پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,742 |
| تعداد مقالات | 14,209 |
| تعداد مشاهده مقاله | 34,930,453 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 13,930,490 |
ریزرخساره ها، محیط های رسوبی و اجتماعات کربناتۀ سازند آسماری در تنگ گجستان | |||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||
| مقاله 4، دوره 41، شماره 1 - شماره پیاپی 98، فروردین 1404، صفحه 59-78 اصل مقاله (2.7 M) | |||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2024.142242.1292 | |||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||
| یداله عظام پناه* 1؛ محمد گودرزی2 | |||||||||||||||||||||
| 1استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان، ایران | |||||||||||||||||||||
| 2دانشجوی دکتری گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم پایۀ دانشگاه لرستان، خرم‌آباد، ایران | |||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||
| در این مطالعه به‌منظور بررسی و شناسایی ریزرخساره‌ها، محیط‌های رسوبی و اجتماعات کربناتۀ سازند آسماری، برش چینه‌شناسی تنگ گجستان واقع در تاقدیس اشگر در زون ایذه انتخاب و بررسی شد. سازند آسماری در این برش با 298 متر ضخامت به‌طور عمده از سنگآهکهای صخره‌ساز ضخیم لایه/تودهای (بخشهای زیرین تا میانی) تا نازک/متوسطلایه به‌همراه میانلایههای شیلی (بخشهای میانی تا بالایی) تشکیل شده است. مرز زیرین آن با سازند پابده به‌صورت پیوسته و تدریجی است و مرز بالایی آن در این برش پوشیده است. با بررسی و مطالعۀ 239 مقطع نازک میکروسکوپی از سازند آسماری، تعداد 9 ریزرخساره مربوط به بخش رمپ خارجی، رمپ میانی (بخشهای دیستال و پروکسیمال) و رمپ درونی (لاگون نیمه‌محصور و محصور و پهنۀ جزر و مدی) شناسایی شد. براساس عدم حضور تغییر شکلهای هم‌زمان با رسوبگذاری، ساختارهای ریزشی و لغزشی، تبدیل تدریجی ریزرخساره‌ها به هم و وجودنداشتن ریف پیوسته و یا سد، مدل رسوبگذاری سازند آسماری در برش مدنظر یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال است. براساس اجزای اسکلتی شناسایی‌شده، اجتماعات کربناته در برش مطالعه‌شده از نوع هتروزوئن‌اند و به انواع نانوفر و فورآلگال تعلق دارند که در رمپهای سنوزوئیک متداول‌اند. | |||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | |||||||||||||||||||||
| زون ایذه؛ فرامینیفرهای بنتیک؛ سازند آسماری؛ ریزرخساره؛ میوسن پیشین؛ حوضۀ زاگرس | |||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||
|
مقدمه تکامل پلاتفرمهای کربناته در دوران سنوزوئیک با فرایندهای متعددی از قبیل تغییرات اقلیمی در مقیاس محلی و جهانی، شرایط تکتونیکی، تغییرات جهانی سطح آب دریاها و تغییر در مجموعه ارگانیسم‌های غالب کربنات‌ساز کنترل شده است (Höntzsch et al. 2013). پس از انقراض اجتماعات ریف‌ساز (به‌ویژه رودیستها) در انتهای کرتاسه، فرامینیفرهای بنتیک بزرگ از‌جمله نومولیتیدها (Nummulites، Assilina و Operculina)، ارتوفراگمنیدها (Discocyclina) و آلوئولینیدها (Alveolinids) بر کربناتهای پلاتفرمی کم‌عمق با شرایط الیگوتروفیک کمربند تتیس-آرام شکوفا شدند و نقش تولید کربنات را در بخشهای داخلی تا میانی پلاتفرم ایفا کردند (Beavington-Penney and Racey 2004). از طرفی این گروه از میکروفسیلها با توجه به تنوع سریع و انقراض ناگهانی در دوران سنوزوئیک و همچنین با توجه به دارا‌بودن همزیست جلبکی، که بیشتر محدود به زون نورانی و اعماق کم است، نقش مهمی در بایوزوناسیون، تعیین سن نسبی نهشته‌های رسوبی و همچنین بازسازی محیط‌های دیرینه دارند (Hottinger 1983; Hallock 1988, 1986; Romero et al. 2002; Beavington-Penney and Racey 2004; Beavington-Penney et al. 2005; Zamagni et al. 2008; Gradstein et al. 2020). از طرفی انباشته‌های نومولیتی در زمان ائوسن به‌عنوان مخزن حجم درخور توجهی از هیدروکربورها مورد توجه بودهاند (Racey 2001). سری الیگوسن با تغییرات عمدهای در ارگانیسم‌های تولیدکنندۀ کربناتها و معماری ریفهای مرجانی همراه بوده است (Perrin 2002). علاوه بر فرامینیفرهای بنتیک بزرگ، تنوع جلبک‌های قرمز کورالیناسه نیز در طی الیگوسن افزایش یافتند (Buxton and Pedley 1989; Pedley 1998; Aguirre et al. 2000; Rasser and Piller 2004) و در طی محدودۀ زمانی میوسن پیشین/میانی به تولید‌کنندگان غالب کربناتها تبدیل شدند (Halfar and Mutti 2005). نهشته‌های پلاتفرمی کربناته به سن الیگومیوسن در بیشتر نواحی دنیا رخنمون دارند (Pomar et al. 2014). در قسمت جنوب غربی ایران و در حوضۀ فورلندی زاگرس، یک حوضۀ درون شلفی به سن الیگومیوسن تشکیل شده است (van Buchem et al. 2010). این حوضۀ درون شلفی اساساً متشکل از نهشته‌های تخریبی (سازند رازک)، شیلی و مارنی عمیق (سازند پابده) و کربناتهای پلاتفرمی کم‌عمق (سازند آسماری) است (Allahkarampour Dill et al. 2018 and references therein). سازند آسماری به‌عنوان مهم‌ترین سنگ مخزن نفتی در حوضۀ رسوبی زاگرس و حتی خاورمیانه، با داشتن رخنمونهای گسترده و به‌راحتی در دسترس و همچنین غنی‌بودن به‌لحاظ محتوای زیستی (از‌جمله فرامینیفرهای بنتیک) توجه بسیاری از زمینشناسان را جلب کرده و به تحقیقات گسترده و جامعی بر آنها منجر شده است (Wynd 1965; Adams and Bourgeois 1967; Seyrafian 2000; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Amirshahkarami et al. 2007; Ehrenberg et al. 2007; Laursen et al. 2009; van Buchem et al. 2010; Sadeghi et al. 2011; Shabafrooz et al. 2015; Allahkarampour Dill et al. 2018; Gharechelou et al. 2020; Noorian et al. 2022) و همچنان این پژوهشها به‌صورت فزایندهای در حال انجام است. در این پژوهش نیز به‌منظور بررسی ریزرخساره‌ها و تعیین محیط‌های رسوبی نهشته‌های سازند آسماری، برش چینه‌شناسی تنگ گجستان واقع در تاقدیس اشگر نمونه‌برداری و مطالعه شده است. مرزهای زیرین و بالایی این سازند در نقاط مختلف حوضۀ زاگرس، به‌دلیل تغییرات حوضه در زمان رسوبگذاری متفاوت بوده است. در بیشتر نقاط سازند آسماری بر روی سازند پابده ته‌نشست یافته است، ولی در نواحی لرستان مرکزی و فارس داخلی مرز زیرین این سازند به ترتیب با سازندهای شهبازان و جهرم است (Motiei 2003). همانند مرز زیرین، وضعیت مرز بالایی سازند آسماری در نقاط مختلف زاگرس یکسان نیست، به‌طوری که در بیشتر نقاط سازند گچساران بر روی آن نهشته و در فارس داخلی و ارتفاعات زاگرس، سازند رازک به‌جای سازند گچساران رسوبگذاری شده است (Motiei 2003). موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برش مطالعه‌شده برش مطالعه‌شده در شرقی‌ترین بخش از زون ایذه در استان فارس و در 50 کیلومتری شمال غرب شهرستان نورآباد ممسنی واقع شده است (شکل 1). دسترسی به برش مطالعه‌شده از‌طریق مسیر نورآباد – بابامیدان - گچساران امکان‌پذیر است. جادۀ آسفالتۀ فرعی در محل شهر کوپن از این مسیر منشعب می‌شود که پس از عبور از روستاهای چهارطاق و دودک به‌سمت روستای تنگ گجستان و محل برش مدنظر میرسد. مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش مطالعه‌شده "37/34 '16 51 طول شرقی و "95/37 '29 30 عرض شمالی است. شکل 1- الف) نقشۀ ساختاری حوضۀ رسوبی زاگرس، برگرفته از Farzipour-Saein et al. 2009 با تغییرات؛ ب) موقعیت جغرافیایی و راههای دسترسی به برش مطالعه‌شده (B) (برگرفته از Shabafrooz et al. 2015 با تغییرات) Fig 1- A. Structural map of the Zagros fold and thrust belt (modified after Farzipour-Saein et al. 2009), B. location and access roads of the studied area (modified after Shabafrooz et al. 2015) دادهها و روشها پس از پیمایش صحرایی و انتخاب تنگ گجستان به‌عنوان برش مطالعاتی، نمونه‌برداری از توالی سازند آسماری به‌صورت سیستماتیک و با فواصل 1 تا 5/1 متری انجام شد. در‌مجموع به‌منظور شناسایی اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی، تعیین ریزرخساره‌ها، محیط‌های رسوبی و ارائۀ مدل رسوبگذاری و تعیین اجتماعات کربناته، تعداد 239 مقطع نازک میکروسکوپی از نهشته‌های سازند آسماری و همچنین بخش بالایی سازند پابده تهیه شده است. مقاطع تهیه‌شده با استفاده از میکروسکوپ (پلاریزان) مطالعه شدند. برای طبقهبندی و تفسیر ریزرخساره‌ها از (Dunham 1962; Embry and Klovan 1971; Geel, 2000; Flügel 2010) و تعیین محیط‌ها و ارائۀ مدل رسوبی از (Wilson 1975; Buxton and Pedley 1989; Tucker and Wright 1990; Flügel 2010) استفاده شده است. نتایج و بحث زیست چینه‌نگاری پس از بررسی و شناسایی فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونی در مقاطع نازک مطالعه‌شده و براساس پخش و پراکندگی عمودی آنها، چهار بایوزون تجمعی بر مبنای زون‌بندی جدول 1- زونهای زیستی برش مطالعه‌شده Table 1- Biozonation of the study section
ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی توالی نمونه‌برداری‌شده در برش تنگ گجستان شامل رأس سازند پابده و توالی سازند آسماری است. قسمت رأس سازند پابده از شیلها و سنگآهکهای رسی خاکستری‌رنگ نازک تا متوسطلایه تشکیل و به‌تدریج به‌سمت بالاتر (قاعدۀ سازند آسماری) بر میانلایههای آهکی افزوده می‌شود که بیانگر تدریجی‌بودن تغییرات سنگ‌شناسی در محل مرز دو سازند یاد‌شده است. سازند آسماری با 298 متر ضخامت به‌طور عمده از‌نظر سنگ‌شناسی به 3 بخش تفکیک‌شدنی است (شکل 2). بخش زیرین شامل سنگآهکهای متوسط تا ضخیم‌لایۀ کرم‌رنگ با میانلایهای شیلی (شکل 2 تصویر A)، بخش میانی به‌طور عمده از سنگآهکهای صخره‌ساز تشکیل می‌شود و کاملاً به‌صورت تودهای است (شکل 2 تصویر B). بخش فوقانی نیز از سنگآهکهای نازک، متوسط و گاهی ضخیم‌لایه تشکیل می‌شود که در پارهای از قسمتها نیز دارای میانلایههای شیلی است (شکل 2 تصویر C). مرز بالایی این سازند پوشیده است، با این حال در دیگر برشهای مطالعه‌شده در تاقدیس اشگر توالی سازند آسماری به‌صورت پیوسته در زیر سازند گچساران (Zare et al. 2019) است و یا اینکه به‌صورت غیر هم‌شیب در زیر سازند رازک قرار دارد (Shabafrooz et al. 2015). شکل 2 - الف) نمای نزدیکی از مرز تدریجی سازندهای پابده و آسماری؛ ب) سنگآهکهای صخره‌ساز در بخشهای میانی سازند آسماری؛ پ) سنگآهکهای نازک تا متوسطلایه با میانلایههای شیلی در بخش بالایی سازند آسماری Fig 2- A. Close up view of transitional boundary of the Asmari Formation with the Pabdeh Formation; B. Cliff forming limestones in the middle parts of the Asmari Formation; C. The thin to medium bedded limestones interbedded with shaly layers in the upper parts of the Asmari Formation. Abbreviations: Fm.: Formation تلفیق شواهد صحرایی (همانند بررسی شکل هندسی، بافت، ساختارهای رسوبی و الگوهای لایه‌بندی) و مطالعۀ پتروگرافی، به شناسایی تعداد 9 ریزرخساره منجر شد (شکلهای 3 و 4). در ریزرخساره‌های شناسایی‌شده، اجزای اسکلتی از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ هیالین (به‌خصوص جنسهای خانواده Nummulitidae و Lepidocyclinidae)، انواع پورسلانوز (miliolids, Archaias and Peneroplis) دوکفه‌ای‌ها، شکم‌پایان، خارپوستان، فرامینیفرهای پلانکتونی، بریوزوئر، جلبک‌های قرمز، دیتروپا و میزان اندکی مرجان تشکیل شده‌اند. ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده به شرح زیر است: MF1: وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی (Planktonic foraminifera wackestone) توصیف: فرامینیفرهای پلانکتونی اجزای اصلی این ریزرخساره را تشکیل میدهد. بایوکلستهایی همچون دیتروپا، اکینوئید، لپیدوسیکلینا و تکستولاریا نیز وجود دارند. زمینۀ این ریزرخساره گل پشتیبان و بافت سنگ وکستون است (شکل 3 تصویر A). تفسیر: فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونی نشان‌دهندۀ شرایط عمیق دریایی و ژرفای بیشتر از 200 متر است(Geel 2000) . حضور فرامینیفرهای پلانکتونی، بافت ریزدانه و گل پشتیبان و نبود جلبک‌های وابسته به نور، رسوبگذاری در یک محیط آرام، عمیق، کم‌انرژی و زیر سطح تأثیر امواج طوفانی را نشان میدهد (Wilson 1975; Flügel 2010). این ریزرخساره در محل مرز تدریجی دو سازند پابده و آسماری شناسایی‌شده و مربوط به پهنۀ رمپ خارجی است. مشابه این ریزرخساره نیز در بخشهای مختلفی از حوضۀ رسوبی زاگرس گزارش شده است (Amirshahkarami et al. 2007; Rahmani et al. 2009; Adabi et al. 2016; Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Shabafrooz et al. 2015; Zare et al. 2019; Allahkarampour Dill et al. 2018; Khalili et al. 2021). MF2: وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ (Planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone) توصیف: فرامینیفرهای بنتیک بزرگ مانندOperculina ، Heterostegina، Eulepidinaو فرامینیفرهای پلانکتونی اجزای اصلی را تشکیل می‌دهند. دیگر اجزای این ریزرخساره را بایوکلستهایی همچون دیتروپا، اکینوئید و آلوئولینا تشکیل میدهد. زمینه گل پشتیبان و بافت سنگ وکستونی است (شکل 3 تصویر B). تفسیر: حضور هم‌زمان فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ هیالین با پوستۀ کشیده نشان‌دهندۀ عمیقترین بخش از حد پایینی منطقۀ نورانی (Geel 2000; Romero et al. 2002) و ته‌نشست تحت شرایط آرام و کم‌انرژی در قسمت انتهایی رمپ میانی (مرز بین رمپ بیرونی و میانی) است (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Cosovic et al. 2004). ریزرخسارۀ مشابهی از همین سازند قبلاً در ناحیۀ فارس گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Amirshahkarami et al. 2007). MF3: وکستون /فلوتستون حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ (Larger benthic foraminifera wackestone/floatstone) توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ با دیوارۀ نازک و کشیده همانند لپیدوسیکلینیده و نومولیتیده (Operculina, Heterostegina, Spiroclypeous) است. اجزای فرعی راLepidocyclina ، Nephrolepidina و دوکفهای تشکیل می‌دهند. بافت سنگ وکستون/فلوتستون و زمینۀ آن گل آهکی است (شکل 3 تصویر C). تفسیر: حضور لپیدوسیکلینیده و نومولیتیدهای با پوستههای بزرگ، پهن و کشیده و همچنین دیوارۀ نازک و با حفظ‌شدگی خوب در یک زمینۀ میکرایتی نشان‌دهندۀ شرایط دریایی با شوری نرمال و میزان انرژی کم تا متوسط است (Flügel 2010). شرایط ذکر‌شده حاکی از ته‌نشست این ریزرخساره در پایین ناحیۀ زون نوری و در قسمت دیستال رمپ میانی است (Hottinger 1980; 1983; Hoheneger 1999; Hollock 1988; Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Nebelsick et al. 2005; Cosovic et al. 2004; Bassi et al. 2007; Brandano et al. 2009). یولپیدیناهای بزرگ و مسطح و همچنین نومولیتیدها در بخشهای عمیقتر منطقۀ الیگوفوتیک رشد می‌کنند (Hottinger 1997; Pomar et al. 2014). مشابه این ریزرخساره در تاقدیسهای اشگر (Zare et al. 2019)، آنه (Shabafrooz et al. 2015)، تاقدیس خویز (Rahmani et al. 2009) و میدان نفتی منصور‌آباد، آغاجاری و رگ سفید (Fathi Isvand et al. 2022; Mousavi et al. 2022) گزارش شده است. :MF4 وکستون/ پکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ ضخیم و عدسی تا لنزی‌شکل (Lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone) توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ ضخیم و عدسی‌شکل مانند Rotalia viennoti، Spiroclypeous و Heterostegina است. اجزای فرعی را Sphaerogypsina globolus, Valvulina, Textularia, Pyrgo, Amphistegina, Planorbulina, Austrotrillina، جلبک قرمز کورالیناسه و اکینوئید تشکیل می‌دهند. بافت سنگ وکستونی (در بعضی از افقها وکستونی – پکستونی) و زمینۀ آن گل آهکی است (شکل 3 تصویر D). تفسیر: اندازۀ قطعات فسیلی نسبت‌به رخسارۀ قبلی کوچک‌تر و حضور جلبک‌های قرمز هم بیشتر شده است. ویژگیهایی از قبیل کوچک‌بودن اندازۀ صدف، پوستۀ عدسی‌شکل و دیوارۀ ضخیم، همگی بیانگر افزایش میزان نور و انرژی محیط و قرار‌گرفتن در قسمت پایینی زون نوری بالایی است. پوستۀ عدسی‌شکل این فرامینیفرها و همراهی با جلبک‌های قرمز بیانگر رسوبگذاری در زون الیگوفوتیک تا مزوفوتیک است (Corda and Brandano 2003; Brandano et al. 2009). البته حضور روتالیدهای بزرگ مانند Spiroclypeous نشان‌دهندۀ شرایط مزوفوتیک است (Brandano et al. 2009). با توجه به مجموعۀ شواهد بیان‌شده، محیط ته‌نشست این ریزرخساره مربوط به دریای باز و بخش پروکسیمال رمپ میانی است. مشابه این ریزرخساره از میدان نفتی مارون گزارش شده است Goodarzi et al. 2019)). :MF5 وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین (Porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone) توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ پورسلانوز و هیالین عدسی‌شکل مانند Heterostegina، Austrotrillina ،Quinqueloculina ، Archaias، Pyrgo و Rotalia viennoti هستند. اجزای فرعی را Textularia، Valvulina، Rupertina، Miogypsinoides،Discorbis ، جلبک قرمز کورالیناسه، دوکفهای و اکینوئید تشکیل می‌دهند. بافت سنگ وکستونی و زمینۀ آن به‌صورت گل آهکی است (شکل 3 تصویر E). تفسیر: حضور هم‌زمان فرامینیفرهای با دیوارۀ پورسلانوز (ساکن قسمت‌های داخلی پلاتفرم) و هیالین دلیلی بر شرایط محیطی مناسب برای زیست این دو گروه از فرامینیفرها در کنار هم در لاگون دریای باز است (Romero et al. 2002; Rahmani et al. 2009). فرامینیفرهای با دیوارۀ هیالین، شرایط شوری نرمال دریایی و فرامینیفرهای با دیوارۀ پورسلانوز آب‌های کم‌عمق لاگونی و شرایط شوری بالاتر را برای زیست ترجیح می‌دهند (Geel 2000; Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006). این ریزرخساره بالاتر از قاعدۀ سطح اساس امواج عادی نهشته‌شده و تنوع بالای فرامینیفرها در آن حاکی از ته‌نشست این ریزرخساره در پهنۀ لاگون نیمه‌محصور (زون نوری بالایی) با انرژی متوسط است (Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Adabi et al. 2016). مشابه این ریزرخساره در میدانهای نفتی مارون، منصور‌آباد، رگ سفید و آغاجاری (Goodarzi et al. 2019; Mousavi et al. 2022; Fathi Isvand et al. 2022) و زون ایذه (Amirshahkarami et al. 2007; Adabi et al. 2016; Zare et al. 2019) شناسایی شده است. :MF6 وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز (Porcelaneous foraminifera wackestone) توصیف: اجزای اصلی فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ پورسلانوز همانند Austrotrillina، Quinqueloculina، miliolids Archaias ، Dendritina rangi و Pyrgoهستند. اجزای فرعی آن شامل Peneroplis، Valvulina، Spiroloculina، Meandropsina، Triloculina، Haplophragmium، دوکفهای، گاستروپودا و اکینوئید هستند. بافت سنگ از وکستونی تا پکستونی در تغییر و زمینۀ آن به‌صورت گل آهکی است (شکل 3 تصویر F). تفسیر: ویژگی بارز این ریزرخساره بافت گلی، افزایش فرامینیفرهای پورسالانوز همراه با کاهش و/یا نبود فرامینیفرهای با دیوارۀ هیالین و همچنین دیگر فونای سازگار با شرایط شوری نرمال دریایی است. فرامینیفرهای پورسلانوز در آب‌های کم‌عمق پهنۀ لاگونی زیست می‌کنند که به‌دلیل میزان انرژی پایین و چرخش محدود آب از شرایط شوری بالایی برخوردارند (Geel 2000; Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006). شرایط لاگون محصور‌شده در این ریزرخساره با نبود فونای نرمال دریایی و فونای محصور‌شده با تنوع پایین پیشنهاد شده است (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Vaziri-Moghaddam et al. 2006, 2010; Flügel 2010). محدودۀ زیست دندریتیناهای همزیستدار، در بخشهای بالایی زون نوری بالایی واقع در محیط لاگونی است (Brandano et al. 2009). این ریزرخساره بالاتر از قاعدۀ سطح اساس امواج عادی نهشته شده است و محیط ته‌نشست آن به قسمت‌های کم‌عمق زون یوفوتیک در محیط لاگونی نسبت داده می‌شود (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003). مشابه این ریزرخساره از سازند آسماری در بخشهایی از حوضۀ رسوبی زاگرس گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Adabi et al. 2016; Fathi Isvand et al. 2022). :MF7 مادستون - وکستون بایوکلستی (Bioclast wackestone/mudstone) توصیف: اختصاصات این ریزرخساره کاهش فونا است، به‌طوری که بعضی از نمونه‌ها فاقد فسیل (گل آهکی) و در بعضی از نمونه‌ها برخی از فرامینیفرها (Textularia، Valvulina، Dendritina rangi، Discorbis، Quinqueloculina و Pyrgo)، دوکفهای، براکیوپود و اکینوئید دیده می‌شوند. بافت سنگ از مادستونی تا وکستونی در تغییر است (شکل 3 تصویر G). تفسیر: کاهش چشمگیر و/یا نبود فونا دلیلی بر تغییر شرایط پالئواکولوژی است. فقدان فسیل نشانۀ چرخش محدود آب و نبود شرایط زیست مناسب برای موجودات دریایی است (Alsharhan and Kendall 2003). حضور اندک فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین کوچک نظیر Discorbis و Elphidium دلیلی بر افزایش شوری و نور در محیط است. فراوانی گل کربناته، فونای ناچیز و ارتباط آن با رخسارههای لاگونی حاکی از تشکیل این ریزرخساره در قسمت‌های کم‌عمق لاگون محصور به‌سمت ساحل (پهنۀ جزر و مدی) است (Flügel 2010). مشابه این ریزرخساره در میدان نفتی مارون Goodarzi et al. 2019))، تاقدیس اشگر (Zare et al. 2019) و میدان نفتی منصور‌آباد (Mousavi et al. 2022) شناسایی شده است. :MF8 دولومادستون/دولوستون (Dolomudstone/ Dolostone) این ریزرخساره به‌طور عمده از بلورهای ریز دولومیت تشکیل می‌شود و فاقد هر گونه فسیلی است (شکل 3 تصویر H). تفسیر: بافت همگن و گل پشتیبان، وجودنداشتن اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی در این ریزرخساره نشانۀ تشکیل و تعلق آن به پهنۀ جزر و مدی با انرژی پایین از رمپ داخلی است (Nebelsick et al. 2005; Rasser et al. 2005; Aqrawi et al. 2006). گسترش دولومیتهای ریزبلور و دولومیتی‌شدن رخسارههای آهکی متأثر از افت سطح آب دریا و خروج از آب رسوبات و همچنین در اثر تبخیر شورابههای غنی از Mg2+ است (Aqrawi et al. 2006; Adabi et al. 2009; Dehghanzadeh et al. 2016; Allahkarampour Dill et al. 2018). مشابه این ریزرخساره در سازند آسماری در قسمت جنوب غربی زون ایذه (Allahkarampour Dill et al. 2018, Zare et al. 2019) و فروافتادگی دزفول (Dehghanzadeh et al. 2016; Khalili et al. 2021; Fathi Isvand et al. 2022) گزارش شده است. .:MF9 استروماتولیت بایندستون (Stromatolite Bindstone) توصیف: این ریزرخساره به‌جز استروماتولیتهای لامینهای تیره و روشن فاقد هر نو ع اجزای زیستی دیگری است (شکل 3 تصویر I). تفسیر: سیانوباکتریها با فیلامنتهای خود، سبب به دام انداختن قطعات رسوبی و به ته‌نشست رسوبات لامینهای یا همان استروماتولیتها منجر می‌شوند. بهترین مکان برای تشکیل آنها، محیطهاییاند که موجودات چرنده مانند شکم‌پایان و ماهیها نتوانند پوششهای جلبکی را بخورند و آنها را از بین ببرند(Amirshahkarami et al. 2007; Flügel 2010) . این جلبک‌ها امروزه در نواحی بالای پهنۀ بین جزر و مدی، آب‌های شیرین کم‌عمق، محیط‌های آب لب‌شور و دریاچههای بزرگ و کوچک ته‌نشین می‌شوند (Greensmith 1988). بنابر توضیحات داده‌شده و با توجه به موقعیت چینه‌شناسی و رخسارههای همراه، این رخساره در شرایط سوپراتایدال نهشته شده است. مشابه این ریزرخساره از سازند آسماری، در میدان نفتی کرنج شناسایی شده است Amirshahkarami et al. 2007; Saeedi Razavi et al. 2020)). شکل 3- ریزرخساره‌های برش مطالعه‌شده:A ) وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی (MF1)؛ B) وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ (MF2)، C) وکستون (فلوتستون) حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ با پوستۀ هیالین (MF3)؛ D) وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ ضخیم و عدسی‌شکل (MF4)؛E ) وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین (MF5)؛ F) وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز (MF6)؛ G) مادستون - وکستون بایوکلستی (MF7)؛ H) دولومادستون (دولوستون) (MF8)؛ I) استروماتولیت باندستون (MF9) Fig 3- Identified microfacies in the studied area, A) planktonic foraminifera wackestone (MF1), B) planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone (MF2), C) larger hyaline benthic foraminifera wackestone/floatstone (MF3), D). lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone (MF4), E) Porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone (MF5), F) Porcelaneous foraminifera wackestone (MF6), G) Bioclast wackestone/mudstone (MF7), H) Dolomudstone/Dolostone (MF8), I) Stromatolite Bindstone (MF9). Abbreviations: P. planktonic foraminifera, O. Operculina, D. Ditrupa, B. Bivalve, Eu. Eulepidina, S. Spiroclypeous, R. Rotalia viennoti, H. Heterostegina, R-A. Red algal, M. Miogypsinoides, El. Elphidium, Q. Quinqueloculina, Mil. miliolids, Me. Meandropsina, Ar. Archaias. شکل 4- ستون چینه‌نگاری سنگی، گسترش ریزرخساره‌ها و محیط‌های رسوبی پیشنهادی سازند آسماری در برش مطالعه‌شده Fig 4- Lithostratigraphic log, microfacies distribution along with proposed depositional environments of the Asmari Formation in the studied section. مدل رسوبی حادثۀ گرمایشی مرز پالئوسن/ائوسن[1] 56 میلیون سال پیش رخ داده و تأثیرات عمیقی (تحول و انقراض) بر حیات داشته است (Röhl et al. 2007). این حادثه با بالا‌بودن سطح آب دریاها، تغییر شیمی آب اقیانوسها، افزایش میزان گاز دی اکسید کربن، بیشینۀ دمایی در طی 100 میلیون سال اخیر عمر کرۀ زمین همراه بوده است و با غلبۀ نهشته‌های پلاتفرمی کربناتۀ غنی از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ شناخته می‌شود (Zachos et al. 2001, 2003; 2008; Scheibner and Speijer 2008; Tosquella et al. 2022). افزایش گازCO2 ، اسیدی‌شدن محیط‌های دریایی را در پی داشته و افزایش دمای سطح آب دریاها سبب خارج‌شدن جلبک‌های زوگزانتله از بافت مرجانها شده است و این موضوع به سهم خود به افت تولید یا نبود پهنههای ریفی مرجانی منجر شد (Zachos et al. 2005, White and Schiebout 2008; Scheibner and Speijer 2008; Payros et al. 2010). از این رو بیشتر پلاتفرمهای کربناتۀ نریتیک در ابتدای دوران سنوزوئیک در غیاب موجودات چارچوب‌ساز ریفی (فقط در برخی از مناطق به‌صورت ریفهای تکههای حضور دارند) به‌صورت رمپ توسعه یافتند (Beavington-Penney et al. 2005; Tosquella et al. 2022). با توجه به تنوع نه چندان زیاد ریزرخساره‌های شناسایی‌شده، تغییرات تدریجی و پیوستگی آنها و همچنین حضورنداشتن رخسارههای ریف‌ساز سدی، مدل رسوبگذاری از نوع رمپ کربناتۀ کم‌شیب (هموکلینال) برای سازند آسماری در برش مطالعه‌شده پیشنهاد می‌شود (شکل 5). همچنین در مطالعۀ پیشین در همین تاقدیس، مدل رسوبی سازند آسماری به یک رمپ کربناته نسبت داده شده است (Zare et al. 2019). با وجود اینکه در برش مطالعه‌شده، انباشته‌های زیستی مرجانی گسترش ندارند، با این حال در دیگر برشهای مطالعه‌شده از سازند آسماری، به‌ویژه در یال جنوبی تاقدیس اشگر و تاقدیس آنه، نهشته‌های وسیعی از آنها با پهنای 100 تا 200 متر و ضخامت 50 تا 60 متر گزارش شده است (van Buchem et al. 2010; Shabafrooz et al. 2015). در این برش، چینه‌شناسی مدل رسوبی شامل رخسارههای محیط‌های رمپ خارجی، رخسارههای رمپ میانی و رخسارههای رمپ درونی است (شکل 4). شکل 5- مدل رسوبی پیشنهادی به‌همراه موقعیت مکانی اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده برای سازند آسماری در برش گجستان Fig 5- Proposed depositional model along with spatial distribution of the carbonate associations for the Asmari Formation in the Tang-e Gojestan area, FWWB: Fair-weather wave base, SWWB/SWB: Storm wave weather base. رخسارههای رمپ خارجی و مرز آن با رمپ میانی شامل ریزرخساره‌های MF1 و MF2 و فونای شاخص و غالب آن فرامینیفرهای پلانکتونی است (شکل 4). رمپ میانی شامل بخش دیستال (MF3) با فونای غالب از نوع فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ نازک و کشیده و بخش پروکسیمال (MF4) با فونای غالب از نوع فرامینیفرهای هیالین با پوستۀ ضخیم و عدسی‌شکل است (شکل 4). رمپ درونی شامل محیط‌های لاگون نیمه‌بسته، لاگون محصور و پهنۀ جزر و مدی است (شکل 4). لاگون نیمه‌محصور شامل MF5 و لاگون محصور شامل MF6 و MF7است. پهنۀ جزر ومدی شامل دو ریزرخسارۀ اینتراتایدال ((MF8 و سوپراتایدال MF9 است (شکل 4). اجتماعات کربناته همراهی و فراوانی دانه‌های کربناته متشکل از اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی سبب ایجاد اجتماعات کربناته می‌شود. این اجتماعات با فاکتورهای متعددی همچون دﻣﺎ، ﺷﻮری، میزان اکسیژن محلول، ﻣﻮاد غذایی، انرژی هیدرودینامیکی، ﻧﻮر (شفافیت)، غلظت CO2، میزان ++Ca، نسبت Mg/Ca، PH آب دریا و ﻣﯿـﺰان ورود ﻣـﻮاد آواری به حوضه کنترل می‌شود (Pomar et al. 2004; Flügel 2010). اجتماعات کربناته در دریاهای عهد حاضر، براساس عرض جغرافیایی و چرخش آب دریا پراکنده شده‌اند (Mutti and Hallock 2003). براساس میزان وابستگی موجودات تولیدکنندۀ کربنات به نور، دو مجموعۀ عمدۀ هتروزوئن (اجتماع کربناته در آب و هوای سرد با شرایط مزوتروفی تا یوتروفی) و فتوزوئن (اجتماع کربناته در کمربندهای حاره‌ا‌ی تا نیمهحارهای با شرایط الیگوتروفی تا کمی مزوتروفی) معرفی شده است که برای تمامی نهشته‌های ائون فانروزوئیک استفاده‌شدنی‌اند (Lees and Buller 1972; James 1997; Wilson and Vecsei 2005). اجتماعات کربناته براساس فراوانی اجزای سازندۀ آنها به اسامی گوناگونی از قبیل فورامول، رودآلگال، بریومول، فورآلگال، کلروزوئن و کلروآلگال تقسیمبندی شده‌اند. با توجه به اینکه اجتماعات کربناتۀ هتروزوئن بیشتر معرف عرض‌های جغرافیایی بالا هستند، ولی ورود مواد غذایی فراوان در داخل حوضههای رسوبی که شفافیت محیط‌های آبی را کاهش می‌دهند و از تشکیل بیشتر کلنی مرجانهای ریف ساز جلوگیری می‌کنند، شرایط را برای تشکیل آنها در محیط‌های حاره‌ا‌ی نیز فراهم می‌کند (Pomar et al. 2004; Kalanat et al. 2011). در برش مطالعه شده با توجه به فراوانی زیاد فرامینیفرهای بنتیک بزرگ وحضور اندک مرجانهای ریف‌ساز، اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده از نوع هتروزوئن و شامل انواع نانوفرو فورآلگال‌اند. البته نبود ارگانیسم‌های فوتوزوئن و ریف‌ساز اصلی به شرایط اکولوژیکی حاکم بر رسوبگذاری سازند آسماری در زمان روپلین-اکی تانین وابستگی دارد (Kalanat et al. 2011). اجتماع کربناتۀ نانوفر[2]: این اجتماع متشکل از فرامینیفرهای پلانکتونی، نانوفسیلهای آهکی، سوزنهای اسفنج، خارهای اکینوئید و بریوزواست (Hayton 1995). این اجتماع در آب‌های عمیق دور از ساحل دیده می‌شود، ولی در آب‌های کم‌عمق و به‌صورت جزئی در محیط‌های بسته نیز دیده می‌شود (Hayton 1995). فرامینیفرهای پلانکتونی مطالعه‌شده در قسمت‌های انتهایی سازند پابده و همچنین در محل مرز تدریجی آن با سازند آسماری (ریزرخسارۀ MF1) اجزای اصلی این اجتماع کربناته محسوب می‌شوند و مربوط به پهنۀ رمپ خارجی‌اند (شکلهای 5 و 6 تصویر A). اجتماع کربناتۀ فورآلگال (ال بی فورآلگال): فرامینیفرهای بنتیک بزرگ منفذدار با تنوع بالا به‌همراه جلبک‌های قرمز و سبز اجزای اصلی این اجتماع کربناته محسوب می‌شوند Wilson and Vecsei 2005)). فرامینیفرهای بنتیک بزرگ، یکی از مهم‌ترین اجزائ تشکیل‌دهندۀ کربناتهای کم‌عمق مناطق حارهایاند و به‌صورت همزیست با جلبک‌ها (microalgal) دیده می‌شوند و عمدتاً در محیط‌های کربناتۀ ریفی و سدی الیگوتروفیک (K-strategists) زندگی می‌کنند (BouDagher-Fadel 2008). امروزه آنها در عرض‌های جغرافیایی پایین و در آب‌های گرم، کم‌عمق و فقیر از مواد غذایی محصور شده‌اند. اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آن در برش مطالعه‌شده شامل اپرکولینا، هتروستژینا، لپیدوسیکلینا، اسپیروکلیپوس و یولپیدینا همراه با جلبک قرمزکورالیناسهآ است. ریزرخساره‌های MF2 و MF3 در برش مطالعه‌شده، معرف این نوع از اجتماعات کربناته و در بازۀ زمانی الیگوسن (روپلین – شاتین) و در محیط رمپ میانی (قاعدۀ سازند آسماری) نهشته شده است (شکلهای 5 و 6 تصاویر B و C). شکل 6- اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده: الف: اجتماع کربناته نانوفر؛ ب و پ: اجتماع کربناتۀ فورآلگال (ال بی فورآلگال) Fig 6- Identified carbonate associations in the studied area, A. Nannofor carbonate associations, B. Forealgal (LB-foralgal) carbonate associations, and C. Foramol carbonate associations نتیجه سازند آسماری در برش تنگ گجستان به‌طور عمده از سنگآهکهای ضخیم‌لایه و صخره‌ساز تشکیل شده است. براساس مطالعات پتروگرافی و دیگر شواهد به دست آمده از بررسی نهشته‌های این سازند، تعداد 9 ریزرخساره متعلق به محیط‌های رمپ خارجی، رمپ میانی و رمپ درونی شناسایی شد. براساس ماهیت رخسارههای شناسایی‌شده، توزیع و پراکندگی ریزرخساره‌ها، تنوع کم رخسارهها، تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها، پیوستگی آنها و حضورنداشتن رخسارههای ریف‌ساز سدی مدل رسوبگذاری سازند آسماری از نوع رمپ کربناته کم‌شیب (هموکلینال) در نظر گرفته شده است. اﺟﺘﻤﺎﻋﺎت ﮐﺮﺑﻨﺎﺗﻪ در برش ﻣﻄﺎﻟﻌﻪشده از نوع هتروزوئن بوده و دو نوع اجتماع دانهای نانوفر و فورآلگال به‌صورت جزئی‌تر در آن شناسایی شده است.
[1] Paleocene–Eocene thermal maximum [2] Nannofor | |||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||
|
Adabi M.H. 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, N.E. Iran. Carbonates and Evaporites, 24:16–32. https://doi.org/10.1007/BF03228054 Adabi M.H. Kakemem U. and 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. https://doi.org/10.1007/s13146-015-0242-9. Adams T.D. and Bourgeois F. 1967. Asmari biostratigraphy. Geol Explor Div, IOOC Rep 1074, Tehran (unpublished). https://doi.org/10.22071/gsj.2012.54538. Aguirre J. Riding R. and Braga J.C. 2000. Diversity of coralline red algae: origination and extinction patterns from the Early Cretaceous to the Pleistocene. Paleobiology, 26(4): 651-667. https://doi.org/10.1666/0094-8373(2000)026<0651:DOCRAO>2.0.CO;2. Allahkarampour Dill M. Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. and Behdad A. 2018. Oligo-Miocene carbonate platform evolution in the northern margin of the Asmari intra-shelf basin, SW Iran. Marine and Petroleum Geology, 92: 437–461. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2017.11.00 Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304: 1–20. https://doi.org/10.2475/ajs.304.1.1 Alsharhan A.S. and Kendall C.G.S.C. 2003. Holocene coastal carbonates and evaporites of the southern Arabian Gulf and their ancient analogues. Earth-Science Reviews, 61: 191–243. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(02)00110-1. Amirshahkarami M. Vaziri-Moghaddam H. and Taheri A. 2007. Sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Asmari Formation at chaman-Bolbol, Zagros Basin, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29(5-6), pp.947-959. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.06.008. Aqrawi A.A.M. Keramati M. Ehrenberg S.N. Pickard N. Moallemi A., Svånå T.A. Darke G. Dickson J.A.D. and Oxtoby N.H. 2006. The origin of dolomite in the Asmari Formation (Oligocene-Lower Miocene), Dezful Embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 29: 381–402. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2006.00381.x. Bassi D. Hottinger L. and Nebelsick J. 2007. Larger foraminifera from the Upper Oligocene of the Venetian area, North-East Italy. Paleontology, 50: 845–868. https://doi.org/10.1111/j.1475-4983.2007.00677.x Bassi D. and Nebelsick J.H. 2010. Components, facies and ramps: Redefining Upper Oligocene shallow water carbonates using coralline red algae and larger foraminifera (Venetian area, northeast Italy). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 295: 258280. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2010.06.003 Beavington Penney S.J. and Racey A. 2004. Ecology of extant nummulitids and other larger benthic foraminifera: applications in palaeoenvironmental analysis. Earth-Science Reviews, 67: 219–265. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2004.02.005 Beavington‐Penney S.J. Paul Wright V. and Racey A. 2005. Sediment production and dispersal on foraminifera‐dominated early Tertiary ramps: the Eocene El Garia Formation, Tunisia. Sedimentology, 52(3): 537-569. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2005.00709.x BouDagher-Fadel M.K. 2008. Evolution and Geological Significance of Larger Benthic Foraminifera. Developments in paleontology and stratigraphy, 21: 540 p. DOI: 10.2307/j.ctvqhsq3 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. https://doi.org/10.1046/j.1365-3121.2000.00419.x. Brandano M. Vannucci G. Pomar L. and Obrador A. 2005. Rhodolith assemblages from the lower Tortonian carbonate ramp of Menorca (Spain). Environmental and paleoclimatic implications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, 226: 307–323. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2005.04.034 Brandano M. Frezza V. Tomassetti L. and Pedley M. 2009. Facies analysis and paleoenvironmental interpretation of the Late Oligocene Attard Member (Lower Coralline Limestone Formation), Malta. Sedimentology, 56: 1138–1158. 10.1111/j.1365-3091.2008.01023.x. Brandano M. Frezza V. Tomassetti L. and Cuffaro M. 2009. Heterozoan carbonates in oligotrophic tropical waters: The Attard member of the lower coralline limestone formation (Upper Oligocene, Malta) Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 274: 54–63. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2008.12.018 Brandano M. Morsili M. Vannucci G. Parente M. Bosellini F. and Mateu-Vicens G. 2010. Rhodolith-rich lithofacies of the Porto Badisco Calcarenites (upper Chattian, Salento, southern Italy). Italy Journal Geoscience, 129: 119-131. https://doi.org/10.3301/IJG.2009.10. Buxton M.W.N. and Pedley H.M. 1989. A standardized model for Thethyan Tertiary carbonate ramps, London. Journal of the Geological Society, 146: 746–748. https://doi.org/10.1144/gsjgs.146.5.0746 Carannante G. Esteban M. Milliman J.D. and Simone L. 1988. Carbonate lithofacies as paleolatitiude indicators: problems and limestone. Sedimentary Geology, 60: 333–346. https://doi.org/10.1016/0037-0738(88)90128-5. Corda L. and Brandano M. 2003. Aphotic zone carbonate production on a Miocene ramp, Central Apennines, Italy. Sedimentary Geology, 161: 55–70. https://doi.org/10.1016/S0037-0738(02)00395-0. Cosovic V.K. and Moro A. 2004. Paleoenvironmental model for Eocene foraminiferal limestones of the Adriatic carbonate platform (Istrian Peninsula). Facies, 50: 61–75. https://doi.org/10.1007/s10347-004-0006-9 Dehghanzadeh M. Adabi M.H. Mousavi M.R. Sadeghi A. and Avarjani SH. 2016. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in Kuh-e Asmari and Kuh-e Gurpi surface sections. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 32: 1-24. DOI: 10.22108/jssr.2016.20862. Dunham R. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture, in Ham W.E. (Ed.), Classification of carbonate rocks. AAPG Memoir 1, Tulsa, 108–121. https://doi.org/10.1306/M1357. Ehrenberg S.N. Pickard N.A.H. Laursen G.V. Monibi S Mossadegh Z.K. Svana T.A. Aqrawi A.A.M. McArthur J.M. and Thirlwall M.F. 2007. Strontium Isotope Stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene - Lower Miocene), SW Iran, Journal of Petroleum Geology, 30(2): 107–128. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2007.00107.x. Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A late Devonian reef tract on northeastern Banks Islands, Nortwest Territories. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19: 730–781. https://doi.org/10.35767/gscpgbull.19.4.730 Farzipour-Saein A. Yassaghi A. Sherkati S. and Koyi H. 2009. Basin evolution of the Lurestan region in the Zagros fold-and-thrust belt, Iran. Journal of Petroleum Geology, 32: 5–19. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2009.00432.x. Fathi Isvand R. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Behdad A. 2022. Facies analysis and carbonate platform evolution of the Oligo-Miocene deposits in the Aghajari and Rag-e-Safid oil fields, Dezful Embayment, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 191: 104514. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2022.104514. Flügel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks, analysis, interpretation and application. Springer, Berlin, 976 p. Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequence in carbonate platform and slope deposits: empirical models based on microfacies analysis of Palaeogene deposits in southeastern Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 155: 211–238. https://doi.org/10.1016/S0031-0182(99)00117-0 Gharechelou S. Amini A. Bohloli B. and Swennen R. 2020. Relationship between the sedimentary microfacies and geomechanical behavior of the Asmari Formation carbonates, southwestern Iran. Marine and Petroleum Geology, 116:104306. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2020.104306. Goodarzi M. Vahidinia M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. Stratigraphy and Paleontology, upper part of the Pabdeh Formation and lower part of the Asmari Formation, with emphasize on the formations boundary in the Maroun oil -field based on cyclolog software. M.Sc thesis, Ferdowsi University of Mashhad, 327 P. Goodarzi M. Vahidinia M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. The stage boundaries comparison of the upper of the Pabdeh and the lower part of the Asmari Formations in well A of Marun oil field with surface boundaries NB and PB using cyclolog software. 5th National symposium of sedimentological Society of Iran. Goodarzi M. Vahidinia M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. Biostratigraphy, microfacies, and depositional environment of the Asmari Formation in one of the Marun oil field wells and comparison with other Zagros area. Sedimentary Facies, 12: 226–253. [In Persian]. https://doi.org/10.22067/sed.facies.v12i2.74734 Goodarzi. M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. Paleontology and depositional environment of the upper part of the Pabdeh Formation and the lower part of the Asmari Formation in the A and B wells Marun oilfields, Northeast Ahwaz. Applied Sedimentology, 7: 184–208. [In Persian]. https://doi.org/10.22084/psj.2020.21450.1239 Goodarzi M. Amiri Bakhtiar H. Noraeinejad M.R. and Ezampanah Y. 2020. Paleocasology, carbonate associations and investigation of NB, PB Stages boundary surface by the using Cyclolog in one of wells Marun oilfieds. Sedimentary Facies, Applied Sedimentology, 8: 131–160 [In Persian]. 10.22084/psj.2020.21613.1238 Gradstein F.M. Ogg J.G. Schmitz M.D. and Ogg G.M. 2020. Geologic time scale. Elsevier, 21-32. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-824360-2.00002-4 Greensmith J.T. 1988. Petrology of the Sedimentrary Rocks: 6th edition, George Allen & Unuin, London, 241 p. Halfar J. and Mutti M. 2005. Global dominance of coralline red-algal facies: a response to Miocene oceanographic events. Geology, 33(6): 481-484. https://doi.org/10.1130/G21462.1. Hallock P. 1979. Trends in test shape with depth in large symbiont-bearing foraminifera. Journal of Foraminiferal Research, 9: 61–69. https://doi.org/10.2113/gsjfr.9.1.61. Hallock P. and Glenn E.C. 1986. Larger foraminifera: a tool for paleoenvironmental analysis of Cenozoic carbonates depositional facies. Palaios, 1: 44–64. https://doi.org/10.2307/3514459 Hallock P. 1988. The role of nutrient availability in bioerosion: consequences to carbonate buildups. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 63: 275– 291. https://doi.org/10.1016/0031-0182(88)90100-9 Hallock P. 2000. Symbiont-bearing foraminifera: harbingers of global change?. Micropaleontology, 95–104. https://www.jstor.org/stable/1486183 Hallock P. and Pomar L. 2008. Cenozoic evolution of larger benthic foraminifers: paleoceanographic evidence for changing habitats. In: Proceedings of the 11th International Coral Reef Symposium, pp. 16–20 Lauderdale, Florida. Hayton S. Nelson C.S. and Hood S.D. 1995. A skeletal assemblage classification system for non-tropical carbonate deposits based on New Zealand Cenozoic limestones. Sedimentary Geology, 100: 123–141. https://doi.org/10.1016/0037-0738(95)00071-2. Heydari E. 2008. Tectonics versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountains of Iran. Tectonophysics, 451: 56–70. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.046. Hohenegger J. Yordanova E. and Tatzreiter Y. 1999. Habitats of larger foraminifera on the upper reef slope of Sesko Island, Okinawa. Marine Micropaleontology, 36: 109–168. https://doi.org/10.1016/S0377-8398(98)00030-9 Hohenegger J. Yordanova E. and Hatta A. 2000. Remarks on West Pacific Nummulitidae (Foraminifera). Journal of Foraminiferal Research, 30: 3–28. https://doi.org/10.2113/0300003 Hottinger L. 1980. Répartition comparée des grands foraminifères de la mer Rouge et de l’Océa Indien. Annali dell’Università di Ferrara, 6: 35–51. 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 benthic foraminiferal assembelages as signals for depth of their deposition and their limitation. Bulletin de la Societé Géologique de France, 168: 491–505. Höntzsch S. Scheibner C. Brock J.P. and Kuss J. 2013. Circum-Tethyan carbonate platform evolution during the Palaeogene: the Prebetic platform as a test for climatically controlled facies shifts. Turkish Journal of Earth Sciences, 22: 891–918. DOI: 10.3906/yer-1207-8 James N.P. 1997. The cool-water carbonate depositional realm, In: James N.P. Clarke A.D. (Eds.): Cool-water carbonates. SEPM Special Publications, 56:1-20. Kalanat B. Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. 2011. Biostratigraphy and palaeoecology of the Asmari Formation at southwest of Firozabad. Sedimentary Facies, 3: 71-84 [In Persian]. 10.22067/sed.facies.v3i1.2717 Khalili A. Vaziri-Moghaddam H. Arian M. and Seyrafian A. 2021. Carbonate platform evolution of the Asmari Formation in the east of Dezful Embayment, Zagros Basin, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 181: 104229. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2021.104229 Laursen G.V Monibi S. Allan T.L. Pickard N.A.H. Hosseiney A. Vincent B. Hamon Y. Van Buchem F.S.H. Moallemi A. and Driullion G. 2009. The Asmari Formation revisited: Changed stratigraphic allocation and new biozonation, First international petroleum conference & exhibition, Shiraz, Iran. https://doi.org/10.3997/2214-4609.20145919. Lees A. and Buller A.T. 1972. Modern temperate-water and warm-water shelf carbonate sediments contrasted. Marine Geology, 13: 67-73. 10.1016/0025-3227(72)90011-4. Lees A. 1975. Possible influence of salinity and temperature on modern shelf carbonate sedimentation. Marine Geology, 19: 159–198. https://doi.org/10.1016/0025-3227(75)90067-5. Lee J.J. 1990. Fine structure of rodophycean profyridium purpureum insitu in Peneroplis pertusus and P. asicularis. Journal of Foraminiferal Research, 20:162–169. doi.org/10.2113/gsjfr.20.2.162. Lees G.M. 1933. The reservoir rocks of Persian oil fields. American Association Petroleum Geology Bulletin, 17: 229–240. https://doi.org/10.1306/3D932B32-16B1-11D7-8645000102C1865D. Leutenegger S. 1984. Symbiosis in benthic foraminifera; specificity and host adaptations. The Journal of Foraminiferal Research, 14: 16–35. https://doi.org/10.2113/gsjfr.14.1.16 Motiei H. 2003. Treatise on the geology of Iran: Stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran, Tehran, p. 497 [In Persian]. Mousavi S.A. Vaziri-Moghaddam H. Salehi M.A. Shabafrooz R. and Ghanavati K. 2022. Biostratigraphy and microfacies of the Asmari Formation in the Mansourabad Oilfield, southwest of Iran. Applied Sedimentology, 10:194–209 [In Persian]. 10.22084/psj.2022.26282.1353 Mutti M. and Hallock P. 2003. Carbonate systems along nutrient and temperature gradients: some sedimentological and geochemical constraint. International Journal of Earth Sciences, 92: 465–475. https://doi.org/10.1007/s00531-003-0350-y Nebelsick J.H. Rasser M.W. and Bassi D. 2005. Facies dynamics in Eocene to Oligocene circumalpine carbonates. Facies, 51: 197–217. https://doi.org/10.1007/s10347-005-0069-2 Noorian Y. Moussavi Harami R. Hollis C. John J.G. Reijmer J.J.G. Mahboubi A. and Omidpour A. 2022. Control of climate, sea-level fluctuations and tectonics on the pervasive dolomitization and porosity evolution of the Oligo-Miocene Asmari Formation (Dezful Embayment, SW Iran). Sedimentary Geology, 427: 106048. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2021.106048 Payros A. Pujalte V. Tosquella J. and Orue-Etxebarria X. 2010. The Eocene storm-dominated foralgal ramp of the western Pyrenees (Urbasa–Andia Formation): an analogue of future shallow-marine carbonate systems?. Sedimentary Geology, 228(3-4): 184-204. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2010.04.010. Pedley M. 1998. A review of sediment distributions and processes in Oligo-Miocene ramps of southern Italy and Malta (Mediterranean divide). Geological Society, London, Special Publications, 149(1): 163-179. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1999.149.01.09. Penman D.E. Hönisch B. Zeebe R.E. Thomas E. and Zachos J.C. 2014. Rapid and sustained surface ocean acidification during the Paleocene‐Eocene Thermal Maximum. Paleoceanography, 29: pp.357–369. https://doi.org/10.1002/2014PA002621. Perrin P. 2002. Tertiary: the emergence of modern reef ecosystems. In book: Phanerozoic Reef Patterns Publisher. SEPM Special Publication, 72: 587-621. https://doi.org/10.2110/pec.02.72.0587 Pomar L. 2001. Types of carbonate platforms: a genetic approach. Basin Research, 13: 313–334. https://doi.org/10.1046/j.0950-091x.2001.00152.x Pomar L. Brandano M. and Westphal H. 2004. Environmental factors influencing skeletal grain sediment associations: a critical review of Miocene examples from the western Mediterranean. Sedimentology, 51: 627–651. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2004.00640.x Pomar L. and Hallock P. 2007. Changes in coral-reef structure through the Miocene in the Mediterranean province: Adaptive versus environmental influence. Geology, 35: 899–902. https://doi.org/10.1130/G24034A.1. Pomar L. and Hallock P. 2008. Carbonate factories: A conundrum in sedimentary geology. Earth Science, 81: 134–169. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2007.12.002 Pomar L. Mateu-Vicens G. Morsilli M. and Brandano M. 2014. Carbonate ramp evolution during the Late Oligocene (Chattian), Salento Peninsula, southern Italy. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 404:109–132. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2014.03.023 Rahmani A. Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Ghabeishavi A. 2009. A Model for the Paleoenvironmental Distribution of Larger Foraminifera of Oligocene–Miocene Carbonate Rocks at Khaviz Anticline, Zagros Basin, SW Iran. Historical Biology, An International Journal of Paleobiology, 21: 215–227. https://doi.org/10.1080/08912960903461296 Rasser M.W. and Pille W.E. 2004. Crustose algal frameworks from the Eocene Alpine Foreland. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 206(1-2): 21-39. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2003.12.018. Rasser M.W. Scheibner C. and Mutti M. 2005. A paleoenvironmental standard section for Early Ilerdian tropical carbonate factories (Corbieres, France; Pyrenees, Spain). Facies, 51: 217–232. https://doi.org/10.1007/s10347-005-0070-9. Racey A. 2001. A review of Eocene nummulite accumulations: structure, formation and reservoir potential. Journal of petroleum geology, 24(1): 79-100. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2001. Röhl U. Westerhold T. Bralower T.J. and Zachos J.C. 2007. On the duration of the Paleocene‐Eocene thermal maximum (PETM). Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 8(12). https://doi.org/10.1029/2007GC001784 Romero J. Caus E. and Rosell J. 2002. A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on late Middle Eocene deposits on the margin of the South Pyrenean basin (NE Spain). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 179: 43–56. https://doi.org/10.1016/S0031-0182(01)00406-0 Sadeghi R. Vaziri-Moghaddam H. and Taheri A. 2011. Microfacies and sedimentary environment of the Oligocene sequence (Asmari Formation) in Fars sub-basin, Zagros Mountains, southwest Iran. Facies, 57: 431-446. DOI: 10.1007/s10347-010-0245-x. Saeedi Razavi B. Ganji A. and Zarrabi S. 2020. Microfacies, depositional environment and paleoecology of the Asmari Formation in the Karanj oil field, northern Dezful embayment, SW Iran. Researches in Earth Sciences, 11:35–52. 10.52547/esrj.11.3.35 Scheibner C. and Speijer R.P. 2008. Late Paleocene–early Eocene Tethyan carbonate platform evolution—a response to long-and short-term paleoclimatic change. Earth-science reviews, 90: 71–102. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2008.07.002 Seyrafian A. 2000. Microfacies and depositional environments of the Asmari Formation, at Dehdez area (a correlation across central Zagros basin). Carbonates and Evaporites, 15, pp.121-129. https://doi.org/10.1007/BF03175819. Shabafrooz R. Mahboubi A. Vaziri-Moghaddam H. Ghabeishavi A. and Moussavi Harami R. 2015a. Depositional architecture and sequence stratigraphy of the Oligo–Miocene Asmari platform; Southeastern Izeh Zone, Zagros Basin, Iran. Facies, 61 (1). https://doi.org/10.1007/s10347-014-0423-3 Shabafrooz R. Mahboubi A. Vaziri-Moghaddam H. Moussavi Harami R. Ghabeishavi A. and Al Aasm I.S. 2015b. Facies analysis and carbonate ramp evolution of Oligo-Miocene Asmari Formation in the Gachsaran and Bibi-Hakimeh oilfields and the nearby Mish Anticline, Zagros Basin, Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie - Abhandlungen, 276:121–146. DOI: 10.1007/s10347-014-0423-3 Tosquella J. Martín-Martín M. Guerrera F. Serrano F. and Tramontana M. 2022. The Eocene carbonate platform of the central-western Malaguides (Internal Betic Zone, S Spain) and its meaning for the Cenozoic paleogeography of the westermost Tethys. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 589: 110840. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2022.110840 Tucker M. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Science Ltd., Oxford, 486 p. http://dx.doi.org/10.1002/9781444314175. 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. and Vincent B. 2010. Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposits in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh formations) SW Iran. Geological Society, London, Special Publications, 329: 219–263. https://doi.org/10.1144/SP329.10 Vaziri-Moghaddam H. Kimiagari M. and Taheri A. 2006. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari Formation in SW Iran. Facies, 52: 41–51. https://doi.org/10.1007/s10347-005-0018-0 Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. Taheri A. and Motiei H. 2010. Oligo-Miocene ramp system (Asmari Formation) in the NW of the Zagros basin, Iran: Microfacies, paleoenvironment and depositional sequence. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 27: 56–71. Warren J. 2000. Dolomite: occurrence, evolution and economically important associations. Earth-Science Reviews, 52: 1–81. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(00)00022-2 White P.D. and Schiebout J. 2008. Paleogene paleosols and changes in pedogenesis during the initial Eocene thermal maximum: Big Bend National Park, Texas, USA. Geological Society of America Bulletin, 120: 1347–1361. . https://doi.org/10.1130/B25987.1. Wilson J.L. 1975. Carbonate facies in geological history: Springer, Berlin, 471 p. Wilson M.E.J. and Vecsei A. 2005. The apparent paradox of abundant foramol facies in low latitudes: their environmental significance and effect on platform development. Earth-Science Reviews, 69: 133–168. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2004.08.003 Wynd J.G.1965. Biofacies of the Iranian oil Consortium Agreement Area (I.O.O.C), Unpublished Report no. p. 1082, 88. Zachos J. Pagani M. Sloan L. Thomas E. and Billups K. 2001. Trends rhythms and aberrations in global climate 65 Ma to present. science, 292(5517): 686-693. DOI: 10.1126/science.1059412. Zachos J.C. Wara M.W. Bohaty S. Delaney M.L. Petrizzo M.R. Brill A. Bralower T.J. and Premoli-Silva I. 2003. A transient rise in tropical sea surface temperature during the Paleocene-Eocene thermal maximum. science, 302(5650): 1551-1554. DOI: 10.1126/science.1090110. Zachos J.C. Röhl U. Schellenberg S.A. Sluijs A. Hodell D.A. Kelly D.C. Thomas E. Nicolo M. Raffi I. Lourens L.J. and McCarren H. 2005. Rapid acidification of the ocean during the Paleocene-Eocene thermal maximum. science, 308(5728), pp.1611-1615. DOI: 10.1126/science.1109004. Zachos J.C. Dickens G.R. and Zeebe R.E. 2008. An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics. Nature, 451: 279–283. https://doi.org/10.1038/nature06588 Zamagni J. Mutti M. and Kosir A. 2008. Evolution of shallow benthic communities during the Late Paleocene–earliest Eocene transition in the Northern Tethys (SW Slovenia). Facies, 54: 25-43. DOI: 10.1007/s10347-007-0123-3. Zare M. Vahidinia M. and Mahmudy Garaie M.H. 2019. Biostratigraphy, Microfacies, and Paleoecology of the Asmari Formation in the south-western Iran. Applied Sedimentology, 7:102–130. https://doi.org/10.22084/psj.2019.19713.1215 | |||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 208 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 120 |
|||||||||||||||||||||