پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,652 |
| تعداد مقالات | 13,408 |
| تعداد مشاهده مقاله | 30,251,019 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,088,147 |
بررسی توالی‌های طوفانی سازند کربناتۀ کنگان در بخش مرکزی خلیج فارس | ||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 6، دوره 34، شماره 4 - شماره پیاپی 73، دی 1397، صفحه 83-100 اصل مقاله (1.35 M) | ||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2019.110855.1053 | ||||||||||||||||||||||||||||
| نویسنده | ||||||||||||||||||||||||||||
| وحید توکلی* | ||||||||||||||||||||||||||||
| استادیار دانشکده زمین‌شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران | ||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | ||||||||||||||||||||||||||||
| در مطالعۀ حاضر، توالی‌های ریزشونده بهسمت بالا در سازند کربناته- تبخیری کنگان، در بخش مرکزی خلیج فارس بررسی شدند. این رسوبات روند کلی توالی تمپستایت را نشان می‌دهند. مقایسۀ این توالی‌ها با نهشته‌های حاصل از سایر سازوکارهای موجود برای تشکیل رسوبات دارای دانه‌بندی تدریجی نشان می‌دهد این رسوبات حاصل وقوع طوفان در زمان رسوب‌گذاری سازند کنگان در منطقۀ مرکزی خلیج فارس هستند. بررسی‌ها نشان می‌دهند این توالی‌ها در شیب کم محیط رمپ کربناته تشکیل شدهاند و ساختهای ریزشی در آنها مشاهده نمی‌شوند؛ جورشدگی خوبی در بخش‌های میانی این نهشته‌ها مشاهده می‌شود. مقیاس این نهشته‌ها در حد چند سانتی‌متر تا چند ده سانتی‌متر است و رسوبات آواری در آنها مشاهده نمی‌شوند. تکرار درخور توجه این توالی‌ها به همراه دلایل یادشده در بخش‌های میانی تا بالایی سازند کنگان، سازوکار طوفانی را برای تشکیل آنها تأیید می‌کند. بررسی این نهشته‌ها به شناخت شرایط آبوهوایی ابتدای تریاس در حوضۀ خلیج فارس کمک بسیاری می‌کند. | ||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | ||||||||||||||||||||||||||||
| نهشته‌های طوفانی (تمپستایت)؛ دانه‌بندی تدریجی؛ سازند کنگان؛ خلیج فارس | ||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | ||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه نهشته‌های رخدادی[1] آواری در مطالعه‌های بسیاری بررسی و الگو‌های بسیاری برای ته‌نشست رسوبات حاصل از آنها ارائه شدهاند که مشهورترین آنها توالی بوماست (Bouma 1962) که در اثر جریان‌های توربیدیتی[2] نهشته می‌شود؛ باوجوداین، مطالعه‌های کمتری دربارۀ نهشته‌های کربناتۀ شبیه به این توالی‌ها انجام شده است (Wright and Burchette 1998, Flugel 2010, Badenas et al. 2012, Pomar et al. 2012; Vachard et al. 2017, Wang et al. 2017, Comerio et al. 2018). چهار الگو برای تفسیر حضور نهشته‌های با دانه‌بندی تدریجی در توالی‌های کربناته ارائه شده است که عبارتند از: 1. ورود جریان‌های چگال از رودخانه‌ها (جریان‌های توربیدیتی رودخانه‌ای) که باتوجهبه تشکیل رسوب کربناته در حوضه، این سازوکار کمتر برای تفسیر حضور این رسوبات استفاده می‌شود؛ ٢. رسوبات طوفانی در محیط‌های کربناته[3] که به‌فراوانی در مناطق مختلف جهان، در محیط‌های کربناته مشاهده میشوند. واژه رسوبات طوفانی را نخستین‌بار ایگنر (Aigner 1982) به کار برد و سپس کاربرد وسیعی در اشاره به رسوبات کربناتۀ طوفانی یافت؛ 3. رسوبات ریزشی[4] که در اثر ناپایداری ثقلی رسوبات ایجاد میشوند و نهشته‌های با دانه‌بندی تدریجی را به‌شکل محلی ایجاد می‌کنند؛ 4. رسوبات درون‌موجی[5] که در اثر شکست موج در درون حوضه و اغلب در بخش رمپ میانی تا بیرونی دیده میشوند و اگرچه این نوع رسوبات به‌تازگی معرفی شدهاند (Pomar et al. 2012)، کاربرد آنها برای توجیه نهشته‌هایی با دانه‌بندی تدریجی رو به افزایش است. باتوجهبه الگو‌های ارائه‌شده، هریک از این سازوکارها اثر عامل خاصی را در حوضه نشان می‌دهد و درنتیجه، شرایط محیط رسوبی در زمان ته‌نشست رسوبات را دقیق‌تر مشخص می‌کند. تمپستایت‌ها در زمان تریاس به‌فراوانی در محیط‌های کربناته تشکیل شدهاند (Aigner 1985, Aigner 1982, Hips 1998, Blendinger and Blendinger 1989, Calvet and Tucker 1988, Galli 1989, Hagdom 1982, Perez-Lopez 2001, Torok 1993, Perez-lopez and Prez-valera 2012, Colombie et al. 2014) و این امر به‌علت آب‌وهوای بسیار گرموخشک در سراسر جهان و به‌ویژه در ناحیۀ خلیج فارس (Insalaco et al. 2006) طی آن زمان بوده است. منطقۀ خلیج فارس کنونی در آغاز تریاس در عرض حدود 10 درجۀ جنوبی قرار داشته، سپس به‌تدریج بهسمت شمال حرکت کرده و تا انتهای تریاس به خط استوا رسیده است (Scotese et al. 1999)؛ این امر سبب شده است این منطقه و عرض‌های معادل آن (مانند بخش میانی قارۀ آفریقا و بخش شمالی آمریکای جنوبی) مستعد تشکیل طوفان و ته‌نشست تمپستایت‌ها باشند (Smith and Zawada 1989, Kidder and Worsley 2004, Komatsu et al. 2010, Wang et al. 2017) و به‌همین‌علت در مطالعۀ حاضر، سازند کنگان در منطقۀ خلیج فارس برای بررسی وجود احتمالی این نهشته‌ها بررسی می‌شود. مطالعۀ حاضر با مطالعۀ مغزه‌ها و نمونه‌های میکروسکوپی به بررسی این نهشته‌های رخدادی در سازند کنگان، در بخش مرکزی خلیج فارس می‌پردازد. باتوجهبه اهمیتی که این سازند از دیدگاه مخزنی در کشور ایران دارد، تعیین محیط رسوبی آن و وقایعی که سبب ته‌نشست این نهشته‌ها شدهاند اهمیت بسیاری دارد. نتایج مطالعۀ حاضر سازوکار تشکیل این نهشته‌ها را بیان می‌کنند و کاربردهای آنها را در تفسیر محیط رسوبی و آب‌وهوای دیرینه نشان می‌دهند.
زمین‌شناسی و چینه‌شناسی منطقه تاریخچۀ تکتونیکی حوضۀ خلیج فارس با یک فاز درون‌کراتونی که از پرکامبرین پایانی تا پرمین میانی به طول می‌انجامد آغاز می‌شود (Konert et al. 2001)؛ پس‌از‌آن، فعالیت‌های تکتونیکی در این منطقه طی مزوزوئیک کاهش می‌یابند و سرانجام در سنوزوئیک دوباره فعال میشوند. طی پرکامبرین پایانی تا کامبرین آغازین، گسل‌های فراوانی در منطقه و سکانس‌های ضخیم نمکی در این سیستم ریفتی تشکیل میشوند (Konert et al. 2001). طی دونین پایانی تا کربونیفر آغازین، فرورانش در این منطقه سبب تشکیل حوضه‌های پشت‌کمانی و باعث فعالیت آتشفشانی بسیار می‌شود. در کربونیفر پایانی تا پرمین پایانی، کوه‌زایی هرسینین سبب تشکیل کمان عربی می‌شود. هم‌زمان با رسوب‌گذاری توالی‌های پرمین- تریاس، ریفتینگ پشت‌کمانی در بخش شمالی صفحۀ عربی ادامه می‌یابد. طی نئوژن، حداکثر فشار برخوردی بین صفحۀ عربی و آسیا رخ می‌دهد و ویژگی‌های کنونی این صفحه ایجاد میشوند (Konert et al. 2001). طی پرمین پایانی تا تریاس آغازین، رسوب‌گذاری کربناته در آب‌های گرم منطقۀ خلیج فارس کنونی رخ می‌دهد (Alsharhan and Nairn 1997). ضخامت کربنات‌ها و تبخیری‌های حاصل در مناطق مختلف متغیر است و این امر رسوب‌گذاری هم‌زمان با فعالیت‌های تکتونیکی را در این منطقه نشان می‌دهد. در طول پرمین پایانی و تریاس آغازین، رخسارههای رسوبی متفاوتی در بخش مرکزی خلیج فارس و همگی در محیط رسوبی کم‌عمق کربناته- تبخیری نهشته میشوند (Ziegler 2001). سازند مخزنی کنگان به‌شکل هم‌شیب روی دالان قرار گرفته است. این سازند معادل با خوف بالایی و ضخامت آن در بخش مرکزی خلیج فارس حدود 180 متر است. سازند کنگان شامل دو عضو K2 (آهک و دولومیت)، K1 (دولومیت انیدریتی، آهک و دولومیت) و لایه‌های نازک شیل در بخش بالایی است. سازند دشتک به‌عنوان پوش‌سنگ این مخزن عمل می‌کند (Rahimpour-Bonab 2007. Aali et al. 2006) و به‌شکل هم‌شیب روی آن قرار دارد. واحد مخزنی K1 بر اساس سنگ‌شناسی به سه بخش تقسیم می‌شود که شامل واحد دولومیتی در بالا، واحد آهکی در وسط و واحد دولومیتی- انیدریتی در پایین است. سازند کنگان در اغلب کشورهای حاشیۀ خلیج فارس، سازند خوف نامیده می‌شود و در ایران تا کوه‌های زاگرس امتداد دارد. موقعیت فعلی و جغرافیای دیرینۀ منطقۀ مطالعه‌شده در شکل 1 نشان داده شده است.
شکل 1- موقعیت منطقۀ مطالعه‌شده به همراه رخسارههای دیرینه (نقشۀ پایه (a)از Ziegler 2001) و موقعیت دیرینه جغرافیای منطقۀ مطالعه‌شده (b)
مواد و روش‌ها مطالعه‌های ماکروسکوپی روی 540 متر مغزه‌های موجود از سازند کنگان در سه چاه انجام و ساختهای رسوبی و ویژگی‌های آنها ثبت شدند. به‌منظور شناخت دقیق توالی‌های بررسی‌شده، 4 نمونه پلاگ (3 پلاگ افقی و 1 پلاگ عمودی) از هر متر مغزه تهیه شد. مقاطع نازک میکروسکوپی از برش‌های دو سمت هر نمونۀ پلاگ تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. یک‌سوم هر مقطع برای تشخیص آهک از دولومیت با محلول آلیزارین رنگ‌آمیزی شد (Dickson 1965). نام‌گذاری رخساره‌ها با استفاده از تقسیم‌بندی دانهام (Dunham 1962) انجام شد.
نتایج رخسارههای سازند کنگان رخسارههای پهنۀ جزرومدی مادستون با فابریک فنسترال، باندستون استروماتولیتی و انیدریت لایه‌ای نشان‌دهندۀ ته‌نشست رسوبات در زیرمحیط پهنۀ جزرومدی‌اند. رسوبات این زیرمحیط به‌علت حدواسط‌بودن پهنۀ جزرومدی به‌طور منظم یا نامنظم از آب خارج شدهاند و ساختهای ویژه‌ای در آنها به وجود آمده‌اند که فابریک چشمپرندهای و ندولهای انیدریت ازجملۀ آنها هستند. رخسارۀ انیدریت لایه‌ای تا توده‌ای معرف نهشته‌های سابخای پهنۀ جزرومدی و شرایط آبوهوایی گرموخشک است (Warren 2006, Flugel 2010). رخسارۀ انیدریت اقلیم گرموخشک را در منطقۀ مطالعه‌شده نشان می‌دهد و به محیط بالای جزرومدی مربوط و در برخی قسمت‌ها با میکرایت همراه است. این رخساره به‌شکل‌های لایه‌ای و توده‌ای دیده می‌شود. رخسارههای همراه با آن، رخسارههای جزرومدی‌اند. مادستون‌های همراه با انیدریت اغلب آلوکم ندارند. این رخساره به محیط جزرومدی مربوط است. اندازۀ ندول‌ها از چند میلی‌متر تا چند سانتی‌متر متغیر است. چنانچه این ندول‌ها ابتدا به‌شکل ژیپس نهشته و در اثر از‌دست‌دادن آب در اعماق به انیدریت تبدیل شده باشند، شکستگی‌های شعاعی در اطراف آنها مشاهده میشوند. این رخساره در بیشتر قسمت‌‌های توالی، دولومیتی شده است و بلورهای دولومیت آن عمدتاً ریزبلور و بی‌شکلند. باندستون استروماتولیتی در محیط‌های بین جزرومدی وجود دارد که نشان‌دهندۀ پایین‌آمدن سطح آب دریاست و ساختهای لایه‌بندی ظریف و حفره‌های فنسترال دارد. ترومبولیت در قاعدۀ سازند کنگان مشاهده می‌شود و فابریک لخته‌ای دارد.
رخسارههای محیط لاگون زیرمحیط لاگون به‌علت پشته‌های سدی اائیدی، انرژی کمی دارد و شوری آن بر اثر چرخش محدود آب افزایش می‌یابد؛ بنابراین، تنوع گونه‌‌ها در این منطقه کم است وتنها جانوران محدودی که با این شرایط سازگارند به‌فراوانی یافت میشوند. تنوع اندک جانوران، وجودنداشتن ساختهای خروج از آب مانند ترک‌های گلی، حضور بافت چشمپرندهای و فراوانی گل‌کربناته و پلوئید نشان‌دهندۀ تشکیل ریزرخسارۀ بیوکلاست پلوئید وکستون/پکستون در زیرمحیط لاگون است (Flugel 2010). این رخساره با محیط لاگون مرتبط است و اجزای اسکلتی موجود در آن عبارتند از: قطعه‌های دوکفه‌ای، میلیولید و آلوکم‌هایی نظیر پلوئید و آنکوئید. جورشدگی ذرات در این رخساره ضعیف است و دانه‌ها از اندازه‌های ریز تا درشت دیده میشوند. آثاری از انیدریت به‌شکل سیمان و ندول در این رخساره دیده می‌شود که ممکن است اولیه یا ثانویه باشند. زیست‌آشفتگی و میکرایتی‌شدن ذرات از دیگر عوارض مشاهده‌شده در این رخساره است.
رخسارههای پشته‌سدی رخسارههای پشته‌سدی با گرینستون اائیدی و پلوئیدی مشخص میشوند. این ریزرخسارهها باتوجهبه فراوانی دانه‌های اائید و پلوئید در حد ماسه، نبود گل آهکی و جورشدگی خوب در شرایط انرژی زیاد پشته‌سدی و بالای خط اثر امواج نهشته شدهاند. این رخساره، پرانرژی‌ترین رخسارۀ سازند کنگان در ناحیۀ مطالعه‌شده است. پکستون بیوکلاستی اائیدی با بافت دانه‌پشتیبان و مقدار کمی گل که همراه با رخسارههای لاگون دیده می‌شود به پشته‌سدی رو به لاگون نسبت داده می‌شود. در رخساره گرینستون اائیدی، دولومیتی‌شدن، سیمان دریایی و تخلخل قالبی به‌فراوانی دیده می‌شود. در برخی قسمت‌ها، این رخساره لایه‌بندی مورب دارد و درکل جورشدگی و گردشدگی خوبی را نشان می‌دهد. گرینستون اینتراکلاستی بایوکلاستی به بخش سد رو به دریای باز مربوط و عمیق‌ترین رخسارۀ دیده‌شده در چاه مطالعه‌شده است. اینتراکلاست و بایوکلاست آلوکم‌های غالب در این رخساره‌‌اند و بافت آن دانه‌پشتیبان و بدون گل است. جورشدگی و اندازۀ ذرات در آن متوسط است و دولومیتی‌شدن دانه‌ها در برخی بخش‌ها دیده می‌شود. تغییرات تدریجی بین انواع ریزرخسارهها و نبود ریف سازندۀ سد نشان‌دهندۀ شیب بسیار ملایم و کم پلت‌فرم کربناته است. نبود دامنۀ پرشیب با حضورنداشتن ساختهای حاصل از ریزش و واریزه‌های حاصل از ریف تأیید می‌شود؛ هرکدام از این محیط‌ها رخسارههای خاص خود را دارند. ریزرخساره‌های شناسایی‌شده، تغییرات عمودی آنها، مقایسه با محیط‌های امروزی و قدیمی، فراوانی اائیدها و گسترش رسوبات پهنۀ جزرومدی گویای اینست که رخسارههای سازند کنگان در منطقۀ مطالعه‌شده، در پلت‌فرم کربناتۀ نوع رمپ نهشته شدهاند. توضیح رخساره‌ها و محیط‌های رسوبی نسبت‌داده‌شده به آنها در جدول 1 مشاهده می‌شود.
جدول 1- رخسارههای مشخص‌شده در سازند کنگان در میدان مطالعه‌شده
توالی‌های مشاهده‌شده لایه‌بندی تدریجی رسوبات در اثر کاهش (یا در برخی موارد افزایش) انرژی جریان رخ می‌دهد. بررسی نمونه‌های مغزه و مقاطع نازک در توالی‌های مطالعه‌شده نشان می‌دهد اغلب این توالی‌ها با سطح فرسایشی آغاز میشوند (شکل 2). در بیشتر موارد، آثار فرسایشی به‌وضوح در این رسوبات دیده میشوند. لایۀ کنده‌شدۀ پایینی اغلب از رخسارههای گل پشتیبان تشکیل شده است. قطعه‌های این لایه به‌فراوانی در بالای سطح فرسایشی[6] دیده میشوند. در برخی موارد، این قطعه‌ها بزرگ (در حد چندین سانتی‌متر) و زاویه‌دارند.حضور قطعه‌های کشیده و زاویه‌دار در بالای سطح فرسایشی نشان می‌دهد این قطعه‌ها بسیار نزدیک به منشأ نهشته شدهاند (شکل ٢). علاوهبر قطعه‌های کنده‌شده از لایۀ پایینی، ساختهای شعله‌ای[7] نیز در این واحد دیده میشوند (شکل 2). رسوبات قاعده‌ای لایه‌بندی تدریجی مشخصی را نشان می‌دهند. باتوجهبه حضور اینتراکلاست‌های فراوان در این واحد، این دانه‌بندی در بیشتر موارد مشخص است. لایه‌های موازی تا مورب صفحه‌ای[8] بهسمت بالا دیده میشوند (شکل 3). اندازۀ دانه‌ها در این واحد ریزتر می‌شود. مطالعه‌های میکروسکوپی نشان می‌دهند این واحد اغلب از گرینستون با جورشدگی خوب تا پکستون تشکیل شده است و دانه‌های غالب در آن اائید و پلت هستند که در برخی موارد همراه با قطعه‌های بایوکلاستی دیده میشوند (شکل 4). سیمان کلسیتی و انیدریتی در این واحد گسترش یافته است. در ادامه، اندازۀ دانه‌ها کاهش می‌یابد. مواردی مانند حضور ذرات بایوکلاستی، نوع قاعده رسوبات و ضخامت توالی برای جدایش واحدهای طوفانی[9] نزدیک[10] و دور[11] از ساحل استفاده میشوند. ذرات اینتراکلاستی با اندازۀ کوچک‌تر در این واحد، هم در مطالعه‌های مغزه و هم در مطالعه‌های مقاطع نازک، دیده میشوند؛ علاوهبر ذرات اینتراکلاست، اائیدها و پلت‌های با اندازۀ کوچک‌تر نیز دیده میشوند. لایه‌بندی مورب عدسی[12] از ساختهای رسوبی‌ایست که در مطالعه‌های مغزه مشاهده می‌شود (شکل 3). در برخی موارد، قالب‌های دروغین[13] انیدریت که جایگزین ژیپس شدهاند نیز در این توالی دیده میشوند. حضورنداشتن رسوبات در اندازۀ سیلت دانه‌درشت تا ماسۀ دانه‌ریز در این توالی‌ها سبب شده است لایه‌بندی موازی در این واحد گسترش نداشته باشد. لایۀ پایانی توالی‌های مطالعه‌شده اغلب از رسوبات میکرایتی توده‌ای[14] تشکیل شده است که انیدریت همراه با آن دیده می‌شود. استیلولیت‌ها در بخش‌های مختلف توالی‌های یادشده گسترش یافته‌اند.
شکل 2- قاعدۀ فرسایشی همراه با توالی ریزشونده بهسمت بالا. قطعه‌های اینتراکلاستی زاویه‌دار همراه با ساختهای شعله‌ای در شکل مشاهده میشوند.
شکل 3- لایه‌بندی مورب صفحه‌ای و عدسی نشان‌دهندۀ تغییر شدت جریان در توالی‌های مطالعه‌شده است؛ محل شکل 4 در این شکل دیده می‌شود..
شکل 4- گرینستون و پکستون دارای قطعه‌های اینتراکلاست (با علامت Int مشخص شدهاند) و پلوئید همراه با لایه‌بندی مورب نشان‌دهندۀ واحد B از توالی مطالعه‌شده است؛ مرز واحد A و B مشخص است (تصویر در نور پلاریزه).
اگرچه بیشتر توالی‌های مشاهده‌شده چرخۀ کامل یادشده را شامل میشوند، برخی از توالی‌ها چرخۀ ناقصی از این رسوبات را نشان می‌دهند؛ این امر اغلب به‌علت تغییر رژیم جریان به‌سبب فاصله از مرکز انرژی است. وجود این تغییرات درنتیجۀ روند پروکسیمال-دیستال محیط رسوبی و تأثیر نوسانات شرایط هیدرودینامیکی روی بستر رسوبی است که خود تأییدکنندۀ وجود نهشته‌های طوفانی پروکسیمال- دیستال است. بخش‌های پایینی در برخی از توالی‌ها دیده نمی‌شوند. در برخی موارد نیز بخش‌های بالایی دیده نمی‌شوند و در اثر فرسایش چرخۀ بعدی از بین رفته‌اند. باتوجهبه قانون والتر و تغییر مکان سطح اساس طوفان به‌سبب تغییر آب‌وهوا و یا تغییر سطح آب دریا، این توالی‌ها را می‌توان در ستون قائم چاه مشاهده کرد. ستون ایدئال مشاهده‌شده همراه با تصویر یکی از توالی‌های یادشده در شکل 5 دیده می‌شود. توالی‌های بحث‌شده در بخش‌های میانی واحد کنگان، در قاعده و میانۀ واحد مخزنی K1 به‌فراوانی دیده میشوند و تعداد آنها بهسمت بخش‌های بالایی این سازند رفته‌رفته کاهش می‌یابد. این توالی‌ها در بخش مخزنی K2 مشاهده نمی‌شوند. توالی رخسارههای مطالعه‌شده در یکی از چاه‌ها در شکل 6 مشاهده می‌شود.
شکل 5- توالی شاخص مشاهده‌شده در سازند کنگان به همراه یکی از مغزه‌های مشاهده‌شده به‌طور کامل؛ واحدهای شناسایی‌شده به همراه ویژگی‌های هریک از واحدها ارائه شدهاند.
شکل 6- ستون سنگ‌شناسی به همراه رخساره‌ها، محیط‌های رسوبی، بافت، دانه‌ها و سایر ویژگی‌های یکی از چاه‌های مطالعه‌شده. کد رخساره‌ها و محیط‌های رسوبی در جدول 1 آمده است. Anh: انیدریت، CC: کربنات کریستالی، Bouns: باندستون، MSDT: مادستون، WSKT: وکستون، PKST: پکستون، GRST: گرینستون. اعداد صفر تا 4 در مقیاس ستون‌ها به‌ترتیب نشان‌دهندۀ نبود، کم، متوسط، فراوان و غالب است و عدد 5 برای نمایش بهتر اضافه شده است.
بحث نهشته‌های دارای ساخت رسوبی دانه‌بندی تدریجی در کربنات‌ها ممکن است در اثر ریزش، طوفان، جریان‌های چگال، شکست داخلی امواج و رسوب‌گذاری در کانال ایجاد شوند (Wright and Burchette 1998, Flugel 2010, Badenas et al. 2012, Pomar et al. 2012). اگرچه همۀ این عوامل مجموعه رسوباتی با دانه‌بندی تدریجی ایجاد می‌کنند، ویژگی‌های این نهشته‌ها و محیط‌های تشکیل آنها در موارد مختلف متفاوت است. رسوبات دارای دانه‌بندی تدریجی که در اثر شکست داخلی امواج ایجاد میشوند، اغلب در بخش‌های میانی تا بیرونی رمپ تشکیل میشوند (Pomar et al. 2012)؛ این امواج در مناطقی با لایه‌بندی چگالی در آب ایجاد میشوند و طول موج بلندتری نسبت به امواج معمولی سطحی دارند و بنابراین در بخش میانی تا بیرونی رمپ شکسته میشوند (Pomar et al. 2012). باتوجهبه نوع محیط رسوبی و عمق محیط ته‌نشست سازند کنگان در بخش مرکزی خلیج فارس که همواره در مطالعه‌های مختلف، رمپ داخلی کربناتۀ کم‌عمق برای آن در نظر گرفته شده است (Rahimpour-Bonab et al. 2014)، این سازوکار نمی‌تواند برای تفسیر نهشته‌های بحث‌شده در این سازند به کار رود؛ همچنین در توالی‌های حاصل از شکست داخلی امواج، اغلب روند ریزشونده بهسمت بالا به‌طور واضح دیده نمی‌شود و اغلب قاعدۀ فرسایشی در این رسوبات مشاهده نمی‌شود (Badenas et al. 2012). باتوجهبه موارد یادشده، توالی‌های ریزشونده بهسمت بالا را که در سازند کنگان، در بخش میانی خلیج فارس دیده میشوند نمی‌توان با این سازوکار مرتبط دانست. این رسوبات در اثر ریزش نیز حاصل نشده‌اند؛ زیرا رسوبات ریزشی اغلب در مکان‌هایی تشکیل میشوند که شیب تندی در محیط رسوبی وجود داشته باشد. همان‌طور که اشاره شد محیط رسوبی سازند کنگان در بخش مرکزی خلیج فارس، رمپ کم‌شیبی است و درنتیجه، ریزش با حجم زیاد نمی‌تواند در آن اتفاق افتاده باشد؛ ازجمله شواهد این امر عبارتند از: حضورنداشتن رسوبات حاشیه‌ای سدی[15]، حضورنداشتن باندستون در حجم زیاد، حضورنداشتن موجودات ریف‌ساز، تغییرنکردن شیب ناگهانی در حوضه و تغییر تدریجی رخساره‌ها (Rahimpour-Bonab et al. 2014)؛ در ضمن باتوجهبه محلی‌بودن نهشته‌های حاصل از ریزش و تعداد درخور توجه توالی‌های مشاهده‌شده در این سازند، عامل یادشده نمی‌تواند این رسوبات را ایجاد کرده باشند. علاوهبر موارد اشاره‌شده، لایه‌بندی پیچ‌خورده[16] در این نهشته‌ها در صورت حضور دانه به‌فراوانی دیده می‌شود که در هیچ‌یک از توالی‌های مورد‌مطالعه دیده نشده است. در موارد بسیاری، رسوبات توربیدیتی نیز می‌توانند دانه‌بندی تدریجی تشکیل دهند. این جریان‌ها در اثر برخورد دو سیال با چگالی متفاوت ایجاد میشوند و درنهایت، رسوبات حاصل از جریان توربیدیتی با لایه‌بندی تدریجی نهشته میشوند. توالی شناخته‌شدۀ حاصل از این نوع جریان، توالی بوماست. توالی‌های توربیدیتی در محیط‌های عمیق، در رسوبات آواری و کربناته تشکیل میشوند؛ اما باید توجه داشت تشکیل این توالی‌ها با حجم زیاد نیازمند ورود جریان‌های توربیدیتی از بیرون حوضه است و به عبارتی، برای تشکیل این نهشته‌ها باید رودخانه‌های با بار رسوبی درخور توجه و یا شوری متفاوت با آب دریای تریاس به حوضۀ رسوب‌گذاری وارد شده باشند؛ درحالیکه در بخش زمین‌شناسی منطقه گفته شد آب‌وهوای حوضۀ خلیج فارس در ابتدای تریاس، گرموخشک بوده و امکان ورود چنین جریان‌هایی به حوضۀ رسوبی وجود نداشته است. سازند کنگان درنهایت به رسوبات کم‌عمق شیلی سازند دشتک منتهی می‌شود؛ اما لایه‌های آواری تنها در انتهای سازند کنگان (آن‌هم با ضخامت کم چند سانتی‌متر تا چند ده سانتی‌متر) مشاهده میشوند و هیچ رسوب آواری‌ای در توالی‌های مطالعه‌شده مشاهده نمی‌شود؛ علاوه‌بر‌این، لایه‌بندی پیچ‌خورده در رسوبات حاصل از جریان‌های توربیدیتی معمول است (Flugel 2010) که در این توالی‌ها دیده نمی‌شود. ضخامت رسوبات توربیدیتی نیز اغلب زیاد است (در حد چندین متر تا ده متر)؛ درحالیکه ضخامت توالی‌های ریزشونده بهسمت بالا در سازند کنگان، در منطقۀ مطالعه‌شده نهایت از یک متر تجاوز نمی‌کند. اگرچه توالی‌های بوما در مقیاس‌های گوناگون تشکیل میشوند، این توالی‌ها در خصوص رسوبات توربیدیتی ضخامت بیشتری دارند (Flugel 2010)؛ علاوه‌بر‌این، رسوبات حاصل از جریان‌های توربیدیتی در اغلب موارد و به‌ویژه در بخش‌های پایینی جورشدگی ضعیفی دارند، بلوغ بافتی آنها کم است و ماتریکس زیادی در قاعدۀ این توالی‌ها دیده می‌شود. مجموعه عوامل یادشده نشان می‌دهند توالی‌های مشاهده‌شده نمی‌توانند در اثر جریان‌های توربیدیتی ایجاد شده باشند. نهشته‌های کانالی در توالی‌های رمپ کربناته ممکن است سبب ایجاد توالی‌های ریزشونده بهسمت بالا شوند (Flugel 2010). این توالی‌ها با سطح کندگی آغاز میشوند و با رسوبات اائیدی حاصل از انرژی زیاد کانال و زمان طولانی تأثیر این انرژی ادامه می‌یابند و سپس به نهشته‌های گلی ختم میشوند (Cloyd et al. 1990). ابتدا انرژی حاصل از فرسایش بستر کانال سبب می‌شود سطح فرسایشی همراه با قطعه‌های کنده‌شده از لایۀ پایینی در قاعدۀ این نهشته‌ها ایجاد شود که مشابه نهشته‌های مطالعه‌شده است؛ اما در ادامه، لایۀ مشخص اائیدی با انرژی زیاد در هیچ‌یک از توالی‌های بررسی‌شده مشاهده نمی‌شود. حضور اینتراکلاست و پلت در تمام توالی مطالعه‌شده نشان می‌دهد انرژی این توالی‌ها هیچ‌گاه در زمان طولانی اثر نکرده است؛ علاوهبر این، حضور گل آهکی در پکستون‌ها که اغلب بخش‌های میانی این توالی را تشکیل می‌دهند، دلیل دیگری بر تأثیر انرژی زیاد در زمان کوتاه بر این توالی است. اگرچه نهشته‌های درون‌کانالی در توالی‌های رمپ کربناته اغلب به‌طور محلی گسترش می‌یابند (Wright and Burchette 1998)، نهشته‌های مطالعه‌شده به‌شکل متوالی در سازند کنگان مشاهده میشوند و درنتیجه نمی‌توان این نهشته‌ها را به رسوبات داخل کانال نسبت داد. نهشته‌های طوفانی در محیط‌های کربناتۀ تریاس به‌فراوانی گزارش شدهاند (Aigner 1985, Aigner 1982, Hips 1998, Blendinger and Blendinger 1989, Calvet and Tucker 1988, Galli 1989, Hagdom 1982, Perez-Lopez 2001, Torok 1993, Perez-lopez and Prez-valera 2012, Colombie et al. 2014). این نهشته‌ها در مناطق کم‌عمق و عمیق حوضه‌های آواری و کربناته گسترش می‌یابند و ضخامت آنها از چندین میلی‌متر تا یک متر متغیر است. نهشته‌های طوفانی در مناطق زیر موجسار هوای طوفانی و در محدودۀ رمپ خارجی ضخامت کمتری (در حد چندین میلی‌متر) دارند (Flugel 2010)، دانه‌ریزند و آثار آشفتگی زیستی بیشتری در آنها دیده می‌شود. قاعدۀ این واحدها اغلب فرسایشی نیست. نهشته‌های طوفانی مناطق نزدیک به ساحل ضخامت بیشتری (چندین سانتی‌متر تا چندین ده سانتی‌متر) دارند، دانه‌درشت‌ترند، بلوغ بافتی خوبی نشان می‌دهند و اغلب قاعدۀ فرسایشی مشخص دارند (Zhou et al. 2011). رخسارههای این توالی‌ها در بخش‌های پایینی اغلب پکستون و گرینستونند و ذرات غالب شامل بایوکلاست‌ها و اائیدها میشوند (Perez-Lopez 2001, Perez-lopez and Prez-valera 2012). در بخش‌های بالاتر، رخسارههای مادستونی برتری دارند. در بخش‌های پایینی، نشانه‌های پایین‌لایه دیده می‌شود و آثار کندگی آنها با پکستون‌ها و گرینستون‌ها پر شده است. مقایسۀ این رسوبات با توالی‌های مشاهده‌شده، شباهت کامل ساختی و رخساره‌ای آنها را نشان می‌دهد. در اغلب موارد، بخش پایینی توالی مشاهده‌شده سطح فرسایشی مشخصی را نشان می‌دهد که قطعه‌های واحد پایینی در آن دیده میشوند؛ این سطح فرسایشی در اثر شروع طوفان و زیادشدن انرژی محیط تشکیل می‌شود. نهشته‌شدن اینتراکلاست‌های کشیده و زاویه‌دار در قاعدۀ این واحد نشان می‌دهد ته‌نشست این اینتراکلاست‌ها بی‌درنگ پس‌از فرسایش رخ داده است. توالی کم‌عمق‌شونده بهسمت بالا نشان می‌دهد انرژی محیط پس‌از افزایش ناگهانی، دوباره کاهش یافته است. حضور انیدریت در بسیاری از بخش‌ها، تبخیر شدید در محیط رسوبی را نشان می‌دهد که در اثر آب‌وهوای گرموخشک تریاس آغازین تا میانی ایجاد شده است؛ در ضمن نهشته‌شدن این کانی، محیط کم‌عمق این نهشته‌ها را نشان می‌دهد. باتوجهبه اینکه ته‌نشست اولیۀ انیدریت و یا تشکیل ثانویۀ آن در اثر آبگیری ژیپس، خارج از محیط تشکیل این نهشته‌ها بوده است، این نهشته‌های تبخیری بخشی از این توالی محسوب نمی‌شوند؛ اما در زمان پایین‌آمدن سطح آب دریا و باتوجهبه محیط کم‌عمق این نهشته‌ها، اغلب در انتهای توالی مطالعه‌شده مشاهده میشوند. لایه‌بندی مورب پس‌از ته‌نشست قطعه‌های اینتراکلاستی نشان از جریان‌های یک‌طرفه در محیط دارد. هر دو لایه‌بندی مورب صفحه‌ای و عدسی در مقاطع مطالعه‌شده دیده میشوند و در سازند کنگان نشان می‌دهند رژیم جریانی در زمان ته‌نشست این توالی‌ها متغیر بوده است. توالی رخسارههای با برتری پلوئیدها و اینتراکلاست‌ها در مقاطع نازک میکروسکوپی که با رخسارههای پکستونی و گرینستونی دارای جورشدگی خوب ادامه می‌یابد، دلیل دیگری بر تأثیر طوفان‌ها بر بخش‌های داخلی رمپ در جهت رو به دریای باز[17] است؛ سپس این توالی‌ها به رسوبات تبخیری انیدریتی ختم میشوند. مقایسۀ توالی‌های طوفانی مشاهده‌شده در سازند کنگان، در بخش مرکزی خلیج فارس با سایر نهشته‌های کامل طوفانی (Aigner 1985, Johnston and Baldwin 1986, Monaco 1992, Pemberton and Frey 1984, Zhou et al. 2011, Perez-Lopez 2001, Perez-lopez and Prez-valera 2012) نشان می‌دهد تفاوت اصلی نهشته‌های طوفانی سازند کنگان با این توالی‌ها در بخش‌های بالایی است. در توالی‌های jوفانی شاخص دنیا، اغلب رسوبات آواری دانه‌ریز با مقادیر ناچیز در بخش بالایی دیده میشوند که در توالی‌های مشاهده‌شده صادق نیست؛ علاوه‌بر‌این، رسوبات تبخیری در اغلب این توالی‌ها گزارش نشده‌اند که در نهشته‌های طوفانی سازند کنگان مشاهده میشوند.
نتیجه مطالعۀ رسوبات کربناته- تبخیری سازند کنگان در سه چاه، در بخش مرکزی خلیج فارس نشان می‌دهد رسوبات حاصل از طوفان در این سازند گسترش یافته‌اند. در هر دو توالی، دانه‌بندی تدریجی بهسمت بالا و قاعدۀ فرسایشی همراه با قطعه‌های کنده‌شده دیده می‌شود. در ادامه، لایه‌بندی موازی در رژیم جریانی بالا شکل می‌گیرد و ساختهای رسوبی مشابهی در هر دو توالی دیده میشوند. در بخش میانی توالی، ساختهای رسوبی رفته‌رفته از لایه‌بندی مورب صفحه‌ای به خمیده تبدیل میشوند که نشان از تغییر شدت جریان دارد. در اغلب موارد، واحدهای بالایی در توالی‌های مطالعه‌شده تفکیک‌پذیر نیستند که این امر به‌سبب ماهیت میکرایتی واحدهای کربناته در انرژی کم است؛ ساختهای توده‌ای و آثار کم‌عمق‌شوندگی در این بخش دیده میشوند. تفاوت این رسوبات با توالی‌های توربیدیتی در سازوکار تشکیل این نهشته‌هاست. تکرار درخور توجه نهشته‌های مطالعه‌شده، وجودنداشتن ساختهای ریزشی به مقدار زیاد در این رسوبات، مقیاس چند سانتی‌متری تا چند ده سانتی‌متری آنها، محیط رسوبی کم‌عمق تشکیل آنها، تشکیل این توالی‌ها در شیب ملایم رمپ کربناته، وجودنداشتن رسوبات واردشده از بیرون حوضه، حضور گل در بسیاری از قسمت‌ها و حضور قطعه‌های اینتراکلاستی و پلوئیدی در اغلب بخش‌ها نشان می‌دهد این رسوبات حاصل هیچ‌یک از سازوکارهای دیگر برای تشکیل توالی‌هایی دارای دانه‌بندی تدریجی در رسوبات کربناته نیستند. عمق کم سازند کنگان و شرایط آبوهوایی گرموخشک در زمان ته‌نشست این رسوبات سبب شده است رسوبات تبخیری در بخش‌های زیادی از این توالی گسترش یابند که در توالی‌های شاخص بوما و یا سایر توالی‌های طوفانی توصیف‌شده در سایر مناطق مشاهده نمی‌شوند. مجموعه موارد یادشده نشان می‌دهد در زمان تریاس آغازین تا میانی، طوفان‌های بسیاری در منطقۀ تشکیل رسوبات کربناتۀ سازند کنگان رخ داده‌اند که نتیجۀ آنها تشکیل توالی‌های تمپستایت در سازند کنگان در این منطقه بوده است.
سپاسگزاری نویسنده از جناب آقای دکتر زندمقدم از دانشگاه شهید باهنر کرمان برای ارائۀ پیشنهادهای بسیار سودمند در زمینۀ تکمیل نوشتار اولیه تشکر می‌کند. | ||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | ||||||||||||||||||||||||||||
|
Aali J. Rahimpour-Bonab H. and Kamali MR. 2006. Geochemistry and origin of the world's largest gas field from Persian Gulf, Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering, 50: 161-175. Aigner T. 1982. Calcareous tempestites: storm dominated stratification in upper Muschelkalk limestones. In: Yin A. and Harrison T.M. (Eds.). Cyclic and Event Stratification. Cambridge University Press, 181–195. Aigner. T. 1985. Storm depositional systems. Lecture Notes in Earth-Science, 3, Stuttgart (Schweizerbart), 174 p. Alsharhan A.S. and Nairn A.E.M. 1997. Sedimentary basins and petroleum geology of the Middle East. Elsevier, Netherlands, 843 p. Badenas B. Pomar L. Aurell M. and Morsilli M. 2012. A facies model for internalites (internal wave deposits) on a gently sloping carbonate ramp (Upper Jurassic, Ricla, NE Spain). Sedimentary Geology, 271-272: 44–57. Blendinger W. and Blendinger E. 1989. Windward-leeward effects on Triassic carbonate bank margin facies of the dolomites, northern Italy. Sedimentary Geology, 64: 143– 166. Bouma A. H. 1962. Sedimentology of some flysch deposits: A graphic approach to facies interpretation. Elsevier, 168 p. Calvet E. and Tucker M.E. 1988. Outer ramp carbonate cycles in the Upper Muschelkalk, Catalan Basin, NE Spain. Sedimentary Geology, 57: 185-198. Cloyd K. C. Demicco R. V and Spencer R. J. 1990. Tidal channel, levee, and crevasse-splay deposits from a Cambrian tidal channel system: a new mechanism to produce shallowing-upward sequences. Journal of Sedimentary Petrology, 60: 73-83. Colombie C. Badenas B. Aurell M. Gotz A.E. Bertholon S. and Boussaha M. 2014. Feature and duration of meter-scale sequences in a storm-dominated carbonate ramp setting (Kimmeridgian, northeastern Spain). Sedimentary Geology, 312: 94-108. Comerio M. Fernandez D.E. and Pazos P.J. 2018. Sedimentological and ichnological characterization of muddy storm related deposits: The upper Hauterivian ramp of the Agrio Formation in the Neuquén Basin, Argentina. Cretaceous Research, 85: 78-94. Dickson J. A. D. 1965. A modified staining technique for carbonates in thin section. Nature, 205: 587. Dunham R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In Ham W. E. (Ed), Classification of carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 1, 108-121. Flugel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks: analysis, interpretation and application. Springer, 2nd edition, Berlin, 984 p. Galli G. 1989. Depositional mechanisms of storm sedimentation in the Triassic Dtirrenstein Formation, dolomites, Italy. Sedimentary Geology, 61: 81-93. Hagdom H. 1982. The Bank der klcinen Terebrateln (Upper Muschelkalk, Triassic) near Schwabisch Hall (SW Germany)- a tempestite condensation horizon. In: Einselc G. and Seilacher A. (Eds.), Cyclic and event stratification. Springer-Verlag, Berlin: 263-285. Hips K. 1998. Lower Triassic storm-dominated ramp sequence in northern Hungary: an example of evolution from homoclinal through distally steepened ramp to Middle Triassic flat-topped platform. Geological Society, London, Special Publications, 149: 315-338. Insalaco E. Virgone A. Courme B. Gaillot J. Kamali M. Moallemi A. Lotfpour M. and Monibi S. 2006. Upper Dalan Member and Kangan Formation between the Zagros Mountains and offshore Fars, Iran: Depositional system, biostratigraphy and stratigraphic architecture. GeoArabia, 11: 75– 176. Johnston H. D. and Baldwin C.T. 1986. Shallow siliciclastic seas. In: Reading H.G. (Ed.), Sedimentary Facies and Environments, 2nd edition. Blackwell Scientific Publications, Oxford: 266–268. Kidder D.L. Worsley T.R. 2004. Causes and consequences of extreme Permo-Triassic warming to globally equable climate and relation to the Permo-Triassic extinction and recovery. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 203: 207-237. Komatsu D. Huyen D. T. Huu N. D. 2010. Radiation of Middle Triassic bivalve: Bivalve assemblages characterized by infaunal and semi-infaunal burrowers in a storm- and wave dominated shelf, An Chau Basin, North Vietnam. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 291: 190-204. Konert G. Afifi A.M. Al-Hajri S.A. and Droste H.J. 2001. Paleozoic stratigraphy and hydrocarbon habitat of the Arabian Plate. GeoArabia, 6: 407-442. Monaco P. 1992. Hummocky cross-stratified deposits and turbidites in some sequences of the Umbria-Marche area (central Italy) during the Toarcian. Sedimentary Geology, 77: 123–142. Pemberton S.G. and Frey R.W. 1984. Ichnology of storm-influenced shallow marine sequence: Cardium Formation (Upper Cretaceous) at Seebe, Alberta. Canadian Society of Petroleum Geologists, 9: 281– 304. Perez-Lopez A. 2001. Significance of pot and gutter casts in a Middle Triassic carbonate platform, Betic Cordillera, southern Spain. Sedimentology, 48: 1371–1388. Perez-lopez A. and Perez-Valera F. 2012. Tempestite facies models for the epicontinental Triassic carbonates of the Betic Cordillera (southern Spain). Sedimentology, 59: 646–678. Pomar L. Morsilli M. Hallock P. and Bádenas B. 2012. Internal waves, an under-explored source of turbulence events in the sedimentary record. Earth-Science Reviews, 111: 56–81. Rahimpour-Bonab H. Enayati-Bidgoli A.H. Navidtalab A. and Mehrabi H. 2014. Appraisal of intra reservoir barriers in the Permo-Triassic successions of the Central Persian Gulf, Offshore Iran. Geologica Acta, 12: 87-107. Scotese C. R. Boucot A. J. McKerrow W.S. 1999. Gondwanan palaeogeography and paleoclimatology. Journal of African Earth Sciences, 28: 99-114. Smith A.M. Zawada P.K. 1989. Permian storm current-produced offshore bars from an ancient shelf sequence: Northwestern Karoo basin, republic of South Africa. Journal of African Earth Sciences, 9: 363-370. Torok A. 1993. Brachiopod beds as indicators of storm events: an example from the Muschelkalk of Southern Hungary. In: Palfy J. and Voros A. (Eds.), Mesozoic brachiopods of Alpine Europe. Hungarian Geological Society, Budapest: 161-172. Vachard D. Clausen S. Palafox J.J. Buitron. B.E. Devaere L. Hayart V. and Regnier S. 2017. Lower Ordovician microfacies and microfossils from Cerro San Pedro (San Pedro de la Cueva, Sonora, Mexico), as a westernmost outcrop of the newly defined Nuia Province. Facies, 63:18. Warren J. 2006. Evaporites, A Geological Compendium. Springer, Switzerland, 1813 p. Wang J. Li Y. Zhang Y. and Kershaw S. 2017. A Middle Ordovician (Darriwilian) Calathium reef complex on the carbonate ramp of the northwestern Tarim Block, northwest China: A sedimentological approach. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 474: 58-65. Wright V. R and Burchette T. E. 1998. Carbonate ramps. Geological Society, London, Special Publications, 149: 281-314. Zhou Z. Willems H. Li Y. and Luo H. 2011. A well-preserved carbonate tempestite sequence from the Cambrian Gushan Formation, eastern North China Craton. Paleoworld, 20: 1-7. Ziegler M. 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian Plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia, 6: 445–504. | ||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 732 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 417 |
||||||||||||||||||||||||||||