نگرشی بر چینه شناختی و تکتونواستراتیگرافی حوضه رسوبی شوشود
| دسته | چینه شناسی و فسیل شناسی |
|---|---|
| گروه | سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور |
| مکان برگزاری | بیست و یکمین گردهمائی علوم زمین |
| نویسنده | علیرضا شهیدی - رضاسلامتی |
| تاريخ برگزاری | ۲۰ مهر ۱۳۸۴ |
Abstract
Stratigraphical and structural evidence indicate that the created marine at Upper Middle Jurassic led to an oceanic crust at that time. That was closed at the Late Cretaceous (Companian-Maestrichtian) so that, Lut and Helmand blocks collided due to that. It seems, in that process, some parts of oceanic crust eliminated during a subduction which made metamorphism and magmatism in the Western Afghanistan. Now, the remnant of that crust is seen along the collision zone as ophiolitic complex. It appears, those units separated from East Iranian ophiolites and emplaced along the Northern wedge of Lut block due to north-south faults (Nehbandan) and anticlockwise movement of Lut and Tabas blocks.
In the northern regions of studied area, there are wide outcrops of volcanic rocks indicating a strong volcanism, which started from Eocene and continued to Late Tertiary to Plio-Quaternary.
In this research, paleontological and petrographical studies in addition to macroscopic characteristics of rock units of two selected sections of Upper Cretaceous in Shoshood area show that during the Late Cretaceous the basin was impressed wholly by the prevailed tectonic regime particularly the strike slip and normal faults.
That made variable depth conditions and water energy in the basin. That is well interpreted by lateral changes of sedimentary facies and show that the progress of basin has not been as much as to create an oceanic crust in relative to other East Iranian basins. Besides, the sedimentology processes was going on up to Late Cretaceous without interruption due to any compressional force
چکیده:
در بررسی های چینه شناختی و ساختاری نواحی خاوری ایران مشخص گردید که از زمان اواخر ژوراسیک میانی دریائی بوجود آمده که به تدریج با گسترش آن پوسته اقیانوسی شکل گرفته است. این پوسته اقیانوسی در زمان کرتاسه پایانی ( کامپانین ـ مائیس تریشتین ) بسته شده و بلوک های لوت و هلمند بهم رسیده اند . ظاهرا در این مرحله بخشی از پوسته اقیانوسی شکل گرفته و بواسطه فرو رانش که موجب دگرگونی و ماگماتیسم در لبه باختری افغانستان گردیده است حذف می شود . باقی مانده پوسته اقیانوسی در خط تصادم به صورت کمپلکس های افیولیتی دیده می شوند که چه بسا توسط گسل های شمالی ـ جنوبی ( نهبندان ) و هم چنین چرخش بلوک های لوت و طبس در جهت عکس عقربه های ساعت موجب جدایش بخش هائی از افیولیت های خاور ایران و جایگزینی آن در شمال بلوک لوت گردیده است .
در بخش های شمالی منطقه مورد بررسی و بر اساس اطلاعات موجود در نقشه های 100000 / 1 زمین شناسی سربیشه ـ سرچاه و روم ولکانیسم از زمان ائوسن آغاز گردیده و تا آخر زمان ترشیاری و حتی در اوایل کواتر نری ادامه داشته است . پس از مطالعه مقاطع نازک از لحاظ فسیل شناسی ـ پتروگرافی و خصوصیات ماکروسکوپی واحد های سنگی این چنین نتیجه می شود که در آن زمان حوضه مذکور تحت تاثیر تکتونیک حاکم بر منطقه و به ویژه گسل های امتدادلغز و نرمال قرار داشته است و در نهایت عمق و انرژی آن حوضه ها در تغیر بوده است . تغیرات جانبی رخساره ها در زمان های یکسان دلیلی بر این مدعاست . در این حوضه ها بر خلاف سایر حوضه های خاوری ایران گسترش به حدی نبوده است تا پوسته اقیانوسی شکل بگیرد و همچنان رسوبگذاری تا زمان پایان کرتاسه ادامه داشته است بدون اینکه درگیر نیروهای فشارشی در آن زمان گردد.
مقدمه :
منظور از پهنه های ساختاری و رسوبی خاور و جنوب خاوری ایران ، زون هایی است که از لحاظ جغرافیایی در خاور ایران واقع بوده و متعلق به کمربند ساختاری خاور ایران است .
گسترش شمالی – جنوبی آن 800 کیلومتر و پهنای آن حدود 200 کیلومتر است . در سمت شمال برخی از شاخه های آن به طرف شمال باختری و باختر یعنی بصیران و بیرجند امتداد می یابند( یکی از این شاخه ها حوضه رسوبی شوشود است )و نهشته های آن بیشتر از نوع رخساره فلیش بوده که ضخامت قابل توجهی را نمایان می سازد. در ضمن این زون فلیش بشدت خرد شده و تکتونیکی بوده و دگرگونی ضعیفی را نیز متحمل گردیده و به اسلیت، فیلیت و شیست های براق تبدیل شده اند. افزون بر فلیش ها ، سنگهای الترابازیک و مجموعه های افیولیتی و سنگهای آتشفشانی نیز به میزان قابل توجهی در این منطقه رخنمون دارند. این منطقه از ایران بواسطه چینه شناسی و ساختار خاص آن مورد علاقه بسیاری از زمین شناسان داخلی و خارجی بوده و هرکدام به طرح نظریات خاص خود در مورد آن پرداخته اند.
افتخارنژاد (1352) ، ریرومحافظ (1972) ، اشتوکلین و همکاران (1972) ، کمپ و گریفیس (1982)، تیرول و همکاران (1983) وحدتی دانشمند (1369)، نظری و همکاران (1999 ) و شهیدی و همکاران (1998) و . . . از جمله زمین شناسانی هستند که در محدوده پهنه ساختاری خاور ایران به تهیه مقاله و یا نقشه های زمین شناسی پرداخته اند.
- برش چینه شناسی روستای شوشود (شمال بیرجند) :
این برش در بخش شمال – شمال باختری روستای شوشود واقع گردیده است ، به علت وجود گسل های فراوان مقطع مورد مطالعه ، در دو قسمت به فواصل 120 متری از یکدیگر اندازه گیری گردید.
الف - مقطع باختر ی :
مختصات قاعده مقطع ً31 َ 06 ْ33 عرض شمالی و ً10 َ02 ْ59 طول خاوری و ارتفاع قاعده مقطع از سطح دریا بالغ بر 1615 متر است.امتداد عمومی طبقات خاوری – باختری بوده و جهت شیب عمومی طبقات 35 درجه است . کل ضخامت مقطع90/85 متر اندازه گیری شده است . در این توالی واحدهای بخش قاعده ای به صورت پیوسته و هم شیب بر روی شیل و ماسه سنگهای متعلق به زمان کرتاسه پایانی قرار می گیرد.
ب - مقطع خاوری :
مختصات قاعده مقطع ً24 َ06ْ33 عرض شمالی و ً10َ02ْ59 طول خاوری و ارتفاع قاعده مقطع از سطح دریا بالغ بر 1646 متر است. امتداد عمومی طبقات شمال باختری ـ جنوب خاوری بوده و جهت شیب عمومی طبقات 50 درجه است. کل ضخامت مقطع 83/124متر اندازه گیری شده است.
- توصیف میکروفاسیس ها :
مطالعات پتروگرافی سنگ های کرتاسه پایانی در منطقه مورد مطالعه منجر به تشخیص میکروفاسیس های مشخص و مجزائی شده است که نهایتا با توجه به شباهت هائی که از لحاظ لیتوفاسیس و بیوفاسیس داشته اند ، آنها را در 5 گروه قرار دادهایم .
این میکروفاسیس ها ، بدون در نظر گرفتن زمان تشکیل هر یک از آنها و تنها بر اساس عمق محیط رسوبی ، به ترتیب از داخل حوضه رسوبی به طرف ساحل شماره گذاری شده اند ( میکروفاسیس 1 تا میکروفاسیس 5 ) . میکروفاسیس 1 عمیق ترین و میکروفاسیس 5 کم عمق ترین بخش محیط رسوبی را نشان می دهد .
در نام گذاری هر یک از میکروفاسیس ها ، ابتدا نام سنگ بر اساس روش فولک و سپس در داخل پرانتز نام گذاری دانهام آورده شده است . سپس به تشریح عناصر اصلی میکروفاسیس ( ترتیب ذکر این عناصر بر اساس اهمیت و فراوانی آنها می باشد ) و خصوصیات آنها پرداخته ایم و در انتها محیط رسوبی را ذکر کرده ایم .
میکروفاسیس 1
توربیدایت های کرتاسه پایانی که شامل توالی از شیل و ماسه سنگ با رنگ هوازده سبز زیتونی است . ماسه سنگ ها از لحاظ طبقه بندی خیلی نازک لایه و نازک لایه و شیل ها تیغه ای می باشند . هیچ گونه فسیلی در این مجموعه تشخیص داده نشده است ولیکن شواهدی چون : پدیده اسلامپ ، اولیستولیت ها ، تول مارک های لغزشی چون گروومارک و دراگ مارک ها و همچنین آثار گریزینگ که عمدتا توسط موجودات اپی بنتیک متحرک و تغذیه کننده رسوبات که در نزدیکی و یا در سطح رسوبات تغذیه می کنند ، تشکیل می شود . این آثار در در سطح لایه بندی قرار داشته و شامل شیارهای خمیده و مارپیچی است و اصولا در توالی آبهای عمیق مشاهده می گردنند .
محیط : قسمت باتیال حوضه دریائی ، بخش slope
میکروفاسیس 2
اینتراپل بایو میکرایت ( وکستون ) ، این میکرو فاسیس دارای پلت های ریز ، اینتراکلست و بایو کلست هاست . در برخی از نمونه های این میکروفاسیس لامیناسیون و دانه بندی تدریجی مشاهده می گردد . هم چنین در پاره ای از نمونه ها ، دانه های کوارتز تخریبی در اندازه ماسه و سیلت و نیز دانه های گلوکونی با جور شدگی نسبتا خوب وجود دارد . درصد عناصر تخریبی و روزنه داران بنتیک به طرف داخل حوضه به تدریج کاهش یافته و بالعکس مقدار نسبی روزنه داران پلاژیک و گل آهکی افزایش می یابد .
محیط : قسمت بالای سراشیبی کف دریا ( upper slope )
میکروفاسیس 3
اینترا بایو اسپارایت ( پکستون و گرینستون ) ، همراه با آثار زیست آشفتگی از نوع بورینگ و یا بارو می باشد که با ذرات کوارتز و یا بلور های کلسیت در اندازه های مختلف پر شده است . این میکروفاسیس شامل قطعاتی از خار اکینید ، بریوزوآ ، جلبک ، قطعات بزرگ و پراکنده دو کفه ای ، اینتراکلست هائی از میکروفاسیس های 1 و 2 و همچنین فسیل های بنتیک ( بیشتر با دیواره ماسه ای ) است . فسیل آمونیت و همینطور قطعاتی از فسیل خارپوستان نیز در آن دیده می شود ، ضمن آن که در اطراف برخی از خرده های خارداران سیمان هم محور ) موجود است . ذرات تخریبی کوارتز در حد ماسه ریز و دانه هائی از اکسید آهن به صورت ذرات پراکنده در سطح پلاک موجود است .
در برخی از نمونه ها تعداد فسیل های متعلق به نواحی بنتیک چون سیدرولایتس کلسی تراپوئیدس به گونه ای فراوان است که از آن می توان به عنوان یک زون سیدرولایتس کلسی تراپوئیدس نام برد . سیمان از نوع کلسیت دانه ای و حاشیه ای ( Rim ) است . در برخی از نمونه ها قطعات اسکلتی در اثر فشار ناشی از انحلال با یکدیگر جوش خوردهاند .
محیط : برجستگی های حاصل از انباشتگی قطعات ریفی
میکروفاسیس 4
سندی بایو اینترا اسپارایت ( سندی پکستون ) ، این میکرو فاسیس شامل دانه های خاکستری کوارتز که در حدود 35 – 30 % از حجم کل پلاک را تشکیل می دهد ، غالبا زاویه دار بوده و برخی از بلورها دارای خاموشی موجی است . همچنین چرت های خاکستری و اینتراکلست های بزرگ که در اندازه های متفاوت بوده و درجات مختلفی از جور شدگی و گرد شدگی را نشان می دهد و از نوع آهک میکرایتی بوده و حاوی پلت و االیت است . در داخل سیمان ، بایوکلست های بنتیک و قطاعاتی از خارداران ، جلبک و بریوزوآ دیده می شود . در سطح پلاک آغشتگی شدید به اکسید آهن مشاهده می گردد .
سیمان از نوع کلسیت دانه ای است و وجود اینتراکلست های درشت با گردشدگی نسبتا خوب و نیز گردشدگی عناصر اسکلتی و وجود سیمان کلسیتی نشان دهنده انرژی نسبتا زیاد در محیط رسوبی این میکرو فاسیس است . اینتراکلست ها مربوط به بخش های عمیق محیط رسوبی است و این امر بیانگر بالا آمدگی کف حوضه در زمان مائیس تریشتین است .
محیط : بیشتر در حاشیه کولاب و به طرف ساحل است .
میکروفاسیس 5
تناوبی از سیلتستون و ماسه سنگ ( لیتارنایت و چرت لیتیک وک ) ، در بخش های زیرین بیشتر لیتارنایت و در بخش های زبرین بیشتر از نوع وک است .
ماسه سنگ : دانه های اصلی تشکیل دهنده این نمونه در حد ماسه ریز تا درشت است . درصد خرده سنگها به مراتب بیشتر از فلدسپات ها بوده و از دانه های مختلفی چون چرت ، شیل و به خصوص دانه های آهکی تشکیل شده است. دانه های کوارتز دارای خاموشی مستقیم بوده و اکثراً مونوکریستالین هستند . در برخی از دانه های کوارتز خاموشی موجی نیز مشاده می گردد. دانه های آواری به صورت زاویه دار تا نیمه گرد شده بوده و از لحاظ جورشدگی ضعیف هستند . به لحاظ این که اکسید آهن آغشتگی به رس داشته و میزان ماتریکس رسی نیزبیش از 5% است این ها ساب مچور هستند . سیمان هم محور در اطراف برخی از دانه های کوارتز مشاهده می شود . هم چنین سیمان هماتیتی و بعضاَ آهکی در برخی از نمونه ها دیده می شود . درصد اجزای تشکیل دهنده این نمونه ها بشرح زیر است :
دانه های کوارتز 45% خرده های سنگ آهکی و چرتی 30% سیمان 15% خمیره کمتر از 10% فلدسپات ها و اوپاک به میزان ناچیز
محیط : مناطق کم عمق حاشیه ساحلی ( Epicontinental sea )
وک ها : بخش اعظم دانه ها را کوارتز خاکستری رنگ تشکیل می دهد میزان دانه های کوارتز نسبت به نمونه قبل کاهش دارد. دانه های کوارتز دارای خاموشی مستقیم بوده که بعضاً با خاموشی موجی نیز دیده می شود. اندازه آن ها در حد ماسه ریز تا درشت است . دانه های کوارتز از جورشدگی خوبی برخوردار نیستند بواسطه فراوانی میزان رس در نمونه جزء گروه وک ها قرار دارد. سیبان هماتیتی و گاهاً آهکی است . ماتریکس هماتیتی و رسی بوده و میانگین درصد اجزاء تشکیل دهنده آن عبارتند از :
کوارتز 40-35% خرده های سنگی آهکی و چرتی 35% سیمان 20% خمیره کمتر از 10% فلدسپات اوپاک به میزان اندک.
محیط : مناطق کم عمق حاشیه ساحلی ( Epicontinental sea )
5-7- مدل رسوبی ( باز سازی محیط های رسوبی ) :
در ارائه مدل رسوبی از خصوصیات پتروگرافی میکروفاسیس ها ، ارتباط آنها با یکدیگر و محیط زیست فسیل های شاخص استفاده شده است .
میکروفاسیس 1 به علت دارا بودن خصوصیات نهشته های توربیدایتی به نظر می رسد که در حوضه اصلی دریای باز و در قسمت slope قرار داشته است .
میکروفاسیس 2 با داشتن زمینه میکرایتی و نیز به همراه داشتن فسیل های پلاژیک چون گلوبوترونکانا ، اولیگوستژنید ها ، شاکوئینا ، هتروهلیکس و هدبرگلا ی فراوان بعد از میکرو فاسیس 1 ، در قسمت اصلی حوضه دریائی و در مجاورت قسمت بالای شیب یا سرازیری کف دریا قرار می گیرد . محیط رسوب گذاری میکروفاسیس 2 را با توجه به فسیل های همراه که بیشتر از نوع پلانکتونیک هستند را می توان جزء محیط های عمیق یا همی پلاژیک دریا محسوب داشت . وجود دانه های ماسه کوارتزی و نیز فسیل های بنتیک از جمله تکستولاریده در میکرو فاسیس 2 ، به علت وجود جریان های توربیدایتی و در روی سرازیری کف دریا بوده است . این جریان ها ، فسیل ها و رسوبات مناطق کم عمق دریا را به مناطق عمیق تر حمل می نموده است . درصد عناصر تخریبی و روزنه داران بنتیک موجود در میکروفاسیس 2 به طرف داخل حوضه بتدریج کاهش می یابد و بالعکس مقدار نسبی روزنه داران پلاژیک و گل آهکی رو به افزایش است .
میکروفاسیس 3 به علت دارا بودن قطعات دو کفه ای ، بریوزوآ ، فسیل های بنتیک درشت و دانه های ماسه و گلوکونی فراوان تر و درشت تر از میکرو فاسیس 2 و همچنین سیمان اسپاریتی بیشتر نسبت به متن میکرایتی ( بر خلاف میکروفاسیس 2 ) است . نمونه هائی که مربوط به قسمت های فوقانی تر می باشند ، تحت اثر افزایش انرژی امواج ، شستگی بیشتری یافته و کاملا اسپاریتی شده اند . همچنین حاوی اینتراکلست هائی از میکروفاسیس 1 و 2 حاوی فسیل های پلانکتونیک است . بیشتر این قطعات در اثر فشار حاصل از انحلال با یکدیگر جوش خورده اند .
با توجه به مطالبی که ذکر گردید و همچنین لایه بندی منظمی که در روی زمین مشاهده می گردد ، به نظر می رسد که این میکروفاسیس از تخریب و انباشتگی قطعات مذکور در محل برجستگی های کم عمق کف دریا ( shoal ) تشکیل شده است .
میکروفاسیس 4 ، با داشتن اینتراکلست های بزرگ و زمینه اسپاریتی از دیگر میکرو فاسیس ها براحتی قابل تشخیص است . در این میکرو فاسیس وجود روزنه داران بنتیک بیانگ محیط های کم عمق ساحلی است .
ناگفته نماند که در تعدادی از نمونه های این میکروفاسیس تعدادی روزنه دار پلاژیک مشاهده می گردد . این امر می تواند ناشی از سه حالت خاص پالئوژئوگرافی باشد .
1ـ رژیم آب و هوائی معتدل که می تواند شرایط را برای زندگی روزنه داران دریائی در محیط های کولابی فراهم سازد .
2– ورود آبهای شیرین به کولاب زیاد بوده و از شوری کولاب جلوگیری کرده است ، به گونه ای که کانی های تبخیری هم تشکیل نشده است .
3- روزنه داران دریائی مزبور توسط امواج و طوفان های دریائی از طریق کانال های ارتباطی با دریای باز و یا از روی برجستگی کف دریا به داخل این محیط راه یافته اند .
میکروفاسیس 5 هم به صورت سیلتستون و ماسه سنگ در بالاترین بخش این حوضه رسوبی و در محیط های کم عمق ساحلی بر جای گذاشته شده است .
- تکتونواستراگرافی حوضه رسوبی شوشود :
حوضه رسوبی شوشود تحت تاثیر تکتونیک برشی ـ کششی در طول زمان کرتاسه شکل گرفته است ، ولیکن بر خلاف اکثر حوضه های رومبوئدری شکل کمربند ساختاری خاور ایران گسترش چندانی نداشته است و پوسته اقیانوسی در آن تشکیل نگردیده است و تنها به صورت یک حوضه رسوبی در آن نهشته های کرتاسه پایانی تشکیل شده است .
این نهشته های توربیدایتی(0تناوبی از شیل و ماسه سنگ سبز رنگ ) به صورت کاملا پیوسته و تدریجی به یک سری سنگ های آهکی و آهکی تخریبی قرمز رنگ تبدیل می گردد . با توجه به شواهد رسوب شناسی و همین گونه شواهد زمین ساختی ، چون وجود گسل های نرمال همزمان با رسوب گذاری که توسط نهشته های مائیس تریشتین آغازین پوشیده شده اند بیانگر این مسئله است ، علی رغم اینکه در اکثریت نقاط کمربند ساختاری خاور ایران که تحت تاثیر تکتونیک برشی ـ فشاری قرار داشته اند ، در این حوضه همچنان تا پایان کامپانین حوضه تحت اثر کشش قرار داشته و در حوضه رسوبی ، رسوبات بر جای گذاشته می شده است .
نهایتا در زمان مائیس تریشتین تحت اثر تکتونیک برشی ـ فشاری کف حوضه بالا آمده و قطعاتی از آن شکسته شده که با حمل شدگی بسیار اندک ( بیشتر دانه ها زاویه دار است ) مجددا در داخل حوضه ریخته و کنگلومرای درون سازندی را تشکیل داده اند . سرانجام در زمان پایان مائیس تریشتین با بر جای گذاشته شدن سنگ نهشته های سیلتستون و ماسه سنگ عمر این حوضه نیز به سر آمده است . به نظر نویسنده این حوضه به عنوان یک حوضه رسوبی اولاکوژن معرفی می گردد که تقریبا با زاویه ای عمود بر حوضه رسوبی اصلی مرتبط بوده است