Mohammadi et al. 2015)، ریزرخسارهها و محیط رسوبی (نوری 1377؛ بهروزیفر و همکاران 1389، 1391 وKhalili et al. 2007; Mohammadi et al. 2011; Zabihi et al. 2014) و چینه‌نگاری سکانسی (لاسمی و امین رسولی 1382؛ ایمن‌دوست و امینی 1384؛Vaziri Moghaddam and Torabi 2004; Guoqiang et al. 2007; Reuter et al. 2007; Jalali et al. 2009; Karavan et al. 2015; Amirshahkarami and Karavan 2015) اقدام به تعبیر و تفسیر نهشتههای سازند قم در ناحیه الگو و نواحی اطراف نموده‌اند. از آنجایی که تمرکز مطالعات بر روی سازند قم عمدتاً در بخش مرکزی حوضه بوده است و محدودۀ مورد مطالعه، کمتر مورد مطالعات زیست‌چینه‌ای، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی قرار گرفته است، از این‌رو در این مطالعه سکانسهای رسوبی درجه سوم سازند قم در برش‌های مورد مطالعه با توجه به چهار چوب زمانی تعیین‌شده بر اساس فرامینیفرهای درشت و منطبق با بایوزون‌های جهانی تفکیک و تغییرات رخسارهای و محیط رسوبی در هر یک از سکانسها مشخص گردید.
موقعیت زمین‌شناسی محدودۀ مورد مطالعه محدودۀ مورد مطالعه در حوضه تکتونیکی– رسوبی، ایران مرکزی (Alavi 1991؛ آقانباتی 1383) و نهشتههای سازند قم در تاقدیس موره‌کوه و یورتهشاه در حوضۀ پشت قوس ولکانیکی نهشته شده است (Reuter et al. 2007; Letouzey and Rudkiewicz 2005). ایران مرکزی از پالئوزوئیک تاتریاس تحت تأثیر نیروهای کششی بوده است و با ایجاد ریفت از صفحۀ عربی جدا شده (Alavi 1994; Letouzey and Rudkiewicz 2005) و در زمان تریاس میانی با بسته‌شدن اقیانوس تتیس قدیمی به صفحۀ اوراسیا متصل شد. در این زمان اقیانوس گسترده نئوتتیس، ایران مرکزی و زاگرس را از یکدیگر جدا می‌نمود. در زمان کرتاسه پسین تا پالئوژن پیشین به علت برخورد صفحات ایران مرکزی و عربی اقیانوس نئوتتیس به جنوب زون ماگماتیکی زاگرس مهاجرت کرد که منجر به چین‌خوردگی، خروج از آب نهشتههای ژوراسیک و کرتاسه ایران مرکزی شد (Stämpfli and Borel 2002). در زمان ائوسن، حرکت پوسته عربی به سمت اوراسیا به ایجاد فرورانش بقایای پوسته اقیانوسی به زیر حاشیۀ جنوبی پوسته ایران مرکزی و تشکیل گسترۀ وسیعی از نهشتههای ولکانیکی منجر شد (Berberian and King 1981; Letouzey and Rudkiewicz 2005). ادامۀ حرکت صفحه عربی به سمت شمال و فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر صفحه ایران مرکزی در زمان اوایل الیگوسن- میوسن به تشکیل زون باریک آتشفشانی با روند شمال غرب– جنوب شرق با عنوان زون ارومیه- دختر و ساختار پشت کمانی منجر شد (Berberian and King 1981; Mohajel et al. 2003). این دوره همزمان با رسوب‌گذاری سازند قم در حوضه‌‌های محلی (تراکنشی) پشت کمان بود (Letouzey and Rudkiewicz 2005) .از زمان الیگو– میوسن تاکنون، حوضه ایران مرکزی عمدتاً تحت تأثیر رژیم تکتونیکی امتداد لغز بوده و این مسئله با توجه به تغییرات سریع در رخساره و ضخامت سازند قم و سازند قرمز بالایی قابل مشاهده است.(Morley et al. 2009)
محدودۀ مورد مطالعه و روش کار سازند قم در برش صحرایی موره‌کوه به مختصات جغرافیایی "54 '10 °35 و "40 '10 °51 و در چاه یورتهشاه -1، واقع در جنوب، جنوب غرب تهران (شکل 1) به منظور بررسی دقیق روند تغییرات رخسارهای و سکانسی رسوبات برداشت شد. از برش زیر سطحی یورتهشاه-1 (شکل 2) تعداد 284 عدد مقطع نازک از خرده‌های حفاری و مغزه و از برش صحرایی موره‌کوه (شکل 3) تعداد 50 عدد مقطع نازک از نمونههای سنگی برداشت‌شده، تهیه و مطالعه شد. به منظور بررسی فرامینیفرهای درشت از برخی از نمونه‌ها در چندین جهت مختلف نیز مقطع نازک میکروسکوپی تهیه شد. به‌منظور نام‌گذاری و طبقه‌بندی سنگ‌های کربناته از طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) و امبری و کلوان (Embry and Klovan 1971) و برای توصیف ریزرخسارهها و کمربندهای رخسارهای از روش رید ((Read 1985 و برای توصیف محیط رسوبی رمپ کربناته از بروچت و رایت (Burchette and Wright 1992) استفاده شد. تعیین سن سازند قم بر اساس فرامینیفرهای درشت (Poignant and Cahuzac 1997) انجام و در مطالعات چینه‌نگاری سکانسی از الگوی‌‌هانت و تاکر (Hunt and Tucker 1993, 1995) استفاده گردید.
شکل 1- موقعیت زمین‌شناسی و جغرافیایی برش زیر سطحی یورتهشاه-1 و برش سطحی موره‌کوه (نقشه 1000000/1 شرکت ملی نفت ایران)
شکل 2- تفکیک ریزرخسارهها، محیط رسوبی و سکانسهای با درجه سوم سازند قم در برش زیرسطحی یورتهشاه-1، بر اساس بافت رسوبی و درصد آلوکمهای اسکلتی و غیر اسکلتی. در این مطالعه تعداد هشت عدد ریزرخساره و سه عدد سکانس رسوبی در نهشتههای سازند قم با سن آکیتانین تا بوردیگالین تفکیک شد.
شکل 3- تفکیک ریزرخسارهها، محیط رسوبی و سکانسهای با درجه سوم سازند قم در برش صحرایی موره‌کوه، بر اساس برداشت برش صحرایی، بافت رسوبی و درصد آلوکمهای اسکلتی و غیر اسکلتی. در این مطالعه تعداد هشت عدد ریزرخساره و یک عدد سکانس رسوبی در نهشتههای سازند قم با سن بوردیگالین تفکیک شد.
چینه‌شناسی بررسی تغییرات چینه‌شناسی نمایانگر کاهش شدید ضخامت سازند قرمز زیرین از جنوب (سیاه کوه) به سمت محدوده مورد مطالعه است، به طوری که در برش‌های مورد مطالعه سازند قم به طور مستقیم بر روی نهشتههای آتشفشانی به سن ائوسن قرار می‌گیرد. تغییرات چینه‌شناسی در بخشهای مختلف سازند قم نیز در محدوده مورد مطالعه کاملاً مشهود است (.(SINOPEC 2009 این سازند در جنوب محدودۀ مورد مطالعه در چاه آران-1 با بخش a شروع شده و به سمت شمال در کوه سیاه بابخش c1 (دانشیان و درخشانی 1387؛ جلالی و همکاران 1395)، در برش زیر سطحی یورتهشاه -1، با بخش c4 و در برش سطحی موره‌کوه با بخش f آغاز می‌شود. روند این تغییرات نمایانگر عدم یکنواختی در توپوگرافی کف حوضۀ رسوبی قم و وجود یک بلندآی دیرینه به سمت شمال و شمال شرق محدودۀ مورد مطالعه است (شکل 9).
برش زیرسطحی یورتهشاه -1 سازند قم در برش زیر سطحی یورتهشاه-1، با 373.5 متر ضخامت، دارای بخشهای c4 تا fاست (شکل 2)، در این چاه تفکیک بخشهای e و f امکان‌پذیر نیست Bozorgnia 1961)). پیشروی دریای میوسن در محدودۀ تاقدیس یورتهشاه نسبت به نواحی جنوبی نظیر تاقدیسهای سیاه‌کوه و دوازده امام دیرتر آغاز شده است، به طوری که نهشتههای آهکی بخش c4 به طور ناپیوسته در این تاقدیس بر روی نهشتههای ولکانیکی ائوسن قرار گرفته است. به علت قرارگیری این تاقدیس در حاشیه بلندآی دیرینه، رخسارههای نواحی عمیق‌تر دریا (مارن‌های دریایی بخش e) گسترش چندانی نداشته، لذا تفکیک بخشهای f و e امکان‌پذیر نیست.
بخش غیرقابل تفکیک e – f این بخش با ضخامت 302 متر، در زیر نهشتههای انیدریتی سازند قرمز بالایی و بر روی نهشتههای تبخیری بخش d قرار گرفته است. بر اساس سنگ‌شناسی این بخش را می‌توان از بالا به پایین به سه واحد زیر تفکیک کرد (شکل 2). واحد بالایی با ضخامت 95 متر، که عمدتاً از سنگ آهک و سنگ آهک رسی سفید تا سبز‌رنگ دارای فسیل‌های درشت جلبک قرمز، بریوزئر، دوکفه تشکیل شده است. واحد میانی از سنگ آهک‌های ماسهای سفید تا خاکستری‌رنگ تشکیل شده و 122 متر ضخامت دارد. واحد زیرین از توالی سنگ آهک، سنگ آهک مارنی، دولومیت و انیدریت با ضخامت 84 متر تشکیل شده است. توالی انیدریتی به ضخامت 2 متر در رأس این واحد قرار دارد.
بخش تبخیری d دارای ضخامت 5/2 متر قابل تطابق با برش‌های بخش مرکزی حوضه قم است. سن این بخش با توجه به جایگاه چینه‌شناسی و مفاهیم چینه‌نگاری سکانسی به مرز آکیتانین- بوردیگالین نسبت داده شد (لاسمی و امین‌رسولی 1382؛ ایمن‌دوست و امینی 1384؛ .(Reuter et al. 2007 بخش c4 این بخش دارای ضخامت 2/68 متر، از سنگ آهک، سنگ آهک ماسهای و سنگ آهک رسی تشکیل شده است. در قاعده این بخش، نهشتههای کنگلومرای پیشرونده با ضخامت حدود 4 متر وجود دارد که عمدتاً از ذرات ولکانیکی و آلوکمهای اسکلتی از جنس جلبک قرمز و اکینوئید تشکیل شده است.
برش سطحی موره‌کوه سازند قم در برش سطح‌الارضی موره‌کوه با 50 متر ضخامت از سنگ آهک‌های بخش f تشکیل شده است (شکل 5). پیشروی دریای میوسن در این ناحیه نسبت به تاقدیس یورتهشاه دیرتر انجام شده است، به طوری که در این تاقدیس فقط بخش f نهشته شده است. ضخامت سازند قم در تاقدیس موره‌کوه نیز از غرب به شرق کاهش نشان می‌دهد، به طوری که در غرب موره‌کوه ضخامت این سازند 104 متر و در شرق آن 50 متر است. در قاعده این بخش، نهشتههای کنگلومرای پیشرونده با ضخامت حدود یک متر تشکیل شده که قطعات تشکیل‌دهندۀ آن عمدتاً از ذرات ولکانیکی و آلوکمهای اسکلتی با جنس جلبک قرمز و اکینوئید است.
چینه‌شناسی زیستی در این مطالعه به منظور قراردادن رسوبات سازند قم در مقیاس زمان جهانی و نیز به‌منظور انجام تطابق بین قاره‌ای از بیوزونهای استاندارد اروپا ( (Cahuzac and Poignant 1997 برای فونای کم‌عمق الیگو- میوسن استفاده شده است. این زون‌ها با علامت اختصاری SBZ معرفی می‌شوند (جدول 1). نتایج حاصل از دادههای بیواستراتیگرافی به شناسایی زونهای SBZ 24 (آکیتانین) و SBZ 25 (بوردیگالین) برای برش زیرسطحی چاه یورتهشاه-1 و نیز SBZ 25 (بوردیگالین) برای برش سطح‌الارضی موره‌کوه منجر گردید که در زیر شرح داده می‌شوند.
جدول 1- مقایسۀ زونهای استاندارد اروپایی و زونهای شناسایی‌شده در ناحیۀ مورد مطالعه به همراه وقایع زیستی مربوطه(Cahuzac and Poignant 1997; Işik and Hakyemez 2011, Less et.al. 2011)..
بیوزون استاندارد SBZ 24: این زون با ارزش چینه‌شناسی Miogypsina gunteri, Miogypsina tani, مشخص می‌گردد. گونههای مذکور، دارای گسترش چینه‌شناسی زیادی بوده و سن آکیتانین را دارا هستند به‌منظور تفکیک دقیق این دو گونه از یکدیگر برش کاملاً استوایی مورد نیاز است. از آنجا که برش‌های استوایی این دو میوژیپسینید در اسلاید‌های نازک میکروسکوپی تهیه‌شده ظاهر نگردید، در این مطالعه این دو گونه از یکدیگر تفکیک نگردیده و به صورت Miogypsina gunteri/tani (شکل 5، C) ذکر شده‌اند. این بیوزون بخش c4 در برش زیر سطحی چاه یورتهشاه-1 را دربرگرفته و مجموعه فسیل‌های همراه این بیوزون Nephrolepidina sp., Miogypsinoides sp. هستند. بیوزون استاندارد SBZ 25: این بیوزون با حضور گونههای شاخص Miogypsina gr.globulina, (شکل5،E1 )، Borelis melo curdica (شکل 4، A-B) مشخص می‌شود و دارای سن بوردیگالین است. گونۀ شاخص Miogypsina globulina دارای گسترش جغرافیایی وسیع در حوضه تتیس است و در تمامی مناطق دارای سن بوردیگالین است ((Drooger 1993; Ozcan et al. 2009. اگرچه گونه Borelismelo curdica در اروپا دارای سن میوسن میانی به بعد است، ولی نتایج بیواستراتیگرافی دادههای حاصل از تعیین سن مطلق(Van Buchem et al. 2010) ، مؤید سن بوردیگالین برای این گونه فسیلی در ایران و خاورمیانه است. این دو زمانه بودن سن Borelis melo curdica در خاورمیانه و اروپا به وضعیت مهاجرت این گونه در زمان میوسن میانی از خاورمیانه به سمت اروپا (به سمت غرب) نسبت داده می‌شود (Jones et al. 2006). سایر فرم‌های همراه در این بیوزون شامل Schlumbergerina alveoliformis (شکل 4، G)، Meandropsina anahensis (شکل 4، H-I)، Meandropsina iranica (شکل 5، F-J)، Ammonia cf. umbonata (شکل 5،A-B)، Cibicides sp.، Miogypsinoides cf. dehaartii (شکل 5، E)، Austrotrillina howchini (شکل5،D)، Peneropolis sp. (شکل 5، K)، Borelis melo melo، Dendritina rangi، Elphidium crispum،Elphidium sp.، Triloculina trigonula، Pseudotaberina malabarica, Textularia spp.، Amphistegina cf. radiata، Triloculina tricarinata، Discorbis sp.، Operculina sp.، Nephrolepidina sp.، Neorotalia sp.، Reusella sp. است و در این بیوزون Globigerina sp.، Globigerinoides sp. با فراوانی بسیار کم وجود دارد. گسترش چینه‌شناسی Miogypsinoides cf. dehartii آکیتانین فوقانی و بوردیگالین تحتانی است (Raju 1974) و همچنین گسترش گونۀ Pseudotaberina malabarica (شکل 4، C-F) نیز از هندوستان تا خاورمیانه است و با توجه به اینکه این گونه دارای سن بوردیگالین بوده (Banner and Highton 1989; Renerna 2008) و احتمالاً ابتدای لانگین را نیز در بر می‌گیرد. لذا حضور این دو گونه در مجموعۀ فسیلی همراه تأیید‌کننده سن بوردیگالین است. این بیوزون بخشهای غیر قابل تفکیک e – fدر برش زیرسطحی چاه یورتهشاه-1 و نیز بخش f را در برش سطحی موره‌کوه را دربر می‌گیرد. فسیل Pseudotaberina malabarica برای اولین بار از ایران مرکزی و سازند قم گزارش شده در حالی که Miogypsina gr. globulina و Borelismelo curdica قبلاً مکرر از ایران مرکزی گزارش شده‌اند (برای مثال Daneshian and Dana 2007; Bozorgnia 1965).
شکل 4- A-B- Borelis melo curdica،C-F- Pseudotaberina malabarica، G- Schlumbergerina alveoliformis، I and H-Meandropsina anahensis حروف اختصاری if: (intercameral foramen) دهانه بین‌حجره‌ای، chl: (chamberlet) حجرک، sl: (septulum) دیوارک، ichl: (intercalary chamberlet) حجرک‌های ثانویه، pi: (pillar) ستونک، fl: (flexostyle) حجره جنینی دوم، p: (protoconch) حجره جنینی اول، s: (septum) دیواره بین‌حجره‌ای، prp: (preseptal passage) گذرگاه پیش‌سپتایی، :lw (lateral wall) دیوار جانبی، b: (beam) ستونک
شکل5- A-B- Ammonia gr. umbonata، C- Miogypsina gunteri/tani،D-Austrotrillina howchini،E-Miogypsinoides cf. dehaartii،Miogypsinagr.globulina -E1 F-J- Meandropsina iranica،K- Peneropolis sp. حروف اختصاری if: (intercameral foramen) دهانه بین‌حجره‌ای،pi: (pillar) ستونک،s: (septum) دیواره بین‌حجره‌ای،:lw (lateral wall) دیوار جانبی، cp: (cover plate) صفحه پوشاننده، uc: (umbilical cavity)حفره نافی، fp: (foramenal plate)، صفحه دهانه‌ای، ilsp:(intraseptal interlocular space) فضای درون‌دیواره‌ای، balv: (bifurcate alveoli) حفره دو‌شاخه‌ای، alcv: (alcove)، tlw: (thick lateral wall) دیواره ضخیم جانبی
ریزرخسارهها و محیط رسوبی به منظور شناسایی ریزرخسارهها و محیط رسوبی سازند قم در برش‌های مورد مطالعه اقدام به سنگ‌شناسی، شناسایی، دسته‌بندی و تعیین درصد آلوکمهای اسکلتی و غیراسکلتی در نمونههای نازک میکروسکوپی شد (شکل2 و3). بر اساس ویژگیهای میکرسکوپی و ماکروسکوپی، ریزرخسارهها تفکیک و محیطهای رسوبی سازند قم به شرح زیر در برش‌های مورد مطالعه تفکیک گردید. رمپ بیرونی ریزرخسارۀ 1، بایوکلاستیک پلانکتونیک فرامینیفرا وکستون/ مادستون(Bioclastic planktonic foraminifera Wackestone – Mudstone) این ریزرخساره از آهک‌های رسی دارای فسیل‌های پلانکتونی نظیر Globigerina / Globigerinoides تشکیل شده است. حضور فرامینیفرهای پلانکتونی نمایانگر محیط دریایی عمیق و پلاژیک است (Mateu Vicens et al. 2008). با توجه به وجود فرامینیفرهای پلانکتونی و شناوری آنها در ماتریکس کربناته (شکل 6 الف)، محیط رسوب‌گذاری این ریزرخساره به رمپ بیرونی (Flügle 2010; Peddly 1998) نسبت داده شد (شکل 8). این ریزرخساره در محدودۀ مورد مطالعه دارای گسترش کمی است و فقط در قاعده بخش غیر قابل تفکیک e-f وجود دارد (شکل 2).
رمپ میانی ریزرخسارۀ 2، بایوکلاستیک فرامینیفرهای درشت، جلبک قرمز، بریوزوئر پکستون/ وکستون (Bioclastic large foraminifera, red algal, bryzoan Wackestone – Packstone) در این ریزرخساره بریوزئر، اکینوئید، جـلبک قرمز و فرامینیفرهای درشت کف‌زی نـظیرMiogypsina sp. Nephrolepidina sp., Operculina sp., Amphistegina sp., فراوان‌ترین آلوکمهای اسکلتی را تشکیل می‌دهند (شکل 6ب). اندازۀ ذرات اسکلتی در این رخساره در برخی از نمونه‌ها بزرگ‌تر از 2 میلی‌متر است. دولومیتی‌شدن و جایگزینی انیدریت در ماتریکس از مهمترین فرایندهای دیاژنتیکی در این ریزرخساره است. ذرات تخریبی در این ریزرخساره عمدتاً در حد و اندازۀ سیلت و ماسۀ ریز و مقدار آن 1 تا 4 درصد است. مقدار تخلخل در این ریزرخساره تا 2 درصد است (شکل 2 و 3). گلوکونیت در داخل حجرات و به صورت دانه در ماتریکس در این رخساره نیز مشاهده شد. بر اساس فراوانی آلوکمهای اسکلتی محیط رسوبی در این ریزرخساره را می‌توان به نواحی عمیق‌تر رمپ میانی تا بخشهای کم‌عمق‌تر رمپ میانی نسبت داد (شکل 8). به طوری که در نمونه‌هایی که فرامینیفرهای درشت نظیر لپیدوسیکلین، آمفستژینا و اپرکولینابه همراه فرامینیفرهای پلانکتونی فراوان‌تر هستند (شکل 6ب)؛ نمایانگر رسوب‌گذاری در بخشهای عمیق‌تر(Hottinger 1983, 1997; Romero et al. 2002; Barattolo et al. 2007; Vaziri Moghaddam et al. 2010) و در نمونه‌هایی که فراوانی خانوادۀ میوژیپسینوئیده بیشتر باشد (شکل 6پ)؛ عمدتاً مربوط به بخشهای کم‌عمق تررمپ میانی است (Geel 2000).
ریزرخسارۀ 3، بایوکلاستیک اکینوئید، جلبک قرمز وکستون- پکستون(Bioclastic echinoid, red algal Wackestone – Packstone) در این ریزرخساره جلبک قرمز (10-35درصد)، اکینودرم (7-15درصد) فراوان‌ترین آلوکمهای اسکلتی (شکل 6ت) را تشکیل می‌دهند. از فرامینیفرهای مهم همراه در این ریزرخساره می‌توان به فرامینیفرهای درشت با پوسته هیالین و پورسلانوز، نظیر خانوادۀ میوژیپسنیده و آلوئولینیده و از آلوکمهای اسکلتی دیگر می‌توان به میلیولید، آمونیا، استراکد و گاستروپود اشاره کرد. پوشش میکرایتی به دور دانه‌ها وجود دارد و نمایانگر تشکیل این ریزرخساره در محیط فوتیک است. از فرایندهای مهم دیاژنتیکی می‌توان به تشکیل انیدریت در ماتریکس و دانه‌ها به صورت جانشینی، نئومورفیسم و دولومیتی شدن در ماتریکس اشاره کرد. مقدار ذرات تخریبی در این ریزرخساره تا 5 درصد است و عمدتاً از سیلت و ذرات ماسۀ بسیار ریز با جنس قطعات ولکانیکی و فلدسپاتی تشکیل شده است .(Amirshahkarami and Karavan 2015; Geel 2000; Romero et al. 2002; Hallock et al. 1986) با توجه به فراوانی اکینوئید، این نهشته‌ها را می‌توان به بخش کم‌عمق رمپ میانی و یا به بخش جلوی رمپ درونی نسبت داد (شکل 8، (Flügle 2010; Peddly 1998.
رخسارههای سدی ریزرخسارۀ 4، بایوکلاستیک پکستون- گرینستون (Bioclastic Packstone – Grainstone) ذرات تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره شامل گاستروپود، جلبک قرمز، اکینوئید، میلیولید، استراکد، مرجان و خرده‌های دوکفه‌ای است. مقدار فراوانی گاستروپود در این ریزرخساره در برخی از نمونه‌ها تا حدود 50 درصد و از آلوکمهای غیراسکلتی فراوانی اایید 1 تا 3 درصد است. دانه‌ها پوشش میکرایتی دارد و سیمان شعاعی بر روی دانه‌ها و سیمان هم‌محور[1] نیز بر روی دانه‌های اکینوئید تشکیل شده است. انیدریت ثانویه به صورت تکه‌ای و پر‌کنندۀ فضای درون دانه‌ها نیز وجود دارد. ذرات تخریبی عمدتاً در حد سیلت و ماسۀ بسیار ریز بوده و درصد آنها تا 5 درصد است. وجود بافت دانۀ غالب در این ریزرخساره نمایانگر تشکیل آن در محیطهای با انرژی متوسط تا زیاد است، این ریزرخساره با توجه به محتوی فسیلی، بافت و جایگاه رخسارهای به بخشهای پر انرژی رمپ درونی و میانی (Flügle 2010; Peddly 1998) نسبت داده شد (شکل 8). تپه‌های زیرآبی نواحی کم‌عمق رمپ درونی، عمدتاً از قطعات تشکیل‌دهندۀ آلوکمهای اسکلتی نظیر میلیولید، گاستروپود تشکیل شده است (شکل 6ث)؛ در صورتی که در تپه‌های زیرآبی نواحی رمپ میانی علاوه بر موارد فوق فسیل‌های نواحی عمیق‌تر نظیر جلبک قرمز، بریوزوئر و فرامینیفرهای کف‌زی درشت با پوسته هیالین نیز یافت می‌شوند (Flügle 2010). مقدار تخلخل در این ریزرخساره تا حدود 50 درصد است و یکی از بهترین رخسارههای مخزنی را تشکیل می‌دهد.
رخسارههای لاگونی ریزرخسارۀ 5، بایوکلاستیک فرامینیفرهای درشت وکستون- پکستون(Bioclastic larger foraminifera Wackestone – Packstone) این ریزرخساره عمدتاً از فرامینیفرهای با پوسته پورسلانوز از خانواده‌های پنروپلیده، آلوئولیئیده، سوریتیده با فراوانی حدود 7 تا 35 درصد تشکیل شده و آلوکمهای اسکلتی نظیرمیلیولید، گاستروپود، استراکد، بریوزئر، آمونیا، جلبک قرمز و اکینوئید نیز از اجزای مهم اسکلتی را تشکیل می‌دهند (شکل 6 ج و 7الف). انحلال، پرشدگی دانه‌ها و ماتریکس توسط انیدریت، دولومیتی شدن، نئومورفیسم و تشکیل استیلولیت از مهمترین پدیده‌های دیاژنتیکی دراین ریزرخساره هستند. با توجه به فراوانی فرامینیفرهای بزرگ کف‌زی با پوسته پورسلانوز می‌توان محیط رسوبی تشکیل این ریزرخساره را به رمپ درونی (Geel 2000; Brandano et al. 2002) نسبت داد (شکل 8). در این ریزرخساره، ذرات تخریبی در حد سیلت تا 5 درصد وجود دارد و ذرات تخریبی با اندازۀ ماسه نیز به مقدار 1-2 درصد تشکیل شده که عمدتاً از ذرات گردنشده با جنس فلدسپات‌های تجزیه‌نشده تشکیل شده است. ریزرخسارۀ 6، بایوکلاستیک میلیولید وکستون– پکستون (Bioclastic miliolid Wackestone - Packstone) میلیولید (تا 15 درصد) از مهمترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره است و از آلوکمهای دیگر می‌توان به اکینوئید، جلبک قرمز، خانواده سوریتیده، گاستروپود، آمونیا و استراکد (شکل7ب) اشاره کرد. تجمع فسیل‌های با پوسته بدون منفذ نظیر میلیولیدها در زمینۀ گلی نمایانگر وجود محیط محصور با انرژی کم است(Geel 2000; Romero et al. 2002; Vaziri- Moghaddam and Torabi 2004; Mohamadi et al. 2011; Amirshahkarami and Karavan 2015; Adabi et al. 2016). جایگزینی انیدریت در ماتریکس، دولومیتی شدن و نئومورفیسم از فرایندهای مهم دیاژنتیکی در این ریزرخساره به شمار می‌آید. پوشش میکرایتی عمدتاً به دور دانه‌های اسکلتی تشکیل شده است. ذرات تخریبی در اندازۀ سیلت تا ماسۀ دانه‌ریز است و عمدتاً از قطعات دانه‌ریز فلدسپات‌های تجزیه‌نشده و گرد نشده با فراوانی حدود 2 تا 5 درصد تشکیل شده است. با توجه به بافت رسوبی و فراوانی میلیولید، این نهشته‌ها به نواحی کم‌انرژی از رمپ درونی نسبت داده شده است (شکل 8). میزان تخلخل در این رخساره در حدود، 3 تا 20 درصد است.
شکل 6- ریزرخسارههای سازند قم، الف، ریزرخسارۀ 1، بایوکلاستیک (پلانکتونیک فرامینیفرا) وکستون / مادستون، فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونی در این ریزرخساره شاخص است (چاه یورتهشاه-1، عمق 1068 متر). ب- پ، ریزرخسارۀ 2، بایوکلاستیک (فرامینیفرهای درشت، جلبک قرمز، بریوزوئر) پکستون / وکستون، فراوانی فرامینیفرهای درشت نفروسیکلینا، اپرکولینا به همراه بریوزئر و فرامینیفرهای پلانکتونی نمایانگر رسوب‌گذاری در بخشهای عمیق‌تر رمپ میانی است (شکل ب، چاه یورتهشاه-1، عمق 1055 متر) و فراوانی فرامینیفرهای درشت نظیر میوژیپسینا و میوژیپسینوئیدس به همراه جلبک قرمز نمایانگر رسوب‌گذاری در بخشهای کم عمق‌تر رمپ میانی است (شکل پ، چاه یورتهشاه-1، عمق 1165 متر).ت، ریزرخسارۀ 3، بایوکلاستیک (اکینوئید، جلبک قرمز) وکستون- پکستون (چاه یورتهشاه-1، عمق 985متر). ث-، ریزرخساره 4، بایوکلاستیک پکستون- گرینستون. وجود پوشش میکرایتی، انحلال و پرشدگی و سیمان کربناته از ویژگیهای این ریزرخساره به شمار می‌آید (چاه یورتهشاه -1، عمق 979 متر). ج، ریزرخسارۀ 5، بایوکلاستیک (فرامینیفرهای درشت لاگونی) وکستون – پکستون (چاه یورتهشاه-1، عمق 1120 متر). حروف اختصاری: Pl(فسیل پلانکتونی)، N (نفرولپیدینا)، Op (اپرکولینا)، Bry (بریوزئر)، E (اکینوئید)، R (جلبک قرمز)، Mio (میوژیپسینید)، Am (آمفیستژینا)، Ga (گاستروپود)، Mi (میلیولید)، Ps (سودوتابرینا)
ریزرخسارۀ 7، بایو کلاستیک استراکد مادستون– وکستون (Bioclastic Ostracoda Mudstone - Wackestone) اجزای تشکیل‌دهندۀ این رخساره عموماً از استراکد (تا حداکثر 15 درصد)، میلیولید (تا 5 درصد)، گاستروپود، جلبک قرمز، آمونیا و اکینوئید است که در یک زمینۀ میکرایتی به صورت پراکنده قرار گرفته است. جایگزینی دانه‌های اسکلتی نظیر استراکدها و ماتریکس با ژیپس، دولومیتی شدن، فابریک فنسترال (شکل7پ - ت) از مهمترین پدیده‌های دیاژنتیکی در این ریزرخساره به‌شمار می‌آیند. ذرات تخریبی در حد سیلت و ماسۀ بسیار ریز با فراوانی 1 تا 4 درصد در این ریزرخساره مشاهده شد. با توجه به وجود فابریک فنسترال و نبود تنوع زیستی، این نهشته‌ها به بخش کم‌انرژی رمپ درونی تا پهنۀ جزر و مدی نسبت داده شد (Alsharhan and Kendall 2002; Rasser et al. 2005; Vaziri-Moghaddam et al. 2010).
ریزرخسارۀ 8، بایوکلاستیک وکستون– پکستون ماسه‌دار (Sandy bioclastic Wackestone –Packstone) عمده‌ترین آلوکمهای اسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره جلبک قرمز، میلیولید، خانوادۀ سوریتیده، گاستروپود، آمونیا و استراکد هستند (3 تا 10 درصد). از مهمترین ویژگی این ریزرخساره می‌توان به درصد نسبتاً فراوان ذرات تخریبی (تا 40 درصد) اشاره کرد. ذرات تخریبی عمدتاً در حد ماسۀ درشت تا متوسط است و ذرات در حد میکروگنگلومرا نیز در برخی از نمونه‌ها مشاهده شد. جنس ذرات تخریبی عمدتاً از قطعات خرده‌سنگی و فلدسپات است که تجریه‌نشده و زاویه‌دار هستند و نمایانگر مقدار حمل نقل کم این ذرات است (شکل 7ث). جایگزینی برخی از دانه‌های اسکلتی و ماتریکس توسط انیدریت، دولومیتی شدن، نئومورفسیم و انحلال فشاری از بارزترین پدیده‌های دیاژنتیکی در این ریزرخساره هستند. محیط رسوبی این ریزرخساره با توجه به بافت، محتوی اسکلتی، فراوانی ذرات تخریبی و جایگاه چینه‌شناسی به بخشهای کم‌عمق‌تر لاگون تا ناحیۀ بین جزر و مدی (FlÜgel 2010) نسبت داده شد (شکل 8). میزان تخلخل در این رخساره در حدود، 3 تا 20 درصد است.
ریزرخسارۀ 9، مادستون لامینه‌ای (Laminated Mudstone) وجود فابریک لامینه‌ای از مهمترین ویژگیهای این ریزرخساره است (شکل7ج). اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره عمدتاً از استراکد، میلیولید، آمونیا و اکینوئید است. دولومیتی شدن، رگچه‌‌های انحلالی، نئومورفیسم و جانشینی انیدریت درماتریکس و دانه‌های اسکلتی از مهمترین فرایندهای دیاژنتیکی در این ریزرخساره هستند. ذرات تخریبی در اندازۀ سیلت با فراوانی حدود 3 تا 5 درصد در این رخساره پراکنده هستند. محیط رسوبی این ریزرخساره با توجه به عدم تنوع فسیلی، نادر بودن آثار زیستی و وجود لامیناسیون به ناحیۀ جزر و مدی تا پریتایدال (Flügle 2010) نسبت داده شد (شکل 8). رخسارۀ انیدریت: این رخساره عمدتاً از انیدریت تشکیل شده است و با توجه به کم‌عمق بودن محیط رسوبی در رخسارههای مجاور به نظر می‌رسد که این رخساره در محیط سبخایی نهشته شده باشد (شکل 8، الف). پتروفاسیس کنگلومرا: این رخساره در قاعدۀ سازند قم به صورت پیشرونده در برش زیر سطحی یورتهشاه-1 به ضخامت 4 متر و در برش سطحی موره‌کوه به ضخامت حدود یک متر نهشته شده است. این رخساره نمایانگر پیشروی دریای میوسن بر روی نهشتههای قاره‌ای سازند قرمز زیرین است (شکل 8، ب).
شکل 7- الف: ریزرخسارۀ 5، بایوکلاستیک (فرامینیفرهای درشت لاگونی) وکستون – پکستون (نمونۀ 8، موره‌کوه). ب: ریزرخسارۀ 6، بایوکلاستیک (میلیولید) وکستون – پکستون، دولومیتی شدن و نئومورفیسم مهمترین پدیده‌های دیاژنتیکی در این ریزرخساره به شمار می‌روند. (چاه یورتهشاه-1، عمق 1067 متر) پ-ت: ریزرخساره 7، بایو کلاستیک (استراکد) مادستون – وکستون، فراوانی یک گونه تنوع زیستی کم نمایانگر رسوب‌گذاری در محیط با استرس زیاد و وجود فابریک فنسترال نمایانگر رسوب‌گذاری در محیط جزر و مدی است (چاه یورتهشاه -1، عمق 990 متر). ث: ریزرخسارۀ 8، بایوکلاستیک وکستون – پکستون ماسه‌دار، در این ریزرخساره ذرات ماسهای عمدتاً از قطعات خرده‌سنگی و فلدسپات تشکیل شده و ذرات دانه‌درشت زاویه‌دار و جورنشده هستند (برش موره‌کوه نمونۀ 2). ج: ریزرخساره 9، مادستون لامینه‌ای، تنوع کم فسیلی و وجود فابریک لامینه‌ای نمایانگر تشکیل این ریزرخساره در ناحیۀ جزر و مدی تا پریتایدال است (برش موره‌کوه نمونۀ 46). حروف اختصاری: Bo(بورلیس)، R (جلبک قرمز)، A (آمونیا)، Mi (میلیولید)، RF (قطعات خرده‌سنگی).
شکل 8- الف: بخش تبخیری d در چاه یورتهشاه-1 در عمق 1083 متری. ب: نهشتههای کنگلومرای قاعدۀ سازندۀ قم در برش موره‌کوه که عمدتاً از قطعات ولکانیکی تشکیل شده است.
مدل رسوبی در زمان رسوب‌گذاری سازند قم علاوه بر تغییرات سطح آب دریا دو عامل تکتونیک و توپوگرافی دیرینه نیز در شکل‌‌گیری ترتیب رخسارهها و محیط رسوبی مؤثر بوده‌اند(Jalali et al. 2009). لذا امکان ارائۀ یک مدل رسوبی واحد برای حوضۀ قم امکان‌پذیر نیست. در این مطالعه، با توجه به اطلاعات حاصل از مشاهدات صحرایی، تجزیه و تحلیل ریزرخسارهها، عدم وجود رخسارههای توربیدایتی و ریف‌‌های سدی، مدل رسوبی رمپ کربناته (Burchette and Wright 1992) جهت این نهشته‌ها انتخاب شد. بررسی رخسارهها و کمربندهای رخسارهای، تغییرات عمودی و جانبی آنها، ساختمان‌‌های رسوبی و نوع آلوکمهای اسکلتی و غیر اسکلتی و وابستگی آنها به نور نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری رخسارههای توالی مورد مطالعه بر روی کمربندهای رخسارهای رمپ بیرونی، میانی و درونی است (شکل 9).
چینه‌نگاری سکانسی در این تحقیق با تلفیق اطلاعات حاصل از مشاهدات صحرایی، مطالعات میکروسکوپی، تغییرات ریزرخسارهها و محیط رسوبی، با استفاده از مدل چینه‌نگاری سکانسی (Hunt and Tucker 1995;1992)، اقدام به تفکیک سه سکانس رسوبی درجه سوم در برش زیر سطحی یورتهشاه-1 و یک سکانس رسوبی درجه سوم در برش سطحی موره‌کوه به شرح زیر شد (شکل‌های 2 و 3).
سکانس 1 این سکانس رسوبی درجه سوم در چاه یورتهشاه-1، 5/65 متر ضخامت دارد (شکل2). مرز زیرین این سکانس با توجه به قرارگیری نهشتههای سازند قم بر روی نهشتههای ولکانیکی ائوسن از نوع 1[2]و مرز فوقانی آن با توجه به وجود نهشتههای تبخیری بخش d از نوع دوم است. بررسی توالی، بافت، رخسارههای رسوبی، درصد آلوکمهای اسکلتی و غیراسکلتی و سطوح چینه‌نگاری به شناسایی دسته رخسارههای تراز پایین[3]، پیشرونده[4] و تراز بالا[5] انجامید. این سکانس در برگیرندۀ واحد سنگ‌چینه‌ای c4 است و سن آن به آکیتانین و بایوزون SBZ 24نسبت داده شد (شکل2).
شکل 8- مدل رسوبی سازند قم بر اساس نحوۀ پراکندگی آلوکمهای اسکلتی، غیر اسکلتی و ریزرخسارهها
رسوب‌گذاری سازند قم در چاه یورتهشاه-1 با نهشتههای کنگلومرای پیشرونده، دارای فسیل‌های جلبک قرمز و اکینوئید شروع شده که این توالی نمایانگر دسته رخسارهای تراز پایین است (پتروفاسیس کنگلومرا). بالا آمدن سریع سطح آب دریا به رسوب‌گذاری دسته رخسارهای پیشرونده از رسوبات کربناته در کمربند رمپ درونی و میانی در برش مورد مطالعه منجر شد (ریزرخسارههای 8 و 3). حداکثر سطح پیشروی آب دریا[6] در بیشترین پس‌نشینی رخسارهها[7] در نهشتههای پکستونی دارای، اکینوئید، بریوزئر، جلبک قرمز و فرامینیفرهای درشت کف‌زی با پوسته هیالین مربوط به محیط رسوبی رمپ میانی (ریزرخساره 3) قرارداده شد (شکل 2). دسته رخسارهای تراز بالا، با گذر تدریجی مجموع رخسارههای رمپ میانی به رمپ درونی که همراه با افزایش مقدار ذرات تخریبی است (ریز رخسارههای شماره 4، 5، 6 و 8)، شناسایی شده است. این مجموعه رخساره با توجه به روند پیش‌نشینی کمربندهای رخسارهای به سمت دریا و افزایش مقدار ذرات تخریبی، نمایانگر کاهش نسبی عمق آب دریاست. برش موره‌کوه (شکل 1) در زمان تشکیل این سکانس رسوبی از آب خارج بوده و این سکانس رسوبی در آن تشکیل نشده است.
سکانس 2 این سکانس رسوبی درجه سوم در چاه یورتهشاه-1 با ضخامت 83 متر گسترش دارد. این سکانس در برگیرندۀ بخش d و بخش زیرین واحد سنگ‌چینه‌ای e-f بوده و سن آن با توجه به بایوزون SBZ 25به بوردیگالین نسبت داده شد (شکل2). در این سکانس دسته‌رخساره‌های تراز پایین، پیشرونده، تراز بالا و مرحلۀ افت سریع آب دریا تشخیص داده شد. مرز زیرین این سکانس در چاه یورتهشاه-1، با توجه به تشکیل تبخیری‌های بخش d از نوع مرز سکانسی نوع دوم تشخیص داده شد. دسته رخسارهای تراز پایین با نهشتههای تبخیری گچ بخش dاز سازند قم در برش مورد مطالعه مشخص می‌شود (رخسارۀ انیدریت). با توجه به وجود ریزرخسارۀ 8 در ریز و بالای نهشتههای گچ d به نظر می‌رسد این نهشتههای تبخیری مربوط به محیط سبخا باشند. بخش d در بخش مرکزی حوضۀ رسوبی قم تقریباً در اکثر برش‌ها و چاه‌ها در جایگاه چینه‌ای و سنی تقریباً یکسانی وجود داشته و می‌توان از آن به عنوان یک شاخص چینه‌شناسی استفاده کرد. با بالا آمدن سریع سطح آب دریا، شرایط کولابی حاکم بر حوضۀ قم مجدداً به شرایط دریایی نرمال تغییر کرد و دسته رخسارهای پیشرونده در چاه یورتهشاه-1، که عمدتاً از نهشتههای آهکی مربوط به بخش رمپ درونی، میانی و بیرونی تشکیل شده است (ریزرخسارههای شماره 1، 2 و 8). سطح حداکثر پیشروی آب دریادر چاه یورتهشاه-1، منطبق بر بیشترین فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونی ودر ریز رخسارۀ 1، قرار داده شد (شکل2). دسته رخسارهای تراز بالا در چاه یورتهشاه-1، از پاراسکانس‌های کم‌عمق شونده تشکیل شده است (ریزرخسارههای 2، 3، 4،6 و9)، روند پیش‌نشینی رخسارهها در این دسته رخسارهای در برش‌های مورد مطالعه با گذر تدریجی محیط رمپ میانی به رمپ درونی مشخص می‌شود. تشکیل نهشتههای تبخیری در چاه یورتهشاه-1، به ستبرای حدود 2 متر نمایانگر تشکیل دسته رخسارههای مرحله افت سریع آب دریاست. مرز بالایی این سکانس در چاه یورتهشاه-1، نوع دوم تشخیص داده شد. در زمان تشکیل این سکانس رسوبی برش موره‌کوه از آب خارج بوده و این سکانس رسوبی در محدودۀ تاقدیس موره‌کوه تشکیل نشده است.
سکانس 3 این سکانس رسوبی درجه سوم در چاه یورتهشاه-1 با ضخامت حدود 215 متر و در برش سطح‌الارضی موره‌کوه 50 متر ضخامت دارد. این سکانس در برگیرنده واحد سنگ‌چینه‌ای e-fدر برش زیر سطحی یورتهشاه-1 و بخش f در برش سطحی موره‌کوه است. سن این سکانس رسوبی بر اساس بایوزون SBZ 25 به بوردیگالین نسبت داده شد (شکل 2 و 3). در این سکانس، دسته رخسارهای تراز پایین، پیشرونده و تراز بالا تشخیص داده شد. مرز زیرین این سکانس در چاه یورتهشاه منطبق بر رأس واحد تبخیری و در برش موره‌کوه در همبری آهک‌های ماسهای-کنگلومرادار با نهشتههای ولکانیکی ائوسن قرار داده شد. این مرز در برش چاه یورتهشاه-1 از نوع دوم و در برش موره‌کوه از نوع اول در نظر گرفته شد. در قاعده برش موره‌کوه توالی نهشتههای آهک ماسهای- کنگلومرایی که اندازۀ ماسه‌ها روند افزایشی به سمت بالا را از خود نشان می‌دهند (ریز رخساره 8) به عنوان نهشتههای دسته رخسارهای تراز پایین در نظر گرفته شد (شکل 3). قابل ذکر است که در برش برداشت‌شده در جنوب شرق تاقدیس موره‌کوه در قاعدۀ سازند قم حدود 3 متر نهشتههای کنگلومرایی گزارش شده (باغبانی و همکاران 1375) که نمایانگر دسته رخسارۀ تراز پایین است و معادل با توالی آهک ماسهای- کنگلومرا دار در نظر گرفته شد. در چاه یورتهشاه-1 این دسته رخسارهای قابل شناسایی نیست. دسته رخسارههای پیشرونده، در چاه یورتهشاه-1 و برش سطحی موره‌کوه نیز با توجه به قرارگیری آن در بخشهای کم‌عمق‌تر حوضه، به ترتیب از نهشتههای آهکی مربوط به بخش رمپ میانی و درونی تشکیل شده است (ریزرخسارههای 3 و 4 در برش زیرسطحی یورته شاه-1 و ریزرخسارههای 4 و5 در برش موره‌کوه). سطح حداکثر پیشروی آب دریا (mfs) در چاه یورتهشاه-1 منطبق بر بیشترین فراوانی اکینوئید، بریوزئر و جلبک قرمز و کاهش فرامینفرهای با پوسته پورسلانوز (ریزرخسارۀ 3، شکل 2) و در برش سطحی موره‌کوه منطبق با بیشترین تنوع موجودات نظیر اکینوئید، جلبک قرمز، فرامینیفرهای درشت و کمترین میزان ذرات تخریبی قرار داده شد (ریزرخسارۀ 4، شکل 3). دسته رخسارههای تراز بالادر برش زیر سطحی یورته شاه-1 (شکل 2)، در بردارنده پاراسکانس‌های کم‌عمق شونده در محیط رمپ درونی است (ریزرخسارههای 4، 5، 6، 7، 8 و 9) و برش سطحی موره‌کوه ابتدا دارای چیدمان افزاینده[8] و سپس دربردارندۀ پاراسکانس‌های کم‌عمق شونده در محیط رمپ درونی (ریزرخسارههای 5، 8 و 9) است (شکل 3). مرز بالایی این سکانس منطبق با سازند قرمز بالایی و از نوع یک در برش‌های مورد مطالعه است.
تطابق ناحیه‌ای بررسی تغییرات سکانسهای رسوبی از تاقدیس یورتهشاه به سمت تاقدیس موره‌کوه نمایانگر عدم تشکیل سکانسهای رسوبی مربوط به آکیتانین و بوردیگالین زیرین در محدوده تاقدیس موره‌کوه است. با بررسی خطوط لرزه‌ای در محدودۀ مورد مطالعه مشخص شد که ضخامت نهشتههای الیگو- میوسن از جنوب شرق به شمال غرب کاهش یافته است. در این محدوده وجود روهمپوشانی[9]ها نمایانگر تغییرات سطح آب دریا و تکتونیک محلی در زمان الیگو- میوسن است، به طوری که در محدودۀ جنوب شرقی سکانسهای اکیتانین و بوردیگالین پیشین (سکانسهای 1و 2) نهشته شده و این سکانسها به سمت شمال غرب با توجه به عدم گسترش دریا تشکیل نشده و فقط سکانس سوم با سن بوردیگالین در این محدوده (تاقدیس موره‌کوه) تشکیل شده است (شکل 10).
شکل 10- برش لرزه‌ای به موازات تاقدیسهای دوازده امام – موره‌کوه. این برش لرزه‌ای بر روی رأس سازند قم مسطح است. این برش نمایانگر تشکیل سکانسهای قدیمی تر سازند قم در بخش جنوب شرقی و روهمپوشانی به سمت شمال غربی و تشکیل سکانسهای جدیدتر در این محدوده است.
نتیجه سازند قم در برش زیر سطحی یورتهشاه-1 به ضخامت 493 متر شامل نهشتههای سنگ آهک، سنگ آهک رسی، سنگ آهک ماسهای، دولومیت و انیدریت است به بخشهای c1 تا f تفکیک گردید. سازند قم در برش سطح‌الارضی موره‌کوه به ضخامت 50 متر از سنگ آهک‌های بخش f تشکیل شده است. در این مطالعه در ارتباط با تعیین سن نهشتههای سازند قم به منظور ایجاد یک چهارچوب زمانی برای تفکیک سکانسهای رسوبی درجه سوم، از مجموعه همراه فرامینیفرهای درشت و مفاهیم چینه‌نگاری سکانسی استفاده و بر این اساس سن سازند قم ارزیابی گردید. سن بخش c4در برش زیر سطحی یورتهشاه-1، با توجه به وجود Miogypsina cf. gunteri /tani، به آکیتانین نسبت داده شد. سن بخش d با توجه به عدم وجود فسیل‌های شاخص و با توجه به منحنی تغییرات جهانی سطح آب دریا (Hardenbol et al.,1998) و مفاهیم چینه‌نگاری سکانسی به مرز آکیتانین/ بوردیگالین نسبت داده شد. سن بخش تفکیک‌نشده e-f در برش زیر سطحی یورتهشاه-1، و بخش f در برش سطحی موره‌کوه بر اساس وجود فرامینیفرهای درشت نظیر Borelis melo curdica، Miogypsina cf. globulina وMiogypsinoides cf. dehaartii به بوردیگالین و بایوزون SBZ 25، نسبت داده شده است. با توجه به مشاهدات صحرایی و آزمایشگاهی، نظیر عدم وجود رخسارههای توربیدایتی، ریزشی و ریف‌‌های سدی و یکنواختی رخسارههای سنگی در محدوده مورد مطالعه، مدل رسوبی رمپ کربناته برای این نهشته تعیین شد. بر اساس بافت رسوبی، نوع آلوکمهای اسکلتی و غیراسکلتی و درصد فراوانی آنها 9 ریزرخساره و دو رخسارۀ سنگی از بخش رمپ بیرونی تا ناحیۀ پری تایدال شناسایی گردید و ضمن بررسی تغییرات توالی ریزرخسارهها نوسانات سطح آب دریا نیز مشخص شد. تعداد سه عدد سکانس رسوبی درجه سوم در برش زیر سطحی یورتهشاه-1 و یک عدد سکانس رسوبی درجه سوم در برش موره‌کوه بر اساس مشاهدات صحرایی، مطالعات میکروسکوپی و تعبیر و تفسیر رخسارهها تفکیک شد. سکانس اول با سن آکیتانین دربرگیرنده بخش c4 و سکانس دوم در برگیرندۀ بخش d و قسمت پایینی بخش غیر قابل تفکیک e و f با سن بوردیگالین در برش زیر سطحی یورتهشاه-1، است. سکانس سوم با سن بوردیگالین، در برگیرندۀ قسمت بالایی، از بخش غیر قابل تفکیک e و f در برش زیر سطحی یورتهشاه-1 و بخش f از برش موره‌کوه است.
تشکر و قدردانی از مدیریت محترم پژوهش و فناوری اکتشاف شرکت ملی نفت ایران، برای فراهم‌کردن امکانات عملیات صحرایی و مطالعات دفتری، کمال تشکر و امتنان را داریم. [1] Syntaxial overgrowth [2] Sequence Boundary Type1 (SB 1) [3] Lowstand Systems Tract (LST) [4] Transgressive Systems Tract (TST) [5] Highstand Systems Tract (HST) [6] Maximum flooding surface (mfs) [7] Retrogradation [9] Onlap
| |||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||
|
آقانباتی ع. 1383. زمین‌شناسی ایران: انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586ص. ایمن دوست آ. و امینی ع. 1384. چینه‌شناسی سکانسی سازند قم در مقطع شوراب با نگرشی بر پارامترهای مؤثر در تشخیص سطوح اصلی سکانسی و سیستم تراکت‌‌ها در بررسی‌‌های سطح‌الارضی. بیست و چهارمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی کشور. باغبانی د. الهیاری م. شاکری ع. 1375. بررسی حوضۀ رسوبی قم و ارزیابی توان هیدروکربوری آن (ایران مرکزی). گزارش زمین‌شناسی شماره، 1838، مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت، 104 ص. بهفروزی ا. صفری ا. و وزیری‌مقدم ح. 1389. زیست چینه‌نگاری سازند قم در ناحیه چنار (شمال غرب کاشان) بر اساس روزن داران و تطابق آن با برخی از نقاط ایران مرکزی. نشریه علمی– پژوهشی رخسارههای رسوبی، زمستان 1389، 3(2): ص 31-40. بهفروزی ا. صفری ا. و وزیری مقدم ح. 1391. پالئواکولوژی و اجتماعات کربناته سازند قم در منطقه چنار (شمال غرب کاشان). نشریۀ علمی پژوهشی رخسارههای رسوبی، شمارۀ 5(1): ص1- 12. جلالی م. صادقی ع. و آدابی م.ح. 1395. ریزرخسارهها، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند قم در برش سطحی شرق سیاه‌کوه (جنوب گرمسار). فصلنامۀ زمین‌شناسی ایران، در حال چاپ. دانشیان ج. و درخشانی م. 1387. پالئواکولوژی فرامینیفرای سازند قم در برش قصر بهرام، دامنه‌‌های شمال غربی سیاه‌کوه، واقع در جنوب گرمسار. مجلۀ علوم پایه دانشگاه اصفهان، شمارۀ 1، 1-16 ص. دانشیان ج. و آفتابی آ. 1388. بیواستراتیگرافی فرامینیفرهای سازند قم بر اساس یافته‌‌های جدید در برش چینه‌شناسی طاقدیس نواب در جنوب شرق کاشان. مجلۀ علوم دانشگاه تهران. جلد 35، 154-137 ص. رحیمی متین ل. 1386. بیوستراتیگرافی و سکانس استراتیگرافی سازند قم در جنوب ورامین (دوازده امام– یورتهشاه). پایان‌نامۀ کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، 136ص. لاسمی ی. و امین رسولی ه. 1382. چینه‌نگاری سکانسی سازند قم در جنوب بخش مرکزی حوضۀ رسوبی ایران مرکزی. بیست و دومین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی کشور. نوری ن. 1377. میکروفاسیس، محیط رسوبی و چینه‌شناسی توالی‌‌های سازند قم در منطقۀ شرق سمنان. مجموعه مقالات دومین همایش انجمن زمین‌شناسی کشور. Abaie I. Ansari H.J. Badakhshan A. and Jaafari A. 1964. History and development of the Alborz and Saraje fields of central Iran. Bulletin of Iranian Petroleum Institute, 15: 561–574.
Adabi M.H. Kakemem U. Sadeghi A. 2016. Sedimentary facies, depositional environment and sequence stratigraphy of Oligocene – Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros basin (SW Iran). Carbonates and Evaporites, 31: 69–85.
Alavi M. 1991. Tectonic Map of the Middle East: Tehran. Geological Survey of Iran, Scale 1:5,000,000.
Alavi M. 1994. Tectonics of the Zagros Orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229: 211–238.
Alsharhan A.S. Kendall C.G.St.C. 2002. Holocene carbonate/evaporates of Abu Dhabi, and their Jurassic ancient analogs. In: Barth H.J. Bore B.B. 2002. Sabkha Ecosystems. Kluwer Academic Publisher, Netherlands, 187 - 202.
Amirshahkarami M. and Karavan M. 2015. Microfacies models and sequence stratigraphic architecture of the OligoceneeMiocene Qom Formation, south of Qom City, Iran. Geoscience Frontiers, 6: 593-604.
Banner F.T. and Highton J. 1989. On Pseudotaberina malabarica (Carter) (Foraminiferida). Journal of Micropalaeontology, 8 (1): 113-129.
Barattolo F. Bassi D. Romero R. 2007. Upper Eocene larger foraminiferal-coralline algal facies from the Klokova Mountain (south continental Greece). Facies, 53: 361–375.
Berberian, M. and King G.C.P. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. National Research Council of Canada, 18: 210–263.
Bozorgnia F. 1965. Qum Formation stratigraphy of the Central Basin of Iran and its intercontinental position. Bulletin of the Iranian Petroleum Institute, 24: 69–75.
Bozorgnia F. 1961. Investigation on Microfossils of the Qum Formation from the well Yort- I Shah-1. National Iran Oil Company Exploration Directorate, Technical Report 259, Unpublished.
Brandano M. and Corda L. 2002. Nutrients, sea level and tectonics: constrains for the facies architecture of a Miocene carbonate ramp in central Italy. Terra Nova, 14:.257–262.
Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79: 3-57.
Cahuzac B. Poignant A. 1997. Essai de biozonation dans les bassins européens à I’aide des grands foraminifères néritiques. Bulletin Society Géological de France, 168 (2): 155-169.
Daneshian J. and Aftabi A.2010. Biostratigraphy of Qom Formation Foraminifers based on new exploration in Navab Anticline surface section in South of Kashan. Journal of Science (University of Tehran) (JSUT), 35: 137-154
Dozy J. J. 1944. A geological reconnaissance of the Kuhistan- i- Qum. National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Geological Report 304, Unpublished.
Dozy J. 1955. A sketch of post Craetaceous volcanism in Central Iran. National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Geological Report 186, Unpublished.
Drooger C.W. 1993. Radial Foraminifera: morphometrics and evolution. Verhandelingen der koninklijke Nederlandse Akademie van wetenschappen, Afdeling Natuurkunde, 41: 1-242.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 1:108–121.
Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A late Devonian reef tract on northeastern Banks Islands, Northwest Territories. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19:730–781.
FlÜgel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks, analysis, interpretation and application. Springer, 984 p.
Furrer M.A. and Soder P.A. 1955. The Oligo-Miocene marine formation in the Qum region (Central Iran): Rome, Italy. In: Proceedings of the 4th World Petroleum Congress, Rome, 267- 277.
Gansser A. 1955. New aspects of the geology in central Iran: National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Geological Report 160, Unpublished.
Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposits: empirical models based on microfacies analysis of Palaeogene deposits in southeastern Spain: Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol, 155:.211–238.
Guoqiang X. Shaonan Z. Zhongdong L. Lailiang S. and Huimin L. 2007. Carbonate Sequence Stratigraphy of a Back-Arc Basin: A Case Study of the Qom Formation in the Kashan Area, Central Iran. Acta Geologica Sinica, 81 (3): 488-500.
Hallock P. and Glenn E.C. 1986. Larger foraminifera: a tool for paleoenvironmental analysis of Cenozoic carbonates depositional facies. Palaios, 1:55-64.
Hottinger L. 1983. Processes determining the distribution of larger foraminifera in space and time. In: Meulenkamp J.E. (Ed.), Reconstruction of marine paleoenvironments. Utrecht Micropaleontological Bulletin, 30: 239–253.
Hottinger L. 1997. Shallow bentihic foraminiferal assembelages as signals for depth of their deposition and their limitations. Bulletin. Society. Geological. France, 168:491–505.
Hunt D. and Tucker M. E. 1993. Sequence stratigraphy of carbonate shelves with an example from the mid-Cretaceous (Urgonian) of southeast France. International Association of Sedimentologists, Special Publication, 18: 307–341.
Hunt D. and Tucker M. E. 1995. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base level fall – reply: Sedimentary Geology, 95:147–160.
Hardenbol J. Thierry J. Farley M. B. Jacquin T. De Graclansky P. C. and Vail P. R. 1998. Mesozoic and Cenozoic sequence chronostratigraphic framework of European basins. SEPM Special Publications, 60: 3-14.
Işik U. Hakyemez A. 2011. Integrated Oligocene-Lower Miocene Larger and Planktonic Foraminiferal Biostratigraphy of the Kahramanmaras Basin (Southern Anatolia, Turkey). Turkish Journal of Earth Sciences, 20: 793–845.
Jalai M. Feizi A. Asilian H. Motamedi H. and Motamedi B. 2009. Sequence Stratigraphy and basin evolution of Miocene deposits in the North-West part of Central Iran Basin, International Lithsphere Program (ILP), 5th workshop of the ILP-Task force on sedimentary basin, Abu Dhabi.
Jalali M. Sadeghi A. Adabi M.H. 2017. Microfacies, sedimentary environment and sequence stratigraphy of Qom Formation in SE Siah Kuh Surface Section (South of Garmsar). Geology of Iran, 39:83-102.
James G.A. and Wynd J.C. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49(2): 94-156.
Karavan M. Mahboubi A. Vaziri-Moghaddam H. Moussavi-Harami R. 2015. Sedimentary facies analysis and sequence stratigraphy of Qom Formation deposits in NE Delijan-NW Central Iran. Geosciences Journal, 24:.237-249.
Khalili M. Beavers R. and Torabi H. 2007. Depositional environment of the evaporitic (d-Member) of the Qom formation (Central Iran). Carbonates and Evaporites, 22 (2):101-112.
LESS Gy. ÖZCAN E. and OKAY A. 2011. Stratigraphy and Larger Foraminifera of the Middle Eocene to Lower Oligocene Shallow-Marine Units in the Northern and Eastern Parts of the Th race Basin, NW Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences, 20: 793–845.
Letouzey J. and Rudkiewicz J.L. 2005. Structural geology in the Central Iranian Basin. Institut Francais du Petrole report 79.
Mohaijel. M. Fergusson C.L. and Sahandi M.R. 2003. Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. Journal Asian Earth Science, 21: 397-412.
Mohammadi E. Safari A. Vaziri-Moghaddam H. Vaziri M.R. and Ghaedi M. 2011. Microfacies analysis and paleoenviornmental interpretation of the Qom Formation, South of the Kashan, Central Iran. Carbonates and Evaporates, 26: 255-271.
Mohammadi E. Vaziri M.R. and Dastanpour M. 2015. Biostratigraphy of the nummulitids and lepidocyclinids bearing Qom Formation based on larger benthic foraminifera (Sanandaj - Sirjan fore-arc basin and Central Iran back-arc basin, Iran). Arabian Journal of Geosciences, 8(1): 403-423.
Morley C. K. Kongwung A. A. Julapour M. Abdolghafourian M. Hajian M. Waples D. Warren J. Otterdoom H. Srisuriyon K. and Kazemi H. 2009. Structural development of a major late Cenozoic basin and transpressional belt in central Iran. The Central Basin in the Qom-Saveh: Geosphere, 4: 325–362.
Mateu-Vicens G Hallock v. Brandano M. 2008. A depositional model and paleoecological reconstruction of the lower Tortonian distally steepened ramp of Minorca (Balearic Islands, Spain). Palaios, 23: 465–481.
Özcan E Less G Báldi-Beke M Kollányi K Acar F. 2009. Oligo- Miocene foraminiferal record (Miogypsinidae, Lepidocyclinidae and Nummulitidae) from the Western Taurides (SW Turkey). Biometry and implications for the regional geology. Journal of Asian Earth Science, 34: 740–760.
Pedley H.M. 1998. A review of sediment distributions and processes in Oligo-Miocene ramps of southern Italy and Malta (Mediterranean divide). Geological Society of London. Special Publications, 149: 163–179.
Rahimi Matin L. 2008. Biostratigraphy and sequence stratigraphy of Qom Formation in South of Varamin, M.S. thesis, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran, 136p.
Raju D.S.N. 1974. Study of Indian Miogypsinidae. Utrech Micropaleontological Bulletins, 9: 1-148.
Rasser M.W. Scheibner C. Mutti M. 2005. A paleoenvironmental standard section for Early Ilerdian tropical carbonate factories (Corbieres, France; Pyrenees, Spain). Facies, 51: 217-232.
Read J. F. 1985. Carbonate platform facies models. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 69: 1-21.
Rahaghi A. 1973. Etude de quelques grands foraminifères de la Formation de Qum (Iran Central). Revue de Micropaléontologie, 16: 23–38.
Rahaghi, A. 1976. Contribution a l’étude de quelques grands foramifères de l’Iran. Société National Iranienne des Pétroles Laboratoire de Micropaléontologie. Publication 6, Parts 1–3, 1- 79.
Rahaghi A. 1980. Tertiary Faunal Assemblage of Qum–Kashan, Sabzewar and Jahrum Areas. National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Geological Laboratories, Publication, 8: 1–64, Unpublished.
Renema W. 2008. Internal architecture of Miocene Pseudotaberina and its relation to Caribbean Archaiasins. Palaeontology, 51 (1): 71-99.
Reuter M. Piller W.E. Harzhauser M. Mandic O. Berning B. F. Rِgl F. Kroh A. Aubry M.P. Wielandt-Schuster U. and Hamedani A. 2007. The Oligo–Miocene Qom Formation (Iran): evidence for an early Burdigalian restriction of the Tethyan seaway and closure of its Iranian gateway. International Journal of Earth Sciences, 98: 627–650.
Romero J. Caus E. Rossel J. 2002. A model for the paleoenviornmental distribution of larger foraminifera based on Late Middle Eocene deposits on the margin of the south Pyrenean Basin (SE Spain). Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol, 179:43–56.
SINOPEC. 2009. Integrated Evaluation and Exploration Targets Optimisation in Garmsar Block, Iran. National Iranian Oil Company Exploration Directorate, SINOPEC report, unpublished.
Soder P.A. 1956. Detailed investigations on the marine formation of Qum. National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Geological report 154, Unpublished.
Soder P.A. 1959. Detailed investigations on the marine formation (Oligo - Miocene) of Qum. National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Geological report 186, Unpublished.
Stampfl i G.M. and Borel G.D. 2002. A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrones. Earth and Planetary Science Letters, 196: 17–33.
Stöcklin J. Setudehina A. 1991. Stratigraphic lexicon of Iran. Geological Survey of Iran Report, 18: 1–376.
Van Buchem F.S.P. Allan T.L. Laursen G.V. Lotfpour M. Moallemi A. Monibi S. Motiei H. Pickard N.A.H. Tahmasbi A.R. Vedrenne V. Vincent B. 2010. Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the OligoMiocene deposits in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh formations) SW Iran. Geological Society, London, Special Publications, 329: 219-263.
Vaziri- Moghaddam H. and Torabi H. 2004. Biofacies and sequence stratigraphy of the Oligocene succession, Central basin, Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Stuttgart, 6 : 321-344.
Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. Taheri A. Motiei H. 2010. Oligocene–Miocene ramp system (Asmari Formation) in the NW of the Zagros basin, Iran. Microfacies, paleoenvironment and depositional sequence. Revista Mexicana de Ciencias Geologicas, 27: 56–71.
Zabihi Zoeram F. Vahidinia M. and Sadeghi A. 2014. Larger benthic foraminifera: a tool for biostratigraphy, facies analysis and paleoenvironmental interpretations of the Oligo-Miocene carbonates, NW Central Zagros Basin, Iran: Arabian Journal Geosciences, 8 (2): 931-949.
| |||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 2,522 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,593 |
|||||||||||||||