تغییرات رخساره‎‍ای، محیط‎‍های رسوبی و چینه‎‍نگاری سکانسی نهشته‎‍های کربنیفر زیرین ناحیۀ کلمرد، ایران مرکزی، بخش Dسازند گچال

مقدمه‎‍

ایران مرکزی یکی از واحدهای اصلی و عمدۀ زمین‎‍شناسی ایران است که به شکل مثلث در مرکز ایران قرار دارد و جزء بزرگ‎‍ترین و پیچیده‎‍ترین واحدهای زمین‎‍شناختی به شمار می‎‍رود. الگوی ساختاری حاکم بر این قلمرو، از نوع بلوک‎‍های مجزا بوده است که با گسل‎‍های عمیق از هم تفکیک شده است و بر همین اساس، هر‎‍یک از این بلوک‎‍ها ویژگی‎‍های جداگانه‎‍ای را کسب کرده‎‍اند. بلوک کلمرد بخش کوچکی از این قلمرو است که دارای روند شمال شرقی است و بین گسل‎‍های کلمرد در شرق و نائینی در غرب قرار دارد. سنگ‎‍های کربنیفر این بلوک، کربناته است و به‎‍علت دارا‎‍بودن یک عضو تبخیری شاخص از دیگر سنگ‎‍های این دوره مستثنا هستند (عضو C سازند گچال). به همین دلیل، نام سازند گچال برای نهشته‎‍های کربنیفر بلوک کلمرد انتخاب شده است (Aghanabati 1977). سنگ‎‍های منسوب به این سازند، در چندین رخنمون متفاوت توصیف شده‎‍اند؛ به‎‍طوری ‎‍که‎‍ برای هر‎‍یک از چهار عضو مذکور (A، B، C و D)، یک برش مرجع خاص در نظر گرفته می‎‍شود. بر همین اساس، سازند گچال ‎‍ سازندی غیررسمی، اما با اهمیت در زمین‎‍شناسی ایران مرکزی، است. سازند گچال عمدتاً از سنگ‎‍آهک، آهک دولومیتی، دولومیت و ژیپس تشکیل یافته است؛ اما مقادیری ماسه‎‍سنگ‎‍ نیز در قسمت‎‍های آغازین آن مشاهده می‎‍شود. یکی از کامل‎‍ترین رخنمون‎‍های عضو D سازند یاد‎‍شده در گدار گچال واقع است. سنگ‎‍شناسی این عضو در این محل، متشکل از سنگ‎‍آهک، آهک دولومیتی و ژیپس است که تا‎‍کنون مطالعات اندکی دربارۀ آن انجام و تنها به تعیین سن و مقایسۀ آن با دیگر رخنمون‎‍ها و نواحی مجاور بسنده شده است؛ بنابراین، انجام بررسی‎‍های دقیق‎‍تر بر این توالی ضروری است. در این مطالعه، برای افزایش دقت و نیل به نتایج مناسب، تنها بخشی خاص از یک حوضۀ رسوبی (بخش جنوبی زون کلمرد) در یک دورۀ زمانی کوتاه (اشکوب ویزئن از کربنیفر پیشین)، مد‎‍نظر قرار گرفته است.

زمین‎‍شناسی و چینه‎‍شناسی منطقۀ مطالعه‎‍شده‎‍

این برش در جنوب غرب شهرستان طبس و جنوب‎‍ شرقی روستای رباط‎‍خان در زون کلمرد (شرق ایران‎‍ مرکزی) و در محدودۀ نقشۀ 250000 :1 طبس و 100000 :1 رباط‎‍خان قرار دارد (شکل 1و2). موقعیت جغرافیایی برش یاد‎‍شده، عبارت ‎‍است از: «05 '16 ˚ 33» عرض شمالی و «28 '09 ˚ 56» طول شرقی که در یال غربی آنتی‎‍کلین گدار گچال واقع شده است. این برش در 78 کیلومتری جادۀ اصلی طبس به یزد قرار دارد و از‎‍طریق یک جادۀ خاکی به مسافت 15 کیلومتر، به آن دست می‎‍یابیم (شکل 1).

رسوبات بخش فوقانی سازند گچال (بخش D) بیشتر کربناته‎‍ و از سنگ‎‍آهک‎‍های مرجان‎‍دار و براکیوپود‎‍دار تشکیل شده‎‍اند. رسوبات یادشده با رخساره‎‍های ماسه‎‍سنگی –شیلی سازند سردر در ناحیۀ شیرگشت و کوه‎‍های شتری کاملاً متفاوت‎‍اند. در مقابل با نهشته‎‍های آهکی پاره سازند شیشتو 2 در ایران مرکزی، عضو D سازند جیرود، قسمت فوقانی سازند مبارک و سازند دزدبند؟ در رشته‎‍کوه‎‍های البرز دارای هم‎‍ارزی و‎‍ انطباق‎‍دادنی است (شکل 3).

شکل 1- موقعیت جغرافیایی، تصویر ماهواره‎‍ای ، ستون چینه‎‍شناسی و رخنمون سازندهای گچال و خان‎‍ (محل‎‍ مطالعه‎‍شده *)

Fig 1- Geographic location, satellite photo and Gachal and Khan formations outcrops(Study area *)

    شکل 2- بلوک‎‍های تکتونو استراتیگرافیک شناسایی‎‍شده در ایران و موقعیت جغرافیایی برش‎‍ چینه‎‍نگاری گچال در بلوک پشت بادام و در غرب بلوک طبس

Fig 2- The tectonostratigraphic blocks identified in Iran and geographic position of Gachal stratigraphic section in the Posht-e-Badam and west of Tabas blocks

داده‎‍ها و روش مطالعه‎‍

برای تشخیص خصوصیات رخساره‎‍ای، شرایط حاکم بر محیط رسوبی و همچنین انواع سیکل‎‍ها و سکانس‎‍های موجود در این توالی، پس از کسب اطلاعات لازم و مطالعۀ کارهای انجام‎‍شدۀ قبلی، ابتدا مطالعات صحرایی انجام شد. به‎‍همین منظور، یکی از کامل‎‍ترین رخنمون‎‍های بخش D سازند گچال در ناحیۀ کلمرد انتخاب شده است. این عضو در محل نمونه‎‍برداری، در‎‍مجموع 45/50 متر ضخامت دارد. شایان ذکر است که در محل گدار گچال، ضخامت واحدهای ژیپسی از سمت شمال به‎‍سمت جنوب کاهش یافته و باعث شده است تا در فواصل کم (چند صد متر) ضخامت‎‍های کاملاً متفاوتی از عضو مذکور‎‍ مشاهده شود (22 تا 98 متر) (Aghanabati 1977). در مرحلۀ مطالعات صحرایی، خصوصیات ظاهری توالی از قبیل ضخامت، ساختمان‎‍های رسوبی، انواع فسیل‎‍ها و ... و همچنین تعداد، نوع و ضخامت پاراسکانس‎‍ها، ثبت و در‎‍نهایت نمونه‎‍برداری از توالی انجام شد. علاوه‎‍ بر موارد فوق، سطوح کلیدی چینه‎‍نگاری سکانسی از قبیل سطح حداکثر سیلاب (mfs)، مرزهای سکانسی (SB)، سطح پیش­رونده (TS)، سطح سیلاب دریایی[1] (MFS) ‎‍شناسایی شده است. همچنین توالی مذکور به واحدهای سنگی معین تقسیم شد (واحدهای D1، D2 و D3). همرا با پیمایش توالی و ثبت اطلاعات، برداشت‎‍های مرتبط با چینه‎‍نگاری سکانسی و نوع سیکل‎‍ها از قبیل کم‎‍عمق‎‍شونده، عمیق‎‍شونده، پیش­رونده[2]، پس­رونده[3]، افزاینده[4]، شور‎‍شونده، درشت و یا ریزدانه‎‍شونده و ... نیز تعیین شده است. نمونه‎‍ها از محل بیشترین تغییرات رخساره‎‍ای و سیکلی انتخاب و با توجه به تکرار سیکل‎‍های رسوبی، در‎‍مجموع تعداد 32 نمونه سنگی برداشت شده است. در مرحلۀ مطالعات آزمایشگاهی، تعداد 100 مقطع نازک رخساره‎‍های شناسایی‎‍شده در سنگ‎‍‎‍‎‍‎‍‎‍‎‍‎‍های کربناتۀ بخش D سازند گچال: بر‎‍اساس بررسی‎‍ها و مشاهدات صحرایی، همچنین تجزیه و تحلیل‎‍‎‍‎‍های پتروگرافیک و میکروسکوپیک در این توالی چندین گروه رخساره‎‍ای شناسایی شده است که چهار زیر‎‍محیط رسوبی را نشان می‎‍دهند. این زیرمحیط‎‍ها به ترتیب دور‎‍شدن از ساحل عبارت‎‍اند از: زیرمحیط پهنۀ جزر و مدی[5] (ریزرخسارۀ T)، زیرمحیط لاگون باز و نیمه‎‍محصور[6] (ریزرخسارۀ L)، زیرمحیط پشته‎‍های زیردریایی و سد[7] (ریزرخساره B)، زیرمحیط دریای باز[8] (ریزرخسارۀ O) مادستون دولومیتی با فابریک فنسترال[9]: این ریزرخساره بیشتر به‎‍صورت مادستون دولومیتی دیده می‎‍شود. در این ریزرخساره، فقط حفرات چشم‎‍پرنده‎‍ای[10] یا فابریک فنسترال[11] تشخیص داده شده است (شکل 4 B و A). در رخسارۀ فوق، هیچ‎‍گونه آلوکمی وجود ندارد و تنها نمونۀ‎‍ ذکرشدنی در آن، بافت چشم‎‍پرنده‎‍ای است که در بالا به آن اشاره شد. شرایط بالا حاکی از آن است که این رخساره در بخش فوقانی زیر‎‍محیط بین جزر و مدی پایینی[12] انجام شده است.

 شکل 3- تطابق سنگ چینه‎‍نگاری عضو D سازند گچال با هم‎‍ارزهای آن در ایران مرکزی و البرز

Fig 3- Lithostratigraphic correlation of unit D of Gachal formation with its correlatable units in Central Iran and Alborz

مادستون دولومیتی همراه با قالب کانی‎‍های تبخیری[13]: این ریزرخساره از مادستون دولومیتی لامینه‎‍ای تشکیل شده است و در آن قالب کانی‎‍های تبخیری ژیپس و انیدریت وجود دارد که با کلسیت جایگزین شده‎‍اند[14]‎‍. پسودومورف‎‍های مذکور به‎‍صورت کاملاً یوهدرال (رومبوئدر، کوبیک و تا حدودی مستطیلی شکل) تا ساب‎‍هدرال و یا کاملاً آمورف (بی‎‍شکل) مشاهده می‎‍شوند که از پراکندگی یکنواختی برخوردارند‎‍. در برخی موارد، رشد نزدیک به هم این بلورها اشکال زیبایی را ایجاد کرده‎‍ است (شکل4 C و D). دولومیت‎‍های این ریزرخساره از نوع دیاژنتیکی اولیه[15] است (Tucker 1993). مشابه این ریزرخساره از سواحل جنوبی و شیخ‎‍نشین[16] امروزی نیز، گزارش شده است (McKenzie et al. 1980; Patterson and Kinsman 1982). وجود قالب کانی‎‍های تبخیری ژیپس و انیدریت و همچنین مادستون دولومیتی و قرارگیری در پایین ریزرخساره‎‍های بالای مدی، بیانگر تشکیل ریزرخساره در زیرمحیط پهنۀ بین جزر و مدی بالایی[17] است.

وکستون/ پکستون اینتراکلاست، بایوکلاست‎‍دار با فابریک فنسترال[18]: شامل 15% اینتراکلاست، 5% پلوئید و مقادیر جزئی (کمتر از 1‎‍%) از براکیوپود، استراکود و گاستروپود است. اینترکلاست‎‍های موجود در این ریزرخساره، حاوی قطعات فسیلی مشابه با زمینه در بر گیرنده‎‍اند (شکل4 E). آشفتگی‎‍های زیستی باعث ایجاد آرایش خاصی در قرارگیری قطعات فسیلی شده است. علاوه بر این در ریزرخسارۀ مذکور، فابریک فنسترال هم‎‍ تشخیص‎‍دادنی است. فابریک گل‎‍پشتیبان[19] و چشم‎‍پرنده‎‍ای نشان‎‍دهندۀ بخش‎‍های فوقانی زیرمحیط بین جزر و مدی پایینی[20] هستند.

پکستون استراکود، پلوئیددار با فابریک فنسترال[21]: آلوکم اصلی این رخساره از 40- 35% استراکود تشکیل شده است که همراه با 15‎‍% پلوئید و مقادیر بسیار کمی (کمتر از 1‎‍%) جلبک از نوع Epimastropora مشاهده می‎‍شوند. قطعات فسیلی رخسارۀ مذکور به‎‍صورت کاملاً سالم دیده می‎‍شوند. علاوه بر موارد بالا، ذرات تخریبی کوارتزی، به‎‍صورت هم‎‍اندازه، زاویه‎‍دار، با پراکندگی یکنواخت و مقدار بسیار کم در این رخساره وجود دارد (شکل 4 F). وجود استراکود فراوان و فابریک دانه‎‍پشتیبان در این ریزرخساره و همچنین فابریک چشم‎‍پرنده‎‍ای، به گمان قوی، نشانگر تشکیل رخسارۀ مذکور در حواشی حوضچه‎‍های[22] محیط بین جزر و مدی است.

پکستون/ گرین‎‍ستون بایوکلاست‎‍دار، پلوئیددار با آشفتگی زیستی و فابریک فنسترال[23]: این ریزرخساره به‎‍شدت از مقدار اینتراکلاست‎‍ها کاسته‎‍ و بر مقدار پلوئیدها و دیگر قطعات اسکلتی افزوده می‎‍شود (شکل 4 H و G)؛ از‎‍جمله‎‍ پلوئید 20‎‍% ، استراکود 15‎‍% و پلسی‎‍پود 5‎‍%. در نمونه‎‍های مرتبط با این ریزرخساره نیز آشفتگی زیستی، نظم خاصی را در قرارگیری بایوکلاست‎‍ها ایجاد کرده است. بر همین اساس، بایوکلاست‎‍های یاد‎‍شده در زمینۀ اسپاریتی یافت شده است که با مرز مشخص به زمینۀ میکریتی تبدیل می‎‍شوند. زمینۀ مذکور، مربوط به شرایط آرام بوده و تعداد بسیار کمی (5- 2‎‍%) بایوکلاست را در خود جای داده است. ممکن است‎‍ برخی از پلوئیدها نیز در اثر فرسایش بیش از حد قطعات اینتراکلاستی تشکیل شده باشند. وجود سیمان اسپاریتی و لایه‎‍بندی متوسط در این ریزرخساره، حاکی از وجود میزان انرژی بالا در زمان نهشته‎‍شدن آن است. این ریزرخساره به گمان قوی در بخش تحتانی زیرمحیط پهنۀ بین جزر و مدی پایینی[24] ته‎‍نشین شده است.

تفسیر: رخساره‎‍های مرتبط با پهنۀ جزر و مدی در بخش‎‍های فوقانی این محیط و در شرایطی نیمه‎‍خشک تا خشک[25] تشکیل شده‎‍اند. با توجه به قرارگیری واحدهای تبخیری (نهشته‎‍های ژیپسی) به‎‍همراه ریز‎‍رخساره‎‍های محیط لاگون و ریزرخساره‎‍های دارای فابریک فنسترال، مبین تشکیل آنها مادستون و وکستون دارای فابریک فنسترال و علاوه بر این فقدان بقایای زیستی، در زیر‎‍محیط پخنخ جزر و مدی و احتمالاً زیر‎‍محیط بالای مدی است.‎‍ وجودنداشتن آشفتگی‎‍های زیستی، وجود قالب کانی‎‍های تبخیری و لایه‎‍هایی از ژیپس و انیدریت‎‍ و همچنین حفرات مربوط به فابریک فنسترال، حاکی از رسوب‎‍گذاری ریزرخساره‎‍های بالا در بخش‎‍های بالایی پهنۀ جزر و مدی است (Shinn 1983). فقدان تنوع زیستی در رخسارۀ مادستونی، حاکی از‎‍ وجودنداشتن شرایط مناسب برای زیست موجودات است (Wilson 1975; Briand et al. 1998). به‎‍سبب حد واسط بودن محیط تشکیل این رخساره‎‍ها، رسوبات آنها به‎‍طور منظم یا نامنظم از آب خارج می‎‍شوند و ویژگی‎‍های خاصی را نشان می‎‍دهند؛ از آن جمله ‎‍به پسودومورف‎‍های حاصل از بلورهای ژیپسی و انیدریتی اشاره می‎‍شود که احتمالاً در محیط سوپراتایدال یا سبخا به ‎‍وجود آمده‎‍اند؛ زیرا امروزه نیز این‎‍گونه کانی‎‍های تبخیری‎‍ در مناطق بالای جزر و مدی تگزاس، سواحل جنوبی خلیج‎‍فارس و سواحل جنوبی مدیترانه ‎‍یافت می‎‍شود (Butler et al. 1982; Ali and West 1983; Kendal and Warren 1989). وجود این کانی‎‍ها نیز حرارت متوسط بالای 22 درجۀ سانتی‎‍گراد و درجۀ حرارت فصلی بیش از 35 درجه را پیشنهاد می‎‍کنند (Tucker 1990).

مادستون/ وکستون بایوکلاست‎‍دار دارای آشفتگی زیستی[26]: این ریزرخساره عمدتاً از مادستون تشکیل یافته است و مقادیر بسیار کمی بایوکلاست را نیز در بر دارد (استراکود 1‎‍% ، پلسی‎‍پود کمتر از 1‎‍% ، اکینودرم کمتر از 1‎‍% و مقادیر بسیار جزئی از ذرات تخریبی)‎‍ (شکل 4 A). شرایط یادشده حاکی از تشکیل این ریزرخساره در محدودۀ آب‎‍های آرام و بخش عمیق لاگون باز پشت سد است.

وکستون پلوئید، بایوکلاست‎‍دار[27]: این ریزرخساره از حدود 15‎‍% پلت، 10‎‍% قطعات ساقۀ کرینوئید، 2‎‍% براکیوپود و 10- 5‎‍% فرامینیفرهای بنتیک از قبیل Endothyra sp. و sp. Monotaxinoides تشکیل شده است که در زمینه‎‍ای میکریتی قرار گرفته‎‍اند (شکل 4 B). قطعات اسکلتی موجود خرد‎‍شده بوده بودند؛ ولی فرامینیفرهای بنتیک این ریزرخساره به‎‍طور کامل حفظ شده‎‍اند. این فرامینیفرها از پراکندگی نسبتاً یکنواختی برخوردارند. قطعات کرینوئیدی موجود، میکروبورینگ‎‍هایی را در سطح خود نشان می‎‍دهند که حاکی از تشکیل این ریزرخساره در محیط آرام لاگون است. تنوع فسیلی موجود و وجود آشفتگی‎‍های زیستی در برخی از نمونه‎‍ها هم، مبین این مطلب است که لاگون یاد‎‍شده، باز و یا کمی محصور[28] بوده است.

وکستون/ پکستون اکینودرم، بایوکلاست‎‍، فرامینیفر بنتیک‎‍دار[29]: مهم‎‍ترین آلوکم این ریزرخساره از قطعات کرینوئیدی تشکیل شده است که نسبت‎‍به دیگر قطعات فسیلی از فراوانی بیشتری برخوردار است. حجم این آلوکم در تعدادی از نمونه‎‍ها به 15- 10‎‍% و در تعدادی دیگر به 20- 15‎‍% می‎‍رسد. این قطعات هم میکروبورینگ‎‍هایی را در سطح خود نشان می‎‍دهند. فرامینیفرهای بنتیک موجود در نمونه‎‍ها 5- 2‎‍% و گاهی 15- 10‎‍% حجم کل نمونه را به خود اختصاص می‎‍دهند و از نوع sp. Earlandia، Endothyra و Eostaffella هستند (شکل 4 D). از دیگر آلوکم‎‍های موجود، ‎‍به براکیوپود با فراوانی 2- 1‎‍%، پلسی‎‍پود 2‎‍% و بریوزوآ 1‎‍% ، اشاره می‎‍شود. گاهی ذرات تخریبی زاویه‎‍دار و هم‎‍اندازه، به‎‍صورت پراکنده در نمونه‎‍ها یافت می‎‍شود. قطعات کرینوئیدی در زمینۀ اسپاریتی قرار و در سطوح تماس بین خود، میکرواستیلولیت دارند (شکل 4، E ). دیگر قطعات اسکلتی درشت‎‍دانه، خرد شده و تا حدودی محو هستند.

وکستون/ پکستون بایوکلاست، پلوئیددار با آشفتگی زیستی[30]: در این ریزرخساره قطعات فسیلی از فراوانی زیادی برخوردارند؛ برای مثال، پوسته‎‍های پلسی‎‍پود 35- 30‎‍% ، پلوئید 15- 5‎‍% ، استراکود 15- 10%، دانه‎‍های پوشش‎‍دار 10‎‍% ، براکیوپود کمتر از 10% و گاستروپود کمتر از 5‎‍%. در ریزرخسارۀ بالا، پلت‎‍ها به شکل پراکنده وجود داشته و گاهی درون قطعات اسکلتی (استراکود و گاستروپود) را اشغال کرده‎‍اند (شکل 4، F). استراکودها به‎‍صورت کامل یافت‎‍ و با توزیع یکنواخت دیده می‎‍شوند. برخی قطعات پوستۀ براکیوپودها، استراکودها و ... با جلبک پوشیده[31] شده‎‍اند که از آنها با عنوان دانه‎‍های پوشش‎‍دار[32] یاد می‎‍شود (شکل،4 G).

نکتۀ جالب توجه در ریزرخسارۀ فوق آن است که رسوبات متعلق به آن در برخی نمونه‎‍ها به‎‍شدت تحت تأثیر آشفتگی زیستی قرار داشته‎‍اند؛ به‎‍گونه‎‍ای که رسوبات لایه‎‍های فوقانی در لایۀ زیرین نفوذ کرده‎‍اند[33] و به‎‍صورت دوایری حاوی مقادیر زیادی پلت و تعداد کمی سوزن اسفنج دیده می‎‍شوند که احتمالاً مربوط به سطوح Firmground و یا Hardground است (شکل4، D و C). وجود لوله‎‍های کرم[34] همراه با آثاری از آشفتگی‎‍های زیستی در این ریزرخساره، حکایت از تشکیل آن در شرایط آرام لاگونی دارد.

وکستون/ پکستون تبلور مجدد یافته با آشفتگی زیستی[35]: این ریزرخساره حاوی 15‎‍% جلبک، 2‎‍% استراکود است. پوشش‎‍های جلبکی موجود نیز احتمالاً مربوط به کلسی‎‍میکروب‎‍های بدون لامینه یا میکروبایالیت‎‍هایی از گروه Girvanella است (شکل 4 H). تعداد کمی از استراکودها هم به‎‍صورت سالم موجودند. علاوه بر این، آثاری از آشفتگی‎‍های زیستی هم دیده می‎‍شود. این ریزرخساره، تحت تأثیر دیاژنز قرار می‎‍گیرد و شواهدی از تبلور مجدد را نشان می‎‍دهد که در اثر فرایندهای ثانویه به وجود آمده‎‍اند. وجود استراکود و جلبک در زمینۀ میکریتی، بر تشکیل این ریزرخساره در شرایط لاگون باز دلالت دارند که در محیطی مشابه با دیگر رخساره‎‍ها تشکیل می‎‍شود و مبین وجود ثباتی نسبی در شرایط فیزیکی و شیمیایی محیط رسوبی مذکور است.

شکل4- ریزرخساره‎‍های پهنۀ جزر و مدیA و B مادستون دولومیتی با فابریک فنسترال، همراه با قالب کانی‎‍های تبخیری؛ C و D مادستون دولومیتی، همراه با قالب کانی‎‍های تبخیری؛ E وکستون/ پکستون اینتراکلاست، بایوکلاست‎‍دار با فابریک فنسترال؛ F پکستون پلوئیدی استراکوددار با فابریک فنسترال؛ G و H پکستون/ گرین‎‍ستون بایوکلاست پلوئیددار با آشفتگی زیستی و فابربک فنسترال. ریزرخساره‎‍های لاگون باز و نیمه‎‍محصور؛ I مادستون/ وکستون بایوکلاست‎‍دار دارای آشفتگی زیستی؛ K و Lوکستون پلوئید، بایوکلاست‎‍دار؛ M وکستون/ پکستون اکینودرم، بایوکلاست، فرامینیفر بنتیک‎‍دار؛ O و Nوکستون/ پکستون بایوکلاست، پلوئیددار با آشفتگی زیستی. مقیاس 1 میلی‎‍متر.

Fig 4- Tidal flat microfacies.A and B:Dolomitic mudstone with fenestral fabric accompanied with evaporate minerals mold.C and D:Dolomitic mudstone accompanied with evaporate minerals mold,E.Bioclastic intraclastic Wackestone/Packstone with fenestral fabric,F.Pelloidal ostracod Packstone with fenestral fabric,H and G.Bioturbated .Pelloidal bioclastic Packstone/Grainstone with fenestral fabric,Semirestricted and open microfacies:I.Bioturbated bioclastic Mudstone/Wackestone,K and L .Bioclastic pelloidal Wackestone.M.Benthic foraminifera bioclast echinoderm Packstone,O and N.Bioturbated pelloidal bioclastic Wackestone/Packstone.Scale:1 mm.

وکستون/ پکستون اکینودرم‎‍دار دولومیتی شده[36]: این رخساره تحت تأثیر فرایندهای دولومیتی قرار داشته است. در ریزرخسارۀ مذکور، آثار فسیلی موجود‎‍ به قطعاتی از ساقۀ کرینوئیدها محدود می‎‍شود (شکل 5 A). قطعات فسیلی ذکرشده در حدود 15% از حجم نمونه‎‍ها را تشکیل‎‍ و خود نیز آثار تبلور مجدد را نشان می‎‍دهند. با نبود آثار فسیلی و محیطی کافی، برای تعیین دقیق محیط تشکیل این رخساره، با توجه به اینکه محیط رسوبی این بخش از سازند گچال بیشتر با محیط لاگون مرتبط است، ‎‍ ریزرخسارۀ فوق ‎‍به محیط لاگون باز مربوط می‎‍شود.

پکستون اکینودرم، پلسی‎‍پود، بایوکلاست‎‍دار[37]: 60- 50% این ریزرخساره از قطعات کرینوئیدی تشکیل یافته است، دارای بیشتر این قطعات میکروبورینگ‎‍اند و در محل تماس با قطعات مشابه خود میکرواستیلولیت نیز دارند. علاوه بر این 30‎‍% پلسی‎‍پود، 15- 10‎‍% براکیوپود و 15% پلوئید نیز در این ریزرخساره دیده می‎‍شود. قطعاتی از پوستۀ براکیوپود و پلسی‎‍پودها نیز به‎‍صورت سالم تا خردشده وجود دارد که در برخی نمونه‎‍ها از تراکم بالایی برخوردارند (شکل 5 B)؛ به‎‍طوری‎‍ که برخی قطعات اسکلتی به‎‍طور کامل در هم فرو رفته‎‍اند و نوعی انحلال فشاری[38] را در مرز قطعات نشان می‎‍دهند (شکل 5 C). پلت‎‍ها نیز فواصل بین قطعات اسکلتی فوق را پر کرده‎‍اند (شکل 5 D ). با استفاده از دلایل ذکر‎‍شده، چنین استنباط می‎‍شود که این ریزرخساره در محیط لاگون باز و نزدیک به سد‎‍ و در شرایط پر‎‍انرژی‎‍ نهشته شده‎‍ است.

پکستون بایوکلاست‎‍، پلوئیددار با آشفتگی زیستی[39]: در نمونه‎‍های مختلف مرتبط با این ریزرخساره حدود 40- 20‎‍% پلسی‎‍پود، 15- 5‎‍% پلوئید،10- 5‎‍% استراکود و مقادیری جلبک و گاستروپود وجود دارد. قطعات فسیلی موجود از فراوانی بالایی برخوردارند. کفه‎‍های مجزا و سالم در استراکودها یافت می‎‍شوند (شکل E 3). فضای درونی برخی گاستروپودها و استراکودها با پلت اشغال شده‎‍اند. در برخی از نمونه‎‍های مرتبط با این ریزرخساره، مرز مربوط به شرایط توفانی نیز‎‍ تشخیص‎‍دادنی است. علاوه بر این، آشفتگی زیستی‎‍ نیز یکی از خصوصیات موجود در این ریزرخساره در نظر گرفته می‎‍شود که در برخی نمونه‎‍های مربوط به ریزرخسارۀ مذکور یافت می‎‍شود. با توجه به خصوصیات فوق در محیط لاگون باز تشکیل شده است.

پکستون/ گرین‎‍ستون اینتراکلاست، بایوکلاست‎‍دار[40]: آلوکم‎‍های اصلی این ریزرخساره شامل 25- 15‎‍% اینتراکلاست، 15‎‍% قطعات کرینوئید، 20- 5‎‍% براکیوپود، 10- 5‎‍% دانه‎‍های پوشش‎‍دار، پلوئید 5‎‍% و مقادیری گاستروپود، پلسی‎‍پود، استراکود و جلبک. در ریزرخسارۀ فوق، قطعات کرینوئیدی بورینگ شدیدی را نشان می‎‍دهند (شکل F 3). برخی قطعات نیز با جلبک پوشیده شده‎‍اند. بعضی اینتراکلاست‎‍ها حاوی قطعات فسیلی بزرگ و برخی دیگر دارای قطعات فسیلی کوچک‎‍اند و حواشی نامنظمی دارند (شکل 5 G). اائید نیز به مقدار کم‎‍ مشاهده می‎‍شود. قطعات فسیلی درشتی نیز وجود دارند که با پلت اشغال شده‎‍اند (شکل 5 H). محتویات این ریزرخساره در زمینۀ اسپاریتی و به‎‍صورت جور‎‍شده وجود دارند. اطراف برخی قطعات کرینوئیدی نیز سیمان هم‎‍بعد[41] وجود دارد (شکل5 F). همان‎‍طور‎‍که ذکر شد، آشفتگی زیستی یکی از خصوصیات مرتبط با محیط لاگون در نظر گرفته می‎‍شود. علاوه بر این، وجود قطعات اینتراکلاستی و کرینوئیدی مربوط به محیط پرانرژی در مجاورت عناصر لاگونی از قبیل استراکود، براکیوپود و گاستروپود، همراه با تعداد کمی اائید و زمینۀ اسپاریتی، حاکی از تشکیل این ریزرخساره در بخش پرانرژی لاگون و در مجاورت سد است.

 شکل5 - ریزرخساره­های لاگون باز و نیمه محصور. : A. وکستون/ پکستون تبلور مجدد‎‍ یافته با آشفتگی زیستی؛ B وکستون/ پکستون اکینودرم‎‍دار دولومیتی‎‍شده؛ C، D و E پکستون اکینودرم، پلسی‎‍پود و بایوکلاست‎‍دار. تراکم فسیلی بالا باعث نفوذ برخی قطعات فسیلی درون یکدیگر شده است؛ F پکستون بایوکلاست، پلوئیددار با آشفتگی زیستی؛ G، H و I پکستون/ گرین‎‍ستون اینتراکلاست، بایوکلاست‎‍دار؛ J و Kگرین‎‍ستون بایوکلاست، کرینوئید، اینتراکلاست‎‍دار. اینتراکلاست‎‍ها قطعات درشتی از گاستروپود را در بر دارند. ریزرخساره‎‍های پشته‎‍های زیر دریایی و سد؛ L گرین‎‍ستون بایوکلاست، اائیددار. درصد کمی از اائیدها مرکب بوده است؛ ولی بیشتر اائیدها منفردند و به‎‍صورت کروی و بیضی با لامینه‎‍های نامنظم دیده می‎‍شوند. M، N و O گرین‎‍ستون اینتراکلاستی بایوکلاست‎‍دار؛ (N) اینتراکلاست‎‍ها حاوی قطعات فسیلی درشت‎‍اند که با حواشی گرد در سمت چپ و پایین تصویر‎‍ تشخیص‎‍دادنی‎‍اند؛ (N و O) قطعات کرینوئیدی موجود در زمینۀ اسپاریتی کاملاً گرد‎‍شده‎‍اند و حاکی از وجود انرژی محیطی بالا هستند. مقیاس 1 میلی‎‍متر.

Fig 5- Semi-restricted and open lagoon microfacies:A.Recrytalized bioturbated Wackestone/Packstone,B.Dolomitized echinoderm Wackestone/Packstone,C,D and E.Bioclastic pelecypod echinoderm Packstone,High concentration of fossils caused influences of fossils to anothers.F.Bioturbated pelloidal bioclastic Packstone,H and G.Bioclastic intraclastic Grainstone,J and K.Intraclasic intraclastic crinoidal Grainstone,Intraclasts contains of large gastropod skeletal fragments,Barrier and Shoal microfacies:L.Ooid bioclastic Grainstone,Low percent of ooids are composits and mainly are solitary and are seen as sphaeroidal and ellipsoidal with irregular laminae.M,N and O.Bioclastic intraclastic Grainstone,Intraclast composed of coarse fossil fragments with roundness margin in the left side and lower part in the N and rounded crinoidal fragments in the sparite text that shows a high energetic environment.Scale:1 mm.

 گرین‎‍ستون بایوکلاست، کرینوئید، اینتراکلاست‎‍دار[42]: نمونه‎‍های مختلف این ریزرخساره تا حدودی متفاوت بوده است؛ ولی به‎‍طور کلی شامل 15- 10% کرینوئید و 5- 3‎‍% براکیوپود هستند. در برخی از نمونه‎‍ها مقادیر کمی (کمتر از 1‎‍%) پلسی‎‍پود یافت می‎‍شود؛ اما در دیگر نمونه‎‍ها 15‎‍% اینتراکلاست، 5‎‍% گاستروپود و 2‎‍% جلبک هم وجود دارد. قطعات کرینوئیدی موجود در نمونه‎‍های این رخساره، به‎‍طور کلی میکروبورینگ‎‍هایی را در سطح خود نشان می‎‍دهند (شکل 6 A). قطعات پوسته براکیوپودها و گاستروپودها به‎‍صورت نابرجا یافت و درون بیشتر قطعات گاستروپودی با پلت پر شده است. اینتراکلاست‎‍های موجود نیز حاوی قطعات فسیلی بزرگ (بیشتر قطعات گاستروپودی) و برخی قطعات فسیلی کوچک‎‍اند (شکل 6 B). از جلبک‎‍های موجود در این ریزرخساره، به Nostocites و Dacycladaceae اشاره می‎‍شود. درصد بالای عناصر لاگونی، زمینۀ اسپاریتی و قرارگیری این ریزرخساره در توالی رسوبی مرتبط با رخساره‎‍های لاگونی، نشانگر تشکیل آن در لاگون مجاور سد و در یک محیط پرانرژی است.

تفسیر: از خصوصیات مشترک ریزرخساره‎‍های این گروه عبارت است از: وجود گل آهکی بین دانه‎‍های اصلی و وجود بایوکلاست‎‍هایی حاصل از موجودات لاگونی که در شرایط محصور و نیمه‎‍محصور توانایی زیست دارند. ویژگی مشترک اول، دلیل برقرار‎‍بودن آرامش در محیط تشکیل آنهاست (هرچند شواهدی مثل آثار فرسایشی در برخی مقاطع نشان می‎‍دهد که گهگاه آرامش محیط بر اثر بروز توفان‎‍هایی بر هم می‎‍خورده است) و ویژگی دوم، بالا‎‍بودن میزان شوری در محیط ته‎‍نشست رسوبات این گروه را به نمایش می‎‍گذارد. تفاوت ریزرخساره‎‍های این گروه نیز بیشتر در نوع فابریک و اندازۀ دانه‎‍های آنهاست. از دیگر خصوصیات بارز این رخساره، وجود آشفتگی‎‍های شدید زیستی است که بیشتر نتیجۀ فعالیت موجودات درون‎‍زی[43] است. فعالیت چنین موجوداتی در عمق زیاد، باعث نفوذ رسوبات لایه‎‍های فوقانی در لایۀ زیرین شده است که این شرایط در اثر وجود سطوح متراکم یا Hardground به‎‍ وجود آمده است. وجود استیلولیت‎‍های ریز در رخسارۀ مذکور به‎‍دلیل‎‍ تشکیل‎‍نشدن سیمان اولیه در اثر فعالیت ارگانیزم‎‍های مذکور است (Sepkoski et al. 1991). محل تشکیل این ریزرخساره‎‍ها، بخش‎‍های عمیق‎‍تر لاگون در شرایطی با انرژی محیطی پایین است. در چنین محیطی به‎‍دلیل محدودتر‎‍بودن مواد غذایی، فعالیت موجودات رسوب‎‍خوار بیشتر می‎‍شود و ایجاد باروهای مختلف، اعم از باروهای دارای مرز مشخص با رسوبات در بر گیرنده[44] و یا باروهای فاقد مرز مشخص[45]، حاصل فعالیت چنین موجوداتی است (Wetzel 1991). این‎‍گونه موجودات عمدتاً به‎‍صورت چریدن[46] عمل می‎‍کنند (Bromley 1990). ویژگی بارز برخی رخساره‎‍های لاگونی، درصد تقریباً بالای پلوئید و استراکود است. دیگر ارگانیز‎‍م‎‍ها در این رخساره‎‍ها‎‍ تنوع کمتری دارند؛ به‎‍ویژه، عناصر دریای باز از قبیل اکینودرم و براکیوپود که در بیشتر مقاطع از فراوانی مشابهی برخوردارند. وجود پلوئید و دیگر عناصر لاگونی مانند گاستروپودها، مبین تشکیل این رخساره‎‍ها در بخش‎‍های کم‎‍عمق‎‍تر محیط لاگون است.

گرین‎‍ستون بایوکلاست‎‍ اائیددار[47]: این ریزرخساره در شرایط سدی تشکیل شده است، بر همین اساس، آلوکم‎‍های زیر نیز در نمونه‎‍های آن یافت می‎‍شود. 25- 20‎‍% اائید، 13- 10‎‍% اینتراکلاست، 5‎‍% پلوئید، 3‎‍% جلبک، 5‎‍% دانه‎‍های پوشش‎‍دار، کرینوئید، براکیوپود، گاستروپود و استراکود درمجموع کمتر از 5‎‍% از حجم نمونه‎‍ها را به خود اختصاص داده‎‍اند.

در این ریزرخساره، به تبعیت از شرایط پرانرژی موجود، قطعات کرینوئیدی بیشتر گرد‎‍شده‎‍اند و تا حدودی جورشدگی نشان می‎‍دهند. اائیدها به‎‍صورت کروی، بیضی و کشیده دیده می‎‍شوند. لامینه‎‍ها نامنظم‎‍اند و بیشتر اائیدها با اندازه‎‍ای در حدود 5/0- 2/0 میلی‎‍مترند. بیشتر اائیدهای موجود منفردند؛ ولی گاهی اائیدهای مرکب هم وجود دارند (شکل 6 A). هستۀ اائیدها از قطعات اسکلتی با اشکال مختلف تشکیل شده‎‍اند؛ اما بیشتر کشیده‎‍اند (پوستۀ صدف‎‍ها) (شکل 6 B). استراکودهای موجود، کامل‎‍اند و در برخی موارد هستۀ اائیدها را تشکیل می‎‍دهند. برخی قطعات براکیوپودی نیز با جلبک اینکراست شده‎‍اند. به‎‍طور کلی، جورشدگی آلوکم‎‍های این ریزرخساره تا حدودی خوب است؛ به‎‍طوری که از چند اندازه و به‎‍صورت یکنواخت تشکیل یافته‎‍اند. وجود اائید، کرینوئیدهای گردشده، زمینۀ اسپاریتی و جورشدگی آلوکم‎‍ها، دلیلی بر تشکیل این رخساره در یک پشتۀ زیر‎‍دریایی کم‎‍عمق[48] است.

گرین‎‍ستون اینتراکلاست بایوکلاست‎‍دار[49]: در حدود 15- 10‎‍% این ریزرخساره را اینتراکلست‎‍‎‍ها شامل‎‍ و بیشتر به‎‍صورت اینتراکلاست‎‍های حاوی قطعات فسیلی درشت از قبیل گاستروپود یافت می‎‍شود. اینتراکلاست‎‍های مذکور حواشی گرد‎‍شده‎‍ای را دارند. از جلبک‎‍های موجود در ریزرخساره به sp. Epimastropora،Nostocites vesiculosa (Maslov 1929)  و جلبک‎‍های فیلوئیدی[50] اشاره می‎‍شود (شکل 6 C و D).

گرین‎‍ستون اائید، انکوئید، اینتراکلاست‎‍دار[51]: این ریزرخساره شامل 25- 20‎‍% اائید، 20- 15% انکوئید و 10- 5‎‍% اینتراکلاست، همراه با مقادیر کمی استراکود و گاستروپود است. در نمونه‎‍های این ریزرخساره، آنکوئیدهای درشت اطراف قطعات پوسته‎‍ای، احتمالاً براکیوپودی (که تبلور مجدد نشان می‎‍دهند) شکل گرفته‎‍اند (شکل 6 E). هستۀ بیشتر اائیدها از استراکود تشکیل می‎‍شوند و اائیدها بیشتر چند‎‍لامینه‎‍ای‎‍اند. این اائیدها بیشتر به‎‍صورت تک‎‍لامینه و متحدالمرکز دیده می‎‍شوند (شکل6 F و G). در برخی مقاطع، جلبک علاوه بر پوستۀ براکیوپودها، قطعات دیگری را نیز از‎‍جمله اائیدهای ریز، قطعات استراکودی و ... را اینکراست کرده است (شکل 6 H). وجود آنکوئید، اائید و فسیل‎‍هایی از استراکود و گاستروپود، بر تشکیل در محیط پر‎‍انرژی پشته‎‍های زیر‎‍دریایی کم‎‍عمق[52] دلالت دارد.

تفسیر: ویژگی مشترک تمامی رخساره‎‍های سدی،‎‍ وجود‎‍نداشتن ماتریکس آهکی در بین دانه‎‍های رخساره‎‍های سدی است. این مطلب نشان‎‍دهندۀ بالا‎‍بودن میزان انرژی در محیط تشکیل آنهاست. به عبارت دیگر، این رخساره‎‍ها در بالای خط اثر امواج تشکیل شده‎‍اند. رخساره‎‍های مربوط به سدهای اائیدی، بایوکلاستی و پشته‎‍های زیر‎‍دریایی در زیرمحیط حاشیۀ پلاتفرم تشکیل شده‎‍اند. تجمع قطعات اسکلتی برخی موجودات از‎‍جمله اکینودرم‎‍ها، به تشکیل نهشته‎‍های ماسه‎‍ای شسته‎‍شدۀ مربوط به پشته‎‍های زیردریایی یا سد منجر می‎‍شود (Wilson 1975). این زیر محیط، سبب جدایش زیر‎‍محیط لاگونی از دریای باز می‎‍شود. وجود سیمان اسپاریتی، فراوانی اائیدها، جورشدگی متوسط تا خوب و‎‍ وجودنداشتن گل آهکی نشان‎‍دهندۀ محیطی با انرژی بالاست. مشابه چنین رخساره‎‍هایی در محیط‎‍های رسوبی عهد حاضر مانند سواحل جنوبی خلیج‎‍فارس و باهاماس در عمقی کمتر از 5 متر تشکیل می‎‍شود. در هم ‎‍آمیختگی عناصر لاگونی و دریای باز، بافت گرین‎‍ستونی و وجود اینتراکلاست حاکی از تأثیر جریان‎‍ها از‎‍طریق کانال‎‍های جزر و مدی موجود در محیط سدی است. اینتراکلاست‎‍های گرد‎‍شده، بیانگر رسوب‎‍گذاری آنها در محیط‎‍های دارای جابه‎‍جایی زیاد است و در این ریزرخساره نشانگر کانال‎‍های موجود در نواحی جلوی سد خواهد بود. در ریزرخسارۀ مذکور، آلوکم اصلی اینتراکلاست است که ناشی از فرسایش و کنده‎‍شدن[53] و فرسایش ته‎‍نشست‎‍های قدیمی‎‍تر ازطریق جریان‎‍های توفانی و کانال‎‍های جزر و مدی است (Lasemi 1995). در‎‍واقع اختلاط فونای مربوط به دریای باز، لاگون و اجزای غیر اسکلتی، مانند اائید و پلوئید، حاکی از وجود جریان‎‍های هیدرودینامیکی در کانال‎‍های جزر و مدی همراه با فرایندهای توفانی است. فراوانی اائید و فقدان ماتریکس گلی، نشانگر انرژی بالای محیط رسوبی است که طی آن امواج و جریان‎‍ها، دانه‎‍های کربناته را تحت تأثیر حمل‎‍ونقل و جابه‎‍جایی قرار داده است. چنین رسوباتی نشانگر ماسه‎‍های شسته‎‍شده‎‍اند که سدهای کربناته را شکل می‎‍دهند. قطعات اسکلتی تشکیل‎‍دهندۀ این ماسه‎‍ها معمولاً از دریای باز منشأ می‎‍گیرند (Wilson 1975). نبود میکریت دلیل اصلی بالا‎‍بودن انرژی در این رخساره‎‍هاست. اندازۀ درشت ذرات و جورشدگی تقریبی این ذرات از فاکتورهای دیگر تعیین‎‍کنندۀ انرژی بالاست. علاوه بر این، مقدار کم سیمان هم‎‍بعد[54] نیز بیانگر سرعت تجمع بالای رسوبات است (Lasemi 1995). فقدان سیمان جاذبه‎‍ای (گرانشی) نیز نشانگر‎‍ خروج‎‍نیافتن از آب است (Wilson 1975; Burchette 1993). از خصوصیات برخی ریزرخساره‎‍ها، وجود فرامینیفرهای بنتیک و انکوئید است. وجود انکوئید در رخسارۀ مذکور، نشانگر انرژی بیشتر محیط، نسبت‎‍به دیگر رخساره‎‍هاست. در مواردی انکوئیدها رشد دو‎‍طرفه دارند که نشان می‎‍دهد‎‍ انرژی محیط در حدی بوده است تا انکوئید در حال تشکیل را دائماً جابه‎‍جا و لامینه‎‍های کاملی را ایجاد می‎‍کند (شکل 6 E).

وکستون اسپیکولیت‎‍دار با آشفتگی زیستی[55]: در این ریزرخساره 40- 30‎‍% سوزن اسفنج‎‍، 5‎‍% فرامینیفرهای بنتیک، همراه با مقادیری پلت یافت، سوزن‎‍های اسفنج به‎‍صورت کاملاً پراکنده و بدون جهت‎‍یافتگی خاصی دیده می‎‍شوند (شکل6 B و A). این سوزن‎‍ها بیشتر تک‎‍محوره است و در برخی موارد سوزن‎‍های دو‎‍محوره هم وجود دارد. همراهی مقادیر زیادی از سوزن‎‍های اسفنج، همراه با پلت از مهم‎‍ترین دلایل تشکیل ریزرخسارۀ فوق در محیط دریای باز است.

وکستون اسپیکولیت، پلت‎‍دار[56]: ریزرخسارۀ مد‎‍نظر از حدود 10- 5‎‍% سوزن اسفنج و 15- 10‎‍% پلت تشکیل یافته است، حفرات ناشی از آشفتگی‎‍های زیستی باعث نفوذ آلوکم‎‍های مرتبط با محیط دریای باز به لایه‎‍های زیرین شده است که این آشفتگی‎‍ها به‎‍صورت دوایری حاوی پلت و سوزن اسفنج دیده می‎‍شوند (شکل 6 F). این ریزرخساره مربوط به محیط دریای باز است که با توجه به جایگاه چینه‎‍شناسی رخساره‎‍ها و شرایط حاکم بر محیط رسوبی مذکور، دور از انتظار نیست.

شکل6- (A-D) گرین‎‍ستون اائید، انکوئید، اینتراکلاست‎‍دار. هستۀ اائیدها از استراکود تشکیل شده است. اائیدهای مزبور تک‎‍لامینه و گاهی چند‎‍لامینه‎‍اند. انکوئیدها نیز اطراف قطعات فسیلی تشکیل شده‎‍اند و اندازه‎‍ای بزرگ‎‍تر از یک سانتی‎‍متر دارند. ریزرخساره‎‍های دریای باز. F و E وکستون پلتی اسپیکولیت‎‍دار با آشفتگی زیستی. سوزن‎‍ها به‎‍صورت پراکنده و بدون جهت‎‍یافتگی خاصی دیده می‎‍شوند. مقیاس 1 میلی‎‍متر.

Fig 6- Intraclastic oncoidal ooidal Grainstone. Nuclei of ooids are composed from ostracod. Mentioned ooids are monolaminae and sometimes multilaminae. Also oncoids are formed around the fossil fragments and have size greater than 1 centimeter. Open marine microfacies: E and F. Bioturbatrd spiculitic pellet Wackestone.See the scattered and unoriented spicules. Scale:1 mm.

تفسیر: اندازۀ ریز ذرات و نبود سیمان دلیلی بر نهشته‎‍شدن در محیطی با انرژی کم تا متوسط است. دیده‎‍شدن سوزن‎‍های اسفنج همراه با پلوئید در یک بافت مادستونی از علائم شکل‎‍گیری رخساره‎‍های فوق در یک محیط عمیق وابسته به دریاهای باز است. علاوه بر این، وجود آشفتگی‎‍های زیستی، بیانگر نهشته‎‍شدن در محیطی نسبتاً آرام و در زیر خط اثر امواج توفانی[57] است. شایان ذکر است‎‍ که سوزن‎‍های اسفنج و پلت‎‍ در اثر آشفتگی زیستی و ایجاد حفرات عمیق با موجودات حفار نشانگر افزایش عمق در لایه‎‍های فوقانی‎‍اند.

مدل محیط رسوبی نهشته‎‍های بخش D سازند گچال در برش گدار گچال‎‍

 موقعیت پیدایش رخساره‎‍های کربناتۀ بخش مذکور در چهار زیر‎‍محیط رسوبی پهنۀ جزر و مدی، لاگون، سد و دریای باز نشان داده شده است. رسوبات ژیپسی موجود در توالی مربوط به محیط سبخای ساحلی‎‍اند. این رخساره‎‍ها در یک رمپ کربناتۀ کم‎‍شیب از نوع همو کلینال[58] (Read 1985; Tucker and Wright 1990) تشکیل شده است که در حاشیۀ غیرفعال[59] جنوب اقیانوس پالئوتتیس قرار داشته است. مطالعۀ رخساره‎‍ها و محیط‎‍ رسوبی این بخش از سازند گچال نشان می‎‍دهد که در کربنیفر پیشین و در محل مطالعه‎‍شده، محیط دریایی کم‎‍عمق از نوع اپی‎‍کانتیننتال، مشابه سواحل جنوبی خلیج‎‍فارس امروزی، ولی با گسترش کمتر وجود داشته است که در زیرمحیط‎‍های گوناگون آن، رخساره‎‍های متفاوت سازند گچال بر جای گذاشته شده است. در مدل پیشنهاد‎‍شده، بخش‎‍ سبخای ساحلی محل تشکیل نهشته‎‍های ژیپسی است و آب و هوای گرم و خشک حاکم بر محیط را نشان می‎‍دهد. پهنۀ جزر و مدی، محلی برای تشکیل رسوبات مادستونی و دولومادستونی بوده و کانال‎‍های جزر و مدی[60] و حوضچه‎‍های ساحلی[61] را در خود جای می‎‍داده است. رسوبات این بخش، حاوی فابریک فنسترال‎‍اند که معرف شرایط آب و هوایی گرم و خشک است. رسوبات لاگونی موجود در محیطی باز تا نیمه‎‍محصور بر جای گذاشته شده‎‍اند که با پشته‎‍های زیر‎‍دریایی[62] ناشی از ماسه‎‍های شسته‎‍شده[63]، از محیط دریای باز تفکیک شده است. به‎‍سبب شیب کم موجود در حوضۀ رسوبی، محیط لاگونی از وسعت زیادی برخوردار بوده است؛ به‎‍گونه‎‍ای که رخساره‎‍های متعلق به لاگون، حجم اعظم رخساره‎‍های شناسایی‎‍شده در این محیط را به خود اختصاص داده‎‍ است. نهشته‎‍های مربوط به زیرمحیط دریای باز در مدل ارائه‎‍شده، ضخامت زیادی ندارد. این نهشته‎‍ها در قسمت فوقانی واحدهای لیتواستراتیگرافیکی D1 و D3 قرار دارند که مبین پیشروی و افزایش عمق در این بخش از حوضۀ رسوبی است. نهشته‎‍های مذکور، رخساره‎‍های مربوط به زیرمحیط لاگون را می‎‍پوشاند. در شرایط آب و هوایی خشک کنونی، مانند سواحل جنوبی خلیج‎‍فارس، استروماتولیت‎‍ها در محیط بین جزر و مدی یافت می‎‍شوند (Purser 1973). در غرب استرالیا، ستون‎‍ها و گنبدهای کوچک استروماتولیتی در آب‎‍های آرام خلیج‎‍ها و گنبدهای بزرگ و شبکه‎‍های مسطح در پهنه‎‍های جزر و مدی شکل می‎‍گیرند (Hafman 1976; Logan 1970)؛ اما در این بخش از سازند گچال، هیچ‎‍گونه شاهدی دال بر وجود استروماتولیت یافت نشد. احتمالاً گسترش ژیپس‎‍ها و حاکم‎‍شدن شرایط اسیدی در محیط از رشد و گسترش استروماتولیت‎‍ها جلوگیری کرده است.

چینه‎‍نگاری سکانسی نهشته‎‍های بخش D سازند گچال در برش گدار گچال

مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی انجام‎‍شده، حاکی از آن است که توالی‎‍ها و رخساره‎‍های این بخش از سازند در یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال ته‎‍نشین شده‎‍اند. رمپ‎‍های کربناته هموکلینال، پلاتفرم‎‍هایی با شیب کم‎‍اند. مجموعه‎‍هایی مربوط به آب‎‍های کم‎‍عمق از قبیل تختگاه‎‍های اسکلتی[64] یا پشته‎‍های زیر دریایی اائیدی[65] بدون شکستگی در دامنه به آب‎‍های عمیق می‎‍رسند (Ahr 1973; Read 1985; Burchette and Wright 1992). در این‎‍گونه پلاتفرم‎‍ها دسته‎‍های رسوبی TST و HST گسترش بیشتر‎‍‎‍ و مجموعه رخساره‎‍ای LST محدودتر است (Sarg 1988; Calvet et al. 1990).

بر‎‍اساس مشاهدات صحرایی و مطالعات آزمایشگاهی انجام‎‍شده، تعداد سه سکانس رسوبی در نهشته سنگ‎‍های عضو D سازند گچال، برش گدار گچال، شناسایی شده است. مدل رسوبی نیز براساس زیررخساره‎‍های شناسایی‎‍شده برای سازند گچال در منطقۀ مطالعه‎‍شده، در شکل (7) ارائه شده است. سکانس‎‍های رسوبی مذکور تا حدود زیادی با سکانس‎‍های جهانی کربنیفر پیشین (Ross and Ross 1987) انطباق دارند. سکانس‎‍های شناسایی‎‍شده در این بخش از سازند گچال در رخنمون مذکور، عبارت‎‍اند از:

سکانس رسوبی اول‎‍: اولین سکانس رسوبی شناسایی‎‍شده در توالی‎‍ مطالعه‎‍شده، با مرز سکانسی نوع 1 (SB1) روی ژیپس‎‍های توده‎‍ای عضو C سازند گچال قرار دارد. این مرز سکانسی در برخی مکان‎‍ها فرسایشی‎‍ و با کانال‎‍های پر‎‍شده با کنگلومرا (مرحلۀ ‎‍LST‎‍) ‎‍تشخیص‎‍دادنی است (شکل 10 و 11). در این سکانس، سطح TS بلافاصله پس از نهشته‎‍های ژیپسی و با گسترش ناگهانی رخساره‎‍های به پهنۀ جزر و مدی (ریزرخساره T1) بر‎‍ مرز سکانسی‎‍ تشخیص‎‍دادنی است (شکل 10). پاراسکانس‎‍های TST با تکرار رخساره‎‍های متعلق به لاگون و تبخیری‎‍های سبخای ساحلی صورت پیشرونده به سطح حداکثر سیلاب (mfs) ختم می‎‍شود.

 شکل7- مدل رسوبی ارائه‎‍شده براساس زیررخساره‎‍های شناسایی‎‍شده برای سازند گچال در منطقۀ مطالعه‎‍شده

Fig 7- Sedimentary environment model based on identified microfacies for Gachal formation in the study area

 شکل 8‎‍- نمایش درصد فراوانی عناصر اسکلتی و تغییرات عمودی رخساره‎‍ها، همراه با منحنی تغییرات عمق آب در برش‎‍ مطالعه‎‍شده

A: ریزرخسارۀ L7؛ B: ریزرخسارۀ L9؛ C و D: ریزرخسارۀ L3؛ E: ریزرخسارۀ L4. F: ریزرخسارۀ O2؛ T: رخسارۀ پهنۀ جزر و مدی؛ L: رخسارۀ لاگون باز و نیمه‎‍محصور که برای افزایش دقت به سه زیررخساره L_I-L_III تقسیم شده است؛ B: پشته‎‍های زیر دریایی و سد؛ O: دریای باز. مقیاس تصاویر 1 میلی‎‍متر.

Fig 8- Presentation of skeletal fragments and facies vertical changes accompanied with water depth changes curve in studied section. A: L7 microfacies, B: L9 microfacies, C and D: L3 microfacies, E: L4 microfacies, F: O2 Microfacies, T: Tidal flat facies. L: Semi-restricted and open lagoon facies that classified into three L_I-L_III, B: Submarine shoals and bar, O: Open marine, Scale=1 mm

 شکل 9- نمایش درصد فراوانی عناصر غیر اسکلتی و تغییرات عمودی رخساره‎‍ها، همراه با منحنی تغییرات عمق آب در برش‎‍ مطالعه‎‍شده

A: ریزرخسارۀ B2؛ B: ریزرخسارۀ L9؛ :C ریزرخسارۀ B3؛ D: ریزرخسارۀ L3؛ E: ریزرخسارۀ L3؛ F: ریزرخسارۀ O2؛ T: رخسارۀ پهنۀ جزر و مدی؛ L: رخسارۀ لاگون باز و نیمه‎‍محصور که برای افزایش دقت به سه زیررخسارۀ L_I-L_III تقسیم شده است؛ B: پشته‎‍های زیر دریایی و سد؛ O: دریای باز. مقیاس تصاویر 1 میلی‎‍متر.

Fig 9- Presentation of skeletal fragments and facies vertical changes accompanied with water depth changes curve in studied section. A: B2 microfacies, B: L9 microfacies, C: B3 microfacies, D: L3 microfacies, E: L3 Microfacies, T: Tidal flat microfacies. L: Semi-restricted and open lagoon facies that classified into three L_I-L_III, B: Submarine shoals and bar, O: Open marine, Scale=1 mm

شکل10 - رخنمون سکانس رسوبی اول بخش D سازند گچال. این سکانس با مرز سکانسی نوع 1 از بخش C سازند مجزا می‎‍شود. در سکانس مزبور، نهشته‎‍های HST نسبت‎‍به دیگر دسته‎‍های رسوبی از ضخامت درخور توجهی برخوردار است و با مرز سکانسی نوع 2 به سکانس رسوبی دوم ختم می‎‍شود. ‎‍مقیاس: شخص ایستاده، 75/1 متر (دید به‎‍سمت شمال‎‍).

Fig 10- First depositional sequence of member D of Gachal formation.This sequence identified with sequence boundary type 1.The HST Deposits relative to another system tracts have considerable thickness and differntiated from secondary depositional sequence with sequence boundary 2.Scale:1/75m(To north)

سطح حداکثر پیشروی در سکانس مزبور با رخسارۀ Benthic foraminifera bioclastic Wackestone مشخص است. پاراسکانس‎‍های Early HST از انباشتگی سیکل‎‍های لاگونی و پری‎‍تایدال تشکیل شده است که به‎‍صورت پس­رونده آغاز می‎‍شوند و به‎‍صورت افزاینده به نهشته‎‍های Late HST می‎‍رسند.

نهشته‎‍های Late HST به محیط سبخای ساحلی تعلق داشته است، بیشتر ژیپسی بوده و با لایۀ ژیپسی سفید‎‍رنگی به ضخامت 5/1 متر  تشخیص‎‍دادنی‎‍ا‎‍ند. این سکانس رسوبی در‎‍مجموع 35/15 متر ضخامت دارد و با مرز سکانسی نوع 2 موجود در رأس لایۀ ژیپسی مذکور خاتمه می‎‍یابد (شکل 10). پیدایش روزن برانی مثل Endothyra sp., Earlandia sp., Eostaffella pseudostruvei, Thaumatoporella sp., Archaeodiscus sp. ، مرجان­هایی مثل Syringopora sp., Zaphretites sp. و تشابه سکانس رسوبی فوق با سکانس‎‍های ارائه‎‍شده در تقسیم‎‍بندی Ross and Ross (1987) سن احتمالی ویزئن پسین پیشنهاد شده است. با استفاده از تقسیم‎‍بندی ذکر‎‍شده در بالا، مدت‎‍زمان تشکیل این سکانس‎‍ در حدود 2 میلیون سال در نظر گرفته می‎‍شود.

سکانس رسوبی دوم ‎‍

این سکانس رسوبی با مرز سکانسی نوع 2 نهشته‎‍های ژیپسی رأس سکانس اول را می‎‍پوشاند. در این سکانس، TST با گسترش ناگهانی (پیشروی) رخساره‎‍های متعلق به لاگون بر مرز سکانسی مذکور آغاز‎‍ و به سطح حداکثر پیشروی ختم می‎‍شود که با رخسارهBioturbated spiculitic pelletal Wackestone‎‍ تشخیص‎‍دادنی است‎‍ (شکل11). نهشته‎‍های تبخیری- کربناته این سکانس به محیط لاگون- پری‎‍تایدال تعلق دارند. پاراسکانس‎‍های این توالی به افق‎‍های ژیپسی ختم می‎‍شوند که نشانگر سیکل‎‍های به‎‍سمت بالا کم‎‍عمق شونده[66] و سیکل‎‍های به‎‍سمت بالا شور‎‍شونده[67] هستند. پاراسکانس‎‍های Early HST از انباشتگی سیکل‎‍های لاگونی و پری‎‍تایدال تشکیل شده‎‍اند که به‎‍صورت پسرونده به نهشته‎‍های Late HST می‎‍رسند. نهشته‎‍های مذکور از تناوب لایه‎‍های نازک تا متوسط آهک دولومیتی و ژیپس سفید‎‍رنگ تشکیل شده است که به‎‍سمت بالا بر ضخامت میان‎‍لایه‎‍های ژیپسی آن افزوده می‎‍شود (شکل11B). رأس پاراسکانس‎‍های این قسمت، با سطوح خروج از آب موقت[68] و ازطریق افق نازکی از خاک قدیمه با ضخامتی در حدود یک الی دو سانتی‎‍متر‎‍ تشخیص‎‍دادنی است. ضخامت این افق‎‍های خاکی به‎‍سمت بالا افزایش می‎‍یابد (شکل11A). نهشته‎‍های Late HST با ژیپس توده‎‍ای سفید رنگی با ضخامت 8/5 متر آغاز می‎‍شود و‎‍ شناسایی‎‍شدنی است (شکل11B). در این مرحله، با پیشروی آب دریا بر‎‍ نهشته‎‍های تبخیری فوق، رخساره‎‍های متعلق به پشته‎‍های کم‎‍عمق زیردریایی مشاهده شده است که حاکی از افزایش عمق موقت طی این دوره زمانی‎‍اند. این مرحله به شکل رخسارۀ Ooid bioclastic Grainstone‎‍ و شامل سنگ‎‍های آهکی ضخیم‎‍لایه است (شکل12).

شکل11- (A) مرز سکانس رسوبی اول بخش D سازند گچال با بخش C سازند مزبور. رسوبات مرحلۀ LST به‎‍صورت کانال‎‍های پر‎‍شده با کنگلومرا‎‍ تشخیص‎‍دادنی‎‍اند. مقیاس: شخص ایستاده، 175 سانتی‎‍متر (دید به‎‍سمت شمال غرب)؛ (B) پاراسکانس‎‍های مرحلۀ Late HST در سکانس رسوبی اول. به افزایش پوشش‎‍های ژیپسی رأس پاراسکانس‎‍ها به‎‍سمت بالا توجه شود. این افزایش مبین الگوی انباشتگی Progradational در Late HST است. مقیاس: شخص ایستاده، 165 سانتی‎‍متر (دید به‎‍سمت شمال).

Fig 11- Sequence boundary type 1 between member C and D of Gachal formation. Deposits of TST are identified with conglomerate that deposited in the channels,Scale:175 cm.(To north),B.Late HST parasequences in the first depositional sequence.Pay attentions to the increase of gypsum covers in the top of the parasequences. This gypsum increasing shows the progradational stacking pattern in the Late HST.Scale:165 cm (To north).

 شکل12- رخنمون سکانس رسوبی دوم بخش D سازند گچال. این سکانس با مرز سکانسی نوع 2 از سکانس اول مجزا می‎‍شود. در سکانس مزبور، نهشته‎‍های HST نسبت‎‍به دیگر دسته‎‍های رسوبی از ضخامت بیشتری برخوردارند. این نهشته‎‍ها در‎‍نهایت به پشته‎‍های کم‎‍عمق زیردریایی می‎‍رسند و با مرز سکانسی نوع 2 به سکانس رسوبی سوم ختم می‎‍شوند. ‎‍مقیاس: شخص ایستاده، 65/1 متر (دید به‎‍سمت شمال‎‍).

Fig 12- Secondary depositional sequence outcrop of member D of Gachal formation. This sequence identified with sequence boundary type 2 in the lower part.The HST deposits are thicker than another system tracts.These deposits in the upper part consist of submarine shallow water shoals and terminated with sequence boundary type 2 to third depositional sequence.

 سکانس رسوبی دوم 35/20 متر ضخامت دارد و با مرز سکانسی نوع 2 موجود در رأس لایۀ ژیپسی فوقانی سکانس، خاتمه می‎‍یابد. در این مرز سکانسی برش‎های ریزشی و پبل‎های دولومیتی- آهکی و تبخیری مشاهده می‎‍شوند ‎‍که به‎‍طور محلی و با گسترش جانبی کم در ‎‍قسمت‎‍های جنوبی گدار گچال رخنمون دارند‎‍.

در این رسوبات آثار انحلالی و ترک‎‍های گلی موجود، به هم ریختگی شدیدی را نشان می‎‍دهند که در اثر خروج‎‍های بسیار کوتاه‎‍مدت حوضه از آب تشکیل‎‍ و یک سطح رخنمون‎‍یافتگی موقت در نظر گرفته می‎‍شوند.

دومین سکانس رسوبی شناسایی‎‍شده در توالی‎‍ مطالعه‎‍شده با سکانس‎‍های رسوبی ارائه‎‍شده در مقیاس جهانی Ross and Ross (1987) ‎‍ انطباق‎‍دادنی است. تشکیل این سکانس، حدود 2 میلیون سال از دورۀ زمانی ویزئن پسین را به خود اختصاص داده است

سکانس رسوبی سوم‎‍

سکانس رسوبی سوم با مرز سکانسی نوع 2 و با افزایش ناگهانی عمق و تغییرات رخساره‎‍ای روی سکانس رسوبی دوم قرار می‎‍گیرد. به‎‍طور کلی در این سکانس دسته رخسارۀ TST از پاراسکانس‎‍های لاگونی تشکیل شده است که با رخساره‎‍های متعلق به لاگون مجاور سد (‎‍گرینستون بیوکلاستی کرینوئید‎‍دار)‎‍ تشخیص‎‍دادنی‎‍اند.

 دسته رخسارۀ TST با رخساره‎‍های لاگون- پری‎‍تایدال آغاز می‎‍شود، به‎‍صورت افزاینده ادامه می‎‍یابد و به سطح حداکثر پیشروی ختم می‎‍شو‎‍د (شکل13 و14). سطح حداکثر پیشروی موجود در این سکانس با رخساره‎‍های متعلق به دریای باز (وکستون اسپیکول دار پلتی) شناسایی می‎‍شود.

نهشته‎‍های HST شامل تناوبی از پاراسکانس‎‍های کربناته- تبخیری است که به‎‍صورت افزاینده و پس‌رونده بر‎‍ هم انباشته شده‎‍اند (شکل 13 و 14). سیکل‎‍های پری‎‍تایدال HST به رخساره‎‍های تبخیری ختم‎‍ و به‎‍سمت بالا بر میزان نهشته‎‍های ژیپسی افزوده می‎‍شود (شکل 13). قسمت فوقانی این سکانس (نهشته‎‍هایLate HST) تحت تأثیر ناپیوستگی فرسایشی بین کربنیفر و پرمین حذف شده است.

 شکل13‎‍- رخنمون سکانس رسوبی سوم بخش D سازند گچال. این سکانس با مرز سکانسی نوع 2 از سکانس دوم مجزا می‎‍شود. در سکانس مزبور، نهشته‎‍های HST نسبت‎‍به دیگر دسته‎‍های رسوبی‎‍ ضخامت کمتری دارند، قسمت عمدۀ این دستۀ رسوبی با ناپیوستگی فرسایشی موجود بین دو سازند خان و گچال حذف شده است. سکانس مزبور با مرز سکانسی نوع 1 به نهشته‎‍های ماسه‎‍سنگی سازند خان ختم می‎‍شود (دید به‎‍سمت شمال‎‍).

Fig 13- Third depositional sequence of member D of Gachal formation. This sequence are differentiated from secondary depositional sequenc with sequence boundary type 2.The HST deposits have lower thickness in comparison with another sequences. The main part of this system tract are destroyed with disconformity (sequence boundary 1) between Gachal and Khan formations.

 در رأس سکانس مذکور، یک سطح کارستی‎‍شدۀ قدیمی[69] وجود دارد که با ماسه‎‍سنگ‎‍های آهکی قاعدۀ سازند خان پوشیده می‎‍شود. این سطح کارستی، مرز سکانسی نوع ‎‍1 و بر اثر افت بیشتر سطح آب طی فاصلۀ زمانی کربنیفر- پرمین تشکیل شده است.

مقایسۀ سکانس رسوبی مذکور با سکانس‎‍های رسوبی ارائه‎‍شده در تقسیم‎‍بندی Ross and Ross (1987) از انطباق درخور توجه این سکانس با سکانس‎‍های رسوبی ارائه‎‍شده در مقیاس جهانی حکایت دارد. این سکانس رسوبی در دورۀ زمانی 3 میلیون ساله و طی سرپوکووین تشکیل شده است. رخنمون کم‎‍ضخامت این سکانس 3 میلیون ساله در مقایسه با سکانس‎‍های اول و دوم شناسایی‎‍شده در این توالی، حاکی از حذف مقدار درخور توجهی از نهشته‎‍های رأس سکانس سوم است که رخنمون یافته و در معرض خشکی قرار گرفته‎‍اند[70].

تفسیر سکانس‎‍های رسوبی شناسایی‎‍شده در بخش D سازند گچال‎‍

سکانس‎‍های رسوبی موجود در بخش D سازند گچال با سکانس‎‍های رسوبی جهانی کربنیفر پیشین (Ross and Ross 1987) مشابهت درخور توجهی دارند. مرز زیرین اولین سکانس رسوبی عضو D سازند گچال، با ناپیوستگی نوع 1 روی نهشته‎‍های عضو C سازند قرار دارد و شامل آهک‎‍های نازک و متوسط‎‍لایه با میان‎‍لایه‎‍هایی از ژیپس سفید‎‍رنگ است (شکل 8 و 9). سن سکانس رسوبی اول بر پایۀ مطالعات سکانسی و مقایسه با سکانس‎‍های ارائه‎‍شده در مقیاس جهانی (Ross and Ross 1987)، ویزئن پسین تعیین شده است. نهشته‎‍های متعلق به این سکانس به‎‍طور متناوب از سیکل‎‍های کربناته- تبخیری تشکیل می‎‍شود و سطح حداکثر پیشروی در آن با رخسارۀ متعلق به دریای باز‎‍ شناسایی‎‍شدنی است.

سکانس رسوبی دوم از پاراسکانس‎‍های کربناته- تبخیری تشکیل‎‍ و با لایۀ ژیپسی ضخیم و پشته‎‍های کم‎‍عمق زیردریایی‎‍در رأس ‎‍ شناسایی‎‍شدنی است. افت نسبی سطح آب دریا‎‍ به تشکیل نهشته‎‎‍های تبخیری (ژیپس) در قسمت فوقانی این سکانس منجر شده است. سطح حداکثر پیشروی در این سکانس، با رخسارۀ اسپیکولیت‎‍دار متعلق به دریای باز تشخیص داده می‎‍شود.

 سکانس رسوبی سوم نیز مشابه با دو سکانس قبلی بوده و از پاراسکانس‎‍های کربناته با رأس ژیپسی تشکیل شده است. این سکانس مجموعه‎‍ای از پاراسکانس‎‍های لاگون- پری‎‍تایدال است و سطح حداکثر پیشروی در آن با رخسارۀ دریای باز یاد‎‍شده،‎‍ تشخیص‎‍دادنی است.

در پلاتفرم کربناته- سیلیسی‎‍کلاستیک کلمرد، به‎‍سبب عمق کم، واکنش حوضۀ رسوبی نسبت‎‍ به نوسانات سطح دریا محسوس‎‍تر بوده است. پوشش‎‍های ژیپسی رأس پاراسکانس‎‍ها دلیلی بر این مدعا‎‍ و حاکی از تبدیل سریع شرایط حوضه‎‍ای باز به شرایط محصور است (‎‍شکل 14)؛ از این‎‍ رو افت بسیار جزئی سطح آب دریا سبب ایجاد مرزهای سکانسی نوع 2 و تشکیل افق‎‍های ژیپسی ضخیم بین سکانس‎‍های عضو Dسازند گچال و افت نسبی سطح آب، سبب ایجاد مرز سکانسی نوع 1 در مرز سازندهای گچال و خان شده است.

در زمان خروج کوتاه‎‍مدت محیط رسوبی از آب، شرایط سبخایی برای مدت کوتاهی در منطقه حاکم‎‍ و باعث تشکیل ژیپس‎‍های موجود در رأس پاراسکانس‎‍ها شده است. بر همین اساس، ضخامت 8/5 متری از ژیپس سفید‎‍رنگ در رأس سکانس دوم، بیانگر وجود نرخ فرونشست بالا در این دورۀ زمانی از عمر حوضۀ رسوبی مذکور است (شکل 14).

 به‎‍طور کلی پاراسکانس‎‍های این عضو سازند گچال از یک لایۀ آهکی و یک لایۀ ژیپسی در رأس[71] تشکیل شده است که با تعداد زیاد[72] در توالی تکرار می‎‍شوند (شکل15). رأس پاراسکانس‎‍ها و دستۀ پاراسکانس‎‍ها در بسیاری از موارد با افق‎‍های خروج از آب،‎‍ تشخیص‎‍دادنی است. افزایش عمق تا سطح حداکثر پیشروی (mfs) ادامه دارد. در این مرحله، مهاجرت خط ساحلی به‎‍سمت خشکی به حداکثر مقدار خود می‎‍رسد.

این سطح در سکانس‎‍های دوم و سوم، مربوط به نواحی عمیق دریا‎‍، که‎‍ سطوح سخت[73] دارند، تشکیل و با رخساره‎‍های حاوی سوزن اسفنج شناسایی می‎‍شود.

سطح حداکثر پیشروی معمولاً با آشفتگی زیستی و سطوح سخت‎‍ تشخیص‎‍دادنی است که در سکانس اول با رخسارۀ دریای باز[74]، در سکانس دوم به‎‍صورت سطحی غنی از پوسته‎‍های براکیوپود، همراه با سوزن اسفنج و در سکانس سوم با حفرات یا بورینگ‎‍های عمیق ناشی از فعالیت‎‍های زیستی شناسایی می‎‍شوند که در سطوح سخت ایجاد و باعث انتقال سوزن‎‍های اسفنج سطح حداکثر پیشروی به لایه‎‍های زیرین شده است‎‍.

تشکیل مرز سکانسی نوع 2 نشانگر آن است که سرعت فرونشست کف حوضه بیشتر از سرعت افت سطح آب دریا بوده است. در این مرحله، محیط رسوبی کاملاً از آب خارج نشده و مهاجرت خط ساحلی به‎‍سمت حوضه کم بوده است. در این سطح شواهد فرسایشی ناشی از خروج کامل حوضه از آب، مشاهده نمی‎‍شود. سرعت زیاد فرونشست کف حوضه، احتمالاً ناشی از تأثیر گسل‎‍های عمیق فعال در منطقه بوده است. در مرز سکانسی نوع 1، سرعت افت سطح آب دریا سریع‎‍تر از فرونشست تکتونیکی بوده و به همین دلیل، محیط رسوبی مربوطه کاملاً از آب خارج شده است.

 شکل 14- نمایش چگونگی تشکیل رسوبات بخش D سازند گچال

(A) با بالاآمدن سطح آب دریا، تولید کربنات آغاز شده است؛ در‎‍نتیجه پاراسکانس‎‍های کربناته تشکیل و تبخیری‎‍های ناشی از پس‌روی قبلی را می­پوشاند؛ (B) در اثر پسروی دریا، نهشته‎‍های ژیپسی متعلق زیر محیط سوپراتایدال، کربنات‎‍های زیر‎‍محیط‎‍های اینترتایدال و ساب تایدال ناشی از مرحلۀ پیشروی را پوشانده است.

Fig 14- Formation of deposits of member D of Gachal formation. (A) With rising of sea level, initiated carbonate production.

As result, carbonate parasequences are forms and overlying the evaporite deposits of belong to the former regression. (B)As result of sea-level falling, supratidal subenvironment gypsum deposits, overlying transgressive intertidal and subtidal carbonates.

شکل 15- پاراسکانس‎‍های آهکی با رأس ژیپسی که با تعداد زیاد[75] در نهشته‎‍های بخش D سازند گچال در برش گدار گچال. در رأس این پاراسکانس‎‍ها‎‍، نهشته‎‍های زیپسی و همچنین خاک‎‍های قدیمه به چشم می‎‍خورد که حاکی از خروج موقت و کوتاه‎‍مدت این سطوح از آب است.

Fig 15- High-frequency carbonate parasequence with gypsum caping in top in the deposits of unit D of Gachal formation in the Godar-e-Gachal section. In the top of the parasequence,gypsum deposits and paleosoils is visible indicating temporal and short-term emergence of sedimentary environment.

 یکی از مهم‎‍ترین عارضه‎‍های مربوط به مرحلۀ LST در سیستم‎‍های کربناته، گسترش کارست در رسوبات و ایجاد پدیدۀ کارستی‎‍شدن[76] است. هنگامی ‎‍که سطح آب دریا پایین‎‍تر از لبۀ فلات قاره قرار گیرد، لبۀ فلات از آب بیرون می‎‍زند و تحت تأثیر عواملی چون هوازدگی و فرسایش قرار می‎‍گیرد. این فرایند باعث حل‎‍شدن آهک و به وجود آمدن تخلخل‎‍های انحلالی می‎‍شود. به‎‍طور معمول، وجود این نوع کارست‎‍ها نشان‎‍دهندۀ یک مرز سکانسی‎‍اند (White 1988). در محیط‎‍های خشک، کارست‎‍ها به‎‍سبب فقدان عوامل فرسایشی مانند رودخانه‎‍ها، چندان توسعه نمی‎‍یابند (Jenning 1979). افت سطح آب در مرحلۀ LST سکانس‎‍های پرمین پیشین، باعث حذف رسوبات سکانس‎‍های فوقانی سازند گچال می‎‍شود و سطح کارستی موجود نیز دلیلی بر این مدعاست.

علاوه بر این، تفاوت موجود در ضخامت سکانس‎‍های اول، دوم و سوم نیز استدلال می‎‍شود. سکانس‎‍های اول و دوم، طی دورۀ زمانی دو میلیون ساله و سکانس سوم در سه میلیون سال تشکیل شده‎‍اند که تشابهات موجود در رسوبات سکانس‎‍های فوق، حاکی از وجود شرایط کاملاً مشابه رسوبی در محیط مذکور، طی دورۀ زمانی ویزئن پسین- سرپوکوین پیشین‎‍ و کمبود ضخامت در سکانس رسوبی سوم، تنها با حذف قسمتی از آن در حد فاصل دوره‎‍های کربنیفرو پرمین‎‍ درک‎‍شدنی است.

نتیجه‎‍

با مطالعۀ رخساره‎‍ها، محیط‎‍های رسوبی و چینه‎‍نگاری سکانسی نهشتۀ سنگ‎‍های بخش D سازند گچال در برش گدار گچال، نتایج زیر به دست آمده است.‎‍ ضخامت عضو D سازند گچال از شمال به جنوب ناحیۀ کلمرد متغیر است (22- 98 متر). در محل نمونه‎‍برداری، این ضخامت 45/50 متر بوده است که با توجه به تغییر جانبی میان لایه‎‍های ژیپسی در محل گدار گچال، با فاصلۀ چند ده تا چند صد متری (از شمال به جنوب آنتی‎‍کلین گدار گچال)، ضخامت‎‍های بیشتر و یا کمتری از این عضو‎‍ مشاهده می‎‍شود. با توجه به ترکیب کربناتۀ سنگ‎‍های موجود در این عضو و همراهی با نهشته‎‍های تبخیری چشمگیر (ژیپس‎‍های توده‎‍ای عضو C و لایه‎‍های مکرر ژیپسی در عضو D)، تشکیل نهشته‎‍های عضو D سازند گچال در محیطی گرم و خشک و به دور از منابع تأمین رسوبات تخریبی (همانند سواحل جنوبی خلیج‎‍فارس) انجام شده است. بر‎‍اساس مطالعات میکروسکوپی و مشاهدات صحرایی، رخساره‎‍های این بخش از سازند گچال در چهار زیرمحیط رسوبی (یا کمربند رخساره‎‍ای) تشکیل شده‎‍اند که به ترتیب دور‎‍شدن از ساحل عبارت‎‍اند از: زیرمحیط پهنۀ جزر و مدی، زیرمحیط لاگون باز تا نیمه‎‍محصور، زیرمحیط پشته‎‍های زیر دریایی و سد‎‍‎‍ و زیرمحیط دریای باز. تغییرات عمودی و جانبی رخساره‎‍ها و مقایسۀ آنها با محیط‎‍های رسوبی قدیمه و عهد حاضر، نشان می‎‍دهد که نهشته‎‍های مذکور در یک پلاتفرم کربناتۀ کم‎‍شیب از نوع رمپ هموکلینال[77] نهشته شده و در حاشیۀ غیرفعال [78]جنوب اقیانوس پالئوتتیس قرار داشته‎‍اند. بر پایۀ بررسی‎‍های میکروسکوپی و مشاهدات صحرایی، عضو D سازند گچال در بر دارندۀ 3 سکانس رسوبی (چرخۀ ردۀ سوم) و تعداد زیادی چرخه‎‍های مکرر کوچک‎‍مقیاس[79] است. این سکانس‎‍ها هم‎‍ارز بخش‎‍های بالایی چرخۀ بزرگ کاس‎‍کاس‎‍کیا[80] است و با سکانس‎‍های پیشنهاد‎‍شده برای دیگر نقاط جهان همسان‎‍اند. اولین سکانس رسوبی شناسایی‎‍شده با مرز سکانسی نوع 1 نهشته‎‍های ژیپسی عضو C سازند را پوشش می‎‍دهد و با مرز سکانسی نوع 2 به سکانس رسوبی دوم منتهی می‎‍شود. سکانس دوم نیز به‎‍طور متناوب از پاراسکانس‎‍های کربناته- تبخیری تشکیل‎‍ و در رأس به ژیپس ضخیم‎‍لایه و نهشته‎‍های مربوط به پشته‎‍های کم‎‍عمق زیردریایی ختم می‎‍شود. در این مرحله، فرونشست کف حوضه بیشتر از میزان افت سطح دریا‎‍ و نشانگر ‎‍خروج‎‍نیافتن کامل حوضه از آب است. سکانس رسوبی سوم با مرز سکانسی نوع 2 ذکر‎‍شده آغاز، به مرز سکانسی نوع 1 ختم و با نهشته‎‍های عضو A سازند خان (پرمین پیشین) پوشیده می‎‍شود. در این مرحله، بر‎‍خلاف گذشته میزان فرونشینی کف حوضه کمتر از میزان افت سطح آب دریاست، حوضه به‎‍طور کامل از آب خارج و ناپیوستگی فرسایشی موجود میان دو سازند را سبب شده است. سطح حداکثر پیشروی (mfs) در دو سکانس دوم و سوم، با سطوح سخت[81] شناسایی می‎‍شوند. این سطح در سکانس دوم، افقی غنی از پوستۀ براکیوپود و در سکانس سوم، با حفرات ناشی از فعالیت‎‍های زیستی‎‍ شناسایی‎‍شدنی است که در سطوح سخت تشکیل می‎‍شود‎‍. ضخامت ناچیز نهشته‎‍های مربوط به مرحلۀ HST در سکانس رسوبی سوم، ناشی از فرسایش حاصل از افت نسبی سطح آب دریا در مرحلۀ LSTسکانس‎‍های کربنیفر فوقانی- پرمین پیشین است که باعث حذف کامل قسمت فوقانی سکانس رسوبی سوم عضو D سازند گچال شده است. در این توالی، فعالیت‎‍های یخچالی ناشی از سیکل‎‍های میلانکوویچی، همراه با فعالیت‎‍های تکتونیکی محلی (فرونشست کف حوضه و حرکات قائم گسل‎‍های موجود)، مسبب تشکیل پاراسکانس‎‍های مکرر آهکی با رأس ژیپسی در نظر گرفته می‎‍شود؛ در صورتی ‎‍که سکانس‎‍های موجود بر اثر افت سطح آب اقیانوس‎‍ها در مقیاس جهانی شکل گرفته‎‍اند.

پوشش‎‍های ژیپسی رأس پاراسکانس‎‍ها دلیلی بر این مدعا‎‍ و حاکی از تبدیل سریع شرایط حوضه‎‍ای باز به شرایط محصور است (شکل 12)؛ از این‎‍ رو افت بسیار جزئی سطح آب دریا سبب ایجاد مرزهای سکانسی نوع 2 و تشکیل افق‎‍های ژیپسی ضخیم بین سکانس‎‍های عضو D سازند گچال و افت نسبی سطح آب، سبب ایجاد مرز سکانسی نوع 1 در مرز سازندهای گچال و خان شده است.

[1] Marine flooding surface

[2] Retrogradational

[3] Progradational

[4] Aggradational

[5] Tidal flat sub-environment

[6] Open and semi-restricted lagoon

[7] Shoals and Bar sub-environment

[8] Open marine sub-environment

[9] Fenestral Dolomudstone

[10] Birds eye

[11] Fenestral fabric

[12] Upper lower intertidal

[13] Dolomudstone with evaporate casts

[14] Calcite pseudomorph of gypsum

[15] Early diagenetic

[16] Trucial coast

[17] Upper intertidal

[18] Fenestral bioclastic intraclastic Wackestone/ Packstone

[19] Mud supported

[20] Upper lower intertidal

[21] Fenestral pelloidal ostracod Packstone

[22] Ponds

[23] Fenestral bioturbated bioclastic pelloidal Packstone/ Grainstone

[24] Lower lower intertidal

[25] Semi arid to arid supratidal

[26] Bioturbated bioclastic Mudstone/ Wackestone

[27] Bioclastic pelloidal Wackestone

[28] Semi-restricted

[29] Benthic foraminifera bioclastic echinidal Wackestone/ Packstone

[30] Bioturbated bioclastic pelloidal Wackestone/ Packstone

[31] Encrustation

[32] Coated grains

[33] Burrow filling

[34] Worm tube

[35] Bioturbated recrystallized bioclastic Wackestone/ Packstone

[36] Dolomitized echinid Wackestone/ Packstone

[37] Bioclastic pelecypod echinidal Packstone

[38] Pressure solution

[39] Bioturbated bioclastic pelloidal Packstone

[40] Bioclastic intraclastic Packstone/ Grainstone

[41] Isopacous cement

[42] Intraclastic crinoidal bioclastic Grainstone

[43] Infauna

[44] Distinct burrow

[45] Indistinct burrow

[46] Grazing

[47] Ooid bioclastic Grainstone

[48] Shoal

[49] Bioclastic intraclastic Grainstone

[50] Phylloid algae

[51] Intraclastic oncoidal ooid Grainstone

[52] Shoal

[53] Rip up

[54] Isopacous cement

[55] Bioturbated spiculitic Wackestone

[56] Pelletal spiculitic Wackestone

[57] Storm wave base

[58] Homoclinal ramp

[59] Passive margin

[60] Tidal creek

[61] Ponds

[62] Shoals

[63] Winnowed sand

[64] Skeletal bank

[65] Oolitic shoal

[66] Shallowing upward cycle

[67] Brining upward cycle

[68] Emersion surface

[69] Paleokarstic surface

[70] Subaerial exposure

[71] Carbonate-evaporite cycle

[72] High frequency cycles

[73] Hardground

[74] Benthic foraminifera bioclastic Wackestone

[75] High-frequency cycles

[76] Karstification

[77] Homoclinal ramp

[78] Passive margin

[79] High frequency cycle

[80] Kaskaskia IV

[81] Hard ground