تحلیل بافت، ساخت و محیط تشکیل تبخیری‌های سازند کُند در برش ساران، البرز مرکزی، براساس داده‌های صحرایی، پتروگرافی و پراش پرتو ایکس
محورهای موضوعی :زینب علیزاده عرب 1 , محبوبه حسینی برزی 2
1 - دانشگاه شهید بهشتی
2 - دانشگاه شهید بهشتی
کلید واژه: ائوسن پسین# پراش پرتو ایکس# سازند کُند# سالینا# نهشته‌های تبخیری#,
چکیده مقاله :
سازند کُند به سن ائوسن پسین در برش ساران واقع در البرز مرکزی، دارای لیتولوژی کربناته، مارنی، آذرآواری و تبخیری است و مرز زیرین و بالایی آن به ترتیب با سازندهای کرج و سرخ پایینی ناپیوسته است. این برش در بخش قابل‌توجهی از ضخامت خود دارای نهشته‌های تبخیری است. براساس مطالعات صحرایی، پتروگرافی و داده‌های پراش پرتو ایکس، نهشته‌های تبخیری سازند کُند بیشتر شامل کانیهای ژیپس، انیدریت، دولومیت، آهک و کوارتز هستند. مطالعات صحرایی و پتروگرافی نمونه‌های مورد مطالعه، حاکی از آن است که کانیهای ژیپس و انیدریت به سه شکل اولیه (نوع اول)، ثانویه (نوع دوم) و ترشیاری (نوع سوم) تشکیل شده و دولومیت‌ها مرتبط با دیاژنز اولیه هستند. تبخیری‌های اولیه شامل لامینه‌ها و لایه‌هایی از ژیپس می‌باشند و در محیط زیرآبی کم‌عمق (سالینا) بر اثر تبخیر تشکیل شده‌اند. تبخیری‌های ثانویه با بافت نودولی، ساخت اینترولیتیک و قفس‌مرغی، در مرحله تدفین کم‌عمق (سبخای ساحلی) نهشته شده‌اند. در نهایت تبخیری‌های نوع سوم با بافت‌های آلاباسترین، پرفیروبلاستیک و ساتن‌اسپار در نتیجه رخنمون یافتن تبخیری‌های اولیه و ثانویه در شرایط متئوریک فرآتیک به وجود آمده‌اند. فراوانی کانیهای تبخیری در برش ساران، به همراه شواهد دیگر در این نهشته‌ها، بیان‌کننده گسترش شرایط آب و هوایی گرم و خشک در زمان تشکیل سازند کُند است. با توجه به لایه‌ای بودن رسوبات تبخیری سازند کُند در برش ساران، و همراهی آنها با رخساره‌های کم‌عمق دریایی و وجود ضخامت قابل توجه نهشته‌های آذرآواری سازند کرج در زیر این نهشته‌ها، می‌توان منبع یون لازم را برای نهشت این واحدهای تبخیری، آب دریای ائوسن و همچنین مهاجرت یون‌ها از توف‌های قدیمی‌تر پیشنهاد کرد.
The late-Eocene Kond Formation in Saran section, Central Alborz, is a carbonate, marl, volcano-clastic and evaporite succession and the lower and upper boundaries with Karaj and Lower Red Formation is unconformable. The main thickness of the studied section consists of evaporite deposits. Based on the field studies, petrography and XRD data, these evaporite deposits are mostly consist of gypsum, anhydrite, dolomite, calcite and quartz. Field and petrographic study, imply that the gypsum and anhydrite are present in three types: primary (type one), secondary (type two) and Tertiary (type three) and dolomites are related to very early diagenesis. The primary evaporites which are laminated and layered gypsum, were deposited in a subaqueous shallow environment (salina) due to solar evaporation. Secondary evaporites with nodular texture and enterolithic and chicken-wire structures, were formed during epigenetic and shallow burial diagenesis (coastal sabkha). Moreover, tertiary evaporites with alabasterian, porphyroblastic and satin spar textures are related to burial and uplifting of primary and secondary evaporites in telogenesis and phreatic meteoric conditions. The abundance of evaporite minerals as well as other evidences of this sediments in the Saran section indicates a warm and dry climatic conditions during deposition of the Kond Formation. Due to the layered nature of evaporites of the Kond Formation in the Saran section and their association with shallow marine facies and the presence of significant thickness of volcano-clastic deposits of the Karaj Formation below these deposits, Eocene seawater and also migration of ions from older tuffs is suggested as the source of ions required for the deposition of these evaporite units.
آقانباتی، ع.، 1385. زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 586.
برنا، ن.، 1392. پتروگرافی، دیاژنز و محیط رسوبی سازند کُند در برش نمونه، کُند علیا (البرز مرکزی). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی،125.
پرتوآذر، ح.، الله مددی، ش.، 1384. مطالعه بیواستراتیگرافی سازند کند در نواحی کند و ساران. بیست و یکمین گردهمائی علوم زمین،4.
امیدی، ر.، صادقی، ع.، حسینی برزی، م. و اکبری بس کلایه، ن.، 1397. زیست چینه نگاری سازندهای سروک و ایلام در میدان نفتی آب تیمور( چاه‌های شماره 1و 14). فصلنامه زمین‌شناسی ایران،12، 46، 75ـ 92.
علیزاده عرب، ز.، 1397. پتروگرافی، دیاژنز و محیط رسوبی سازند کند در برش ساران (البرز مرکزی). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، 179.
Adabi, M.H., 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Moduran Formation, Kopet-Dagh Basin, N.E. Iran. Journal of Carbonates and Evaporates, 24, 1, 16-32.
Alavi, M., 1996. Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz Mountain System in Iran. Journal of Geodynamics, 21,1, 1-33.
Allen, M.B., Ghassemi, M.R., Shahrabi, M. and Qorashib, M., 2003a. Accommodation of late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology, 25, 659-672.
Bohaty, S.M. and Zachos, J.C., 2003. Significant southern ocean warming event in the late middle Eocene. Geology, 31, 11, 1017–1020.
Butler, GP., 1970. Recent gypsum and anhydrite of the Abu Dhabi, Trucial Coast, Persian Gulf: an alternative explanation of origin. In: Proceedings of 3rd international salt symposium. Northern Ohio Geological Society, Cleveland, I, 120–152.
Dickson, J.A.D., 1965. A modified staining technique for carbonate in thin section. Nature, 205, 587.
Dunham, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to their depositional texture. In: Ham, W.E. (Eds.), Classification of Carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologist Memoirs, 1, 108–121.
Edgar, K.M., Wilson, P.A., Sexton, P.F., Gibbs, S.J., Roberts, A.P. and Norris, R.D., 2010. New biostratigraphic, magnetostratographic and isotopic insights in the Middle Eocene Climatic Optimum in low latitudes. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 297, 670–682.
El-Tabakh, M., Mory, A., Schreiber, C. B. and Yasin, R., 2004. Anhydrite cements after dolomitization of shallow marine Silurian carbonates of the Gascoyne Platform, Southern Carnarvon Basin, Western Australia. Sedimentary Geology, 164.
lugel, E., 2010. Microfacioes of Cabonat Rocks. Springer-Verlag, Berlin, 1006.
Giorgioni, M., Jovane, L., Rego, E.S., Rodelli, D., Frontalini, F., Coccioni, R., Catanzariti, R. and Özcan, E., 2019. Carbon cycle instability and orbital forcing during the Middle Eocene Climatic Optimum. Scientific Reports, 9, 9357.
Hayes, J.R. and Klugman, M.A., 1959. Feldspar staining methods. Journal of Sedimentary Research, 29, 2, 227-232
Holliday, D.W., 1970. The petrology of secondary gypsum rocks. Journal of Sedimentary Petrology, 40, 734–744.
Jovane, L., Florindo, F., Coccioni, R., Dinarès-Turell, J., Marsili, A., Monechi, S., Roberts, A.P. and Sprovieri, M., 2007. The middle Eocene climatic optimum event in the Contessa Highway section, Umbrian Apennines, Italy. Geological Society of America Bulletin, 119, 413–427.
Kamran, M., Frontalini, F., Mirza, K., Jafavian, A., Latif, K., Ali, F., Kashif, M., Fawad, N., Shafi, M. and WAN, X.Q., 2020. Larger benthic foraminiferal assemblages and their response to Middle Eocene Climate Optimum in the Kohat Basin (Pakistan, eastern Tethys). Journal Pre-proof, 40.
Kasprzyk, A. and Otri, F., 1998. Palaogeographic and burial controls on anhydrite genesis: the Badenian basin in the Carpathian Fore deep (southern Poland, western Ukraine). Sedimentology, 45, 889-907.
Kendall, C.G.S.C. and Warren, J.K., 1988. Peritidal evaporates and their sedimentary assemblages. In: Schreiber, B.C. (Ed.), Evaporates and Hydrocarbons. Columbia University. Press, New York, 66– 138.
Lewis, D.W. and McConchie, D., 1994. Practical sedimentology. Chapman and Hall Press, 213.
Lucia, F. J., 2007. Carbonate reservoir characterization, 2nd edition: New York, Springer-Verlag, 336.
Meunier, A., 2005. Clays. Springer, New York, 231-377.
Miller, K.G., Wright, J.D. and Browning, J.V., 2005. Visions of ice sheets in a greenhouse world. Marine Geology, 217, 215–231.
Miller, K.G., Fairbanks, R.G. and Mountain, G.S., 1987. Tertiary oxygen isotope synthesis, sea level history, and continental margin erosion. Paleoceanography, 2, 1, 1–19.
Pettijohn, F. J., Potter, P E. and Siever, R., 1987. Sand and Sandstone (2nd ed). Berlin, Springer- Verlag, 553.
Pettijohn, F.J. and Potter, P.E., 1964. Atlas and Glossary of Primary Sedimentary Structures Springer-Verlag. New York, 370.
Prothero, D.R. and Schwab, F., 1996. An introduction to sedimentary rocks stratigraphy. Sedimentary Geology, New York, WH Freeman and Company, 575.
Savian, J.F., Jovane, L., Frontalini, F., Trindade, R.I.F., Coccioni, R., Bohaty, S.M. and Iacoviello, F., 2014. Enhanced primary productivity and magnetotactic bacterial production in response to middle Eocene warming in the Neo-Tethys Ocean. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 414, 32–45.
Schreiber, B.C., 1986. Arid shorelines and evaporites. In: Reading, H.G. (Ed.), Sedimentary Environments and Facies. Blackwell, Oxford, 189– 228.
Schroder, S., Schreiber, B.C., Amthor, J.E. and Matter, A., 2003. A depositional model for terminal Neoproterozoic – Early Cambrian Ara Group evaporates in south Oman. Sedimentology, 50, 879–898.
Selly, R.C., 2000. Applied Sedimentology. Academic Press, London, 663.
Shearman, D.J., Mossop, G., Dunsmore, H. and Martin, H., 1972. Origin of Gypsum veins by hydraulic fracture. Transactions of the institute of Mining and Metallurgy. Section B. Applied Earth Sciences, 81, 149–55.
Shearman, D.J., 1966. Origin of marine evaporates by diagenesis. Inst Min Metall Trans (Section B) 75, 208–21.
Tucker, M. E., 2001. Sedimentary Petrology. An introduction to the origin of sedimentary rocks. Blackwell Science, 262.
Tucker, M.E., 1992. Sedimentary Petrography. An introduction to the origin of sedimentary rocks, (2ndedn), Blackwell Scientific Publications, Oxford, London. 260.
Warren, J.K., 2016. Evaporates A geological Compendium Second Edition. Springr International Publishing Switzer land, 1822.
Warren, J.K., 2006. Evaporates: Sediments, Resources and Hydrocarbons. Springer-Verlag, Berlin, 1035.
Warren, J.K. and Kendall. C., 1985. Comparison of sequences formed in marine sabkha (subaerial) and salina (subaqueous) setting, modern and ancient. American Association of Petroleum Geologists, 69,1013–1023.
Wilson, J.L., 1975. Carbonate facies in geologic history. Springer-Verlag, Berlin, 471.
Zachos, J.C., Dickens, G.R. and Zeebe, R.E., 2008. An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics. Nature. 451, 279–283.
Zachos, J.C., Pagani, M., Sloan, L., Thomas, E. and Billups, K., 2001. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present. Science, 292, 686–693.
سن چین‌خوردگی تاقدیس جریک در فروافتادگی دزفول براساس مطالعه هندسه چینه‌های رشدی
احمد لشگری(1و1)، محمودرضا هیهات2 ، محمد مهدی خطیب3، مهدی نجفی4
1. دکتری تکتونیک ، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند
2. دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند
3. استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند
4.استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تحصیلات تکمیلی علوم پایه زنجان
چكيده
نحوه توسعه زمانی و مکانی دگرریختی در کمربندهای چین‌خورده - رانده یکی از جنبه‌های مهم درک تکامل ساختاری این پهنه‌های دگرریخت شده است. با تعیین سن دگرریختی در یک ناحیه و مقایسه آن با نواحی مختلف یک کمربند چین‌خورده – رانده می‌توان به درک بهتری از تاریخچه تکامل ساختاری آن دست یافت. زمان شروع و نحوه توسعه دگرشکلی (کوهزایی) در کمربند چین‌خورده -رانده زاگرس از موضوعاتی است که به‌طور گسترده‌ای بررسی شده و باور عمومی بر آن است که کوهزایی در زاگرس از میوسن با برخورد دو ورقه ایران مرکزی و عربستان شروع و از شمال شرق به جنوب غرب به‌تدریج توسعه‌یافته است. در این پژوهش، سن چین‌خوردگی بر اساس مطالعه هندسه نهشته چینه‌های رشدی، اواخر میوسن میانی (سراوالین) برآورد شده است. نتایج این مطالعه نشان می‌دهد که زمان آغاز چین‌خوردگی تاقدیس جریک در این ناحیه هم‌زمان با نهشته شدن آغاجاری زیرین است.
واژه‌های كليدی: فروافتادگي دزفول، تاقديس جریک، سازند آغاجاری، چینه‌های رشدی.
مقدمه
زمان‌سنجی رسوبات نهشته شده هم‌زمان با تکتونیک (چینه‌های رشدی)، نقش مهمی در تعیین زمان دگرریختی سامانه‌های چین رانده در کمربندهای کوهزایی دارد. در گذشنه تعیین سن چین‌خوردگی با استفاده از روش‌های مختلفی انجام شده است از جمله: در هیمالیا (Burbank et al., 1988)، در آند (Jordan and Alonso, 1987; Reynolds et al., 1990)، در آلپ (Schlunegger et al., 1997) و در پیرنه (Burbank et al., 1992). در زاگرس نیز اخیرا چند تلاش برای زمان‌سنجی چینه‌های رشدی انجام شده است. (Homke et al., 2004; Khadivi et al., 2010; Emami, 2008; Ruh et al., 2014; Najafi et al., 2020) تمامی مطالعات انجام شده در نواحی مختلف زاگرس چین‌خورده انجام شده است. در این پژوهش در فروافتادگی دزفول با استفاده از مطالعه هندسه چینه‌های رشدی در توالی رسوبی مربوط به نئوژن مطالعه زمان شروع شکل‌گیری چینه‌های رشدی، زمان آغاز چین‌خوردگی در این ناحیه محاسبه شده است.
موقعیت زمین ساختی منطقه مورد مطالعه
گستره مورد مطالعه در استان خوزستان و 20 کيلومتري شرق شهر مسجد سلیمان قرار گرفته است. این منطقه در موقعیت طول‌های جغرافياييˊ20°49 تاˊ50°49 شرقی و عرض‌های جغرافيايي ˊ40°31 تاˊ00°32 شمالی قرار دارد و در مجاورت يکي از ميادين نفتي فروافتادگي دزفول (ميدان پره سیاه) است (شكل های1 و 2). ساختمان زمین‌شناسی که در این پژوهش مورد مطالعه قرار گرفته است تاقدیس جریک است که در گستره جغرافیایی ذکر شده قرار گرفته است.
شكل 1. نقشه زمین‌شناسی کمربند چین- رانده زاگرس موقعیت منطقه مورد مطالعه در شکل 2 (کادر سیاه رنگ) و برش ناحیه‌ای دربرگیرنده بخشی از پهنه‌های ایذه و فروافتادگی دزفول (برگرفته از Derikvan et al., 2018)
فروافتادگی دزفول در جنوب‌غربي زاگرس دربرگیرنده بیشتر میدان‌های نفتي تاقديسي ايران است. سه پديده مهم ساختاري حدود فروافتادگي دزفول را تعيين می‌کنند. در شمال، منطقه خمشي با جهت شرقی- غربي به نام بالارود، در شمال شرقی، پهنه خمشي جبهه كوهستاني كه راستايي شمال غربی- جنوب شرقي دارد و در حد شرق و جنوب شرقي يک پهنه پيچيده خمشي و گسلي با امتدادي شمالي- جنوبي به نام زون گسلی کازرون قرار دارد. اين فروافتادگی را بايد حوضه‌ای رسوبي با فرونشست تدريجي در جنوب كمربند چین‌خورده زاگرس دانست (Berberian., 1995). فروافتادگي دزفول نسبت به مناطق هم‌جوار از نظر زمین ساختی پایدارتر است لذا از فارس، لرستان و پس بوم بندرعباس کمتر چین‌خورده است. این اختلاف شاید با جابجائی‌های جانبی در راستای خمش بالا رود و پهنه گسله کازرون جبران می‌شود. با نگاهی اجمالی به نقشه زمین‌شناسی زاگرس می‌توان دریافت که تفاوت‌های ویژه‌ای بین ساختمان‌های سکوی فارس و فروافتادگی دزفول موجود است، به‌طور مثال در فارس تاقدیس‌ها دچار فرسایش ژرف‌تری شده‌اند و ناودیس‌ها در سکوی فارس بسیار باریک هستند، درحالی‌که در فروافتادگی دزفول چنین نیست. از سوی دیگر نزدیکی و تنگاتنگی تاقدیس‌ها که در غرب فارس دیده می‌شود، در فروافتادگی دزفول مشاهده نمی‌شود. به‌علاوه ستبرای پوشش رسوبی در فارس به‌مراتب کمتر از فروافتادگی دزفول است. از دیگر تفاوت‌های مهم حضور گنبدهای نمکی در فارس و عدم وجود آنها در فروافتادگی دزفول است. دیگر مشخصه فرونشست دزفول آن است که سازند آسماری در آن رخنمون ندارد.
شکل2. نقشه زمین‌شناسی تاقدیس جریک . کادر سیاه رنگ موقعیت شکل 9 را نشان می‌دهد
چینه‌های رشدی
چینه‌های رشدی یا هم‌زمان با تکتونیک فواصل چینهای هستند که در طول دگرریختی حاصل از فعالیت تکتونیکی نهشته شده‌اند (شكل 3). بنابراین، تعیین سن چینه‌های رشدی، زمان دگرریختی را تعیین می‌کنند (Verges et al., 2002). در چینهای مرتبط با گسل، چینه‌های رشدی از سمت یال‌ها به سمت ناحیه لولای برخاسته، نازک می‌شوند. هندسه ساختارهای رشدی توسط سازوکار چین‌خوردگی، میزان نسبی نرخ رسوب‌گذاری و همچنین برخاستگی کنترل می‌شوند. بدین ترتیب، الگوهای رشدی مشاهده شده در داده‌های لرزه‌ای اغلب به‌عنوان نتیجه چین‌خوردگی و نسبت رسوب‌گذاری به برخاستگی در نظر گرفته می‌شوند. (Shaw et al, 1997)
شکل3. الف) شکل‌گیری چینه‌های رشدی هم‌زمان با چین‌خوردگی، ب) هندسه چینه‌های رشدی در حالتی که رسوب‌گذاری از برخاستگی ناشی از چین‌خوردگی بیشتر است، پ) هندسه چینه‌های رشدی در حالتی که برخاستگی ناشی از چین‌خوردگی از رسوب‌گذاری بیشتر است (Burbank and Verges, 1994)
شناخت چینه‌های رشدی در سطح
از آنجا که چینه‌های رشدی شامل توالی رسوبی نهشته شده هم‌زمان تکتونیک هستند، با توجه به موقعیت قرارگیری نسبت به محور و دماغه چین در حال شکل‌گیری و همچنین تغییر میدان تنش و چرخش محور چین حین رسوب‌گذاری، اشکال مختلفی از چینه‌های رشدی در سطح ایجاد می‌شود (et al., 2005 (Casas-Sainz. در نواحی نزدیک دماغه چین و یا هنگامی محور چین بعد از توقف رسوب‌گذاری چینه‌های رشد دچار کج شدگی شده و شیب‌دار گردد، هندسه چینه‌های رشدی در سطح به‌صورت گوه‌ای شکل می‌شود که نازک شدگی آن به سمت دماغه چین یا جهت میل محور می‌باشد. اما درصورتی‌که کج شدگی محور چین هم‌زمان با ادامه رسوب‌گذاری چینه‌های رشدی باشد هندسه چینه‌های رشدی در سطح به‌صورت گوه‌ای شکل اما دارای انحنا در می‌آید (شکل4 ـ الف، ب).
شكل4. الگوهای متفاوت چینه‌های رشدی ایجاد شده در سطح و مقطع با توجه به، الف) موقعیت قرارگیری نسبت به محور و دماغه چین در حال شکل‌گیری، ب) تغییر میدان تنش و چرخش محور چین حین رسوب‌گذاری (et al., 2005 (Casas-Sainz، پ) چینه‌های رشد در نیمرخ لرزه‌ای در حالتی كه ميزان برخاستگی از رسوب‌گذاری بیشتر است (Shaw et al, 1997)
شكل 5. چینه‌های رشد در نیمرخ لرزه‌ای در حالتی كه ميزان برخاستگی از رسوب‌گذاری کمتر است (Shaw et al,1997)
چینه‌های رشدی در مقاطع لرزه‌ای
در حالتی که میزان رسوب‌گذاری کمتر از میزان برخاستگی است، چینه‌های رشدی به‌طور مشخص توسط دو یا تعداد بیشتری بازتابنده لرزه‌ای تشخیص داده می‌شوند که به سمت برخاستگی ساختمانی نازک می‌شوند. چینه‌های رشدی همه در یک یا تعداد بیشتری از یال‌های ساختمان چین می‌خورند. چینه‌های رشدی به سمت قله برخاستگی نازک می‌شوند (شکل 4 ـ پ) در حالتی كه ميزان برخاستگی از رسوب‌گذاری کمتر باشد، واحدهای رشدی به‌طور معمول به سمت قله برخاستگی نازک شده و پیشرونده2 خاتمه می‌یابند واحدهای رشدی همواره در بالای قله برخاستگی حضور ندارند، اما در یک یا تعداد بیشتری از یال‌های ساختمان چین می‌خورند (شکل5) (Shaw et al., 1997). در این حالت، چینه های رشدی به سمت قله برخاستگی یک چین مرتبط با گسل پیشرونده خاتمه می‌یابند و با رسوبات پس از تکتونیک3 پوشیده می‌شوند (Shaw et al., 1997).
چینه‌های رشدی در منطقه مورد مطالعه
در منطقه مورد مطالعه و در یال شمال شرقی تاقدیس جریک بر اساس مشاهدات حاصل از عملیات صحرایی، اطلاعات عکس‌های ماهواره‌ای و همچنین نیمرخ های لرزه‌ای تهیه شده، تغییر ضخامت واقعی لایه‌ها و همچنین تغییر شیب آنها هم در سطح و هم در نیمرخ های لرزه‌ای قابل مشاهده است(شکل‌های6 تا 10). همچنین حالت بازشدگی و افشانی شدن اثر سطحی لایه‌ها از سمت دماغه تاقدیس به سمت میانه آن که ناشی از تغییر ضخامت آنها است در یال شمال شرقی به‌خوبی دیده می‌شود.
بر اساس اطلاعات حاصل از منابع ذکر شده در توالی رسوبی رخنمون شده در تاقدیس جریک (سازندهای گچساران، میشان، آغاجاری و بختیاری) تغییر ضخامت و افزایش لایه‌ها در یال نسبت به دماغه تاقدیس در آغاجاری زیرین به بعد دیده می‌شود و در آغاجاری زیرین و قبل از آن ضخامت لایه‌ها در تمام نواحی تاقدیس ثابت است بنابراین در این تاقدیس، آغاجاری زیرین به بعد به‌عنوان چینه‌های هم‌زمان با رشد و و قبل از آغاجاری زیرین به‌عنوان چینه‌های قبل از رشد در نظر گرفته می‌شوند. شروع چینه‌های رشد با دامنه تغییر چند ده متری در آغاجاری زیرین قابل تشخیص است (شکل‌های10و11)، بنابراین شروع چین‌خوردگی این تاقدیس هم‌زمان با نهشته شدن آغاجاری زیرین در این منطقه اتفاق افتاده است.
شکل6. تصویر پانوراما نشان‌دهنده تغییر شیب لایه‌ها در یال شمال شرقی تاقدیس جریک (مرکز تصویر دید به سمت جنوب شرق با موقعیت F3 در شکل 9)، خط چینهای سفید نشان‌دهنده لایه‌بندی است
شکل7. تصویر ماهواره‌ای نشان‌دهنده تغییر ضخامت و تغییر شیب لایه‌ها (چینه‌های رشدی) در تاقدیس شمال شرقی تاقدیس جریک (تاقدیس پره سیاه)، خط‌چین سفید رنگ مرز بین آغاجاری و لهبری را نشان می‌دهد (دید به سمت جنوب شرق)
شکل8. تغییر ضخامت و گوه‌ای شدن لایه‌ها (چینه‌های رشد) در یال شمال شرقی تاقدیس جریک، الف) دید به سمت شمال، ب و پ) دید به سمت جنوب شرق
شکل9. تصویر ماهواره‌ای دماغه شمال غربی تاقدیس جریک که موقعیت آن در شکل 2 نشان داده شده است، چینه‌های قبل از رشد (Pre growth) شروع چینه‌های رشد (Base of growth) و چینه‌های رشد) (Growth strata.F3 میدان دید شکل 6 را نشان می‌دهد
شکل10. نیمرخ های لرزه‌ای و مقاطع ساختمانی
و
از تاقدیس جریک. کادرهای بیضی شکل a,b محل چینه‌های رشدی را نشان می‌دهد
[1] نویسنده مرتبط: ahmadlashkari@ymail.com
[2] Onlap
[3] Post-tectonic
شکل11. a و b چینه‌های رشدی در مقاطع ساختمانی و (شکل 10)، در چینه‌های رشدی بازتابنده‌های لرزه‌ای (خطوط قرمز رنگ) هندسه گوه‌ای شکل دارند، درحالی‌که در چینه‌های پیش از رشد بازتابنده‌های لرزه‌ای هندسه موازی (خطوط زرد رنگ) دارند
سن چین‌خوردگی در شمال شرقی فروافتادگی دزفول
چینه‌های رشدی ایجاد شده در تاقدیس جریک که هم در سطح و هم در تصاویر لرزه‌ای قابل مشاهده‌اند، هم‌زمان با چین‌خوردگی تاقدیس جریک شکل گرفته‌اند. بالاآمدگی ناشی از چین‌خوردگی از نرخ رسوب‌گذاری بیشتر است که فعالیت بالای تکتونیکی در این محل را نشان می‌دهد قدیمی‌ترین ناپیوستگی پیشرونده یا چینه‌های رشدی در نئوژن توسط (Khadivi et al., 2010) در شمال غربی کمان فارس گزارش شده است. در آنجا شروع دگرریختی هم‌زمان است با آغاز نهشته شدن رسوبات رودخانه‌ای بختیاری در حدود 14 تا 15 سال پیش. (Ruh et al., 2014) در ناحیه کوه قل قل در فارس مرکزی زمان آغاز چین‌خوردگی را 8/3 میلیون سال پیش برآورد نمودند در آنجا نیز شروع دگرریختی هم‌زمان با آغاز نهشته شدن رسوبات رودخانه‌ای بختیاری برآورد شده است. (Najafi et al., 2020) زمان آغاز چین‌خوردگی در ناودیس دولت‌آباد واقع در فارس ساحلی را حدود 6/4 میلیون سال پیش به دست آوردند مگنتواستراتیگرافی چینه‌های رشد کمان پشت کوه در لرستان توسط (Emami, 2008) انجام شده و در آن سن شروع دگرریختی را 8/11 میلیون سال برآورد کرده‌اند که نشان می‌دهد چین‌خوردگی فارس مرکزی از کمان پشت کوه جوان‌تر است. مطالعه دیگری از این دست در کمان پشت کوه نزدیک گسل پیشانی کوهستان توسط (Homke et al., 2004) انجام شده است. آنها در پژوهش خود زمان آغاز چین‌خوردگی را 1/8 تا 2/7 میلیون سال پیش برآورد کرده‌اند (شکل12).
شکل12. نمودار انطباق ستون‌های مگنتواستراتیگرافی به دست آمده در مطالعات پیشین با جدول زمانی جهانی قطبیت مغناطیس زمین و سنین به دست آمده در این مطالعات برای آغاز چین‌خوردگی و سازندهای حاوی چینه‌های رشدی در این مناطق، الف) (Ruh et al., 2014)، ب) (Emimi, 2008)، پ) (Khadivi et al., 2010)، ت) (Homke et al., 2004)
همان‌طور که گفته شد چینه‌های رشدی (اولین لایه‌های رشدی شکل گرفته) در یال شمال شرقی تاقدیس جریک در آغاجاری زیرین شکل گرفته‌اند. (Piruz et al., 2015) با استفاده از روش مطالعه ایزوتوپ‌های استرنسیم سن سازند میشان را در نواحی مختلف زاگرس محاسبه کرده‌اند، ایشان در مطالعه خود سن راس سازند میشان را در ناحیه مسجدسلیمان که در فاضله نزدیکی (25 کیلومتری) از تاقدیس جریک قرار دارد، اوایل سراوالین به دست آوردند. بنابراین برمبنای سن تعیین شده توسط (Piruz et al., 2015) برای راس سازند میشان و سن به دست آمده سازند آغاجاری توسط مطالعات انجام شده قبلی (Homke et al., 2004; Khadivi et al., 2010 ; Emami, 2008) زمان آغاز چین‌خوردگی در این ناحیه هم‌زمان با رسوب‌گذاری آغاجاری زیرین یعنی اواخر میوسن میانی (آشکوب سراوالین) برآورد می‌شود. براساس سن‌های به دست آمده برای چین‌خوردگی در این مطالعات به نظر می‌رسد روند مهاجرت چین‌خوردگی در کمربند زاگرس از جنوب شرق به سمت شمال غرب است(شکل13). اثبات این فرضیه نیازمند مطالعات بیشتر است.
شکل13. مطالعات انجام شده سن چین‌خوردگی با استفاده از مگنتواستراتیگرافی چینه‌های رشد در کمربند چین رانده زاگرس
نتیجه‌گیری
چینه‌های رشدی ایجاد شده در تاقدیس جریک که هم در سطح و هم در تصاویر لرزه‌ای قابل مشاهده‌اند، هم‌زمان با چین‌خوردگی تاقدیس جریک شکل گرفته‌اند. براساس سنین به دست آمده در مطالعات قبلی سن پایه چینه‌های رشدی (اولین لایه‌های رشدی شکل گرفته) اواخر میوسن میانی (سراوالین) برآورد می‌شود. بر همین اساس سن آغاز چین‌خوردگی در شمال شرق فروافتادگی دزفول برابر همین سن تخمین زده می‌شود. همچنین بالاآمدگی ناشی از چین‌خوردگی از نرخ رسوب‌گذاری بیشتر است که فعالیت بالای تکتونیکی در این محل را نشان می‌دهد. براساس سن‌های به دست آمده چین‌خوردگی برمبنای این پژوهش و مطالعات قبلی که در فاصله به‌نسبت یکسانی از گسل زاگرس مرتفع قرار گرفته‌اند، به نظر می‌رسد روند مهاجرت چین‌خوردگی در کمربند زاگرس از جنوب شرق به سمت شمال غرب است (شکل13).
سپاسگزاری
انجام اين پژوهش با حمايت هاي مديريت اکتشاف شرکت ملي نفت ايران صورت گرفته است. بدين وسيله از تمام عزيزاني که در تدوين اين پژوهش ما را ياري کرد اند، صميمانه سپاسگزاري مي‌شود.
منابع
Berberian, M., 1995. Master Blind thrust faults hidden under the Zagros folds: active basement tectonics and surface morphotectonics. Tectonophysics, 241, 193-224. ##- Burbank, D.W., Puigdefa' bregas, C. and Mun_ oz, J.A., 1992. The chronology of eocene tectonic and stratigraphic development of the Eastern Pyrenean Foreland Basin, Northeast Spain. Geological Society of America Bulletin, 104, 1101-1120. ##- Burbank, D.W. and Reynolds, R.G.H., 1988. Stratigraphic keys to the timing of thrusting inTerrestrialForelandBasins: applications of the Northwestern Himilaya. In: New Perspectives in Basin Analysis (Ed. by K.L. Kleinspehn and C. Paola),. Springer-Verlag, NewYork, 331-351. ##- Burbank, D.W. and Verge´s, J., 1994. Reconstruction of topography and related depositional systems during active thrusting. Journal of Geophysical Research 99, 20281- 20297. ##- Casas-Sainz, A.M., Soto-Marı´n. R., Gonza´lez. A. and Juan Jose´ Villalaı´n .J.J., 2005. Folded onlap geometries: implications for recognition of syn-sedimentary folds. Journal of Structural Geology 27, 1644-1657. ##- Derikvand, B., Alavi, A., Abdollahie Fard, I. and Haji Ali Beigi, H., 2018. Folding style of the Zagros foreland and foredeep: signatures of detaching horizons, deep-rooted faulting and syn-deformation deposition. Marine and Petroleum Geology, 91, 501-518. ##- Emami, H., 2008. Foreland propagation of folding and structure of the Mountain Front Flexure in the Pusht-e Kuh arc (NW Zagros, Iran), PhD thesis, University de Barcelona, Barcelona, 118. ##- Homke, S., Verges, J., Garces, M., Emami, H. and Karpuz, R., 2004. Magnetostratigraphy of Miocene-Pliocene Zagros foreland deposits in the front of the Push-e Kush Arc (Lurestan Province, Iran), Earth and Planetary Science Letters., 225(3–4), 397–410. ##- Jordan, T.E. and Alonso, R.N., 1987. Cenozoic stratigraphy and BasinTectonics of the AndesMountains, 20-281 South Latitude. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 71, 49-64. ## - Khadivi, S., Mouthereau, F., Larrasoana, J. C., Verges, J., Lacombe, O., Khademi, E., Beamud, E., Melinte- Dobrinescu, M. and Suc, J. P., 2010. Magnetochronology of synorogenic Miocene foreland sediments in the Fars arc of the Zagros Folded Belt (SW Iran), Basin Research, 22,6, 918–932. ##- Najafi, M., Beamud, E., Ruh, J., Mouthereau, F., Tahmasbi, A Bernaola, G., Yassaghi, A., Motamedi, H., Sherkati, S., Hassan Goodarzi, M.G. and Vergés, J., 2020. Pliocene growth of the Dowlatabad syncline in Frontal Fars arc: Folding propagation across the Zagros Fold Belt, Iran: Geological Society of America Bulletin (2020). ##- Pirouz, M., Simpson. G, Chiaradia, M., 2015. Constraint on foreland basinmigration in the Zagros mountain belt using Sr isotope stratigraphy, Basin Research., 27,6, 714–728. ##- Reynolds, J. H., Jordan, T. E., Johnson, N. M., Damanti, J. F. and Tabbutt, K. D., 1990. Neogene deformation of the Flat-Subduction Segment of the Argentine-Chilean Andes: magnetostratigraphic constraints from Las Juntas, La Rioja Province, Argentina. Geological Society of America Bulletin, 102, 1607-1622.##- Ruh, J.B., Hirt, A.M., Burg, J.P. and Mohammadi, A., 2014. Forward propagation of the Zagros Simply Folded Belt constrained from magnetostratigraphy of growth strata. Tectonics, 33, 1534-1551 ##- Schlunegger, F., Matter, A., Burbank, D.W. and Klaper, E.M., 1997. Magnetostratigraphic constraints on relationships between evolution of the Central Swiss Molasse Basin and Alpine Orogenic events. Geological Society of America Bulletin, 109, 225-241## Shaw, J. H., S. C. Hook, and Satrio, B., 1997, Complex structural reactivation defined by growth strata: American Association of Petroleum Geologists Annual Meeting Abstracts, 6, 106. ##- Vergés, J., Marzo, M., and Mun˜oz, J.A., 2002. Growth strata in foreland settings. Sedimentary Geology, 146, 1–10.##
.
Determining the timing of folding of Jarik anticline in the Dezful embayment, based on the geometry of growth strata
A. Lashgari1,*, M.R. Heyhat2 , M.M. Khatib3 , M. Najafi4
1Ph.D., Department of Geology, University of Birjand, Birjand, Iran
2Associate Professor, Department of Geology University of Birjand, Birjand, Iran
3Professor, Department of Geology, University of Birjand, Birjand, Iran
4Assistant Professor, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences Zanjan Iran
Abstract
Determining the direction of deformation migration in the fold- thrust belts, is one of the basic aspects for understanding the structural evolution of the fold and thrust belts. By studying the timing and mechanism of deformation and compare it with different regions of a fold thrust belt, can gain a better understanding the history of the structural evolution. The timing and development of deformation in the Zagros folded belt is one of the widely studied topics and the general belief is that collision of two plate of central Iran and Arabian began in Miocene, and gradually developed from the northeast to the southwest. According to present study, the timing of folding of the Jaril anticline in the northern Dezful embayment is estimated to be end of Middle miocene (Serravalian). Based on the age of the folding in this area and comparing it with the results of similar studies that performed in the Zagros belt, it seems that the process of folding in the Zagros has migrated from SE to NW.
Keywords: Dezful embayment, Jarik anticline, Aghajari formation, Growth strata
*Corresponding author: A. Lashgari; E- mail: ahmadlashgari@ymail.com
