بازسازی محیط رسوبی سازند جیرود در برش آرو (البرز مرکزی)
الموضوعات :سید محمد زمانزاده 1 , محسن رنجبران 2 , کیارش غفاری 3
1 - دانشگاه تهران
2 - دانشکدگان علوم، دانشگاه تهران
3 - دانشکدگان علوم، دانشگاه تهران
الکلمات المفتاحية: البرز مرکزی, دونین, سازند جیرود, رخساره‌های آواری, محیط رسوبی,
ملخص المقالة :
در این پژوهش محیط رسوبی سازند جیرود مورد بررسی و بازسازی قرار گرفته است. سازند جیرود به سن دونین پسین در برش آرو در جنوب غربی شهرستان فیروزکوه در بخش جنوبی البرز مرکزی متشکل از حدود 45 متر نهشته‌های تخریبی است. برای انجام این پژوهش عملیات صحرایی صورت گرفت و لاگ رسوبی تفصیلی این سازند در برش مذکور تهیه شد و تعداد 52 نمونه از لیتولوژی های مختلف برداشت شد. برای مطالعات میکروسکوپی از تمام نمونه‌های ماسه سنگی و کنگلومرایی و چند نمونه محدود از نمونه‌های گلسنگی و یک نمونه خاک قدیمه مقاطع نازک تهیه شد و مورد مطالعه قرار گرفت. مرز زیرین این سازند با ناپیوستگی فرسایشی روی سازند میلا قرار گرفته است. رخساره‌های مشاهده شده این سازند در برش آرو شامل رخساره‌های تخریبی کنگلومرا، ماسه سنگ و گل سنگ به همراه یک افق خاک دیرینه می‌باشد. رخساره‌های مشاهده شده براساس رخساره‌های رسوبی رودخانه‌ای مایال طبقه‌بندی شد. نهشته‌های کنگلومرایی متشکل از دو رخساره Gcm و Gmm، نهشته‌های ماسه سنگی شامل سه رخساره Sh، Sp و Sm و رخساره‌های گل سنگی شامل دو رخساره Fl و Fm می‌باشند. مطالعات صحرایی و سنگ نگاری به شناسایی دو مجموعه رخساره تخریبی رودخانه‌ای کانال و دشت سیلابی منجر شد. محیط رسوبی کلی بازسازی شده برای سازند جیرود در برش آرو یک محیط رسوبی رودخانه‌ای بریده بریده تعیین شد که بخش پایینی این سازند به‌طور عمده رخساره‌های درون کانال با غلبه رخساره‌های کنگلومرایی و بخش بالایی کم‌وبیش به‌طور کامل از رخساره‌های دانه ریز گل سنگی دشت سیلابی به همراه افقی از خاک دیرینه را شامل می‌شود.
آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586.
امینی، ع.، 1395. مراحل اساسی در مطالعات خاستگاه رسوبی، با مثال‌هایی از ایران مرکزی و شمال غرب ایران، بیستمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، 1102-1093.
امینی، ع.، 1396. محیط‌های رسوبی. انتشارات دانشگاه تهران، 488.
بربريان م.، قرشي، م.، طالبيان، م. و شجاع طاهري، ج.، 1375. پژوهش و بررسي نو زمينساخت، لرزه زمينساخت و خطر زمينلرزه گسلش در گستره سمنان، گزارش شماره 63 ، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدني كشور.
تابع، ف.، 1386. پالينولوژي سازند جيرود در مقطع چینه‌شناسی گرمابدر ، شمال شرق تهران، ، پایان‌نامه كارشناسي ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران، 151.
خزائی، م.، 1397 . محیط رسوبی، دیاژنز و خاستگاه سازند جیرود در البرز مرکزی. رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی، 350.
خزائی، م.، 1395(الف). خاستگاه نهشته‌های سيليسي آواري سازند جيرود در البرز مرکزي، فصلنامه علوم زمین، 108، 45-56.
خزائی، م.، 1395 (ب). محیط رسوبی و چینه نگاری سکانسی نهشته‌های سازند جیرود در برش ده صوفیان، فصلنامه علوم زمین، 102، 101-116.
رسولی م.، حسینی برزی م.، آدابی م. ح. و بایت گل آ.، 1390. محیط رسوبی سازند جیرود و بررسی مرز دونین- کربونیفر در دو برش آبنیک و دره لالون البرز مرکزی، پانزدهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، 254-265.
ستاری ا.، بهرامی ع.، وزیری مقدم ح.، و طاهری ع.، 1401. زیست چینه نگاری، زیست رخساره‌های کندونتی نهشته‌های دونین بالایی-کربونیفر زیرین در برش تویه-دروار دامغان، البرز شرقی فصلنامه پژوهش‌های دانش زمین، 51، 1-25.
شرفی م.، محبوبی ا.، موسوی حرمی س. و مصدق ح.، 1396. اثر مجموعه‌ها و اهمیت محیطی آنها در سازند جیرود، جنوب غرب شاهرود و شمال شهمیرزاد، البرز مرکزی، رخساره‌های رسوبی، 77-98.
شرفی، م.، موسوی حرمی، ر.، محبوبی، ا. و جعفرزاده، م.، 1397. سنگ‌نگاری و ژئوشیمی ماسه سنگ‌های سازند جیرود در البرز میانی، کاربرد در شناسایی خاستگاه و جایگاه زمین ساختی، رسوب‌شناسی کاربردی، 6، 12، 1-24.
فرهادیانی، م.، 1388 .پالينولوژي سازند جیرود در برش چینه‌شناسی دهملا، جنوب غرب شاهرود: پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران، 232.
فهيمي، م.، 1385. پالينولوژي سازند جیرود در مقطع چینه‌شناسی دروار، جنوب غرب دامغان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران،131 .
مسعودي، م.، 1384. پالينولوژی سازند جيرود در مقطع چینه‌شناسی شهميرزاد، شمال سمنان. پایان‌نامه كارشناسي ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران، 81.
نبوی، م. ح.، 1356 دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی کشور.
هاشمي س.ح. و تابع ف.، 1384. پالينولوژي سازند جيرود در برش چینه‌شناسی غرب گرمابدر، شمال شرق تهران. نهمين همايش انجمن زمین‌شناسی ايران، دانشگاه تربیت معلم تهران، 408-398.
هاشمي س.ح. و فهيمي، م.، 1384. اسپورها و ميکروفيتوپالنکتون هاي سازند جيرود در برش چینه‌شناسی دروار، غرب دامغان. نهمين همايش انجمن زمین‌شناسی ايران، دانشگاه تربيت معلم تهران، 9-8 شهريور، 308-295.
هاشمي، س.ح. و تابع، ف.، 1388. پالئواكولوژي سازند جيرود در برش چینه‌شناسی گرمابدر، شمال شرق تهران: فصلنامه زمین‌شناسی ايران، 3، 9، 14-3.
Alavi, M., 1996. Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz Mountain System in Iran. Journal of Geodynamics 21, 1-33.
Alavi-Naini, M., 1972. Etude geologique de la region de Djam. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran. Report No. 23: 288.
Assereto, R., 1963. The Paleozoic formations in Central Elburz (Iran) (preliminary note). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 69, 503–543.
Bagheri, S. and Stampfli, G. M., 2008. The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: new geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451(1-4), 123-155.
Basu, A., 1985. Reading provenance from detrital quartz. In Provenance of arenites, 231-247. Springer, Dordrecht.
Berberian, M. and Yeats, R. S., 2001. Contribution of archaeological data to studies of earthquake history in the Iranian Plateau. Journal of Structural Geology, 23(2-3), 563-584.
Choquette, P.W. and Pray, L.C., 1970. Geologic Nomenclature and Classification of Porosity in Sedimentary Carbonates. AAPG Bulletin, 54, 207-250.
Ehteshami Moinabadi, E. M. and Yassaghi, A., 2007. Geometry and kinematics of the Mosha Fault, south central Alborz Range, Iran: An example of basement involved thrusting. Journal of Asian Earth Sciences 29: 928-938.
Gaetani M., 1965. The geology of the Upper Jajrud and Lar valleys, North Iran, II. Palaeont. Rivista. Italiano di Paleontologia e Stratigrafia. 73(3), 679-770.
Galloway, W. E. and Hobday, D. K., 1996. Terrigenous Clastic Depositional Systems. Applications to Fossil Fuel and Groundwater Resources, 489.
Ghorbani, M., 2021. The geology of Iran: tectonic, magmatism and metamorphism. Springer International Publishing.
Ingersoll, R. V., Bullard, T. F., Ford, R. L., Grimm, J. P., Pickle, J. D. and Sares, S. W., 1984. The effect of grain size on detrital modes: a test of the Gazzi-Dickinson point-counting method. Journal of Sedimentary Research, 54(1), 103-116.
Kostic, B., Becht, A. and Aigner, T., 2005. 3-D sedimentary architecture of a Quaternary gravel delta (SW-Germany): Implications for hydro stratigraphy. Sedimentary Geology, 181(3-4), 147-171.
Miall, A.D., 1996. The Geology of Fluvial Deposits, Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. – Springer-Verlag, New York, 668.
Morad, S., Ketzer, J. M. and De Ros, L. F., 2000. Spatial and temporal distribution of diagenetic alterations in siliciclastic rocks: implications for mass transfer in sedimentary basins. Sedimentology, 47, 95-120.
Nichols, Gary, 2009. Sedimentology and stratigraphy, 2nd edition, John Wiley, 419.
Pettijohn, F. J., 1975. Sedimentary rocks (. 3, 628). New York: Harper and Row.
Sheikholeslami, M. R., 2018. Tectonosedimentary evolution of the basins in Central Alborz, Iran. (Special Journal-106), 29-38.
Stampfli, G. M., Borel, G. D., Cavazza, W., Mosar, J. and Ziegler, P. A., 2001. Palaeotectonic and palaeogeographic evolution of the western Tethys and PeriTethyan domain (IGCP Project 369). Episodes Journal of International Geoscience, 24(4), 222-228.
Stöcklin, J., 1968. Salt deposits of the Middle East, Geological Society of America, 88, 157-181.
Worden, R. H. and Burley, S. D., 2003. Sandstone diagenesis: the evolution of sand to stone. Sandstone diagenesis: Recent and ancient, 4, 3-44.
Zoleikhaei, Y., Amini, A. and Zamanzadeh, S. M., 2015. Integrated provenance analysis of Zakeen (Devonian) and Faraghan (early Permian) sandstones in the Zagros belt, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 101, 148-161.
بازسازی محیط رسوبی سازند جیرود در برش آرو (البرز مرکزی)
سید محمد زمان زاده1و*، محسن رنجبران1، کیارش غفاری2
1. دانشیار دانشکده زمین‌شناسی، دانشکدگان علوم، دانشگاه تهران
2. دانش‌آموخته کارشناسی ارشد، دانشکده زمین‌شناسی، دانشکدگان علوم، دانشگاه تهران
چکیده
در این پژوهش محیط رسوبی سازند جیرود مورد بررسی و بازسازی قرار گرفته است. سازند جیرود به سن دونین پسین در برش آرو در جنوب غربی شهرستان فیروزکوه در بخش جنوبی البرز مرکزی متشکل از حدود 45 متر نهشته‌های تخریبی است. برای انجام این پژوهش عملیات صحرایی صورت گرفت و لاگ رسوبی تفصیلی این سازند در برش مذکور تهیه شد و تعداد 52 نمونه از لیتولوژی های مختلف برداشت شد. برای مطالعات میکروسکوپی از تمام نمونه‌های ماسه سنگی و کنگلومرایی و چند نمونه محدود از نمونه‌های گلسنگی و یک نمونه خاک قدیمه مقاطع نازک تهیه شد و مورد مطالعه قرار گرفت. مرز زیرین این سازند با ناپیوستگی فرسایشی روی سازند میلا قرار گرفته است. رخساره‌های مشاهده شده این سازند در برش آرو شامل رخساره‌های تخریبی کنگلومرا، ماسه سنگ و گل سنگ به همراه یک افق خاک دیرینه می‌باشد. رخساره‌های مشاهده شده براساس رخساره‌های رسوبی رودخانه‌ای مایال طبقه‌بندی شد. نهشته‌های کنگلومرایی متشکل از دو رخساره Gcm و Gmm، نهشته‌های ماسه سنگی شامل سه رخساره Sh، Sp و Sm و رخساره‌های گل سنگی شامل دو رخساره Fl و Fm می‌باشند. مطالعات صحرایی و سنگ نگاری به شناسایی دو مجموعه رخساره تخریبی رودخانه‌ای کانال و دشت سیلابی منجر شد. محیط رسوبی کلی بازسازی شده برای سازند جیرود در برش آرو یک محیط رسوبی رودخانه‌ای بریده بریده تعیین شد که بخش پایینی این سازند به‌طور عمده رخساره‌های درون کانال با غلبه رخساره‌های کنگلومرایی و بخش بالایی کم‌وبیش به‌طور کامل از رخساره‌های دانه ریز گل سنگی دشت سیلابی به همراه افقی از خاک دیرینه را شامل می‌شود.
واژه‌های کلیدی: البرز مرکزی، دونین، سازند جیرود، رخساره‌های آواری، محیط رسوبی
مقدمه
در البرز مرکزی نهشته‌های به‌طور عمده آواری شامل کنگلومرا، ماسه سنگ، آهک فسیل دار و شیل به سن دونین پسین که با ناپیوستگی فرسایشی روی سنگ‌های اردویسین و یا قدیمی‌تر قرار دارند به‌عنوان سازند جیرود معرفی شده‌اند (Assereto, 1963). برش نمونه این واحد سنگ چینه‌ای شامل 10 واحد سنگی به ضخامت 750 متر است که نام آن از دهکده جیرود در قسمت بالایی دره جاجرود در شمال تهران و ارتفاعات دامنه جنوبی البرز مرکزی گرفته شده است. آسرتو و گاتنی (Assereto, 1963, Gaetani,1965) این سازند را به چهار بخش D, C, B, A تقسیم کردند. سپس بنابر پیشنهاد کمیته ملی چینه‌شناسی ایران نهشته‌های تخریبی عضو A با ستبرای 355 متر و با سن دونین پسین به‌عنوان سازند جیرود معرفی و در نظر گرفته شد. در برش الگو، مرز سازندهای جیرود و میلا با ناپیوستگی فرسایشی مشخص می‌شود اما در مورد مرز بالایی اتفاق نظر وجود ندارد. در این برش قاعده سازند جیرود شامل کوارتزیت و ماسه سنگ است که به‌طرف بالا با تناوب ماسه سنگ، شیل، آهک فسیل‌دار و چند افق ماسه‌سنگ فسفات دار ادامه یافته و در بالاترین قسمت، این توالی در زیر گدازه‌های بازالتی قرار دارد (آقانباتی، 1383).
مطالعات پیشین سازند جیرود (دونین بالایی) در برش‌های مختلف البرز مرکزی متمرکز بر دو زمینه مطالعات چینه نگاری- فسیل‌شناسی و رسوب‌شناسی بوده است. بیشتر پژوهش‌های انجام شده در حوزه مطالعات چینه نگاری – فسیل‌شناسی به‌طور عمده توسط هاشمی و همکارانش به‌طور عمده بر روی پالئواکولوژی و پالینواستراتیگرافی سازند جیرود در برش‌های گرمابدر شمال شرق تهران، نهشته‌های دونین جنوب غرب شاهرود، شمال سمنان، غرب دامغان بوده است (هاشمی و تابع، 1388؛ هاشمی و فهیمی، 1384، فرهادیانی، 1388). بر اساس این مطالعات در پهنه غرب گرمابدر، نهشته‌های دونین البرز مرکزی که با ناپیوستگی فرسایشی روی سنگ‌های اردویسین یا قدیمی‌تر قرار دارند مربوط به دونین پسین (فرازنین - فامنین) می‌باشند. مطالعات حوزه رسوب‌شناسی بیشتر بر زمینه‌های بازسازی محیط رسوبی، دیاژنز و مطالعه نهشته‌های فسفاتی و خاستگاه رسوبات این سازند متمرکز بوده است و می‌توان به پژوهش‌های محققین زیر اشاره کرد: در برش‌های هیو، دهکده جیرود، دره مبارک‌آباد، دریاچه تار و ده صوفیان (خزایی 1395 الف، 1395 ب، 1397؛ شرفی 1397). این مطالعات به‌طور عمده نشانگر رسوب‌گذاری این سازند در محیط‌های دریایی کم‌عمق و دلتایی و در برش‌هایی مناطق دور از ساحل در موقعیت‌های زمین ساختی کوهزایی چرخه مجدد و درون کراتونی پایدار در شرایط آب و هوایی گرم و مرطوب تا نیمه‌خشک و خشک است.
برای بازسازی جغرافیای دیرینه یک ناحیه ایجاب می‌کند که بازسازی شرایط محیطی در برش‌های مختلف یک سازند یا مجموعه رسوبات یک بازه زمانی مشخص با دقت هرچه بیشتر و دقیق‌تر صورت گیرد. با توجه به این که مطالعات قبلی در خصوص محیط رسوب‌گذاری سازند جیرود در مناطق مختلف البرز نشانگر تنوعی از محیط‌های رسوب‌گذاری است، و محتوای سنگ‌شناسی و توالی رسوبی این سازند در پهنه مورد مطالعه یعنی روستای آرو (شکل 1) نشانگر تفاوت‌های اساسی با برش‌های مطالعه شده قبلی است، این موضوع ضرورت بازسازی محیط رسوب‌گذاری در منطقه آرو را ایجاب می‌کند.
جایگاه زمین‌شناسی و زمین ساختی منطقه مورد مطالعه
ناحیه مورد نظر در فاصله 40 کیلومتری جنوب غرب شهرستان فیروزکوه، در مسیر جاده اصلی تهران - فیروزکوه در شرق تاقدیس آیینه ورزان (منطقه آرو) واقع است. مختصات جغرافیایی منطقه 52°,24’ شرقی و 35°,39’ شمالی واقع در پهنه رسوبی ساختاری البرز مرکزی است. در این برش سازند جیرود ضخامتی در حدود 45 متر دارد و از مجموعه متنوعی از لیتولوژی های کنگلومرا، ماسه سنگ، شیل و گل سنگ تشکیل شده است (شکل 1).
10 Meters |
شکل 1. نقشه زمین‌شناسی و موقعیت زمین ساختی منطقه مورد مطالعه (با اصلاح از نقشه 1:100000 فیروزکوه( و (Sheikholeslami,2018)
از نگاه زمينشناختي، مرز شمالي البرز محدود به زمين‌درز تتيس كهن است كه از برخورد سنگكره قارهاي البرز با سنگ كره توران، در ترياس پسين به وجود آمده است. ولي، در بيشتر نقاط، محل زمين‌درز با ورقههاي رانده شده از شمال به جنوب پوشيده شده است. حد جنوبي البرز چندان روشن نيست. گسل تبريز (Alavi, 1996) ، گسل گرمسار (بربریان و همکاران، 1375)، گسل سمنان (نبوی، 1356) و گسل عطاري (Alavi-Naini, 1972)، مرز جنوبي البرز معرفی شده‌اند. ولي، چنين به نظر ميرسد كه مرز شاخصي در مرز جنوبي البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ايران مركزي به پهنه البرز تدريجي باشد (آقا نباتی، 1383). همسانی البرز با ایران مرکزی به‌ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوت‌هایی دارد (Stöcklin, 1968). در زمان کامبرین تا کربونیفر گندوانا بزرگ‌ترین ابرقاره روی زمین و در جنوب اوراسیا، شامل عربستان، آفریقا، جنوبگان و برخی سرزمین‌های جزئی در اطراف بوده است (Stampfli et al., 2001).
شواهدی از حداقل ده حوضه رسوبی با کنترل‌کننده زمین ساختی متفاوت در بخش مرکزی رشته‌کوه البرز در قسمت میانی کمربند آلپ-هیمالیا از زمان نئوپروتروزوئیک تا زمان حال قابل شناسایی است که تحت کنترل زمین ساختی متفاوت تشکیل شده و در اثر حرکت نسبی صفحات در گستره تتیس شکل گرفته‌اند و در محدوده زمانی مشخص پرشده‌اند (Sheikholeslami,2018). با تشکیل حوضه پالئوتتیس رسوبات ولکانیکی - رسوبی از دونین تا پرمین در آن نهشته شده‌اند. بر اساس نظریه زمین‌ساخت صفحه‌ای، اقیانوس تتیس از شرق تا غرب گسترش داشته و ابرقاره پانگه‌آ را به دو بخش تقسیم کرد که همگرایی اوراسیا و گندوانا و بسته شدن تتیس در بین آنها موجب شکل‌گیری کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیا شده است (Ghorbani, 2021). در یک نگاه کلی می‌توان گفت: توالی‌های رسوبی سازندهای البرز به مانند سایر بخش‌های صفحه ایران مانند مرکز و بلوک طبس به سه مجموعه رسوبات پیش از کافتش (رخساره‌های کامبرین)، رخساره‌های هم‌زمان با کافتش (کربنات‌های دریاچه‌ای و آواری‌های اردویسین تا سیلورین همراه با جریان بازالتی) و پس از کافتش (نهشته‌های دونین تا انتهای تریاس) تقسیم می‌شوند که همگی در ارتباط با کرانه ناپویای پالئوتتیس است (Bagheri and Stampfli, 2008) .
تاقدیس آینه‌ورزان - دلیچای واقع در بخش شرقی البرز مرکزی، تحت تاثیر بخش شرقی گسل مُشا با روند شرقی-غربی (مشخص‌کننده مرز توالی‌های پالئوزوئیک و سنوزوئیک) می‌باشد. بیرون زدگی رسوبات اینفراکامبرین تا کربونیفر در منطقه مورد مطالعه ناشی از تحرکات این گسل بوده است (Ehteshami Moinabadi and Yassaghi, 2007; Berberian and Yeats, 2001).
روش مطالعه
در این پژوهش برای رسیدن به اهداف مورد نظر ابتدا بازدیدها، مطالعات و بررسی‌های صحرایی و تهیه لاگ رسوبی به‌منظور توصیف دقیق واحدهای رسوبی و برداشت نمونه‌هایی از لیتولوژی‌های مورد هدف (تعداد 52 نمونه شامل کنگلومرا، ماسه سنگ و گل سنگ جهت انجام مطالعات کانی‌شناسی و توصیف پتروفاسیس ها جمع‌آوری شد)، برداشت ساخت‌های رسوبی که نشانگر جهت جریان‌های دیرینه هستند و ارتباط جانبی و قائم واحدهای رسوبی، هندسه این واحدها و پیوستگی و ناپیوستگی بین واحدها صورت گرفت. در مرحله بعد برای تکمیل مطالعات سنگ‌شناسی جهت مطالعه ماسه سنگ‌ها تعداد 11 نمونه از ماسه سنگ‌های سازند جیرود برای آنالیز مودال انتخاب شدند و در هر نمونه 240 نقطه (جدول 1) با استفاده از روش گزی-دیکنسون2 شمارش شدند (Ingersoll et al., 1984). نام‌گذاری سنگ‌ها بر اساس طبقه‌بندی پتی جان (Pettijohn, 1975) انجام گرفت.
جدول 1. نتایج حاصل از نقطه شماری نمونه‌های سازند جیرود نشانه‌های اختصاری در جدول: Qm: کوارتز تک‌بلوری، Qp: کوارتز چند بلوری، Kf: فلدسپات پتاسیم، Plg: پلاژیوکلاز، SRF: خرده‌سنگ رسوبی، VRF: خرده‌سنگ ولکانیکی، Cht: چرت، HM: کانی‌های سنگین
بحث
در بررسی‌های سنگ‌شناسی به‌طور اساسی ویژگی‌های بافتی، ترکیب، دیاژنزی و ساخت‌های رسوبی مورد مطالعه قرار می‌گیرد. انجام مطالعات ذکر شده در دو مقیاس میکروسکوپی (بررسی پتروفاسیس‌ها) و ماکروسکوپی (بررسی لیتوفاسیسها) صورت می‌گیرد. با توجه به اینکه در این مطالعه هدف اصلی تعیین محیط رسوبی است، در ابتدا باید رخساره‌ها مشخص شوند و برای این کار ابتدا باید توصیف آنها در صحرا یعنی لیتوفاسیسها و سپس توصیف آنها در زیر میکروسکوپ یعنی پتروفاسیس‌ها تعیین گردد، در مرحله بعد با تلفیق این اطلاعات رخساره‌ها تعریف و با مشخص کردن همراهی رخساره‌ها محیط رسوبی مشخص می‌شود. در مطالعات صحرایی رخساره‌های مورد مشاهده در سازند جیرود مورد توصیف قرار گرفت که فهرست لیتوفاسیس ها بر اساس طبقه‌بندی مایال (Miall, 1996) در جدول 2 به‌اختصار ارائه شده است. حاصل مطالعات صحرایی تهیه لاگ رسوبی از سازند جیرود در منطقه مورد مطالعه بود که نشانگر هندسه عمومی و روابط بین رخساره‌ها و همراهی آنها در صحرا می‌باشد (شکل 2). علاوه بر این، در این مطالعه تعداد 3 پتروفاسیس مورد شناسایی قرار گرفت که توضیحات هر کدام از آنها در ادامه ارائه خواهد شد. سپس با تلفیق داده‌های مطالعات پتروگرافی و صحرایی تعداد 8 رخساره رسوبی مشخص شد (جدول 2) و درنهایت با توجه به همراهی این رخساره‌ها محیط رسوبی سازند جیرود مدل رسوب‌گذاری این سازند در منطقه مورد مطالعه بازسازی قرار گرفت.
جدول 2. مشخصات رخساره‌های مشاهده شده سازند جیرود در برش آرو
مشخصات رخساره | کد رخساره |
این واحد در قاعده سازند جیرود، متشکل از کنگلومرای پلی میکت دانه پشتیبان با جورشدگی بد شامل قطعات ماسه سنگ، چرت، شیل و قطعات کربناته فسیل دار سازند میلا می‌باشد، فرم هندسی این کنگلومرا پرکننده کانال و فاقد لایه‌بندی دارد. | Gcm |
این واحد بر روی رخساره Sp متشکل از یک کنگلومرای پلی میکت ماتریکس پشتیبان که عمده قطعات تشکیل‌دهنده قطعات پبل می‌باشد و با جورشدگی و گردشدگی متوسط و فاقد لایه‌بندی به‌صورت شناور در یک ماتریکس ریزشونده به سمت بالا که به ماسه سنگ ختم می‌شود، قرار دارد. عدم وجود لایه‌بندی واضح و ویژگی ریز شونده به بالای این رخساره نشانگر رسوب‌گذاری در پشته‌ها یا سدهای درون کانال رودخانه‌های بریده بریده است | Gmm |
این واحد ماسه سنگی بین رخساره‌های کنگلومرایی و دارای فرم هندسی کانال و ساخت رسوبی لایه‌بندی مورب مسطح می‌باشد. | Sp |
این واحد ماسه‌سنگی متشکل از دانههای ریز تا درشت بر روی رخساره Gmm و دارای چینه‌هایی در حد لامیناسیون تا لایه‌بندی نازک با ساخت جدایش خطی در سطح لایه‌ها قابل مشاهده است. | Sh |
این واحد ماسه سنگی متشکل از ذرات دانه ریز تا دانه متوسط کوارتز کمی چرت به‌صورت توده‌ای در زیر رخساره P قرار گرفته است. شکل توده‌ای این رخساره نشانگر رسوب‌گذاری سریع و ناگهانی این رخساره در اثر افت سریع انرژی جریان حمل‌کننده مثلا بعد از سیلاب در دشت سیلابی است. | Sm |
این واحد متشکل از سیلت و رس به‌صورت توده‌ای و نخودی رنگ و فاقد فسیل می‌باشد، این واحد بر روی رخساره P و در زیر رخساره Fl قرار دارد. | Fm |
این واحد متشکل از سیلت و رس واحد فوقانی سازند جیرود، قرمز رنگ و دارای لامیناسیون موازی و فاقد فسیل می‌باشد و بر روی رخساره Fm قرار دارد. | Fl |
این واحد سرشار از ذرات در حد گرانول خاکستری، سرخ - قهوه‌ای رنگ و فاقد لایه‌بندی بر روی رخساره Sm قرار دارد. | P |
شکل 2. لاگ رسوبی سازند جیرود در برش آرو به همراه توصیف واحدهای رسوبی و تفسیر محیطی آنها
رخساره‌های سازند جیرود در برش آرو
به‌طور کلی سازند جیرود در برش آرو از مجموعه رخساره‌های آواری دانه درشت، دانه متوسط و دانه ریز تشکیل شده است. بررسی‌های سنگ‌شناسی نشان‌دهنده تغییرات در قسمت‌های مختلف برش مورد مطالعه هم به‌صورت جانبی و هم به‌صورت قائم می‌باشد به‌طوری‌که در بخش قاعده‌ای رسوبات آواری دانه درشت فراوان‌تر است و لایه‌ها به‌طور عمده از کنگلومرا تا ماسه سنگ دانه متوسط تشکیل شده‌اند. در بخش بالایی رسوبات دانه ریز غالب است و رسوبات دانه متوسط فراوانی کمی دارند.
رخساره‌های آواری دانه درشت (کنگلومراها)
در بررسی‌های صحرایی کنگلومراها به رنگ خاکستری دیده می‌شوند. این رخساره به‌صورت پلی میکتیک با قطعات بزرگ و متنوع است که به‌طور عمده از قطعات کربناته قدیمی سازند میلا تشکیل شده است سایر قطعات تشکیل دهنده شامل چرت، ماسه سنگ و گل سنگ می‌باشد (شکل 3، A). این رخساره‌ها به‌طور عمده در دو بخش قابل مشاهده است. در یک بخش که قاعده سازند جیرود در برش آرو از این رخساره تشکیل شده به‌صورت ناپیوستگی فرسایشی بر روی سازند میلا قرار گرفته است (شکل 3، B, C). در بخش دیگر که به‌صورت یک توالی ریز شونده به بالا قابل مشاهده است کنگلومراها فاقد لایه‌بندی هستند و به علت تشکیل در شرایط آشفته حالت توده‌ای دارند (Kostic et al., 2005).
الف- رخساره گراولی دانه پشتیبان توده‌ای Gcm
قاعده سازند جیرود در برش آرو از این رخساره تشکیل شده و با ناپیوستگی فرسایشی بر روی سازند میلا قرار گرفته است و به‌صورت یک کنگلومرای پلی‌میکتیک دانه پشتیبان (اورتوکنگلومرا) با خمیره کم و جورشدگی بد قطعات که به‌طور عمده در اندازه پبل تا بولدر می‌باشد. از نظر فرم هندسی این کنگلومرا دارای فرم هندسی کانالی، و پرکننده کانال است و اندازه برخی قطعات به نزدیکی 70 سانتیمتر می‌رسد. قطعات فسیل دار سازند میلا در این رخساره حضور دارد (شکل 3 ـ A, D, E). علاوه بر این به‌صورت جانبی این رخساره‌های کنگلومرایی به رخساره‌های دانه ریزتر ماسه سنگی و در نهایت به رخساره‌های سیلتسونی و شیلی تغییر رخساره می‌دهند.
ب- رخساره گراولی گل پشتیبان توده‌ای Gmm
گراول‌‌های با دانه‌بندی ریزشونده ضعیف، که در قاعده به‌صورت گل پشتیبان (پلی میکت پاراکنگلومرا) و در راس به ماسه سنگ ختم می‌شود و اندازه قطعات به‌طور عمده در حد پبل با جورشدگی و گردشدگی متوسط که به‌صورت شناور در خمیره قرار گرفته‌اند (شکل 3 ـ D). با توجه به کوچک‌تر بودن اندازه قطعات سنگی، میزان انرژی در این رخساره نسبت به رخساره Gcm کمتر است.
شکل 3. رخساره‌های مشاهده شده در سازند جیرود، (A قطعه سنگ حاوی فسیل مرجان سازند میلا، (B کنگلومرای قاعده سازند جیرود، (C مرز فرسایشی بین سازند میلا و جیرود (دید به سمت جنوب شرق)، (D کنگلومرای ریز شونده به بالا، (E شکل هندسی کانال در کنگلومرای جیرود
رخساره‌های آواری دانه متوسط (ماسه سنگ‌ها)
این رخساره‌ها در مطالعات انجام شده دارای بیشترین تنوع می‌باشند. در مطالعات صحرایی به رنگ سفید تا خاکستری و به‌صورت توده‌ای، تا با لایه‌بندی مورب و همچنین ساخت رسوبی جدایش خطی قابل مشاهده می‌باشد (شکل 4). در مطالعات آزمایشگاهی این رخساره‌ها از دانههای به اندازه ماسه خیلی ریز دانه تا ماسه خیلی درشت دانه و با جورشدگی بد تا خوب مشاهده می‌شوند.
الف- رخساره ماسه سنگ با چینه‌بندی متقاطع مسطح Sp
این رخساره که به‌صورت یک چینه‌بندی متقاطع مسطح با زاویه 20 درجه بر روی رخساره Gcm قرار گرفته است یک توالی ریزشونده به سمت بالا با جورشدگی متوسط می‌باشد. دانه‌ها به‌طور عمده زاویه‌دار که در قاعده به‌طور عمده دانه‌ها در حد ماسه دانه ریز تا دانه درشت و در راس دانههای خیلی ریز و ریز غالب می‌باشد (شکل 4ـ A, B).
ب- رخساره ماسه سنگی با طبقات موازی Sh
این رخساره با ضخامت کم دارای چینه‌هایی در حد لامیناسیون تا لایه‌های نازک است. عمده‌ترین ساخت رسوبی پس از لامیناسیون وجود ساخت جدایش خطی در سطح لایه‌ها است. اندازه دانه‌ها در حد ماسه ریز تا دانه درشت با جورشدگی متوسط تا خوب می‌باشد (شکل 4ـC).
این رخساره در صحرا به‌صورت توده‌ای و فاقد لایه‌بندی می‌باشد. این رخساره به‌طور عمده از دانههای به اندازه ماسه‌های دانه‌ریز تا دانه متوسط با گردشدگی متوسط تا خوب تشکیل شده‌اند و به‌صورت شناور درون یک خمیره گلی قرار گرفته و سیمان این رخساره سیمان رسی می‌باشد (شکل 4ـ D).
شکل 4. رخساره‌های ماسه سنگی مشاهده شده در سازند جیرود، (A ساخت رسوبی چینه‌بندی متقاطع مسطح، (B شکل هندسی کانال در یک توالی ماسه سنگی، (C ساخت رسوبی جدایی خطی در سطح فوقانی یک لایه رسوبی، (D نهشته‌های ماسه سنگ توده‌ای
رخساره‌های آواری دانه ریز (شیل و سیلتستون)
از نظر بافتی این سنگ‌ها شامل گل سنگ توده‌ای و گل سنگ لامینه‌ای می‌باشد. در نمونه‌های صحرایی به رنگ خاکستری، سبز تا قرمز با فرم هندسی ورقه‌ای شکل مشاهده می‌شوند و بیشترین ضخامت سازند جیرود در برش آرو را نشان می‌دهند.
در صحرا این رخساره به‌صورت توده‌ای متشکل از ذرات سیلت و رس به ضخامت 15 تا 50 سانتیمتر در بخش‌های مختلف به رنگ نخودی قابل مشاهده است (شکل 5ـ A).
در مطالعات صحرایی توالی قرمز رنگ با فراوانی قابل توجه قابل و ضخامت‌های متغیر از پنج تا 10 متر مشاهده می‌شود، این نهشته‌ها که از ذرات در حد سیلت و رس تشکیل شده، دارای ساخت رسوبی لامیناسیون و فاقد آثار فسیلی می‌باشند (شکل 5- B).
شکل 5. رخساره‌های آواری دانه ریز سازند جیرود، (A گل سنگ توده‌ای، (B گل سنگ لامینه‌ای قرمز رنگ
این رخساره در صحرا به رنگ خاکستری سرشار از قطعات در حد گرانول و فاقد لایه‌بندی و دارای ساختار توده‌ای شکل کم‌وبیش در 18 متری از قاعده سازند جیرود مشاهده می‌شود (شکل‌های 2 و 6). ضخامت این افق خاک دیرینه بین 10 تا 20 سانتیمتر در برش مطالعه شده تغییر می‌کند. این رخساره به‌طور عمده روی رخساره Sm و در بالا زیر رخساره Fl قرار می‌گیرد که هر دو از رخساره‌های دشت سیلابی در نظر گرفته می‌شود. فراوانی گرانول‌های به‌طور کامل گردشده با رنگ‌های متغیر از خاکستری و به‌طور عمده سرخ - قهوه‌ای از ویژگی اصلی این رخساره در مشاهدات صحرایی است.
شکل 6. تصویر صحرایی از رخساره خاک دیرینه
پتروفاسیس ها
پتروفاسیس رسوبات دانه درشت (کنگلومراها)
در مطالعات آزمایشگاهی این رخساره‌ها جورشدگی ضعیف با زمینه متشکل از ذرات کربناته خشکی‌زاد، چرت و کوارتز به اندازه ذرات دانه متوسط تا گرانول (البته در زیر میکروسکوپ؛ همان‌طور که پیش‌تر اشاره شد در مطالعات صحرایی برخی واحدهای کنگلومرایی دارای قطعاتی در اندازه بولدرهای 70 سانتیمتری به‌طور عمده از سنگ آهک‌های سازند میلا است) با گردشدگی متوسط است و انواع سیمان کربناته از قبیل سیمان فراگیر و میکرواستالاکتیت منطقه هواده در این رخساره مشاهده شد (شکل 7).
شکل 7. انواع پتروفاسیس‌های رسوبات درشت دانه شامل: (A کنگلومرای دانه پشتیبان با سیمان کلسیتی از نوع میکرواستالاکتیت (نوک فلش‌ها)، (B کنگلومرای گل پشتیبان با سیمان کلسیتی از نوع فراگیر (شکل‌ها در xpl)
پتروفاسیس های رسوبات دانه متوسط (ماسه سنگ‌ها)
این پتروفاسیس ها شامل ساب لیت آرنایت، لیتیک آرنایت و کوارتزوکی می‌باشند که در زیر شرح آنها می‌آید:
در این پتروفاسیس دانههای کوارتز تک‌بلوری با سیمان سیلیسی رو رشدی (شکل 8- A) با خاموشی مستقیم تا موجی (شکل 8- B) و چند بلوری دارای کشیدگی جزیی (حدود 80 درصد) و همچنین خرده‌های رسوبی از نوع کربناته (حدود 20 درصد) که در برخی قسمت‌ها دولومیتی شده‌اند (شکل 8- C) در این رخساره حضور دارند. آثار فشردگی در دانههای کوارتز که با مرز فرورفته در کنار یکدیگر قرار گرفته‌اند مشاهده می‌شود (شکل 8- A-B). سیمان از نوع کربناته و گاهی دولومیتی شدن (شکل 8- C) در این رخساره حضور دارد.
این پتروفاسیس شامل، کوارتز، چرت (کمتر از 20 درصد) و خرده‌های رسوبی می‌باشند. کوارتز شامل انواع تک بلوری و چند بلوری می‌باشد که خاموشی مستقیم تا موجی را نشان می‌دهند. در برخی از دانههای کوارتز چند بلوری، وجود جوش خوردگی در مرز بین بلورها (شکل 8- D) احتمال آمدن دانه‌ها از یک محیط دگرگونی را نشان می‌دهد (Basu, 1985) .
جنس خرده سنگ‌های مشاهده شده کربناته (بیش از 50 درصد) می‌باشد و در این قطعات نشانه‌هایی از دولومیتی شدن پراکنده مشاهده می‌شود. با توجه به اینکه این دولومیتی شدن با تغییر در اندازه بلورها صورت گرفته (ایجاد بلورهای درشت‌تر) بنابراین، این فرآیند پس از دفن رسوبات گلی کربناته در حین تدفین صورت گرفته است. جنس سیمان این رخساره از نوع سیمان کربناته می‌باشد.
شکل 8. (A- B تصاویر میکروسکوپی از پتروفاسیس ساب لیت آرنایت با سیمان سیلیسی رورشدی و فشردگی دانههای کوارتز، (C- D تصاویر میکروسکوپی از پتروفاسیس لیتیک آرنایت با خرده سنگ‌های رسوبی کربناته با سیمان کربناته و دولومیتی شدن پراکنده، (E تصویر میکروسکوپی از پتروفاسیس کوارتز وکی که دانه‌ها به‌صورت شناور درون خمیره مشاهده می‌شوند. وجود خوردگی در حاشیه سیمان رورشدی مشاهده می‌شود. (شکل‌ها در xpl)
در این پتروفاسیس دانههای کوارتز (کمتر از 30 درصد) به‌صورت شناور در خمیره و یا سیمان (به دلیل تبلور مجدد بخشی از ماتریکس) رسی مشاهده می‌شوند دانههای کوارتز در انواع چند بلوری و تک‌بلوری با خاموشی مستقیم تا موجی وجود دارد (شکل 8ـ E). دانههای چرت با فراوانی بسیار کمتر در این رخساره حضور دارد. در بسیاری از دانه‌ها سیمان رورشدی هم‌محور وجود دارد که قسمتی از حاشیه دچار خوردگی شده و این امر نشان‌دهنده چرخه مجدد دانه‌ها می‌باشد (Zoleikhaei et al.,2015).
پتروفاسیس رسوبات دانه‌ریز (گلسنگ‌ها)
رسوبات دانه‌ریز مشاهده شده که به‌طور عمده به‌صورت گل سنگ می‌باشد، در مطالعات میکروسکوپی گلسنگ توده‌ای نشان‌دهنده تشکیل سنگ از ذرات رس، سیلت و ذرات ماسه دانه ریز با فراوانی خیلی کم (شکل 9- A) و گل سنگ قرمز رنگ دارای لامیناسیون موازی است (شکل 9- B).
شکل 9. رسوبات دانه ریز مشاهده شده، (A یک گل سنگ با دانههای سیلیسی، (B یک رس سنگ حاوی ذرات سیلت دانه ریز (شکل‌ها در xpl)
این رخساره در مقاطع میکروسکوپی شبیه به شکل‌های پیزوییدی دیده می‌شود که به‌طور عمده از کانی‌های رسی همراه با ذراتی از کانی کوارتز چرخه دوم تشکیل شده است (شکل 10) و حاصل تجمع ترکیبات پایدار آلومینیوم، آهن و سایر مواد انحلال ناپذیر است. هوازدگی شیمیایی شدید و طولانی مدت این رخنمون موجب تجمع اجزای پایدار در این بخش شده است. پیزوییدهای تشکیل شده بعد دچار فشردگی شده‌اند که آثار آن به‌صورت همبری محدب - مقعر بین این پیزوییدها و ذرات کوارتز نشانگر این موضوع است (شکل 10).
شکل 10. تصویر میکروسکوپی از افق خاک دیرینه (تصویر در ppl)
فرآیندهای دیاژنزی
ازآنجایی‌که در بازسازی شرایط محیط رسوب‌گذاری باید عوارض تاثیرگذار بر رسوبات حذف شود (امینی، 1395 و 1396) بنابراین، مطالعات دیاژنزی در این زمینه از اهمیت بسیار بالایی برخوردار است. در این گونه مطالعات باید عوارض دیاژنتیک اولیه و ثانویه در ابتدا مورد شناسایی قرار گیرند و سپس با توجه به اینکه بخشی از فرآیندهای دیاژنتیک اولیه متاثر از محیط رسوب‌گذاری است می‌توانند در بازسازی شرایط محیطی مورد استفاده قرار گیرند و عوارض ثانویه به دلیل حادث شدن پس از رسوب‌گذاری و بیشتر پس از تدفین رسوبات باید این گونه عوارض از لیتولوژی های مورد مطالعه حذف شوند و از آن پس بازسازی شرایط محیطی صورت گیرد. فرآیندهای دیاژنزی شناسایی شده در پتروفاسیس های مختلف در سازند جیرود شامل موارد زیر است: سیمانی شدن (سیمان‌های کربناته، سیلیسی و اکسید آهن)، عوارض حاصل از فشار، دولومیتی شدن، انحلال و جانشینی (شکل‌های 11 و 12).
شکل 11. انواع سیمان کربناته شامل: (A سیمان رو رشدی در اطراف دانههای کوارتز، (B سیمان اکسید آهن، (C سیمان دولومیت آهن‌دار زونه با لوزوجهی‌های مشخص و مقدار کمی خمیدگی، (D سیمان کلسیتی پرکننده شکستگیها (شکل‌های A,C,D در xpl)
شکل 12. عوارض دیاژنزی مشاهده شده شامل: (A جانشینی سیلیس در بخشی از دولومیت زونه، (B جانشینی دولومیت در دانه کوارتز، (C تشکیل رگچه انحلالی ناشی از فشردگی، (D مرز محدب مقعر ناشی از فشردگی دانههای، (E دولومیتی شدن لوزوجهی یک دانه کربناته، (F انحلال یک دانه سیدریت لوزوجهی و سیمان کلسیتی بلوکی در سمت راست آن (شکل‌ها در xpl)
تاریخچه دیاژنز
از دیرباز فرآیندهای دیاژنزی را به مراحل مختلف تقسیم‌بندی کرده‌اند که از این بین طبقه‌بندی چوکت و پری (Choquette, and Pray, 1970) یکی از اولین طبقه‌بندی‌هایی است که بعدها مبنای طبقه‌بندی‌های دقیق‌تر دیگر پس از اعمال تغییراتی مورد استفاده قرار گرفته است. طبقه‌بندی‌های بعدی که در حال حاضر بیشترین استفاده را در ادبیات مطالعات رسوب‌شناسی دارند توسط مراد و همکارانش و وردن و برلی (Morad et al., 2000 , Worden and Burley, 2003) . تعریف شده و فراگیر گشته است. در این طبقه‌بندی‌ها مراحل دیاژنزی به سه مرحله ائوژنز (هم‌زمان یا نزدیک به رسوب‌گذاری)، مزوژنز (دیاژنز مرحله تدفینی که با توجه به حضور دولومیت های زین اسبی و فشردگی و ایجاد همبری‌های محدب - مقعر (شکل 11-A) تا مرحله شکستگی سنگ‌ها و پرشدگی شکستگیها توسط سیمان‌های درشت بلور کلسیت عمق تدفین بین یک تا دو کیلومتر را مشخص می‌کند) و تلوژنز (مرحله بالازدگی پس از تدفین) طبقه‌بندی می‌شوند. پاراژنز رویدادهای دیاژنتیک در سازند جیرود در شکل 13 آمده است. فرآیندهای سیمانی شدن در محله ائوژنز شامل تشکیل سیمان‌های اکسید آهن (شکل 11ـ B) و سیمان‌های کلسیتی و پس از این‌ها تشکیل سیمان‌های دولومیت آهن‌دار (شکل 11ـ C) و دگرسانی فلدسپارها است. از مراحل پایانی ائوژنز تا مراحل مزوژنز فشردگی و آثار آن شامل همبری‌های محدب و مقعر سپس مضرس و در نهایت شکستگی (شکل 11- D) و رگچه های انحلالی (شکل 11- D، 12- C-D) در مراحل میانه مزوژنز تا انتهای همین مرحله صورت گرفته است. تشکیل سیمان‌های دولومیتی زین اسبی و رشد سیمان‌های دولومیتی آهن‌دار زونه (شکل 12- A-B) و سیمان کلسیتی، فشردگی ذرات و تشکیل رگچه های انحلالی (شکل 12- C-D) و دولومیتی آهن‌دار بلوکی درشت بلور (شکل 12- E-F) در همین مرحله مزوژنز صورت گرفته است. اصلی‌ترین فرایندهای تلوژنز که هم‌زمان با بالازدگی سازند جیرود است به‌طور عمده شامل اکسید شدن کانی‌های آهن‌دار (شکل 11- B) و تشکیل گسترده اکسید آهن است که به شکل عامل رنگ کننده رسوبات و انحلال برخی کانی‌ها مانند سیدریت (شکل 12- F) خود را نشان داده است.
شکل 13. تاریخچه فرآیندهای اصلی دیاژنزی در سازند جیرود
مجموعه‌های رخساره‌ای
طبق بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده بر روی سازند جیرود در منطقه آرو به‌طور کلی از دو مجموعه رخساره (که در ادامه A و B نامیده می‌شود) تشکیل شده که به‌اختصار مورد بررسی قرار می‌گیرند. و با استفاده از همراهی رخساره‌های مشاهده شده محیط رسوبی تعیین می‌شود.
این بخش به‌طور عمده از نهشته‌های خاکستری رنگ شامل کنگلومرا و ماسه سنگ فاقد آثار فسیلی تشکیل شده است. نهشته‌های کنگلومرایی همان‌طور که در جدول 1 مورد اشاره قرار گرفته است به دو دسته اصلی تقسیم می‌شوند: 1- مجموعه رخساره‌هایی که با کنگلومراهای پلی میکتیک Gcm در قاعده دارای یک سطح فرسایشی شروع می‌شوند و با دانه‌بندی تدریجی ریزشونده به سمت بالا ادامه یافته به رخساره‌های ماسه سنگی ختم می‌شوند که در نهشته‌های ماسه سنگی شکل هندسی کانال پر شده و ساخت‌های رسوبی خطی جریانی اولیه دیده می‌شود. مجموعه یاد شده به‌طور عمده دربرگیرنده قطعات بسیار بزرگ در قاعده توالی (رسوبات لگ) دراندازه کابل و بولدر است که کنگلومرای دانه پشتیبان (پلی میکت) این بخش را تشکیل داده است و نشان‌دهنده انرژی بسیار زیاد محیط در زمان رسوب‌گذاری است و با رخساره‌های دانه ریزتر ماسه سنگی و بخصوص در فواصل جانبی بیشتر رخساره‌های دانه ریزتر سیلتستونی و شیلی احاطه می‌شود . 2- مجموعه رخساره‌هایی که با کنگلومراهای پلی میکتیک Gmm و قاعده فرسایشی شروع می‌شود و با حرکت به سمت بالا شاهد کوچک‌تر شدن اندازه دانه‌ها در ابعاد ماسه می‌باشیم و این امر ناشی از کاهش انرژی است. در این کنگلومراها گل کربناته به‌صورت ماتریکس کربناته (به‌طور عمده میکرایت و دولومیکرایت) وجود دارد که بیشتر به دلیل تدفین عمیقی که این سازند داشته است بخشی از این گل کربناته تبدیل به سیمان درشت بلور کلسیتی و یا دولومیت های آهن‌دار (بیشتر دولومیت آهن‌دار زونه) شده است. در ماسه سنگ‌های مذکور لایه‌بندی نازک لایه و لایه‌بندی مورب مسطح قابل مشاهده است. این مجموعه رخساره‌ای اخیر به‌عنوان پشته‌های کنگلومرایی - ماسه سنگی نهشته شده به‌صورت پشته‌های سدی درون کانال تفسیر شده است که با رخساره‌های کنگلومرایی در قاعده شروع و به ماسه سنگ‌هایی که دارای لایه‌بندی متقاطع یا لایه‌بندی موازی است ختم می‌گردد و نهایتاً این رخساره‌ها همواره در زیر رخساره‌های دانه ریز سیلتیستونی و شیلی سرخ رنگ دارای سیمان اکسید آهن دشت سیلابی قرار می‌گیرند. با استفاده از نتایج حاصل از مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی می‌توان اظهار کرد که نهشته‌های بخش A مربوط به زیر محیط کانال رودخانه می‌باشد (امینی، 1396؛ (Galloway and Hobday, 1996; Nichols, 2009 (شکل 14).
نهشته‌های بخش B
این بخش به‌طور عمده از نهشته‌های دانه ریز سیلت و رس به‌صورت لامیناسیون نازک تا توده‌ای به رنگ سفید، قهوه‌ای کم رنگ تا سبز و قرمز که نشانه رسوب‌گذاری در محیط اکسیدان با فراوانی کانی‌های حاوی Fe3+ می‌باشد (بیشتر با سیمان‌های آهن‌دار که یا اکسید آهن هستند و یا دولومیت های آهن‌دار که بعد طی تدفین به سیمان‌های دولومیت آهن‌دار زونه یا زین اسبی تبدیل شده است) و به‌صورت محدود همراه میان لایه‌هایی از ماسه دانه ریز تا دانه متوسط تشکیل شده است. سیمان اکسید آهن که نشان‌دهنده شرایط اکسیدان می‌باشد به‌صورت جزیی قابل مشاهده است. علاوه بر این، یک افق مشخص از خاک دیرینه در این بخش دیده می‌شود. این افق خاک از نظر دیاژنزی غنی از پیزوییدهای رسی دارای اکسید آلومینیوم فراوان است و در بین این پیزوییدها ذرات در اندازه ماسه ریز و سیلت قرار می‌گیرند. از آنجایی که تشکیل افق خاک نیازمند گذشت زمانی طولانی و آبشویی گسترده رسوبات بدون ایجاد تغییرات فرسایشی است از این موضوع می‌توان نتیجه گرفت که سازند جیرود در برش آرو در طی این زمان از مسیر رودخانه یا به‌صورت افقی فاصله بسیاری گرفته است. برای توضیح ضخامت بسیار بالای رسوبات دشت سیلابی در این برش می‌توان دو نظریه را مطرح کرد: اول اینکه با توجه به حضور بولدرهای درون کانال به قطر حدود 70 سانتیمتر که نشانگر نزدیکی به منشا رسوبات و زمین‌ساخت فعال است، حفر سریع بستر و آورد بالای رسوب باعث فرونشست سریع رسوبات و انباشتگی روی دشت سیلابی و افزایش درصد بالای نهشته‌های ریزدانه دشت سیلابی شده (Nichols, 2009) و رسوبات یادشده را از دسترسی رودخانه خارج ساخته است؛ در نظریه دوم می‌توان عنوان داشت که پس از گذشت مدت زمان طولانی که شاید مسیر رودخانه به محدوده برش آرو نزدیک گشته است و یا احتمالاً تغییر در شرایط یوستازی و یا زمین ساختی (شرایط آرام‌تر زمین ساختی پس از کافتش) (Bagheri and Stampfli, 2008) منجر به گسترش رودخانه‌های مئاندری شده است، این برش در محدوده دشت سیلابی رودخانه‌های یاد شده قرار گرفته و ضخامت قابل ملاحظه‌ای از رسوبات دانه ریز دشت سیلابی گسترش یافته‌اند که در این رسوبات دانه ریز گاهی عدسی‌هایی از لایه‌های ماسه سنگی دانه ریز دیده می‌شود که به‌عنوان رسوبات پنجه شکافت تفسیر شده‌اند (امینی، 1396). در این بخش (B) لایه‌بندی موازی نازک لایه در نهشته‌های ماسه‌ای و لامینه‌های مسطح در بخش گلی تنها ساخت رسوبی مشاهده شده است و سطوح چینه‌ای مشاهده شده در این بخش به‌طور عمده از انواع رده پایین و فرم هندسی لایه‌های نهشته شده ورقه‌ای می‌باشد. با استفاده از مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی می‌توان اظهار کرد که نهشته‌های بخش B مربوط به زیر محیط دشت سیلابی رودخانه می‌باشد (شکل 14).
شکل 14. مدل رسوبی رودخانه بریده بریده ارائه شده برای سازند جیرود در برش آرو که بخش‌های مشاهده شده روی شکل نشان داده شده است
همان‌گونه که در مقدمه نیز بیان شد یکی از موارد مهمی که در مورد سازند جیرود می‌توان عنوان کرد تغییرات رخساره‌ای این سازند در بخش‌های مختلف البرز مرکزی است. در برش مورد مطالعه همان‌گونه که بیان شد این سازند نشانگر رخساره‌های قاره‌ای از نوع رودخانه است درحالی‌که در بخش‌های مطالعه شده قبلی بیشتر محیط‌های دریایی از دلتا تا مناطق کم‌عمق و حتی دورتر از ساحل نیز برای این سازند عنوان شده است (جدول 3). این جدول به‌اختصار تغییرات محیط رسوبی در موقعیت‌های جغرافیایی مختلف در البرز را بیان می‌کند و می‌تواند به‌عنوان راهنما برای مطالعات تکمیلی برای تهیه نقشه‌های جغرافیای دیرینه مورد استفاده قرار گیرد.
جدول 3. موقعیت برش‌های مطالعه شده سازند جیرود در بخش‌های مختلف البرز مرکزی و محیط‌های رسوبی تفسیر شده برای این سازند (با اقتباس از تابع، 1388، رسولی و همکاران، 1390؛ شرفی و همکاران 1396؛ ستاری و همکاران 1401، فهیمی، 1385، مسعودی، 1384)
محیط رسوبی | ضخامت | مختصات جغرافیایی | نام برش |
رودخانه‌ای، ساحلی، دریای کم ژرف تا کمی عمیق | 185 | N 35° 49’ 34” and E 53° 23’ 4” | ده صوفیان |
محیط حد واسط (خلیج دهانه‌ای، دلتایی و ساحلی) و دریای باز | 252 | N 35° 47’ 10” and E 51° 58’ 25” | دره مبارک‌آباد |
محیط کم‌عمق جزر و مدی مربوط به دریای باز | 248 | N 36° 01’ 27” and E 53° 53’ 17” | دروار |
رودخانه‌ای، خلیج دهانه‌ای، حاشیه ساحلی و فلات کم‌عمق | 185 | N 36° 21’ 53” and E 54° 45’ 28” | ده ملا |
دلتای تحت تاثیر امواج، ساحلی کم‌عمق و محیط عمیق دور از ساحل | 350 | N 35° 58’ and E 51° 35’ | آبنیک |
دلتای تحت تاثیر امواج، ساحلی کم‌عمق و محیط عمیق دور از ساحل | 170 | N 35° 59’ and E 51° 34’ | دره لالون |
رودخانه‌ای بریده بریده و دشت سیلابی وسیع | 45 | N 35°, 39’; E 52°, 24’ | آرو |
یک محیط سدی ساحلی با رخساره‌های پهنه جزر و مدی، تالاب پشت سد و جزایر سدی | 108 | N 35° 39’ 47” and E 52° 22’ 54” | سیدآباد |
نتیجه‌گیری
سازند جیرود در برش آرو با لیتولوژی تخریبی و مرز فرسایشی بر روی سازند میلا قرار گرفته است و با یک مرز فرسایشی در زیر سنگ‌های آهکی سازند مبارک قرار می‌گیرد. با توجه به آثار فشردگی شدید به‌صورت فابریک فشرده دانه‌ها، رگچه‌های انحلالی و حضور سیمان دولومیتی زین اسبی که عمق تدفین حداقل (1-2) کیلومتری را نشان می‌دهد، نشانگر تدفین عمیق این سنگ‌ها می‌باشد.
با توجه به مطالعه صورت گرفته در این برش محیط رسوبی سازند جیرود در برش آرو نشانگر رسوب‌گذاری در یک محیط رسوبی قاره‌ای به‌صورت کلی و به‌طور جزئی زیر محیط‌های مختلف یک رودخانه برید بریده است که در برخی بازه‌ها آثار گسترش خاک دیرینه در آن مشاهده می‌شود و از طرفی دیگر هیچ اثری از رسوبات دریایی مربوط به دونین در منطقه مورد مطالعه مشاهده نشد. برای بازسازی دقیق‌تر محیط رسوبی سازند جیرود دو مجموعه رخساره A و B مورد شناسایی قرار گرفته است. رسوب‌گذاری مجموعه رخساره‌ای بخش A که شامل کنگلومرا و ماسه سنگ فاقد آثار فسیلی است در زیر محیط کانال رودخانه صورت گرفته است. رسوب‌گذاری بخش B که به‌طور عمده از نهشته‌های دانه ریز سیلت و رس با میان لایه‌هایی از ماسه سنگ و گاهی رخساره‌های خاک دیرینه تشکیل شده است به رسوب‌گذاری در زیرمحیط دشت سیلابی همان رودخانه مربوط می‌شود. شرایط محیطی در زمان رسوب‌گذاری، نشان‌دهنده یک محیط اکسیدان قاره‌ای با شوری متوسط و شرایط اقلیمی نیمه‌خشک است.
آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586. ##امینی، ع.، 1395. مراحل اساسی در مطالعات خاستگاه رسوبی، با مثال‌هایی از ایران مرکزی و شمال غرب ایران، بیستمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، 1102-1093. ##امینی، ع.، 1396. محیط‌های رسوبی. انتشارات دانشگاه تهران، 488. ##بربريان م.، قرشي، م.، طالبيان، م. و شجاع طاهري، ج.، 1375. پژوهش و بررسي نو زمينساخت، لرزه زمينساخت و خطر زمينلرزه گسلش در گستره سمنان، گزارش شماره 63 ، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدني كشور. ##تابع، ف.، 1386. پالينولوژي سازند جيرود در مقطع چینه‌شناسی گرمابدر ، شمال شرق تهران، ، پایان‌نامه كارشناسي ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران، 151. ##خزائی، م.، 1397 . محیط رسوبی، دیاژنز و خاستگاه سازند جیرود در البرز مرکزی. رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی، 350. ##خزائی، م.، 1395(الف). خاستگاه نهشته‌های سيليسي آواري سازند جيرود در البرز مرکزي، فصلنامه علوم زمین، 108، 45-56. ##خزائی، م.، 1395 (ب). محیط رسوبی و چینه نگاری سکانسی نهشته‌های سازند جیرود در برش ده صوفیان، فصلنامه علوم زمین، 102، 101-116. ##رسولی م.، حسینی برزی م.، آدابی م. ح. و بایت گل آ.، 1390. محیط رسوبی سازند جیرود و بررسی مرز دونین- کربونیفر در دو برش آبنیک و دره لالون البرز مرکزی، پانزدهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، 254-265. ##ستاری ا.، بهرامی ع.، وزیری مقدم ح.، و طاهری ع.، 1401. زیست چینه نگاری، زیست رخساره‌های کندونتی نهشته‌های دونین بالایی-کربونیفر زیرین در برش تویه-دروار دامغان، البرز شرقی فصلنامه پژوهش‌های دانش زمین، 51، 1-25. ##شرفی م.، محبوبی ا.، موسوی حرمی س. و مصدق ح.، 1396. اثر مجموعه‌ها و اهمیت محیطی آنها در سازند جیرود، جنوب غرب شاهرود و شمال شهمیرزاد، البرز مرکزی، رخساره‌های رسوبی، 77-98. ##شرفی، م.، موسوی حرمی، ر.، محبوبی، ا. و جعفرزاده، م.، 1397. سنگ‌نگاری و ژئوشیمی ماسه سنگ‌های سازند جیرود در البرز میانی، کاربرد در شناسایی خاستگاه و جایگاه زمین ساختی، رسوب‌شناسی کاربردی، 6، 12، 1-24. ##فرهادیانی، م.، 1388 .پالينولوژي سازند جیرود در برش چینه‌شناسی دهملا، جنوب غرب شاهرود: پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران، 232. ##فهيمي، م.، 1385. پالينولوژي سازند جیرود در مقطع چینه‌شناسی دروار، جنوب غرب دامغان. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران،131 . ##مسعودي، م.، 1384. پالينولوژی سازند جيرود در مقطع چینه‌شناسی شهميرزاد، شمال سمنان. پایان‌نامه كارشناسي ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تربيت معلم تهران، 81. ##نبوی، م. ح.، 1356 دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی کشور. ##هاشمي س.ح. و تابع ف.، 1384. پالينولوژي سازند جيرود در برش چینه‌شناسی غرب گرمابدر، شمال شرق تهران. نهمين همايش انجمن زمین‌شناسی ايران، دانشگاه تربیت معلم تهران، 408-398. ##هاشمي س.ح. و فهيمي، م.، 1384. اسپورها و ميکروفيتوپالنکتون هاي سازند جيرود در برش چینه‌شناسی دروار، غرب دامغان. نهمين همايش انجمن زمین‌شناسی ايران، دانشگاه تربيت معلم تهران، 9-8 شهريور، 308-295. ##هاشمي، س.ح. و تابع، ف.، 1388. پالئواكولوژي سازند جيرود در برش چینه‌شناسی گرمابدر، شمال شرق تهران: فصلنامه زمین‌شناسی ايران، 3، 9، 14-3. ##Alavi, M., 1996. Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz Mountain System in Iran. Journal of Geodynamics 21, 1-33. ##Alavi-Naini, M., 1972. Etude geologique de la region de Djam. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran. Report No. 23: 288. ##Assereto, R., 1963. The Paleozoic formations in Central Elburz (Iran) (preliminary note). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 69, 503–543. ##Bagheri, S. and Stampfli, G. M., 2008. The Anarak, Jandaq and Posht-e-Badam metamorphic complexes in central Iran: new geological data, relationships and tectonic implications. Tectonophysics, 451(1-4), 123-155. ##Basu, A., 1985. Reading provenance from detrital quartz. In Provenance of arenites, 231-247. Springer, Dordrecht. ##Berberian, M. and Yeats, R. S., 2001. Contribution of archaeological data to studies of earthquake history in the Iranian Plateau. Journal of Structural Geology, 23(2-3), 563-584. ##Choquette, P.W. and Pray, L.C., 1970. Geologic Nomenclature and Classification of Porosity in Sedimentary Carbonates. AAPG Bulletin, 54, 207-250. ##Ehteshami Moinabadi, E. M. and Yassaghi, A., 2007. Geometry and kinematics of the Mosha Fault, south central Alborz Range, Iran: An example of basement involved thrusting. Journal of Asian Earth Sciences 29: 928-938. ##Gaetani M., 1965. The geology of the Upper Jajrud and Lar valleys, North Iran, II. Palaeont. Rivista. Italiano di Paleontologia e Stratigrafia. 73(3), 679-770. ##Galloway, W. E. and Hobday, D. K., 1996. Terrigenous Clastic Depositional Systems. Applications to Fossil Fuel and Groundwater Resources, 489. ##Ghorbani, M., 2021. The geology of Iran: tectonic, magmatism and metamorphism. Springer International Publishing. ##Ingersoll, R. V., Bullard, T. F., Ford, R. L., Grimm, J. P., Pickle, J. D. and Sares, S. W., 1984. The effect of grain size on detrital modes: a test of the Gazzi-Dickinson point-counting method. Journal of Sedimentary Research, 54(1), 103-116. ##Kostic, B., Becht, A. and Aigner, T., 2005. 3-D sedimentary architecture of a Quaternary gravel delta (SW-Germany): Implications for hydro stratigraphy. Sedimentary Geology, 181(3-4), 147-171. ##Miall, A.D., 1996. The Geology of Fluvial Deposits, Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. – Springer-Verlag, New York, 668. ##Morad, S., Ketzer, J. M. and De Ros, L. F., 2000. Spatial and temporal distribution of diagenetic alterations in siliciclastic rocks: implications for mass transfer in sedimentary basins. Sedimentology, 47, 95-120. ##Nichols, Gary, 2009. Sedimentology and stratigraphy, 2nd edition, John Wiley, 419. ##Pettijohn, F. J., 1975. Sedimentary rocks (. 3, 628). New York: Harper and Row. ##Sheikholeslami, M. R., 2018. Tectonosedimentary evolution of the basins in Central Alborz, Iran. (Special Journal-106), 29-38. ##Stampfli, G. M., Borel, G. D., Cavazza, W., Mosar, J. and Ziegler, P. A., 2001. Palaeotectonic and palaeogeographic evolution of the western Tethys and PeriTethyan domain (IGCP Project 369). Episodes Journal of International Geoscience, 24(4), 222-228. ##Stöcklin, J., 1968. Salt deposits of the Middle East, Geological Society of America, 88, 157-181. ##Worden, R. H. and Burley, S. D., 2003. Sandstone diagenesis: the evolution of sand to stone. Sandstone diagenesis: Recent and ancient, 4, 3-44. ##Zoleikhaei, Y., Amini, A. and Zamanzadeh, S. M., 2015. Integrated provenance analysis of Zakeen (Devonian) and Faraghan (early Permian) sandstones in the Zagros belt, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 101, 148-161.##
Reconstruction of Jeirud Formation depositional environment in Aro Section (Central Alborz)
Seyed Mohammad Zamanzadeh, School of Geology, University of Tehran
Mohsen Ranjbaran, School of Geology, University of Tehran
Kiarash Ghaffari, MS in sedimentology, School of Geology, University of Tehran
Abstract
In this paper it is attempted to reconstruct the depositional environment of Jeirud Formation in Aro section. The Jeirud Formation (Late Devonian) is composed of about 45 meters of clastic sedimentary units in the southwest of Firoozkuh city, southern Alborz area. To carry out this research a field work was done during which a precise and detailed sedimentary log of the section was prepared and 52 samples from different lithologies of the formation were collected. Thin sections were prepared from all conglomeratic and sandstone samples, besides some thin sections were prepared from mudrocks and just 1 sample of paleosoil and then all were petrographically studied. In the study area, both basal and top boundary of the Jeirud Formation is disconformable with Mila and Mobarak formations respectively. All facies in the section include clastics (conglomerates, sandstones, mudstones and a paleosoil horizon). The facies were classified based on Miall classification so that conglomeratic facies comprise Gcm and Gmm; sandstone facies comprise Sh, Sp and Sm and mudrocks include Fl and Fm facies. Combined field and lab studies resulted in identification of two sedimentary facies associations including channel fill and flood plain facies associations. The reconstructed sedimentary environment of the Jeirud Formation in the Aro area represents a braided river depositional environment. The lower parts of this formation represent a finning-upward sequence which indicates deposition within a braided river channel subenvironment (conglomerates and sandstones) and the upper part is dominated with mudrocks with a paleosoil horizon representing deposition in a flood plain subenvironment.
Key words: Central Alborz, Devonian, Jeirud Formation, clastic facies, depositional environment
[1] *نویسنده مرتبط: zamanzadeh@ut.ac.ir
[2] Gazzi-Dickinson
