چینه‎‍نگاری زیستی، ریزرخساره‎‍ها و محیط رسوبی نهشته‎‍های کرتاسۀ بالایی در برش چینه‎‍شناسی گردبیشه در زاگرس مرتفع

مقدمه

تکامل ژئودینامیکی حوضۀ رسوبی زاگرس در ارتباط با باز و بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس از پرمین پسین تا میوسن پیشین در بین صفحات ایران مرکزی و عربی است (Berberian and King 1981; Alavi 1994; Homke et al. 2009; Leturmy and Robin 2010). اولین مرحله از بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس، به زمان کرتاسۀ پسین (کنیاسین-سانتونین) برمی‎‍گردد که با روراندگی و فرارانش افیولیت‎‍ها و رادیولاریت‎‍ها بر بخش شرقی حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی و تشکیل حوضۀ فورلند مشخص می‎‍شود (Glennie et al. 1973; Alavi 1994, 2004; Sepehr and Cosgrove 2004). در پهنۀ زاگرس مرتفع که منطقۀ مطالعاتی (منطقۀ گردبیشه) در آن واقع شده است، نهشته‎‍های کرتاسه شامل سازندهای کژدمی، سروک، گورپی، امیران و تاربور رخنمون دارند (شکل 1). نهشته‎‍های سازند گورپی (کنیاسن- تانتین) به‌علت رخنمون‎‍های گسترده و وسیع در سراسر حوضۀ رسوبی زاگرس، دسترسی آسان، غنی‌بودن به‌لحاظ محتوای زیستی (ازجمله فرامینیفرهای پلانکتونی، نانوفسیل‎‍های آهکی و ...)، در بر داشتن مرز کرتاسه/پالئوژن و پتانسیل سنگ منشأ و همچنین به‌عنوان سنگ‌پوش گروه بنگستان، یکی از واحدهای سنگ چینه‎‍ای مهم کرتاسۀ بالایی حوضۀ رسوبی زاگرس محسوب می‎‍شود (Wynd 1965; Ghasemi-Nejad et al. 2006; Razmjooei et al. 2014, 2018; Ezampanah et al. 2022). تغییرات جانبی سنگ‌شناسی، ضخامت و محدودۀ سنی این سازند در حوضۀ رسوبی زاگرس درخور توجه است. در بیشتر نواحی زاگرس، سازند گورپی به‌طور عمده از سنگ‌آهک‎‍های رسی عمدتاً نازک تا متوسط‌لایه و شیل‎‍های خاکستری تشکیل شده است. در زیر زون لرستان در اثر نوسانات کف حوضه و در توالی سازند گورپی، سنگ‌آهک‎‍های ضخیم‌لایۀ فسیل‌دار بخش لوفا و سنگ‌آهک امام حسن رسوب‎‍گذاری کرده است (Motiei 2003).

در زمان مائستریشتین، در بخش‎‍های درونی‎‍تر کمربند چین‌خورده-تراستی زاگرس، توالی ماسه‎‍سنگی و کنگلومرایی سازند امیران (فلیش امیران) ته‎‍نشست یافته است (Alavi 2004). سازند امیران به‌طور کلی در ناحیۀ لرستان و تا حدودی در منطقۀ کرمانشاه، شمال شرق خوزستان و چهار محال و بختیاری، با تغییرات سنی از مائستریشتین تا پالئوسن گسترش داشته است (Amiri Bakhtiar and Nouraeinejad 2014). برش نمونۀ این سازند در تاقدیس کوه امیران، واقع در لرستان با 871 متر ضخامت اندازه‌گیری شده است. این سازند از لایه‎‍های سیلتستونی-مادسونی خاکستری، ماسه‎‍سنگ سبز زیتونی، میان‌لایه‎‍های کنگلومرایی چرت‎‍دار و گاه سنگ‌آهک تشکیل شده است که درمجموع روند کم‌عمق‌شوندگی به‌سمت بالا را نمایش می‎‍دهد (Motiei 2003; Casciello et al. 2009; Homke et al. 2009). رنگ تیره‎‍تر این سازند نسبت‌به نهشته‎‍های سازند گورپی، به‌دلیل اجزای افیولیتی موجود در این سازند است (James and Wynd 1965). مرز زیرین آن با سازند گورپی تدریجی و هم‌شیب است. نهشته‎‍های این سازند به‌سمت جنوب غرب حوضه به‌صورت گوۀ پیش‌نشینی تخریبی و به‌صورت جانبی به تناوبی از سیلتستون‎‍های خاکستری متمایل به سبز، ماسه‎‍سنگ‎‍های گلاکونیتی و شیل‎‍های خاکستری تیره (فلیش) تبدیل و به‌صورت بین انگشتی با سازند گورپی دیده می‎‍شوند (Motiei 2003; Alavi 2004). مرز بالایی سازند امیران در بیشتر نقاط لرستان با سازند تله زنگ است. در ناحیۀ مطالعه‌شده، توجه و تمرکز بیشتر مطالعات پیشین بر نهشته‎‍های کربناتۀ سازند تاربور (Moosavi and Asgari Pirbaloti 2008; Khazaei et al. 2010; Asgari Pirbaloti et al. 2013; Vaziri-Moghaddam et al. 2013; Ghanbarloo et al. 2021; Ghanbarloo and Safari 2023) بوده است. از مطالعات چینه‎‍نگاری زیستی که بر نهشته‎‍های سازند گورپی در منطقۀ بروجن انجام شده است، از (Tabaei et al. 2005; Vaziri-Moghaddam et al. 2007, 2013; Shahriari 2009; Senemari and Forougi 2019) نام برده می‌شود که توجه برخی از این پژوهش‎‍ها به بخش‎‍های بالایی این سازند معطوف بوده است.

شکل 1- الف و ب) واحدهای ساختمانی کمربند چین‌خورده-تراستی زاگرس؛ پ) نقشۀ زمین‎‍شناسی ناحیه و موقعیت برش چینه‎‍شناسی مطالعه‌شده (برگرفته از نقشۀ زمین‌شناسی 100000/1 بروجن)

Fig 1- a, b) Structural units of the Zagros fold-thrust belt, c) Geological map of the studied area along with location of the studied area (after the Geological map of Borujen, scale1:100000)

براساس مطالعه‎‍ای که قبلاً (Vaziri-Moghaddam et al. 2010) بر توالی‎‍های کربناته و عمدتاً آواری به سن مائستریشتین در این منطقه انجام دادند، مشخص شد خصوصیات سنگ‎‍شناسی، ساختمان‎‍های رسوبی، ریزرخساره‎‍ها و محیط‎‍های رسوبی این نهشته‎‍ها تفاوت‎‍های محسوسی با واحدهای چینه‎‍شناسی هم‌ارز آنها (یعنی سازند تاربور در منطقۀ فارس و سازند امیران در ناحیۀ لرستان) دارند؛ از این رو بازنگری این توالی‎‍ها به معرفی واحدهای سنگ چینه‎‍نگاری غیررسمی 1 (آواری-کربناته) و 2 (آواری قرمزرنگ) منجر شد که در بین سازند امیران (و یا گورپی) در زیر و سازند تاربور در بالا قرار گرفته‎‍اند (شکل 2).

جنبش‎‍های تکتونیکی و فعالیت گسل‎‍های موجود در منطقه، نقش مؤثری در تغییرات رخساره‎‍ای، ضخامت سازندها، مرزهای زیرین و بالایی آنها و همچنین گسترش جانبی واحدهای چینه‎‍شناسی موجود در منطقه داشته‎‍اند (Gharib 1996; Vaziri-Moghaddam et al. 2010).

شکل 2- گسترش واحدهای چینه‎‍شناسی کرتاسۀ بالایی در برش مطالعه‌شده و مناطق مجاور (اقتباس از Vaziri-Moghaddam et al. 2010)

Fig 2- Stratigraphic distribution of the Upper Cretaceous strata in studied section and adjacent areas (Vaziri-Moghaddam et al. 2010)

هنوز دربارۀ توالی سازندهای گورپی و امیران در این بخش از حوضۀ زاگرس (زاگرس رورانده یا مرتفع)، برخلاف دیگر نواحی آن (ازجمله لرستان، خوزستان و فارس)، مطالعات چینه‎‍نگاری زیادی انجام نشده است و این مطالعه و دیگر پژوهش‎‍های چینه‎‍شناسی جامع در آینده، می‎‍تواند پاسخگوی چگونگی تغییرات رخساره‎‍ای و سنی نهشته‎‍های کرتاسۀ بالایی در این بخش از حوضۀ رسوبی باشد. در این مطالعه برای انجام بایوزوناسیون، تعیین سن نسبی، ریزرخساره‎‍ها و محیط‎‍های رسوبی سازندهای گورپی و امیران برش چینه‎‍شناسی گردبیشه در پهنۀ زاگرس مرتفع و رورانده، انتخاب و دربارۀ آنها مطالعه شده است (شکل 1).

موقعیت جغرافیایی و راه‎‍های دسترسی به برش‎‍های مطالعه‌شده

قاعدۀ برش مطالعه‌شده در 1 کیلومتری جنوب شرق روستای گردبیشه با مختصات جغرافیایی "19.99'33 °31 عرض شمالی و "38.17 '12 °51 طول شرقی قرار دارد (شکل 3). راه دسترسی به این برش ازطریق بزرگراه بروجن به لردگان و یاسوج است و برش مطالعه‌شده در کنار جادۀ اصلی در دسترس قرار دارد.

داده‎‍ها و روش‎‍ها

به‌منظور مطالعۀ چینه‎‍نگاری زیستی سازندهای گورپی و امیران در برش‎‍ مطالعه‌شده، 195 نمونۀ سنگی برداشت و از آنها تعداد 210 مقطع نازک تهیه شد. همچنین 15 نمونه از توالی شیلی (حدود 100 گرم از رسوب) سازند گورپی شست‌وشو شدند و پس از واپاشی نمونه‎‍ها برای استخراج و جداسازی میکروفسیل‎‍ها، از الک‎‍های 1 میلی‌متر و 63 میکرون استفاده شد. برای شناسایی جنس‎‍ها و گونه‎‍های فرامینیفرهای پلانکتونی و همچنین برای معرفی بایوزون‎‍ها مربوطه از منابع (Robaszynski and Caron 1979a, b; Premoli Silva and Verga 2004, Haynes et al. 2015; Coccioni and Premoli Silva 2015; Huber et al. 2022) استفاده شده است. در مطالعۀ پتروفاسیس‌ها از ویژگی‌های بررسی‌شدنی در زیر میکروسکوپ و از طبقه‌بندی (Folk 1974) استفاده شده است. برای نام‎‍گذاری ریزرخساره‎‍های کربناته از روش (Dunham 1962) استفاده و توصیف محیط‎‍های رسوبی براساس (Flügel 2010) انجام شده است.

شکل 3- راه‎‍های دسترسی به منطقۀ مطالعه‌شده (after Vaziri-Moghaddam et al. 2010 with minor revisions)

Fig 3- Access roads of the studied area (after Vaziri-Moghaddam et al. 2010 with minor revisions)

نتایج

چینه‎‍نگاری سنگی

علاوه بر سازند گورپی و امیران، 27 متر از نهشته‎‍های رأسی سازند سروک نمونه‌برداری شد که شامل سنگ‌آهک‎‍های ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ بودند. سازند سروک در این ناحیه به‌صورت ناپیوسته در زیر سازند گورپی قرار گرفته است (شکل 4 الف). همچنین در برش سبزه‌کوه واقع در جنوب غرب بروجن، مرز دو سازند به‌صورت ناپیوستگی فرسایشی گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2007; Taheri and Soradeghi 2011; Senemari and Forougi 2019). سازند گورپی با 692 متر ضخامت، به‌طور عمده از شیل‎‍های خاکستری‌رنگ (شکل 4 ب) با میان‌لایه‎‍هایی از سنگ‌آهک رسی و مقدار اندکی سنگ‌آهک نازک‌لایه تشکیل شده است (شکل 4 پ). مرز بالایی سازند گورپی با نهشته‎‍های تخریبی سازند امیران (متشکل از تناوبی از شیل‎‍های خاکستری و گاه متمایل به سبز، سیلتستون (شکل 4 ت و ث) و میان‌لایه‎‍های ماسه‎‍سنگی نازک تا متوسط‌لایه) به‌صورت تدریجی است. سازند امیران سپس به واحد ضخیمی از نهشته‎‍های کربناتۀ رودیست‎‍دار (شکل 4 ج) و درنهایت به نهشته‎‍های آواری قرمزرنگ تبدیل می‎‍شود. در حدفاصل سازندهای گورپی و تاربور، انباشت وسیعی از نهشته‎‍های آواری به ضخامت 356 متر رخنمون دارند که شامل تناوبی از لایه‎‍های ماسه‎‍سنگی، سیلتستونی، شیل‎‍ها و مارن‎‍های خاکستری تا قرمزرنگ، ماسه‎‍سنگ‎‍های آهکی، کنگلومرا و میکروکنگلومراست. در این مطالعه نیز بخش پایینی این توالی با 159 متر ضخامت به سازند امیران نسبت داده شده است. در منطقۀ مطالعه‌شده، ضخامت سازندها، ریزخساره‎‍ها و حتی مرزهای زیرین و بالایی آنها، تغییرات محسوسی دارد.

چینه‎‍نگاری زیستی و تعیین سن نهشته‎‍های مطالعه‌شده

رأس سازند سروک

بخش عمده‎‍ای از مقاطع نازک مطالعه‌شده از بخش انتهایی سازند سروک، به‌صورت دوباره متبلورشده[1] و تقریباً فاقد هر نوع آلوکم فسیلی‌اند، با این حال در تعدادی از مقاطع نازک فسیل‎‍های زیر، شناسایی شده‌اند:

Nezzazata conica, N. simplex, Neodubrovnikella turonica, Nezzazatinella picardi., Textularids, miliolids, Gastropod, and rudist debris.

مجموعۀ فسیلی فوق با زون زیستی 25 (Wynd 1965) با عنوان Nezzazata- alveolinid Assemblage Zone با سن سنومانین؟ منطبق است.

سازند گورپی

در نهشته‎‍های سازند گورپی، ضمن تشخیص 45 گونه متعلق به 19 جنس از فرامینیفرهای پلانکتونی، 7 بایوزون براساس زون‌بندی (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015) شناسایی شده است (شکل 5). علاوه بر فرامینیفرهای پلانکتونی، تعداد محدودی از انواع بنتیک (3 جنس) نیز مشاهده شده است. در زیر، چینه‎‍نگاری زیستی سازند گورپی شرح داده شده است.

Dicarinella asymetrica Total Range Zone

این بایوزون براساس محدودۀ زیست گونۀ D. asymetrica تعریف شده است و سن آن، کنیاسین پسین تا سانتونین است (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015). این بایوزون 5/27 متر از ضخامت سازند گورپی را در بر می‎‍گیرد و جامعۀ فسیلی هم‌زیست زیر، در آن شناسایی شده است:

Archaeoglobigerina cretacea, A. blowi, Planoheterohelix sp., P. globulosa (Fig. 6A-B), Braunella punctulata, Contusotruncana fornicata (Figs. 6E-F and 7D), Dicarinella sp., D. asymetrica (Fig. 6G-H), D. cf. concavata, Marginotruncana coronata, M. pseudolinneiana, M. sinuosa, M. marginata (Fig. 6D), M. sigali, M. cf. renzi, Globotruncana arca, G. bulloides (Figs. 6I-J and 7C), G. hilli, G. lapparenti, Globotruncanita elevata, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. ultramicra, Ventilabrella sp., V. glabrata, Muricohedbergella flandrini (Fig. 6C) and Mu. planispira.

در 3 متر ابتدایی از قاعدۀ سازند گورپی، به غیر از Planoheterohelix globulosa و M. marginata فرامینیفرهای پلانکتونی شاخص دیگری مشاهده نشده است. اولین و آخرین حضور گونۀ D. asymetrica به ترتیب در نمونه‎‍های 1783 و 1790ثبت شده است. با توجه به حضورنداشتن فرامینیفرهای پلانکتونی شاخص در نخستین افق‎‍های این سازند، نمی‎‍توان سن کنیاسین پسین را برای قاعدۀ این سازند انکار کرد. در ناحیۀ بندرعباس (Ezampanah et al. 2022) و در برش شاه‌نشین در ناحیۀ فارس (Razmjooei et al. 2018) نیز، سن قاعدۀ سازند گورپی از کنیاسین گزارش شده است. در جدول 1 تطابق زیست زون‎‍های معرفی‌شده در سازند گورپی، در برش گردبیشه با دیگر نواحی حوضۀ رسوبی زاگرس و همچنین حوضۀ تتیس نشان داده شده است.

شکل 4- ستون چینه‎‍نگاری سنگی برش مطالعه‌شده: الف: مرز سازندهای سروک و گورپی؛ ب: نمایی از توالی شیلی سازند گورپی؛ پ: مرز بالایی سازند گورپی با سازند امیران؛ ت: سیلتستون‎‍ها و میان‌لایه‎‍های ماسه‎‍سنگی سازند امیران؛ ث: نمای نزدیکی از ماسه‎‍سنگ‎‍های سازند امیران و ج: سنگ‎‍های کربناتۀ ضخیم‌لایۀ رودیست‎‍دار در قاعدۀ واحد غیررسمی آواری-کربناته

Fig 4- The lithostratigraphic column of the studied section; A. The upper boundary of the Sarvak Formation with the Gurpi Formation; B. Landscape view of the Gurpi Formation; C. The upper boundary of the Gurpi Formation with the Amiran Formation; D. Siltstones of the Amiran Formation interbedded with sandstone layers; E. Close-up view of the sandstone layers of the Amiran Formation and F. Thick bedded rudistic carbonates at the base of the informal carbonate-siliciclastic unit.

Globotruncanita elevata Partial Range Zone

این بایوزون براساس بخشی از حضور گونۀ Globotruncanita elevata  در حدفاصل آخرین حضور گونۀ  Dicarinella asymetrica در پایین و اولین حضور گونۀ Contusotruncana plummerae در بالا تعریف شده است و با بایوزون Globotruncanita elevata Partial Range Zone از زون‌بندی (Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن سانتونین پسین تا کامپانین پیشین منطبق است. این بایوزون 65 متر از ضخامت سازند گورپی را در بر می‎‍گیرد. مجموعۀ میکروفسیلی زیر به‌صورت همراه در این بایوزون مشاهده شده است:

Archaeoglobigerina blowi, A. cretacea, Contusotruncana fornicata, Globotruncana arca, G. bulloides, G. hilli, G. lapparenti, G. mariei, Globotruncanita elevata (Fig. 8B), Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. prairiehillensis (Fig. 6K-L), Plh. ultramicra, Rugoglobigerina rugosa (Fig. 8E-F) and Ventilabrella sp.

(Vaziri-Moghaddam et al. 2007) این بایوزون را همچنین در برش سبزه‌کوه در توالی سازند گورپی با سن کامپانین پیشین گزارش داده‌اند.

Contusotruncana plummerae Interval Zone

این بایوزون در حدفاصل اولین حضور گونه‎‍های C. plummerae و Radotruncana calcarataبه ترتیب در پایین و بالا تعریف شده است و با بایوزون Contusotruncana plummerae Zone از زون‌بندی (Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن کامپانین میانی منطبق است.

جدول 1- مقایسۀ بایوزون‎‍های معرفی‌شده در منطقۀ مطالعه‌شده با دیگر نواحی زاگرس و همچنین بایوزون‎‍های استاندارد منطقۀ تتیس

Table 1- Correlation of the introduced biozones in the studied area with other regions of the Zagros Basin and standard zonation of the Tethys Ocean. abbreviations: Co.: Coniacian; Sant.: Santonian

شایان ذکر است که (Petrizzo et al. 2011) به‌دلیل فراوانی کم و یا حضورنداشتن گونۀ G. ventricosa در توالی کامپانین میانی، از بایوزون دیگری با عنوان Contusotruncana plummerae Interval Zone به‌جای G. ventricosa Interval Zone استفاده کرده‎‍اند که در بایوزوناسیون اصلاح‌شده کرتاسۀ (Coccioni and Premoli Silva 2015) نیز به کار گرفته شده است. در این مطالعه اولین حضور گونۀ (Fig. 8G) C. plummerae در نمونۀ 1806 ثبت شده است. اولین حضور گونۀ G. ventricosa نیز در نمونۀ 1824 و در رأس بایوزون R. calcarata Total Range Zone ظاهر شده است (شکل 5). این بایوزون 76 متر از سازند گورپی را در بر می‎‍گیرد و جامعۀ فسیلی زیر به‌صورت همراه در آن شناسایی شده است:

Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, Contusotruncana fornicata, Globotruncana arca, G. bulloides, G. hilli, Ventilabrella sp., Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. prairiehillensis, Plh. ultramicra, Globotruncanita elevata, G. stuartiformis, Radotruncana subspinosa and Rugoglobigerina rugosa.

Radotruncana calcarata Total Range Zone

این بایوزون با سن کامپانین پسین براساس اولین و آخرین حضور گونۀ R. calcarata تعریف شده است (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015). این بایوزون در برش مطالعه‌شده، 15 متر از توالی سازند گورپی را به خود اختصاص داده و مجموعۀ فسیلی زیر به‌صورت همراه در آن مشاهده شده است:

Archaeoglobigerina cretacea, Planoheterohelix sp., P. globulosa, Globotruncana bulloides, G. lapparenti, G. ventricosa, Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Plh. prairiehillensis, Plh. ultramicra, Radotruncana calcarata (Fig. 8I-J) and Rugoglobigerina rugosa.

(Vaziri-Moghaddam et al. 2007) این بایوزون را در منطقۀ سبزه‌کوه با سن کامپانین پسین در نهشته‎‍های سازند گورپی گزارش داده‌اند.

Globotruncanella havanensis Partial Range Zone

این بایوزون که براساس بخشی از حضور گونۀ Globotruncanella havanensis در بین آخرین حضور گونۀ Radotruncana calcarata در پایین و اولین حضور Globotruncana aegyptiaca در بالا تعریف شده است، با بایوزون Globotruncanella havanensis Zone از زون‌بندی زیستی (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن کامپانین پسین منطبق است. این بایوزون 90 متر از ضخامت سازند گورپی را در بر می‎‍گیرد و جامعۀ فسیلی هم‎‍زیست زیر در آن شناسایی شده است:

Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, Braunella punctulata, Globotruncana arca, G. bulloides, G. falsostuarti (Fig. 7A), G. hilli, G. lapparenti, Globotruncanella havanensis, Globotruncanita stuarti, Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella prairiehillensis, Muricohedbergella holmdelensis, Radotruncana subspinosa (Fig. 8H), Rugoglobigerina rugosa and Rugotruncana subcircumnodifer.

در مناطق مجاور و در برش سبزه‌کوه در سازند گورپی، (Vaziri-Moghaddam et al. 2007) بایوزون دیگری را (Globotrucanita stuarti Zone) معرفی کرده‌اند که به‌لحاظ سنی، معادل با همین بایوزون است.

Globotruncana aegyptiaca Interval Zone

این بایوزون در حد فاصل اولین حضور گونۀ Globotruncana aegyptiaca در پایین و اولین حضور گونۀ Gansserina gansseri در بالا تعریف شده است و با بایوزون Globotruncana aegyptiaca Interval Zone از زون‌بندی زیستی (Premoli Silva and Verga 2004; Coccioni and Premoli Silva 2015) با سن کامپانین پسین منطبق است. این بایوزون نسبت‌به دیگر بایوزون‎‍های معرفی‌شده، ضخامت بیشتری از سازند گورپی (8/403 متر) را شامل می‎‍شود. جامعۀ فسیلی همراه شناسایی‌شده در این بایوزون عبارت‌اند از:

Archaeoglobigerina cretacea, Contusotruncana fornicata, C. plummerae, Globotruncana aegyptiaca (Fig. 7F), G. bulloides, G. hilli, G. lapparenti, Globotruncanella havanensis (Fig. 8K), Globotruncanita stuarti, G. stuartiformis, Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. reussi, P. striata (Fig. 7G), Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella messinae, Plh. multispinus, Plh. prairiehillensis, Plh. ultramicra, Muricohedbergella holmdelensis, Radotruncana subspinosa, Rugoglobigerina rugosa, R. macrocephala (Figs. 7B and 8C-D), Rugotruncana subcircumnodifer and Schackoina cenomana (Fig. 8A).

از دیگر میکروفسیل و ماکروفسیل‎‍های همراه از miliolids، Gavellinella sp.، Lenticulina sp. و echinoids نام برده می‌شود.

شکل 5- توزیع چینه‎‍شناسی فرامینیفرهای پلانکتونی، بنتیک و دیگر فسیل‎‍های همراه، به‌همراه بایوزوناسیون برش مطالعه‌شده

Fig 5- Stratigraphic distributions of planktonic and benthic foraminifera, associated biota and biozonation of the studied section. Abbreviations: Ce.: Cenomanian; Sa.: Sarvak; Nez.-Alv.: Nezzazata-alveolinid” Assemblage Zone; la. Co.-San.: late Coniacian-Santonian; ea-m.: early-middle; D. as.: Dicarinella asymetrica Zone; G. el.: Globotruncanita elevata Zone; C. plu.: Contusotruncana plummerae Zone; R. ca.: Radotruncana calcarata Zone; G. ha.: Globotruncanella havanensis Zone; G. gan.-C. con?.: Gansserina gansseri- Contusotruncana contusa? zone

.

شکل 6- :A-B Planoheterohelix globulosa (شمارۀ نمونه­های 1865 و 1904)؛ C: Muricohedbergella flandrini (شمارۀ نمونۀ 1789)؛ D: Marginotruncana marginata (شمارۀ نمونۀ 1784)؛ E-F: Contusotruncana fornicata (شمارۀ نمونه‌های 1789 و 1869)؛ G-H: Dicarinella asymetrica (شمارۀ نمونه‌های 1783 و 1784)؛ I–J: Globotruncana bulloides (شمارۀ نمونه‌های 1806 و 1820)؛ K-L: Planohedbergella prairiehillensis (شمارۀ نمونه‌های 1864 و 1881)

Fig 6- A–B. Planoheterohelix globulosa (samples 1865 and 1904), C. Muricohedbergella flandrini (sample 1789), D. Marginotruncana marginata (sample 1784), E–F. Contusotruncana fornicata (samples 1789 and 1869), G–H. Dicarinella asymetrica (samples 1783 and 1784), I–J. Globotruncana bulloides (samples 1806 and 1820), K-L. Planohedbergella prairiehillensis (samples 1864 and 1881)

شکل 7- A: Globotruncana falsostuarti (شمارۀ نمونۀ 1829) نماهای پیچشی و جانبی؛:B  Rugoglobigerina macrocephala (شمارۀ نمونۀ 1855) نماهای جانبی و نافی؛ :C Globotruncana bulloides (شمارۀ نمونۀ 1855) نماهای پیچشی و جانبی؛ :D Contusotruncana fornicata (شمارۀ نمونۀ 1806) نماهای پیچشی و جانبی؛ E: Macroglobigerinelloides sp (شمارۀ نمونۀ 1868) نمای پیچشی؛ :F. G Globotruncana aegyptiaca (شمارۀ نمونۀ 1882)؛ :G Planoheterohelix striata (شمارۀ نمونۀ 1901) نیمرخ طولی، مقیاس معادل با 100 میکرومتر

Fig 7- A. Globotruncana falsostuarti (sample 1829), spiral and lateral views, B. Rugoglobigerina macrocephala (sample 1855), lateral and umbilical views, C. Globotruncana bulloides (sample 1855), spiral and lateral views, D. Contusotruncana fornicata (sample 1806), spiral and lateral views, E. Macroglobigerinelloides sp. (sample 1868), spiral view, F. Globotruncana aegyptiaca (sample 1882) spiral and lateral views, G, Planoheterohelix striata (sample 1901), longitudinal view. Scale bar equal 100 µm

شکل 8-.:A Schackoina cenomana (شمارۀ نمونۀ 1901)؛ :B Globotruncanita elevata (شمارۀ نمونۀ 1797)؛ C–D: Rugoglobigerina macrocephala (شمارۀ نمونه‌های 1855 و 1863)؛ E-F: Rugoglobigerina rugosa (شمارۀ نمونه‌های 1854 و 1873)؛ G: Contusotruncana plummerae (شمارۀ نمونۀ 1806)؛ H: Radotruncana subspinosa (شمارۀ نمونۀ 1813)؛ I–J: Radotruncana calcarata (شمارۀ نمونه‌های 1790 و 1820)؛ :K Globotruncanella havanensis (شمارۀ نمونۀ 1842)؛ :L Gansserina cf. gansseri (شمارۀ نمونۀ 1923)

Fig 8- A. Schackoina cenomana (sample 1901), B. Globotruncanita elevata (sample 1797), C–D. Rugoglobigerina macrocephala (samples 1855 and 1863), E–F. Rugoglobigerina rugosa (samples 1854 and 1873), G. Contusotruncana plummerae (sample 1806), H. Radotruncana subspinosa (sample 1813), I–J. Radotruncana calcarata (samples 1790 and 1820), K. Globotruncanella havanensis (sample 1842), L. Gansserina cf. gansseri (sample 1923)

Gansserina gansseri- Contusotruncana contusa? integrated zone

در برش مطالعه‌شده، مرز زیرین این بایوزون ترکیبی، براساس اولین حضور گونۀ (Fig. 8L) Gansserina gansseri تعریف شده است؛ اما مرز بالایی آن به‌دلیل تغییرات ژرفا و ماهیت رسوب‎‍گذاری و تبدیل نهشته‎‍های عمیق سازند گورپی، به انواع تخریبی توربیدایتی سازند امیران و رؤیت‌نکردن گونۀ Contusotruncana contusa ردیابی‌شدنی نیست. در نهشته‎‍های رأسی سازند گورپی در همین ناحیه نیز، (Shahriari 2009) بایوزون Zone Gansserina gansseri را با سن کامپانین پسین/ مائستریشتین پیشین گزارش داده است. همان‌طور که در بخش‎‍های پیشین نیز مطرح شد، ضخامت سازندها، مرزهای زیرین و بالایی آنها و حتی گسترۀ سنی آنها در جهت جانبی، به‌دلیل عملکرد گسل‎‍های موجود در منطقه و دیگر فعالیت‎‍های تکتونیکی متغیر است؛ به‌طوری ‎‍که در همین ناحیه، بایوزون Contusotruncana contusa/Racemiguembelina fructicosa Zone با سن مائستریشتین پسین برای رأس سازند گورپی معرفی شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2013). بنابراین در این پژوهش نیز با توجه دلایل ذکرشده، بایوزون ترکیبی بالا با 173 متر ضخامت معرفی شد که 14 متر از نهشته‎‍های رأسی سازند گورپی و کل سازند امیران (159 متر) را پوشش می‎‍دهد و با بایوزون‎‍های Gansserina gansseri Interval Zone و Interval Zone Contusotruncana contusa از زون‌بندی زیستی (Coccioni and Premoli Silva 2015) تطابق دارد و به سن کامپانین پسین- مائستریشتین میانی؟ نسبت داده می‌شود.

سازند امیران

در نهشته‎‍های تخریبی سازند امیران، رادیولرها از فراوانی بالایی برخوردارند، ولی با توجه به اینکه به‌صورت نابرجایند و به‌صورت نهشته‎‍های ثقلی به درون حوضۀ رسوبی حمل شده‎‍اند، بنابراین تعیین سن این سازند با استفاده از شواهد و داده‎‍های فسیلی مشاهده‌شده، میسر نیست. علاوه بر رادیولرها، میکروفسیل‎‍های زیر نیز در قسمت‎‍های مختلف این سازند مشاهده شده است:

Contusotruncana fornicata, Gansserina gansseri, Globotruncana bulloides, Globotruncanita stuartiformis, Planoheterohelix sp., P. globulosa, P. striata, Braunella punctulata, Planomalina alvarezi, Laeviella bollii, Planohedbergella prairiehillensis, Rugoglobigerina rugosa, Schackoina cenomana, Lenticulina sp., and Gavelinella sp.

از ماکروفسیل‎‍ها هم می‎‍توان از خرده‎‍های اکینوئید، رودیست، جلبک قرمز و گاستروپود نام برد. به‌جز گونۀ Gansserina gansseri فرامینیفرهای پلانکتونی شاخص دیگری در این قسمت از برش مطالعه‌شده مشاهده نشد؛ بنابراین سن نسبی سازند امیران را نمی‎‍توان به‌صورت دقیق تعیین کرد. با توجه به موقعیت چینه‎‍شناسی این نهشته‎‍ها (یعنی قرارگیری بر سازند گورپی به سن کنیاسین پسین/مائستریشتین پیشین و همچنین واقع‌شدن در زیر نهشته‎‍های پلاتفرمی کم‌عمق سازند تاربور به سن مائستریشتین میانی تا پسین (Vaziri-Moghaddam et al. 2013; Ghanbarloo et al. 2021; Ghanbarloo and Safari 2023)، سن مائستریشتین پیشین-میانی؟ برای نهشته‎‍های سازند امیران در نظر گرفته می‌شود. همچنین براساس مطالعات قبلی سن سازند امیران، در برش گردبیشه براساس موقعیت چینه‎‍شناسی، مائستریشتین پیشین تا میانی تعیین شده است (Shahriari 2009).

رخساره‎‍ها و محیط رسوبی

مطالعۀ رخساره‎‍های نهشته‎‍های کرتاسۀ بالایی به شناسایی 2 ریزرخساره در نهشته‎‍های سازند گورپی و 3 پتروفاسیس در نهشته‎‍های سازند امیران منجر شده است (شکل 9).

سازند گورپی

پلانکتونیک فرامینیفرا وکستون/پکستون (Planktonic Foraminifera Wackestone/Packstone)

بافت این ریزرخساره از وکستون تا پکستون در تغییر است. اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آن، فرامینیفرهای پلانکتونی با فراوانی بالا (Planoheterohelix، Macroglobigerinelloides، Globotruncana و Rugoglobigerina) هستند که در زمینه‎‍ای گلی قرار دارند (شکل 10، تصاویر الف و ب) و در بیشتر توالی سازند گورپی نیز مشاهده‌شدنی‌اند. از اجزای اسکلتی دیگر، از کلسی اسفرها و فرامینیفرهای بنتیک (Gavelinella sp.) نام برده می‌شود. از اجزای غیراسکلتی دانه‎‍های ریز کوارتز در اندازۀ سیلت و همچنین دانه‎‍های گلاکونیت نیز در پاره‎‍ای از افق‎‍ها به مقدار کم مشاهده شده است. حجرات فرامینیفرهای پلانکتونی در بخش‎‍هایی با اکسید آهن پر شده است. در پاره‎‍ای از قسمت‎‍های این ریزرخساره، پدیدۀ دولومیتی‌شدن رخ داده است و آلوکم‎‍ها تشخیص‌دادنی نیستند.

شکل 9- توزیع رخساره‌‎‍های معرفی‌شده و محیط‎‍های رسوبی نهشته‎‍های کرتاسۀ بالایی در برش مطالعه‌شده

Fig 9- Distribution of identified facies along with depositional environments of the Upper Cretaceous deposits in the studied area

حضور فرامینیفرهای پلانکتونی با فراوانی و تنوع بالا در یک زمینۀ گلی و نبود فونای مربوط به محیط‎‍های کم‌عمق دریایی، نشان‌دهندۀ ته‌نشست این ریزرخساره در دریای ژرف با انرژی پایین است (Geel 2000; Ghabeishavi et al. 2009; Flügel 2010).

مادستون آهکی (Lime Mudstone)

این ریزرخساره از گل آهکی (میکریت) تشکیل شده است و در بر دارندۀ مقادیر اندکی فرامینیفرهای پلانکتونی (به‌ویژه جنس Planoheterohelix) و بنتیک است (شکل 10، تصویر پ). این ریزرخساره در مقایسه با ریزرخسارۀ قبلی در سازند گورپی، کمیاب‎‍تر است. دانه‎‍های کوارتز در اندازۀ سیلت و دانه‌های ریز گلاکونیت نیز در پاره‎‍ای از افق‎‍ها مشاهده شده است. حجرات فرامینیفرهای پلانکتونی نیز با اکسید آهن پر شده است. حضور اندک آلوکم‎‍ها به‌ویژه انواع پلانکتونی (فرامینیفرها) در یک زمینۀ گلی، نشانگر ته‌نشست آن در محیط کم‌انرژی و کم‌اکسیژن دریای باز و پایین‎‍تر از قاعدۀ امواج طوفانی است (Ghabeishavi et al. 2009; Flügel 2010).

سازند امیران

رس‎‍سنگ (Claystone)

این پتروفاسیس از ذرات تخریبی بسیار ریزدانه (در اندازۀ رس) تشکیل شده است (شکل 10، تصویر ت). در بخش‎‍هایی از سازند امیران، فرامینیفرهای پلانکتونی با فراوانی نسبتاً بالایی به‌صورت شناور در زمینۀ ریزدانه و رسی پراکنده‌اند (شکل 10، تصویر ث). علاوه بر فرامینیفرهای پلانکتونی، مقدار اندکی از انواع بنتیک و به‌ندرت قطعات رودیستی و دانه‎‍های گلاکونیت نیز مشاهده می‎‍شود. همچنین در افق‎‍هایی از این رخساره، دانه‎‍های کوارتز در اندازۀ سیلت دیده می‎‍شود و نام رخساره را به رس‎‍سنگ سیلت‎‍دار تغییر می‎‍دهد (شکل 10، تصویر ج). در این رخساره همانند ریزرخساره‎‍های سازند گورپی، حجرات فرامینیفرهای پلانکتونی با اکسید آهن پر شده است. ویژگی‎‍های بافتی و حضور فونای پلانکتونی، نشانگر ته‌نشست آن در محیط‎‍های آرام، پایین‎‍تر از قاعدۀ امواج طوفانی واقع در بخش‎‍های خارجی یا زیرین (دیستال) فن زیردریایی یا حوضه است (Shahriari 2009; Mohseni et al. 2013; Bayet-Goll et al. 2014).

سیلتستون (Siltstone)

بخش عمدۀ این پتروفاسیس از ذرات کوارتز زاویه‌دار تا نیمه‌زاویه‌دار در اندازۀ سیلت تشکیل شده است (شکل 10، تصویر چ). این پتروفاسیس نسبت‌به دیگر رخساره‎‍های شناسایی‌شده در سازند امیران، کمیاب‎‍تر است. زمینه در این رخساره، رسی و ریزترشدن اندازۀ قطعات، بیانگر کاهش میزان انرژی جریان‎‍های توربیدایتی است. (Mohseni et al. 2013) پتروفاسیس مشابهی از این سازند را نیز در نواحی جنوب غرب لرستان گزارش کرده‌اند. با افزایش فاصله از ناحیۀ منشأ و کاهش‌یافتن میزان سرعت و انرژی جریان‎‍های آشفته، بافت رسوبات دانه‌ریز‎‍تر می‌شود و ته‌نشست این پتروفاسیس را در بخش‎‍های خارجی فن زیردریایی نشان می‌دهد (Bouma 1964; Bayet-Goll et al. 2014).

پتروفاسیس ماسه‎‍سنگ ریز تا متوسط‌دانه، فسیل‌دار با سیمان کلسیتی، لیت آرنایت (سد آرنایت) ساب مچور تا مچــور (Fine to medium grained, submature to mature, calcite cement, fossiliferous litharenite /Sedarenite)

قطعات چرتی، خرده‎‍های رادیولرها و همچنین قطعات کربناتۀ خردشده (با گردشدگی متغیر)، اجزای اصلی موجود در این پتروفاسیس‌اند (شکل 10، تصاویر ح-خ). گفتنی است که در توالی سازند امیران، مقدار این دو (قطعات چرتی و کربناته) در نوسان است و در پاره‎‍ای از افق‎‍ها، مقدار چرت بیشتر و در بخش‎‍های دیگر، مقدار قطعات کربناته زیادتر می‎‍شود. کوارتز در همۀ بخش‎‍های ماسه‎‍سنگی با میزان کمتر از 10 الی 15درصد دیده می‎‍شود. اجزای فرعی شامل قطعات فسفاته، کلریت، گلاکونیت، زیرکن، مسکویت، کانی‎‍های اوپاک و همچنین فلدسپارها (به‌ویژه پلاژیوکلاز) نیز به‌صورت کمیاب دیده می‎‍شوند (در حدود 2 الی 3درصد). سیمان اتصال‌دهندۀ ذرات از نوع کربناته است و آغشتگی به اکسید آهن (گوتیت و هماتیت) هم به مقدار زیاد مشاهده می‎‍شود. ماسه‎‍سنگ‎‍ها بیشتر متوسط‌دانه‌اند. در پاره‎‍ای از مقاطع همراه با موارد ذکرشده، مقدار ناچیزی فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونی و بریوزوئر و دیگر خرده‎‍های فسیلی دیده می‎‍شوند که تشخیص‌دادنی نیستند (همگی به میزان کمتر از 1درصد). ویژگی‎‍های بافتی ریز تا متوسط‌دانه، نازک تا متوسط‌لایه‌بودن ماسه‎‍سنگ‎‍ها و وضعیت تناوبی با لایه‎‍های شیلی و سیلتستونی دانه‌ریز، حاکی از حضور جریان‎‍های توربیدایتی کم‌چگال، فاصلۀ طولانی تا منشأ و ته‌نشست در قسمت‎‍های بیرونی فن زیردریایی‌اند (Shahriari 2009; Bayet-Goll et al. 2014). بخش‎‍های دانه‌ریزتر در قسمت‎‍های دیستال (مرز تدریجی کانال و لوب) یا حاشیۀ لوب فن زیردریایی تشکیل شده است (Bayet-Goll et al. 2014).

بحث

در منطقۀ مطالعه‌شده بر نهشته‎‍های پلاتفرمی سازند سروک، توالی سازند گورپی پس از یک وقفۀ زمانی نسبتاً طولانی‌مدت از کنیاسین پسین؟ رسوب‎‍گذاری کرده است. این ناپیوستگی ناحیه‎‍ای[2] که بیشتر به‌صورت یک سطح فرسایشی آغشته به اکسید آهن است در دیگر نواحی زاگرس ازجمله زون فارس (James and Wynd 1965; Alavi 2004; Ghasemi-Nejad et al. 2006; Taheri and Soradeghi 2011; Vincent et al. 2015; Esmaeilbeig 2018; Ezampanah et al. 2020)، ناحیۀ بندرعباس (Piryaei et al. 2011; Ezampanah et al. 2022) و دیگر بخش‎‍های پلاتفرم عربی نیز گزارش شده است (Van Buchem et al. 2002, 2011; Sharp et al. 2010; Aqrawi et al. 2010; Hollis 2011). آغاز بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس در کرتاسۀ پسین سبب چین‌خوردگی، بالاآمدگی، روراندگی یا فرارانش نهشته‎‍های رسوبی مزوزوئیک بر بخش شرقی حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی و تشکیل حوضۀ فورلند شده است (Glennie et al. 1973; Kazmin et al. 1986; Alavi 1994, 2004; Sepehr and Cosgrove 2004; Piryaei et al. 2010;). این حوضۀ پیش‌بوم تازه تشکیل شده و در آغاز به‌سرعت با رسوبات ‌ریز پلاژیک مناطق عمیق دریا پر شده است (Ziegler 2001; Orang et al. 2018). اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده در سازند گورپی، عمدتاً فرامینیفرهای پلانکتونی‌اند. علاوه بر این، مقادیر اندکی انواع کف‎‍زی و قطعات بایوکلاستی دیگر نیز دیده شده است. بر پایۀ آلوکم‎‍های غالب شناسایی‌شده، نهشته‎‍های سازند گورپی در قسمت‎‍های عمیق حوضه رسوب‌گذاری کرده است.

شکل 10- رخساره‎‍های شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده: A-B) پلانکتونیک فرامینیفرا وکستون/پکستون؛ C) مادستون؛ D) کلی‎‍ستون؛ E) شیل رسی دارای فرامینیفرهای پلانکتونی؛ F) سیلتی کلی‎‍ستون؛ G) سیلتستون و H-I) لیتیک آرنایت/سدآرنایت

Fig 10- Identified facies in the studied area, A-B: Planktonic foraminifera Wackestone/Packstone; C: Lime Mudstone; D: Claystone; E: Clayey shale contain planktonic foraminifra; F: Silty Claystone; G: Siltstone; H-I: Lithic arenite/sedarenite. Ra.: Radiolaria; Ph.: Phosphate; Q.: Quartz

براساس مطالعات میکروفاسیسی و پالینوفاسیسی سازند گورپی در تاقدیس‎‍های اناران و کبیرکوه در زون لرستان، محیط ته‌نشست این سازند، رمپ خارجی تعیین شده است (Zarei and Ghasemi-Nejad 2014). در فروافتادگی دزفول و پهنۀ ایذه نیز Hosseini-Barzi et al. (2009) یک مدل رسوبی از نوع رمپ کربناته را برای توالی سازند گورپی پیشنهاد دادند. همچنین در جنوب غرب فیروزآباد Abrari et al. (2011) براساس مطالعۀ فرامینیفرهای پلانکتونی، محیط رسوبی نهشته‎‍های این سازند را دریای عمیق تعیین کردند. براساس تلفیق مطالعات رخساره‎‍های رسوبی، اثر رخساره‎‍ها، نمودار گاما و رخساره‎‍های پالینولوژیکی محیط رسوبی سازند گورپی در شمال شرق زون ایذه به یک سیستم رسوبی کربناتۀ کم‌انرژی، کم‌اکسیژن تا بی‌اکسیژن در قسمت نسبتاً عمیق دریای باز نسبت داده‎‍ شده است (Beiranvand and Ghasemi-Nejad 2013). در بیشتر نواحی حوضۀ رسوبی زاگرس و ازجمله ناحیۀ مطالعه‌شده در طی کرتاسۀ پسین (کنیاسین پسین/سانتونین) و هم‌زمان با بالاآمدگی سطح آب دریاها در مقیاس جهانی نهشته‎‍های پلاژیک سازند گورپی، ته‌نشست یافته و این وضعیت تا مائستریشتین (Motiei 2003) و بعضاً تا پالئوسن تداوم داشته است (Hemmati-Nasab 2008; Razmjooei et al. 2014, 2018; Shahriari et al. 2017). همان‌طور که پیش‌تر نیز ذکر شد، وضعیت چینه‎‍شناسی منطقۀ مطالعه‌شده پیچیده است، به‌طوری‎‍ که در جهت جانبی تغییرات ضخامت، ریزرخساره‎‍ها، سن و مرزهای زیرین و بالایی سازندها متغیر است. سن نهشته‎‍های بخش ابتدایی سازند گورپی در ناودیس کوه‌سبز و برش سبزه‌کوه واقع در جنوب غرب بروجن، براساس مطالعۀ نانوفسیل‎‍های آهکی و فرامینیفرهای پلانکتونی به ترتیب سانتونین پسین و کامپانین پیشین تعیین شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2007; Senemari and Forougi 2019). در زاگرس مرتفع، وضعیت حوضۀ رسوبی از مائستریشتین پیشین (میانی؟) دستخوش تغییرات چشمگیری شده و در اثر فرسایش نهشته‎‍های قدیمی‎‍تر (به‌ویژه سکانس‎‍های افیولیتی و رادیولاریتی فرارانده‌شده) و حمل مجدد آنها به‌صورت نهشته‎‍های ثقلی و رسوب‎‍گذاری در محیط‎‍ پاشنۀ اسلوپ، نهشته‎‍های تخریبی سازند امیران یا فلیش امیران رسوب‎‍گذاری کرده است (Berberian and King 1981; Robertson 1987; Broud 1987; Ziegler 2001; Motiei 2003; Casciello et al. 2009; Piryaei et al. 2010).

رادیولرها که از فراوانی بالایی در بخش‎‍های ماسه‎‍سنگی سازند امیران در برش مطالعه‌شده برخوردارند، یکی از رخساره‎‍های شاخص حوضۀ تتیس در دوران مزوزوئیک محسوب می‎‍شوند (Gharib and De Wever 2010). این رخساره در لبۀ شمالی پلاتفرم عربی به‌صورت حوضۀ رادیولاریتی (با طولی در حدود 3000 کیلومتر و پهنایی در حدود 200 الی 300 کیلومتر) معرفی شده است (Kazmin et al. 1986; Gharib and De Wever 2010). در منطقۀ کرمانشاه، مطالعۀ چینه‎‍نگاری زیستی که بر این سری‎‍های رادیولاریتی انجام شده است، محدودۀ سنی پلنسباخین تا تورونین را نشان می‎‍دهد (Gharib and De Wever 2010). در برش مطالعه‌شده، با توجه به نبود بخش‎‍های کنگلومرایی و ماسه‎‍های گراولی دانه‌درشت که معرف نهشته‎‍های کانالی فن زیردریایی‌اند (بخش‎‍های پروکسیمال سکانس بوما) و همچنین غلبۀ رسوبات ریزدانه (نهشته‎‍های سیلتی و رسی ریزدانۀ حاوی فونای پلانکتونی)، به نظر می‎‍رسد که توالی سازند امیران در قسمت‎‍های زیرین مخروط (بخش دیستال) رسوب‎‍گذاری کرده است (احتمالاً Tc-Te). براساس مطالعه‎‍ای که پیش از این نیز در ناحیۀ گردبیشه بر توالی‎‍های کرتاسۀ فوقانی انجام شده است، محیط رسوبی سازند امیران به یک فن زیردریایی نسبت داده شده است که در بخش‎‍های میانی تا خارجی یک شلف کربناته رسوب‎‍گذاری کرده است (Shahriari 2009). سیستم تغذیه‌کنندۀ واحد، هندسۀ کلی مخروطی‌شکل، متشکل از نهشته‎‍های کانالی و خارج از کانالی و ماسه‎‍‎‍سنگ‎‍های توربیدایتی ورقه‌مانند با میان‌لایه‎‍هایی از گل‎‍های همی‌پلاژیک از شاخصه‎‍های فن‎‍های زیردریایی به شمار می‎‍رود (Bayet-Goll et al. 2014 and references therein).

سازند امیران در ناحیۀ لرستان، به‌صورت مخلوطی از نهشته‎‍های سیلیسی آواری و کربناتی تشکیل شده است (Nasiri et al. 2013)؛ به‌طوری‎‍ که توالی کربناتۀ آن در کمربندهای دریای باز، سد و لاگون از یک پلاتفرم کربناتۀ نوع رمپ رسوب‎‍گذاری کرده است، در حالی ‎‍که توالی آواری آن تحت تأثیر جریانات آشفته به‌صورت مخروط‎‍‎‍های زیردریایی نهشته شده‎‍اند. براساس (Homke et al. 2009) محیط رسوبی سازند امیران در تاقدیس امیران، از توالی رخساره‎‍ای 3 قسمتی شامل کف حوضه (لوب‎‍های مخروطی)، گذر شیب حوضه و حاشیۀ شلف تشکیل شده است. برخلاف سازند امیران، آثاری از این نهشته‎‍های جریان چگال در توالی سازند گورپی در ناحیۀ مطالعه‌شده مشاهده نشده است. در بخش‎‍هایی از حوضۀ رسوبی زاگرس (ناحیۀ فارس و بندرعباس) نیز در اثر خروج پلاتفرم‎‍های کربناتۀ کرتاسۀ پیشین تا میانی از آب، مواد حاصل‌شده از فرسایش آنها، بعدها به شکل جریان‎‍های چگال و واریزه‎‍ای (متشکل از کنگلومرا و ماسه‎‍سنگ‎‍های آهکی) در داخل نهشته‎‍های عمیق سازند گورپی رسوب‎‍گذاری کرده‌‎‍اند (Piryaei et al. 2010, 2011; Ezampanah et al. 2022). سنگ‌آهک‎‍های قطعۀ پشتیبان[3] نیز در حد فاصل سازندهای گورپی و تاربور در منطقۀ بندرعباس (Piryaei et al. 2011; Ezampanah et al. 2022)، در توالی کرتاسۀ ناحیۀ عمان (Robertson 1987; Boote et al. 1990; Immenhauser et al. 2000) و منطقۀ کرمانشاه (Razmjooei et al. 2021) گزارش شده است.

نتیجه‌

براساس مطالعۀ چینه‎‍نگاری سنگی و زیستی، رخساره‎‍ها و محیط‎‍های رسوبی نهشته‎‍های کرتاسۀ بالایی در برش چینه‎‍شناسی گردبیشه، نتایج زیر حاصل شده است:

- مرز نهشته‎‍های کربناتۀ سازند سروک (سنومانین؟) با نهشته‎‍های عمیق سازند گورپی که به‌طور عمده از شیل و میان‌لایه‎‍هایی از سنگ‌آهک‎‍های رسی تشکیل شده‌اند، به‌صورت ناپیوسته بوده و این نبود نهشته‎‍های تورونین تا کنیاسین میانی (و احتمالاً رأس سنومانین) را نیز در بر گرفته است. مرز بالایی نهشته‎‍های سازند گورپی با توالی توربیدایتی سازند امیران به‌صورت تدریجی است.

- براساس فرامینیفرهای پلانکتونی شناسایی‌شده، نهشته‎‍های سازند گورپی به 7 زون زیستی تفکیک‌شدنی است و براساس آنها سن این سازند کنیاسین پسین؟-مائستریشتین پیشین تعیین شده است. براساس نتایح این پژوهش، سن کنیاسین پسین قدیمی‎‍ترین سنی است که برای نهشته‎‍های قاعدۀ سازند گورپی تاکنون ثبت شده است. در منطقۀ مطالعه‌شده، علاوه بر رادیولرها که به‌صورت نابرجا در نهشته‎‍های سازند امیران فراوان‌اند، فرامینیفرهای پلانکتونی نیز به‌صورت پراکنده در لایه‎‍های شیلی این سازند حضور دارند؛ بنابراین تعیین سن نسبی (قسمت‎‍های میانی تا بالایی) به‌صورت دقیق و با تکیه بر محتوای فسیلی امکان‌پذیر نبوده و سن مائستریشتین پیشین تا میانی؟ برای سازند امیران بیشتر براساس موقعیت چینه‎‍شناسی تعیین شده است.

- مطالعۀ پتروگرافی به شناسایی 2 ریزرخساره در نهشته‎‍های سازند گورپی منجر شد و بر همین اساس، توالی این سازند در بخش‎‍های عمیق حوضه، رسوب‎‍گذاری کرده است. در نهشته‎‍های سازند امیران نیز، 3 پتروفاسیس شناسایی شد که بیانگر ته‌نشست به‌صورت فن‎‍های زیردیایی متأثر از عملکرد جریانات آشفته یا توربیدایتی است.

سپاسگزاری

از مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران و دانشگاه بوعلی سینا به‌جهت حمایت و فراهم‌کردن بسترهای لازم برای همکاری در انجام این کار تحقیقاتی تشکر می‎‍شود. از پیشنهادهای سردبیر محترم مجلۀ پژوهش‎‍های چینه‎‍نگاری و رسوب‎‍شناسی و همچنین داوران محترم، کمال تشکر و قدردانی را داریم.

[1] Recrystalized

[2] Regional unconformity

[3] clast-supported limestones