Related Links
News
Statistics
| Number of Journals | 44 |
| Number of Issues | 1,877 |
| Number of Articles | 15,278 |
| Article View | 43,731,779 |
| PDF Download | 17,564,045 |
Investigation of the Baba Habib and Sultan anticlines in the Lurestan sub-basin using biostratigraphy and lithostratigraphy to determine the nature of the Pyrenees Orogeny in the Zagros Basin | ||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||
| Article 2, Volume 41, Issue 1 - Serial Number 98, April 2025, Pages 1-20 PDF (2.93 M) | ||
| Document Type: Research Paper | ||
| DOI: 10.22108/jssr.2024.141801.1290 | ||
| Authors | ||
| Mohammadreza Nuraeinezhad1; Mohammadhossein Adabi* 2; Abbas Sadeghi2 | ||
| 1Ph.D. student, Department of Petroleum and Sedimentary Basins, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran | ||
| 2Professor, Department of Petroleum and Sedimentary Basins, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran | ||
| Abstract | ||
| Abstract This investigation aims to examine the available unconformity of the Late Alpine orogenic phases in the Lurestan sub-basin, with particular emphasis on the Baba Habib and Sultan anticlines. The disconformity occurs at the boundary between the Shahbazan and Asmari formations. Biostratigraphic examinations indicate that the Shahbazan Formation belonged to the middle to late Eocene, while the Asmari Formation is dated to the early Miocene. The investigated sections indicate prevalent marine deposits from the Late Eocene. According to research, the Late Alpine Orogenic phases had an exposure on this area of the Arabian Plate during the Late Eocene, as evidenced by the development of microkarst. Based on the amount of precipitation, the study area was located in a hot and humid climate zone. Keywords: Tethys, Pyrenees, Shahbazan, Asmari, Palaeomicrokarst, Lurestan, Zagros Introduction During the Mesozoic and Cenozoic periods, the Eurasian and Gondwanan continents collided to form the Alpine-Himalaya Mountain range, which includes Iran in its central region. An important ocean called Tethys, which James and Wynd (1965) initially discovered in the Cenozoic strata of the Zagros was present at the location of the main Zagros thrust line (Piryaei and Davies 2024). The discontinuous boundary between the Asmari and Shahbazan formations can be established using karst events as indicators. This research attempts to identify and characterize the preserved discontinuity within the microkarsts development by using classified microkarren shapes. Material & Methods Based on previous research by Adams and Bourgeois (1967), Laursen et al. (2009), Van Buchem et al. (2010) and Boudagher-Fadel (2013), this study aims to identify the genera and fossil species of the Asmari Formation by sampling two sections. Two studies, one by Hottinger (2015) and the other by Sirel (2007), used the Shahbazan Formation to determine the taxa and species of fossils; the other, by Van Buchem et al. (2010) and Laursen et al. (2009), determined the biozones of the Asmari Formation and represent biological zonation. Bourgeois and Adams's (1967) study has led to the biozonation of the Shahbazan Formation. Hottinger (2015) and Sirel (2007) studied fossils from the Shahbazan Formation, while Van Buchem et al. (2010) and Laursen et al. (2009) examined the biozones within the Asmari Formation. Additionally, Bourgeois and Adams (1967) contributed to the biozonation of the Shahbazan Formation. In order to find evidence of a discontinuity in the end-Alpine Orogenic phases at the boundary of the Shahbazan-Asmari formations, the Babahabib and Sultan anticlines in the Lorestan area were examined. Discussion of Results and & Conclusions Based on variations in the thickness, color, lithology, and sedimentary geometry of the strata, the carbonate succession in these areas found in the Asmari and Shahbazan formations can be divided into eight lithostratigraphic units in the Sultan section and seven units in the Baba Habib section. According to lithostratigraphy, these formations are classified as marine carbonate strata in this study. The presence of benthic foraminifera has allowed researchers to determine the age of sediments. In the biostratigraphic study, two biozones for the Shahbazan Formation were identified. An area with barren index fossils is determined. It is concluded that the Shahbazan Formation is between the Lucene and Priabonine periods of the Middle to Late Eocene based on the fossil accumulations that have been found. Biostratigraphic studies of benthic foraminifera in the Miocene (Aquitanian–Burdigalian) period indicate that the Asmari Formation was deposited in this region. Two different biozones were identified within the Asmari Formation in the study area which does not contain any elements of the Rupelian–Chattian or the Eocene age. A paraconformity between the Shahbazan and the Asmari deposits are located within these sections. Evidence of discontinuity, such as limestone conglomerate fragments between the Asmari-Shahbazan contact, and the extinction and subsequent appearance of particular foraminifera microfossil species are observed in this study along the boundary between the two formations. Additionally, palaeomicrokarst phenomena as result of sea level fall in the upper part of the Shahbazan Formation are also observed. The upper section of the Shahbazan Formation is marked by discontinuities observed in the fifth unit of the Babahabib transect and the seventh unit of the Sultan anticline. During the Eocene period, as the seas began to form, these discontinuities were revealed due to erosion and the creation of subaerial outcrops. The karst phenomena seen in this research originate from the interaction of tectonic activity and the dissolving of limestone deposits by meteoric fluids with particular acidity. The temperature significantly influences the evolution of karst formations. Tectonic forces during the late Alpine Orogeny caused the compressive force necessary for the uplift and displacement of strata, eventually leading to the closure of the Neotethys. The investigation of the Eocene deposits demonstrates that tectonics and climatic cycles significantly influence the transgressions and regressions of the sea level within the sedimentary basins. Structural and field evidence, particularly the occurrence of ancient red soils like bauxite and laterite, indicate that Eocene deposits formed under oxidizing conditions characteristic of continental and humid environments. This implies the disconformity surface between the Shahbazan and Asmari formations. It contains remnants of several microkarsts evidence for the hot and humid climatic conditions prevalent throughout the Eocene–Oligocene epoch. | ||
| Keywords | ||
| Tethys; Pyrenees; Shahbazan; Asmari; Palaeomicrokarst; Lurestan; Zagros | ||
| Full Text | ||
|
مقدمه سرزمین ایران در بخش میانی کوهزائی آلپ– هیمالیا قرار دارد و ماحصل فصل مشترک دو قارۀ اورازیا و گندوانا در طی مزوزوئیک و سنوزوئیک است و در محل خط تراستی اصلی زاگرس، اقیانوس گستردهای به نام تتیس (Tethys) وجود داشته است، بهطوریکه زاگرس و خلیجفارس جزء حاشیۀ شمال شرقی قارۀ گندوانا (صفحه آفریقایی- عربی) و عمدۀ سرزمین ایران در حدفاصل دو بزرگقاره (قارۀ گندوانا و اورازیا) قرار داشته است (Amiri Bakhtiar & Norainejad 2022). براساس ویژگیهای ساختاری و رسوبگذاری، حوضۀ لرستان به سه بخش شمالی، مرکزی و جنوبی تقسیم میشود. در این سبک ساختاری، سازند آسماری در لرستان مرکزی و شمالی (گسترش حوضۀ امیران) بر سازند شهبازان و در لرستان جنوبی بر سازند پابده قرار میگیرد (Amiri Bakhtiar & Norainejad 2022). در زیرحوضۀ لرستان یک تقسیمبندی زیربخش سنگ چینهای متفاوت و به سن ائوسن شناسایی شده است (James and Wynd 1965) که در آن توالی قرمز (شیلها و کنگلومراها) سازند کشکان کربناتهای سازند تلهزنگ ائوسن زیرین را از کربناتهای سازند شهبازان ائوسن بالایی آنها جدا میکند (Nikfard 2023). بحث ناهمزمانی (diachroneity) را برای اولین بار جیمز و وایند در سنگهای سنوزوییک زاگرس شناسایی کردهاند (Piryaei and Davies 2024). در بررسیهای انجامشده بر سازند آسماری از سوی محققان مختلف، این سازند بهدلیل وجود یک هیاتوس از توالی رسوبی قدیمیتر خود در لرستان جدا میشود (Ehrenberg et al. 2007; Homke et al. 2009; Van Buchem et al. 2010; Pirouz et al. 2015). در بررسیهای انجامشده ازطریق پیریایی و دیویس، یک ناپیوستگی کاملاً مشخص در مرز بالای سازند جهرم و شهبازان مشاهده میشود که بررسیهای انجامشده در استان فارس، در بخشهایی از استان فارس و سواحل جنوبی در خلیجفارس، مرز بالایی سازند جهرم تا زمان بوردیگالیان در معرض رخنمون باقی مانده است (Piryaei and Davies 2024). ناهمزمانی قوی قاعدۀ سازند آسماری و رأس سازند شهبازان بسته به موقعیت توالی کربناته حاشیهای متفاوت بوده و بسیار پیشرفته در دو طرف حوضۀ پابده از پالئوژن تا میوسن زیرین گسترده است ((Van Buchem et al. 2010, Ala and Sorkhabi 2024). این ناپیوستگی در مطالعۀ سعدونی و پرندآور نیز تأیید شده است (Parandavar and Sadouni, 2021). سازند آسماری دارای سن متفاوت بوده است، بهطوری که از ناحیۀ فارس بهسمت ناحیۀ لرستان، سن قاعدۀ این سازند جوانتر میشود (Amiri Bakhtiar & Norainejad 2022; Piryaei and Davies, 2024). در بررسیهای انجامشده در محور عمود بر روند حوضۀ زاگرس از شمال شرق تا جنوب غرب، دارای تغییرات زیادی در روند ساختاری شکل گرفته است (Verges et al. 2024). رخدادهای دو فاز کوهزایی سیمرین و آلپی سبب تغییرات زیادی در حوضۀ رسوبی و پیچیدگی ساختاری فراوان در این بخش شده است. انحلال یکی از فرایندهای دیاژنزی است که باعث تحلیل دانهها و حذف بخشهای ناپایدار اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی میشود و تخلخل موجود در سنگ را افزایش میدهد (Tucker 2001; Flugel 2010). بیشتر سنگهای آهکی بر اثر عبور سیالات درون منفذی تحت اشباع نسبتبه فاز کربنات موجود، انحلال را تحمل کردهاند (Tucker 1991). واژۀ کارست به مناطقی (عمدتاً مناطق آهکی) اطلاق میشود که در آنها آبهای زیرزمینی باعث توسعۀ شکافها در سنگهای کربناته شده و درنتیجه یک سیستم زهکشی زیرسطحی را ایجاد کرده است (Ford and Williams 2007). پدیدههای کارستی از شواهد گویاییاند که به شناسایی مرز ناپیوستۀ آسماری -شهبازان کمک میکنند. در این مقاله تلاش میشود با استفاده از ریختهای ریزکارِن (microkarren) که در گروه ریزکارستها (microkarsts) دستهبندی میشوند، مرز ناپیوستگی در این سازند شناسایی و تعیین شود. فرایند انحلال در توالی کربناته با توجه به شرایط محیط دیاژنزی در محیطهای دیاژنزی نزدیک به سطح، محیطهای متئوریکی، زون مخلوط، محیطهای دیاژنزی تدفینی و همچنین هنگام بالاآمدگی سنگهای کربناته و در اثر عملکرد فرایندهای دیاژنز متئوریک، انحلال، کارستیشدن و تخلخل ثانویه در این بخش ایجاد میشود (Tucker and Wright 1990; Alonso-Zarza and Tanner 2009). در این پژوهش برای دستیابی تعیین دقیق مرز بین دو سازند آسماری و شهبازان، توالی آنها از جنبۀ سنگ چینهنگاری، زیست چینهنگاری در برشهای سلطان و باباحبیب مطالعه شده است. هدف این تحقیق، مطالعۀ شواهد ناپیوستگی دیرینۀ سازند شهبازان در برشهای مطالعهشده است که در شناخت تکامل پهنۀ لرستان و همچنین درک بهتر عوامل اکولوژی مؤثر در پراکندگی جغرافیایی ریزفسیلهای سازند شهبازان مفید است. مطالعات انجامشده بر کربناتها در برش باباحبیب و سلطان تحت تأثیر فرایندهای دیاژنز جوی قرار گرفتهاند. شواهد این ناپیوستگی و تأثیر فرایندهای جوی در توالی مطالعهشده، شامل کارستیشدن و انحلالهای گسترده بر نهشتههای سازند شهبازان ملاحظهشدنی است. ناپیوستگی بین سازندهای شهبازان و آسماری در ادامۀ برخورد صفحۀ اوراسیا، صفحۀ عربی و افت جهانی سطح آب دریا بررسی میشود که از کرتاسه آغاز شده است (Haq et al. 1987). موقعیت جغرافیایی و زمینشناسی منطقه حوضۀ زاگرس با مسافتی حدود 2000 کیلومتر از ترکیه تا جزیرۀ هرمز را به خود اختصاص داده است، تحت تأثیر چندین فاز برخوردی بین پلیت عربی و پلیت ایران در زمان انتهای کرتاسه تا نئوژن قرار گرفته و کمربند کوهزایی تراستی و چینخوردۀ زاگرس امروزی را سبب شده است کمربند چینخورده- راندگی زاگرس شامل یک توالی از پوشش رسوبی به ضخامت 7 تا 12 کیلومتر با ترکیبی از لایههای مقاوم و نامقاوم است که از اوایل نئوپروتروزوییک تا فانروزوییک روی پیسنگ بلورین زاگرس نهشته شدهاند (Alavi 2007) این کمربند بر پایۀ ویژگیهای سنگشناسی و رخسارهای و نیز سبک ساختاری با گسلهای بزرگمقیاسی ازجمله راندگی اصلی زاگرس، گسل زاگرس مرتفع و گسل پیشانی کوهستان در راستای موازی با خط درز زاگرس توسط بسیاری از پژوهشگران، به پهنههای مختلفی تقسیم شده است (Falcon 1969; Berberian 1995; Alavi 2007). در طی ائوسن، گسترش حوضۀ پیش گودال کاهش یافته و با پلتفرم جایگزین شده است. نوسانات سطح آب دریا در حوضۀ زاگرس، به تشکیل رخسارههای متنوع در حوضههای لرستان منجر شده است. ازجمله رسوبات تشکیلدهندۀ این حوضه در سنوزوئیک، به سازند شهبازان اشاره میشود که پس از فاز کوهزایی لارامید بهصورت محلی در یک حوضۀ رسوبی پیش بوم نهشته شد که در بخشهای وسیعی از گسترۀ لرستان، بهویژه در نواحی جنوب غربی آن رخنمون دارند. در زاگرس، باقیماندۀ نئوتتیس (Neo-Tethys) بهطور کلی در زمان الیگوسن- میوسن بسته شد. پسروی سطح دریا در الیگوسن سبب از بین رفتن بخشی از رسوبات ائوسن و عدم رسوبگذاری در چندین ناحیه از زاگرس شده است. این زمان معادل بازشدگی دریای سرخ است و با تغییر شکل شدید در طول ساختار ایرانی– عربی، که تراستیشدن زاگرس نامیده میشود، همزمان است (Amiri Bakhtiar & Norainejad 2022). رسوبات الیگوسن– میوسن پیشین زاگرس، حتى در نواحى سکویى، کربناتیهاى کمعمق (سازند آسمارى) است که بهوسیلۀ بازگشت دوبارة دریا و پوشیدهشدن نواحى سکویى نهشته شده است. همزمان با گسترش توالی دریایی، پیشروی دریا در زاگرس مجدداً انجام شد و رسوبگذاری سنگآهکهای آسماری به سن الیگوسن از نتایج این پیشروی است. منحنی جهانی سطح آب دریاها، یک پایینافتادگی اصلی سطح آب دریا را در طی الیگوسن پیشین و پسین نشان میدهد. در الیگوسن پیشین و میانی با افت نسبی سطح آب دریاها، بخشهایی از سکو کربناتی موجود از آب خارج شد، درنتیجه کربناتیهای ائوسن دچار انحلال و فرسودگی شدند (Amiri Bakhtiar & Norainejad 2022) (شکل 2). برای دستیابی به اهداف این مطالعه، دو برش سلطان و باباحبیب به فاصلۀ 5 کیلومتر از یکدیگر در ناحیۀ لرستان انتخاب شده است. تاقدیس سلطان در جنوب غرب ایران به فاصلۀ 9/63 کیلومتری جنوب غرب خرمآباد و 25 کیلومتری شهر معمولان و در عرض جغرافیایی ´´25 ´33º 13 و طول جغرافیایی ´´33 ´47º 44 واقع است. برش مطالعهشده در مجاورت جادۀ پلدختر معمولان واقع شده است. تاقدیس باباحبیب در جنوب غرب ایران به فاصلۀ 5/70 کیلومتری جنوب غرب خرمآباد و 30 کیلومتری شهر معمولان و در عرض جغرافیایی ´´93 ´33º 10 و طول جغرافیایی ´´15 ´47º 40 واقع است. برش مطالعهشده در مجاورت جادۀ پلدختر – کوهدشت در سه کیلومتری امامزاده باباحبیب واقع شده است. دو تاقدیس باباحبیب و سلطان با روند شمال غرب جنوب شرق بوده است که در بین تاقدیسهای سرکان در شمال، مالهکوه در جنوب، پاسان در غرب و ریت در شرق قرار دارد. رخنمونهای سطحی آن در هسته، سازندهای کرتاسه (سورگاه و جوانتر) و در یالها به توالی سازند گچساران ختم میشود. در تاقدیسهای مطالعهشده، مرز زیرین سازند شهبازان با سازند کشکان بهصورت قاطع (Sharp) و مرز بالایی و با سازند آسماری بهصورت ناپیوسته است. همچنین مرز بالایی سازند آسماری با سازند گچساران قاطع است )شکل1 (C. شکل 1- A: شکل: زونهای مختلف شمال شرق صفحۀ عربی ((Alavi 2007؛ B: زیرمجموعههای تکتونواستراتیگرافی کمربند کوهزایی زاگرس (ساختارها براساس مطالعات قبلی مانند (Sherkati and Letouzey 2004). مستطیل قرمز محدودۀ مطالعهشدۀ کنونی در ناحیۀ لرستان را نشان میدهد؛ C: موقعیت برشهای رخنمون در طاقدیسهای سلطان (S)، بابا حبیب (B)، با ستاره مشخص شده است (برگرفتهشده از گزارشهای داخلی شرکت ملی نفت ایران، منتشرنشده)؛ D: نقشۀ راههای دسترسی به برشهای مطالعهشده. محل برشها با ستاره مشخص شده است. Fig 1- A: Different zones in the northeast of the Arabian plate (Alavi 2007), B: tectonostratigraphy subsets of the Zagros orogenic belt (structures based on previous studies such as Sherkati and Letouzey 2004). The red rectangle shows the study area in Lorestan region. C: The location of the outcrops in of Satan (S), Baba Habib (B) anticline, is marked with an asterisk (taken from the internal reports of the National Iranian Oil Company, unpublished), D: Map of access roads to the studies sections are marked with an asterisk. شکل2- چینهنگاری سنوزوئیک حوضۀ زاگرس (با تغییرات برگرفته از James and Wynd 1965) Fig 2- Cenozoic stratigraphy of the Zagros Basin (with changes taken from James and Wynd 1965) روش پژوهش برای دستیابی به اهداف این مطالعه، دو برش انتخابی، نمونهبرداری شده است، نمونهبرداری از برشهای چندگانه، از فواصل 5/0 تا 2 متری، بسته به شرایط سنگشناسی و خواص دیگر چینهشناسی در هر برش بهصورت جداگانه انجام شد. در این پژوهش بهمنظور مطالعات دیرینهشناسی و تعیین بیوزوناسیون، تعداد 380 مقطع نازک تهیه و مطالعه شد. برشهای انتخابشده با ژاکوب متراژ شدند و ستون چینهشناسی مربوط به آن با مقیاس 1000/1 ترسیم شد. بهمنظور انجام این پژوهش، برای شناسایی جنس و گونههای فسیلی سازند آسماری از مطالعات انجامشده بهوسیلۀ (Adams and Bourgeois 1967; Laursen et al. 2009; Van Buchem et al. 2010; Boudagher - Fadel Boudagher 2008- 2013) استفاده شده است. برای شناسایی جنس و گونههای فسیلی سازند شهبازان از مطالعات انجامشده ازطریق (Sirel 2015; Hottinger 2007) استفاده شده است و برای زونبندی زیستی و تشخیص بایوزونهای سازند آسماری از مطالعات انجامشدۀ (Van Buchem et al. 2010; Laursen et al. 2009) استفاده شده است. همچنین بیوزوناسیون سازند شهبازان براساس مطالعات آدامز و بورژوا (Adams and Bourgeois 1967) انجام شده است. بحث سنگ چینهنگاری در بررسیهای زمینشناسی صحرایی سازند آسماری در تاقدیس سلطان، بهطور همشیب و فرسایشی بر سازند شهبازان، همچنین بهطور همشیب توسط سازند گچساران پوشیده میشود. بهدلیل دولومیتیبودن، مقالات محدودی دربارۀ سازند شهبازان در حوضۀ لرستان وجود دارد و بیشتر راجع به دیاژنز و ویژگیهای رسوبشناسی این سازند است که به مطالعۀ پتروگرافی و ژئوشیمی نهشتههای کربناتۀ سازند شهبازان و مشخصشدن ترکیب سیالات دولومیتساز (Adabi 2009) اشاره میشود. در بررسیهای سنگچینهای، لیتولوژی غالب آن، شامل دولومیت، دلومیت آهکی، آهک دولومیتی و آهک مارنی نازک تا ضخیملایه به رنگ کرم روشن تا خاکستری است. سازندهای آسماری و شهبازان در این برشها شامل توالی کربناته است که بر مبنای تغییر در ضخامت و هندسۀ رسوبی لایهها، رنگ و سنگشناسی در برش سلطان به 8 واحد و در برش بابا حبیب به 7 تقسیم میشود. واحد هفتم در برش سلطان و واحد پنجم در برش باباحبیب شامل یک لایه سنگآهک قلوهای دارای فسیلی شاخص (رأس این واحد منطبق بر آخرین حضور نومولیتهای ائوسن) هستند. همچنین آثار میکروکارستها در آن مشاهدهشدنی و بر این واحد توالی ضخیم سازند آسماری قرار گرفته است، ضخامت این واحد در برش سلطان حدود 13 متر و در برش باباحبیب حدود 12 است (شکل 3). زیست چینهنگاری یکی از مشخصات اصلی سنگ چینهای سازند شهبازان، گسترش دلومیتهاست. براساس مطالعات، مقاطع نازک سازند شهبازان در برشهای مطالعهشدۀ توالی قاعدهای این سازند عمدتاً از دولومیتهای اولیه تشکیل شده است که حاوی توالی فاقد فسیلاند و بخشهایی که تحت تأثیر دیاژنز قرار نگرفتهاند، دارای فرامینیفرهای خانوادۀ میلیولیده است که این توالی معادل یک تجمع در نظر گرفته میشود. شایان ذکر است این تجمع در قاعدۀ برشهای سلطان و باباحبیب گسترش دارد (شکل4 و 5). بهطور کلی مجموعۀ میکروفسیلهای سازند شهبازان در برش نمونه، در قالب بیوزونهای 51 و 53 Wynd (1965) و با نامهای Nummulites-Alveolina assemblage zone, Chapmanina - Pellatispira - Baculogypsinoides assemblage zone معرفی شده است که سن این بیوزونها ائوسن میانی- پسین است. درمجموع 2 بیوزن برای سازند شهبازان شناسایی شد. این محدوه بهدلیل جایگاه چینهشناسی سن ائوسن میانی- بالایی و گاهی پریابونین برای آن در نظر گرفته میشود. Nummulites spp. - Discocyclina spp. assemblage zone (Adams and Bourgeois 1967) این زون تجمعی با پیدایش و تجمع نومولیتسهای کوچک .Nummulites spp و .Discocyclina sp مشخص میشود. از فرامینیفرهای شناساییشده در این بیورون: Nummulites sp., Discocyclina sp., Operculina sp., Halkyardia minima, Reussella sp., Rotalia sp., Neorotalia sp., Genus 2 sp.,1., Globigerina spp., Peneroplis sp., Miliolidea این زون تجمعی در قسمت بالایی سازند شهبازان در برشهای باباحبیب و سلطان گسترش دارد؛ بنابراین سن ائوسن پسین را برای آن منظور کردهاند. سن سازند شهبازان براساس تجمعات فسیلی شناساییشده، ائوسن میانی (لوتسین) تا ائوسن پسین (پریابونین) است. زون مبهم Indeterminate zone فسیلهای موجود در این پهنه بسیار محدود است، عمدتاً متشکل از روزنداران با پوستۀ پورسلانز و میلیولیدهال شناساییناپذیر و به زون مبهم معروف است. شکل 3- A: دورنمای از تاقدیس سلطان؛ B: دورنمایی از برش تاقدیس باباحبیب، دورنمایی از آهکهای قلوهای در تاقدیسهای سلطان (C) و باباحبیب (D) Fig 3- A: A view of the Sultan anticline in the section of the Sultan anticline, B: A view of the Bab Habib anticline, a view of the calcareous limestones in the Sultan (C) and Baba Habib (D) anticlines این توالی ازنظر تنوع بسیار فقیر از اجزای زیستی بر نهشتههای ائوسن سازند شهبازان در برشهای باباحبیب و سلطان قرار گرفته است و فاقد فسیل شاخص است. موقعیت چینهای آن براساس مطالعات لارسن در سال 2009 و نیکفرد و همکاران 2020 حدفاصل انقراض جنس و گونههای مختلف آرکیاس (Archaias spp.) و آغاز Borelis melo curdica و B. melo melo در نظر گرفته شده است. این بیوزون مشتمل بر فرامینیفرها بنتیک زیر است: Dendritina rangi, Triloculina sp., miliola sp., Austrotrillina sp., Peneroplis evulotus, Meandropsina iranica. مشخصۀ این توالی، کاهش مجموعۀ فسیلی است. با توجه به اینکه این پهنه بر مبنای جایگاه چینهشناسی معرفی شده و فاقد فسیل شاخص سنی است، این بیوزون سن آکیتانین دارد. یکی از مشخصات بارز این بیوزون در برشهای مطالعهشده، گسترش گونۀ میکروکودیم است که در ادامه شرح داده شده است (شکل4). این زون زیستی معادل بر زون زیستی Dendritina rangi Partial Range Zone ارائهشده از سوی نیکفرد و همکاران (Nikfard et al. 2020) است. زون تجمعی Borelis melo curdica- Borelis melo melo assemblage zone : این زیستزون مربوط به قسمت انتهایی سازند آسماری است. شروع این زیستزون بر مبنای ظهور Borelis spp. است و تا انتهای سازند آسماری ادامه دارد (شکل5) بیوزون مزبور در فروافتادگی دزفول، زون ایذه و ناحیۀ لرستان بهطور کامل گسترش دارد. تجمع زیستی فوق معادل زون زیستی Borelis melo curdica- Borelis melo melo assemblage zone ون بوخم و همکاران (Van Buchem et al. 2010) است. این زون زیستی معادل زون زیستی Borelis melo Taxon Range Zone است که نیکفرد و همکاران (Nikfard et al. 2020) ارائه کردهاند. زون زیستی SBZ25 (B. melo curdica-Miogypsina) کائوزاک و پوئیگنانت (Cahuzac and Poignant 1997) و متعلق به اشکوب بوردیگالین است. در برشهای سلطان و باباحبیب، این بیوزن کاملاً مشخص و دارای ضخامت آن در تاقدیس سلطان 41 متر و در تاقدیس باباحبیب 32 متر است (شکل 6 و 7). شکل4- تصاویر میکروسکوپی خانوادۀ Miliolids بیوزون یک در برش سلطان به ترتیب از سمت چپ S: 220، شمارۀ نمونه S:222 Fig 4- Microscopic images of the Miliolids family of biozone one in the studied sections, sample number S: 220, 222 شکل5- تصاویر میکروسکوپی گونۀ Borelis melo curdicaدر برش استواییA : تاقدیس سلطان، S: 265 نمونه؛ B: تقدیس باباحبیب، نمونه B:222 Fig 5- Microscopic images of Borelis melo curdica species in equatorial section. A: Sultan Anticline, sample s:265, B: Babahabib anticline, sample B:222 شکل6- ستون چینهشناسی و چینهنگاری زیستی سازند آسماری و شهبازان در برش سلطان Fig 6- Stratigraphic column and biostratigraphy of the Asmari and Shahbazan formations in the Sultan section شکل 7- ستون چینهشناسی و چینهنگاری زیستی سازند آسماری و شهبازان در برش باباحبیب Fig 7- Stratigraphic column and biostratigraphy of Asmari and Shahbazan formations in Baba Habib section ناپیوستگی فرسایشی در مرز سازند شهبازان-آسماری آب و هوا کنترلکنندۀ اصلی فرایندهای دیاژنزیاند. بهطور معمول سطوح کارستی سطحی گسترده در اقلیمهای مرطوب توسعه مییابند که خاکهای ضخیم و غنی از مواد آلی با پوشش گیاهی گسترده دارند. در مقابل، در اقلیمهای نیمهخشک، بهخصوص مناطق تحت بارشهای زمستانی و تابستانهای خشک و طولانی، خاکهای آهکی (کالکریتها) تشکیل میشوند. سنگهای آهکی اقلیمهای خشک، با نبود بارندگی در طول سال (بهاستثنای طوفانهای پیشبینیناپذیر)، بهدلیل وجودنداشتن سیال، تحت تأثیر فرایند دیاژنز قرار ندارند؛ بنابراین در محیطهای سطحی در کربناتها، عضو نهایی شامل (1) رخسارۀ کارست سطحی و (2) رخسارههای کالکریت است (Flugel 2010) . اشکال کارستی و تکامل تدریجی آنها، نتیجۀ مستقیم عمل انحلال آب در محیطهای انحلالپذیر کربناته است (Milankovitch 1941). در توسعۀ کارست، عوامل مختلفی نقش دارند که عموماً بهصورت تلفیقی عمل میکنند. به نظر (Ford and Williams 2007) عواملی که در توسعۀ کارست تأثیر دارند، عبارتاند از: میزان بارندگی، دما، میزان گاز دیاکسیدکربن، شرایط زمینساختی، ضخامت سنگهای حلشدنی، ویژگیهای سنگشناسی و چینهشناسی و زمین ریخت شناسی منطقه. فرایند کارستیشدن ممکن است بر انواع مختلف کربنات، ازجمله پلافرمهای کربنات، ریفها، رمپهای کربنات و کربناتهای پلاژیک دریایی تأثیر بگذارد. ساختارهای پالئوکارست در تشخیص و شناسایی ناپیوستگیها، توالی رخنمون یافته و نبودهای چینهنگاری (Mussman et al. 1988; Haas 1994; Turgeon and Lundberg 2001)، تطابق واحدهای چینهنگاری مرتبط(Charcosset et al. 2000)، ارزیابی نوسانات سطح دریا (Satterley and Brandner 1994) شناسایی و تفکیک آب و هوای دیرینه کمک شایانی میکنند. کارستهای دیرینه، یک شاخص دیرینهشناسی رسوبی، دارای توسعۀ محلی یا بین منطقهایاند (مطالعات موردی در James and Choquette 1988). پالئوکارست رسوبی معمولاً با چرخۀ پلتفرم کربنات در مقیاس متر همراه است. کارستهای دیرینۀ محلی بهدلیل رخنمون محلی بخشهایی از یک پلتفرم (برای مثال لبههای پلتفرم (Platform rims)) بهدلیل گسل همزمان با رسوبگذاری یا پایینرفتن محلی در سطح دریا، در معرض رخنمون قرار میگیرند و توسعه مییابد. پالئوکارستهای منطقهای مربوط به رویدادهای مهم یواستاتیک-تکتونیکی است. میکروکارست ناشی از انحلال آبهای جوی سنگ غنی از CO2، سطوح تیز برش و بهشدت صیقلیشده را نشان میدهند. میکروکارستها دارای یک میکرورلیف (Microrelief) با حفرههای در اندازۀ میلیمتر تا سانتی مترند. کارست دیرینه دارای ساختارهای میکروکارست، حفرههای کارستی انحلالی و درزه در سنگآهک دریایی زیرین است و سطوح دارای شبکهای از حفرههای متخلل، از رسوبات مختلف پر شده است. کارستهای دیرینه، برای شناسایی و درک ویژگیها و ساختارهای سطوح رخنمونیافته استفاده میشوند (بهطور خاص خاکهای دیرینه از فاز مرطوب و نیمهخشک) و به ارائۀ یک شاخص عالی از شرایط محیطی دیرینه کمک میکنند (Jimenez de Cisneros et al. 1993; Wright 1988). بسیاری از پلتفرمهای کربناتۀ رخنمونیافته، قبل از پیشروی مجدد سطح آب دریا، ساختارهای خاصی مانند انواع سیمان شاخص محیط وادوز جوی، ساختارهای پدوژنیک و پالئوکارست را نشان میدهند. پالئوکارستهای دارای ساختارهای میکروکارست، حفرههای انحلالی کارستی و درزهها در سنگآهک دریایی، شناسایی میشوند. محیط تشکیل پالئوکارست با مراحل فرسایشی و ناپیوستگیهای اصلی مرتبط است (James and Jones 2016). مرز بالایی سازند شهبازان با سازند آسماری از نوع ناپیوسته بوده و تشخیص مرز، براساس دادههای فسیلی انجام شده است. انقراض گونههایی مانندNummulites striatus, N. fabiani, N. sp., N.globulus., و ظهور گونههایی همچون: Peneroplis evolotus. P. sp., P. thomasi, Elphidium sp., Austrotrillina asmariensis, A. sp., A. howchini, Penarchaias glynnjonesi نشانۀ وجود مرز ناپیوسته بین سازند شهبازان و آسماری است. با پیشروی دریا و نهشتهشدن توالی سازند آسماری با سن میوسن در ناحیۀ لرستان، روند دیاژنز-ائوژنز بهصورت تدریجی (پیشروی دریا بهصورت تدریجی و براساس سن نسبی فرامینیفرهاست) و مزوژنز سپس کاتاژنز تحت تأثیر آخرین فاز کوهزایی آلپی رخ داده است که یکی از اصلیترین عوامل برای ایجاد انحلال پسروی دریاست و باعث میشود سنگها در معرض آبهای جوی قرار گیرند. پیشروی بعدی، سنگهایی را که دارای تخلخل انحلالی بوده و شکسته شده و هوازده هستند، در زیر یک دگرشیبی یا وقفۀ رسوبگذاری دفن میکند. با توجه به شواهد موجود مانند وجود قطعات کنگلومرایی آهکی در مرز آسماری – شهبازان، پایینآمدن سطح دریاها ائوسن (Eocene Unconformity) موجب شده است تا بخشهای فوقانی سازند شهبازان تحت فرسایش و رخنمون تحت جوى (Subaereal exposure) قرار گیرد. در این سطح، آثار میکروکارستهایی مشاهدهشدنی است که حاکی از خروج منطقه از آب در این زمان است. شکل8- ارتباط بین اقلیم و دیاژنز نزدیک به سطح در سرزمینهای کربناته (James and Jones 2016) Fig 8- Relationship between climate and near-surface diagenesis in carbonate terranes (James and Jones 2016) با وجود اینکه خورندگی سطحی متأثر از باران اسیدی مشخص و چشمگیر است، اما نحوۀ گسترش و توسعۀ این فرایندها بسته به میزان تخلخل و تراوایی سنگآهک یا رسوب به عوارض سطحی توسعهیافته روی کربناتهای سختشده بستگی دارد. بریدگیهای انحلالی کارنهای کوچک در اقلیمهای معتدل، سطوح صافی دارند. در نواحی حارهای بهخصوص در مناطقی با بارندگی فراوان و رطوب بالا، سطح سنگها دارای ساختارهای کوچک، چالههای فنجانیشکل (شکل 9 A, B) تا حدودی طویل با اندازهای کوچکتر از 3 سانتیمتر بوده (شکل صدف خوراکی (Cockling)، شکل9 E, F, H) است که یکدیگر را به شکل لبههای چاقوییشکل تیز قطع کرده و سنگ دارای ظاهر چروکیده است. در دیگر نواحی حارهای، ساختاری مشابه پیناکلهای دندانهای با پوشش سیاه فراوان و شبکهای در هم به نام فیتوکارست/گیاه کارست (شکل 9 C,D) وجود داشته است که فعالیت شدید گیاهان و ریزمیکروبهای درون سنگی عامل اساسی در تشکیل آنها هستند (James and Jones 2016). کارنها از اشکال مناطق کارستیاند که در اثر فعالیت شیمیایی آب ایجاد میشوند. کارنها براساس منشأ تشکیل به دو دسته تقسیم میشوند که شامل کارنها با منشأ هیدرولیکی و کارنها با منشأ ضربهایاند. کارنها با منشأ هیدرولیکی در اثر جریان ورقهای آب و یا در اثر جریان کانالی ایجاد میشوند. اشکال ضربهای کارن، خود در دو دسته جای میگیرند: دستهای از آنها در سنگهای تودهای ایجاد میشوند و دستۀ دیگر از کارنها در اثر ضعف ساختاری در سنگ به وجود میآیند (White 1988). این پدیدههای کارستی بهندرت در سنگهای دولومیتی رخ میدهند و در صورتی که کوچکمقیاس باشند، میکروکارن نامیده میشوند. این پدیدههای میکروکارنی دیرینه در بخش فوقانی سازند شهبازان، همراه با شواهد ناپیوستگی مانند قطعات کنگلومرایی آهکی در مرز آسماری – شهبازان مشاهده میشوند که در زیر به آنها اشاره میشود (شکل9). در میکروکارنهای قدیمی به نظر میرسد که رایجترین میکروکارنها در رخنمونهای دارای سطحی صاف و با شیب ملایم باشند (ازجمله آنهایی که بهتازگی رخنمون یافتهاند (Jennings 1985; Grimes 2007; Martini & Grimes 2012). اگرچه منشأ پیدایش آنها نامشخص است، به نظر میرسد بهترین توسعۀ آنها در مناطق گرمسیری با بارانهای موسمی (استوایی) و مناطق خشک باشد (Grimes 2007, 2009, 2012; Martini and Grimes 2012) ریز موزائیک (Micro-tessellation) فرایندهای انحلالی شبکهای از بریدگیهای ریز و کوچک روی سنگهای انحلالپذیر ریزبافت پدید آوردهاند که دارای نیمرخ (U) شکلاند. به نظر میرسد این میکروکارنها دارای شیارهای عمیق نباشند، اگرچه شناسایی و تفکیک آنها از دیگر میکروکارنها مشکل است (Jennings 1985; Grimes 2007, 2009, 2012; Martini and Grimes 2012). در میان این بریدگیها، برجستگیهایی مانند موزائییک و کاشی به جا میمانند که روی زمین را میپوشانند. به این الگوی موزائیکیشدۀ ریز موزائیک، ریز کاشی یا کارن ریزموزائیک شده گفته میشود (شکل 9 AوB ). الف: ریزبریدگی (Micro-notch) یا کارن ریزبریدگی (Micro-notch karren) بریدگیهای نامنظم با مقطع V شکل که باعث ایجاد شکافهای عمودی در سنگ میشوند (میکرو اسپلیت کارن). آنها داری طیف وسیعی ازنظر اندازهها هستند (Grimes 2007; Martini and Grimes 2012). بریدگیهای ریزیاند که روی سنگهای ریزبافت آهکی یا دیگر سنگهای انحلالپذیر پدید میآیند که نمونۀ کوچک و بسیار ریزی از کارنهای شکافی (splitkarren) هستند (Jennings 1985; Martini and Grimes 2012). (شکل 9- C وD ). ب: میکروریل یا کارن میکروریلی میکروریلها ناشی از فرایندهای انحلالی روی سنگهاییاند که دارای ترک و شکافهای بسیار ریزند. آب از درون این ترکها وارد میشود و فرایند انحلال و بزرگکردن آنها را آغاز میکند. این شیارهای باریک در روی دامنۀ کمشیب و ملایم سنگهای انحلالپذیر مانند سنگآهک پدید میآیند که حدود 1 میلیمتر پهنا و کمتر از یک میلیمتر ژرفا و چندین سانتی متر طول دارند (Grimes 2007; Martini and Grimes 2012). در شکل 9، (شکل9 F, H) آنها از مستقیم، سینوسی تا پر پیچ و خم متفاوتاند، بسته به اینکه شیب در حال گسترش یا متمرکز کردن شیارها باشد. در پایین ریزکارنهای ریلی، فرورفتگیهای انحلالی کوچکی دیده میشوند که دارای لبههای کمشیب و ملایمیاند و کفۀ انحلالی یا ریزکفۀ انحلالی خوانده میشوند (Jennings 1985) (شکل9 F, H). ج: ساختار سنگی خوردهشده (Etched rock structures) ساختارهای خورده شده و انحلالیافتهای بر سنگهای انحلالپذیر ریزبافت پدید آمدهاند که دارای برجستگیها و یا فرورفتگیهای ریزیاند. این ساختهای انحلالی ریز در اثر خوردگی و فرسودگی رویۀ بیرونی فسیلها، بلورها و یا در درون درزهها، ترکها و یا در سطح لایهبندیها پدید میآیند (Jennings 1985; Grimes 2007; Martini & Grimes 2012). ساختمانهای خوردهشده یا کندهکاریشده گاهی دارای سطح تیز و زاویهدارند و گاهی هم بهصورت گردشده درمیآیند. این آثار ممکن است با دیگر میکروکارنها ارتباطی نداشته باشد. برخی از ساختمانهای سنگی خوردهشده وابسته به دستۀ ریز کارنها نیستند و در دستههای دیگر کارنها باید بررسی شوند (Grimes 2007, 2009, 2012; Martini and Grimes 2012). (شکل9G ). شکل 9- A وB: ریزموزائیک، Cو D: کارن ریزبریدگی، E,F, H: کارن میکروریلی، F,G,: ساختار سنگی خوردهشده Fig 9- A and B: Micro-tessellation, C and D: Micro-notch karren), E, F, H: Microrills karren, F, G: Etched rock structures نتیجه این تحقیق برای بررسی شواهد ناپیوستگی فازهای کوهزایی آلپی پایانی در مرز بین سازندهای شهبازان - آسماری در دو برش تاقدیس باباحبیب و سلطان در ناحیۀ لرستان انجام شده است. سازندهای آسماری و شهبازان در این برشها شامل توالی کربناته و بر مبنای تغییر در ضخامت و هندسۀ رسوبی لایهها، رنگ و سنگشناسی در برش سلطان به 8 واحد و در برش باباحبیب به 7 واحد تقسیمشدنی است. در بررسیهای برشهای مطالعهشده از جنبۀ لیتوستراتیگرافی این سازندها بهعنوان توالی کربناتۀ دریایی محدودشدهاند. تعیین سن رسوبات با فرامینیفرهای بنتیک انجام شده است. در بررسیهای زیست چینهنگاری در این برش، درمجموع دو بیوزن برای سازند شهبازان شناسایی شد. یک محدودۀ فاقد فسیل شاخص وجود دارد و سن سازند شهبازان براساس تجمعات فسیلی شناساییشدۀ ائوسن میانی (لوتسین) تا ائوسن پسین (پریابونین) است. سازند آسماری در این ناحیه بر مبنای مطالعات چینهنگاری زیستی فرامینیفرهای بنتیک در زمان میوسن (آکیتانین-بوردیگالین) رسوبگذاری کرده است. بیوزناسیون رسوبات سازند آسماری در دو برش مطالعهشده بهصورت دو زون زیستی شناسایی شده است. در ناحیۀ مطالعهشده، توالی روپلین- شاتین و بخشی از توالی ائوسن وجود ندارند. در بررسیهای انجامشده در سازند آسماری در برشهای باباحبیب و سلطان، نهشتههای آسماری با سن اکیتانین- بوردیگالین در این برش با ناپیوستگی موازی (Paraconformity) بر نهشتههای شهبازان با سن ائوسن قرار گرفتهاند. در این مطالعه در مرز سازند آسماری و شهبازان، پدیدههای میکروکارستی دیرینه در بخش فوقانی سازند شهبازان همراه با شواهد ناپیوستگی مانند قطعات کنگلومرایی آهکی در مرز آسماری – شهبازان و انقراض برخی گونههای میکروفسیلی روزنداران و ظهور برخی گونههای دیگر مشاهده میشود که بهعلت پایینآمدن سطح دریاها در ائوسن ایجاد شده است و نشاندهندۀ فرسایش و رخنمون تحت جوى بخش فوقانی سازند شهبازان در واحد پنجم برش تاقدیس باباحبیب و واحد هفتم برش تاقدیس سلطان و نیز وجود ناپیوستگی در این واحد سنگی است. آثار کارستی به دست آمده در این مطالعه، حاصل ترکیب فعالیت تکتونیکی و انحلال توالی آهکی در آبهای جوی با اسیدیتۀ مشخص است، نقش دما نیز در توسعۀ این کارست، درخور توجه است. نیروی فشارشی لازم برای رخنمون و جابهجایی لایهها به نیروهای تکتونیکی و فازهای کوهزایی آلپی پسین و بستهشدۀ نئوتتیس، نسبت داده میشود. در بررسیهای انجامشده در نهشتههای ائوسن، تکتونیک و چرخههای آب و هوایی در منطقه نقش مهمی در رخنمونیافتن و پسروی دریا در حوضههای رسوبی ایفا میکنند. نهشتههای ائوسن براساس شواهد ساختاری و صحرایی موجود، مانند وجود خاکهای قدیمۀ قرمزرنگ (بوکسیت و لاتریت) نشاندهندۀ شرایط اکسیدان بوده است و این شرایط بیشتر در محیطهای قارهای و مرطوب و حاکی از این موضوع است که سطح ناپیوسطه در مرز سازندهای شهبازان و آسماری دارای آثار میکروکارستهای متنوع است و شرایط آب هوایی گرم و مرطوب در زمان ائوسن - الیگوسن را نشان میدهد. | ||
| References | ||
|
Adabi M.H. 2008. Petrography and geochemical criteria for recognition of unaltered cold water and diagenetically altered Neoproterozoic dolomite, western Tasmania, Australia. 16th Australian Geol. Conv., Australia (Abst.), 350 p. Adabi M.H. 2009. Multistage Dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, N.E. Iran. Carbonates and Evaporites, 24: 16-32. https://doi.org/10.1007/BF03228054 Adams C. and Bourgeois E. 1967. Asmari biostratigraphy. Geological and Exploration Div. Iranian Oil Offshore Company. Report 1074. (Unpub.). Ala M. and Sorkhabi R. 2024. The modern oil industry in Iran: A historical perspective and review. Journal of Petroleum Geology, 47(1): 101-119. https://doi.org/10.1111/jpg.12852 Alavi M. 2007. Structures of the Zagros fold thrust belt in Iran. Am. J. Sci., 307: 1064–1095. Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304(1): 1-20. https://doi.org/10.2475/ajs.304.1.1 Alonso-Zarza A.M. and Tanner L.H. 2009. Carbonates in continental settings: facies, environments, and processes. Elsevier, 305 p. Amiri Bakhtiar H. and Norainejad M. 2022. AD (Zagores Stratigraphy, third volume, Terava Publications, three volumes, 1240 pages. [In Persian] Berberian M. 1995. Master "blind" thrust faults hidden under the Zagros folds: active basement tectonics and surface morphotectonics. Tectonophysics, 241: 193-224. https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)00185-C Berberian M. and King G.C.P. 1981. Towards the paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2): 210-265. https://doi.org/10.1139/e81-019 Boudagher-Fadel M.K. 2008. The Cenozoic larger benthic foraminifera: the Palaeogene, Developments in Palaeontology and Stratigraphy, 545: 297-418. https://doi.org/10.1016/S0920-5446(08)00006-X Boudagher-Fadel M.K. 2013. Biostratigraphic and geological significance of planktonic foraminifera. OVPR UCL 2nd edition, 306 p. Cahuzac B. and Poignant A. 1997. Essai De Biozonation De L'oligo-Miocene Dans Les Bassins Europeens a L'aide Des Grands Foraminiferes Neritiques. Bulletin de la Societe Geologique de France, 168(2): 155-169. Charcosset C. Cherfi A. and Claude Bernengo J. 2000. Characterization of microporous membrane morphology using confocal scanning laser microscopy. Chemical Engineering Science, 55(22): 5351-5358. https://doi.org/10.1016/S0009-2509(00)00151-2 Ehrenberg S.N. Pickard N.A.H. Laursen G.V. Monibi S. Mossadegh Z.K, Svånå T.A. Aqrawi A.A.M. McArthur J.M. and Thirlwall M.F., 2007. Strontium Isotope Stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene - Lower Miocene), Sw Iran. Journal of Petroleum Geology, 30(2): 107–128. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2007.00107.x Falcon N. L. 1969. Problems of the relationship between surface structure and deep displacements illustrated by the Zagros Range. Geological Society, 3(1): 9-21. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1969.003.01.02 Ford D. and Williams P.D. 2007. Karst hydrogeology and geomorphology. John Wiley & Sons, 60p. DOI:10.1002/9781118684986 Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application. Springer-Verlag, Berlin, 976 P. Grimes K.G. 2002. Palaeokarst in the East Pilbara, Western Australia. Helictite, 38(1): 20. Grimes K.G. 2007. Microkarren in Australia – a request for information, Helictite, 40(1): 21-23. Grimes K.G. 2009. Tropical monsoon karren in Australia. In: Gines, A., Knez, M., Slabe, T., Dreybrodt, W. (Eds.), Karst Rock Features, Karren Sculpturing. Zalozˇba ZRC/ZRC Publishing, Postojna–Ljubljana, pp. 391–410. Grimes K.G. 2012. Surface karst features of the Judbarra / Gregory Karst, Northern Territory, Australia. Helictite, 41: 15-36. Haas J. 1994. Lofer cycles of the Upper Triassic Dachstein platform in the Transdanubian Mid-Mountains, Hungary. In: De Boer PL, Smith DG (Eds.) Orbital Forcing and Cyclic Sequences. Spec. Publ. Int. Assoc. Sedimentol., 19: 303-322. https://doi.org/10.1002/9781444304039.ch20 Haq B. U. Hardenbol J. and Vail P. R. 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science, 235(4793): 1156-1167. DOI: 10.1126/science.235.4793.1156 Homke S. Vergés J. Serra-Kiel J. Bernaola G. Sharp I. Garcés M. Montero-Verdú I. Karpuz R. and Goodarzi M. H. 2009. Late Cretaceous–Paleocene formation of the proto-Zagros foreland basin, Lurestan Province, SW Iran. Geological Society of America Bulletin, 121: 963–978. https://doi.org/10.1130/B26035.1 Hottinger L. 2007. Revision of the foraminiferal genus Globoreticulina Rahaghi, 1978, and of its associated fauna of larger foraminifera from the late middle Eocene of Iran: Carnets de Géologie, 7 (A06): 1-51. DOI:10.4267/2042/9213 James G. A. and Wynd J. G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium, agreement area. AAPG Bulletin, 49: 2182-2245. https://doi.org/10.1306/A663388A-16C0-11D7-8645000102C1865D James N. and Jones B. 2016. Origin of Carbonate Sedimentary Rocks (Wiley Works) 1st Edition, 464p. James. N.P. and Choquette. P.W. (eds). 1988. Paleokarst. Berlin: Springer‐Verlag, 416p. Jennings J.N. 1985. Karst Geomorphology. Blackwell, Oxford, 293p. Jiménez de Cisneros C. and Vera J.A. 1993. Milankovitch ciclicity in Purbeck pertidal limestones of the Prebetic (Berriasian, southern Spain). Sedimentology, 40: 513-537. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.1993.tb01348.x Jones G.D. and Xiao Y. 2005. Dolomitization, Anhydrite Cementation, and Porosity Evolution in a Reflux System: Insights from Reactive Transport Models. AAPG Bulletin, 89(5): 577-601. https://doi.org/10.1306/12010404078 Laursen G. Monibi S. Allan T. Pickard N. Hosseiney A. Vincent B. Hamon Y. Van Buchem V. Moallemi A. and Druillion G. 2009. The Asmari Formation revisited: changed stratigraphic allocation and new biozonation. Shiraz 2009-1st EAGE International Petroleum Conference and Exhibition, European Association of Geoscientists & Engineers. https://doi.org/10.3997/2214-4609.20145919 Martini J.E.J. & Grimes K.G. 2012. Epikarstic maze cave development: Bullita Cave System, Judbarra / Gregory Karst, tropical Australia. Helictite, 41: 37-66. Milankovitch M. 1941. Kanon der Erdbestrahlungen und seine Anwendung auf das Eiszeitenproblem, Belgrade. English translation by Pantic, Nikola (1998). Canon of Insolation and the Ice Age Problem, Alven Global ISBN 86-17-06619-9. Milanović P.T. 1981. Karst hydrogeology. Water Resources Publication, Colorado, 434 p. Murris R.J. 1980. Middle East stratigraphic evolution and oil habitat Geolo. En Mijabouw, 60: 467-486. Mussman W. J. Montanez I. P. and Read J. F. 1988. Ordovician Knox paleokarst unconformity, Appalachians, in N. P. James and P. W. Choquette, eds., Paleokarst: Berlin, Springer-Verlag, p. 211–229. https://doi.org/10.1007/978-1-4612-3748-8_11 Nikfard M. Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. and Behdad A. 2020. A review of the Oligo–Miocene larger benthic foraminifera in the Zagros basin, Iran; New insights into biozonation and palaeogeographical maps. Revue de Micropaléontologie, 66: 100408. DOI:10.1016/j.revmic.2020.100408 Nikfard M. 2023. Lower Eocene carbonate ramp clinoforms of the southern Tethys; Zagros Foreland Basin, SW Iran: Sequence stratigraphy architecture, basin physiography and carbonate factory controlling parameters. Basin Research, 35(6): 2049-2077. https://doi.org/10.1111/bre.12790 Parandavar M. and Sadouni J. 2021. Evaluation of Organic Matter Richness of Eocene Strata Based on Calcareous Nannofossils and Rock-Eval Analysis in North Dezful, Iran. Journal of Earth Science, 32(4): 1022-1034. https://doi.org/10.1007/s12583-020-1091-6 Piryaei A.R. and Davies R.B. 2024. Petroleum geology of the cenozoic succession in the Zagros of SW Iran: a sequence stratigraphic Approch. Journal of Petroleum Geology, 47(3): 235-290. https://doi.org/10.1111/jpg.12864 Pirouz M. Simpson G. and Chiaradia M. 2015. Constraint on foreland basin migra-tion in the Zagros Mountain belt using Sr isotope stratigraphy. Basin Research Journal, 27: 714-728. https://doi.org/10.1111/bre.12097 Satterley A.K. and Brandner R. 1994. The genesis of Lofer cycles of the Dachstein Limestone, Northern Calcareous Alps, Geol Rundsch, 84: 287-292. https://doi.org/10.1007/BF00260441 Sepehr M. Cosgrove J. and Moieni M. 2006. The impact of cover rock rheology on the style of folding in the Zagros fold-thrust belt. Tectonophysics, 427 (1): 265-281. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2006.05.021 Sherkati S. and Letouzey J. 2004. Variation of structural style and basin evolution in the central Zagros (Izeh zone and Dezful Embayment), Iran. Marine and Petroleum Geology, 21(5): 535-554. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2004.01.007 Sherkati S. Letouzey J. and Lamotte D.F.d. 2006. Central Zagros fold-thrust belt (Iran): New insights from seismic data, field observation, and sandbox modeling. Tectonics, 25: 1-27. https://doi.org/10.1029/2004TC001766 Sirel E. 2015. Reference sections and key locatalities of the Paleogene stage and discussion C-T, P-O, Boundaries by the very shallow-shallow water foraminifera in Turkey, Ankara University Publications, 180p. Tucker M.E. 1991. Techniques in Sedimentology. Palo Alto, CA: Blackwell Scientific Publications, 207p. Tucker, M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Oxford: Blackwell Scientific Publication, 1-27. Doi: 10.1002/9781444314175 Tuker M.E. 2001. Sedimentary Petrology. 3rd Edition, Blackwell, Oxford, 260 p. Turgeon S. and Lundberg J. 2001. Chronology of discontinuities and petrology of speleothems as paleoclimatic indicators of the Klamath Mountains, southwest Oregon, USA, Carbonates and Evaporites, Springer, 153–167. https://doi.org/10.1007/BF03175833 Van Buchem F.S.P. Allan T.L. Laursen G.V. Lotfpour M. Moallemi A. Monibi S. Motiei H. Pickard N.A.H. Tahmasbi A.R. Vedrenne V. and Vincent B. 2010. Regional 651 stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposits in the 652 Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh Formations) SW Iran. Geological Society, 329. 653 Special Publications, London, 219–263. DOI:10.1144/SP329.10 Verges J. Casini G. Ruh J. Cosgrove J. Sherkati S. Najafi M. Casciello E. Saura E. Abdollahifard I. Piryaei A. Frizon De Lamotte D. Letouzey Etouzey J. Hassan -Goodarzi M. Soleimany B. and Jahani S. 2024. Structural style and timing of NW-SE trending Zagros folds in SW Iran: Interaction with northsouth trending Arabian folds and implications for petroleum geology. Journal of Petroleum Geology, 47(1): 3-73. https://doi.org/10.1111/jpg.12850 White B.W. 1988. Geomorphology and Hydrology of Karst Terrains. Oxford University Press, 464 p. Wright D.S. 1988. Understanding Intergovernmental Relations. 3rd Edition, Brooks/Cole, Pacific Grove. Wynd J. G. 1965. Biofacies of the Iranian oil consortium agreement area, IOOC report no.1082 (unpublished), 89 (42):125–15. Ziegler M.A. 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia, 6: 445-504. https://doi.org/10.2113/geoarabia0603445 | ||
|
Statistics Article View: 1,144 PDF Download: 457 |
||