پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شمارهها | 1,639 |
| تعداد مقالات | 13,330 |
| تعداد مشاهده مقاله | 29,909,771 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 11,961,684 |
چینهنگاری سکانسی نهشتههای آلبین میانی تا سنومانین (سازند سروک) در برش تنگ چنارباشی (جنوبشرق ایلام) و نقش فونای فسیلی در شناسایی و تفسیر سکانسها | ||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||
| مقاله 7، دوره 34، شماره 4 - شماره پیاپی 73، دی 1397، صفحه 101-114 اصل مقاله (1015.74 K) | ||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2019.108735.1033 | ||
| نویسندگان | ||
| جهانبخش دانشیان* 1؛ سید علی معلمی2؛ کامیار یونسی3 | ||
| 1دانشیار، گروه زمینشناسی، دانشگاه خوارزمی تهران، ایران | ||
| 2استادیار، گروه اکتشاف و تولید، پژوهشگاه صنعت نفت تهران، ایران | ||
| 3کارشناس ارشد زمینشناسی، دانشگاه خوارزمی تهران، ایران | ||
| چکیده | ||
| چینههای آلبین میانی تا سنومانین در برش تنگ چنارباشی معرف رخسارۀ پلاژیک سازند سروک هستند. این چینهها در قالب 5 سکانس ردۀ سوم و 9 سکانس ردۀ چهارم نهشته شدهاند. این سکانسها در قالب شش ریزرخسارۀ مادستون، پکستون پلوئیدی، پکستون رادیولری، وکستون- پکستون دارای خارپوست و روزنبران کفزی، وکستون- پکستون الیگوستژینیدی و روزنبران پلانکتونی منظم شدهاند. مطالعۀ سکانسهای ردۀ سوم در مطالعۀ حاضر نشان داد درون برخی از آنها ناپیوستگیهای پیوستهنمایی وجود دارند که به مرزهای سکانسی پنهان سکانسهای ردۀ چهارم مربوط هستند. شناسایی این مرزها و تفکیک سکانسها به کمک فونای فسیلی بایوزونهای روزنبران پلانکتونیک انجام شد. تفکیک سکانسهای ردۀ چهارم عموماً با فونای فسیلی انجام شد. در سکانسهای ردۀ چهارم، حداکثر سطح غرقشدگی (mfs) بر مبنای حداکثر تنوع و فراوانی تاکساهای پلانکتونیک و کاهش ناگهانی روزنبران کفزی مشخص میشود. | ||
| کلیدواژهها | ||
| چینه نگاری سکانسی؛ کرتاسه؛ سازند سروک؛ فونا | ||
| اصل مقاله | ||
|
مقدمه توالیهای آلبین میانی تا سنومانین در تنگ چنارباشی معرف سازند سروک (دومین سازند از گروه بنگستان) هستند. این سازند را جیمز و وایند (James & Wynd 1965) معرفی کردند و دو رخسارۀ نریتیک در فارس و خوزستان و رخسارۀ پلاژیک در لرستان را برای آن در نظر گرفتند. سپس ولز (Wells 1966; 1967) با مطالعۀ گروه بنگستان در خوزستان، سازند سروک را به حوضهای پلتفرمی نسبت داد. بورژوآ (Borgeois 1969) نیز با مطالعۀ برش الگو، سازند سروک را به پنج ریزرخساره تقسیم کرد. نخستین مطالعۀ چینهنگاری سکانسی در حوضۀ لرستان را خسروی رکرک (Khosravi Rekrok 2006) روی سازند سروک انجام داد و در مطالعۀ خود، چهار سکانس رسوبی پیشرونده به همراه دو مرز سکانسی نوع اول و دو مرز سکانسی نوع دوم را معرفی کرد. یکی از آخرین پژوهشها در زمینۀ محیط رسوبی و ریزرخسارۀ سازند سروک را غبیشاوی و همکاران (Ghabeishavi et al. 2010) انجام دادند. آنها با بررسی یک سکانس ضخیم با محدودۀ سنی سنومانین از کربناتهای کمعمق سازند سروک واقع در تاقدیس بنگستان در جنوبغرب ایران، محیط رسوبی و ریزرخسارههای آن را بررسی کردند و دوازده ریزرخساره را در نهشتههای سنومانین تشخیص دادند؛ غبیشاوی و همکاران حوضه را درون شلف تعیین و درنهایت، چهار محیط رسوبی را مشخص کردند. اسداللهی و همکاران (Assadollahi et al. 2018) ضخامتی 835 متری از سازند سروک را در شمال الشتر مطالعه و دوازده ریزرخساره در قالب سه محیط جزرومدی، لاگون و دریای باز را شناسایی کردند و آنها را در سه سکانس رسوبی با مرز نوع اول (SB1) قرار دادند. مهرابی و همکاران (Mehrabi et al. 2011) نیز در مطالعههای خود روی میدان نفتی آب تیمور، مدل رمپ را برای سازند سروک در نظر گرفتند و سه سکانس رسوبی در بازۀ زمانی سنومانین میانی تا تورونین میانی را معرفی کردند. احمدی حیدری و همکاران (Ahmadi Heydari et al. 2016) نیز سازند سروک را در جنوب یاسوج ( تاقدیس فهلیان) مطالعه کردند و چهار سکانس رسوبی درجۀ سوم با بازۀ زمانی آلبین تا تورونین را تشخیص دادند و مرز بین سکانسها را از نوع 2 تعیین و مدل محیط رسوبی را رمپ هموکلینال پیشنهاد کردند؛ باوجوداین، دادههای زیستچینهنگاری و فسیلشناسی در هیچیک از پژوهشهای چینهنگاری سکانسی انجامشده روی سازند سروک به کار نرفتهاند یا بسیار کم استفاده شدهاند و ازاینرو هدف نوشتار حاضر، تفکیک سکانسهای ردۀ سوم و چهارم و نشاندادن نقش فسیلها در تفکیک سکانسهای سازند سروک در برش تنگ چنارباشی است. برش چینهشناسی تنگ چنارباشی به مختصات جغرافیایی̋ 36 ΄25̊ 33 طول شرقی و̋ 06 ΄45̊ 46 عرض شمالی در جنوب روستای چنارباشی واقع در جنوبشرق شهرستان ایلام و در پایانۀ شمالی تاقدیس کبیرکوه انتخاب و مطالعه شد (شکل 1). سازند سروک در برش چینهشناسی تنگ چنارباشی با 712 متر ستبرا و مرز پیوسته روی شیلهای آهکی و میانلایۀ سنگآهک سازند گرو و با مرز پیوستهنما (Paraconformity) زیر سنگآهکهای زودفرسای سازند سورگاه قرار دارد. در این برش، سازند سورگاه برخلاف برش الگو که عمدتاً شیلی است از سنگآهک تشکیل شده است. بهطورکلی، تمام مرزهای سکانسی در مطالعۀ حاضر از نوع پیوستهنما بودند و طبیعتاً شواهد قابلردیابی صحرایی برای تشخیص آنها وجود نداشت؛ ازاینرو، مطالعههای بیواستراتیگرافی و تعیین سن تنها راه شناسایی آنها و از اهداف اصلی مطالعۀ حاضر بود. شواهد مستقیم میکروفاسیس برای تعیین مرزهای سکانسی ردۀ سوم استفاده شدند و در زمینۀ مرزهای سکانسی ردۀ چهارم ضمن درنظرگرفتن شواهد میکروفاسیس، فسیلها نقش بسیار پررنگتری در تعیین جایگاه مرزهای سکانسی داشتند.
شکل 1- موقعیت برش مطالعهشده در ایران و استان ایلام به همراه راه دسترسی به برش تنگ چنارباشی (A) و زمینشناسی منطقه (B)
روش مطالعه بهمنظور مطالعۀ چینهنگاری سکانسی نهشتههای سازند سروک در برش تنگ چنارباشی 148 نمونۀ سخت مطالعه و 2 نمونه از سازند گرو بهعنوان مرز زیرین و 2 نمونه از سازند سورگاه بهعنوان مرز بالایی نیز بررسی شدند. اساس کار بر مدل هانت و تاکر(Hunt & Tucker 1992 ;1995) قرار داده شد. نامگذاری سنگهای کربناته بر اساس دانهام (Dunham 1962) انجام شد و ریزرخسارهها همراه با ارتباط چینهای و کمربند رخسارهای آنها بر اساس فلوگل (Flugel 1982; 2004) و ویلسون (Wilson 1975) شناسایی شدند و بر اساس آن، تغییرات سطح آب دریا ترسیم شد. فراوانی آلوکمهای مهم زیستی که نقش بسزایی در تفکیک سکانسهای ردۀ چهارم در مطالعۀ حاضر داشتند، ترسیم شد (شکل 2). سن هر سکانس با استفاده از روزنبران پلانکتون و بایوزونهای شاخص بر اساس دانشیان و همکاران (Daneshian et al. 2013) به دست آمد. مرتبۀ سکانسها نیز بر اساس میال (Miall 2000) و ویل و همکاران (Vail et al. 1977) مشخص شد. زیستچینهنگاری و اهمیت فسیلشناسی اولسن و تامپسون (Olson & Tompson 2005) بیان میکنند میکروپالئونتولوژی در مطالعههای چینهنگاری سکانسی عموماً نقش تعیین سن طبقهها و تعیین عمق دیرینه را بر عهده داشته است؛ بهطوریکه آرمنتروت (Armenthrout 1996) استفاده از فسیلها در مطالعۀ سکانسها را زیستچینهنگاری سکانسی (Sequence Biostratigrphy) نامیده است؛ حتی برت (Brett 1996) اینگونه بیان میکند که فسیلها نسبت به دانههای رسوبی ممکن است شاخصهای حساستر و دقیقتری برای تفسیر محیط دیرینه باشند و نقش بسزایی در شناسایی مرزهای سکانسی داشته باشند. امری و میرز (Emery & Meyers 1996) معتقدند تمام فسیلها پتانسیل کاربرد در مطالعههای چینهنگاری سکانسی را دارند و در جایی دیگر بیان میکنند در سطوح حداکثر غرقشدگی (mfs)، اجتماعهای فسیلی فراوان و متنوع هستند و اغلب تاکسای شاخص محیط پلاژیک را دارند. ناگی و همکاران (Nagy et al. 2001) نیز بیان میکنند در بستههای رسوبی پیشرونده (TST)، شرایط مطلوب بهعلت پیشروی آب به شرایط نامطلوب (مانند کاهش اکسیژن و کربناتکلسیم محلول) تبدیل و به کاهش تنوع روزنبران کفزی منجر میشود؛ در این بین، پوستههای کلسیتی بسیار کم، پوستۀ آگلوتینه زیاد و تاکسای فرصتطلب فراوان میشود و در سطوح حداکثر غرقشدگی (mfs)، جایی که کربناتکلسیم و اکسیژن محلول در آب به حداقل میرسد، روزنبران کفزی با پوستۀ کلسیتی فراوانی بسیار کمی دارند یا بهکلی ناپدید میشوند. در مطالعۀ حاضر، سعی شد با بایوزونهای شناساییشده (بر اساس Daneshian et al. 2011, 2013) مرتبۀ سکانسها معرفی و سکانسها از طریق ویژگیهای فسیلی تفکیک شوند؛ به این منظور، در اینجا صرفاً 7 بایوزون به همراه زیرزونهایشان که عموماً جهانیاند نام برده میشوند. 1- Ticinella roberti Zone (Middle Albian) 2- Ticinella primula Zone (Middle Albian)
ریزرخسارهها بر پایۀ مطالعههای رخسارهای دانشیان و همکاران (Daneshian et al. 2013)، رخسارههای سازند سروک در برش تنگ چنارباشی از عمیقترین به کمعمقترین شامل شش ریزرخسارۀ مادستون، پکستون اسپیکولدار، پکستون پلوئیدی، پکستون رادیولری، وکستون- پکستون الیگوستژینیدی روزنبران پلانکتونی، وکستون- پکستون دارای خارپوست و روزنبران کفزی در قالب چهار محیط حوضه (A)، شلف دریای باز (B)، حاشیۀ عمیق شلف (C) و جلوی شیب (D) شناسایی شدند. باتوجهبه تشکیل بخشهای زیادی از سازند سروک در زیر قاعدۀ اثر امواج توفانی، نهشتههای آن از نوع رسوبات عمیق هستند (شکل 3). باتوجهبه عمیقبودن ریزرخسارهها، تعیین محیط رسوبی بهشکل مستقل ممکن نبود و برای نیل به این منظور، ریزرخسارهها در برش چنارباشی با دو برش دیگر تطبیق داده شدند و بر اساس آن مشخص شد سازند سروک در برش چنارباشی پلتفرم مجزایی است که بهنوعی ادامۀ دو مطالعۀ دیگر(Jalilian 1996; Khosravi Rekrok 2006) است (Daneshian et al. 2013).
چینهنگاری سکانسی اصولاً ردیابی سکانسها در نهشتههای عمیق بهعلت ظاهر یکنواخت نهشتهها و نبود شواهد خروج نهشتهها از آبها مشکل است (Lueninig et al. 1998). باتوجهبه اینکه نهشتههای سازند سروک در مطالعۀ حاضر از نوع عمیق بودند، مطالعۀ ریزرخسارهها بهتنهایی تفکیک سکانسی چندان دقیقی را ارائه نمیداد و بنابراین از ابزار فسیل نیز استفاده شد. سکانسها به شرح زیر است: سکانس 1: در قاعدۀ برش و به ضخامت 75 متر شامل گذر از سازند شیلی گرو به سازند آهکی سروک است. ازآنجاکه سازند گرو جزو مطالعۀ حاضر نبود، تنها رسوبات گذر به سازند سروک مطالعه شدند و ازاینرو، تنها بخش HST آن مشاهده شد که نشانۀ کاهش عمق از سازند گرو به سازند سروک و بهترتیب شامل ریزرخسارۀ مادستون در سازند گرو و ریزرخسارههای پکستون پلوئیدی، پکستون رادیولری، وکستون- پکستون روزنبران پلانکتونی در سازند سروک است. این توالی کمعمقشونده بهسمت بالا در نمونۀ شمارۀ 18 به پایان میرسد و پسازآن، نخستین لایۀ شیل آهکی بدون فسیل آغاز سکانس بعدی است؛ باتوجهبه اصل والتر و موقعیت قرارگیری شیل آهکی در میان سنگآهکهای دارای رخسارۀ عمیق، رخسارۀ شیل آهکی عمیقتر و ماهیت آن نشاندهندۀ آرامش و سکون حوضه است که شرایط را برای تهنشست قطعههای بسیار ریز تشکیلدهندۀ شیل فراهم میکند. وضعیت فسیلها در این سکانس بهشکلی است که در ابتدای HST که هنوز سطح آب دریا بالاست، روزنبران پلانکتونی که در آلبین عموماً بدون کارن هستند و با اعماق کم (صفر تا 50 متر) سازگاری دارند (Hart 1980) بسیار اندک هستند، ولی میزان Ticinella و Biticinella در اواسط HST در این سکانس (نمونۀ شمارۀ 13) افزایش مییابد؛ تا حدی که بافت به پکستون بسیار نزدیک میشود. مرز از نوع SB2 است. مدت زمان این بخش از سکانس دو میلیون سال و به بازۀ زمانی آلبین پیشین؟ تا ابتدای آلبین پسین مربوط است. سکانس 2: به ضخامت 365 متر شامل تناوبی از شیل آهکی، سنگآهک چرتی، سنگآهکهای رسی، سنگآهکهای گلوکونیتی، سنگآهک دولومیتی و سنگآهکهای پیریتی است. عمیقترین ریزرخسارۀ مادستون (نمونۀ 66) بهعنوان mfs این سکانس انتخاب شد. ریزرخسارههای شناساییشده در این سکانس شامل وکستون- پکستون روزنبران پلانکتونی با میانلایههای شیل آهکی، پکستون اسپیکولدار، پکستون پلوئیدی، وکستون- پکستون الیگوستژینیدی و وکستون- پکستون اکینوئیدی است. لایههای سنگآهک در میان شیلهای آهکی بافت وکستونی و بسیار کمفسیل دارند. پایان این سکانس در نمونۀ شمارۀ 73 و مرز بالایی سکانس از نوع دوم است. با درنظرگرفتن بایوزونهای شناساییشده (Daneshian et al. 2011, 2013)، مدت زمان تخمینی این سکانس یک میلیون و 250 هزار سال است. این سکانس ردۀ سوم (Vail et al. 1977; Miall 2000 برگرفته از Catuneanu 2006) سه سکانس ردۀ چهارم دارد. درحقیقت، به کمک میکروفسیلهای شاخص و بایوزونهای روزنبران پلانکتونیک مشخص شد سن مجموع سه سکانس ردۀ چهارم یادشده بیش از یک میلیون سال است که این خود دلیلی برای ادغام این سه سکانس ردۀ چهارم در قالب یک سکانس ردۀ سوم است. سه سکانس به شرح زیر است:
شکل 2- نمایش جایگاه ریزرخسارهها، فراوانی آلوکمهای زیستی، تغییرات جهانی سطح آب و مقایسه با تغییرات در مطالعۀ حاضر و سکانسهای ردۀ سوم و چهارم؛ سن بر اساس (Ogg et al.2008)
سکانس ردۀ چهارم شمارۀ 1: شامل ریزرخسارههای وکستون- پکستون روزنبران پلانکتونی با میانلایههایی از شیل آهکی و به ضخامت 45 متر است. ریزرخسارۀ پکستون اسپیکولدار بهعنوان mfs (نمونۀ شمارۀ 23، شکل 3، c) و ریزرخسارۀ پکستون پلوئیدی (نمونۀ شمارۀ 24) بهعنوان سطح پیشروی (TS) است. مرز بالایی این سکانس در نمونۀ شمارۀ 24 و از نوع SB2 است. سن این سکانس 200 هزار سال برآورد میشود.
شکل 3- ریزرخسارههای سازند سروک در مطالعۀ حاضر؛ A. مادستون، B. پکستون پلوئیدی، C. پکستون اسپیکولدار D. پکستون رادیولری، E. وکستون- پکستون الیگوستژینیددار، F. وکستون- پکستون حاوی الیگوستژینید و روزنبران پلانکتون، G. پکستون حاوی روزنبران پلانکتونیک، H. پکستون اکینوئیدی، I. گرینستون حاوی روزنبران کفزی (Q:Quartz, Py: Pyrite, Pf:Planktonic foraminifera)
سکانس ردۀ چهارم شمارۀ 2: به ضخامت 270 متر و شامل تناوبی از شیل آهکی، آهکهای چرتی، سنگآهکهای رسی، سنگآهکهای گلوکونیتی و سنگآهکهای پیریتی است. ریزرخسارههای آن شامل ریزرخسارۀ وکستون- پکستون حاوی روزنبران پلانکتونی است که بهطور متناوب با شیلهای آهکی قرار گرفتهاند. در ادامه، ریزرخسارههای پکستون پلوئیدی و وکستون- پکستون اکینوئیدی شناسایی میشوند و با رسیدن به ریزرخسارۀ مادستونی، mfs1 مشخص میشود؛ در ادامه، ریزرخسارۀ پکستون پلوئیدی نشانۀ آغاز HST است و در انتها، ریزرخسارۀ وکستون- پکستون اکینوئیدی در نمونۀ شمارۀ 62 پایان سکانس 3 را نشان میدهد. سن این سکانس 800 هزار سال برآورد میشود. سکانس ردۀ چهارم شمارۀ 3: به ضخامت 50 متر و دربرگیرندۀ تناوبی از سنگآهک چرتی، سنگآهک دولومیتی و سنگآهک رسی است. این سکانس دربرگیرندۀ ریزرخسارههای پکستون پلوئیدی، وکستون- پکستون الیگوستژینیدی در TST و ریزرخسارههای پکستون پلوئیدی، وکستون- پکستون الیگوستژینیدی و وکستون- پکستون اکینوئیدی در HST است. پایان این سکانس در نمونۀ شمارۀ 73 است. سن این سکانس 250 هزار سال برآورد میشود. سکانس 3: با 140 متر ضخامت دربرگیرندۀ سنگآهک رسی و سنگآهک با میانلایۀ نازک شیل آهکی است که در بازۀ زمانی حدود 1/4 میلیون سال نهشته شدهاند. این سکانس از ریزرخسارۀ وکستون- پکستون حاوی روزنبران پلانکتونی- الیگوستژینیدی تشکیل شده است و میانلایۀ شیل آهکی بدون فسیل مرز سیستم ترکتهای TST و HST یا mfs را نشان میدهد. بخش زیادی از این سکانس در TST در Latest Albian نهشته شده است. تنها بخش کوچکی از HST در آلبین و باقی گسترش آن تا ابتدای سنومانین است. در مطالعۀ حاضر، وجود HST در مرز آلبین- سنومانین نشانۀ پسروی سطح آب در اثر عملکرد فاز استرین است که در ایران بهشکل خشکیزایی عمل کرده است (Aghanabati 2006)؛ هرچند بهعلت عمیقبودن حوضه در لرستان، این فاز تنها با تغییر مورفوتایپ پلانکتونی (آن هم بهنسبت نامحسوس) تظاهر یافته است؛ بهطوریکه تنها میانلایۀ شیل آهکی بدون فسیل این دو بستۀ رسوبی را جدا کرده است. میزان روزنبران پلانکتونی در رسوبات مربوط به TST این سکانس کمتر از رسوبات HST است و احتمالاً ناسازگاری این تیپ از شکلهای پلانکتونی با تراز بالای آب دریا علت آنست؛ به عبارت دیگر، اگرچه با فراوانی متفاوتی از روزنداران پلانکتونی در این دو بستۀ رسوبی روبهرو میشویم، تفاوت نوع مورفوتایپ به تشخیص این دو سیستم ترکت کمک میکند. در این سکانس، روزنبران پلانکتونی در طول HST افزایش مییابند که به اعماق کم یا زون مخلوط (mixed zone) مربوط هستند؛ برای نمونه میتوان Paracostellagerina را نام برد که به کمربند گرم تتیس مربوط است (Georgescu & Huber 2006). نبود بایوزون Rotalipora appenninica در مطالعۀ حاضر که بازۀ زمانی بین 3 تا 4 میلیون سال را شامل میشود (Ogg et al. 2008)، مطالعۀ دقیق فاز استرین را مشکل میکند؛ ولی احتمال حذف این بایوزون بهعلت فاز استرین غیرمحتمل نیست. سکانس 3 با رسیدن به ریزرخسارۀ گرینستون حاوی روزنبران کفزی (شکل 3، I) و با مرز SB2 تمام و سکانس 4 آغاز میشود. نکتۀ سؤالبرانگیز، وجود ناپیوستگی پیوستهنمای مربوط به مرز آلبین- سنومانین درون این سکانس است. این ناپیوستگی پیوستهنما توسط بایوزونهای روزنبران پلانکتونیک به دست آمده است؛ درحقیقت، توان تفکیک مرزهای سکانسی توسط فسیلها به توان تفکیک بایوزونها بستگی دارد و ممکن است مرز سکانسی بهشکل نبود کوچکی در میان یک بایوزون باشد و این مرز تفکیکپذیر نباشد (Emery & Meyers 1996). امبری (1993 ;1995) بیان میکند چندین سکانس مرتبۀ پایینتر درون هر سکانس وجود دارند و این سکانسهای مرتبۀ پایینتر دارای مرز هستند (شکل 4). این ناپیوستگی پیوستهنما با استفاده از بایوزونهای پلانکتونی به دست آمده است و با توضیحات ارائهشده مشخص میشود این ناپیوستگی درون سکانس 3 به یکی از همین سکانسهای مرتبۀ پایینتر مربوط است. ازآنجاکه تغییر رخسارۀ مهمی در این سکانس نداریم، ناچار از فراوانی آلوکمهای مهم زیستی استفاده و بر این اساس، سه سکانس ردۀ چهارم تشخیص داده شد. mfs سکانس ردۀ چهارم اول در نمونۀ شمارۀ 79 است که دارای حداکثر فراوانی روزنبران پلانکتونیک و کاهش نسبی در روزنبران کفزی است و مرز آن در نمونۀ شمارۀ 82 است؛ جایی که کاهش نسبی فراوانی روزنبران پلانکتونیک دیده میشود.
شکل 4- ارتباط سکانسهای مرتبۀ بالاتر با سکانسهای مرتبۀ پایینتر؛ همانطور که مشاهده می شود سکانسهای ردۀ پایینتر درون هر سکانس مرتبۀ بالاتر وجود دارند (Embry 1995)
mfs سکانس ردۀ چهارم دوم در نمونۀ 89 دارای وضعیت مشابه mfs سکانس ردۀ چهارم اول در همین سکانس است. مرز این سکانس همان ناپیوستگی پیوستهنمای مرز آلبین- سنومانین است. mfs سکانس ردۀ چهارم سوم در نمونۀ 98 به وضعیت مشابه mfsهای درون سکانس 3 است. سکانس 4:شامل سنگآهک گلوکونیتی، سنگآهک رسی و سنگآهک به ضخامت 230 متر و محدودۀ زمانی حدود 9/1 میلیون سال است. سکانس 4 با ریزرخسارۀ گرینستون حاوی روزنبران کفزی (شکل 3، I) و غنی از روزنبران شکسته آغاز میشود که نشانهای از آغاز پیشروی است. این پیشروی با ریزرخسارههای وکستون- پکستون الیگوستژینیدی، وکستون- پکستون روزنبران پلانکتونی و الیگوستژینیدی دنبال میشود تا نهایتاً در رخسارۀ پکستون پلوئیدی به mfs3 میرسد و پسازآن، HST آغاز میشود و این سکانس با رسیدن به ریزرخسارۀ پکستون روزنبران پلاکتونی سرشار از Heterohelixهای شکسته به پایان میرسد (شکل 3، G). درحقیقت، Heterohelix نشانۀ عمق صفر تا 50 متری است و اصولاً در قالب آغاز پیشروی یا پایان پسروی ظاهر میشود و نشانۀ آغاز روند کاهش اکسیژن در محیط است.(Jati et al. 2008; Hart 1980) در این سکانس برخلاف سکانسهای قبلی در TST، میزان روزنبران پلانکتونیک افزایش نشان میدهد؛ زیرا این شکلها (Rotalipora) عموماً کارندار هستند و با اعماق زیاد سازگاری دارند. هارت (Hart 1980) اعتقاد دارد تکامل و فراوانی روزنبران پلانکتونیک به تغییرات سطح آب دریا وابسته است. در این سکانس نیز مشابه سکانس پیش ناپیوستگی پیوستهنمای دیگری، البته این بار در مرز میانۀ سنومانین میانی و سنومانین پسین وجود دارد؛ بر این اساس، سه سکانس ردۀ چهارم در سکانس 4 تفکیک شد. mfs سکانس اول ردۀ چهارم در نمونۀ 120 است که دارای حداکثر فراوانی الیگوستژینیدها و بهنسبت روزنبران پلانکتونیک بدون روزنبران کفزی است و مرز این سکانس همان ناپیوستگی مرز میانۀ سنومانین میانی و سنومانین پسین است (شکل 2). mfs سکانس دوم ردۀ چهارم در نمونۀ 132 با حداکثر روزنبران پلانکتونیک است و مرز سکانسی آن در نمونۀ 137 (ریزرخسارۀ پکستون اکینوئیدی) است. mfs سومین سکانس ردۀ چهارم در نمونۀ 143 قرار دارد که مملو از روزنبران پلانکتونیک کارندار است. سکانس 5: با ضخامت 20 متر تنها شامل سنگآهک رسی و دربرگیرندۀ ریزرخسارۀ وکستون- پکستون روزنبران پلانکتونی است. در این سکانس، آغاز پیشروی در نمونۀ حاوی هتروهلیسیدهای فراوان و شکسته است (شکل 3، G). ازآنجاکه سازند سورگاه جزو اهداف مطالعۀ حاضر نیست، تنها TST این سکانس توصیف میشود؛ این TST بیانکنندۀ پیشروی دریا از سازند سروک به سازند سورگاه و پیشروی جهانی سطح آب دریا در گذر از سنومانین به تورونین است. در برش مطالعهشده، مرز سازندهای سروک و سورگاه بر مرز سنومانین- تورونین منطبق است و در همین سکانس قرار دارد. توجیه این ناپیوستگی مشابه موارد پیشین است؛ ولی بهعلت ناقصبودن این سکانس، امکان تفکیک سکانسهای مرتبۀ پایینتر وجود ندارد.
بررسی علتهای وقوع سکانسها در مطالعۀ حاضر علت وقوع سکانسهای ردۀ سوم مطابق نظر میال (Miall 2000) و ویل و همکاران (Vail et al. 1977) به حرکتهای محلی ورقهها مربوط است. باتوجهبه عملکرد فاز استرین در مرز آلبین- سنومانین و سابهرسینین در مرز سنومانین- تورونین که هر دو در ایران بهشکل خشکیزایی عمل کردهاند، میتوان وقوع سکانسهای ردۀ سوم مطالعۀ حاضر را به این دو فاز نسبت داد. از سویی، یکی از ویژگیهای کرتاسۀ بالایی ایران، تکرار حرکات زمینساختی وابسته به حرکات قیاسپذیر با فاز سابهرسینین است که خود باعث وقفههای رسوبی درونسازندی در توالیهای کرتاسۀ بالایی ایران شده است (Aghanabati 2006). باید در نظر داشت طبق نظر جیمز و وایند (James & Wynd 1965) آثار فاز سابهرسینین در لرستان بسیار ضعیف بوده یا حتی عمل نکرده است و بنابراین علت وقوع ناپیوستگیهای پیوستهنما در سازند سروک در مطالعۀ حاضر (شکل 2) بهویژه دو ناپیوستگی مرز بخشهای زیرین سنومانین زیرین- میانۀ سنومانین میانی و سنومانین- تورونین را میتوان به افزایش سطح آب دریا نسبت داد؛ تا آنجا که عمق آب آنقدر زیاد شده که دیگر تأمین رسوبی انجام نشده و رسوبگذاری صرفاً بر عهدۀ پوستۀ کلسیتی جانداران بوده است و به نظر میرسد آن نیز نهشتههای قابلردیابی به جا نگذاشته است. از سویی، همانطور که در شکل 2 دیده میشود، تغییرات سطح آب دریا در مطالعۀ حاضر با تغییرات جهانی سطح آب دریا بر اساس حق و همکاران (Hag et al. 1987) انطباق نسبی دارد؛ پس میتوان گفت وقوع سکانسهای ردۀ سوم در مطالعۀ حاضر از عامل تغییرات جهانی سطح آب دریا و احتمالاً تکتونیک محلی متأثر بوده است. علت وقوع سکانسهای ردۀ چهارم مطابق نظر میال (Miall 2000) و ویل و همکاران (Vail et al. 1977) به چرخههای میلانکوویچ مربوط است.
نتیجه مطالعۀ چینهنگاری سازند سروک در برش چنارباشی به شناسایی 5 سکانس ردۀ سوم و 9 سکانس ردۀ چهارم با مرزهای سکانسی نوع دوم منجر شد؛ همچنین مشخص شد ناپیوستگیهای پیوستهنمایی درون سکانسهای سوم و چهارم ردۀ سوم وجود دارند که به کمک بایوزونهای روزنبران پلانکتونیک به دست آمدند و فونای فسیلی نقشی بسزایی در تفکیک سکانسها بهویژه سکانسهای ردۀ چهارم داشت؛ بهطوریکه در سکانسهای ردۀ چهارم، mfs با اجتماعهای فسیلی فراوان و متنوع و اغلب دارای تاکساهای شاخص محیط پلاژیک هستند و روزنبران کفزی با پوستۀ کلسیتی فراوانی بسیار کمی دارند یا بهکلی ناپدید میشوند و عموماً تنوع و فراوانی فسیلها در مرزهای سکانسی کاهش مییابد. علت وقوع سکانسهای ردۀ سوم نیز از هر دو عامل تکتونیک محلی و تغییرات جهانی سطح آب دریا متأثر است. درنهایت، آنچه پژوهش حاضر را شاخص میکند اینست که ناپیوستگیهای از نوع پیوستهنما (پاراکانفرمیتی) با بایوزنهای فسیلی شناسایی شدند؛ شناسایی ناپیوستگیها یکی از اصول مهم در شناسایی سکانسهاست. شناسایی و جدایی سکانسهای درجۀ چهارم صرفاً با فسیل انجام وسرانجام سن سکانسها بر مبنای بایوزنهای فسیلی تعیین شد. | ||
| مراجع | ||
|
Aghanabati A. 2011. Geology of Iran, 3rd edition. Geological Survey of Iran, Tehran, 586 p. (In Persian).
Ahmadi Heydari A. Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. and Taheri A. 2016. Biostratigraphy and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation at Fahliyan Anticline (South of Yasuj). Iranian Journal of Petrolum Geology, 11:22-42. (In Persian).
Armentrout J. M. 1996. High resolution sequence biostratigraphy: examples from the Gulf of Mexico Plio-Pleistocene; In: J. A. Howell, and J. F. Aitiken (Eds.) High resolution sequence stratigraphy: Innovation and Application. Geological Survey Society Publication, 104:65-86.
Assadollahi E. Zohdi A. Rahmani A. and Mirzaei Ataabadi M. 2018. Evolution if sedimentary environment and sequence sequence of Sarvak Formation in Aleshtar area (North of Lurestan). Journal of Stratigraphy and Sedimentology researches, 70(1):1-18. (In Persian).
Bourgeois F. 1969. Kuh-e Bangestan: A model for Cretaceous structures in Iran, I.O.O.C, Tech. Memo. No. 89, Unpublished.
Brett C. E. 1995. Sequence stratigraphy, biostratigraphy and taphonomy in shallow marine environment. Palaios, 10:597-616.
Daneshian J. Moallemi S. A. and Younesi K. 2013. Microfacies of Sarvak Formation in Tang-e-Chenarbashi, Lurestan basin, an attempt to introducing a sedimentary model for the deep sequence. Earth Science Research, 13:101-111. (In Persian).
Daneshian J. Moallemi S. A. and Younesi K. 2012. The role of sea level changes in stratigraphic distribution of planktonic foraminiferain the Surgah Formation Tang –e- Chenarbashi, southwest Ilam. Journal of Geology of Iran 21(2):57 – 64 (In Persian).
Daneshian J. Younesi K. Azad A. and Moallemi S. A. , 2013. Planktonic Foraminiferal Biostratigraphy of Middle Albian to Cenomanian Strata in Kabir Kuh Anticline, Southeast of Ilam. Scientific Quarterly Journal of Geoscience: Startigraphy and Sedimentary, 24(94):155 – 164(In Persian).
Daneshian J. Younesi K. and Moallemi S. A. 2011. Biostratigraphy of Sarvak Formation based on planktonic foraminiferal in Kabir- Kuh anticline area, southeast of Ilam. Abstract Volume of 15th Symposium of Geological Society of Iran, Tehran, Tarbiat Moallem University, p. 67 (In Persian).
Dunham R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture In: W. E Ham (Ed.), Classification of carbonate rocks, a symposium: American Association Petroleum Geologists, Memoir 1, p. 108-121.
Embry A. F. 1993. Transgressive-regressive (T–R) sequence analysis of the Jurassic succession of the Sverdrup Basin, Canadian Arctic Archipelago. Canadian Journal of Earth Sciences, 30:301–320.
Embry A. F. 1995. Sequence boundaries and sequence hierarchies: problems and proposals. In: R. J. Steel, V. L. Felt, E. P. Johannessen and C. Mathieu, (Eds.), Sequence stratigraphy on the Northwest European Margin p. 1–11. Norwegian Petroleum Society (NPF), Special Publication 5.
Emery D. and Meyers K.J. 1996. Sequence Stratigraphy: Blackwell Scientific Publication.
Flugel, E., 1982, Microfacies Analysis of limestone:Springer, Heidelberg, NewYork. 633p.
Flugel E. 2004. Microfacies of carbonate Rocks - Analysis, interpretation and Application Springer- Verlag, Berlin, Heidelberg, New York. 976 p.
Ghabeishavi A. Vaziri Moghaddam H. Taheri A. and Taati F. 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 37:275–285
Haq B. U. Hardenbol J. and Vail P. R. 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic (250 million years ago to present). Science, 235:1156- 1166.
Hart M. B. 1980. A water depth model for the evolution of the planktonic Foraminiferida. Nature, 286:252–254.
James G. A. and Wynd J. G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian Oil Consortium, Agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletion. 49:2182-2245.
Jati M. Groshney D. Ferry S. Masrour M. Aoutem M. Içame N. Gauthier- Lafaye F. and Desmares D. 2010. The Cenomanian-Turonian boundary event on the Morrocan Atlantic margin (Agadir basin): Stable isotope and sequence stratigraphy. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology. 296:151 – 164.
Khosravi M. 2006. Sequences stratigraphy and depositional environment of Sarvak Formation in Kabir- Kuh (Lurestan area) and Samand Oil Field (Ilam Area), MSc. Thesis, Kharazmi University, 88 p.
Mehrabi H. Rahimpour Bonab H. Omidvar M. and Haji Mashhadi H. 2011. sedimentary environment, diagenesis and sequence stratigraphy of Sarvak Formation in Ab Teymoor oil field in west of Dezful Embayment. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Research, 47(2):25-50.
Miall A. D. 2000. Principles of Sedimentary Basin Analysis, Third Edition, Springer, 616 p.
Nagy J. Finstad E. K. Dypvik H. and Bremer M. G. A. 2001. Response of foraminiferal facies to transgressive-regressive cycles in the Callovian of northeast Scotland. The Journal of Foraminiferal Research, 31:324-349.
Ogg J. Ogg G. and Gradstein F. M. 2008. Concise Geologic Time Scale, Cambridge University Press, 176p.
Olson H.C. and Thompson P.R. 2005. Sequence Biostratigraphy with examples from Plio-Pleistocene and Quaternary sequence stratigraphy, evolution of a concept; In: Koutsoukos, E.A.M. (Ed.). Applied Stratigraphy, Springer, 227-247.
Vail P. R. Mitchum R. M. Jr. and Thompson S. III. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level, part four: global cycles of relative changes of sea level. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 26:83–98.
Wells A. J. 1966. A reinterpretation of Bangestan lithofacies in Khuzestan, I.O.O.C., Tech. Memo. No. 23, Unpublished.
Wells A. J. 1967. Lithofacies and geological history of the post – Sarvak Upper Cretaceous sediment in Southwestern Iran (Upper Cretaceous lithofacies study). I.O.O.C., Report No.1120, Unpublished.
Wilson J. L. 1975. Carbonate facies in Geologic History. Springer, Berlin, Heidelberg, New York, 471 p. | ||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 625 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 458 |
||