News

 Statistics

Number of Journals44
Number of Issues1,877
Number of Articles15,278
Article View43,731,779
PDF Download17,564,044
Saravani, S., gorgij, M., ghomashi, M., Ahmadi, A. (2017). Analysis of Microfacies , Sedimentary Environments and Sequence Stratigraphy of Pabdeh Formation, in type section, Zagros. , 33(4), 69-104. doi: 10.22108/jssr.2017.102637.1008
Somaiyeh Saravani; Mohammadnabi gorgij; mostafa ghomashi; Ali Ahmadi. "Analysis of Microfacies , Sedimentary Environments and Sequence Stratigraphy of Pabdeh Formation, in type section, Zagros". , 33, 4, 2017, 69-104. doi: 10.22108/jssr.2017.102637.1008
Saravani, S., gorgij, M., ghomashi, M., Ahmadi, A. (2017). 'Analysis of Microfacies , Sedimentary Environments and Sequence Stratigraphy of Pabdeh Formation, in type section, Zagros', , 33(4), pp. 69-104. doi: 10.22108/jssr.2017.102637.1008
Saravani, S., gorgij, M., ghomashi, M., Ahmadi, A. Analysis of Microfacies , Sedimentary Environments and Sequence Stratigraphy of Pabdeh Formation, in type section, Zagros. , 2017; 33(4): 69-104. doi: 10.22108/jssr.2017.102637.1008

Analysis of Microfacies , Sedimentary Environments and Sequence Stratigraphy of Pabdeh Formation, in type section, Zagros

پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی
Article 6, Volume 33, Issue 4 - Serial Number 69, December 2017, Pages 69-104    PDF (4.93 M)
Document Type: Research Paper
DOI: 10.22108/jssr.2017.102637.1008
Authors
Somaiyeh Saravani* 1; Mohammadnabi gorgij2; mostafa ghomashi; Ali Ahmadi
1PHD Candidate
2null
Abstract
Type section of Pabdeh Formation (Late Paleocene- Early Oligocene) is located in the Gurpi anticline, Zagros, Khouzestan Province. Lithologically Pabdeh Formation consists of purple and white to yellowish marl, marly limestone and thin- to thick- bedded limestone, rich in pelagic foraminiferas. Pabdeh Formation conformably overlies Gurpi Formation and is conformably overlained by Asmari Formation. Petrographic studies, description and microfacies analysis specially hemipelagic, pelagic and calciturbidite facies of Paleocene to Lower Oligocene indicate that Pabdeh Formation was deposited in a deep marine basin. Field observations, facies studies and sequence studies resulted in identification of stratal key surfaces of sequence stratigraphy such as sequence boundary, maximum flooding surface, transgressive surface, system tracts and 9 depositional sequences. Sequence P1, P2 and LST, FSST of sequence P3 are of Paleocene in age, based on identification of planktonic foraminifera, TST, HST and FRWST of sequence P3 and sequences P4, P6, P7 and P8 were deposited during Eocene, and sequence P9 suggest an age of Upper Eocene- Lower Oligocene. All sequences begin with SB2 and except of sequence P3 and P4 , SB2 and Ts surfaces coincide with each other. Deepest mfs is belongs to the sequence P3; due to the remarkable abundance of glauconite minerals. Relative sea- level curves in most sequences, except for sequences P3, P8 and P9 exactly correlate with standard global sea level curves. The role of synsedimentary tectonic activities and sea-level oscilations ,probably, are responsible for deposition of sequences P3, P8 and P9.
Keywords
Gurpi anticline; Pabdeh Formation; Sedimentary environment; Sequence stratigraphy; Paleocene- Oligocene
Full Text

مقدمه

سازند پابده به سن پالئوسن - الیگوسن از سنگ منشأهای مهم حوضه زاگرس است؛ البته این سازند در برخی مناطق زاگرس نقش سنگ مخزن دارد (مطیعی 1372). این سازند بین سازند گورپی در پایین و سازند آسماری در بالا قرار می‌گیرد. سازند گورپی از سنگ منشأهای مهم حوضه زاگرس محسوب می‌شود. سازند آسماری نیز مهم‌ترین سنگ مخزن حوضه زاگرس است؛ بنابراین، سازند پابده ازنظر جایگاه چینه‌شناسی بسیار اهمیت دارد. برش نمونة سازند پابده در تنگ پابده واقع در یال جنوبی تاقدیس گورپی در شمال شرق شهرستان لالی اندازه‌گیری شده است (James and Wynd 1965).

زمان زیادی از انتشار نخستین تعاریف چینه‌شناسی سازند پابده می‌گذرد (James and Wynd 1965) و تا امروز مطالعات زیادی درزمینة زیست چینه‌نگاری و دیرینه بوم‌شناسی (بهبهانی و همکاران 1387؛ بابازاده و همکاران 1389، صادقی و هداوند خانی 1389؛ سلسانی 1391؛ پرندآور و همکاران 1392؛ آهی‌فر و همکاران 1394)، ریزرخساره‌ها، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی (محسنی 1382؛ Mirzaee Mahmoodabadi et al. 2010; Mohseni et al. 2011)، نهشته‌های توربیدایتی و طوفانی (Mohseni and Al-Aasm 2004؛ بهبهانی و همکاران 1390) و همچنین تغییرات شیمیایی (علیزاده و مرادی 1386؛ Tabatabaei et al. 2012) سازند پابده صورت گرفته است. باوجوداین، تاکنون چینه‌نگاری سکانسی این سازند در مقطع تپیپ مطالعه نشده است. باتوجه‌به جایگاه چینه‌شناسی این سازند و نقش مهمی که مطالعات چینه‌نگاری سکانسی در تجزیه و تحلیل محیط رسوبی و بازسازی تاریخچه تکتونیکی و ترسیم منحنی نوسانات سطح آب دریا دارد، برش نمونة سازند مذکور بررسی شده است.

در این پژوهش سعی شده است با بررسی دقیق رخساره‌ها، بازسازی محیط رسوبی و شناسایی افق‌های کلیدی چینه‌نگاری سکانسی نهشته‌های پالئوسن تا الیگوسن سازند پابده (در منطقه لالی)، تصویر صحیحی از مراحل تکوین تکتونو - رسوبی، چینه‌نگاری محیط رسوبی این سازند ارائه شود.

به‌منظور مطالعة محیط‌های رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند پابده، برش نمونة این سازند در تاقدیس گورپی (شمال خوزستان، شهر لالی) اندازه‌گیری و نمونه‌برداری شده است. دسترسی به برش‌ها از طریق جادة آسفالته لالی - آبشار آرپناه در حد فاصل روستای عکاشه و روستای پابده امکان‌پذیر است (شکل1). مختصات برش مطالعه‌شده در روستای پابده با موقعیت "9.5'19º49 طول شرقی و"0.2'19 º32 عرض شمالی است؛ اما واحدها برای بررسی تغییر رخساره‌ها و ژئومتری به‌طور جانبی (در موقعیت‌های A تا F شکل 1) تعقیب شده‌اند. امتداد عمومی لایه‌ها N30ºW و شیب عمومی لایه‌ها 37ºNE است. سازند پابده در منطقة مطالعه‌شده بین دو سازند گورپی در پایین و آسماری در بالا قرار دارد. به‌دلیل نبود شواهد خروج حوضه از آب، مرز پایینی سازند پابده با گورپی پیوسته و مرز بالایی آن با سازند آسماری تدریجی است. به‌طور کلی سازند پابده شامل تناوب مارن‌های تیره تا روشن، آهک مارنی و آهک نازک تا ضخیم‌لایه غنی از فرامونیفرای پلانکتونیک است. سن سازند پابده بر مبنای مطالعات زیست چینه‌نگاری، پالئوسن تا الیگوسن تعیین شده است (مطیعی 1372 ؛Adams and Bourgeois 1967).


 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی برش مطالعه‌شده (در روستای پیده) و راه دسترسی به آن. نمونه‌ها از موقعیت A تا F برداشت شدند.

 


روش کار

برای انجام مطالعات چینه‌نگاری سنگی، شناسایی رخساره‌ها، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی پالئوسن تا الیگوسن، در بازدید از تاقدیس گورپی با پیمایش توالی و ثبت اطلاعات، واحدهای سنگی، توصیف و برای انجام مطالعات براساس اصول و مبانی مطالعات سیستماتیک صحرایی و متناسب با تغییرات رخساره‌ای نمونه‌برداری انجام شد و در مجموع از 200 نمونة برداشت‌شده، مقطع نازک تهیه شد که 175 نمونه از سازند پابده، 20 نمونه از قسمت بالایی سازند گورپی و 5 نمونه از قسمت پایینی سازند آسماری است. مقاطع نازک عمود بر لایه‌بندی هستند. با استفاده از اطلاعات حاصل از مطالعة مقاطع نازک و برداشت‌های صحرایی، چینه‌نگاری سکانسی و محیط رسوبی سازند پابده تعبیر و تفسیر شد. مقاطع نازک براساس طبقه‌بندی دانهام (1962) نامگذاری شدند (Dunham 1962)؛ اما به‌جای حد 20 میکرون، حد 4 میکرون (Folk 1959, 1962) برای تفکیک دانه از زمینه منظور شد. در هنگام نامگذاری، چنانچه مقادیر بایوکلاست‌ها از 10% کمتر بود، واژة Fossiliferous به کار برده شد. برای آلوکم‌های بین 10 تا 20%، برحسب مورد، از واژه‌های Bioclastic، Pelloidal و Intraclastic استفاده شد. برای آلوکم‌های بیشتر از 20% نیز واژه‌هایBioclast ، Pellet و Intraclast به کار برده شد. تعیین درصد اجزای تشکیل‌دهنده از طریق نمودارهای مقایسه‌ای فلوگل 2010 انجام شده است (Flügel 2010). در این مرحله علاوه‌بر شناسایی ریزرخساره‌های سنگ‌های کربناته، نمودار تغییرات رخساره‌ای ترسیم شده است.

در مطالعات صحرایی نیز الگوی برانبارش پاراسکانس‌ها، ثبت و در نهایت، سطوح کلیدی چینه‌نگاری سکانسی از قبیل سطح حداکثر سیلابی[1] (mfs)، مرزهای سکانسی[2] (SB) و سطح پیش‌رونده[3] (TS) شناسایی شد. تجزیه و تحلیل اطلاعات چینه‌نگاری سکانسی براساس الگوی جدید اکسون[4] و الگوی استاندارد آن (,Catuneanu 2006; Catuneanu et al 2009, Hunt and Tucker 1992) صورت گرفته است.

 

ریزرخساره‌های سازند پابده

براساس بررسی‌ها و مشاهدات صحرایی و همچنین تجزیه و تحلیل سنگ‌شناسی و میکروسکوپیک نمونه‌ها مشخص شد تمام رخساره‌های شناسایی‌شده در سازند پابده به بخش ژرف دریا مربوط هستند. به‌طور کلی نمونه‌های مطالعه‌شده در سه گروه رخسارة پلاژیک، همی‌پلاژیک و توربیدایت آهکی قرار می‌گیرند. محسنی و همکاران (2011) با مطالعة محیط رسوبی سازند پابده در مقطع تیپ، رخساره‌های پلاژیک، توربیدایتی و طوفانی را شناسایی کرده‌اند (Mohseni et al. 2011; Mohseni and Al-Aasm 2004).

 

ریزرخساره‌های پلاژیک سازند پابده (P):

رخسارة P1: پکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین و گلوبوروتالیادار با آشفتگی زیستی و فسفاتی‌شده

Phosphatized bioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) packstone:

در این رخساره، بالغ بر 30% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده دیده می‌شود. در برخی نمونه‌های این رخساره (P78, P79, P96, P119)، فسیل گلوبیژرین غالب است. در برخی نمونه‌ها کمتر از 5% پلت یافت می‌شود. از ویژگی‌های اصلی این رخساره وجود آشفتگی زیستی است. این رخساره به‌صورت آهک متوسط‌لایة خوب لایه‌بندی‌شده، آهک ضخیم‌لایة بیوکلاستی، آهک مارنی نودولار متوسط‌لایه و مارن آهکی مشاهده می‌شود. در آهک‌های ضخیم‌لایه که در بخش بالایی سازند پابده رخنمون دارند، کمتر از 10% بیوکلاست‌های بنتیک شامل بریوزوا، تکستولاریا، پلسی پود، اپرکولینا و نومولیت یافت می‌شود.

این رخساره در بخش بالایی سازند پابده به‌صورت آهک‌های متوسط‌لایه دیده می‌شود. این آهک‌ها باندهای قهوه‌ای رنگ دارند و در تناوب با مارن‌های متورق رخنمون دارند؛ البته در این لایه‌ها درصد بیوکلاست‌ها به 40% می‌رسد و همچنین سرشار از فسفات‌های جانشینی هستند. بیشترین مقدار فسفات در این لایه‌ها دیده می‌شود. فسفات‌ها به‌صورت جانشینی درون میکروفسیل‌های پلانکتونیک یافت می‌شوند.

 

رخسارة P2: پکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین‌دار حاوی گلاکونیت

Glauconitic bioclast (globigerinid) packstone:

در این رخساره، بالغ بر 40% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده دیده می‌شود؛ البته در نمونة 52 علاوه‌بر گلوبیژرین، گلوبوروتالیا نیز یافت می‌شود. زمینة این رخساره از جنس میکرایت است. رخسارة یادشده حاوی 12% کانی گلاکونیت است. گلاکونیت‌های این رخساره به‌صورت جانشینی روی کانی فسفات و درون حجرات فرامینی‌فر‌های پلانکتونیک دیده می‌شوند؛ البته به‌صورت نودول نیز مشاهده می‌شوند. در نمونة P90، این رخساره کمتر از 10% فسفات از نوع جانشینی یافت می‌شود. این رخساره روی زمین به‌صورت لایه‌های متوسط تا ضخیم آهک و لایة مارنی پبل‌دار رخنمون دارد.

 

رخسارة P3: پکستون بیوکلاستی گلوبوروتالیادار و گلوبیژیرین‌دار چرتی حاوی فسفات

Chertified phosphatic bioclast (globorotalid globigerinid) packstone:

در این رخساره نزدیک به 40% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده مشاهده می‌شود. در برخی از نمونه‌های این رخساره (نمونه‌های P94 و P113)، خانوادة گلوبیژرینیده بیوکلاست غالب است. فراوانی کانی فسفات 15% است که به‌طور معمول به‌صورت نودول و به‌ندرت به‌صورت جانشینی دیده می‌شود. در برخی از نمونه‌ها (نمونه‌های P94 و P113) کمتر از 5% گلاکونیت یافت می‌شود. این رخساره روی زمین به‌صورت آهک مارنی متوسط ‌لایه با باندهای قهوه‌ای رنگ، آهک مارنی نودولار متوسط‌لایه و آهک متوسط‌لایه خوب لایه‌بندی‌شده رخنمون دارد.

 

رخسارة :P4 پکستون / وکستون بیوکلاستی حاوی فرامینی‌فر پلانکتونیک

Bioclast (planktonic foraminifera) wackestone/ packstone:

در این رخساره حدود 20% فسیل پلانکتونیک به‌صورت خرده‌های شکسته‌شده دیده می‌شود و به‌ندرت گلاکونیت و فسفات دارد. این رخساره روی زمین به‌صورت آهک متوسط‌لایه مشاهده می‌شود.

 

رخسارة P5:وکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین و گلوبوروتالیادار پلوئیدی با آشفتگی زیستی

Bioturbated pelloidal bioclast (globigerinid globorotalid) wackestone:

در این رخساره حدود 20% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده، گلوبوروتالیده مشاهده می‌شود؛ البته در برخی نمونه‌ها (P86 , P87) گلوبیژرین فسیل غالب است. این رخساره در نمونه‌های مربوط به قسمت بالایی سازند پابده به‌صورت آهک متوسط تا ضخیم‌لایه رخنمون دارد و کمتر از 10% بیوکلاست بنتیک دارد. بیوکلاست‌های بنتیک شامل بریوزا، نمولیت، میلیولیده، تکستولاریا، دیسکوسیکلین و گاستروپود هستند. در رخسارة ذکرشده، بیش از 10% پلت در زمینة میکرایتی دیده می‌شود. در برخی نمونه‌های این رخساره کمتر از 10% گلاکونیت و نودول فسفات (نمونه P35) یافت می‌شود. از ویژگی‌های بارز این رخساره وجود آشفتگی زیستی است. این رخساره روی زمین به‌صورت آهک متوسط تا ضخیم‌لایه، آهک مارنی و آهک مارنی نودولار متوسط‌لایه و مارن رخنمون دارد.

 

رخسارة P6: وکستون بیوکلاستیکی پلوئیدی با آشفتگی زیستی

pelloidal bioclastic (planktonic foraminifera) wackestone Bioturbated

در این رخساره نزدیک به 15% پلت و حدود 10% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده دیده می‌شود و به‌ندرت فسفات دارد. فسفات‌ها جانشین حجرات فسیل پلانکتونیک شده‌اند. این رخساره در سطح زمین به‌صورت آهک مارنی نازک تا متوسط‌لایة خوب لایه‌بندی‌شده و آهک مارنی نودولار متوسط‌لایه در تناوب با مارن و مارن دیده می‌شود. از ویژگی‌های بارز این رخساره، آشفتگی زیستی و وجود بارو در برخی لایه‌ها است. در برخی نمونه‌های این رخساره، اکسیدآهن جانشین فسیل‌های پلانکتونیک شده است.

 

رخسارة P7: وکستون پلتی بیوکلاستیکی حاوی فسیل پلانکتونیک

Bioclastic (planktonic foraminifera) pellet wackestone:

در این رخساره بالغ بر 15% پلت و حدود 10% بیوکلاست از خانواده گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده یافت می‌شود. این رخساره در سطح زمین به‌صورت مارن، آهک مارنی نودولار و آهک مارنی متوسط‌لایه رخنمون دارد.

 

رخسارة P8: وکستون پلتی / پلوئیدی

Pelloidal/pellet wackestone

در این رخساره حدود 15 تا 20% پلت یافت می‌شود. رخنمون رخساره در سطح زمین آهک‌های مارنی ضخیم‌لایه، مارن آهکی در تناوب با آهک مارنی نازک تا متوسط‌لایه و مارن متورق است. این رخساره در تناوب با رخساره‌های پلاژیک مشاهده می‌شود؛ به همین دلیل در گروه رخساره‌‌های پلاژیک قرار می‌گیرد.

 

رخسارة P9 : مادستون آهکی حاوی فسیل پلانکتونیک

Planktonic fossiliferous lime mudstone:

در این رخساره کمتر از 10% بیوکلاست از فرامینی‌فر‌های پلانکتونیک یافت می‌شود. در برخی نمونه‌ها آشفتگی زیستی مشاهده می‌شود. این رخساره روی زمین به‌صورت مارن و آهک مارنی نودولار متوسط‌لایه رخنمون دارد.

 

ریزرخساره‌های همی‌پلاژیک سازند پابده (H):

به‌طور کلی فروانی فسیل‌های پلانکتونیک سازند پابده در ریزرخساره‌های همی‌پلاژیک کمتر از رخساره‌های پلاژیک است. علاوه‌براین، ویژگی بارز ریزرخسارة همی‌پلاژیک در بخش عمیق حوضه ساخت بودیناژ است (شکل 2). به‌عبارت‌دیگر، در بخش عمیق حوضه لایة سختی که در میان دو لایة نرم قرار می‌گیرد، رخسارة همی‌پلاژیک دارد. لایة سخت در اثر تنش کششی به شکل بودین درمی‌آید. موارد مذکور وجه تمایز ریزرخساره همی‌پلاژیک از پلاژیک سازند پابده هستند.

 

 

شکل 2- نمای نزدیک از ساختار بودیناژ که ویژگی بارز ریزرخساره‌های همی‌پلاژیک است.

 

 

رخسارة H1: پکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین و گلوبوروتالیادار با آشفتگی زیستی

Bioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) packstone:

در این رخساره بالغ بر 30% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده دیده می‌شود. در رخسارة ذکرشده حدود 5 تا 10% پلت و نزدیک به 5% گلاکونیت دیده می‌شود. در رخسارة یادشده، آشفتگی زیستی، بارو و نودول‌های چرتی مشاهده می‌شود. رخسارة ذکرشده روی زمین به‌صورت لایه‌های متوسط تا ضخیم آهک رخنمون دارد که در تناوب با مارن و آهک مارنی نودولار مشاهده می‌شود. این لایه‌ها به‌طور جانبی نازک می‌شوند و حالت به‌هم‌ریخته دارند.

رخسارة H2: پکستون بیوکلاستی گلوبوروتالیا و گلوبیژیرین دار پلوئیدی

Pelloidal bioclast (globorotalid globigerinid) packstone:

در این رخساره حدود30% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده و بالغ بر 10% پلت دیده می‌شود. حدود 5% اینتراکلاست جلبکی نیز دیده می‌شود که جزء بیوکلاست‌ها در نظر گرفته شده‌اند. این رخساره روی زمین به‌صورت آهک‌های مارنی نازک‌لایة دارای بارو رخنمون دارد. آهک‌های مارنی در تناوب با آهک‌های ضخیم‌لایه هستند.

 

رخسارة H3: پکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین‌دار حاوی فسفات

Chertified phosphatic bioclast (globigerinid) packstone

در این رخساره نزدیک به 40% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده یافت می‌شود. فراوانی کانی فسفات 15% است که به شکل دانه‌های گوشه‌دار مشاهده می‌شود. در این رخساره کمتر از 5% گلاکونیت یافت می‌شود. رخسارة مذکور روی زمین به‌صورت میان‌لایه‌های نازک سیلتستون آهکی در مارن‌های ارغوانی بخش پایین سازند پابده رخنمون دارد.

 

رخسارة H4: وکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین و گلوبوروتالیادار پلوئیدی با آشفتگی زیستی

Bioturbated pelloidal (globorotalid globigerinid) bioclast wackestone:

این رخساره با 20% بیوکلاست از خانوادة گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده، حدود 10% پلت در زمینة میکرایتی و نزدیک به 5% گلاکونیت است. از ویژگی‌های بارز این رخساره آشفتگی زیستی است. رخسارة ذکرشده روی زمین به‌صورت لایه‌های متوسط تا ضخیم آهک رخنمون دارد که در تناوب با مارن و آهک مارنی نودولار مشاهده می‌شود. این لایه‌ها به‌طور جانبی نازک می‌شوند و حالت به‌هم‌ریخته دارند.

 

رخسارة H5: وکستون پلوئیدی بیوکلاستیکی با آشفتگی زیستی

Bioclastic (planktonic foraminifera) pelloidal wackestone:

در این رخساره نزدیک به 15% پلت و حدود 10% بیوکلاست از خانواده گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده دیده می‌شود. این رخساره در سطح زمین به‌صورت آهک مارنی متوسط‌لایه در تناوب با مارن خاکستری دیده می‌شود.

 

ریزرخساره‌های توربیدایتی کربناتی سازند پابده (T):

از ویژگی اصلی این ریزرخساره‌ها وجود ساختار ریزش و لغزش است (شکل 3). همچنین در مقاطع میکروسکوپی ریزرخساره‌های مذکور، فسیل‌های پلانکتونیک به همراه خرده‌های شکستة فسیل‌های بنتیک مشاهده می‌شود (شکل 4).

 

 

شکل 3- نمایی از واحد آهک ریزشی که در آن ساختار ریزش و لغزش (اسلامپینگ) مشاهد می‌شود. گفتنی است لایه‌های پایین و بالای این ساختار به‌صورت موازی است. در سمت چپ تصویر مشاهده می‌شود که لایه‌ها حالت موازی دارند.

 

 

رخسارة T1: گرینستون/ پکستون بیوکلاستی حاوی فرامینی‌فرای بنتیک و پلانکتونیک

Bioclast (benthic and planktonic foraminifera) packstone /grainstone

در این رخساره حدود 40 تا 50% آلوکم اسکلتی از خانواة نومولیتیده، اورتوفراگمینیده (Discocyclina, Actinocyclina)، آلوئولینیده، میلیولیده به همراه خانوادة گلوبیژرینده، براکیوپود و بریوزوا در زمینة میکرایتی و سیمان کلسیتی یافت می‌شود. در نمونة 62 این رخساره کمتر از 10% فسفات و گلاکونیت مشاهده می‌شود. آمیختگی دانه‌های اسکلتی بنتیک با میکروفسیل‌های پلانکتونیک از ویژگی‌های بارز این رخساره است (شکل‌های 4 و 5). این رخساره روی زمین به‌صورت آهک متوسط‌لایه با مرز زیرین ناگهانی با تناوب مارن ارغوانی و آهک مارنی نودولار و آهک بیوکلاستی ضخیم‌لایة دارای نودول چرت و بارو و آهک مارنی بیوکلاستی متوسط‌لایه دیده می‌شود. گفتنی است این رخساره در تناوب با رخساره‌های پلاژیک رخنمون دارد؛ بنابراین، تغییر زیرمحیط رسوبی را نشان نمی‌دهد.

 

 

شکل 4- تصویر رخسارة T1: گرینستون/ پکستون بیوکلاستی حاوی فرامینی‌فرای بنتیک (بیشتر به‌صورت خرده‌های شکسته) و پلانکتونیک را نشان می‌دهد. فلش قرمز فرامینی‌فرای پلانکتونیک، فلش آبی دیسکوسیکلین، فلش زرد آلونولین و فلش سبز میلیولیده را نشان می‌دهند.

 

 

شکل 5- رخساره T1: پکستون بیوکلاستی حاوی فرامینی‌فرای بنتیک و پلانکتونیک(Bioclast (bentnic and Planktonic Foraminifera) Packstone) فلش قرمز دیسکوسیکلین، فلش زرد میلیولیده، فلش آبی روتالبیده‌آ، فلش نارنجی گلاکونیت را نشان می‌دهند.

 

رخسارة T2: پکستون بیوکلاستی حاوی لپیدوسیکلینا

Bioclast (Lepidocyclinid) packstone:

در این رخساره بالغ بر 20% آلوکم اسکلتی از خانوادة لپیدوسیکلینا دیده می‌شود. فسیل‌های بنتیک دیگر شامل اپرکولینا، میلیولیده، بریوزوا، نمولیت، پلسی‌پود و براکیوپود هستند (شکل 6). در این رخساره کمتر از 10% فرامینی‌فر پلانکتونیک مشاهده می‌شود. این رخساره به‌صورت آهک ضخیم‌لایه در تناوب با مارن خاکستری روشن رخنمون دارد. این رخساره در بخش بالایی سازند پابده مشاهده می‌شود. گفتنی است این رخساره در تناوب با رخساره‌های پلاژیک رخنمون دارد؛ بنابراین، تغییر زیرمحیط رسوبی را نشان نمی‌دهد.

 

 

شکل 6- رخسارة T2: بگستون بیوکلاتسی حاوی لپیدوسیکلینا  (Bioclast (Lepidocclinid)Packstone)

 

 

رخسارة T3: وکستون اینتراکلاستیکی بیوکلاستیکی همراه با فرامینی‌فر فسفاتی و چرتی‌شده

Chertified phosphatic bioclastic (planktonic foraminifera) intraclastic wackestone:

در این رخساره حدود 12% اینتراکلاست و بالغ بر 10% بیوکلاست (که فسیل پلانکتونیک هستند) در یک زمینة میکرایتی یافت می‌شود. در رخسارة ذکرشده، فسیل‌های پلانکتونیک چرتی شده‌اند. در این رخساره فراوانی کانی فسفات حدوده 10% است. این رخساره روی زمین به‌صورت آهک بیوکلاستی متوسط‌لایه رخنمون دارد.

 

رخسارة T4: وکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین و گلوبوروتالیادار پلتی / پلوئیدی با آشفتگی زیستی

Bioturbated pelloidal /pellet bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone

در این رخساره بالغ بر 20% بیوکلاست یافت می‌شود. بیوکلاست اصلی فسیل پلانکتونیک (گلوبیژرین و گلوبوروتالیا) است؛ اما فسیل‌های ریزشی از قبیل میلیولیده، آلوئولین، دیسکوسیکلین، اکتینوسیکلین، تکستولاریا و گاستروپود نیز یافت می‌شوند. در رخسارة مذکور حدود 20% پلت مشاهده می‌شود. از ویژگی‌های بارز این رخساره وجود آشفتگی زیستی است. این رخساره روی زمین به‌صورت ساختار ریزش و لغزش (اسلامپینگ) رخنمون دارد (شکل 3).

 

رخسارة T5: وکستون پلتی / پلوئیدی بیوکلاستیک

Bioclastic (benthic and planktonic foraminifera) pelloidal/ pellet wackestone

در این رخساره بالغ بر 10% بیوکلاست مشاهده می‌شود. بیوکلاست‌ها شامل فسیل پلانکتونیک از خانوادة گلوبیژرینیده و گلوبوروتالیده و فسیل‌های بنتیک از قبیل اکتینوسیکلین، دیسکوسیکلین، نومولیت و میلیولیده هستند. در رخسارة یادشده 20-15% پلت دیده می‌شود. این رخساره در سطح زمین به‌صورت ساختار ریزش و لغزش (اسلامپینگ) رخنمون دارد (شکل 3(.

همان‌طورکه در مطالعة محسنی و العاسم (2004) اشاره شده است (Mohseni and Al- Aasm 2004)، در سازند پابده علاوه‌بر رخساره‌های توربیدایتی، رخساره‌های طوفانی نیز مشاهده می‌شود. این رخساره‌ها با ویژگی‌هایی نظیر اختلاط اجزای تشکیل‌دهنده، سطح زیرین ناگهانی و فرسایشی و جای‌گیری در بین رخساره‌های دیگر متمایز می‌شوند. از ویژگی‌های بارز رخساره‌های طوفانی ساختار ‌هاموکی است (شکل 7). رخنمون نهشته‌های طوفانی سازند پابده به‌صورت لامینه‌های تیره و روشن نیز یافت می‌شود (شکل 8).

 

 

شکل 7- A، نمایی از ساختار هاموکی. B، نمای نزدیک از تصویر A. این ساختار در تناوب مارن و آهک مارنی کرم رنگ سازند پابده مشاهده می‌شود. از ویژگی‌های بارز رخسارة طوفانی ساختار ‌هاموکی است. همان‌طورکه در تصویر مشاهده می‌شود این توالی یک تقعر در سطح پایین و یک تحدب در سمت بالا دارد. این توالی، اینتراکلاست‌های میکرایتی غنی از فسیل پلانکتونیک دارد (فلش‌های زرد). به سمت بالا فراوانی اینتراکلاست ‌ها کاهش می‌یابد و در نهایت به یک مادستون ختم می‌شود که به‌صورت محدب دیده می‌شود (فلش قرمز). خط‌چین قرمز بخش اینتراکلاستی ساختار هاموکی را از بخش مادستونی آن جدا می‌کند.

 

 

شکل 8- نمایی از لایه‌های طوفانی سازند پابده. لایه‌های طوفانی سازند پابده به‌صورت تناوب لامینه‌های تیره و روشن مشاهده می‌شود. به‌طور کلی، رخسارة لامینه‌های تیره،Planktonic foraminifera bioclast packstone  و رخسارة لامینه‌های روشن، Fossiliferous lime mudstone است.

 

 

شکل 9- تصویر میکروسکوپی از لایه‌های طوفانی که شامل تناوب رخساره‌های Planktonic foraminifera bioclast packstone  و Fossiliferous lime mudstone است.


چینه‌نگاری سکانسی و سکانس‌های رسوبی[5] سازند پابده در تاقدیس گورپی:

تاکنون چینه‌نگاری سکانسی سازند پابده در منطقة شیراز (دشت آریجان) مطالعه شده است (Mirzaee Mahmoodabadi et al. 2010). میزرزائی محمودآبادی و همکارن (2010) طی مطالعة سازند پابده، دو سکانس رسوبی شناسایی کرده‌اند. آنها در این مطالعه مرز پایین و بالای سکانس رسوبی اول را از نوع دو (SB2) و مرز بالایی سکانس رسوبی دوم را از نوع پیوستگی هم‌ارز با ناپیوستگی تعیین کرده‌اند.

براساس این مطالعه، سکانسی نهشته‌های پالئوسن - الیگوسن زیرین سازند پابده شامل 7 سکانس رسوبی کامل و 2 سکانس رسوبی ناقص است (شکل 17) که براساس مفاهیم چینه‌نگاری سکانسی شناسایی شده‌اند ( Catuneanu 2006; Haq 1991; Hunt and Tucker 1992, 1995; Embry 1995; Embry and Myers 1996; Helland- Hansen and Gjelberg 1994; Van Wagoner et al. 1988 ). شناسایی دسته‌های رخساره‌ای و سکانس‌های مدنظر براساس شناسایی الگوی برانبارش پاراسکانس‌ها در صحرا، مرز سکانسی نوع دو (SB2) سطح حداکثر عمق [6](mfs)، سطح پیش‌رونده (Ts) و مطالعة پتروگرافی و میکروسکوپی نمونه‌ها صورت گرفته است.

محدودة زمانی هر سکانس و مرزهای زمانی پالئوسن / ائوسن و ائوسن/ الیگوسن براساس حضور و انقراض گونه‌های پلانکتونیک تعیین شده‌اند. حضور و انقراض گونه‌های پلانکتونیک در سازند پابده با بیوزون‌های Berggren et al. 1995 تطبیق داده شده‌اند (Berggren et al. 1995). حضور و انقراض گونه‌های پلانکتونیک در سازند پابده نیز با مطالعات زیست چینه‌نگاری بابازاده و همکاران (1389) در جنوب شرق شیراز و صادقی و هداوند خانی (1389) در شمال غرب ایذه مقایسه شده است. به‌طور کلی به‌دلیل حضور گونه‌های Morozovella valascoensis در بخش بالایی سازند گورپی، سن این واحد پالئوسن فوقانی است. از حضور گونة formosaMorozovella برای تعیین مرز پالئوسن / ائوسن استفاده شده است. آخرین حضور Hantkenina  و نخستین حضور لیپیدوسیکلینا، مرز ائوسن / الیگوسن در نظر گرفته شده است.

 

سکانس رسوبی اول (P1):

این سکانس به‌طور کامل در سازند پابده قرار ندارد. شروع این سکانس در سازند گورپی است. مارن‌های خاکستری قسمت بالای سازند گورپی به سن پالئوسن، جزء دسته رخسارة پیش‌روندة (TST) این سکانس هستند (شکل 10 C). مارن‌های ارغوانی قسمت پایین سازند پابده، دسته رخسارة تراز بالا (HST) این سکانس را تشکیل می‌دهند. این دو دسته رخساره با mfs تفکیک می‌شوند (شکل10 B و A). دسته رخساره‌ای پیش‌رونده (TST) در این سکانس 60 متر ضخامت دارد. ازنظر سنگ‌شناسی، دسته رخسارة پیش‌رونده شامل مارن‌های خاکستری و میان‌لایه‌های آهک مارنی نودولار است. دسته رخسارة پیش‌رونده (TST) با رخسارة
Bioclastic (Planktonic foraminifera) pellet packstone، شروع و به رخساره Bioturbated pelloidal bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone ختم می‌شود. در رأس دسته رخساره‌ای پیش‌رونده، سطح حداکثر عمق (mfs) وجود دارد. سطح حداکثر عمق، تفکیک‌کنندة رخساره‌های TST و HST است. این سطح به‌صورت یک لایة 10 سانتی‌متری اکسیدآهن رخنمون دارد (شکل10 B و A؛ 49º19'9.5" طول شرقی و 32º25'0.2" عرض شمالی). این سطح در این موقعیت چینه‌ای (در حد فاصل مارن خاکستری مایل به سبز رأس سازند گورپی و مارن‌های ارغوانی قاعدة سازند پابده) در تاقدیس گورپی تعقیب می‌شود و گسترش زیادی دارد. این سطح نشان‌دهندة نبود رسوب‌گذاری است؛ زیرا پایین‌بودن میزان رسوب‌گذاری برای نهشته‌شدن اکسیدهای آهن در اعماق دریا لازم است (Mancini and Tew 1997). به همین دلیل به نظر می‌رسد این سطح، سطوح متراکم را تشکیل می‌دهد؛ زیرا سطوح متراکم در میزان رسوب‌گذاری پایین تشکیل می‌شوند. رخسارة بالا و پایین این سطح، پلاژیک است و هر دو در کمربند رخساره‌ای شمارة 3 ویلسون قرار می‌گیرند. همچنین، الگوی رسوب‌گذاری واحدهای رسوبی بعد از این لایه تغییر نکرده است؛ به همین دلیل، احتمال اینکه این لایه خروج حوضه از آب را نشان دهد، بسیار ضعیف است. قاعدة این سطح به‌صورت سطوح انحلالی مشاهده می‌شود (شکل 10 B و A؛ 49º19'9.5" طول شرقی و 32º25'0.2" عرض شمالی). این سطح توسط دسته رخسارة تراز بالا (HST) پوشیده می‌شود. دسته رخساره‌ای تراز بالا (HST) در این سکانس، 33 متر ضخامت دارد. ازنظر سنگ‌شناسی این دسته رخساره شامل مارن‌های ارغوانی و سبز و به‌ندرت میان‌لایه‌های آهک مارنی است. رخسارة اصلی دسته رخساره‌ای تراز بالا (P9) Fossiliferous lime mudstone است. رأس پاراسکانس‌ها این بخش به مرز سکانسی نوع دو (SB2) منتهی می‌شود (شکل 11). فسیل‌های شناسایی‌شده در این سکانس شامل Morozovella velascoensis،Globorotalia wilcoxensis ،Globigerina boweri ،Morozovella crassata  و Acarinina sp. هستند. باتوجه‌به حضور گونه‌های Morozovella velascoensis و Globorotalia wilcoxensis و حضورنداشتن Morozovella Formosa، سن این سکاسن پالئوسن فوقانی است.

 

 

شکل 10- نمایی از سکانس رسوبی اول: A- نمایی از دسته رخساره‌های  HST و TST سکانس رسوبی اول. این دو دسته رخساره با سطح mfs از یکدیگر تفکیک می‌شوند. سطح mfs با خط‌چین نشان داده شده است. مقیاس شخص ایستاده در رخسارة HST 75/1 متر (دید عکس به سمت شمال شرق). B– سطح mfs یک لایة 10 سانتی‌متری اکسیدآهن که یک سطح متراکم و انحلالی است. C- نمایی از مارن‌های خاکستری بخش بالایی سازند گورپی مقیاس شخصی ایستاده 75/1 متر. این مارن‌ها شبیه شیل‌های خاکستری سازند ایران هستند (دید عکس به سمت جنوب غرب).

 

 

سکانس رسوبی دوم (P2):

سکانس رسوبی دوم به ضخامت 22 متر و سن پالئوسن است. این سکانس ازنظر سنگ‌شناسی شامل مارن ارغوانی است؛ البته نزدیک به 3 متر مارن سبز نیز در آن رخنمون دارد. در این سکانس، بوفور Globigerina sp و به مقدار کمتر Morozovella velascoensis یافت می‌شود. دسته رخساره‌ای پیش‌روندة این سکانس با مرز سکانسی نوع دوم (SB2)، سکانس رسوبی اول را می‌پوشاند. سطح پیش‌رونده (Ts) و مرز سکانسی نوع دو در این سکانس بر یکدیگر منطبق هستند. این سطح به‌صورت لایه نازک سلیتستون آهکی خاکستری مایل به سبز رخنمون دارد و به‌طور جانبی تعقیب می‌شود (شکل 11). رخسارة این لایه Chertified phosphatic bioclast (pelagic foraminifera) packstone است (شکل 11). لایة سیلتستون آهکی ازنظر رخساره شبیه سیلتستون‌های سازند امیران است (شکل 12)؛ بنابراین، زبانه‌ای از سازند امیران است و قاعدة آن مرز سکانسی نوع دو در نظر گرفته می‌شود. دسته رخسارة پیش‌رونده (TST) ازنظر سنگ‌شناسی شامل مارن‌های ارغوانی است. این دسته رخساره 12 متر ضخامت دارد. رخسارة اصلی این دسته رخساره‌ای، Bioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone است. دسته رخساره‌ای پیش‌رونده در رأس به mfs می‌رسد. رخسارة mfs  این سکانس، Fossiliferos lime mudstone است. دسته رخساره‌ای تراز بالای این سکانس 10 متر ضخامت دارد و ازنظر سنگ‌شناسی شامل مارن ارغوانی است. ازنظر رخساره‌ای، رخساره‌های Bioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone و Fossiliferos lime mudstone را شامل می‌شود. دسته رخساره‌ای تراز بالا در رأس به مرز سکانسی نوع دو منتهی می‌شود. این مرز با شروع آهک‌های ریزشی مشخص می‌شود (شکل‌های 13 و 14). باتوجه‌به حضور گونه‌های Morozovella velascoensis و حضورنداشتن Morozovella Formosa، سن این سکاسن پالئوسن فوقانی است.

 

 

شکل 11 A- نمایی از دسته رخسارة HST سکانس رسوبی اول و مرز سکانس نوع دو و سطح TS سکانس رسوبی دوم. B- نمای نزدیک از مرز سکانسی نوع دو و سطح TS سکانس رسوبی دوم؛ در این تصویر ساخت بودیناژ مشاهده می شود که در بخش‌‌های عمیق حوضه رسوبی مختص رخسارة همی‌پلاژیک است.

 

شکل 12 A و B- تصویر میکروسکوپی لایة سیلتستونی سازند پابده، C و D- تصویر میکروسکوپی لایه‌ای سیلتستونی سازند ایران (بهزادنیا 1389)، (Ph: فسفات، Ch: چرت).

 

 

سکانس رسوبی سوم (P3):

سکانس رسوبی سوم به سن پالئوسن - ائوسن میانی و ضخامت تقریبی 100 متر است. دسته رخساره‌ای مرحلة افت سطح آب دریا (FSST) و دسته رخسارة تراز پایین (LST) با مرز سکانسی نوع دو، سکانس رسوبی دوم را می‌پوشانند (شکل 13). این سکانس رسوبی با قرارگیری آهک‌های ریزشی روی مارن‌های ارغوانی رنگ، شروع و در ادامه با تناوب مارن (به‌ترتیب ارغوانی و سفید مایل به زرد) و آهک مارنی نودولار و در نهایت با واحدهای همی‌پلاژیک دسته رخساره‌ای گوه‌های پس‌رونده سریع (FRWST)[7] منتهی می‌شود (شکل‌های 16 و 17). آهک‌های ریزشی در دسته رخساره‌ای مرحلة افت سطح آب دریا (FSST) و دسته رخسارة تراز پایین (LST) قرار می‌گیرند. ضخامت واحد آهک ریزشی 46 متر است (شکل 13 و 14). هم‌زمان با افت سطح آب دریا و تداوم پائین‌ماندن آن، آهک‌های بخش‌های کم‌عمق‌تر به بخش عمیق ریزش کرده‌اند(Plint and Nummedal 2000)؛ به همین دلیل، آهک‌های ریزشی در دسته رخساره‌ای مرحلة افت سطح آب دریا (FSST) و دسته رخسارة تراز پایین (LST) قرار می‌گیرند (شکل 13 و 14) و تفکیک آنها از یکدیگر امکان‌پذیر نیست. آهک‌های ریزشی به‌صورت لایه‌های به‌هم‌ریخته، منقطع، لنزی شکل و با ساختار لغزش و ریزش (اسلامپینگ) مشاهده می‌شوند (شکل 14). آهک‌های ریزشی ازنظر رخساره در گروه رخسارة توربیدایتی قرار می‌گیرند و کمترین عمق را نشان می‌دهند. در بین آهک‌های ریزشی، تناوب مارن ارغوانی و آهک مارنی نودولار مشاهده می‌شود. رخسارة اصلی آهک‌های ریزشی شامل موارد زیر است:

Bioclast (benthic and planktonic foraminifera) packstone/ grainstone (T1)

Chertified phosphatic bioclastic (planktonic foraminifera) intraclastic wackestone (T3)

Bioturbated pelloidal/pellet bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone (T4)

Bioclastic (benthic and planktonic foraminifera) pelloidal/pellet wackestone (T5)

فسیل‌های بنتیک شناسایی‌شده در واحد آهک ریزشی شامل Operculina، Nummulites، Asslina، Ranikothalia، Discocyclina archiaci، Alveolina، Miliolidae، Bryozoa،  Opertorbitolitesو Textularia هستند. در ادامه با پیشروی آب دریا تناوب مارن (ارغوانی و سفید مایل به زرد) و آهک مارنی نودولار ته‌نشست کرده است. شروع این واحد نشان‌دهندة سطح پیش‌رونده است (شکل 15). دسته رخساره‌ای پیش‌روندة سکانس سوم 25 متر ضخامت دارد. رخسارة اصلی آن Bioturbated pelloidal (globorotalid globigerinid) bioclast wackestone است. الگوی رسوب‌گذاری این دسته رخساره‌ای تجمعی[8] است. این دسته رخساره‌ای در رأس به سطح حداکثر عمق می‌رسد. سطح حداکثر عمق این سکانس (نمونه P52)، به‌دلیل افزایش چشمگیر کانی گلاکونیت اولیه، عمیق‌ترین سطح حداکثر عمق سازند پابده را نشان می‌دهد (شکل 19 A). رخسارة این سطح Glauconitic bioclast (globigerinid) packstone است. دسته رخساره‌ای تراز بالا ازنظر سنگ‌شناسی شامل آهک سفید مایل به زرد متوسط‌لایه است. ضخامت این دسته رخساره‌ای 5 متر است. رخسارة این واحد Bioturbated pelloidal bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone و Bioclast (planktonic foraminifera) wackestone/ packstone است. دسته رخساره‌ای تراز بالا در نهایت به سطح قاعده پسروی شدید (BSFR)[9] منتهی می‌شوند (شکل 16). این سطح با دسته رخساره‌ای گوه‌های پس‌روندة سریع (FRWST)[10] پوشیده می‌شود. ضخامت دسته رخساره‌ای گوه‌های پس‌روندة سریع (FRWST) 3/15 متر است. ازنظر سنگ‌شناسی این واحد شامل لایه‌های آهکی متوسط تا ضخیم‌لایه منقطع و به‌هم‌ریخته، مارن و آهک مارنی نودولار است (شکل‌های 16 و 17 A و B). رخسارة اصلی دسته رخسارة گوه‌های پس‌روندة سریع شاملBioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone/packstone است. فسیل‌های این واحد عبارتند ازMorozovella velascoensis ، Morozovella spinulosa، Morozovella aragonensis، Globigerina yeguaensis، Globigerina graveli، Globorotalia renzi، Acarinina bullbrooki ،Catapsydrax dissimilis،Hantkenina sp.  وDentalina ؛ البته به‌ندرت فسیل‌های بنتیک ریزشی شامل ایکنودرم، آسیلینا و دیسکوسیکلین مشاهده می‌شوند. برمبنای محتوای فسیلی، سن این واحد ائوسن میانی است. گفتنی است ضخامت این واحد به‌طور جانبی به 1/2 متر کاهش می‌یابد و توالی سنگ‌شناسی آن شامل آهک‌های نازک تا متوسط‌لایه است (شکل 17). تغییر جانبی توالی رسوبی از لایه‌های آهک به تناوب آهک و مارن، بودین‌شدن لایه‌های آهک و تغییر جانبی ریزرخساره‌ها از رخسارة توربیدایتی گرینستون / پکستون بیوکلاستی حاوی فرامینی‌فرای بنتیک و پلانکتونیک (T1) به رخسارة پکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین و گلوبوروتالیادار با آشفتگی زیستی (P1)، نشان‌دهندة وجود یک فن زیردریایی[11] هستند (شکل‌های 17 و 18)؛ به‌طوری‌که واحد رسوبی کم‌ضخامت، بخش نزدیک[12] و واحد رسوبی ضخیم، بخش میانی[13] این مخروط افکنه زیردریایی را نشان می‌دهند (شکل 17). دسته رخسارة FRWST در حین پایین‌آمدن سطح آب دریا در بخش‌های عمیق حوضه رسوبی تشکیل می‌شود ( Hunt and Tucker 1992, 1995; Kolla et al 1995; Posamentier et al. 1992 ) تا سطح آب دریا به بیشترین افت خود، یعنی مرز سکانسی نوع دو برسد. هنگامی که سطح آب دریا به بیشترین افت خود رسیده، مرز سکانسی نوع 2 سکانس چهارم تشکیل شده است. (شکل 16). سن این سکانس برمبنای فسیل‌های پلانکتونیک مذکور پالئوسن پایانی - ائوسن میانی است.

 

 

شکل 13- نمایی از ارتباط بین سکانس رسوبی اول و دوم. A- نمایی از واحد آهک ریزش (LST+FSST) و دسته رخسارة TST سکانس رسوبی سوم مقیاس درخت بلوط 80/2 متر.

 

 

 

شکل 14- نمایی نزدیک از واحد‌های آهک ریزشی

 

شکل 15- نمایی از دسته رخسارة TST سکانس رسوبی سوم. A- نمایی از تناوب مارن و آهک مارنی نودولار B- نمایی نزدیک از پاراسکانس‌های مارن ارغوانی و آهک مارنی نودولار C- نمایی از تناوب مارن و آهک مارنی نودولار سفید مایل به زرد. مقیاس شخص ایستاده 75/1 متر.

 

 

شکل 16- نمایی از دسته رخساره‌های سکانس رسوبی سوم و چهارم. مقیاس درخت‌های بلوط به‌طور میانگین 80/2 متر.

 

شکل 17- الگوی فن زیردریایی سازند پابده. عکس‌های صحرایی مربوط به برش‌های این فن در بخش نزدیک و میانی هستند. عکس‌های میکروسکوپی نمونه‌هایA  و B به‌صورت زیر هستند.

 

شکل 18- عکس‌های A مربوط به نمونة A ( بخش نزدیک فن) با رخسارة توربیدایتی گرینستون / پکستون بیوکلاستی حاوی فرامینی‌فرای بنتیک و پلانکتونیک (T1) و عکس‌های B مربوط به نمونة B (بخش میانی فن) با رخسارة پکستون بیوکلاستی گلوبیژیرین و گلوبوروتالیادار (P1) هستند.

 

شکل 19- نمایی از مقاطع میکروسکوپی سطوح کلیدی: شکل A- سطح mfs سکانس سوم در رخسارة Glauconitic globigerinid bioclast packstone شکل B- سطح mfs سکانس چهارم در رخسارة Burrowed pelloidal planktonic foraminifera bioclastic wackestone شکل C- سطح mfs سکانس پنجم در رخسارة Glauconitic globigerinid bioclast packstone شکل D- سطح mfs (نمونة P106) سکانس ششم در رخسارة Phosphatic glauconitic bioclast packstone/bioclast wackestone/ fossiliferous lime mudstone (Gl: گلاکونیت،Ph : فسفات).

 

 

سکانس رسوبی چهارم (P4):

سکانس رسوبی چهارم به سن ائوسن میانی و ضخامت 51 متر است. این سکانس با مرز سکانسی نوع دو شروع می‌شود. مرز سکانسی نوع دو با دسته رخساره‌ای گوه‌های پیش نشینی شده (LPWST)[14] پوشیده می‌شود. دسته رخساره‌ای LPWST شامل یک لایه آهک توده‌ای (به ضخامت 2 متر) با رنگ هوازده قهوه‌ای روشن است (شکل 20). رخسارة این لایه در بخش نزدیک مخروط افکنه زیردریاییBioclast (benthic and planktonic foraminifera) packstone/grainstone  و در بخش میانی آن Bioclast (planktonic foraminifera) packstone است؛ البته در بخش میانی نیز فسیل بنتیک مشاهده می‌شود؛ اما فراوانی آنها کمتر از 10% است. ازنظر رخساره‌ای این لایه در گروه توربیدایت‌های کربناتی قرار دارد. فسیل‌های بنتیک این لایه شامل Miliolidae، Nummulitid  و Textularia هستند. دسته رخسارة LPWST زبانه‌ای از معادل‌های جانبی سازند پابده (سازند تله زنگ) است (شکل A 18). دسته رخساره‌ای LPWST در رأس به سطح TS می‌رسد (شکل‌های 20و 21). در ادامه با پیشروی سطح آب دریا دسته رخساره‌ای TST نهشته می‌شود. ضخامت TST این سکانس 35 متر است و ازنظر سنگ‌شناسی شامل مارن‌های آهکی خاکستری روشن است. الگوی رسوب‌گذاری این واحد پس‌رونده است. رخسارة آن Bioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone است. دسته رخساره‌ای TST با سطح حداکثر عمق پوشیده می‌شود (نمونه P75). ویژگی بارز این سطح وجود بارو است (شکل 19 B). رخسارة این سطح Burrowed pelloidal bioclastic (planktonic foraminifera) wackestone است. ضخامت دسته رخسارة تراز بالا (HST) سکانس چهارم 14 متر ضخامت دارد. ازنظر سنگ‌شناسی شامل لایه‌های آهکی نازک تا متوسط‌لایه است که خوب لایه‌بندی شده است (شکل 21). طرح برانبارش این واحد پیش نشینی[15] است. رخسارة اصلی این دسته رخساره‌ای Bioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) wackestone و Bioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) packstone است. به‌طور کلی ازنظر رخسارة HST  سکانس چهارم مشابه رخسارة TST آن است و تنها طرح برانبارش آن از پس نشینی[16] به پیش نشینی تغییر یافته است (شکل 21). دسته رخسارة HST  به مرز سکانسی نوع دو سکانس پنجم می‌رسد. فسیل‌های پلاژیک این سکانس شامل Hantkenina sp.، Dentoglobigerina yeguansis، Morozovella lehneri، Globigerina sp.، Turborotalia sp. است. براساس فسیل‌های ذکرشده، سن این سکانس ائوسن میانی است.

 

سکانس رسوبی پنجم (P5):

ضخامت این سکانس 55 متر است. دسته رخسارة پیش‌روندة سکانس پنجم با مرز سکانسی نوع دو، سکانس چهارم را می‌پوشاند. در این سکانس سطح پیش‌رونده و مرز سکانسی نوع دو بر یکدیگر منطبق هستند. شروع این سکانس با تغییر الگوی رسوب‌گذاری از پیش نشینی به پس نشینی مشخص می‌شود. دسته رخساره‌ای پیش‌روندة سکانس پنجم 13 متر است و ازنظر سنگ‌شناسی از مارن و میان لایه‌های آهک مارنی نودولار تشکیل شده است (شکل‌های 21 و 22). رخساره‌های اصلی TST سکانس پنجم با رخسارة Bioclastic (planktonic foraminifera) pellet wackestone، شروع و به رخسارة Bioturbated bioclast (globigerinid) packstone منتهی می‌شود. در رأس دسته رخساره‌ای پیش‌رونده، سطح حداکثر عمق وجود دارد. این سطح با رخسارة Glauconitic bioclast (globigerinid) packstone مشخص می‌شود (شکل 19 C). دسته رخسارة  HST سکانس پنجم 42 متر ضخامت دارد و ازنظر سنگ‌شناسی شامل تناوب آهک مارنی متوسط‌لایه و مارن است. رخسارة HST سکانس پنجم Bioturbated bioclastic (planktonic foraminifera) pelloidal wackestone  است. این دسته رخساره‌ای در رأس به مرز سکانسی نوع دو سکانس ششم منتهی می‌شود (شکل 22). فسیل‌های این سکانس شامل Globigerina sp.، Turborotalia sp و Subbotina frontosa است. براساس فسیل‌های مذکور، سن این سکانس ائوسن میانی است.

 

 

شکل 20- نمایی از دسته رخساره‌ای LPWST و TST سکانس چهارم.مقیاس چکش 30 سانتی‌متر

 

 

شکل 21- نمایی از دسته رخساره‌ای TST و HST سکانس چهارم و دسته رخسارة TST سکانس پنجم. مقیاس شخص ایستاده در عکس به ارتفاع 70/1 متر.

 

 

سکانس رسوبی ششم (P6)

ضخامت سکانس رسوبی ششم 53 متر و سن آن ائوسن است. دسته رخسارة پیش‌روندة این سکانس با مرز سکانسی نوع دو، سکانس رسوبی چهارم را می‌پوشاند (شکل 22). سطح پیش‌رونده و مرز سکانسی نوع دو بر یکدیگر منطبق هستند و با شروع نهشته‌های طوفانی (نمونة P103) مشخص می‌شود. در این لایه، رخسارة مادستونی ظاهر می‌شود که نشان‌دهندة شروع پیشروی سطح نسبی آب دریاست. ضخامت دسته رخسارة TST سکانس پنجم 15 متر است. رخسارة اصلی آن Pelloidal wackestone است که در تناوب با نهشته‌های طوفانی رخنمون دارد. دسته رخسارة TST سکانس پنجم با سطح mfs پوشیده می‌شود (نمونة P106). رخسارة سطح mfs این سکانس،Phosphatic glauconitic bioclast packstone/bioclast wackestone/ fossiliferous lime mudstone است (شکل 19 D). دسته رخسارة HST سکانس ششم 35 متر ضخامت دارد. رخساره‌های اصلی این واحد Bioturbated bioclastic (planktonic foraminifera) pelloidal wackestone  و Pelloidal wackestone هستند که در تناوب با نهشته‌های طوفانی هستند. این دسته رخساره با مرز سکانسی نوع دو سکانس هفتم پوشیده می‌شود. فسیل‌های این سکانس شامل Globigerina sp.، Turborotalia sp و Hantkenina sp.است. براساس فسیل‌های مذکور، سن سکانس ائوسن میانی است.

 

 

 

 

شکل 22- نمایی از ارتباط بین سکانس رسوبی پنجم و ششم. مقیاس درخت بلوط سمت راست عکس 50/2 متر.

 

 

سکانس رسوبی هفتم (P7):

ضخامت این سکانس 105 متر و سن آن ائوسن است. دسته رخسارة TST این سکانس با مرز سکانسی نوع دو، سکانس رسوبی ششم را می‌پوشاند. سطح پیش‌رونده و مرز سکانسی نوع دو بر یکدیگر منطبق هستند. دسته رخسارة  TSTازنظر سنگ‌شناسی شامل آهک مارنی متوسط‌لایه و مارن متورق است (شکل 23). رخساره دسته رخساره‌ای TST این سکانس، Bioturbated bioclastic (planktonic foraminifera) pelloidal wackestone  است. این رخساره در تناوب با نهشته‌های طوفانی یافت می‌شود. دسته رخساره‌ای TST در رأس به سطح mfs می‌رسد. رخسارة این سطح، Phosphatic bioclast (globorotalid globigerinid) packstone (نمونة P113) است. دسته رخساره‌ای HST سکانس هفتم 60 متر است. ازنظر سنگ‌شناسی شامل آهک مارنی متوسط‌لایه و مارن متورق است. رخساره‌های دسته رخساره‌ای HST شاملBioturbated bioclast (globorotalid globigerinid) packstone ، Bioturbated bioclastic (planktonic foraminifera) pelloidal wackestone وPlanktonic fossiliferous lime mudstone هستند. دسته رخساره‌ای HST در رأس به مرز سکانسی نوع دو سکانس هشتم می‌رسد. فسیل‌های این سکانس عبارتند از Globigerina sp.، Turborotalia sp ، Subbotina frontosa، Pseudohastigerina micra و Hantkenina sp.. براساس فسیل‌های مذکور، سن سکانس ائوسن میانی است.

 

 

 

شکل 23- بخش‌هایی از سکانس هفتم. A- نمایی از دسته رخسارة TST سکانس هفتم (مقیاس شخص ایستاده 83/1 ) B- نمایی از پاراسکانس‌های TST سکانس هفتم C- نمایی از سطح mfs سکانس هفتم.

 

 

سکانس هشتم (P8)

سکانس هشتم ضخامت 179 متر دارد و سن آن ائوسن میانی - فوقانی است. دسته رخساره‌ای TST این سکانس با مرز سکانسی نوع دو، سکانس هفتم را می‌پوشاند. سطح پیش‌رونده و مرز سکانسی نوع دو در این سکانس بر یکدیگر منطبق هستند. دسته رخسارة پیش‌روندة این سکانس 52 متر ضخامت دارد. ازنظر سنگ‌شناسی شامل مارن‌های خاکستری تیره با تورق ریز همراه با میان‌لایه‌های آهکی متوسط‌لایه قهوه‌ای روشن است (شکل 24). رخسارة اصلی آن، Bioturbated planktonic fossiliferous pelloidal wackestone و رخسارة میان‌لایه‌های آهکی آن، planktonic fossiliferous lime mudstone است. دسته رخساره‌ای TST در رأس به سطح mfs می‌رسد. وجه تمایز mfs این سکانس وجود رادیولر و سطح فرسایشی نامنظم است (شکل 25). رخسارة mfs این سکانس، Bioclast packstone / bioclastic wackestone (نمونة P130) است. بیوکلاست‌های این سطح فرامینی‌فر پلانکتونیک هستند که با اکسیدآهن پر شده‌اند. ضخامت دسته رخساره‌ای HST سکانس هشتم 127 متر است. الگوی رسوب‌گذاری EHST این سکانس، تجمعی و شامل تناوب مارن خاکستری متورق و آهک متوسط‌لایه قهوه‌ای روشن است. الگوی  LHST پیش نشینی است و شامل آهک‌های متوسط قهوه‌ای روشن است (شکل 24). رسوب‌گذاری این دسته رخساره‌ای در رأس به مرز سکانسی نوع دو سکانس نهم می‌رسد. فسیل شاخص این سکانس شامل Globigerina sp. و Turborotalia increbescens است. براساس فسیل‌های مذکور و حضورنداشتن Hantkenina sp.، سن سکانس ائوسن فوقانی است.

 

 

شکل 24- نمایی از سکانس هشتم. دسته رخسارة TST این سکانس 52 متر ضخامت دارد. ازنظر سنگ‌شناسی شامل مارن‌های خاکستری تیره با تورق ریز همراه با میان‌لایه‌های آهکی متوسط‌لایه قهوه‌ای روشن است. رخسارة اصلی آن Bioturbated pelagic fossiliferous pelloidal wackestone و رخسارة میان‌لایه‌های آهکی آن Planktonic fossiliferous lime mudstone است. دسته رخساره‌ای TST در رأس به سطح mfs می‌رسد. وجه تمایز mfs این سکانس وجود رادیولر و سطوح فرسایشی نامنظم است. رخسارة mfs این سکانس، Bioclast packstone / bioclastic wackestone است. بیوکلاست‌های این سطح فرامینی‌فر پلانکتونیک هستند که با اکسیدآهن پر شده‌اند. ضخامت دسته رخساره‌ای HST سکانس هشتم 127 متر است. الگوی رسوب‌گذاری EHST این سکانس، تجمعی و شامل تناوب مارن خاکستری متورق و آهک متوسط‌لایه قهوه‌ای روشن است. الگوی LHST  پیش نشینی است و شامل آهک‌های متوسط‌لایه قهوه‌ای روشن است. مقیاس شخص ایستاده 75/1 متر.

 

شکل 25- مقطع میکروسکوپی سطح mfs سکانس هشتم در رخسارة Bioclast packstone / bioclastic wackestone (نمونة P130). وجه تمایز mfs این سکانس وجود رادیولر و سطح فرسایشی نامنظم است. بیوکلاست‌های این سطح فرامینی‌فرای پلانکتونیک هستند که با اکسیدآهن پر شده‌اند.

 

 

سکانس نهم (P9):

سکانس نهم، سکانس رسوبی کاملی نیست. این قسمت سکانس 147 متر ضخامت دارد و بخش فوقانی سازند پابده و بخش پایینی سازند آسماری را دربرمی‌گیرد. سن آن ائوسن فوقانی - الیگوسن زیرین است. دسته رخساره‌ای TST با مرز سکانسی نوع دو، سکانس رسوبی هشتم را می‌پوشاند. سطح پیش‌رونده و مرز سکانسی بر یکدیگر منطبق هستند. دسته رخساره‌ای TST ازنظر سنگ‌شناسی شامل تناوب آهک متوسط تا ضخیم‌لایه خاکستری روشن در تناوب با مارن‌های خاکستری رنگ متورق است (شکل 26 A). TST ازنظر رخساره شامل Bioturbated Bioclastic (planktonic foraminifera) pelloidal wackestone،Pelloidal wackestone  و Planktonic fossiliferous lime mudstone است. این دسته رخساره‌ای 16 متر ضخامت دارد و در رأس به سطح mfs (نمونة P138) می‌رسد. رخسارة این سطح، Phosphatic bioclast (globorotalid globigerinid) packstone است. دسته رخساره‌ای HST این سکانس به‌صورت پاراسکانس‌های آهک مارنی نودولار و آهک بیوکلاستیک رخنمون دارد. الگوی رسوب‌گذاری EHST به‌صورت تجمعی است (شکل 26 B). الگوی رسوب‌گذاری LHST به‌صورت پیش نشینی است (شکل 26 C). رخسارةLepidocyclinid bioclast packstone  در این سکانس که مرز ائوسن الیگوسن را مشخص می‌کند در این دسته رخساره‌ای قرار می‌گیرد. باتوجه‌به نبود Hantkenina و ظهور Lepidocyclinid، سن این سکانس الیگوسن (زیرین) است.

 

 

 

شکل 26- نمایی از پاراسکانس‌های بخش پایینی میانی و بالایی سکانس نهم. A- پاراسکانس‌های TST،B – پاراسکانس‌های EHST،
C- پاراسکانس‌های LHST، D- پاراسکانس‌های بخش پایینی سازند آسماری

 


محیط رسوبی نهشته‌های پالئوسن - الیگوسن مقطع تیپ سازند پابده:

محسنی و همکاران، محیط رسوبی سازند پابده را بر مبنای آثار فسیلی مطالعه کرده‌اند (محسنی 1382؛Mohseni et al. 2011). آنها معتقدند محیط رسوبی سازند پابده از رمپ بیرونی با رخسارة پلاژیک و توربیدایتی به‌تدریج به رمپ میانی تحول یافته است. میرزایی محمودآبادی و همکاران، چینه‌نگاری سکانسی و محیط رسوبی سازند پابده در منطقة آرجان (شیراز) را مطالعه کردند (Mirzaee Mahmoodabadi et al. 2010). براساس مطالعات پتروگرافی و مشاهدات صحرایی، آنها معتقدند سازند پابده در بخش عمیق دریا ته‌نشست کرده است.

باتوجه‌به نتایج بررسی‌های میکروسکوپی و برداشت‌های صحرایی و ارتباط عمودی رخساره‌ها، سازند پابده در بازة زمانی پالئوسن - الیگوسن زیرین در بخش عمیق حوضه رسوبی نهشته شده است. براساس این مطالعه، رخسارة پلاژیک، رخسارة اصلی سازند پابده است که از قاعده تا رأس آن رخنمون دارد؛ بنابراین، سازند پابده در بخش عمیق حوضه رسوبی ته‌نشست کرده است. رخساره‌های توربیدایتی و طوفانی در تناوب با رخساره‌های پلاژیک رخنمون دارند. شاید یک رمپ کربناتی با بخش انتهایی پرشیب منجر به حمل نهشته‌های توربیدایتی و طوفانی به بخش عمیق حوضه شده باشد؛ اما هنگامی با اطمینان‌خاطر در این خصوص نظر داده می‌شود که محیط رسوبی و رخساره‌های معادل‌های جانبی سازند پابده، سازند گورپی و سازند آسماری نیز بررسی شوند.

شکل 27، محیط رسوبی سازند پابده در منطقه مطالعه‌شده را به‌صورت نمادین نشان می‌دهد. همان‌طورکه در شکل 27 مشاهده می‌شود، سازند امیران به‌صورت یک لایة نازک چرت آرنایت در حد فاصل مارن‌های خاکستری سازند گورپی و مارن‌های ارغوانی سازند پابده رخنمون یافته است. زبانه‌ای از سازند تله زنگ به‌صورت یک فن زیردریایی در سازند پابده مشاهده می‌شود. رخساره‌های توربیدایتی مرتبط با سازند آسماری، فقط در بخش بالایی سازند پابده مشاهده می‌شود. این توربیدایت‌ها در تناوب با رخساره‌های پلاژیک رخنمون دارند. نهشته‌های طوفانی در بخش میانی و بالایی سازند پابده مشاهده می‌شوند.

 

 

 

 

شکل27- الگوی سه‌بعدی محیط رسوبی نهشته‌های پالئوسن - الیگوسن زیرین سازند پابده

 

نتیجه‌

براساس مطالعات میکروسکوپی و مشاهدات صحرایی، رخساره‌های سازند پابده در سه گروه پلاژیک، همی‌پلاژیک و توربیدایت کربناتی قرار می‌گیرند. تمام این رخساره‌ها در بخش‌های عمیق محیط رسوبی نهشته شده‌اند. برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، مشاهدات صحرایی و مطالعات چینه‌نگاری سکانسی، برش مدنظر دربردارندة 9 سکانس رسوبی است. سکانس‌های اول، دوم و بخشی از سکانس سوم (دسته رخساره‌ای FSST+LST) در بازة زمانی پالئوسن و دسته رخساره‌های TST، HST و FRWST سکانس‌های P3، P4، P5، P6، P7 و P8 در ائوسن و سکانس P9 در ائوسن فوقانی - الیگوسن زیرین نهشته شده‌اند. در مجموع، 9 سکانس مطالعه‌شده در مگا سکانس جهانی تجاس A[17] قرار می‌گیرند. سکانس‌های سازند پابده، سیکل‌های رده دوم TA2 (از پالئوسن پایانی) تا TA4 (الیگوسن زیرین) را دربرمی‌گیرند. در سیکل رده دوم TA2 ، سطح آب دریا (در تانسین پایانی و ایپرسین پایانی) دو افت داشته است. افت سطح آب در تانسین پایانی با رخسارة LST+FSST سکانس دوم انطباق‌پذیر است. افت سطح آب در ایپرسین پایانی با شروع دسته رخسارة FRWST سکانس سوم مقایسه می‌شود. در سیکل رده دوم TA3 (ائوسن میانی) نوسانات سطح آب دریا شدید نبوده است. در نهشته‌های ائوسن میانی سازند پابده نیز اثری از نوسانات شدید سطح آب دریا مشاهده نمی‌شود. در شروع و میانه TA4  ( در ائوسن پایانی و الیگوسن زیرین) سطح آب دریا دو افت نسبی داشته است؛ اما آثار این دو افت در سکانس‌های سازند پابده آشکار نیست. تمامی سکانس‌ها با مرز سکانسی نوع دو شروع می‌شوند. در بیشتر سکانس‌ها، به‌جز سکانس P3 و P4، مرز سکانسی نوع دو و سطح پیش‌رونده بر یکدیگر منطبق هستند. عمیق‌ترین mfs به سکانس P3 متعلق است. منحنی نوسانات سطح نسبی دریا در تمامی سکانس‌ها به‌جز سکانس P3، P8 و P9 با منحنی نوسانات جهانی سطح آب دریا (Haq 1991) برای بازة زمانی مدنظر انطباق خوبی دارد (شکل 28). بنابراین، ائوستازی عامل اصلی گسترش فضای رسوب‌گذاری و تغییرات سطح آب دریا (Vail et al. 1991) در محیط رسوبی مدنظر بوده است؛ اما در بازة زمانی که سکانس، P8 و P9 نهشته شده‌اند، تکتونیک نقش مؤثرتری داشته است.

 

 

شکل 28– نمایی از سکانس‌های رسوبی، منحنی تغییرات سطح آب دریا و رخساره‌های سازند پابده در برش نمونه

 

شکل 28– ادامه

 

شکل 28- ادامه

 

شکل 28- ادامه

 

شکل 28- ادامه

 

شکل 28- ادامه


[1] Maximum flooding surface

[2] Sequence Boundary

[3] Transgressive Surface

[4] New Exxon Model

[5] Sequence stratigraphy and depositional sequences

[6] Maximum flooding surface

[7] Forced regressive wedge system tract

[8] Aggradational patern

[9] Basal surface of forced regression

[10] Forced regressive wedge system tract

[11] Sub marine fan

[12] Proximal

[13] Medial

[14] Lowstand prograding wedge system tract

[15] Prograditional

[16] Retrogradational

[17] Tejas A

References
Adams C.G. and Bourgeois E. 1967. Asmari biostratigraphy, Geological and Exploration Iranian Oil Offshore Company. Report. 1074, Unpublished.

Ahifar A. and Amiri Bakhtiar H. 2015. Calcareous nannofossil biostratigraphy of Pabdeh Formation at Gurpi anticline. Iranian Journal of Geology 95: 107-120 (in Persian).

Alizadeh B. and Moradi M. 2007. Geochemical evaluation of Pabdeh Formation in oilfields of Zeloi and Ahwaz. Shahid Chamran University Journal of Science 17: 33-45 (in Persian).

Babazadeh A. Baharan S. Parvaneh Shirazi Nezhad M. and Bahrami M. 2010. Biostratigraphy of the Pabdeh Formation in Tang-e-Zanjiran section (southeast Shiraz) based on planktonic foraminifera, Stratigraphy and Sedimentology Researches 26: 145-158 (in Persian).

Behbahani R. Khodabakhsh S. Mohseni H. Atashmard Z. and Moghadasi A.A.R. 2008. Ichnofossils and ichnofacies of Pabdeh Formation in NW Ilam, west Iran. Journal of Science (University of Tehran) 34: 103-112 (in Persian).

Behbahani R. Khodabakhsh S. Mohseni H. Atashmard Z. and Moghadasi A.A.R. 2011. Evidences of tempestite and turbidite deposits in Pabdeh Formation, north and southwest of Zagros basin. Journal of Science (University of Tehran) 27: 73- 96 (in Persian).

Behzadnia M. 2010. Petrology and sedimentary environment of Amirn Formation, in type section (Amiran anticline- North of the town of Pol Dokhtar). MSc thesis, Islamic Azad University, Zahedan, 108 p (in Persian).

Berggren W. A. Kent D. V. Swisher C. C. and Aubrey M. P. 1995. A revised Cenozoic geochronology and chronostratigraphy. In: Berggren W. A. Kent D. V. Swisher C. C. III, Aubry M.–P. and Hardenbol J (Eds.), Geochronology, Time Scales and Global Stratigraphic Correlation: SEPM (Society for Sedimantary Geology) Special Publication, 129-212.

Catuneanu O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy: (first edition) Elsevier, Amsterdam, 375 p.

Catuneanu O. Abreu V. Bhattacharya J.P. Blum M.D. Dalrymple R.W. Eriksson P.G. Fielding C.R. Fisher W.L. Galloway W.E. Gibling M.R. Giles K.A. Holbrook J.M. Jordan R. Kendall C.G.St.C. Macurda B.O.J. Martinsealln A.D. Neal Mi.J.E. Nummedal D. Pomar L. Posamentier H.W. Pratt B.R. Sarg J.F. Shanley K.W. Steel R.J. Strasser A. Tucker M.E. and Winker C. 2009. Towards the standardization of sequence stratigraphy. Earth-Science Reviews 92: 1–33.

Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. AAPG Mem 1: 108-121.

Embry A.F. 1995. Sequence boundaries and sequence hierarchies: problems and proposals. In: Steel R.J. Johannesson Felt V.L. and Mathieu E.P.C. (Eds.), Sequence Stratigraphy on the Northwest European Margin, Norwegian Petroleum Society Special Publication, 5: 1–11.

Emery D. and Myers K.J. 1996. Sequence Stratigraphy. Blackwell Science, Oxford, 297 p.

Flügel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks, Analysis, Interpretation and application. Springer, Berlin, 976p.

Folk R.L. 1959. Practical petrographic classification of limestones, Am Assoc Pet Geol Bull, 43: 1–38.

Folk R.L. 1962. Spectral subdivision of limestone types. In: Ham W.L. (Eds.), Classification of carbonate rocks, American Association of Petroleum Geologists Memoir, 62–84.

Haq B.U. 1991. Sequence stratigraphy, sea level change and sign can for the deep sea. Sediment, 12: 3-39.

Helland-Hansen W. and Gjelberg J.G. 1994. Conceptual basis and variability in sequence stratigraphy: a different perspective. Sedimentary Geology, 92: 31–52.

Hunt D. and Tucker M.E. 1992. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base level fall. Sedimentary Geology, 81: 1–9.

Hunt D. and Tucker M.E. 1995. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base level fall-reply. Sedimentary Geology, 95: 147–160.

James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic Nomenclature of Iranian Oil Consortium Agreement Area. AAPG Bull, 49: 2182-2245.

Kendall C.G.St.C. and Schlager W. 1981. Carbonates and relative changes in sea level. Marine Geology, 44:181–212.

Khavari Khorassani M.P. Hadavi F. Ghasemi-Nejad E. and Mousavi-Harami R. 2014. Biostratigraphy and Paleoecological Study of Pabdeh Formation in Interior Fars, Zagros Basin, Iran. Open Journal of Geology 4: 571-581.

Kolla V. Posamentier H.W. and Eichenseer H. 1995. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base- level fall- discussion. Sedimentary Geology 95: 139-145.

Mancini E.A. and Tew B.H. 1997. Recognition of maximum flooding events in mixed siliciclastic-carbonate systems: Key to global chronostratigraphic correlation. Geology, 25: 351–354.

Mirzaee Mahmoodabadi R. Afghah M. and Saeedi S. 2010. High Resolution Sequence Stratigraphy and Depositional Environment of Pabdeh Formation in Dashte – Arjan Area (Shiraz, Fars, Zagros, Iran). World Academy of Science, Engineering and Technology 4(11): 782-786.

Mohseni H. and Al –Aasm I.S. 2004. Tempestite deposits on a storm – influenced carbonate ramp: an example from the Pabdeh Formation (Paleogene), Zagros Basin, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 27(2): 163-178.

Mohseni H. Behbahani R. Khodabakhsh S. and Atashmard Z. 2011. Depositional environments and trace fossil assemblages in the Pabdeh Formation (Paleogene), Zagros Basin, Iran. Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaontologie 262(1):59-77.

Motiei H. 1995. Petroleum geology of Zagros. Geol. Survey of Iran, 1009 p (in Persian).

Parandavar M. Mahanipur A. Aghanabati S. A. and Hosseini S. A. 2014. Calcareous Nannofossils Biostratigraphy of the Upper Part of Gurpi Formation- Lower Part of Pabdeh Formation (Purple shale) at the North-East of Gurpi Anticline. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 89: 187-198 (in Persian).

Plint A.G. and Nummedal D. 2000. The falling stage systems tract: recognition and importance in sequence stratigraphic analysis. Geological Society, London, Special Publications, 172:1–17.

Posamentier H.W. Allen G.P. James D.P. and Tesson M. 1992. Forced regressions in a sequence stratigraphic framework: concepts, examples, and exploration signifi- cance. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 76: 1687–1709.

Sadeghi A. and Hadavandkhani N. 2010. Biostratigraphy of Pabdeh Formation in Emamzadeh Soltan Ebrahim section, northwest of Izeh city in Khuzestan province, southern Iran. Iranian Journal of Geology, 15: 81-98 (in Persian).

Salsani A. 2012. Biostratigraphy and paleoecological foraminiferal regarding its relationship
 with Phosphate- bearing bed Pabdeh Formation of the Lar Mountain (North of Gachsaran). MSc thesis, Kharazmi University, Tehran (in Persian).

Tabatabaei H. Motamed A. Soleimani B. and Kamali M. 2012. Chemical Variation during Pabdeh Formation Deposition, Zagros Basin: Gurpi-Pabdeh-Asmari Boundaries determination and Paleoenvironmental Condition. Journal of Geology & Geosciences, 1:1-8.

Vail P.R. Audemard F. Bowman S.A. Eisner P.N. Perez-Cruz C. 1991. The stratigraphic signatures of tectonics, eustasy and sedimentology - an overview. In: Einsele G. Ricken W. and Seilacher A (Eds.), Cycles and Events in Stratigraphy, InSpringer-Verlag, Berlin Heidelberg, 617–659

Van Wagoner J.C. Posamentier H.W. Mitchum R.M. Vail P.R. Sarg J.F. Loutit T. Hardenbol J. 1988. An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. In: Wilgus C.K. Hastings B.S. Kendall C.G.St.C. Posamentier H.W. Ross C.A. Van Wagoner J.C. (Eds.), Sea-level changes: an integrated approach: SEPM, Special Publication, 39–45.

Statistics
Article View: 3,885
PDF Download: 1,980


Journal management system. designed by sinaweb