تعداد نشریات | 43 |
تعداد شمارهها | 1,677 |
تعداد مقالات | 13,681 |
تعداد مشاهده مقاله | 31,751,938 |
تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,550,881 |
رخسارهها، محیط رسوبی و رخسارههای الکتریکی سازند هجدک (ژوراسیک میانی) در معدن زغالسنگ پرودۀ طبس، جنوب طبس | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مقاله 2، دوره 40، شماره 2 - شماره پیاپی 95، تیر 1403، صفحه 1-26 اصل مقاله (3.47 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2024.141278.1284 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
نجمه مهدیه نجف آبادی1؛ محمدعلی صالحی* 2؛ وصال یحیی شیبانی3 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
1کارشناسی ارشد گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
2دانشیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
3استادیار، دانشگاه پیام نور مرکز طبس، خراسان جنوبی، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
سازند هجدک با سن ژوراسیک میانی در شمال حوضۀ زغالدار پروده-نایبند و در فاصلۀ 90 کیلومتری جنوب طبس در محدودۀ معدن زغالسنگ پروده و ازنظر ساختاری بر بلوک طبس در زون شرقی ایران مرکزی مطالعه شده است. این سازند در برش مطالعهشده، ضخامت 40 متر دارد. در این توالی رسوبی پنج واحد چینۀ سنگی شناسایی و تفکیک شده است که عمدتاَ شامل ماسهسنگ، شیل، کنگلومرا و سیلتستون است. براساس مطالعات صحرایی و مطالعات پتروگرافی در سازند هجدک چهار دسته رخسارۀ سنگی دانهدرشت (Gcm و Gt)، متوسط (St، Sp، Sh و Sr)، ریز (Fl و Fm) و کربناته (براکیوپود اکینوئید گرینستون-پکستون) شناسایی شده است. بهطور کلی عناصر ساختاری کانال و پرکنندۀ کانال مربوط به کانالهای جزر و مدی و باتلاق دشت ساحلی در رسوبات سازند هجدک شناسایی شده است و شرایط رسوبگذاری آن به محیط پهنۀ ساحلی از یک محیط حاشیه دریایی آواری نسبت داده میشود. بهمنظور بررسی ویژگیهای الکتریکی رخسارههای سازند هجدک در زیر سطح این سازند در یک گمانۀ اکتشافی در محدودۀ معدن پروده نیز بررسی شد. در این گمانه سازند هجدک 48 متر ضخامت دارد و با در نظر گرفتن تغییرات شکل لاگ گاما و مقاومت چهار رخسارۀ الکتریکی تشخیص داده شد که با زیرمحیطهای پهنههای ماسهای ساحلی، کانالهای جزرومدی کوچک و باتلاق دشت ساحلی انطباقدادنیاند. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
بلوک طبس؛ سازند هجدک؛ ژوراسیک میانی؛ رخساره؛ رخسارههای الکتریکی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مقدمه شرق ایـران مرکزی با نـام خـردقـارۀ ایـران مـرکزی شنـاختـه میشـود که ازلحاظ سـاختـاری به بلوکهـای لوت، طبس و یزد تقسیمشدنی است (Takin 1972; Aghanabati 2004) (شکل 1). این بخش از ایران مرکزی در طی مزوزوییک و سنوزوییک به منطقههای پرتحرک و پویا تبدیل شده است؛ بهگونهای که هرکـدام از بلوکهـا ویژگی جداگانه داشتهاند و فعالیت آنها با یکدیگر یکسان نبوده است (Fürsich et al. 2003; Aghanabati 2004; Seyed-Emami et al. 2004). تحولات تکتونیکی-رسوبی شرق ایران مرکزی در طی تریاس پسین تا ژوراسیک پسین تحت تأثیر وقایع تکتونیکی سیمرین بوده است (Seyed-Emami et al. 2004, 2020; Fürsich et al. 2005; Wilmsen et al. 2009, 2021). سازند هجدک بخشی از گروه شمشک در ایران مرکزی است که در طی ژوراسیک میانی در این محدوده متأثر از عملکرد نیروهای تکتونیکی حاصل از گسلهای بزرگی چون گسل نایبند و کلمرد و نیز تغییرات حوضۀ رسوبگذاری، تغییرات سنگشناسی و چینهشناسی بسیار زیادی دارد. مطالعات زیست چینهای به تعیین سن این سازند (باژوسین پیشین) در شرق ایران مرکزی منجر شده است (Seyed-Emami et al. 2020). مطالعات زیست چینهنگاری و محیط رسوبی بر سازند هجدک در بلوک طبس انجام شده که به بازسازی شرایط محیطی این سازند منجر شده است (Vaez-Javadi and Mirzaei-Ataabadi 2006; Vaez-Javadi 2016; Badihagh et al. 2019; Khalilizadeh et al. 2023; Salehi et al. 2023). با وجود اهمیت این سازند در بازسازی شرایط تکتونیکی-رسوبگذاری، توجه زیادی به تغییرات رخسارۀ این سازند در منطقۀ معدن پروده در شمال بلوک طبس نشده است. براساس مطالعات اولیۀ انجامشده در بخش شمالی بلوک طبس، سازند هجدک در محیطهای متفاوتی نظیر دریاچهای، مردابی، دلتایی، رودخانهای و دشتهای سیلابی و همچنین دریایی تشکیل شده است (Seyed-Emami et al. 2006). رخسارهها و محیط رسوبی این سازند در بسیاری از مناطق شمالی بلوک طبس، ازجمله محدودۀ معدن زغالسنگ پروده ناشناخته است که شناسایی آنها در بازسازی جغرافیایی دیرینۀ این منطقه و بخشی از لبۀ شرقی بلوک طبس در طی ژوراسیک میانی، بهویژه در رخنمون زیر ناپیوستگی مرتبط با واقعۀ کوهزایی سیمرین میانی اهمیت دارد. با توجه به ذخیرۀ زمینشناسی، 1/1 میلیارد تن زغالسنگ ککشو در منطقۀ طبس این منطقه، ازنظر مطالعات دقیقتر زمینشناسی با هدف توسعه و افزایش تولید ملی زغالسنگ اهمیت دارد. بهمنظور رسیدن به اهداف ذکرشده، از روشهای مطالعات صحرایی، تحتالارضی و آزمایشگاهی استفاده و سپس تمام داده با اطلاعات زمینشناسی منطقه تلفیق و تاریخچۀ رسوبگذاری سازند هجدک و جغرافیای دیرینۀ منطقۀ مطالعهشده تفسیر شده است. همچنین معرفی ویژگیهای لاگ رخسارههای این سازند در گمانههای اکتشافی حفرشده در توسعه و شناخت فازهای اکتشافی و در حال استخراج توالیهای زغالدار منطقۀ مطالعهشده و دیگر مناطق مشابه مفید است. در این تحقیق سازند هجدک در شمال حوضۀ زغالدار پروده - نایبند و در فاصلۀ 90 کیلومتری جنوب طبس در محدودۀ معدن زغالسنگ پروده، که ازنظر ساختاری در زون ایران مرکزی در پهنۀ (زیر بلوک) نایبند از بلوک طبس واقعشده است، مطالعه میشود (شکل 1). منطقۀ زغالدار پروده ازلحاظ تقسیمبندیهای ساختاری انجامشده به پنج بلوک 1 تا 4 و بلوک شرقی تقسیم شده است. رخنمون مدنظر در محدودۀ بلوک پرودۀ 1 (یال جنوبی تاقدیس ساندویچ) و مختصات جغرافیایی آن به شرح زیر است: 56°48′12.94′′ E 32°59′42.41′′ N
شکل 1- نقشۀ راههای ارتباطی منطقۀ مطالعهشده (که روی آن مرز بلوکهای ساختاری شرق ایران مرکزی مشخص شده است) (برگرفته با تغییرات از Wilmsen et al. 2009). منطقۀ مطالعهشده شامل محدودۀ معدن زغالسنگ پرودۀ طبس در قسمت شرقی بلوک طبس واقع شده است. Fig 1- Road map of the studied area along with the border of the structural blocks of East Central Iran is shown (modified after Wilmsen et al. 2009). The studied area is located in the Parvadeh Coal Mine in eastern part of the Tabas Block.
روش مطالعه برای انجام مطالعات صحرایی پس از بررسی و مطالعۀ نقشههای زمینشناسی شرق ایران مرکزی، در بازدید از رخنمون از GPS برای تعیین مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش مطالعهشده، استفاده شده است. در این مطالعه، ضخامت سازند با ابزار ژاکوب تعیین شد (Sdzuy and Monninger 1985). نمونهبرداری بهصورت سیستماتیک و در فواصل منظم دو متری و گاهی با توجه به تغییر رخسارهها انجام و تعداد 25 نمونه از ماسهسنگها و شیلها برداشت شد. برداشت جهت جریان دیرینه با استفاده از ساختهای رسوبی جهتدار، به کمک کمپاس انجام شد. رخسارههای سنگی آواری براساس تقسیمبندی میال (Miall 1985, 2014) شناسایی و معرفی شدهاند. همچنین مطالعه در یک گمانۀ اکتشافی در محدودۀ بلوک شرقی معدن زغالسنگ پرودۀ طبس (معدن پرودۀ یک)، با هدف بررسی خصوصیات رسوبشناسی این سازند در مقاطع تحتالارضی و مقایسۀ آن با برش سطحالارضی مجاور انجام شده است. با توجه به اینکه از چاههای اکتشافی، مغزه و خردههای حفاری وجود ندارد، فقط از ستون سنگشناسی و لاگ الکتریکی گامای طبیعی موجود از این چاه استفاده شده است.
چینهشناسی ژوراسیک زیرین تا میانی در بلوک طبس در ایران مرکزی مشابه برخی بخشهای بلوک ایران، یک تغییر مشخص در تبدیل سنگهای کربناتۀ تریاس میانی به سنگهای سیلیسی آواری گروه شمشک (تریاس پسین تا ژوراسیک میانی) مشاهده میشود (Seyed-Emami 2003; Fürsich et al. 2005, 2009). گروه شمشک توالی ضخیمی از سنگهای سیلیسی آواری تهنشستیافته در محیطهای رودخانهای، مردابی، ساحلی و دریایی است و یک چرخۀ بزرگ ساختاری-رسوبی است که با رویدادهای سیمرین پیشین (کارنین) و سیمرین میانی (باژوسین میانی) محدود شده است (Aghanabati, 1998a, b; Seyed-Emami et al. 2001). همسانی و انطباق رخسارههای چینۀ سنگی گروه شمشک (نورین تا باژوسین زیرین) در مرکز و شمال ایران نشان میدهد که صفحۀ ایران در طول این چرخه بهصورت یک پهنۀ یکپارچه و پیوسته عمل کرده است. درواقع خردشدن صفحۀ ایران به واحدهای ساختاری و رسوبی متعدد، مانند بلوکهای لوت، طبس، پشتبادام، یزد و غیره در رابطه با رویداد سیمرین میانی در آخر باژوسین پیشین انجام شده است (Seyed-Emami and Alavi-Naini 1990). در این میان رویدادهای سه گانۀ سیمرید، بیشترین تأثیر را بر زمینساخت مرکز و شمال ایران داشته است (Wilmsen et al. 2009). گروه شمشک در ایران مرکزی شامل سازندهای نایبند، آب حاجی (شمشک)، بادامو و هجدک است (Aghanabati 1998a) (شکل 2) و عمدتاَ از تناوب ماسهسنگ، سیلتستون و شیل تشکیل و با داشتن رنگ خاکستری تیره تا سبز و تناوبهای زغالسنگ، کنگلومرا و افقهای دریایی (کربناته) شناخته میشود (Asserto 1966; Aghanabati 1998b). سازند هجدک چهارمین و آخرین عضو از گروه شمشک در ایران مرکزی است که در شرق ایران مرکزی ازجمله بلوک طبس بهصورت توالیهای بسیار ضخیم از رسوبات آواری و با میانلایههایی از سنگآهکهای پرفسیل دریایی، گسترش چینهشناسی دارد (Aghanabati 2004; Seyed-Emami et al. 2006; Yahya Shibani 2021). این سازند آواری از ماسهسنگهای قهوهای و شیل سبزرنگ تشکیل شده و بهصورت پیوسته، اما با مرز مشخص بر سازند آهکی بادامو و بهصورت ناپیوسته و با مرز فرسایشی در زیر سازند پروده قرار گرفته است. سـازنـد هجدک در برخی مناطـق بلوک طبس نظیر منطقۀ کلشانه و مزینو تا چند صد متر ضخامت دارد (Wilmsen et al. 2009; Salehi et al. 2023)، اما این سازند تغییرات ضخامت و محیط رسوبی درخور توجهی در این منطقه دارد، بهطوری که ضخامت آن در مناطقی مانند معـدن زغالسنگ پروده، تا چند ده متر کـاهش مـییابـد و حتـی در بخشـی از مناطق، مانند بالاآمدگی شتری کاملاً فرسـایش یافتـه و یا رسـوبگـذاری نشده است (Wilmsen et al. 2009). نام سازند هجدک از دهکده و معادن زغالسنگ هجدک در نزدیکی زرند کرمان گرفته و در منطقۀ طبس به آن نام غیررسمی سازند مزینو نیز اطلاق میشود (Yahya Shibani 2021). سازند هجدک شامل مجموعهای گسترده از رسوبات آواری نظیر ماسهسنگ و شیلهای سبز، خاکستری و قهوهای است که ضخامت آنها در منطقۀ طبس، بهویژه در جنوب بلوک طبس در منطقۀ زرند و راور به بیش از 1000 متر میرسد. مرز بالایی سازند هجدک منطبق بر رویداد سیمرین میانی بوده و با رسوبات دریایی سازند پروده پوشیده میشود. بارزترین ویژگی این سازند، وجود لایههایی از زغالسنگ حرارتی است که گسترۀ وسیعی از ناحیۀ کرمان تا شمال طبس را در بر میگیرند. همچنین سازند هجدک از نگاه فسیلشناسی شامل مجموعهای از فسیلهای گیاهی و جانوری، بهویژه دو کفهایهاست (Vaez-Javadi and Mirzaei-Ataabadi 2006; Vaez-Javadi 2016; Khalilizadeh et al. 2023). سازند هجدک در شرق بلوکهای طبس و لوت، رخسارههای دریایی دارد و با فسیلهای آمونیت تعیین سن شده است (Seyed-Emami et al. 2004). سن سازند هجدک براساس مطالعات بایواستراتیگرافی سازندهای کربناته زیر و رو، باژوسین پیشین در نظر گرفته شده است (Seyed-Emami et al. 2020). گروه شمشک نیز با ناپیوستگی سیمرین میانی در رأس سازند هجدک خاتمه مییابد (شکل 2).
شکل2- تطابق چینهشناسی توالیهای رسوبی ژوراسیک میانی در شمال بلوک طبس در شرق ایران مرکزی (Wilmsen et al. 2009; Salehi et al. 2023) Fig 2- Stratigraphic correlation chart of the Middel Jurassic sedimentary strata in the north of Tabas Block in east central Iran (Wilmsen et al. 2009; Salehi et al. 2023)
چینهشناسی سازند هجدک در برش معدن پروده این برش در نقشۀ زمینشناسی 1:100000 غرب شکستۀ آبشاله (Masoudi et al. 2004) قرار دارد. ضخامت سازند هجدک در این برش 40 متر است. مجموعههای سنگی در این برش شامل ماسهسنگ، شیل، کنگلومرا و سیلتستون است. مرز زیرین سازند هجدک بر نهشتههای کربناته (سنگ آهک) سازند بادامو بهصورت پیوسته، اما مشخص قرار گرفته است (شکل 3). مرز بالایی سازند هجدک در محدودۀ معدن پروده بهصورت ناپیوسته با مرز فرسایشی در زیر سازند پروده مشخص شده است که عمدتاَ لیتولوژی سنگآهک و شیل دارد.
شکل 3- نقشۀ زمینشناسی معدن زغالسنگ پرودۀ طبس (که محل برش مطالعهشدۀ سازند هجدک، در بین سازندهای بادامو و پروده، بر آن با خط قرمز مشخص شده است) (برگرفته از گزارش داخلی معدن پروده) Fig 3- Geological map of Parvadeh Coal Mine. The location of the Hojedk Formation in outcrop (between Badamu and Parvadeh formations) is marked with a red line (adopted from unpublished internal report of Parvadeh Coal Mine).
در سازند هجدک در برش معدن پروده، پنج واحد چینۀ سنگی شناسایی و تفکیک شده است که از پایین به بالا مشخصات آنها شرح داده شده است:
واحد 1 این بخش شامل لایههایی از شیل، ماسهسنگ و سنگآهک است که 10 متر ضخامت دارد و با مرز پیوسته و مشخص بر سنگهای آهکی سازند بادامو قرار گرفته است (شکلهای 4 A و 8). لایۀ انتهایی سازند بادامو یک سنگآهک خاکستری تیره با بافت ایید گرینستون است. شروع سازند هجدک با لایۀ شیلی به ضخامت 8/3 متر با رنگ سبز تیره است که با یک مرز مشخص از لایۀ ماسهسنگی خیلی ریز (2/0 متر) با رنگ قهوهای در بالا تفکیک شده است. سنگآهک ماسهای قرمز تا قهوهای در این واحد دارای فسیل نظیر دوکفهای و اکینوئید است و در کل توالی بهسمت بالا ریزشونده است (شکل 8). در ادامه این واحد شیلهای با رنگ سبز روشن دارد.
واحد 2 این بخش 6 متر ضخامت دارد و از ماسهسنگ، کنگلومرا و سیلتستون تشکیل شده است. در کنگلومراها قطعههای قرمز تیره بههمراه خردههای گیاهی و آثار تنۀ درختان مشاهده میشود. ماسهسنگها ریپل رورانده (climbing ripple) و ریپل موجی دارند و همچنین بقایای گیاهی و ساقۀ درختان نیز در این بخش مشاهده میشود (شکل 8). سیلتستونهای این واحد رنگ نارنجی تا زردرنگ دارند.
واحد3 این بخش دارای کنگلومرا، شیل، سیلتستون و ضخامت زیادی ماسهسنگ است که به 10.5 متر میرسد. سیلتستونها رنگ روشن و شیلها سبز روشن دارند. ماسهسنگها دارای رنگ روشن و خاکستری روشن همراه با خردههای گیاهیاند و سوراخهای حفرشده عمودی در این بخش مشاهده میشود که نشاندهندۀ اثر فسیل و آشفتگی زیستی است. طبقهبندی مورب مسطح و ریپلهای موجی از ساختهای رسوبی مشاهدهشده در این بخش است (شکل 8).
واحد 4 بخش چهارم 5/9 متر ضخامت دارد و بیشترین ضخامت این بخش به شیل اختصاص یافته است، همچنین سیلتستون و کنگلومرا نیز در این بخش حضور دارد. شیل رنگ خاکستری تیره و سیلتستونها خاکستری روشن دارند. لایۀ نازک کنگلومرایی شامل آشفتگی زیستی بالا و قلوههای آواری با گردشدگی بالاست (شکل 8).
واحد 5 آخرین بخش شامل 5/3 متر شیل و ماسهسنگ است که شیلها رنگ سبز دارند. در این واحد سه لایۀ ماسهسنگی وجود دارد که دو لایۀ بالایی صورتیرنگاند و اندازۀ ماسه در آنها متوسط تا درشت است؛ اما لایۀ ماسهسنگی سوم، سبزرنگ و اندازۀ دانههای آن متوسط است. در ماسهسنگهای این بخش، ساخت رسوبی طبقهبندی مورب عدسیشکل و مسطح و ریپلی وجود دارد (شکل 8).
شکل 4- نمای کلی از منطقه و رخنمون سازند مطالعهشده: A- واحدهای چینۀ سنگی تفکیکشده در سازند هجدک بههمراه سازندهای زیر و رو؛ B- سازند هجدک با سازند پروده پوشیده شده و بر سازند بادامو قرار گرفته است؛ C - نمای نزدیک از مرز زیرین سازند هجدک که بهصورت پیوسته، اما مشخص بر سنگآهکهای اوولویتی سازند بادامو قرار گرفته است؛ D- نمای نزدیک از مرز بالای سازند هجدک که با مرز فرسایشی در زیر سازند پروده قرار گرفته است. Fig 4- Field view of the studied area and the outcrop of Hojedk Formation with over and underling formations. A- Idendified lithostratigraphic units in the Hojedk Formation. B- The Hojedk Formation is underlined by the Parvadeh Formation and is overlined on top of the Badamu Formation. C - Close-up view of the lower boundary of the Hojedk Formation, which is conformable but sharp on the oolithic limestones of the Badamu Formation. D- A close-up view of the upper boundary of the Hojedk Formation, which is an erosional unconformity placed under the Parvadeh Formation.
رخسارههای شناساییشده براساس مطالعات صحرایی و در نظر گرفتن پارامترهای فوق رخسارههای سنگی مشاهدهشده در سازند هجدک، رخسارههای آواری به سه دستۀ دانهدرشت، متوسط و ریز و یک رخسارۀ سنگی کربناته تقسیم شده است که به شرح زیر است (جدول 1):
رخسارۀ گراولی دانهپشتیبان تودهای (Gcm) توصیف: این رخساره در بخش انتهای توالی سازند هجدک حضور دارد و شامل دانههای اصلی در اندازۀ پبل، با دامنۀ تغییر اندازۀ 3 تا 5 سانتیمتر با جورشدگی نسبتاَ خوب، اما فاقد ساخت رسوبی و آرایش منظم است. همچنین گردشدگی پبلها خوب است. در این رخساره مقدار ناچیزی ماتریکس در فضای بین پبلها حضور دارد، اما در معدود نقاطی مقدار گل بیشتر میشود و درکل دانهپشتیبان است (شکل 5-A). همچنین علاوه بر قطعات پبل آواری، قطعات فسیلهای بزرگ نظیر دوکفهای و بلمنیت در آن مشاهده میشود. رنگ غالب این رخساره، بهویژه قطعات پبل قرمز است. در زمینۀ این رخساره، آثار حفر موجودات بهوضوح مشاهده میشود. ضخامت این رخساره کمتر از 20 سانتیمتر، اما امتداد جانبی درخور توجهی دارد (شکل 5-A). مرز زیر و رو مشخص و مرز رو بهصورت فرسایشی است. جنس قطعات عمدتاَ آواری (از نوع ماسهسنگ) هستند. این کنگلومرا به مرز زیرین سازند پروده مربوط است. تفسیر: فراوانی پبلها با جورشدگی نسبتاً خوب، نشاندهندۀ جریان با انرژی و سرعت بالاست. همچنین اندازۀ قطعات در حد پبل نشانگر نزدیکی به محل منشأ ذرات آواری است. کنگلومراهای با جورشدگی خوب از محیطهای مختلفی گزارش شدهاند (Zhang et al. 2020). این رخساره احتمالاً بهصورت بار بستر و در اثر جریانهای رفت و برگشت امواج ساحلی تشکیل شده است که سرعت و انرژی بالایی دارند (Reading 2009). با توجه به رنگ غالب قرمز این رخساره، به شرایط اکسیدان محیط در زمان تشکیل پی برده میشود.
رخسارۀ گراولی همراه با ساخت طبقهبندی مورب عدسی (Gt) توصیف: این رخساره در بخش میانی سازند مشاهده شده است که ضخامت حداکثر 20 سانتیمتر را شامل میشود. از ویژگی اصلی این رخساره، وجود ذرات دانهدرشتی در حد پبل تا گرانول با دامنۀ تغییر اندازۀ چند میلیمتر تا 5 سانتیمتر و ساخت طبقهبندی مورب عدسیشکل و در برخی نقاط تودهای است. دانههای گراول ترکیب اکسید آهن و به رنگ قرمز دارند و مقدار زیادی ماتریکس شامل ماسۀ دانهریز کرمیرنگ، فضای بین دانهها را پر کرده است (شکل 5-B). این رخساره گردشدگی خوب و جورشدگی ضعیفی دارد و در بخش بالایی به رخسارههای دانه متوسط ماسهسنگی با ساخت رسوبی طبقهبندی مورب مسطح با رنگ سبز روشن تبدیل میشود. مرز زیر بهصورت فرسایشی است. تفسیر: با توجه به گردشدگی خوب و جورشدگی ضعیف دانههای آواری، حاکی از انرژی بالا و بار رسوبی متوسط در محیط قارهای است. احتمالاَ جریان این رخساره، ویسکوزیته کمی دارد و بیشتر تحت تأثیر جریان و کمتر تحت تأثیر دانه است. رنگ قرمز دانهها، نشاندهندۀ اکسیدانبودن محیط در زمان تشکیل رخساره است. با توجه به رخسارههای مجاور این رخساره، احتمالاَ بهصورت کانالهای رودخانهای کوچک مقیاس در دشت ساحلی است (Fürsich and Flessa 1987). رخسارههای سنگی دانهمتوسط رخسارۀ ماسهسنگی با لایههای مورب عدسی (St) توصیف: این رخساره لایهبندی مورب عدسی دارد و با اندازۀ دانه از ماسۀ ریز تا متوسط دیده میشود (شکل 5-C). لایههای مورب دارای زاویهای بین 10 تا 30 درجه است. ذرات ماسه از دید بلوغ بافتی، گردشدگی و جورشدگی متوسط تا خوب دارد. حداکثر ضخامت این رخساره، در واحد سنگی دوم در حد نیممتر است و بر رخسارۀ کنگلومرایی Gt قرار میگیرد و در بالا به رخسارۀ ماسهسنگ با طبقهبندی مورب مسطح تبدیل میشود. تفسیر: این رخسـاره نیز بیشتـر در اثر حـرکت ریپل مارکهـا یا مگارپیلهـای سهبعدی با خط رأس سینـوسی حاصل میشوند (Miall 2014). تشکیـل این رخسـاره در سـازند هجدک، حاصـل پرشدن کانالهای رودخانهای در دشت ساحلی است. رخسارۀ ماسهسنگی با لایههای مورب مسطح (Sp) توصیف: در این رخسارۀ سنگی، اندازۀ دانهها از ماسۀ ریز تا متوسط (1/0 تا 5/0 میلیمتر) در تغییر است و در بیشتر موارد جورشدگی و گردشدگی خوبی دارند. این رخساره، لایهبندی مورب مسطح در برخی موارد با زاویۀ کم (بین 10 تا 20 درجه) و در برخی دیگر با زاویۀ بیشتر (30 تا 40 درجه) دارد. حداکثر ضخامت این رخساره در واحد سنگی دوم و پنجم، در حد نیممتر است و بر رخسارۀ ماسهسنگی St قرار میگیرد و در بالا به رخسارۀ ماسهسنگ با طبقهبندی افقی تبدیل میشود (شکل 5-D). تفسیر: این رخسـاره بیشتـر در اثر حـرکت ریپلهـای دوبعـدی و با خط رأس مستقیـم تشکیـل میشـود (Ghosh et al. 2006). همچنین، ماسـهسنگهای هماننـد با این رخساره، نهشتههای سدهای زبانهای یا متقاطع در شرایـط رژیم جریانی پاییـن تفسیر شده است (برای نمونه Khalifa and Catuneanu 2008; Tewari et al. 2012;Miall 2006; Türkmen et al. 2007). رخسارههای ماسهسنگی با لایههای افقی (Sh) توصیف: از ویژگیهای اصلی این رخساره، وجود لایهها و لامیناسیونهای موازی و افقی در حد میلیمتر است که بیشتر لایههایی با ضخامت حداکثر تا 2 متر را به وجود میآورند. رخسارۀ Sh در ماسهسنگهای با اندازۀ دانه در حد 1/0 تا 3/0 میلیمتر تشخیص داده شده است. همچنین ازلحاظ بافتی دارای جورشدگی و گردشدگی بالایی است. این رخساره در واحد سنگی پنجم بر رخسارۀ ماسهسنگی Sr و St قرار میگیرد و در بالا با مرز فرسایشی به رخسارۀ Gcm تبدیل میشود (شکل 5-E). تفسیر: این رخساره، در رسوبات با اندازه و سرعتهـای مختلف جریان آب تشکیل میشود (Ghazi and Mountney 2009)؛ بهطوری که در جریانهـای با انرژی بالا، لامیناسیونها بیشتر در رسوبات در حد ماسه و سیلت شکل گرفتهانـد و همراه با ریپل مارک نیستنـد، برخلاف آن در جـریـانهای با انرژی پاییـن، لامیناسیونهـای افقی بیشتـر در رسـوبـات ماسـهای با اندازۀ دانۀ بیشتر از 6/0 دیده شـده است که در چنین حالتی نیز سرعت جریان به حد شکلگیری ریپل نیست (Ghazi and Mountney 2009; Higgs et al. 2012). به نظر میرسد در سازند هجدک، رخسارۀ Sh در سرعتهای پایین و بالای جریان آب تشکیل شده است.
توصیف: رخسارۀ Sr یکی از رخسارههای شناساییشدۀ متداول در سازند هجدک در واحدهای سنگی دوم، سوم و پنجم است (شکل 6-A). شکلهای ریپلی در سازند هجدک، از نوع سینوسی و با خطالرأس مستقیم متقارناند. این ریپلها در سازند هجدک، از نوع موجی تشکیل شدهاند. این رخساره ضخامت در حد یک متر دارد و اندازۀ دانهها در این رخساره، در حد ماسۀ بسیار ریز تا ریز در تغییر است. در رخسارۀ Sr، جورشدگی و گردشدگی دانهها زیاد و ازلحاظ بافتی بالغ است. این رخساره زیستآشفتگی فراوانی دارد (شکل 6-B) و همچنین در سطح لایۀ اثر فسیل اسکولایتوس در این رخساره مشاهده شد (شکل2-C). تفسیر: در این رخساره ریپل مارکهای موجی نشاندهندۀ تشکیل آنها در محیطهای تحت تأثیر امواج ساحلی است (Davis 2012). ریپل مارکهای جریانی نتیجۀ رسوبگذاری ازطریق جریانهای یک طرفه در محیطهای رودخانهای است (برای نمونهHiggs et al. 2012 ). با توجه به مشاهدۀ هر دو نوع ریپلمارک متقارن و جریانی در سازند هجدک، وجود محیطهای رسوبی زیر آب و قارهای تأیید میشود. اثر فسیلها یا سنگوارههای اثری ساختارهایی بهجامانده از جانداران در رسوبات است. ساختمانهای زیستآشفته وقتی تشکیل میشوند که فعالیت جانداران رسوب را در هم میریزد (Vaziri-Moghaddam et al. 2005). اثر فسیل اسکولایتوس که نشاندهندۀ انرژی بالای امواج و جریان است و در بسترهای ماسهای جورشدۀ محیطهای دریایی ایجاد میشود. این اثر رخساره در محیطهای بالایی و میانی حاشیۀ ساحلی و پیشساحل و بهطور خاص در محیطهای جزر و مدی (intertidal) تشکیل میشود که تغییرات ناگهانی در میزان رسوبگذاری، فرسایش و انتقال مجدد رسوبات متداول است (MacEachern et al. 2007).
رخسارۀ گلی (سیلت) دارای لامیناسیون (Fl) توصیف: رخساره Fl از رخسارههای متداول در واحد سنگی دوم تا چهارم است و شامل مجموعهای از سنگهای دانهریز گلسنگی است که اندازۀ دانهها بیشتر در حد رس است، ولی در برخی بخشهای توالی به دانههای در حد ماسۀ ریز یا سیلت تبدیل میشود. لامیناسیونهای موازی مهمترین ساخت رسوبی این رخسارۀ سنگی است (شکل 6-D). تفسیر: این رخساره بیشتر در انرژیهای پایین جریان آب و درنتیجه جریانهای معلق، حاصل شده است (Higgs et al. 2012).
رخسارۀ گلی (شیل) بدون لامیناسیون (Fm) توصیف: این رخساره بدون هرگونه لایهبندی و ساخت رسوبی است و معمولاَ در سازند هجدک به رنگ خاکستری تیره دیده میشود. رخسارۀ Fm در برش مطالعهشده در واحدهای سنگی یک و چهارم فراوانی بیشتری دارد و در حدود 5 متر ضخامت دارد و همراه با رخسارۀ Flنیز مشاهده میشود. این رخساره در بالا، بهصورت تدریجی به رخسارۀ ماسهسنگی نیز تبدیل میشود (شکل 6-E). تفسیر: همراهی این رخساره با رخسارههای دانهریز، حاکی از رسوبگذاری سریع ذرات معلق در آب در یک محیط کمانرژی مانند دشتهای سیلابی محیط رودخانهای یا دشتهای ساحلی است (Miall 2006; Zamani et al. 2023).
رخسارۀ کربناتۀ براکیوپود اکینوئید گرینستون-پکستون (Brachiopod, Echinoid Grainstone to Packstone) توصیف: رنگ ظاهری این رخسارۀ کربناته در رخنمون قرمز تا قهوهای است و ضخامت در حد 20 سانتیمتر در بخش پایینی (واحد سنگی یک) سازند مشاهده شده است. این رخساره ماکروفسیلهایی نظیر دوکفهای، براکیوپود و اکینوئید دارد (شکل 6-F). مطالعات میکروسکوپی نشان میدهد که آلوکمهای اصلی این ریزرخساره اکینوئید و براکیوپود است. خار براکیوپود نیز یکی از قطعات همراه این رخساره است. همچنین این رخساره، علاوه بر براکیوپود و اکینوئید، قطعاتی از دوکفهایها، استرآ (یکی از مهمترین گروههای دوکفهایهای کلسیتی)، لالهوش و دانههای پراکندۀ کوارتز دارد. بافت این رخساره پکستون و زمینۀ میکرایتی در آن بسیار ناچیز است و گاهی بافت گرینستونی را نشان میدهد. مخلوطی از سیمان کلسیت اسپاری و گلهای آهکی، زمینۀ بین این آلوکمها را تشکیل میدهد. قطعات اسکلتی بیشتر حاشیۀ میکرایتی ضخیم دارند. ذرات آواری کوارتز در اندازۀ ماسهریز تا متوسطو در زمینۀ اسپارایتی پراکنده شده است. تفسیر: اکینوئیدها در محیطهای دریایی با آب گرم و نیز آب سرد رایجاند و در شوری نرمال و بازۀ بسیار محدودی از شوری (معمولاً در حد چند پیپی ام) زندگی میکنند (Scholle and Ulmer- Scholle 2006). براکیوپودها نیز بیشتر جانداران دریایی بوده و هستند و اصولاً تمام براکیوپودها کفزی (چسبیده به سنگ بستر) است و در آبهای مربوط به محیطهای سکویی و در عرضهای جغرافیایی بالا تا پایین زندگی میکنند. براکیوپودها مربوط به آبهای کمعمق و گرم، صدفهای ضخیمتری نسبتبه شکلهای مربوط به آبهای عمیقتر و سرد دارند (Scholle and Ulmer-Scholle 2006). دوکفهایها در محیطهای کمعمق دریایی زندگی میکنند و بیشترشان در بستر حوضه ساکناند (Scholle and Ulmer-Scholle 2006). با توجه به بافت این رخساره، این رخساره را معادل ریزرخسارۀ استاندارد SMF18 معرفیشده بهوسیلۀ فلوگل (Fügel 2010) در نظر گرفته میشود. چنین رخسارههایی در سدها و کانالها و همچنین تپههای ماسهای (شول)، با جریانهای جزرومدی در محیطهای لاگونی کمعمق و خلیجهای محدودشده تشکیل میشوند (Flügel 2010). حضور با فابریک دانهپشتیبان، بیانکنندۀ جابهجایی آنها از یک محیط کمانرژی نظیر لاگون بهسمت محیطهای پرانرژی از راه کانالهای قطعکنندۀ سد و یا نهشتههای مجاور با پشتههای بایوکلستی/ااولیتی است (Tucker and Wright 1990).
شکل 5- تصاویر صحرایی از رخسارههای سنگی دانهدرشت و دانهمتوسط شناساییشده در سازند هجدک: A- رخسارۀ کنگلومرایی دانهپشتیان با ساخت تودهای مربوط به قاعدۀ سازند پروده (Gcm)؛ B- رخسارۀ کنگلومرایی با ساخت طبقهبندی مورب عدسی (Gt)؛ C- رخسارۀ ماسهسنگی با لایههای مورب عدسی (St)؛ D- رخسارۀ ماسهسنگی با لایههای مورب مسطح (Sp)؛ E- رخسارههای ماسهسنگی با لایههای افقی (Sh). Fig 5- Field view of coarse- and medium-grained lithofacies identified in the Hojedk Formation; A- Clast supported conglomerate lithofacies related to the base of the Parvadeh Formation (Gcm); B- Trough cross-bedding conglomerate facies (Gt); C- Trough cross-bedding sandstone facies (St); D- Planar cross-bedding sandstone facies (Sp); E- Horizontal laminated sandstone facies (Sh). شکل 6- تصاویر صحرایی (A تا E) از رخسارههای سنگی دانهمتوسط و ریز شناساییشده در سازند هجدک: A- رخسارۀ ماسهسنگی ریپلی (Sr)؛ B- رخسارۀ ماسهسنگی ریپلی با آشفتگی زیستی (Sr)؛ C- اثر فسیل اسکولایتوس در رخسارۀ ماسهسنگی ریپلی (Sr)؛ D- رخسارۀ گلی (سیلت) دارای لامیناسیون (Fl)؛ E- رخسارۀ گلی بدون لامیناسیون (Fm)؛ F- تصویر نمونۀ دستی برشخورده از رخسارۀ کربناتۀ براکیوپود اکینوئید گرینستون-پکستون (MF1). Fig 6- Field view (A to E) of medium to fine-grained lithofacies identified in the Hojedk Formation; A- Ripple lamination sandstone facies (Sr); B- Ripple lamination sandstone facies with bioturbation (Sr); C- The Skolithos trace fossil in the ripple lamination sandstone facies (Sr); D- Laminated mudstone facies (silt) (Fl); E- mudstone facies without lamination (Fm); F- Image of a rock slab from the echinoid brachiopod Grainstone-Packstone microfacies (MF1).
عناصر ساختاریمجموعه رخسارههای سنگی سبب جدایش عناصر ساختاری میشود. عناصر ساختاری شامل شکلهای رسوبگذاری و فرسایشی میشود که بر پایۀ محیط رسوبی دستهبندی میشوند (Miall 2000). بهمنظور شناسایی عناصر ساختاری در سازند هجدک، ویژگیهایی مانند نوع سطح تماس زیرین و بالایی لایهها، فرم هندسی رسوبات، نوع سنگشناسی و رخسارۀ آنها در نظر گرفته شده است (Salehi 2014). بهطور کلی عنصر ساختاری کانال، پرکنندۀ کانال و باتلاق دشت ساحلی در رسوبات سازند هجدک شناسایی شده است.
عنصر ساختاری کانال (CH)این عنصر ساختاری به فرم رسوبات پرکنندۀ کانال، با شکل هندسی کانالی و در بخش زیرین توالیهای ریزشونده، در قسمت میانی سازند هجدک در برش مطالعهشده وجود دارند. بخش زیرین این عنصر ساختاری بهصورت فرسایشی، ولی مرز بالایی آن بهصورت تدریجی است. ارتفاع میانگین کانالها 1 متر است و پهنای آنها تا 10 متر میرسد (شکل 7-A). کانالها بیشتر به شکل منفرد در کنار هم قرار گرفته و گاه نیز به یکدیگر متصلاند و اثر حرکت جانبی در آنها دیده میشود. این عنصر ساختاری در رخنمون مطالعهشده در بخش میانی سازند نسبتاً فراوان است. رخسارههای سنگی Sr, Sh, St, Gt, Gcm سازنده این عنصر ساختاریاند و رخسارۀ Gcm نشانگر بخش کف کانال است. گسترش جانبی زیاد کانال، نشان از جابهجایی زیاد این زیرمحیط است (Ghazi and Mountney 2009; Salehi et al. 2023).
عنصر ساختاری پرکنندۀ کانال (پوینت بار) (PB)این عناصر ساختاری در رودخانههایی که پیچش زیاد دارند (رودخانههای مئاندری) و همچنین جزر و مدی تشکیل میشوند (Yeste et al. 2024). مرز زیرین این رسوبات با طبقات زیرین بهصورت تخریبی است و رسوبات پوینت بار بر رسوبات کف کانال بر جای گذاشته میشود. در قسمت تحتانی پوینت بار، رسوبات دانهدرشتتر و در قسمت فوقانی رسوبات دانهریزترند. پوینت بارها با توالیهای ریزشونده بهسوی بالا و با لایهبنـدی مورب شناختـه میشـود که از ماسههـای دانهمتـوسـط تشکیل شـده است (Salehi 2014). مرز زیرین و بالایی این عنصر ساختاری بهصورت تدریجی است، ضخامت آن 10 تا 20 سانتیمتر است و تا حدود 10درصد از کل توالی را به خود اختصاص میدهد. رخسارههای سنگی Sh, Sp, Stو Sr سازندۀ این عنصر ساختاری و معمولاً این عنصر همراه با عنصر ساختاری کانال دیده میشود (شکل 7-B).
عنصر ساختاری باتلاق دشت ساحلی (CPS)عنصر ساختاری باتلاق دشت ساحلی بیشتر از رخسارههای سنگی ریزدانه و رخسارۀ آلی زغال تشکیل شده است. لایهبندی در این عنصر ساختاری بهصورت افقی، ولی گاهی نیز بهصورت تودهای است که لایههای ماسهای کروسهای پهن دارد (شکل 7-C). در توالی مطالعهشده، مرز زیرین این عنصر ساختاری با رسوبات سد نقطهای تدریجی و مرز بالایی در صورتی فرسایشی است که کانال وجود داشته باشد. ضخامت رخسارۀ باتلاق دشت ساحلی از 2 تا 3 متر در نوسان است. رخسارههای سنگی این عنصر ساختاریFm ،St ،Gt ،Sr و Gcm است. رخسارۀ باتلاق دارای آثار فسیلی گیاهی است که حملبخشی از آنها را ازطریق رودخانه بهسوی دشت ساحلی و باتلاقهای آن را نشان میدهد (Ojo and Akande 2009).
شکل 7- تصاویر صحرایی از عناصر ساختاری شناساییشده در سازند هجدک: A- عنصر ساختاری کانال(CH)؛ B- عنصر ساختاری پوینت بار (PB)؛ C- عنصر ساختاری باتلاق دشت ساحلی (CPS) Fig 7- Field view of architectural elements identified in the Hojedk Formation; A- channel (CH); B- Point bar (PB); C- Coastal plain swamp (CPS)
جدول 1- رخسارههای سنگی شناساییشده در سازند هجدک بههمراه ویژگیهای مختلف آنها (Miall 2014; Salehi et al. 2023) Table 1- Lithofacies identified in the Hojedk Formation and their characteristics (Miall 2014; Salehi et al. 2023)
شکل 8- ستون چینهشناسی سازند هجدک در منطقۀ معدن پروده طبس، بههمراه رخسارهها، کدهای رخسارهای، ساختهای رسوبی، عناصر ساختاری و محیط رسوبی Fig 8- The stratigraphic column of the Hojedk Formation in the Parvadeh Coal Mine area, along with the facies, facies codes, sedimentary structures, structural elements and identified sedimentary environment
مطالعات زیرسطحی (گمانۀ اکتشافی)چاهنگارها، در بین دادههای زیرسطحی کاربرد کمتری برای مطالعات محیطهای رسوبی دارند، با وجود این، بهدلیل فراوانی در بین دادههای زیرسطحی و بهدلیل کاربرد گسترده در تجزیه و تحلیلهای زمینشناسی، در بازسازی شرایط محیطی نیز استفاده میشوند (Amini 2017). اساس کار در چاهنگارها، تجزیه و تحلیل واحدهای رسوبی در قالب مجموعه واحدهای رسوبی با مشخصات یکسان است. چاهنگارها مشخصات فیزیکی واحدهای رسوبی (چگالی، سرعت صوت، مقاومت و تابش اشعه گاما) را منعکس میکنند (Amini 2017). اشعههای گاما با اشکال زنگولهای، شیپوری، دندانۀ اره، متقارن و سیلندری ثبت میشوند. هر نوع از این اشکال گاما، نمایانگر یک محیط رسوبی خاصاند. زمانی که مقدار لاگ گاما کم باشد، نشانگر رخسارههای تمیز و عاری از رس (کنگلومرایی) است و زمانی که لاگ گاما مقدار بالایی را نشان دهد، نشانگر رخسارههای غنی از رساند.
لاگهای استفادهشده در این مطالعهاز ابزارهای ژئوفیزیکی، بهویژه در چاههای حفاریشده در زغالسنگ برای شناسایی ضخامت، امتداد و حتی کیفیت زغالها استفاده میشود که این روش به لاگهای ژئوفیزیکی معروف است (Yazdi 2003). بهطور کلی در این مطالعه، از دو لاگ گاما و مقاومت استفاده شده است که در ادامه، این دو لاگ شرح داده شده است.
لاگ گامالاگهای پرتو گاما، یکی از متداولترین لاگهای استفادهشده برای تحلیل چینهنگاری توالیها هستند (Rider 1986; Emery and Myers 1996; Krassay 1998). از این اشعه برای تشخیص لایههای زغالسنگ، تعیین ضخامت و ساختار لایههای زغالسنگ استفاده میشود. براساس روشهای اندازهگیری اشعۀ گاما، به شیوههای متعددی از قبیل روش اندازهگیری گامای طبیعی و روش چگالی گاما-گاما اشاره میشود (Yazdi 2003). لاگ مقاومتاین لاگ مقاومت تودهای (رسانایی متقابل) سازند را اندازهگیری میکند و درجهای تعریف میشود که یک ماده در برابر جریان الکتریکی مقاومت میکند. مقاومت، تابعی از تخلخل و سیال منفذی در سنگ است. این لاگ علاوه بر شناسایی نوع سیال سازند، بهعنوان شاخص سنگشناسی سازند استفاده میشود (Rider 1986; Emery and Myers 1996; Krassay 1998).
مشخصات چینهشناسی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافیسازند هجدک در برش تحتالارضی از گمانۀ اکتشافی شمارۀ 341 در پرودۀ شرقی (با فاصلۀ نزدیک به 20 کیلومتر در سمت شرق برش سطحالارضی مطالعهشده) بررسی شده است (شکل 9). عمق نهایی این گمانۀ اکتشافی 609 متر است و سازندهای پروده، هجدک، بادامو، آبحاجی و قسمتی از بخش قدیر از سازند نایبند حفاری شده است. سنگشناسی در این چاه، با رخنمون مطالعهشده در این محدوده تقریباً یکسان است، ولی ضخامت آنها با رخنمونهای محدودۀ مطالعهشده کمی تفاوت دارد. در این گمانه، سازند هجدک با سن ژوراسیک میانی، 48 متر ضخامت دارد و بر سازند بادامو و زیر سازند پروده واقع شده است. سازند هجدک طبقات ماسهسنگی، شیل، سنگآهک (دارای فسیل) و سیلتستون دارد که هر لیتولوژی لاگ گاما مختص به خود را نشان میدهد.
رخسارۀ الکتریکیروشی را برای دستهبندی لاگهای چاهپیمایی، رخسارۀ الکتریکی مینامند که سبب جدایش دستههایی (خوشهها) از لاگها با ویژگیهای همانند میشود و نشاندهندۀ تغییر ویژگیهای زمینشناسی (رسوبی و دیاژنتیکی) لایههاست (Serra 1986; Ghazi and Mountney 2010). در این مطالعه برای بررسی ویژگیهای سنگشناسی و تعیین ویژگی الکتریکی رخسارههای معینشده در رخنمون معدن پروده و همچنین بازسازی محیط رسوبگذاری سازند هجدک در این محدوده، از اطلاعات سنگشناسی و نمودار چاهپیمایی گمانۀ اکتشافی استفاده شده است. استفاده از اطلاعات چاههای اکتشافی مجاور با رخنمون برای به دست آوردن اطلاعات بیشتر از تغییرات جانبی رخسارهها، در محدودۀ مطالعهشده انجام میشود (Luthi and Flint 2014). از روش آماری تحلیل خوشهای، که از روشهای پرکاربرد و سودمند در دستهبندی دادههاست، برای دستهبندی دادههای لاگهای چاهپیمایی و در تعیین رخسارههای الکتریکی و انطباق آن با رخسارههای همانند نیز بهره گرفته میشود (Tavakoli and Amini 2006; Kadkhodaie-Ilkhchi et al. 2013). در این پژوهش چهار رخسارۀ الکتریکی در سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی شمارۀ 341 تشخیص داده شد که با زیرمحیطهای پهنههای ماسهای ساحلی، کانالهای جزرومدی کوچک، کروس پهن و باتلاق دشت ساحلی انطباقدادنیاند.
رخسارۀ الکتریکی 1 (EF-1)توصیف: این رخساره 8 تا 10درصد از توالی گمانۀ اکتشافی سازند هجدک را در بر میگیرد و با شکل لاگ گاما استوانهای (Cylandrical) شناساییشدنی است (شکل 9). دامنۀ تغییرات لاگ گاما برای این رخساره از 192 تا 260 گاما/سانتیمتر در تغییر است. این رخساره متشکل از ماسهسنگهای دانهمتوسط تا دانهریز است. تفسیر: شکل استوانهای لاگ گاما بههمراه مقدار کم آن بیانگر پهنههای ماسهای ساحلی است (Cant 1992; Higgs et al. 2012). این رخسارۀ الکتریکی احتمالاً با رخسارههای سنگی Sr، Sp، Gt و Gcm در رخنمون انطباق دارد.
رخسارۀ الکتریکی 2 (EF-2)توصیف: این رخساره 20درصد از توالی گمانۀ اکتشافی مطالعهشده را تشکیل میدهد و ضخامت آن حداکثر 8 تا 10 متر است. شکل لاگ گاما در رخسارۀ الکتریکی شمارۀ دو، زنگولهایشکل (Bell shape) و دامنۀ تغییرات لاگ گاما از 200 تا 530 گاما/سانتیمتر در تغییر است، بهگونهای که در ابتدا مقدار آن کم و بهطرف بالای توالی زیاد میشود (شکل 9). این رخساره سنگآهک در پایین و در بالا به سیلتستون و بین لایۀ شیل تبدیل شده است. تفسیر: شکل زنگولهای لاگ گاما در این رخساره، مختص رسوبات کانالهای جزرومدی کوچک (Tidal creek) است (Cant 1992; Ghazi and Mountney 2010)، و با رخسارههای سنگی Fl و Fm منطبق است.
رخسارۀ الکتریکی 3 (EF-3)توصیف: رخسارۀ الکتریکی شمارۀ سه، حدود 40 تا 50 درصد از توالی تحتالارضی سازند هجدک را شامل میشود. لاگ گاما در این رخساره، قیفی شکل (Funnel shape) و مقدار آن به سمت بالا کاهش نشان میدهد. تغییرات لاگ گاما بین 220 و 400 گاما/سانتیمتر و ضخامت آن در حد پنج متر است (شکل 9). این رخساره در بخشهای گوناگونی از توالی مشاهده و از شیل و ماسۀ دانهمتوسط تا ریز تشکیل شده است. تفسیر: در این رخساره لاگ گاما روند کاهشی و اندازۀ دانه، روند درشتشونده دارد که با وجود مرز مشخص زیرین، نشاندهندۀ رسوبات کروس پهن است (Cant 1992; Ghazi and Mountney 2010) و با رخسارههای سنگی Fm، Sr و Sp تطابق دارد.
رخسارۀ الکتریکی 4 (EF-4)توصیف: این رخساره 10 تا 20درصد از توالی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی را شامل میشود و شکل لاگ گاما در این رخساره بهصورت دندانهای نامنظم (Serrated) است (شکل 10). مقدار لاگ گاما از 384 تا 480 گاما/سانتیمتر در تغییر است و از شیل و ماسۀ دانهریز تشکیل شده است. تفسیر: لاگ گاما در این رخساره، شکل نامنظم و مقدار بالا دارد که بیانگر وجود رسوبات دانهریز رسی-سیلتی و لایههایی از ماسۀ دانهریز است که در محیط باتلاق دشت ساحلی نهشته میشوند (Cant 1992; Ghazi and Mountney 2010). رخسارۀ الکتریکی شمارۀ چهار، با رخسارههای سنگی Fm، Sr، Sp، Sh وSt انطباق دارند.
محیط رسوبیدر این مطالعه دو رخسارۀ گراولی، چهار رخسارۀ ماسهسنگی و دو رخسارۀ دانهریز (هشت رخسارۀ آواری) و یک رخسارۀ کربناته براساس بررسیهای صحرایی انجامشده در منطقۀ مطالعهشده در سازند هجدک شناسایی شدهاند. با توجه به عناصر ساختاری شناساییشده نظیر کانال، پوینت بار و باتلاق دشت ساحلی، محیط رسوبی سازند هجدک به محیط پهنۀ ساحلی (tidal flat) نسبت داده میشود (شکلهای 8 و 10). شواهدی نظیر فراوانی رخسارههای گلسنگی نسبتاً ضخیم بههمراه ماسهسنگهای با اندازۀ دانهمتوسط تا ریزدانه و عمدتاً جورشده با ساخت رسوبی طبقهبندی افقی و فرم هندسی گسترده و همچنین حضور ریپل مارکهای متقارن و تمرکز صدفهای آلوکمهای دریایی در رخسارههای کربناتۀ نازک همراه با آنها، تأییدکنندۀ این محیط رسوبی است. حضور عناصر ساختاری کانال و پوینت بارها در توالی مطالعهشده، احتمالاً کانالهای مئاندری کوچک (Meandering tidal creek) جریانیافته در این محیط ساحلی را نشان میدهد (Scholle and Spearing 1988). محیط سازند هجدک در منطقۀ پروده با سواحل شمالی خلیج کالیفرنیا در غرب آمریکا، برای نمونه عهد حاضر، مقایسهشدنی است (Fürsich and Flessa 1987) و محیط ساحلی توصیفشده برای سازند نایبند، به سن تریاس پسین و سازند پادها به سن دونین در بلوک طبس است (Fürsich et al. 2005; Zand-Moghadam et al. 2014). رسوبات کانالهای جزرومدی خیلی شبیه به رسوبات رودخانهای است، با این تفاوت که ماسههای کانالهای جزرومدی، بلوغ بافتی بهتری نسبتبه ماسههای رودخانهای دارند و نیز حاوی فسیلهای دریاییاند (Mousavi Harami 2010). در ضمن پراکندگی برای شیب طبقات مورب در ماسههای کانالهای جزرومدی به فرم بایمدال (بهدلیل طبقات مورب درهم) است، ولی در ماسههای رودخانهای به فرم یونی مدال است (Mousavi Harami 2010). رخسارههای کربناتۀ محدود شکلگرفته نیز، بیانگر تشکیل سدها و کانالها و همچنین تپههای ماسهای (شول) بهوسیلۀ جریانهای جزرومدی در محیط ساحل است. حضور با فابریک دانهپشتیبان بیانکنندۀ جابهجایی آنها از یک محیط کمانرژی نظیر لاگون بهسمت محیطهای پرانرژی از راه کانالهای قطعکنندۀ سد و یا نهشتههای مجاور با پشتههای بایوکلستی/اولیتی است. تشکیل محدود این رخسارههای کربناته، حاکی از زمانهای ورودنیافتن گستردۀ رسوبات آواری به محیط ساحلی بوده است (Flügel 2010). مطالعات گستردهتر چینهشناسی و بررسیهای اولیۀ محیط رسوبی نیز حاکی از شکلگیری محیط حاشیه دریا در زمان تهنشست سازند هجدک در منطقۀ معدن پروده است (Wilmsen et al. 2009). با استفاده از اطلاعاتی نظیر طبقهبندی مورب درهم، طبقات فلاسر، موجی و عدسی و اطلاعات دیگر مانند موقعیت چینهشناسی و بافت، رسوبات جزرومدی از رسوبات دلتایی، جزایر سدی و دریایی بهخوبی تفکیک میشود (Mousavi Harami 2010). همچنین با توجه به رخسارههای الکتریکی شناسایی و تفسیرشدۀ محیط رسوبی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی، همانند رخنمون مطالعهشده، به یک محیط پهنۀ ساحلی (tidal flat) نسبت داده میشود.
شکل 9- ستون چینهشناسی سازند هجدک در گمانۀ اکتشافی 341 در پرودۀ شرقی لاگ گاما، گاما-گاما، مقاومت و رخسارههای الکتریکی شناساییشده در امتداد توالی نشان داده شده است. Fig 9- Stratigraphic column of the Hojedk Formation in exploration borehole No. 341 in East Parvadeh area. Gamma, gamma-gamma, resistivity logs and electrofacies identified along the succession are shown.
شکل 10- مدل شماتیک از محیط رسوبی سازند هجدک در محدودۀ برش معدن پرودۀ طبس (که نمایانگر محیط جزرومدی است) Fig 10- Schematic sedimentary environment model of the of the Hojedk Formation in the outcrop of the Parvadeh Coal Mine, which represents the tidal environment.
نتیجه در این پژوهش، سازند هجدک در شمال حوضۀ زغالدار پروده-نایبند و در فاصلۀ 90 کیلومتری جنوب طبس در محدودۀ معدن زغالسنگ پروده، که ازنظر ساختاری در زون ایران مرکزی در پهنۀ نایبند از بلوک طبس واقع شده است، مطالعه شده است. براساس مطالعات صحرایی و در نظر گرفتن پارامترهای ساخت رسوبی، فرم هندسی، سطوح چینهای و برای جریان دیرینۀ رخسارههای سنگی مشاهدهشده در سازند هجدک، چهار دسته رخسارۀ سنگی دانهدرشت، متوسط، ریز و کربناته شناسایی شده است. رخسارههای سنگی دانهدرشت شامل رخسارههای کنگلومرایی Gcm و Gt است. رخسارههای سنگی دانهمتوسط عبارتاند از: St، Sp، Sh و Sr و رخسارههای سنگی دانهریز شامل Fl و Fm هستند. در رخسارۀ کربناته براکیوپود اکینوئید گرینستون-پکستون، با توجه به بافت این رخساره، معادل ریزرخسارۀ استاندارد SMF18 در نظر گرفته میشود. چنین رخسارههایی در سدها و کانالها و همچنین تپههای ماسهای (شول) با جریانهای جزرومدی در محیطهای لاگونی کمعمق و خلیجهای محدودشده تشکیل میشوند. بهمنظور شناسایی عناصر ساختاری در سازند هجدک، ویژگیهایی مانند نوع سطح تماس زیرین و بالایی لایهها، فرم هندسی رسوبات، نوع سنگشناسی و رخسارۀ آنها در نظر گرفته شده است. بهطور کلی عناصر ساختاری کانال، پرکنندۀ کانال و باتلاق دشت ساحلی در رسوبات سازند هجدک شناسایی شده است. سازند هجدک در برش تحتالارضی، از گمانۀ اکتشافی شمارۀ 341 در پرودۀ شرقی بررسی شده است. در این گمانه، سازند هجدک با سن ژوراسیک میانی 48 متر ضخامت دارد و بر سازند بادامو و زیر سازند پروده واقع شده است. سازند هجدک طبقات ماسهسنگی، شیل، آهک (دارای فسیل) و سیلتستون دارد که هر لیتولوژی لاگ گاما و مقاومت مختص به خود را نشان میدهد. در این پژوهش چهار رخسارۀ الکتریکی در سازند هجدک در گمانۀ مطالعهشده تشخیص داده شد که با زیرمحیطهای پهنههای ماسهای ساحلی، کانالهای جزرومدی کوچک، کروس پهن و باتلاق دشت ساحلی انطباقدادنیاند. با توجه به عناصر ساختاری و رخسارههای الکتریکی شناسایی و تفسیرشده محیط رسوبی سازند هجدک در رخنمون و گمانۀ اکتشافی مطالعهشده به یک محیط پهنۀ ساحلی (tidal flat) نسبت داده میشود. مطالعات گستردهتر چینهشناسی و بررسیهای اولیۀ محیط رسوبی نیز حاکی از شکلگیری محیط حاشیۀ دریا در زمان تهنشست سازند هجدک در منطقۀ معدن پروده است.
تشکر و سپاسگزاری به این وسیله از ژئوپارک جهانی طبس و معدن زغالسنگ پروده تشکر و قدردانی میشود که ما را در انجام این پژوهش حمایت کردند و نهایت همکاری را داشتند. همچنین از آقای مهندس زمانیان، بابت همکاری در بخشهای مختلف این تحقیق تشکر میشود. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Aganbati A. 1998a. Jurassic stratigraphy of Iran, Volume 1, Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, No. 65, 365 p. [In Persian]
Aganbati A. 1998b. Jurassic stratigraphy of Iran vol.2, Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, No. 65, 381 p. [In Persian]
Aganbati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, 586 p. [In Persian]
Amini A. 2017. Sedimentary environments (from sedimentary model to reconstruction of environmental conditions). University of Tehran Press, 476 p. [In Persian]
Asserto R. 1966. The Jurassic Shemshak Formation in central Elburz (Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 72: 1133–1182.
Cant D. J. 1992. Subsurface facies analysis. In: Walker R. G. James N. P (Eds.), Facies Models, Response to Sea Level Changes. Geological Association of Canada, Reprint Series, 1: 27–45.
Emery D. and Myers K. J. 1996. Sequence stratigraphy. Blackwell Science Limited, 297p.
Fürsich F.T. and Flessa K.W. 1987. Taphonomy of tidal flat molluscs in the Northern Gulf of California: paleoenvironmental analysis despite the perils of preservation. The Paleontological Society Special Publications, 2: 200-237. https://doi.org/10.1017/S2475262200004822
Fürsich F.T. Hautmann M. Senowbari-Daryan B. and Seyed-Emami K. 2005. The Upper Triassic Nayband and Darkuh formations of east-central Iran: stratigraphy, facies patterns and biota of extensional basins on an accreted terrane. Beringeria, 35: 53–133.
Fürsich F.T. Wilmsen M. Seyed-Emami K. and Majidifard M. R. 2009. The Mid-Cimmerian tectonic event (Bajocian) in the Alborz Mountains, Northern Iran: evidence of the break-up unconformity of the South Caspian Basin. In: M.-F. Brunet, M. Wilmsen and J.W. Granath (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications, 312:189–203. https://doi.org/10.1144/SP312.9
Ghazi S. and Mountney N.P. 2009. Facies and architectural element analysis of a meandering fluvial succession: The Permian Warchha Sandstone, Salt Range, Pakistan. Sedimentary Geology, 221(1-4): 99–126. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2009.08.002
Ghosh P. Sarkar S. and Maulik P. 2006. Sedimentology of a muddy alluvial deposit: Triassic Denwa Formation, India. Sedimentary Geology, 191: 3–36. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2006.01.002
Hautmann M. 2001. Die Muschelfauna der Nayband-Formation (Obertrias, Nor - Rhät) des östlichen Zentraliran. Beringeria, 29: 1–181. https://doi.org/10.23689/fidgeo-792
Higgs K.E. King P.R. Raine J.I. Sykes R. Browne G.H. Crouch E.M. and Baur J.R. 2012. Sequence stratigraphy and controls on reservoir sandstone distribution in an Eocene marginal marine-coastal plain fairway, Taranaki Basin, New Zealand. Marine and Petroleum Geology, 32: 110–137. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2011.12.001
Kadkhodaie-Ilkhchi R. Rezaee R. Moussavi-Harami R. and Kadkhodaie-Ilkhchi A. 2013. Analysis of the reservoir electrofacies in the framework of hydraulic flow units in the Whicher Range Field, Perth Basin, Western Australia. Journal of Petroleum Science and Engineering, 111: 106–120. https://doi.org/10.1016/j.petrol.2013.10.014
Khalifa M.A. and Catuneanu O. 2008. Sedimentology of the fluvial and fluvio-marine facies of the Bahariya Formation (Early Cenomanian), Bahariya Oasis, Western Desert, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 51: 89–103. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2007.12.004
Luthi S.M. and Flint S.S. 2014. The application of outcrop-based research boreholes for reservoir modelling: potential, challenges and pitfalls. Geological Society of London, Special Publication, 387: 233–246. https://doi.org/10.1144/SP387.6
MacEachern J.A. Pemberton S.G. Gingras M.K. Bann K.L. and Dofoe L.T. 2007. Uses of trace fossils in genetic stratigraphy. In: Miller III W. (Ed.), Trace Fossils: Concepts, problems, prospects. Elsevier, Amsterdam, 110–134. https://doi.org/10.1016/B978-044452949-7/50133-9
Masoudi A. Nazimi M. Faridi M. Naimi-Qasbian N. 2004. Geological map of Gharb-e-Abshaleh, scale 1/100000, No 735, Geological Survey and Mineral Exploration of the Iran, Tehran.
Miall A.D. 1985. Architectural-element analysis: A new method of facies analysis applied to fluvial deposits. Earth-Science Reviews, 22(4): 261-308. https://doi.org/10.1016/0012-8252(85)90001-7
Mousavi Harami S.R. 2010. Sedimentology. Astan Quds Razavi Publishing House, Mashhad, 474 p. [In Persian]
Ojo O.J. and Akande S.O. 2009. Sedimentology and depositional environments of the Maastrichtian Patti Formation, southeastern Bida Basin, Nigeria. Cretaceous Research, 30(6): 1415–1425. https://doi.org/10.1016/j.cretres.2009.08.006
Salehi M.A. Wilmsen M. Zamanian E. Baniasad A. and Heubeck C. 2023. Depositional and thermal history of a continental, coal-bearing Middle Jurassic succession from Iran: Hojedk Formation, northern Tabas Block. Geological Magazine, 160: 235-259. https://doi.org/10.1017/S0016756822000814
Salehi M.A. 2014. Sequence stratigraphic framework and sedimentary environment of Ab-e-Haji Formation in eastern central Iran. PhD Thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran, 245 p. [In Persian with English abstract)
Scholle P.A. Spearing D. 1988. Sandstone Depositional Environments. AAPG Memoir, 31: 1-410. https://doi.org/10.1306/M31424
Scholle P.A. Ulmer-Scholle D.S. 2006. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 77: 459p.
Sdzuy k. and Monninger W. 1985. Neue modelle des “Jakobstabes”. Neues Jahrbuch für Geologie und Palaontologie – Monatshefte, 1985: 300-320. DOI: 10.1127/njgpm/1985/1985/300
Seyed-Emami K. and Alavi-Naini M. 1990. Bajocian stage in Iran. Memorie del Descrizione della Carta Geologica d'Italia, 40: 215–22.
Seyed-Emami K. Fürsich F.T. and Schairer G. 2001. Lithostratigraphy, ammonite faunas and palaeoenvironments of Middle Jurassic strata in North and Central Iran. Newsletters on Stratigraphy, 38: 163-184.
Tewari R.C. Hota R.N. and Maejima W. 2012. Fluvial architecture of Early Permian Barakar rocks of Korba Gondwana basin, easterncentral India. Journal of Asian Earth Sciences, 52: 43–52. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2012.02.009
Türkmen İ. Aksoy E. and Taşgin C.K. 2007. Alluvial and lacustrine facies in an extensional basin: The Miocene of Malatya basin, eastern Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 30: 181–198. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.08.006
Vaez Javadi F. 2016. Plant macrofossils and biostratigraphy of the Calshaneh section, NW Tabas and its palaeoclimate analysis. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 31: 105–23 [In Persian with English abstract]. https://dorl.net/dor/20.1001.1.20087888.1394.31.4.6.6
Vaez-Javadi F. and Mirzaei-Ataabadi M. 2006. Jurassic plant macrofossils from the Hojedk Formation, Kerman area, east-central Iran. Alcheringa. An Australasian Journal of Palaeontology, 30: 63–96. https://doi.org/10.1080/03115510608619345
Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Kimiagari M. 2005. Principles of stratigraphy. Isfahan University Press, 320 p. [In Persian]
Wilmsen M. Fürsich F.T. Seyed-Emami K. and Majidifard M.R. 2009. An overview of the stratigraphy and facies development of the Jurassic System on the Tabas Block, east-central Iran. In: M.-F. Brunet, M. Wilmsen and J.W. Granath (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins. Geological Society, London, Special Publications, 312: 323–343. https://doi.org/10.1144/SP312.15
Wilmsen M. Fürsich F.T. Seyed-Emami K. and Majidifard M.R. 2021. The Upper Jurassic Garedu Red Bed Formation of the northern Tabas Block: elucidating Late Cimmerian tectonics in east-Central Iran. International Journal of Earth Sciences, 110(3): 767-790.
Yahya Shibani V. 2021. Tabas geological heritage atlas. Birjand University Press, Birjand, 318 p. [In English and Persian]
Yazdi M. 2003. Coal (from origin to environmental effects). Jahad Daneshgahi University Publications (Amir Kabir University of technology), Tehran, 263 p. [In Persian]
Zand-Moghadam H. Moussavi-Harami R. and Mahboubi A. 2014. Sequence stratigraphy of the Early–Middle Devonian succession (Padeha Formation) in Tabas Block, East-Central Iran: Implication for mixed tidal flat deposits. Palaeoworld, 23: 31-49. https://doi.org/10.1016/j.palwor.2013.06.002
Zhang C. Song X. Wang X. Wang X. Zhao K. Shuang Q. and Li S. 2020. Origin and depositional characteristics of supported conglomerates. Petroleum Exploration and Development, 47(2): 292-305. https://doi.org/10.1016/S1876-3804(20)60047-7
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
آمار تعداد مشاهده مقاله: 247 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 117 |