پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 44 |
| تعداد شماره‌ها | 1,473 |
| تعداد مقالات | 12,039 |
| تعداد مشاهده مقاله | 22,293,067 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 9,792,957 |
ادغام دادههای رسوب‌شناسی و ژئوشیمی ایزوتوپی برای درک چارچوب چینه‌نگاری سکانسی نهشته‌های ژوراسیک میانی–بالایی سازندهای سرگلو و نجمه در شمال غرب کرمانشاه (ناحیۀ اورامان، برش‌های دودان و کزی) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| دوره 38، شماره 2 - شماره پیاپی 87، تیر 1401، صفحه 83-116 اصل مقاله (6.48 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2022.134584.1236 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| میلاد ایمانی سقین‌سرا1؛ آرام بایت گل* 2؛ مهدی دارائی2؛ محمود شرفی3؛ میثم عیسی نژاد1؛ افشین زهدی4؛ جواد ربانی5 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1کارشناس ارشد رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی، دانشکدة علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایۀ زنجان، زنجان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2استادیار دانشکدة علوم زمین، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایۀ زنجان، زنجان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 3استادیار، رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه هرمزگان، بندرعباس، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 4استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکدة علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 5استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکدة علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| در این مطالعه با ادغام دادههای رسوب‌شناسی از مطالعات صحرایی و پتروگرافی همراه با دادههای ژئوشیمی ایزوتوپی، چارچوب چینه‌نگاری سکانسی سازند سرگلو و نجمه در ناحیۀ اورامانات از شمال غرب کرمانشاه بررسی شده‌اند. سه سکانس رسوبی از نوع T/R facies cycles شامل TR1 تا TR3 در نهشته‌های سازند سرگلو شناسایی شده است. وجود شیل‌های تیرۀ غنی از مواد آلی و آهک‌های بیتومیندار در سکانس‌های TR1 تا TR3 همراه با مقادیر سبک‌تر δ13C، به‌ویژه پیکهای ناگهانی و منفی در بخش‌های مرتبط با بخش حوضه/شلف خارجی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو، نشان می‌دهد فضای تجمع سازند سرگلو گسترش بالایی داشته و در اورامانات، این حوضه دارای فضای رسوب‌گذاری نسبتاً بالا بوده و قابلیت ایجاد توالی‌های دریایی عمیق را به‌ویژه در طول گسترههای تراز پیش‌رونده (TST) داشته است. سه سکانس رسوبی نیز از نوع T/R facies cycles شامل TR4 تا TR6 در نهشته‌های سازند نجمه شناسایی شده است. تکامل روند رخساره‌ای، طرح برانبارش و معماری داخلی سکانس‌های TR4 تا TR6 همراه با پیکهای مثبت دورهای در مقادیر δ13C، از وجود فضای تجمع کم رسوب‌گذاری در این سازند حکایت دارد. در مرز سازند سرگلو و نجمه، مقادیر δ18O یک پیک ناگهانی و مثبت را نشان می‌دهد که احتمالاً ناشی از تغییر شرایط اقلیمی در مرز ژوراسیک میانی و بالایی در مقیاس محلی بوده باشد. انطباق خوب دسته‌رخساره‌های TST و RST و ژئوشیمی ایزوتوپ کربن 13 (δ13C) حاکی از آن است که نوسانات سطح آب دریا به‌عنوان مکانیسم اصلی، به تغییر مقادیر δ13C در طول تهنشینی سازندهای سرگلو و نجمه منجر شده است. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| ژئوشیمی ایزوتوپی؛ چینه‌نگاری سکانسی؛ سازند سرگلو؛ سازند نجمه؛ ژوراسیک | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مقدمهچینهنگاری سکانسی، تجزیه و تحلیل توالی‌های رسوبی در پاسخ به تغییرات سطح اساس (نوسانات سطح نسبی آب دریا) و روندهای رسوبی است که حاصل این تغییرات، ایجاد فضای رسوب‌گذاری[1] و نهشت[2] است که در اکتشاف رکوردهای زمین‌شناسی، از مقیاس محلی تا جهانی اهمیت دارد و برای بهبود جنبۀ اکتشاف اقتصادی و تولید منابع به کار برده میشود (Catuneanu 2006; Bayet-Goll et al. 2014, 2018a). استفاده از دادههای رسوب‌شناسی و رخساره‌ای، سطوح چینه‌نگاری سکانسی، دستههای رخساره‌ای و سکانس‌های موجود در نهشته‌های ژوراسیک زاگرس، به‌خصوص توالی‌های کمتر مطالعه‌‌شدۀ این پژوهش، سبب درک بهتر ما از چگونگی تشکیل واحدهای چینه‌نگاری، رخسارهها و ارتباط زمانی و فضایی آنها با واحدهای هم‌ارز در ورقۀ عربی میشود. ژئوشیمی ایزوتوپ‌های پایدار، روش معمول برای بیان مقادیر یا ترکیب ایزوتوپی توالی‌های رسوب‌گذاری است. در چینه‌نگاری ایزوتوپ‌های پایدار، با استفاده از مقادیر ایزوتوپی کربن (δ13C) و اکسیژن (δ18O) می‌توان سطوح مختلف حوادث، ازجمله حوادث بیهوازی اقیانوسی[3] را شناسایی کرد که به‌صورت جهانی و محلی در طی ژوراسیک رخ داده است (Sharafi et al. 2022a). این حوادث از مهم‌ترین عوامل در شکل‌گیری سازندهای حاوی شیل آهکی سیاه غنی از مواد آلی در طی زمان زمین‌شناسی، به‌خصوص دورۀ ژوراسیک به شمار میآید (Andrieu et al. 2016). در طی این حوادث که با شیفت به‌سمت مقادیر منفی و ناگهانی ایزوتوپ کربن و اکسیژن مشخص میشود، غنی‌شدگی در کربن آلی رسوبی رخ داده و رخداد آن ارتباط مستقیم با تغییرات در سطح نسبی آب دریاها و یوستازی داشته است؛ بنابراین، فرضیهای مرتبط با افزایش سطح نسبی آب دریاها و یا فرونشینی در کف بستر حوضۀ رسوب‌گذاری در طی این حوادث مطرح میشود (Svensen et al. 2007; Wierzbowski 2015; Robinson et al. 2017). علاوه بر این، از ژئوشیمی ایزوتوپی می‌توان در راستای مطالعات تکمیلی دربارۀ حوادث اقلیمی دیرینه در چارچوبی از تکامل حوضه‌ای و چینه‌نگاری سکانسی استفاده کرد. اگرچه مطالعات اکتشافی در بخش‌های جنوب و جنوبغربی ایران در راستای محیط رسوب‌گذاری، چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی رسوبی توالی‌های مختلف زمین‌شناسی، ازجمله توالی‌های ژوراسیک میانی در ناحیۀ فروافتادگی دزفول و لرستان فراوان‌اند (James and Wynd 1965; Beydoun et al. 1992; Bordenave and Burwood 1995; Setudenia 1978; Bordenave and Herge 2010)، مطالعاتی بر توالی‌های ژوراسیک میانی–بالایی شمال غرب کرمانشاه در ناحیۀ اورامانات صورت نگرفته است؛ بنابراین نیاز است که پژوهش‌هایی بر توالی‌های این منطقه نیز برای درک توزیع سیستمهای هیدروکربنی در زاگرس ایران صورت گیرد، به‌ویژه آنکه ارتباط زمانی-مکانی نهشته‌های ژوراسیک نواحی اشاره‌شده با هم‌ارز‌های زمانی خود، در دیگر بخش‌های زاگرس و نیز ورقۀ عربی چندان روشن نیست و مطالعات بیشتری برای فهم این ارتباط، ضروری به نظر می‌رسد. در این پژوهش با توجه به ادغام دادههای ژئوشیمی ایزوتوپی، چینه‌شناسی و رسوب‌شناسی، به بازسازی و فهم شرایط محیط رسوب‌گذاری و چارچوب چینه‌نگاری سکانسی در تشکیل توالی‌های سازند سرگلو، نجمه و گوتنیا به‌عنوان یک سیستم هیدروکربنی احتمالی پرداخته شده است. به بیانی دیگر، این پژوهش تلاش دارد تا توزیع احتمالی یک سیستم هیدروکربنی را در منطقۀ مطالعه‌شده، در پاسخ به تغییرات شرایط محیطی در زمان و مکان مشخص کند.
زمین‌شناسی عمومی ناحیۀ اوراماناتنهشتههای ژوراسیک زاگرس، به‌عنوان بخشی از رسوبات اقیانوس نئوتتیس، در شرایط رسوبی کاملاً متفاوتی با دیگر نواحی ایران بر جای گذاشته شده است و به همین سبب رخساره‌های سنگی و زیستی آنها متفاوت از دیگر نواحی ایران است (Bayet-Goll et al. 2022a). در این راستا، در گسترۀ وسیعی از زاگرس، نهشته‌های ژوراسیک در همه‌جا رخسارۀ یکسانی ندارد؛ به‌طوری که می‌توان این رسوبات را به سه‌گروه مجزا با سه رخسارۀ متفاوت زیر تقسیم کرد (Motiei 1993): 1) رخساره‌های تبخیری دریای کم‌ژرفا که به‌ویژه در لرستان و در نزدیکی مرز عراق نهشته شده و فاقد رخنمون سطحی‌اند؛ 2) رخساره‌های کربناتۀ دریایی ژرف که در زاگرس چین‌‌خورده، به‌ویژه سکوی کربناتۀ فارس نهشته شده‌اند؛ 3) رخساره‌های کربناته–رادیولاریتی دریایی ژرف، که نشان‌دهندۀ بخش‌های ژرف زاگرس رورانده، به‌ویژه در دو ناحیۀ نیریز و کرمانشاه، به‌ویژه شمال غرب کرمانشاه در ناحیۀ اورامانات بوده‌اند و به‌صورت فلس‌های رانده‌شدۀ نابرجا رخنمون دارند. با توجه به این سه رخساره، نهشته‌های ژوراسیک زاگرس را می‌توان در سه ناحیۀ لرستان، فارس و زاگرس مرتفع از یکدیگر تشخیص داد. در این مطالعه از تغییرات تنوع، فراوانی و نوع فوناهای سازندۀ رخساره‌های شناسایی‌شده برای تفکیک و بررسی تفاوت زیرمحیط‌های رسوبی مختلف در نهشته‌های رسوبی سازند سرگلو در حوضۀ زاگرس استفاده میشود. از دیدگاه چینه‌شناسی و ساختاری، ناحیۀ اورامانات در زاگرس مرتفع قرار گرفته است. اورامان یا هورامان (به کردی: هه‌ورامان) نام منطقه‌ای کوهستانی در غرب ایران و شرق اقلیم کردستان عراق است. منطقۀ هورامان که منظر فرهنگی آن در میراث جهانی یونسکو به ثبت رسیده است، ۴۰۹ هزار هکتار وسعت دارد که شامل دو بخش شمالی و جنوبی هورامان در دو استان کرمانشاه و کردستان میشود و بخش جنوبی آن چهار شهرستان روانسر، جوانرود، پاوه و ثلاث باباجانی و بخش شمالی آن دو شهرستان مریوان و سروآباد را در بر میگیرد. در این مطالعه، نهشته‌های ژوراسیک میانی و بالایی بخش جنوبی اورامان بررسی میشود. سازند سرگلو به سن ژوراسیک میانی، در شمال غرب کرمانشاه (اورامان) با ضخامت حدود 70متر در هردو برش مطالعه‌شده و لیتولوژی شیل آهکی متورق سیاه[4] غنی از مادۀ آلی، به همراه میان‌‌لایه‌های مارن شناسایی میشود. این سازند در بخش قاعده توسط یک مرز با ناپیوستگی هم‌شیب، از توالی‌های ژوراسیک زیرین سازند سه‌کانیان متمایز میشود (شکل 1، b, c)؛ همچنین، سرتاسر این سازند حاوی فسیلهایی از گونههای دوکفهای (پوزیدونیا[5]) است. در بخش‌های قاعدهای–میانی، این سازند حاوی چرخههایی به‌سمت بالا ضخیم‌شونده، متشکل از لیتولوژی سنگ آهک لایهای تا موجی و در برخی موارد به‌صورت توده‌ای، به‌همراه میان‌لایه‌هایی از شیل آهکی و مارنهای آهکی سیاه و غنی از مواد آلی است. به‌سمت بخش‌های فوقانی سازند سرگلو، به‌تدریج از ضخامت و گستردگی شیل آهکی سیاه کاسته و به سنگ آهک با میان‌لایه‌هایی از چرت و شیل آهکی قرمزرنگ تبدیل میشود. این میان‌‌لایه‌های چرت و شیل آهکی به‌صورت نواری (در اصطلاح، باندل[6]) نسبت‌به یکدیگر قرار گرفتهاند (Imani Seginsara 2022). سازند نجمه به سن ژوراسیک بالایی در این نواحی به‌صورت یک مرز با ناپیوستگی هم‌شیب از سازند پایینی خود (سرگلو) متمایز شده است. ضخامت این سازند در منطقۀ پاوه (برش دودان) به بیش از 115متر می‌رسد، در حالی که این سازند در منطقۀ جوانرود (برش کزی) با کاهش ضخامت به کمتر از 20متر می‌رسد (شکل 1، b, c). سازند نجمه متشکل از چرخههایی به‌سمت بالا ضخیم‌شونده و کم‌عمق‌شونده و لیتولوژی این سازند در قاعده به‌صورت چرخه‌های چندمتری شیل آهکی–سنگ آهک با ساختار خطی تا استروماتولیتی است که به‌سمت بالا به شیل آهکی–آهک دولومیتی و در بالاترین بخش، به دولومیت‌های توده‌ای تبدیل میشود. مهم‌ترین محتوای فسیلی این سازند، که شاخصۀ سن ژوراسیک بالایی این سازند است، به شکل قالبهایی از آمونیت است (Imani Seginsara 2022). سازند نجمه در منطقۀ پاوه، در قسمتهای فوقانی خود توسط یک ناپیوستگی هم‌شیب، به سازند گرو[7] به سن کرتاسۀ زیرین تبدیل میشود (شکل 1، b). با این حال، سازند نجمه در منطقۀ جوانرود، توسط یک افق برشی‌شده[8] (سازند گوتنیا)، از توالی‌های بالایی (سازند گرو) متمایز شده است (شکل 1، c؛ Imani Seginsara 2022).
مواد و روش مطالعهابتدا با قراردادن نقشۀ زمین‌شناسی اورامان[9] بر تصویر ماهواره‌ای منطقه (شکل 1، a)، برش‌های مدنظر برای انجام مطالعات چینه‌شناسی و صحرایی تعیین شد. مطالعات صحرایی برش‌های مدنظر شامل برداشتهای لیتولوژی و سنگ چینهای، بافت و ساختهای رسوبی، ژئومتری یا هندسۀ واحدها، بررسی محتویات فسیلی، شناسایی رخساره‌های سنگی، ضخامت ظاهری، بررسی روند چرخه‌های رسوبی و برداشت سیستماتیک نمونه‌های سنگی است که طی این مرحله نزدیک به 230نمونه سنگی از برش‌های مطالعه‌شده (برش کزی تعداد 85، برش دودان تعداد 145نمونه سنگی) برداشت شد. در این مطالعه همچنین، بررسی خصوصیات پتروگرافی (طبقه‌بندی و نام‌گذاری رایج برای سنگهای کربناته براساس دانهام (Dunham 1962))، در ادغام با مطالعات صحرایی برای شناخت ویژگیهای رخساره‌ای و تعیین کمربندهای رخساره‌ای (براساس مدلهای رمپ و شلف کربناتۀ فلوگل (Flügel 2004) و ارائۀ مدلهای محیط رسوب‌گذاری به کار گرفته شده است. علی‌رغم روشهای متنوع و مرسومی که برای انجام مطالعات چینه‌نگاری سکانسی توالی‌های رسوبی کربناته و سیلیسی آواری به کار برده میشود، با این حال در این مطالعه، به‌دلیل شرایط محیط رسوب‌گذاری کاملاً متمایز سازندهای سرگلو و نجمه، به‌ویژه مرزهای سکانسی با رخنمونهای تحت‌الجوی و یا وجودنداشتن نهشته‌های دسته‌رخسارۀ تراز پایین (Lowstand system tract) و گستردگی متغیر توالیها در برش‌های مطالعه‌شده، از روش چینه‌نگاری سکانسی امبری و یوهانسن (Embry and Johannessen 2017) برای تعیین دستههای رخساره‌ای (سیستم تراکتها)[10] و سطوح چینه‌نگاری سکانسی[11] سازندهای سرگلو و نجمه استفاده شده است. در این روش برای تعیین سکانس‌های رسوب‌گذاری، از اصطلاح T–R (پیش‌روی – پس‌روی) استفاده میشود. همچنین، سکانس‌های رسوب‌گذاری شامل دو سیستم تراکت پیش‌رونده[12] (TST) و سیستم تراکت پس‌رونده[13] (RST) است. سطوح چینه‌نگاری سکانسی نیز به دو سطح بیشینۀ غرقابی[14] (MFS) و سطح بیشینۀ پس‌روی[15] (MRS) تقسیمبندی میشود (Embry and Johannessen 2017). تعیین نوع سیستم تراکت در روش T–R براساس کنتاکت لایهها، رخساره‌های پایین و بالا و ختمشدگی ساختاری انجام میگیرد. بر این اساس، سطوح MRS و MFS منطبق بر تغییر رخساره‌ای است. علاوه بر این، رخساره‌های سطوح MFS خاتمۀ توالی‌های نازک‌شونده و عمیقشوندۀ دریایی است، در حالی که رخساره‌های سطوح MRS خاتمۀ توالی‌های عمدتاً ضخیم‌شونده و کمعمقشوندۀ دریایی است. در این مکتب چینه‌نگاری سکانسی، مرز سکانسی منطبق با سطح MRS در یک سیستم تراکت پس‌رونده است. نظر به اینکه سازندهای سرگلو و نجمه، عمدتاً شامل توالی‌های دریایی عمیق و کمعمقاند، بنابراین شامل سیستم تراکتهای TST و RST هستند. به‌منظور انجام آنالیز ایزوتوپی کربن و اکسیژن (δ13C و δ18O)، 39نمونه پودری کربناته از توالی‌های سازند سرگلو و نجمه در برش دودان، به‌طور سیستماتیک انتخاب شد، به‌طوری که کل ستون چینه‌شناسی را در بر گیرد. در این باره، بخش‌های دارای زمینۀ میکرایتی و دست‌نخورده ازنظر دیاژنتیکی، پودر و به دانشگاه فردریش–الکساندر (Friedrich -Alexander Universität Erlangen-Nürnberg (FAU)) در کشور آلمان ارسال شد. در آنالیز، نمونه‌های پودر کربناته توسط فسفریک اسید 100% در دمای 70درجۀ سانتیگراد با استفاده از روش گاسبنچ 2 (Gasbench II)، متصل به طیف‌سنج جرمی ترموفیشر دلتا ویپلاس (ThermoFisher Delta V Plus) آنالیز شیمیایی شد و مقادیر به‌دست‌آمده به‌صورت «بخش در هزار (‰)» و براساس واحد وی-پی‌دی‌بی ((V-PDB گزارش شد. تکرارپذیری، دقت و صحت براساس تکرار تجزیه و تحلیل استانداردهای آزمایشگاهی کالیبره شده و تکرارپذیری برای δ13C و δ18O ، صفر ± گزارش شده است. در این باره، از استانداردهای NBS18 ، NBS19 و IAEA-CO9 برای هر دو نوع δ13C و δ18O استفاده شده است.
شکل 1- a. هم‌افزایی نقشۀ زمین‌شناسی اورامان (اقتباس و ویرایش از Tavani et al. 2018: Imani Seginsara et al. 2022 ) و تصویر ماهواره‌ای منطقۀ مطالعه‌شده؛ b. تصاویر صحرایی از سازندهای مطالعه‌شده در منطقۀ پاوه (برش دودان; Imani Seginsara 2022)؛ c. توالی‌های سازندهای مطالعه‌شده در منطقۀ جوانرود (برش کزی; Imani Seginsara 2022) Fig 1- a) Superimposing the Hawraman geological map (edited from Tavani et al. 2018: Imani Seginsara et al. 2022) on the satellite image of the study area. b) Field views of studied formations in Paveh region (Dodan section; Imani Seginsara 2022). c) Sequences of studied formations in Javanrood region (Kazi section; Imani Seginsara 2022)
نتایجرخساره و محیط رسوبگذاریبراساس مطالعات رخساره‌ای و ریزرخساره‌ای، تعداد چهار ریزرخساره (S-MF) و دو رخسارۀ سنگی (S-LF) برای سازند سرگلو و تعداد پنج ریزرخساره (N-MF) و چهار رخسارۀ سنگی (N-LF) برای سازند نجمه شناسایی شد (جدول 1). محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو از عمیق به کم‌عمق به سه کمربند رخساره‌ای 1. شلف خارجی (F1)؛ 2. شیب (F2) و 3. شلف میانی (F3) طبقه‌بندی میشود. محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه نیز به سه کمربند رخساره‌ای ساب‌تایدال عمیق–کم‌عمق (F4)، اینترتایدال (F5) و اینترتایدال–سوپراتایدال (F6) طبقه‌بندی میشود.
جدول 1- توصیفات ریزرخسارهها و رخساره سنگیهای شناسایی‌شده در سازندهای سرگلو و نجمه Table 1- Descriptions of identified microfacies and lithofacies in the Sargelu and Najmah formations
رخساره و محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلوکمربند رخساره‌ای شلف خارجی این کمربند شامل عمیقترین رخسارهها در توالی رسوبی سازند سرگلو و در بر گیرندۀ رخسارۀ سنگی شیل سیاه غنی از مادۀ آلی (S-LF: A) است (شکل 2، a) که به‌صورت ریزرخسارۀ مادستون/ شیل (دولومیتی) با ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی (S-MF: D) با زمینۀ تیره‌رنگ مشاهده میشود (شکل 2، b). این رخساره حاوی فسیل دوکفهای پوزیدونیاست. با توجه به لیتولوژی شیلی، این رخساره به‌عنوان عمیقترین بخش محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو تفسیر میشود؛ بنابراین این رخساره در مدل ارائه‌شده برای رخساره‌های شلف کربناته، رخسارۀ حوضه‌ای تشکیل‌یافته در زیر قاعدۀ تأثیر امواج طوفانی[16] و کم‌انرژی محسوب میشود (Flügel 2004; Bayet-Goll et al. 2017, 2020; Imani Seginsara 2022; Imani Seginsara et al. 2022). رنگ سیاه در زمینۀ توالی شیل سیاه سازند سرگلو به‌دلیل تمرکز بالای مادۀ آلی، درنتیجۀ شرایط بیهوازی حاکم در بستر آب دریاست (Sharafi et al. 2021a, b). حفظ‌شدگی مادۀ آلی این رخساره، ممکن است به‌دلیل واقع‌شدن سازند سرگلو در یک حوضۀ بسته و اینتراشلفی، خواه طی فرونشینی مستمر کف حوضه یا طی مراحل اولیۀ بالاآمدن سطح آب دریا رخ داده باشد (Leonowicz 2016). علاوه بر این، کمربند رخساره‌ای مذکور شامل ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای پوزیدونیا و رادیولار (S-MF: C) است که با پراکندگی متوسط در توالی میانی–فوقانی سازند سرگلو، متشکل از دوکفهایهای پوزیدونیا و خرده‌های آنها (اندازۀ حدوداً 1/0 تا 5/0 میلی‌متر) و نیز رادیولر با غلبۀ نسبی دوکفه‌ای‌ها بر رادیولرهاست (شکل 2، c). در مشاهدات صحرایی به‌صورت لایه‌های نازک تا متوسط با لامیناسیون موازی و سطح قاعدهای و بالایی تدریجی، به‌همراه سنگ آهک‌های نواری با میان‌لایه‌هایی از چرت دیده میشود. ظهور اجزای خرده‌های پوزیدونیا، همراه با گونههای رادیولر می‌تواند بیانگر یک شیفت تدریجی و میانمدت در سطح اکسیژنرسانی ستون آب دریا باشد (Imani Seginsara 2022; Imani Seginsara et al. 2022; Jach 2007). وجود چرت در توالی‌های سازند سرگلو حاکی از فرایند سیلیسیشدن[17] است که طی دیاژنز پوستۀ سیلیسی رادیولرها حل و سپس به شکل چرت نهشته شده است (Imani Seginsara et al. 2022).
کمربند رخساره‌ای شیب این کمربند عمدتاً در بر گیرندۀ انواعی از ساختارهای رسوبی در مطالعات صحرایی و ریزرخساره‌ای است. رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه–خاکستری نواری-بودیناژی (S-LF: B) به‌همراه شواهدی از توالی بوما درون طبقات، مهم‌ترین ساختار رسوبی این کمربند محسوب میشود (شکل 2، d). ساختار بودیناژ این رخساره در اثر قرارگیری لایه‌های نازک شیلی در میان‌‌لایه‌های سنگ آهک و تحت تأثیر فشردگی و فرسایش لایه‌های شیلی با مقاومت کم در برابر نیروهای تکتونیکی و جریانات بالای انرژی حاصل شده است. رخسارۀ مذکور همراه با توالی‌های بوما تأییدی بر جریانات کلسی‌توربیدایتی و وجود نقطۀ شکست در نیم‌رخ حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو است (Imani Seginsara et al. 2022). این کمربند شامل ریزرخسارۀ وکستون – پکستون تا گرینستون دارای پوزیدونیا (S-MF: B) با گستردگی بسیار بالا در سرتاسر سازند سرگلو است. دوکفهایهای حفظ‌شدۀ پوزیدونیا و خرده‌های آنها (بوسیترا؛ شکل 2، e)[18] با گستردگی بالا، اصلیترین گروه اسکلتی تشکیلدهندۀ این رخساره است که توزیع و تراکم بسیار بالایی در توالی‌های سازند سرگلو دارد. این رخساره بسته به موقعیت چینه‌شناسی آن و رخساره‌های مجاور آن و همچنین تغییرات خصوصیات تافونومیک دوکفهای پلاژیک (میزان خردشدگی، سایش، جورشدگی نسبت مفصلداربودن در مقابل بدون مفصل، به عبارتی دیگر تغییرات فراوانی اندازۀ آماری ازلحاظ کج‌‌شدگی)، در گستره‌ای از بخش‌های پایینی شیب در نزدیک کف حوضه تا بخش‌های کمعمقتر بالایی شیب[19] تهنشین شده است. در این باره، ایمانی و همکاران (Imani Seginsara et al. 2022) با مطالعۀ آماری بر پوزیدونیا در برش‌های مطالعه‌شده، نشان دادند الگوی کج‌‌شدگی چپ‌گرد بیانگر رخسارۀ کلسی‌توربیدایتی به‌عنوان نمایندۀ شیب (Tomašových et al. 2020) در حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو است (Imani Seginsara et al. 2022). وجود دوکفهای پوزیدونیای منفصل[20] حاکی از حمل و تهنشینی آنها به‌وسیلۀ جریانات توربیدایت است. در مقابل وجود دوکفهای متصل[21] با حفظ‌شدگی بالا در یک زمینۀ میکرایتی، به‌همراه وجود رسوب داخلی میکرایت در داخل کفهها حاکی از تهنشینی آنها در محیطهای کم‌انرژی در بخش دنبالۀ جریانات رخدادی همچون توربیدایت‌هاست (Imani Seginsara et al. 2022).
کمربند رخساره‌ای شلف میانی این کمربند، کم‌عمق‌ترین بخش حوضۀ سرگلو در منطقه مطالعه‌شده است که عمدتاً شامل ریزرخساره وکستون–پکستون دارای پوزیدنیا (S-MF-B) است. این کمربند رخساره‌ای تنها در بخش‌های فوقانی برش کزی رخنمون دارد و براساس شواهدی ازجمله لامیناسیون موزای، دانه‌بندی تدریجی نرمال، چینه‌بندی مورب هوموکی[22] و آثار قالبهای ناودانی[23] در رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه (S-LF: B) شناسایی‌شدنی است (شکل 1، g). قاعدۀ فرسایشی و حالت مواج طبقات رسوبی با چینه‌بندی مورب هوموکی و ساختارهای قالب ناودانی، تأییدی بر جریانات طوفانی یا تمپستایتی بخش شلف میانی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو در برش کزی‌اند (Imani Seginsara et al. 2022). توزیع فراوانی و الگوی کج‌‌شدگی راست‌گرد خرده‌های پوزیدونیا در این رخساره حاکی از تفاوت در جایگاه محیط رسوب‌گذاری نسبت‌به توالی‌های توربیدایتی با الگوی چپ‌گرد است که پیش‌تر توضیح داده شد؛ بنابراین، الگوی کج‌‌شدگی راست‌گرد دوکفه‌ای‌ها در برش کزی بیانگر رخسارۀ تمپستایتی به‌عنوان نمایندۀ شلف میانی (Tomašových et al. 2020) است (Imani Seginsara et al. 2022; Imani Seginsara 2022). وکستون دارای نرم‌تن (S-MF: A)، دیگر ریزرخسارۀ کمربند رخساره‌ای شلف میانی است که از اجزای اسکلتی متشکل از دوکفهایهای حفظ‌شدۀ پوزیدونیا و خرده‌های آنها (بوسیترا) و نیز دارای اجزای نرمتنان با صدف آراگونیتی اولیه است که تراکم متوسطی در بافت رسوبی دارند (شکل 2، f). دیوارۀ کاملاً حفظیافته و کلسیتی پوزیدونیا به‌همراه شواهدی از کاهش مادۀ آلی در این ریزرخساره حاکی از تشکیل رخساره در نزدیکی زون یوفوتیک (زون مرتبط با وجود نور و تأمین مواد غذایی) و شرایط نیمههوازی-هوازی است (Röhl et al. 2001; Jach 2007; Tomašových et al. 2020). درنهایت، محیط رسوب‌گذاری سازند سرگلو در منطقۀ اورامان (برش‌های کزی و دودان)، یک محیط اینتراشلفی در بر گیرندۀ زیرمحیط‌های شلف خارجی، شیب و شلف میانی بیان میشود (شکل 1، h؛ ). بدیهی است که رخساره‌های معرّف بخش شلف داخلی اگرچه در این ناحیه مشاهده نشد، به نظر می‌رسد در نواحی مجاور، به‌خصوص کشور عراق، این بخش گسترش داشته باشد.
شکل 2- a. رخداد رخسارۀ سنگی شیل آهکی سیاه غنی از مادۀ آلی سازند سرگلو (S-LF: A) در مرز سازند سرگلو (ژوراسیک میانی) و سه‌کانیان (دولومیت توده‌ای ژوراسیک زیرین)؛ b. ریزرخسارۀ مادستون/ شیل دولومیتی (S-MF: D) با توزیع دولومیت ریزبلور (Dol) و ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی با زمینۀ تیره‌رنگ (برش کزی، نور XPL، شمارۀ مقطع SK-50)؛ c. ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای پوزیدونیا و رادیولر (S-MF: C) با توزیع نسبی بالا از خرده‌های پوزیدونیا (بوسیترا، Bos) نسبت‌به رادیولر (R) با ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی با زمینۀ تیره‌رنگ (برش کزی، نور XPL، شماره مقطع SK-50)؛ d. رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه–خاکستری نواری-بودیناژی (S-LF: B) به‌همراه شواهدی از توالی بوما (فلش‌های قرمز) درون طبقات (برش دودان، زاویۀ دید از بالای طبقات)؛ e. ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای پوزیدونیا (Pos) (S-MF: B) به‌همراه خرده‌های بوسیترا (Bos) با ماتریکس گلی غنی از مادۀ آلی (برش کزی، نور XPL، شمارۀ مقطع SK-48)؛ f. ریزرخسارۀ وکستون–پکستون دارای نرم‌تن (S-MF: A) به‌همراه اجزای اسکلتی گاستروپود (Gst)، پوزیدونیا (Pos) و خرده‌های بوسیترا (Bos) (برش کزی، نور XPL، شماره مقطع SK-9)؛ g. رخسارۀ سنگی سنگ آهک سیاه–خاکستری نواری-بودیناژی (S-LF: B) به‌همراه شواهدی از ساختارهای چینه‌بندی مورب هوموکی درون طبقات و قالب ناودانی در قاعده (برش کزی)؛ h. مدل محیط رسوب‌گذاری حوضۀ اینتراشلفی سازند سرگلو (Imani Seginsara et al. 2022). Figure 2- a) Occurrence of the organic rich, calcareous black shale lithofacies in Sargelu Formation (S-LF: A) at the boundary of Sargelu Formation (Middle Jurassic) with Sehkanian Formation (massive dolomite of Lower Jurassic). b) dolomitic mudstone/shale microfacies (S-MF: D) with distribution of fine-crystalline dolomite (Dol) and organic rich matrix with dark groundmass (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-50). c) Posidonia Radiolarian wackestone–packstone microfcies (S-MF: C) with relatively high distribution of Posidonia (Bositra or Bos) versus Radiolarian (R) with a dark-colored, organic rich, mud-supported matrix (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-50). d) Lithofacies of black-gray ribbon-budinage limestone (S-LF: B) with evidence of Bouma sequence (red arrows) within intervals (viewing angle from the top of the intervals, Doudan section). e) Posidonia wackestone–packstone microfacies (S-MF: B) with a high occurrence of Posidonia (Pos) and Bositra fragments in organic rich, mud-supported matrix (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-48). f) Mollusk wackestone–packstone microfacies (S-MF: A) with skeletal components of gastropod (Gst), posidonia (Pos) and bositra fragments (Bos) (Kezi section, XPL light, cross-section number: SK-9). g) Black-gray limestone-bedding (S-LF: B) lithofacies with evidence of Hummocky cross stratification within the intervals and gutter cast evidence at the base (Kezi sectin). h) Depositionasl environment model reconstruction of intrashelf basin for Sargelu Formation (Imani Seginsara et al. 2022).
رخساره و محیط رسوب‌گذاری سازند نجمهکمربند رخساره‌ای ساب‌تایدال عمیق–کم‌عمق بخش ساب‌تایدال عمیق تنها شامل رخسارۀ سنگی شیل آهکی/ مارن کرم تا قهوه‌ای است که در سطح هوازده متمایل به قرمز (N-LF: A) است. رخسارۀ شیل آهکی/مارن قرمز، در قاعدۀ هریک از چرخه‌های کمعمقشوندۀ سازند نجمه شناسایی‌شدنی است و بیشتر به‌صورت ورقهای رؤیت میشود (شکل 3، a). رخداد رخسارۀ شیل آهکی/ مارن قرمز در قاعدۀ چرخه‌های رسوبی سازند نجمه، حاکی از رسوب‌گذاری به حالت معلق در عمیقترین بخش حوضۀ رسوب‌گذاری (ساب‌تایدال عمیق) و زیر قاعدۀ تأثیر امواج طوفانی و عادی سازند نجمه است. همچنین، بخش ساب‌تایدال کم‌عمق در بر گیرندۀ ریزرخسارۀ ترومبولیت (N-MF: E) است که از مادستون و مادستون پلوئیدی[24] تشکیل شده است (شکل 3، b). اصلیترین و مهم‌ترین شاخصۀ این رخساره، وجود توده‌های میکروبی و بافت لخته‌ای[25] در آنهاست که در بیشتر موارد براساس این نوع بافت شناسایی‌شدنی‌اند (شکل 3، b). این رخساره فاقد آلوکم اسکلتی است؛ با این حال، فسیل‌های سفالوپود (آمونیت) با ابعادی در اندازۀ چند سانتی‌متر تا ده‌ها سانتی‌متر (در صحرا) به‌همراه آن یافت شد (شکل 3، c). توده‌های میکروبیالی رخسارۀ ترومبولیت، حاصل فعالیت‌های متابولیکی سیانوباکتریایی و دیگر میکروارگانیسمهای بنتیک‌اند که یک فرایند زیستی برای تشکیل این ساختارها محسوب میشود (Bottjer 2016). وجود شواهدی از اجزای جانوری شناگر ازجمله سفالوپود (آمونیت)، بیانگر تشکیل این رخساره در کمربند رخساره‌ای ساب‌تایدال است. با وجود این، گسترش آمونیتها در کمربند پهنۀ جزر و مدی نیز گزارش شده است (Vennin et al. 2015; Bayet-Goll et al. 2020, 2022a)؛ بنابراین، رخداد افقهای آمونیتدار می‌تواند بیانگر کمربندهای رخساره‌ای رمپ میانی تا رمپ خارجی در یک محیط رمپ کربناته باشد (Vennin et al. 2015)، ولی در اینجا شواهد رسوبی و به‌ویژه حضور آنها در قاعدۀ چرخه‌ها بیانگر تشکیل در بخش زیر جزر و مدی است (Sharafi et al. 2022b).
کمربند رخساره‌ای اینترتایدال کمربند رخساره‌ای اینترتایدال شامل رخسارۀ استروماتولیتهای گنبدی[26] (N-LF: B; شکل 3، d) به‌همراه میان‌لایه‌هایی از ریزرخسارۀ میکروبیال دولوباندستون حاوی آنکوئید و پلوئید (N-MF: D) است (شکل 3، e). اگرچه بافت رخساره در ریزرخسارۀ میکروبیال دولوباندستون پلوئیدی – آنکوئید (N-MF: D) بیشتر باندستونی است، گاهی زمینۀ میکرایتی به‌همراه اجزای میکروبیالی با بافت لخته‌ای نیز شناسایی‌شدنی است. همچنین، اجزای غیراسکلتی از نوع آنکوئید با گردشدگی و حفظ‌شدگی خوب، که با لامینه‌های غیر هم مرکز مشخص می‌شوند، در آن دیده میشود. علاوه بر این در برخی موارد، شواهدی از فضاهای خالی قالبی (درون فسیلی)[27] پرشده از مادۀ آلی یا سیال هیدروکربنی، که بیشتر درون اجزای غیراسکلتی آنکوئید و پلوئید رخ داده است، شناسایی‌شدنی است (شکل 3، e). ریزرخسارۀ دولوباندستون میکروبیالی حاوی آنکوئید و پلوئید (N-MF: D)، رخساره‌ای مختص اینترتایدال و بخشی از ساب تایدال کم‌عمق محسوب میشود. زمینۀ میکرایتی به‌همراه اجزای میکروبی با بافت لخته‌ای، بیانگر تشکیل این رخساره در بخش‌های حاشیۀ جزر و مدی کم‌عمق است. همچنین، اجزای غیراسکلتی آنکوئید، جزء گروه رخساره‌ای ساب‌تایدال کم‌عمق-اینترتایدال در نظر گرفته می‌شوند (Flügel 2004; Bayet-Goll et al. 2018b). پلوئیدهای گرد با حفظ‌شدگی متوسط تا خوب این رخساره، احتمالاً بیانگر محیط کم‌عمق است. علاوه بر این، کمربند رخساره‌ای اینترتایدال شامل ریزرخسارۀ بایوکلستیک کلسیاسفر مادستون تا وکستون (N-MF: C) است که گستردگی کمتری نسبت‌به رخساره‌های بالا و پایین (N-MF: D و N-MF: B) خود در سازند نجمه دارد. این رخساره بیشتر متشکل از اجزای اسکلتی نظیر کلسیاسفر و خرده‌های بایوکلستی است (شکل 3، f). کلسیاسفرها معمولاً به‌صورت اشکال کروی و سفید‌رنگ شناسایی‌شدنی‌اند که در بافت رسوبی تمرکز یافتهاند. دیگر اجزا نیز معمولاً شامل خردههایی از توده‌های میکروبیالی‌اند. زمینۀ رخساره بیشتر متشکل از میکرایت است. نظر به اینکه در سازند نجمه، رخساره‌های همراه کلسیاسفرها در پایین شامل رخسارۀ ترومبولیت (مرتبط با ساب‌تایدال عمیق) و در بالا به رخسارۀ میکروبیال دولوباندستون پلوئید – آنکوئید (ساب‌تایدال کم‌عمق) ختم شده است، بنابراین می‌توان رخسارۀ بایوکلستیت کلسیاسفر (N-MF: C) را به یک موقعیت اینترتایدال و تا حداکثر ساب‌تایدال کم‌عمق نسبت داد.
کمربند رخساره‌ای سوپراتایدال تا انتهای بالایی اینترتایدال این کمربند شامل سه نوع رخساره است که شامل ریزرخسارۀ استروماتولیت دولو باندستون (N-MF: B) با گستردگی بالا، مرتبط با رخسارۀ سنگی استروماتولیتهای مسطح[28] بخش پروکسیمال اینترتایدال تا سوپراتایدال (N-LF: C)، رخسارۀ سنگی بِرِش استروماتولیتی (N-LF: D) و ریزرخسارۀ دولوستون/ مادستون آهکی (N-MF: A) است. رخسارۀ استروماتولیت مسطح براساس ساختارهای موازی نوارها یا لامینه‌های آن شناسایی‌شدنی است (شکل 3، d). این رخساره در سازند نجمه گستردگی بالایی دارد و به‌صورت ریزرخسارۀ استروماتولیت دولو باندستون (N-MF: B) دیده میشود. ریزرخسارۀ استروماتولیت باندستون، متشکل از استروماتولیتهای حاصل از فعالیت‌های میکروبی با ساختار داخلی مشخص‌اند. استروماتولیتهای مسطح در زیر میکروسکوپ به‌صورت چرخههایی از لامینه‌های متناوب به رنگ تیره (میکرایت) و روشن (میکرواسپار) محصورکنندۀ لامینه‌های میکرایتی مشخص می‌شوند (شکل 3، g). رخداد استروماتولیت‌ها (N-MF: B, N-LF: B) در این کمربند رخساره‌ای گستردگی بسیار بالایی داشته است. رخداد استروماتولیت بیانگر تشکیل این ساختارها در ارتباط با فرایندهای زیستی است (Kershaw et al. 2011; Bahniuk et al. 2015; Bottjer 2016). آنها حاصل فرایندهای بایوشیمیایی صورت‌گرفته توسط میکروب‌ها در محیطهای رسوب‌گذاری‌اند، به نحوی که توسعۀ فعالیت‌های میکروبی در طی رسوب‌گذاری کانیایی در محیطهای دریایی سبب تشکیل ساختارهای لامینه‌ای در استروماتولیت‌ها میشود (Bahniuk et al. 2015; Bayet-Goll and Daraie 2020). وجود تناوب لامینه‌های تیره و روشن (میکرایت و میکرواسپار) در بافت رسوبی استروماتولیت‌ها، بیانگر چرخه‌های رسوبی مرتبط با فرایندهای زیستی[29] (لامینه میکرایتی) و غیرزیستی[30] (میکرواسپار) است (Bahniuk et al. 2015). رخسارۀ سنگی برش استروماتولیتی (N-LF:A) براساس جابه‌جایی و گسیختگی لامینه‌های استروماتولیتی در اثر فعالیت‌های تکتونیکی تشکیل شده است (شکل 3، i). به عبارتی در این رخساره، سنگآهکهای استروماتولیتی مسطح به‌صورت قطعات برشی‌شده و نامنظم نیمهزاویهدار دیده می‌شوند که یکسری شکستگیها سبب جابه‌جایی و دگرسانی لامینه‌های استروماتولیتی شده است (شکل 3، h). عوارض رخنمون سطحی[31] (رخسارۀ سنگی برش استروماتولیتی (N-LF: D)) در استروماتولیتهای سازند نجمه حاکی از رشد و تکثیر میکروبیالیتها در زون نورانی[32] آبهای کم‌عمق است (Bahniuk et al. 2015). ریزرخسارۀ دولوستون/ مادستون آهکی (N-MF: A) بیشتر در بخش‌های فوقانی سازند نجمه و به‌خصوص در رأس چرخه‌های کم‌عمق‌شونده شناسایی‌شدنی است. ریزرخسارۀ دولوستون فاقد اجزای اسکلتی بوده و از دولومیت‌های ریز تا متوسط‌بلور هم‌بعد با بافت مسطح نیمه‌شکل‌دار (planar-s) تشکیل شده است (شکل 3، i). رخسارۀ مادستون آهکی در مطالعات ریزرخساره، فاقد اجزای اسکلتی و با زمینۀ گلپشتیبان شناسایی‌شدنی است. وجود دولومیت‌های جانشینی در رخسارۀ دولوستون (L-MF: A) سازند نجمه، احتمالاً بیانگر دولومیتی‌شدن سابخایی در یک اقلیم گرم و خشک است. درنهایت، محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه به‌عنوان یک محیط رمپ کربناتۀ هم‌شیب با زیرمحیط‌های ساب‌تایدال عمیق–کم‌عمق، اینترتایدال و سوپراتایدال در نظر گرفته شده است (شکل 3، j, Imani Seginsara et al. 2022; Isanejad et al. 2022).
شکل 3- a. رخداد رخسارۀ سنگی شیل/ مارن سازند نجمه (N-LF: A) در قاعدۀ طبقات ضخیم‌شونده به‌سمت بالا، به‌همراه دولومیت‌های استراماتولیتی (N-LF: B) مسطح در بخش‌های فوقانی (برش دودان)؛ b. ریزرخسارۀ ترومبولیت (N-MF: E) با توزیع توده‌های میکروبیالی با بافت لخته‌ای (برش دودان، نور XPL، شمارۀ مقطع SD-112)؛ c. رخداد فسیل جانوری آمونیت معرف ژوراسیک بالایی در سازند نجمه مرتبط با رخسارۀ ترومبولیتی (برش کزی)؛ d. رخسارۀ سنگی استروماتولیت گنبدی (N-LF: B) مابین طبقات دولومیت استروماتولیتی مسطح (N-LF: C) (برش دودان، زاویۀ دید از بالای طبقات)؛ e. ریزرخسارۀ میکروبیال دولوباندستون حاوی آنکوئید و پلوئید (N-MF: D) واجد آنکوئید (O) و فضاهای خالی پرشده از مادۀ آلی (OM) (برش دودان، نور XPL، شمارۀ مقطع SD-85)؛ f. ریزرخسارۀ بایوکلستیک کلسیاسفر مادستون تا وکستون (N-MF: C) با اجزای بایوکلستی (Bio)، به‌همراه کلسیاسفرهای (Cs) پراکنده در یک زمینۀ میکرایتی (نور XPL، برش دودان، شمارۀ مقطع SD-129)؛ g. ریزرخسارۀ استرماتولیت دولوباندستون (N-MF: B) با تناوب لامینه‌های میکرایت لامینه‌ای - اسپارایت با ضخامت تقریباً یکسان در بخش‌های میانی تا فوقانی سازند نجمه، به‌همراه شواهد تراکم شیمیایی (استیلولیت Stylolite) (نور XPL، برش دودان، شمارۀ مقطع SD-105)؛ h. رخسارۀ سنگی برش استروماتولیتی سازند نجمه (N-LF: D) در برش دودان؛ i. ریزرخسارۀ دولوستون (N-MF: A) متشکل از دولومیت‌های ریز تا متوسط‌بلور متمرکز در یک ماتریکس با بافت پکستون (نور XPL، برش کزی، شمارۀ مقطع SK-66B)؛ j. ریزرخسارۀ مادستون آهکی (N-MF: A) متشکل از یک زمینۀ میکرایتی، به‌همراه فضاهای خالی قالبی به‌همراه پرشدگی از پیریت (نور XPL، برش دودان، شمارۀ مقطع SD-14)؛ k. مدل محیط رسوب‌گذاری سازند نجمه به‌عنوان یک محیط رمپ کربناته هموکلینال (Imani Seginsara 2022; Isanejad et al. 2022). Fig 3- a) Occurrence of the shale/marl lithofacies of the Najmah Formation (N-LF: A) at the base of the thickening upward strata associated with stromatolitic dolomites (N-LF: B) in the upper parts (Doudan section). b) Thrombolite microfacies (N-MF: E) with distribution of microbial texture with clotted fabric (Doudan Section, XPL light, cross-section number: SD-112). c) Occurrence of representative Upper Jurassic Ammonite fossil in Najmah Formation related to thrombolitic facies (Kezi section). d) Lithofacies of domal stromatolite (N-LF: B) between intervals of plannar stromatolite dolomites (N-LF: C) (Doudan section, viewing angle from the top of the intervals). e) Oncoid and pelloidal microbial doloboundstone microfacies (N-MF: D) containing oncoids (O) and voids filled with organic matter (OM) (Doudan section, XPL light, cross-section number: SD-85). f) Bioclastic calcisphere mudstone–wackestone microfacies (N-MF: C) with biocalcitic components (Bio) and calcisphers (Cs) which destibuted in a micritic background (Doudan section, XPL light, cross-section number: SD-129 ). g) Stromatolite doloboundstone microfacies (N-MF: B) with alternating laminated micrite -sparite laminations with approximately the same thickness in the middle to upper part of Najmah Formation, along with evidence of chemical compaction (stylolite) (Doudan Section, XPL light, Cross-section number: SD-105). h) Stromatolite berrecia Lithofacies (N-LF: D) of Najmah Formation in Dudan section. İ) Dolostone microfasies (N-MF: A) consists of fine to medium crystalline dolomites concentrated in a matrix with packstone texture (Kezi section, XPL light, cross section number: SK-66B). J) Calcareous lime-mudstone microfacies (N-MF: A) consists of a micritic background, with mold voids filled with pyrite (Doudan section, XPL light, cross-sectional number: SD-14). K) Depositional environment model reconstructions of Najmah Formation as a hemoclinical carbonate ramp environment (Imani Seginsara 2022; Isanejad et al. 2022).
شکل 4- نمودار رسوبی سازندهای سرگلو و نجمه (برش دودان)، در بر گیرندۀ لیتولوژی، رخساره و سطوح چینه‌نگاری سکانسی سازندهای مطالعه‌شده: A) چینه‌نگاری سکانسی سازند نجمه؛ b) چینه‌نگاری سکانسی سازند سرگلو Fig 4- Sedimentologic logs of the Sargelu and Najmah formations (Doudan section), showing lithology, facies and Sequence stratigraphic surfaces of the studied formations. a) Sequence stratigraphy of the Najmeh Formation, b) Sequence stratigraphy of the Sargelu Formation شکل 5- نمودار رسوبی سازندهای سرگلو و نجمه در برش کزی، در بر گیرندۀ لیتولوژی، رخساره و سطوح چینه‌نگاری سکانسی Fig 5- Sedimentologic logs of the Sargelu and Najmah formations in the Kezi section, including lithology, facies and Sequence stratigraphic surfaces of the studied formations
چینه‌نگاری سکانسیسازندهای سرگلو و نجمه شامل شش سکانس چینهایاند که مشخصات آنها منطبق بر چرخه‌های موسوم به T–R است. سکانس 1 تا سکانس 3 متعلق به سازند سرگلو و سکانس 4 تا سکانس 6 مرتبط با سازند نجمه‌اند (شکل‌های 4 و 5). سطوح متمایزکنندۀ هریک از سکانسها، مرز سکانسی[33] در نظر گرفته میشود که منطبق بر سطوح سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS) است. دسته‌رخساره‌های پیش‌روندۀ (T) در طول یک سکانس، به سطح بیشینۀ غرقابی (MFS) ختم می‌شوند، سپس با شروع دسته‌رخسارۀ پس‌روندۀ (R)، این دسته‌رخساره‌ها به سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS) ختم می‌شوند و همان‌گونه که ذکر شد، به‌عنوان مرز سکانسی نیز در نظر گرفته می‌شوند. با توجه به بازۀ زمانی مشخص‌شده برای سازندهای مطالعه‌شده از Bajocian تا Kimmeridgian و مدت‌زمان تقریبی تهنشینی سازندهای سرگلو و نجمه به مدت 18.2 Myr (Ogg et al. 2016)، پیشنهاد میشود که چرخه‌های رخساره‌ای T/R شناسایی‌شده در این سازندها منطبق بر سکانس‌های ردۀ سوم باشند.
چینه‌نگاری سکانسی سازند سرگلو چینه‌نگاری سکانسی سازند سرگلو در برش‌های دودان و کزی براساس چرخه‌های رسوبی نازک‌شونده (عمیق‌شونده یا پیش‌رونده) و ضخیم‌شونده (کم‌عمق‌شونده یا پس‌رونده) و الگویی از روندهای برانبارش پیش‌رونده[34] و پس‌رونده[35] تعیین میشود. در مطالعات صحرایی و رخساره‌ای، چرخه‌های پیش‌رونده شامل توالی‌های شیل آهکی سیاه غنی از مادۀ آلی و چرخه‌های کم‌عمق‌شونده شامل توالی‌های ضخیم‌شوندۀ آهکی مرتبط با بخش‌های شیب حوضه است. در مقیاس بزرگ‌تر، سازند سرگلو منطبق بر بخش پیش‌روندۀ یک سکانس بزرگ‌مقیاس (بخش T سکانس) است. سکانس‌های شناسایی‌شده برای سازند سرگلو در برش دودان و کزی شامل 3 سکانس T–R 1، T–R 2 و T–R 3 و دارای مشخصات زیر است.
چینه‌نگاری سکانسی سازند سرگلو در برش دودان سکانس T–R 1: این سکانس به ضخامت 23متر از توالی‌های شیل آهکی غنی از مادۀ آلی دریایی عمیق با الگوی برانبارش پیش‌رونده و به‌طور ناگهانی بر سکانس پس‌روندۀ سازند سه‌کانیان و مرز سکانسی 1 (SB-1) نهشت یافته است. این سکانس شامل توالی‌های دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST در قاعدۀ توالیها و رأس آن منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 1 (MFS-1) است و در بالا به دسته‌رخسارۀ RST مرتبط با توالی‌های نسبتاً کم‌عمق دریایی (بخش پروکسیمال شیب حوضه) ختم میشود که در بالای آنها سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS-1) یا مرز سکانسی 2 (SB-2) قرار دارد. این مجموعه با الگوی برانبارش پس‌رونده مشخص میشود (شکل 6). سکانس T–R 2: این سکانس با ضخامت حدوداً 40متر بر سکانس 1 (T–R 1) قرار میگیرد و از یک چرخۀ TST در قاعده با الگوی برانبارش پیش‌رونده شروع و به یک چرخۀ RST با الگوی برانبارش پس‌رونده ختم میشود. سکانس 2 در قاعده شامل توالی‌های به سمت بالا ریزشوندۀ (عمیق‌شونده) دریایی عمیق و در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST است که در بالای آنها سطح بیشینۀ غرقابی 2 (MFS-2) قرار دارد و در ادامه به توالی‌های ضخیم‌شوندۀ رخساره‌های توربیدایتی بخش‌های پروکسیمال شیب (Slope) تبدیل میشود که در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ RST است و در رأس آنها سطح بیشینۀ پس‌روی 2 (MRS-2) قرار میگیرد و هم‌ارز مرز سکانسی شمارۀ 3 (SB-3) است (شکل 7). سکانس T–R 3: سکانس سوم ضخامت حدوداً 10متری داشته و از یک چرخۀ TST با الگوی برانبارش پیش‌رونده تشکیل شده است. مشخصات این سکانس مشابه سکانس دوم (T–R 2) است، با این تفاوت که به مرز سکانسی چهارم (SB-4) ختم شده است. این مرز منطبق بر مرز بین دو سازند سرگلو و نجمه است، به‌طوری که فرایندهای فرسایشی در طول این مرز احتمالاً موجب فرسایش نهشته‌های پس‌روندۀ سکانس سوم شده است (شکل 7).
شکل 6- سکانس چینهای 1 T-R مرتبط با سازند سرگلو (برش دودان). این سکانس با مرز سکانسی 1 (SB-1) در مرز بین سازند سرگلو و سه‌کانیان آغاز میشود و شامل چرخههایی از رسوبات پیش‌روندۀ دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST با سطح بیشینۀ غرقابی در بالا (MFS-1) و بخش‌های قاعدهای شیب (Slope) در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ RST منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 1 (MRS-1) و مرز سکانسی 2 (SB-2) است. Fig 6- Stratigraphic sequence of T-R 1 related to Sargelu Formation (Doudan section). This sequence begins with the sequence boundary 1 (SB-1) at the boundary between the Sargelu Formation and the Sehkaniyan Formation and includes cycles of transgressive phase of deep marine sediments comprising the TST ended to the maximum flooding surface (MFS-1), and the base of slope include the RST phase corresponding to the maximum regressive surface 1 (MRS-1) and sequence boundary 2 (SB-2).
شکل 7- سکانس چینهای 2 T-R و T-R 3 مرتبط با سازند سرگلو (برش دودان)، شامل چرخههایی از رسوبات پیش‌روندۀ دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر سطوح بیشینۀ غرقابی 2 و 3 (MFS2, MFS-3) و بخش‌های قاعدهای Slopeدر بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ RST منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS-2) و مرز سکانسی 3 (SB-3) منطبق بر سطح MRS-2 مرتبط با سکانس 3 (T-R 3) است. آغاز دسته‌رخساره‌های سازند نجمه نیز منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 3 (MRS-3) یا مرز سکانسی 4 (SB-4) است. Fig 7- TR2 and TR 3 stratigraphic sequences related to Sargelu Formation (Doudan section), including cycles of transgressive marine sediments including TST facies, corresponding to the MFS2, MFS-3 and base of Slope include the RST phase, corresponding to the maximum regressive surface (MRS-2) and the sequence boundary 3 (SB-3) corresponding to the MRS-2 associated with sequence 3 (TR 3). The beginning of the Systems tract of the Najmah Formation also corresponds to the maximum regression surface 3 (MRS-3) or sequence boundary 4 (SB-4).
چینه‌نگاری سکانسی سازند سرگلو در برش کزی سکانس T–R 1: این سکانس به ضخامت حدوداً 15متر از توالی‌های شیل آهکی غنی از مادۀ آلی دریایی عمیق و به‌طور ناگهانی بر سکانس پس‌روندۀ سازند سه‌کانیان و مرز سکانسی 1 (SB-1) نهشت یافته است. این سکانس در قاعده، در بر گیرندۀ توالی‌های عمیق دریایی است که بیانگر دسته‌رخسارۀ پیش‌روندۀ (TST) با الگوی برانبارش پیش‌رونده است و رأس آنها منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 1 (MFS-1) است و در بالا به دسته‌رخسارۀ پس‌روندۀ (RST) متعلق به توالی‌های نسبتاً کم‌عمق دریایی با الگوی برانبارش پس‌رونده (قاعدۀ شیب (toe of slop)) ختم میشود. در بالای این دسته‌رخساره، سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS-1) یا مرز سکانسی شمارۀ 2 (SB-2) قرار دارد (شکل 8). سکانس T–R 2: این سکانس با ضخامت حدود 25متر بر سکانس 1 (T–R 1) قرار میگیرد. سکانس 2 (T–R 2) در قاعده شامل توالی‌های ریزشوندۀ دریایی عمیق (شیل آهکی سیاه غنی از مادۀ آلی) است که در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST با الگوی برانبارش Onlap و در بخش فوقانی منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 2 (MFS-2) است و به سمت بالا به توالی‌های ضخیم‌شوندۀ (RST) بخش شیب حوضه با رخسارۀ کلسی‌توربیدایتی در بخش دیستال و تمپستایتی در بخش پروکسیمال ختم میشود. این سکانس در بخش رأسی منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 2 (MRS-2) یا مرز سکانسی 3 (SB-3) است (شکل 8).
شکل 8- سکانس‌های چینهای مرتبط با سازندهای سرگلو و نجمه در برش کزی، شامل چرخههایی از رسوبات پیش‌روندۀ دریایی عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر سطوح MFS در بخش‌های رأسی و دسته‌رخسارۀ RST منطبق بر سطوح MRS در بخش‌های رأسی Fig 8- Stratigraphic sequences associated with Sargelu and Najmah formations in Kazi section, including cycles of deep transgressive marine sediments containing TST and RST Systems tract.
سکانس T–R 3: این سکانس ضخامت حدوداً 10-8متری دارد و تنها شامل دسته‌رخسارۀ پیش‌روندۀ (TST) و رأس آن منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 3 (MFS-3) در آخرین واحد چینهای سازند سرگلو است. این سکانس در بر گیرندۀ شیل آهکی بخش عمیق حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو با الگوی برانبارش پیش‌رونده است که به‌طور حادثهای بر توالی‌های پس‌روندۀ سکانس دوم (T–R 2) قرار گرفته است (شکل 8). تغییر ناگهانی از شیل آهکی فوقانی سازند سرگلو به استروماتولیتهای گنبدی در قاعدۀ سازند نجمه (مرز بالایی سازند سرگلو و قاعدۀ سازند نجمه؛ مرز سکانسی پنجم در شکل 8 و 9)، ممکن است بیانگر حادثۀ کمعمقشوندگی (افت سطح آب دریا) در اواخر آشکوب کالووین باشد.
همانند سازند سرگلو، چینه‌نگاری سکانسی سازند نجمه بر مبنای چرخه‌های رسوبی عمیق‌شونده و کم‌عمق‌شونده قابل شناسایی و بازسازی است. بر این اساس، سازند نجمه از تعدادی چرخه‌های کم‌عمق‌شونده تشکیل شده است که دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر لایه‌های شیل آهکی قرمز تا خاکستری‌رنگ ساب‌تایدال عمیق با الگوی برانبارش پیش‌رونده در بخش‌های قاعدهای هریک از این چرخههاست و به سطح MFS ختم میشود؛ اما، دسته‌رخسارۀ RST منطبق بر لایه‌های ضخیم آهکی و یا دولومیتی بخش اینترتایدال تا سوپراتایدال با الگوی برانبارش پس‌رونده است که به یک سطح MRS ختم میشود. بر این اساس در برش دودان، سازند نجمه شامل سکانس های 4، 5 و 6 (T–R 4، T–R 5 و T–R 6) از قاعده تا بخش فوقانی است، در حالی که این سازند در برش کزی تنها شامل یک سکانس 4 (T–R 4) از این سه است که ویژگیهای آنها به شرح زیر است. سکانس T–R 4: این سکانس ضخامت حدوداً 30متر دارد و آغاز آن منطبق بر مرز سکانسی 5 (SB-5)، یعنی شیل آهکی حادثهای در مرز سازند نجمه و سرگلو است. این سکانس شامل چرخهای دوبخشی از توالی‌های دریایی عمیقشوندۀ شیل آهکیهای مرتبط با محیط ساب‌تایدال عمیق تا توالی‌های کمعمقشوندۀ ترومبولیتی ساب‌تایدال کم‌عمق تا استروماتولیتهای اینترتایدال است. توالی‌های عمیق‌شونده بیانگر دسته‌رخسارۀ TST با الگوی برانبارش پیش‌رونده است و رأس آن به سطح بیشینۀ غرقابی 4 (MFS-4) ختم میشود، در حالی که توالی‌های کم‌عمق‌شونده نشانگر دسته‌رخسارۀ RST با الگوی برانبارش پس‌رونده است و رأس آن به سطح بیشینۀ پس‌روی 4 (MRS-4) ختم میشود (شکل 9).
شکل 9- سکانس چینهای 4 T-R مرتبط با سازند نجمه (برش دودان)، شامل چرخههایی از رسوبات پیش‌روندۀ ساب‌تایدال عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ پیش‌روندۀ (TST) منطبق بر سطوح بیشینۀ غرقابی 5 (MFS-5) در بخش رأسی و دسته‌رخساره‌های پس‌روندۀ (RST) ساب‌تایدال کم‌عمق تا اینترتایدال منطبق بر سطوح بیشینۀ پس‌روی 4 (MRS-4) در بخش رأسی Fig 9- Stratigraphic sequence of T-R 4 associated with Najmah Formation (Doudan section), including cycles of deep subtidal progressive sediments including TST corresponding to maximum flooding surface 5 (MFS-5) and regressive shallow subtidal to intertidal facies (RST) corresponding to the maximum regressive surface 4 (MRS-4)
سکانس T–R 5: این سکانس ضخامت 50متری داشته و همانند سکانس 4 (T–R 4) از یک بخش عمیق‌شونده در قاعدۀ (TST) و بک بخش کمعمقشوندۀ (RST) در قسمت فوقانی تشکیل شده است (شکل 10). رأس بخش عمیق‌شونده منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 5 (MFS-5) و رأس قسمت کم‌عمق‌شونده منطبق بر سطح بیشینۀ پس‌روی 5 (MRS-5) است. تنها تفاوت این سکانس با سکانس 4 (T–R 4) وجود دسته‌رخسارۀ RST نسبتاً ضخیم‌تر است و همچنین به مرز سکانسی 5 (SB-5) ختم میشود.
شکل 10- سکانس چینهای 4 T-R، T-R 5 و T-R 6 مرتبط با سازند نجمه (برش دودان)، شامل چرخههایی از رسوبات پیش‌روندۀ ساب‌تایدال عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر ساب‌تایدال عمیق در بر گیرندۀ دسته‌رخسارۀ TST منطبق بر سطوح MFS در بخش رأسی و دسته‌رخساره‌های پس‌روندۀ RST ساب‌تایدال کم‌عمق تا اینترتایدال و سوپراتایدال منطبق بر سطوح MRS در بخش رأسی. سکانس 6 (T-R 6) منطبق بر واحدهای کم‌عمق دریایی اینترتایدال تا سوپراتایدال است که در بخش رأسی به مرز سکانسی 7 (SB-7) یا سطح بیشینۀ پس‌روی 5 (MRS-5) ختم میشود. Fig 10 - Stratigraphic sequence of TR 4, TR 5 and TR 6 related to Najmah Formation (Doudan section), including cycles of deep subtidal progressive sediments containing TST Systems tract corresponding to deep subtidal comprising TST Systems tract coincidents to MFS, and coincidents to RST regressive systems tract of shallow subtaidal to intratidal and supraidal corresponding to MRS surfaces. At the top of the Sequence 6 (T-R 6) corresponds to the shallow units of the Intertidal to the Supratidal, ending in Sequence 7 (SB-7) or Maximum regressive surface 5 (MRS-5) at the end of intervals
سکانس T–R 6: این سکانس با ضخامت حدود 25متر، آخرین سکانس رسوبی بخش بالایی سازند نجمه محسوب میشود. مشخصات آن مشابه سکانس‌های قبلی است؛ اما در بخش قاعدهای از ضخامت و گستردگی توالی‌های حاوی شیل آهکی ساب‌تایدال عمیق کاهش یافته است و درنتیجه الگوی برانبارش Onlap به‌طور دقیق شناسایی‌شدنی نیست، در مقابل بر ضخامت توالی‌های اینترتایدال و سوپراتایدال افزوده شده است و الگوی برانبارش پس‌رونده به‌وضوح در این توالیها شناسایی‌شدنی است (شکل 10). رأس مرز سکانسی ششم منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی6 (MFS-6) است. با ختم‌شدن این سکانس به‌صورت یک سطح بیشینۀ پس‌روی (MRS)، یک مرز سکانسی ختمشدگی نیز ایجاد و به‌عنوان مرز سکانسی 7 (SB-7) توالی‌های مطالعه‌شده معرفی میشود. همان‌گونه که پیش‌تر بیان شد، سکانس 4 (T–R 4) تنها سکانس گسترش‌یافته در برش کزی است که حدوداً 15متر دارد و به‌طورکلی شامل دسته‌رخسارۀ پس‌روندۀ (RST) است (شکل 8).
ژئوشیمی ایزوتوپی کربن (δ13C) و اکسیژن (δ18O) در سازندهای سرگلو و نجمهمقادیر δ13C و δ18O به‌دست‌آمده برای تعیین شرایط محیط رسوب‌گذاری دیرینه، دیاژنز و سطوح چینه‌نگاری سکانسی سازندهای سرگلو و نجمه به‌صورت جدول 2 گزارش شده است. براساس مقادیر به‌دست‌آمده به‌صورت واحد بخش در هزار ‰ (permilV-PDB) از آنالیز پودرهای نمونه‌های شیل آهکی، آهک و دولومیت در سازندهای مطالعه‌شده، تغییرات مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و کربن در نمونه‌های شیل آهکی به‌ترتیب از 94/3‰- تا 33/8‰- و 53/8‰- تا 21/1‰ است. تغییرات ایزوتوپ اکسیژن برای لیتولوژی سنگ آهک از 6‰- تا 9/0‰ - و برای ایزوتوپ کربن از 79/11‰- تا 04/1‰ در تغییر است و دربارۀ دولومیتها، مقادیر ایزوتوپ اکسیژن از 59/5‰- تا 0 و برای ایزوتوپ کربن از 99/11‰- تا 55/1‰ در تغییر است. در بررسی سازند به سازند، تغییرات در مقادیر مرتبط با لیتولوژیهای مختلف سازند سرگلو به این ترتیب است: تغییرات در مقادیر δ18O و δ13C شیل‌های آهکی نمونه‌برداری‌شده به‌ترتیب از 94/3‰- تا 33/8‰ - و 94/7‰- تا 21/1‰، برای لیتولوژی سنگ آهک به‌ترتیب از 6‰- تا 95/3‰- و 81/9‰- تا 04/1‰ و برای لیتولوژی دولومیت به‌ترتیب از 59/5‰- تا 58/4‰- و 25/10‰- تا 55/1‰ در تغییر است. همچنین، تغییرات در مقادیر مرتبط با لیتولوژیهای سازند نجمه به این ترتیب است: تغییرات در مقادیر δ18O و δ13C برای لیتولوژی سنگ آهک به‌ترتیب از 87/4‰- تا 9/0‰- و 79/11‰- تا 74/3‰- و برای لیتولوژی دولومیت به‌ترتیب از 21/5‰- تا 88/0‰- و 99/11‰- تا 45/1‰ در تغییر است (جدول 2). براساس مقادیر ارائه‌شده در جدول 2، روندهای ایزوتوپی برای سازندهای مطالعه‌شده ترسیم شد (شکل 11). روند مقادیر ایزوتوپ کربن در طول برش دودان، به‌طور کلی بیانگر روند مثبت در بخش‌های پایینی و میانی سازند سرگلو بوده است. همچنین، پیک ناگهانی و مثبت از حدود 8/11‰- تا 1‰+ در بخش‌های بالایی سازند سرگلو و روند منفی ایزوتوپ کربن در مرز سرگلو و نجمه شناسایی‌شدنی است؛ در حالی که روند ایزوتوپ کربن برای سازند نجمه علی‌رغم اینکه روند کلی در جهت منفیشدن داشته است، گاهی توسط پیکهای ناگهانی و مثبت در طول توالی این سازند قطع شده است (شکل 11). دربارۀ ایزوتوپ اکسیژن، روند حاصل از آن برای سازند سرگلو، به‌طور کلی روند سبک‌تر و با نوسانات کم بوده است، در حالی که در طول توالی سازند نجمه، پیکهای ناگهانی در جهت سنگینترشدن (حتی شیفت از ‰5- تا 1‰-) داشته و از نوسانات بیشتری برخوردار بوده است (شکل 5-1).
جدول 2- مقادیر به‌دست‌آمده از آنالیز ژئوشیمی ایزوتوپی اکسیژن و کربن برای شیل آهکی، سنگ‌آهک و دولومیت سازندهای سرگلو و نجمه مرتبط با برش دودان Table 2- Obtained values of isotope geochemical analysis of oxygen and carbon for calcareous shale, limestone and dolomite of Sargelu and Najmah formations related to Doudan section.
بحثارتباط روندهای ژئوشیمی با سطوح چینه‌نگاری سازندهای سرگلو و نجمهبراساس روندهای حاصل از مقادیر ایزوتوپ کربن (شکل 11)، روند مثبت در بخش‌های قاعدهای تا میانی سازند سرگلو، ممکن است بیانگر یک دستهرخسارهای پیش‌روندۀ (TST) بزرگ‌مقیاس باشد. به نظر می‌رسد که این دسته‌رخساره، در بر گیرندۀ سکانس‌های شمارۀ 1 (T–R 1) تا 2 (T–R 2) سازند سرگلو است (شکل‌های 6، 7 و 8). همچنین، پیکهای ناگهانی و منفی از حدود 1‰+ تا 8/11‰- در توالی‌های مرتبط با بخش حوضه/شلف خارجی، منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی 1 و 2 (MFS-1, MFS-2) سکانس 1 و 2 است (شکل 11). روند منفی ایزوتوپ کربن در مرز سازند سرگلو و نجمه بیانگر آخرین سطح بیشینۀ غرقابی سازند سرگلو (MFS-3) در چارچوب چینه‌نگاری سکانسی است. در مرز سازند سرگلو و نجمه، ایزوتوپ اکسیژن یک پیک ناگهانی و مثبت از 9‰- به 1‰- نشان می‌دهد که احتمالاً این پیک مثبت در ایزوتوپ اکسیژن ناشی از تغییر ناگهانی شرایط اقلیمی در مرز آشکوب کالووین و آکسفوردین (مرز ژوراسیک میانی-بالایی) در مقیاس محلی بوده باشد. شایان ذکر است که در مقیاس جهانی، یک پیک مثبت ایزوتوپ اکسیژن مرتبط با رخداد دورههای اقلیمی سرد و خشک در مرز آشکوب کالووین-آکسفوردین گزارش شده است (Dromart et al. 2003). با این حال، با توجه به وجودنداشتن دادههای سنسنجی نظیر ایزوتوپ استرانسیوم (87Sr) و تأثیر دیاژنز بر توالی‌های رسوبی سازندهای مطالعه‌شده، تعیین دقیق تغییر ناگهانی اقلیمی در مرز سازند سرگلو و نجمه و نسبت‌دادن آن به یک رخداد جهانی، ممکن است خالی از اشکال نباشد. به هر روی، تغییر ناگهانی لیتولوژی در مرز سازند سرگلو و نجمه (شکل 1، c) به‌صورت تغییر از شیل‌های آهکی بخش عمیق حوضۀ سازند سرگلو به استروماتولیتهای سازند نجمه فاقد تنوع گونۀ زیستی، ممکن است در ارتباط با رخداد جهانی حادثۀ اقلیمی (سردشدگی ناگهانی) در این مرز باشد. به‌طور کلی، براساس روند ایزوتوپ کربن و تغییرات سکانس‌های رسوبی، می‌توان به ارتباط سطوح بیشینۀ غرقابی و مقادیر منفی ایزوتوپ کربن در توالی‌های مطالعه‌شده پیبرد (شکل 11). در مقابل، پیکهای مثبت دورهای در مقادیر ایزوتوپی کربن ممکن است بیانگر سطح بیشینۀ پس‌روی دریایی (MRS) در رأس توالی‌های به‌سمت بالا ضخیم‌شوندۀ سکانس 4 (T–R 4) و 5 (T–R 5) سازند نجمه باشد (شکل‌های 9 تا 11). همچنین، روند منفی در مقادیر ایزوتوپ کربن سازند نجمه ممکن است در ارتباط با مقادیر بالای مادۀ آلی یا تأثیر دیاژنز بر توالی‌های رسوبی باشد. بنابراین، با ادغام نتایج دادههای ژئوشیمی با چینه‌نگاری سکانسی، می‌توان به‌طور کلی سازند سرگلو را مرتبط با یک پیش‌روی بزرگ‌مقیاس سطح آب دریا و سازند نجمه را مرتبط با بخش پس‌روی آن سکانس بزرگ‌مقیاس دانست. علاوه بر این، روند ایزوتوپ اکسیژن برای این دو سازند، بیانگر گردش سبک و با نوسان کمتر در سازند سرگلو است که ممکن است بیانگر شرایط اقلیمی گلخانهای (Greenhouse warming) و شرایط پایدار ازلحاظ آب‌وهوایی در طی دورۀ شکل‌گیری این سازند بوده باشد (Robinson et al. 2017). در مقابل، تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در طول توالی سازند نجمه، پیکهای ناگهانی در جهت سنگینترشدن (حتی پیک از 5‰- تا 1‰-) دارد و از نوسانات بیشتری برخوردار است، تا جایی که تعیین دقیق شرایط اقلیمی را با مشکل مواجه کرده است؛ بنابراین، این نوسانات را می‌توان ناشی از نفوذ سیالات جوی در طول توالی سازند نجمه در طی تاریخچۀ دیاژنزی تعبیر و تفسیر کرد (Coimbra and Olóriz 2014). برای بررسی ارتباط سازند سرگلو با مگاسکانس‌های پیشنهادشده، همچنان‌که از ستونهای کرنواستراتیگرافی مطالعات Sharaland et al. (2001) مشخص است، این سازند در بازۀ زمانی منطبق بر مگاسکانس 7 قرار میگیرد. بر طبق مطالعات Sharaland et al. (2001)، مگاسکانس هفتم (AP7) از ژوراسیک پیشین تا ژوراسیک پسین (182 تا 149میلیون سال پیش) به طول انجامیده و عمدتــاً از سکوی کربناتــۀ رمپ و حوضه‌های درون فـلات قارهای تشکیل شده است. قاعدۀ سکانس AP7 ناپیوستگی توارسین پسین[36] در نزدیکی سرحد بالایی سازندهای موس[37] است و به‌علت فاز مهم ریفتی در قسمت شمالی صفحۀ عربی به وجود آمده است. این فاز ریفتی، حجم زیادی از فضای قابل رسوب‌گذاری را ایجاد کرده است. مرز بالایی این مگاسکانس با یک ناپیوستگی در تیتونیـن پیشین[38] مشخص شده است که بر رسوبــات تبخیـری ژوراسیــک پسیــن (رسوبات تبخیری گوتنیا و هیث) قرار دارد (Sharaland et al. 2001). به‌طور کلی در طی این فاز، بازشدن حوضۀ مدیترانه، کشش در ناحیۀ شمالی و حاشیۀ غیرفعال و فرونشست حرارتی بعد از فاز ریفتی برای صفحۀ عربی رخ می‌دهد. با ادغام نتایج دادههای ژئوشیمی با چینه‌نگاری سکانسی، مشخص میشود که روند مشاهده‌شده در مگاسکانس هفتم در سکوی عربی در انطباق با نتایج این مطالعه است؛ به‌طوری که سازند سرگلو مرتبط با پیش‌روی بزرگ‌مقیاس سطح آب دریا از TST-AP7 و سازند نجمه مرتبط با پس‌روی بزرگ‌مقیاس سطح نسبی آب دریا از HST-AP7 است.
شکل 11- بازسازی تکامل تکتونواستراتیگرافی سازندهای سرگلو و نجمه، براساس ادغام نتایج لیتولوژی، چینه‌نگاری سکانسی و روندهای ژئوشیمی ایزوتوپی δ13C و δ18O Fig 11- Reconstruction of tectonostratigraphic evolution of the Sargelu and Najmah formations, based on the integration of lithology, sequence stratigraphy and isotopic geochemical trends of δ13C and δ18 values
تاریخچۀ تکتونواستراتیگرافی سازندهای مطالعه‌شده براساس روندهای ژئوشیمی و سطوح چینه‌نگاری سکانسیبر طبق Bayet-Goll et al. (2022a) در حاشیۀ شمالی صفحۀ عربی و در داخل صفحه، کافتی‌شدن عمدۀ توآرسین (182میلیون سال قبل)، در رابطه با بازشدن حوضۀ مدیترانه و تأثیر آن بر حرکت صفحۀ عربی به‌سمت شمال شرق و افزایش نرخ فرونشینی موجب گسترش و شکل‌گیری حوضۀ اینتراشلفی سرگلو در ناحیۀ اقلیم کردستان در شمال عراق و ناحیۀ اورامان در شمال کرمانشاه شده است که این حوضۀ اینتراشلفی در ناحیۀ اورامانات توسط Bayet-Goll et al. (2022a) با عنوان «حوضۀ اینتراشلفی هورامان» معرفی شده و همراه با افزایش میزان فضای تجمع[39] رسوب‌گذاری در طول تهنشینی سازند سرگلو بوده است. افزایش فضای رسوب‌گذاری ایجادشده موجب تهنشینی نهشته‌های توالی سازند سرگلو در یک فاز پیش‌رونده در شرق عراق و نواحی ایرانی مجاور آن بر بخش‌های خارجی رمپ/حوضۀ عمیق با مقدار تولید کم کربنات شده است. به هر حال، براساس مطالعات Sharaland et al. (2001) کاهش فرونشینی به‌سمت مرکز صفحۀ عربی در نواحی کویت و عربستان صعودی، موجب شده است که ریختشناسی کلی حوضه به‌صورت حوضۀ رمپ کم‌شیب باشد که بخش‌های عمیق یا حوضه‌های اینتراشلفی آن با میزان فرونشینی بیشتر و فضای تجمع بالاتر در شمال (حوضه‌های اینتراشلف سرگلو و هورامان) آن قرار گرفته است و بخش داخلی و کمعمقتر رمپ به‌سمت جنوب غرب و جنوبیترین بخش صفحۀ عربی با میزان خیلی‌کم فرونشینی باشد. به‌طور کلی، مدل رسوب‌گذاری سازند سرگلو شامل یک محیط اینتراشلفی و سازند نجمه شامل یک محیط رمپ کربناته است و ازلحاظ محیط رسوب‌گذاری و گسترش چینهای شرایط متفاوتی نسبت‌به یکدیگر داشتهاند. فراوانی بالای شیلها و آهک‌های سیاه‌رنگ بیتومیندار دریایی عمیق سازند سرگلو، نشان می‌دهد بالاآمدن سطح جهانی آب دریاها در طول ژوراسیک میانی در طول فاز پیش‌رونده، نقش کلیدی را در تشکیل محیط دریایی عمیق-احیایی سازند سرگلو و روند ایزوتوپی آن ایجاد کرده است. تفاوت در ویژگیهای محیط رسوب‌گذاری سازندهای سرگلو، نجمه و گوتنیا در ارتباط با عوامل کنترلکنندۀ محیطی آنهاست. این عوامل کنترلکننده شامل شرایط اقلیمی، تغییرات سطح نسبی آب دریا، نرخ فرونشینی حوضۀ رسوب‌گذاری، حوادث محیطی ناشی از ناهنجاری‌های رسوبی و تکتونیکی و شرایط یوستاتیک است (Imani Seginsara, 2022؛ شکل 11). با توجه به مطالعات شارلند و همکاران (Sharland et al. 2001) دربارۀ تکامل ژئودینامیکی ورقۀ عربی، شکل‌گیری حوضۀ رسوب‌گذاری سرگلو مرتبط با فاز 4 تکتونیکی رخ‌داده در طی مزوزوئیک است (Ap6 Sharland et al. 2001;). به بیانی دیگر، به نظر می‌رسد که فرونشینی تکنونیکی بستر حوضه عامل مهمی در گسترش فضای رسوب‌گذاری برای نهشت رسوبات سازند سرگلو بوده است. در مقیاس ورقۀ عربی، حرکات ناشی از فعالیت‌های ریفتینگ، سبب ایجاد فضای رسوب‌گذاری درخور توجه در زمان ژوراسیک میانی و سبب ایجاد فضای رسوب‌گذاری در حوضه‌های اینتراشلفی شده است (Sharland et al. 2001)؛ بنابراین، علاوه بر آثار ناشی از بالاآمدگی جهانی سطح دریاها، پیش‌روی سطح نسبی آب دریا در حوضۀ سرگلو، ممکن است حاصل از نرخ بالای غرقشدگی کف حوضه درنتیجۀ سوبسیدانس بالای حوضۀ اینتراشلفی در طی زمان رسوب‌گذاری بوده باشد. بر این اساس، نقش سوبسیدانس ناشی از تکتونیک محلی در معماری رخساره‌ای سازند سرگلو، ممکن است بیشتر از نقش تغییرات جهانی سطح دریاها (یوستازی) بوده باشد ( Imani Seginsara 2022). آنچه این گمان را تقویت می‌کند، این حقیقت است که زایش حوضه‌های اینتراشلفی عمدتاً در اثر فعالیت‌های تکتونیکی است؛ فعالیت‌هایی که علاوه بر زایش، می‌توانند تکامل آن را نیز کنترل کنند. به‌طورکلی، سازند سرگلو و کمربندهای رخساره‌ای آن (F3 F1–) (جدول 1، شکل 11) در منطقۀ کرمانشاه، حاصل پیش‌روی سطح آب دریا درنتیجۀ فرونشینی کف حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو (J20-J40)، در طی فازهای تکتونیکی معرفی‌شده توسط شارلند و همکاران (Sharland et al. 2001) ایجاد شده‌اند. این رخداد سبب پیش‌روی رسوبات ژوراسیک میانی سازند سرگلو (J20) بر توالی‌های دریایی کم‌عمق ژوراسیک زیرین (توآرسین) سازند سه‌کانیان (J10) شده و با یک ناپیوستگی ناشی از غرقشدگی[40] در مرز بین سازند سرگلو و سه‌کانیان همراه بوده است (شکل 11؛ بخش A؛ Imani Seginsara 2022; Bayet-Goll et al. 2022a;). به این ترتیب، کمربند رخساره‌ای گروه شلف خارجی و حوضۀ ( F1 J20;) به‌طور پیش‌رونده و با الگوی برانبارش پیش‌رونده و منطبق بر یک ناپیوستگی غرقشوندگی بر توالی‌های سازند سه‌کانیان قرار میگیرند (شکل 11؛ بخش B) و کمربند رخساره‌ای شیب/ توربیدایت (F2; J30) و شلف میانی/ تمپستایت (F3; J40) به‌صورت پیوسته و الگوی برانبارش پیش‌رونده-پس‌رونده بر رخساره‌های شلف خارجی و حوضۀ سازند سرگلو رسوب‌گذاری کرده‌اند (شکل 11؛ بخش B Bayet-Goll et al. 2022a). درنهایت، حوضۀ رسوب‌گذاری سازند سرگلو مجدداً توسط رخساره‌های بخش عمیق حوضۀ (F1–F2; شکل 11; بخش C) پر شده است (Imani Seginsara 2022). تغییر از مرز ژوراسیک میانی به ژوراسیک بالایی (کالویین بالایی – آکسفوردین) به‌همراه یک ناپیوستگی ناشی از افت سطح نسبی آب دریا و کمعمقشوندگی در ورقۀ عربی و حتی در مقیاس جهانی بوده است (Sharland et al. 2001). تغییر از مرز سازند سرگلو به سازند نجمه در ایران و عراق (AP7)، در مقایسه با هم‌ارز‌های چینهای آنها در ورقۀ عربی نیز با افت سطح نسبی آب دریا (کمعمقشوندگی) و ایجاد ناپیوستگی در مرز ژوراسیک میانی و بالایی همراه شده است (Sharland et al. 2001; Ziegler 2001). سازند نجمه به سن ژوراسیک بالایی، که از گستردگی درخور توجهی از دولومیت‌های میکروبیالی، ترومبولیتی و استروماتولیتی در چرخه‌های کم‌عمق‌شونده برخوردار است، شرایط محیطی و مدل رسوب‌گذاری کاملاً متفاوتی نسبت‌به سازند سرگلو داشته است. رخداد ناگهانی لایه‌های دولومیتی در قاعدۀ سازند نجمه (مرز بین سازند سرگلو و نجمه)، احتمالاً درنتیجۀ حادثۀ کمعمقشوندگی حوضۀ رسوب‌گذاری بوده باشد (AP7; Bayet-Goll et al. 2022a). علاوه بر این، با توجه به اینکه سازند نجمه از ضخامت و گستردگی متفاوتی در برش‌های مطالعه‌شده برخوردار است، در مقیاس ورقۀ عربی، احتمالاً رخداد گسلهای متعدد کوچک‌مقیاس محلی در طی ژوراسیک بالایی، کنترلکنندۀ گسترش فضای رسوب‌گذاری در حوضۀ رسوب‌گذاری سازند نجمه در کشور کویت، سازند نئوکالکان در عراق و سازندهای توایق و حنیفا در عربستان سعودی شده است (Sharland et al. 2001)؛ بنابراین عوامل تکتونیکی (ازجمله گسلها) می‌تواند از اصلیترین عامل کنترلکنندۀ مشخصات، ضخامت و گسترش سازند نجمه در حوضۀ رسوب‌گذاری این سازند در منطقۀ اورامانات نیز محسوب شود. به‌طور کلی، سازند نجمه و کمربندهای رخساره‌ای آن (F6 F4 – جدول 1، شکل11؛ بخش D) در این نواحی، تحت تأثیر پس‌روی سطح آب دریا درنتیجۀ فاز کمعمقشوندگی حوضۀ رسوب‌گذاری سازند نجمه در طی حادثۀ مرز کالووین بالایی–آکسفوردین (مرز سکانسی 4 (SB 4)) است (شکل 11؛ بخش D). این رخداد سبب پس‌روی رسوبات رخسارۀ F5 (رخسارۀ ساب‌تایدال عمیق – کم‌عمق محیط رمپ) ژوراسیک بالایی (J50-J70) سازند نجمه با الگوی برانبارش پس‌رونده بر توالی‌های دریایی عمیق ژوراسیک میانی سازند سرگلو شده (J40) و با یک ناپیوستگی فرسایشی[41] در مرز بین سازند نجمه و سرگلو همراه بوده است (شکل 11؛ بخش D)؛ سپس کمربندهای F7 F6 – متعلق به رخساره‌های اینترتایدال – سوپراتایدال (J60-J70) به‌طور پیوسته و با الگوی برانبارش پس‌رونده بر توالی‌های ساب‌تایدال سازند نجمه (J50) رسوب‌گذاری شده است (شکل 11؛ بخش D؛ Imani Seginsara 2022). درنهایت، سازند گوتنیا با واسطۀ مرز سکانسی هفتم و هشتمین ناپیوستگی (AP8) معرفی‌شده توسط شارلند و همکاران (Sharland et al. 2001)، از توالی‌های سازند نجمه متمایز شده است (شکل 11). همانند سازند نجمه، رخداد فرایندهای تکتونیکی محلی نیز سبب گسترش متغیر سازند گوتنیا در سرتاسر ورقۀ عربی و نیز منطقۀ مطالعه‌شده در کرمانشاه شده است؛ به نحوی که در منطقۀ مطالعه‌شده به‌صورت یک افق برشی است، ولی در بخش‌های مجاور به‌صورت رسوبات تبخیری و گاهی کربناتی کم‌عمق نیز گزارش شده است (Alsharhan and Magara 1994; Sharland et al. 2001; Bordenave and Herge 2010).
انطباق ناحیهایبراساس الگوها و روندهای حاصل از مطالعات چینه‌نگاری سکانسی سازندهای سرگلو و نجمه در برش‌های مطالعه‌شده (دودان و کزی)، می‌توان به درک و مفهوم انطباق ناحیه‌ای این سازندها دست یافت (شکل 12). روندهای منظم و مشابه دستههای رخساره‌ای چینه‌نگاری سکانسی (روندهای T-R) سازند سرگلو در برش‌های مطالعه‌شده، قابلیت انطباق این برشها را در مقیاس ناحیه‌ای فراهم کرده است (شکل 12). بر این اساس، چرخه‌های شناسایی‌شده در سازند سرگلو (شامل: T–R1 تا T–R3) منطبق بر سکانس‌های درجه‌سه در ادبیات چینه‌نگاری سکانسی است. در این باره، سازند سرگلو که از 3 چرخۀ چینه‌نگاری سکانسی T–R برخوردار بوده است، براساس سطوح متمایزکنندۀ هریک از دستههای رخساره‌ای (RST و TST)، یعنی سطوح MFS و MRS، قابلیت انطباق را در مقیاس ناحیه‌ای از خود نشان می‌دهد (شکل 12). همچنین، با توجه به اینکه سکانس‌های سازند سرگلو در برش‌های مطالعه‌شده تا حدودی ازلحاظ ضخامت، لیتولوژی و رخساره‌ای، در مقیاس محلی مشابه یکدیگرند (شکل 12)، بنابراین شکل‌گیری این سازند به نبود یا ناچیزبودن تکتونیک فعال در زمان رسوب‌گذاری در ناحیۀ اورامان نسبت داده میشود. در مقابل، سازند نجمه به‌دلیل تغییر ضخامت و متعاقباً تغییر در الگوی چینه‌نگاری سکانسی این سازند در برش‌های مطالعه‌شده، قابلیت انطباق را در مقیاس ناحیه‌ای نخواهد داشت. سازند نجمه در برش دودان شامل 3 سکانس چینه‌نگاری (از T–R4 تا T–R6) است، در حالی که این سازند در برش کزی تنها از سکانس T-R4 با تغییر ضخامت زیاد تشکیل شده است (شکل 12). این مطالعه پیشنهاد می‌کند که تشکیل‌نشدن سکانس‌های پنجم و ششم سازند نجمه در برش کزی، ناشی از رخداد تکتونیک فعال در زمان رسوب‌گذاری سازند نجمه (ژوراسیک بالایی) بوده است؛ بنابراین، انطباق این سازند را در مقیاس ناحیه‌ای با مشکل مواجه کرده است.
نتیجه
شکل 12- انطباق ناحیه‌ای سازندهای سرگلو و نجمه در برش‌های دودان و کزی Fig 12- Regional correlation of The Sargelu and Najmah formations in the Doudan and Kezi sections
[1] Accommodation space [2] Sedimentation [3] Oceanic anoxic events (OAEs) [4] Calcareous black shale [5] Posidonia [6] Bundle [7] Garau Formation [8] Brecciated surface [9] Hawraman [10] System tract [11] Sequence stratigrahic surface [12] Transgressive System Tract (TST) [13] Regressive System Tract (RST) [14] Maximum Flooding Surface (MFS) [15] Maximum Regressive Surface (MRS) [16] Storm wave base (SWB) [17] Silicification [18] Bositra [19] Upper slope [20] disarticulated [21] articulated [22] Hummocky cross stratification (HCS) [23] Gutter cast [24] Peloidal mudstone [25] Clotted fabric [26] Domal Stramatolite [27] Moldic pores [28] Plannar Stramatolite [29] Biotic [30] Abiotic [31] Subaerial exposure [32] Photic zone [33] Sequence Boundery (SB) [34] Retrogradational [35] Progradational [36] Late Toarcian [37] Mus [38] Early Tithonian [39] accommodation space [40] Drowning Unconformity [41] Erosional Unconformity | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Alsharhan A.S. and Magara K. 1994. The Jurassic of the Arabian Gulf Basin-facies, depositional setting and hydrocarbon habitat, In: Embry A.F. B. Beauchamp and D.J. Glass, (Eds.), Pangea-global environments and resources: Canadian Society of Petroleum Geologists. Memoir. 17: 397-412.
Imani Seginsara M. 2021. Depositional Environment and Sequence Stratigraphy of the Sargelu, Najmah and Gotnia formations (Middle–Upper Jurassic) in the Zagros fold–thrust belt (Kezi and Doudan sections in the northwest of Kermanshah), Implications to the identification of potential reservoir rocks in the sequence stratigraphic framework. M.S. Thesis. Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Iran, 187p.
Jach R. 2007. Bositra limestones-a step towards radiolarites: case study from the Tatra Mountains. In Annales Societatis Geologorum Poloniae. 77: 161-170.
Motiei H. 1993. Stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran Publication, Tehran, 536 p.
Sharland P. R. Archer R. Casey D. M. Davies R. B. Hall S. H. Heward A. P. and Simmons M. D. 2001. Sequence stratigraphy of the Arabian Plate. GeoArabia. 2(37): 1.
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 115 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 96 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||