Investigation of petrographical and geochemical characteristics of carbonate deposits of the Jamal Formation in the Chah-Riseh section, northeast of Isfahan
Subject Areas : GeochemistryBehrad Zebhi Kamand 1 , محمد علی صالحی 2 * , Ezat Heydari 3 , Ali Bahrami 4
1 - University of Isfahan
2 -
3 - Department of Physics, Atmospheric Science, and Geoscience, Jackson State University, Mississippi, United States of America
4 - University of Isfahan
Keywords: Geochemistry, Major and Trace Elements, Carbon and Oxygen Isotopes, Permian, Dolomite, Diagenesis,
Abstract :
The Middle Permian Jamal Formation have been investigated for sedimentological and geochemical aspects in the Chah-Riseh section, northeast Isfahan. According to the field studies the Jamal Formation with 251 m thickness divided into eight lithostratigraphic unit. Lower boundary of this formation with an unconformity is underlained by the Sardar Formation which belongs to the Carboniferous period and upper boundary with an unconformity reaches to the Lower Triassic Sorkh-Shale Formation. Facies and microfacies studies of the Jamal Formation led to the identification of two petrofacies and 14 carbonate microfacies. According to the recognized carbonate allochems, petrofacies and microfacies of the Jamal Formation and some evidence such as transitional microfacies changes, we can consider a depositional environment of a shallow mixed siliciclastic-carbonate ramp platform. Petrographically, four types of dolomites are recognized in the Jamal Formation. The dolomitization model for the type I dolomite is considered forming in tidal flat and burial dolomitization for types II, III and IV. Geochemical studies including major and trace elements analysis comprised of elements such as Ca, Mg, Sr, Mn and Fe. Using ratios of the elements and also by plotting some of these elements cross carbon and oxygen isotopes in various diagrams have been used in determining the original mineralogy of carbonate deposits and efficient diagenetic system on the Jamal Formation. The results indicate that the dominant diagenetic environment effected on the carbonate deposits of Jamal Formation was occurred in a semi-closed system and the original mineralogy was aragonite. Evaluation of major and trace elements contents of the four types dolomites, confirmed different characteristics of theses dolomite resembling crystal sizes in petrographic studies. Carbon and oxygen isotopes data of dolomites also defined their diagenetic situations.
آدابی، م. ح.، 1392، ژئوشیمی رسوبی، انتشارات آرین زمین، تهران، 503 ص.
باقری، ن.، 1381، بیواستراتیگرافی نهشتههای پرمین در شمال شرق اصفهان (جنوب چاهریسه، شمال دیزلو) براساس مطالعه کنودونت و ماکروفسیل¬ها: پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، 111 ص.
ذبحی کمند، ب.، 1399، بررسی رخساره¬ها، محیط رسوبی و چینه¬نگاری سکانسی سازند جمال (پرمین) در منطقه چاه¬ریسه، شمال شرق اصفهان: پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، 93 ص.
ADABI, M.H., 2009, Multistage dolomitization of upper Jurassic Mozduran Formation, Kopeh-Dagh basin NE Iran. Carbonates and Evaporites, 24(1), 16-32.
AMERI, H., YAZDI, M., and BAHRAMI, A., 2017, Pseudophillipsia (Carniphillipsia) (Trilobite) from the Permian Jamal Formation, Isfahan, Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 28(4), 325–336.
AMTHOR, J.E., and FRIEDMAN, G.M., 1992, Early to late diagenetic dolomitization of platform carbonates; Lower Ordovician Ellenburger Group, Permian Basin, West Texas. Journal of Sedimentary Petrology, 62(1), 131-144.
AREFIFARD, S., and DAVYDOV, V.I., 2005, Petrography and geochemistry of Permian Strata in Tabas and Kalmard regions, Eastern-Central Iran. Geophysical Research Abstracts, v. 7, 7p.
AREFIFARD, S., 2017, Sea level drop, paleoenvironmental change and related biotic responses across Guadalupian-Lopingian boundary in southwest, North and Central Iran. Geological Magazine, 155(4), 921-943.
BRAND, U., and VEIZER, J., 1980, Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system-1: Trace elements. Journal of Sedimentary Petrology, 50(4), 1219-1236.
FLUGEL, E., 2010, Microfacies of Carbonate Rocks Analysis, Interpretation and Application. Springer, Berlin, 1006 p.
FRIEDMAN, G.M., 1965, Terminology of crystallization textures and fabrics in sedimentary rocks. Journal of Sedimentary Petrology, 35(3), 643-655.
GREGG, J.M., and SIBLEY, D.F., 1984, Epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture. Journal of Sedimentary Petrology, 54(3), 908-931.
GREGG, J.M., 1988, Origins of dolomite in the offshore facies of the Bonneterre Formation (Cambrian), Missouri, in Shukla, V., and Baker, P.A., eds., Sedimentology and Geochemistry of Dolostones: SEPM Special publication, 43, 67-83.
GREGG, J.M., and SHELTON, K.L., 1990, Dolomitization and dolomite neomorphism in the back reef facies of the Bonneterre and Davis formations (Cambrian), southeast Missouri. Journal of Sedimentary Petrology, 60(4), 549-562.
JAMES, N.P., and JONES, B., 2016, Origin of Carbonate Sedimentary Rocks. John Wiley and Sons, Alberta, 467p. LAND, L.S., 1985, The origin of massive dolomite. Journal of Geological Education, 33(2), 112-125.
LEE, Y.I., and FRIEDMAN, G.M., 1987, Deep burial dolomitization in the Ordovician Ellenburger group carbonates, West Texas and southeastern New Mexico. Journal of Sedimentary Petrology, 57(3), 544-557.
MAZZULLO, S.J., 1992, Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: a review. Carbonates and Evaporites, 7(I), 21-37.
MITCHELL, J.T., LAND, L.S., and MISER, D.E., 1987, Modern marine dolomite cement in a north Jamaican fringing reef. Geology, 15(6), 557-560.
MILLIMAN, J.D., 1974, Marine Carbonates. Recent Sedimentary Carbonates, Part 1. Springer, New York, Xv, 375p.
MORROW, D.W., 1982a, Diagenesis 1. Dolomite- Part 1: The chemistry of dolomitization and dolomite precipitation. Geoscience Canada, 9(1), 5-13.
MORROW, D.W, 1982b, Diagenesis 2. Dolomite- Part 2: Dolomitization models and ancient dolostones. Geoscience Canada, 9(2), 95-107.
PERMOPHILES, 2008, Newsletter of the subcommission on Permian Stratigraphy Number, 51, 1684-5927.
QING, H., and Mountjoy, E.W., 1989, Multistage dolomitization in rainbow buildups, middle Devonian Keg River Formation, Alberta, Canada. Journal of Sedimentary Petrology, 59(1), 114-126.
RAO, C.P., 1991, Geochemical differences between subtropical (Ordovician), cool temperate (Recent and Pleistocene) and subpolar (Permian) carbonates, Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 6(1), 83-106.
RAO, C.P., and Adabi, M.H., 1991, Carbonate minerals, major and minor elements and oxygen and carbon isotopes and their variation with water depth in cool, temperate carbonates, western Tasmania, Australia. Marine Geology, 103, 249-272.
RAO, C.P., 1996, Modern Carbonates, Tropical, Temperate, Polar: Introduction to Sedimentology and Geochemistry. Carbonates, Howrah, Tasmania, 206 p.
SALLER, A.H., 1984, Petrologic and geochemical constraints on the origin of subsurface dolomite, Enewetak Atoll: An example of dolomitization by normal seawater. Geology, 12(4), 217-220.
SHUKLA, V., and FRIEDMAN, G.M., 1983, Dolomitization and diagenesis in a shallowing upward sequence; the Lockport formation (middle Silurian), New York State. Journal of Sedimentary Petrology, 53(3), 703-717.
SIBLEY, D.F., and GREGG, J.M., 1987, Classification of dolomite rock textures. Journal of Sedimentary Petrology, 57(6), 967-975.
STÖCKLIN, J., EFTEKHAR-NEZHAD, J., and HUSHMAND-ZADEH, A., 1965, Geology of the Shotori Range (Tabas Area, East Iran). Geological Survey of Iran, Tehran, Report No. 3, 1-69.
STÖCKLIN, J., and NABAVI, M.H., 1971, Explanatory text of the Boshruyeh Quadrangle Map. Geological Survey of Iran, Tehran, Quadrangle, No. v. J78, 50 p.
YARAHMADZAHI, H. and LEVEN, E.J., 2021, Middle Permian (Late Murgabian) Fusulinids of the Jamal Formation, Tabas Area, Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 29(5), 495-503.
YAZDI, M., 1999, Late Devonian-Carboniferous conodonts from Eastern Iran. Rivista Italiana di paleontologia e Stratigrafia, 105, I, 2, 167-200.
YAZDI, M., and SHIRANI, M., 2002, first research on marine and nonmarine sedimentology sequences and micropaleontologic significance across Permian-Triassic boundary in Iran (Isfahan & Abadeh). Journal of China University of Geosciences, 13, 172-176.
نشریه علمی– پژوهشی زمین شناسی نفت ایران سال یازدهم، شماره 21، بهار و تابستان 1400ص54-77
Iranian Journal of Petroleum Geology No. 21, Spring & Summer 2021, pp 54-77
Dor:20.1001.1.22518738.1400.11.21.4.2
بررسی مشخصات پتروگرافی و ژئوشیمیایی نهشتههای کربناته سازند جمال در برش چاهریسه، شمال شرق اصفهان
بهراد ذبحی کمند1 ، محمدعلی صالحی1*، عزت حیدری2، علی بهرامی1
1گروه زمینشناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
2بخش فیزیک، علوم فضایی و علوم زمین، دانشگاه ایالتی جکسون، ایالت می سی سی پی، ایالات متحده آمریکا
دريافت شهریور 1401، پذيرش آبان 1401
چکیده
سازند جمال به سن پرمین میانی در برش چاهریسه مورد مطالعه رسوب شناسی و ژئوشیمی رسوبی قرار گرفته است. بر اساس مطالعات صحرایی انجام گرفته در این تحقیق، سازند جمال با ضخامت 251 متر به 8 واحد لیتواستراتیگرافی تفکیک شده که شامل لیتولوژیهای غالب سنگ آهک خاکستری، دولومیت زرد رنگ و همچنین با ضخامت کمتر سیلتستون، ماسهسنگ قرمز و ماسهسنگ سفید (کوارتزآرنایت) میباشد. مرز زیرین این سازند که مصادف با گذر از دوره کربونیفر به پرمین است به صورت ناپیوسته و مرز بالا نیز ناپیوسته با سازند سرخ شیل به سن تریاس زیرین است. با توجه به پتروفاسیسهای آواری و ریزرخسارههای کربناته شناسایی شده در سازند جمال و بر اساس ارتباطات رخسارهای و همچنین تغییرات تدریجی آنها یک رمپ کربناته کم عمق برای ته نشست نهشتههای آواری و کربناته این سازند در نظر گرفته شده است. در برش مورد مطالعه بر اساس مطالعات پتروگرافی صورت گرفته چهار نوع دولومیت شناسایی شده است. مدل دولومیتی شدن برای نهشتههای دولومیتی سازند جمال در دولومیتهای نوع اول مربوط به پهنه‌های جزر و مدی و برای سایر دولومیتها (نوع دوم تا چهارم) از نوع مدل دولومیتی دفنی میباشد. مطالعات ژئوشیمیایی انجام شده شامل آنالیزهای عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپهای اکسیژن و کربن بر روی نمونههای سنگ آهکی و دولومیتی میباشد که در تعیین مشخصات شیمیایی در زمان تهنشست این سازند و تاریخچه پس از رسوبگذاری آن مورد استفاده قرار گرفته است. آنالیز عناصر اصلی و فرعی شامل عناصر کلسیم (Ca)، منیزیم (Mg)، استرانسیوم (Sr)، منگنز (Mn) و آهن (Fe) بوده است. نسبت‌های مورد نظر از این عناصر و همچنین با مقابل قرار دادن برخی از عناصر با ایزوتوپهای اکسیژن و کربن در نمودارهای مختلف جهت تعیین و تفکیک کانیشناسی اولیه نهشتههای کربناته و همچنین تعیین سیستم دیاژنتیکی تأثیرگذار بر روی سازند جمال مورد استفاده قرار گرفته است. سیستم دیاژنتیکی حاکم بر سازند جمال نیمه بسته بوده و همچنین کانیشناسی اولیه مربوط به آن آراگونیت بوده است. بررسی مقادیر عناصر اصلی و فرعی نمونههای دولومیتی منجر به تفکیک چهار نوع دولومیت گردیده است که در مطالعات پتروگرافی نیز بر اساس مشخصات نظیر اندازه بلور ویژگیهای متفاوت دارند. دادههای ایزوتوپی اکسیژن و کربن نمونههای دولومیتی نیز شرایط دیاژنتیکی تشکیل انواع آنها را مشخص کرده است.
کلمات کلیدی: ژئوشیمی، عناصر اصلی و فرعی، ایزوتوهای اکسیژن و کربن، پرمین، دولومیت، دیاژنز
1-مقدمه
در گذشته خرده قاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی میدانستند ولی، به باور اشتوکلین و همکاران ] 31[، پس از سخت شدن پی سنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوئیک ویژگیهای سکویی داشته و در زمانهای مزوزوئیک و سنوزوئیک به منطقهای پرتحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوکهای جدا شده با گسلهای پی سنگی است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد قاره در همه جا یکسان نیست. منطقه مورد مطالعه شامل بخشی از زون ایران مرکزی بوده و در مجاورت محدوده شرقی کمربند سنندج-سیرجان واقع شده است. برش الگوی سازند جمال، توسط اشتوکلین و همکاران ]31[ ، در دامنه جنوبی کوه جمال، در جنوب طبس، مطالعه و معرفی شده است. در این محل، مرز زیرین سازند جمال به سازند سردر است و در بالا، با ناپیوستگی همشیب با سازند سرخ شیل، به سن تریاس پیشین، پوشیده میشود. سازند جمال در نقاط مختلف خرد قاره ایران مرکزی نیز رخنمون دارد ]5[. در برش الگو، سازند جمال عمدتاَ از سنگآهک‌های ضخیم لایه تا تودهای، به رنگ خاکستری و همچنین از ضخامت کمتری از دولومیت کرم رنگ تشکیل شده است. تغییرات سنی این سازند از پرمین میانی تا آغاز پرمین پسین (جلفین) است (شکل 1). معادل سازند جمال در قسمتهای دیگری از ایران از جمله جنوب آذربایجان، البرز مرکزی و البرز شرقی با نامهای سازند روته و نسن رخنمون دارد (شکل 1). یافتههای زمینشناسی جدید نشان میدهد که در برشهای کامل سازند جمال یک عضو ماسهسنگ کوارتزی در زیر، یک عضو سنگآهک مرجانی در وسط و یک عضو دولومیتی در بالا دارد ]8[. پژوهشهای انجام شده قبلی بر روی ماهیت چینه نگاری سنگی و زیستی این سازند در شرق ایران مرکزی صورت گرفته (برای نمونه ]8[ و ]33[) در صورتیکه تمرکز اصلی این پژوهش بر مطالعات پتروگرافی، دیاژنز و ژئوشیمی رسوبی به منظور بررسی شرایط ژئوشیمیایی حاکم در زمان ته نشست سازند جمال و همچنین شرایط پس از رسوبگذاری آن در حاشیه جنوب غربی ایران مرکزی (شمال شرق اصفهان) در مجاورت زون سنندج-سیرجان میپردازد. آنالیزهای مربوط به عناصر اصلی و فرعی و همچنین ایزوتوپی اکسیژن و کربن در رابطه با شرایط محیطی ژئوشیمیایی نهشتههای آهکی و دولومیتی سازند جمال در طی پرمین میانی و شرایط پس از رسوبگذاری (دیاژنزی) آن بحث مینماید.
شکل 1- تطابق چینهشناسی سازندهای با سن پرمین در نقاط مختلف ایران ]23[.
از لحاظ موقعیت جغرافیایی برش مورد مطالعه واقع در 55 کیلومتری شمال شرق اصفهان در جنوب روستای چاهریسه و در شمال کوه لامار قرار دارد. مختصات جغرافیایی برش مورد مطالعه 32° 56¢ 56.15¢¢ N و 52° 5¢ 14.49¢¢ E در نقطه شروع و 32° 56¢ 30.65¢¢ N و 52° 5¢ 28.40¢¢ E در نقطه پایان می باشد (شکلهای 2 و 3 و 4).
شکل 2- A: موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه در ایران که با مثلث سیاه نشان داده شده است. B: راه‌های دسترسی به منطقه مورد مطالعه.
شکل 3- نقشه بازبینی شده 1:100000 کوهپایه، شمال شرق اصفهان که نقطه مورد نظر با خط سفید رنگ AB مشخص گردیده است.
شکل 4- عکس ماهواره¬ای از برش مورد مطالعه که موقعیت برش مورد نظر با خط سفید رنگ AB مشخص شده است.
2-دادهها و روش تحقیق
مطالعات صحرایی بر روی سازند جمال شامل اندازهگیری ضخامت لایهها بوده که توسط ژاکوب انجام شده است. نمونه برداری به دو صورت سیستماتیک و همچنین در مواردی با تغییرات رخساره نمونه برداری غیر سیستماتیک نیز انجام شده است. در مجموع تعداد 104 نمونه از توالی مورد مطالعه برداشت گردیده است. در ثبت خصوصیات لایهها، توجه به مرز آنها، شناسایی رخساره‌های سنگی نظیر بررسی بافت، ساخت و اندازه و نوع ذرات تشکیل دهنده و سایر ویژگیهای شاخص از موارد مورد توجه در مطالعات و عملیات صحرایی بوده است. مطالعات پتروگرافی به جهت تشخیص بافت سنگهای آهکی و معرفی ریز رخساره ها و همچنین مشخصات پتروگرافی دولومیتها بر روی مقاطع نازک توسط میکروسکوپ پلاریزان صورت گرفته است (جداول 1 و 2). آنالیزهای ژئوشیمیایی بر روی نمونههای آهکی و دولومیتی انجام گرفته که شامل آنالیز فلوئورسانس اشعه ایکس (XRF) به منظور اندازه گیری مقادیر عناصر اصلی و فرعی در نمونهها بوده است. بدین منظورکمتر از یک گرم از نمونه های سنگ آهک (10 نمونه) و دولومیت (20 نمونه) پودر شده توسط دستگاه XRF مدل PANalytical Eppsilon3-XL در دانشگاه برمن کشور آلمان مورد آنالیز قرار گرفته و عناصر اصلی (Ca و Mg) و فرعی (Mn، Fe و Sr) در نمونهها بر حسب mg/kg اندازه گیری شدند. به منظور مطالعات ژئوشیمیایی ایزوتوپی پایدار کربن (C13) و اکسیژن (O18)، تعداد 10 نمونه پودر سنگ آهک و 22 نمونه دولومیت به کمک دستگاه اسپکترومتر جرمی (Finnigan MAT 251 MS with Kiel I device) در دانشگاه برمن کشور آلمان اندازهگیری شد (جدول 3).
3-چینهشناسی سازند جمال در برش چاهریسه
سازند جمال در منطقه چاهریسه به صورت ناپیوسته بر روی نهشتههای کربونیفر (سازند سردر) قرار گرفته است. مرز بالایی سازند جمال به صورت ناپیوسته توسط بوکسیت قرمز و لاتریت مشخص میگردد و مرز ناپیوسته توسط سازند سرخ شیل مربوط به تریاس زیرین پوشیده میشود ]5[. این سازند با ضخامت 251 متر متشکل از سنگ آهک، دولومیت و نهشتههای مخلوط آواری-کربناته به همراه میان لایههایی از سیلتستون و ماسهسنگ است (شکل 5). با بررسی تغییراتی چون لیتولوژی، ضخامت و رنگ واحدها، 8 واحد لیتواستراتیگرافی برای این سازند در نظر گرفته شد که بخش عمده آن مربوط به سنگهای آهکی و دولومیتی بوده و ماسهسنگها و سیلتستونها از سهم کمتری برخوردار هستند. این سازند در برش چاهریسه با سیلتستون قرمز، ماسه سنگ خاکستری و سپس با سنگ آهک ماسه دار خاکستری تا قهوهای آنکولیتدار شروع میشود.
قسمت میانی توالی متشکل از سنگ آهک خاکستری با لایههای سنگ آهک ماسهای و ماسه سنگ بوده (شکل 5) و قسمت فوقانی توالی دولومیت تیره متوسط تا ضخیم لایه میباشد. در مرز پرمین به تریاس در مقطع چاهریسه وقفه رسوبگذاری وجود داشته و شرایط قارهای حکم فرما بوده است که وجود آلومینوسیلیکاتها و افقهای لاتریت و بوکسیت به خوبی این مسئله را نشان میدهد ]2[ و ]35[. بخش کربناته سازند جمال در ناحیه چاهریسه براساس میکروفسیلهای موجود در توالی، سن پرمین میانی را نشان میدهد که معادل آشکوب گوادالوپین است ]2[ و ]5[.
شکل 5- ستون چینهشناسی جمال به همراه تغییرات رخسارهای و محیط رسوبی سازند جمال در منطقه مورد مطالعه (چاهریسه).
5-رخسارهها و محیط رسوبی سازند جمال
بر اساس مطالعات صحرایی و پتروگرافی مقاطع نازک رخساره‌های سازند جمال در توالی مورد مطالعه شامل 2 پتروفاسیس آواری و 14 ریزرخساره کربناته میباشد که حاوی اطلاعات ارزشمند از محیط رسوبی دیرینه میباشند (جدول 1). پتروفاسیسهای آواری شامل سیلتستون و کوارتزآرنایت و 14 ریزرخساره مذکور به ترتیب شامل استروماتولیت باندستون، دولومادستون، بایوکلست وکستون، پلوئید بایوکلست وکستون، داسی‌کلاداسه رودستون، کورال فلوتستون، بنتیک فرامینیفر بایوکلست پکستون، فوزولین بایوکلست گرینستون، براکیوپود بنتیک فرامینیفر بایوکلست پکستون، براکیوپود اکینوئید بایوکلست وکستون-پکستون، براکیوپود بایوکلست وکستون، اسفنج بایوکلست وکستون، بریوزوئر بایوکلست وکستون و دوکفهای بایوکلست وکستون میباشند (شکلهای 6 و 7). با توجه به بررسیهای انجام گرفته محیط رسوبی تعیین شده برای سازند جمال در برش چاهریسه از نوع رمپ کربناته کم عمق بوده و علت آن تغییر تدریجی ریزرخساره‌ها و متعلق بودن آلوکم‌های آن به محیطهای کم عمق و نوردوست نظیر جلبک سبز داسی‌کلاداسه میباشد (شکل 8). زیرمحیطهای این رمپ کربناته شامل پهنه جزر و مدی و با ریزرخساره دولومادستون، لاگون با ریزرخسارههای استروماتولیت باندستون، بایوکلست وکستون، پلوئید بایوکلست وکستون، داسی‌کلاداسه رودستون، کورال فلوتستون و بنتیک فرامینیفر بایوکلست پکستون، شول با ریزرخساره فوزولین بایوکلست گرینستون و دریای باز با ریزرخسارههای براکیوپود بنتیک فرامینیفر بایوکلست پکستون، براکیوپود اکینوئید بایوکلست وکستون-پکستون، براکیوپود بایوکلست وکستون، اسفنج بایوکلست وکستون، بریوزوئر بایوکلست وکستون و دوکفهای بایوکلست وکستون مشخص میباشد. در این میان پتروفاسیسهای سیلتستون و کوارتزآرنایت مربوط به محیط رمپ داخلی و زیرمحیط پهنه جزر و مدی میباشد ]3[.
5-پتروگرافی دولومیتها و انواع دولومیت
مطالعات پتروگرافی بر روی دولومیتهای سازند جمال در برش چاهریسه و بررسی اندازه بلورها و سایر مشخصات منجر به شناسایی چهار نوع دولومیت گردید که در زیر مشخصات آنها توصیف میگردد (جدول 2).
5-1-دولومیت نوع اول (I): دولومیتهای خیلی ریز تا ریز بلور (Very Fine to Finely Crystalline Dolomite)
این نوع دولومیتها به صورت موزاییکهای یک اندازه (Unimodal Mosaics)، دارای مرزهای مسطح نیمه شکلدار (Planar-S) در اندازه خیلی ریز تا ریز بلور مشاهده میشوند (شکل 9، A). اندازه بلورها بین 10 تا 60 میکرون (میانگین 40 میکرون) در نوسان است. این دولومیتها متراکم و تیره رنگ بوده و فاقد فسیلاند و اغلب دارای اثراتی از بافتهای رسوبی اولیه (نظیر لامیناسیون و اینتراکلست) همراه با دانه‌های پراکنده کوارتز آواری میباشند. از روی اندازه بلورهای دولومیت و سایر مشخصات بافتی میتوان دولومیتهای اولیه را از ثانویه تشخیص داد ]1[، ]13[، ]17[، ]6[ و ]18[. با توجه به فابریک و اندازه خیلی ریز بلورها، وجود ذرات پراکنده کوارتز در حد سیلت، حفظ بافت اولیه رسوبی، عدم وجود فسیل، به نظر میرسد که دولومیتهای نوع اول تحت شرایط سطحی، دمای پایین (low-temperate) و در محیطهای سوپراتایدال (بالای حد جزر و مدی) تا قسمت بالایی اینترتایدال (قسمت بالایی بین حد جزر و مدی) تشکیل شدهاند ]12[ و ]30[. آب دریا و یا محلولهای بین ذرهای غنی از Mg احتمالاً عامل دولومیتی شدن میباشند]28[، ]16[، ]4[ و ]19[.
5-2-دولومیت نوع دوم (II): دولومیتهای متوسط بلور (Medium Crystalline Dolomite)
این نوع دولومیت عمدتاً به صورت موزاییکهای هماندازه، متراکم و دارای مرزهای مسطح نیمه شکلدار تا بیشکل (subhedral to anhedral planar-s crystal) تشکیل شده است (شکل 9، B). در بسیاری از بلورهای این نوع دولومیت، مرزهای مشترک بین بلوری مستقیم بوده و در بعضی از آنها فصل مشترک سطوح کریستالی (crystal-face junctions) به خوبی حفظ شده است]4[. این نوع دولومیت معادل دولومیت هیپیدیوتاپیک فریدمن ]11[، ایدیوتاپیک-s (idiotopic-s) سیبلی و گرگ]12[ و دولومیت با بافت مسطح نیمه شکلدار (planar-s) سیبلی و گرگ ]12[و مازالو ]18[ میباشد. اندازه بلورها بین 70 تا 260 میکرون (میانگین 220 میکرون) در تغییر است. دولومیت نوع دوم باعث تخریب بافت اولیه رسوبی گردیده و در نتیجه شناسایی اشکال اولیه رسوبی بسیار مشکل است. دولومیت نوع دوم از نظر ویژگیهای پتروگرافیکی شباهت زیادی به دولومیت نوع دوم شوکلا و فریدمن ]29[ و دولومیت ماتریکسی کوئینگ و مونتجوی ]24[ دارد. در دولومیت نوع دوم اغلب بلورهای دولومیت به شکل نیمه شکلدار تا بیشکل بوده و مرز کریستالی آنها نسبتاً مستقیم است و حتی در بعضی از آنها فصل مشترک سطوح کریستالی نیز مشاهده میشود. مورو ]21[ و ]22[ پیشنهاد نموده است که دولومیتهای دارای مرز مسطح نیمه شکلدار نتیجه رشد آرام بلورها است. بر اساس نظریه سیبلی و گرگ ]30[، فابریک مسطح نیمه شکلدار نتیجه رشد آرام بلورها تحت جریان پیوستهای از سیالات دولومیتساز در دمای پایین میباشد. بنابراین دولومیت نوع دوم بیانگر جانشینی دیاژنتیکی سنگ آهک‌های قبلی و یا تبلور مجدد دولومیتهای تشکیل شده اولیه یا جانشینی سایر رخسارهها از جمله ریزرخسارههای شماره 1 تا 7 زیر دمای بحرانی یعنی کمتر از 60 درجه سانتیگراد ]14[ و ]18[ میباشد.
5-3-دولومیت نوع سوم (III): دولومیتهای متوسط تا درشتبلور (Medium-Coarsely Crystalline Dolomite)
دولومیت نوع سوم از بلورهای هماندازه، متراکم، دانه درشت (میانگین حدود 500 میکرون)، با مرزهای غیر مسطح و بیشکل (nonplanar-A) تشکیل شده است (شکل 7، C و D). از ویژگی این نوع دولومیتها این است که آنها اغلب جانشین آلوکم‌ها (نظیر اائیدها) با ساختار نامشخص (nonmimically replaced allochems) گردیده است. جانشینی نامشخص و شبح مانند (nonmimic replacement) به این مفهوم است که شکل کلی آلوکم حفظ گردیده اما ساخت آنها نامشخص میباشد ]30[. بلورهای دولومیت دارای مرزهای بین بلوری نامنظم بوده و اغلب دارای خاموشی موجی است و به ندرت فصل مشترک سطوح بلوری در آنها حفظ شده است ]4[. بافت این نوع دولومیت معادل با بافت زینوتاپیک فریدمن (xenotopic) ]11[، زینوتاپیک-A سیبلی و گرگ (Gregg and Sibley, 1984)، بافت غیر مسطح (nonplanar) سیبلی و گرگ ]12[ و بافت غیر مسطح-A (nonplanar-A) مازالو ]18[ میباشد. در بعضی موارد این نوع دولومیتها دارای مرزهای مسطح نیمه شکلدار میباشند و لذا تشخیص آنها از دولومیتهای نوع دوم مشکل است. در این گونه موارد تفکیک دولومیتها بر مبنای حفظ تعداد بیشتری از فصل مشترک سطوح بلوری در دولومیتهای نوع دوم و داشتن خاموشی موجی در دولومیتهای نوع دوم بوده است.
5-4-دولومیت نوع چهارم (IV): دولومیتهای درشت بلور حفره پر کن (سیمان‌های دولومیتی) ((Coarsely Crystalline Planar-e (Dolomite Cement)
این نوع دولومیت از بلورهای شفاف، دانه درشت و اغلب شکلدار (یوهدرال) با مرزهای مسطح تشکیل گردیده و به صورت سیمان حفره پر کن (planar-c) فضاهای کوچک و بزرگ (voids and vugs) و شکستگیها را پر نموده است (شکل 7، E و F). اما در معدود مواردی، این نوع سیمان‌های دولومیتی دارای مرزهای مسطح نیمه شکلدار (planar-s) میباشند. سیمان‌های دولومیتی با مرزهای مسطح یوهدرال (planar-e) تا حدود زیادی باعث پر نمودن فضاها و شکستگیها و در نتیجه کاهش تخلخل گردیده و به نظر میرسد که محصول مراحل آخر فرآیندهای دیاژنزی باشند. اندازه بلورهای این سیمان‌های دولومیتی متفاوت بوده (بین 200 تا بیش از 500 میکرون) و اغلب بستگی به اندازه فضاهای موجود دارد ]1[. اندازه این بلورها از حاشیه به طرف مرکز حفره افزایش مییابد. هیچ نوع اشکال جانشینی در این نوع دولومیت مشاهده نشده است. از ویژگی این نوع دولومیتها رنگ شیری سفید آنها، خاموشی موجی، عدم وجود اینکلوزیون و در بعضی موارد داشتن گوشههای رومبوئدری میباشد. در بسیاری از نمونههای دولومیتی حفرات و فضاهای بین بلوری توسط کلسیتهای اسپاری دانه درشت در مراحل آخر فرآیندهای دیاژنزی پر شده است. این نوع دولومیت اغلب آهندار بوده و مشخصه مهم آن داشتن بلورهایی بزرگ با سطوح بلورین و کلیواژهای انحنادار است ودر دماهای بالاتر از °C50 تشکیل میشوند ]1[. این نوع سیمان در دولومیتهای سازند جمال در برش چاهریسه به علت برخورداری از خاموشی موجی و ماهیت پرکننده بودن حفرات از نوع زین اسبی میباشد. منشأ سیال این نوع دولومیت احتمالاَ شورابههای حوضهای غنی از منیزیم در طی دفن میباشند.
جدول 1- ریزرخسارههای سازند جمال و تطابق با کمربندهای مدل رخسارهای ویلسون و ریزرخساره فلوگل
Flugel RMF, (2010) | Wilson Model (Facies Belt), (1975) | Depositional Environment | Petrofacies and Microfacies Type | Number |
- | - | Intertidal | PF1: Siltstone | 1 |
- | - | Intertidal | PF2: Quartzarenite | 2 |
RMF12 (SMF7) | 8 | Lagoon | MF1: Stromatolite Boundstone | 3 |
RMF22 (SMF19) | 9 | Intertidal | MF2: Dolomudstone | 4 |
RMF18 | 8 | Lagoon | MF3: Bioclast Wackestone | 5 |
RMF17 (SMF18) | 8 | Lagoon | MF4: Peloid Bioclast Wackestone | 6 |
RMF28 | 8 | Lagoon | MF5: Dasycladacean Rudstone | 7 |
RMF28 | 8 | Lagoon | MF6: Coral Floatstone | 8 |
RMF20 | 8 | Lagoon | MF7: Benthic Foraminifera Bioclast Wackestone | 9 |
RMF26 | 6 | Shoal | MF8: Fusulinid Bioclast Grainstone | 10 |
RMF7 (SMF10) | 7 | Open Marine | MF9: Brachiopod Benthic Foraminifera Bioclast Packstone | 11 |
RMF9 (SMF5) | 7 | Open Marine | MF10: Brachiopod Echinoid Bioclast Wackestone-Packstone | 12 |
RMF9 (SMF5) | 7 | Open Marine | MF11: Brachiopod Bioclast Wackestone | 13 |
RMF9 (SMF5) | 7 | Open Marine | MF12: Sponge Bioclast Wackestone | 14 |
RMF3 (SMF8) | 7 | Open Marine | MF13: Bryozoan Bioclast Wackestone | 15 |
RMF3 (SMF8) | 7 | Open Marine | MF14: Bivalve Bioclast Wackestone | 16 |
شکل 6- تصاویر میکروسکوپی ریزرخسارههای سازند جمال در برش مورد مطالعه: A: پتروفاسیس PF1) سیلتستون، B: پتروفاسیس PF2) کوارتزآرنایت، C: ریزرخساره MF1) استروماتولیت باندستون (نمونه 80 B)، D: ریزرخساره MF2) دولومادستون، E: ریزرخساره MF3) بایوکلست وکستون، F: ریزرخساره MF4) پلوئید بایوکلست وکستون، G: ریزرخساره MF5) داسی کلاداسه رودستون (نمونه 34.2)، H: ریزرخساره MF6) کورال فلوتستون.
شکل 7- تصاویر میکروسکوپی ریزرخسارههای سازند جمال در برش مورد مطالعه:A: ریزرخساره MF7) بنتیک فرامینیفر بایوکلست وکستون (نمونه 126)، B: ریزرخساره MF8) فوزولین بایوکلست گرینستون (نمونه 82)، C: ریزرخساره MF9) براکیوپود بنتیک فرامینیفر بایوکلست پکستون (نمونه 62)، D: ریزرخساره MF10) براکیوپود اکینوئید بایوکلست وکستون- پکستون (نمونه 56)، E: ریزرخساره MF11) براکیوپود بایوکلست وکستون (نمونه 118)، F: ریزرخساره MF12) اسفنج بایوکلست وکستون، G: ریزرخساره MF13) بریوزوئر بایوکلست وکستون (نمونه 70)، H: ریزرخساره MF14) دوکفهای بایوکلست وکستون (نمونه 62).
شکل 6- مدل رسوبی رمپ کربناته سازند جمال در برش مورد مطالعه.
جدول 2- انواع دولومیتهای بررسی شده در سازند جمال
Dolomite Type | Number |
Very Fine to Finely Crystalline Dolomite (I) | 1 |
Medium Crystalline Dolomite (II) | 2 |
Medium-Coarsely Crystalline Dolomite (III) | 3 |
Coarsely Crystalline Planar-e (Dolomite Cement) (IV) | 4 |
شکل 7- تصاویر میکروسکوپی انواع دولومیتهای سازند جمال در برش چاهریسه.A : دولومیت بسیار ریزبلور تا ریزبلور (نوع یک) B: دولومیت متوسط بلور (نوع دوم). مرزهای این دولومیتها به صورت مشخص و شکلدار است. C: دولومیت متوسط بلور تا درشت بلور (نوع سوم). مرزهای بلوری این دولومیتها مشخص و نیمه شکلدار میباشد. D : دولومیت متوسط بلور تا درشت بلور (نوع سوم). مراحل رشد و تکامل بلورهای دولومیتها با حالت زون بندی به خوبی قابل مشاهده بوده و در آن هماتیت نیز وجود دارد. E: دولومیت درشت بلور (نوع چهار).F : دولومیت درشت بلور (نوع چهارم). دولومیت شکلدار با مرز بلوری مشخص (Uhedral) و مرزهای چهاروجهی که مراحل رشد و تکامل بلوری را به خوبی نشان داده است.
6-ژئوشیمی سنگ آهکها
در این مطالعه ژئوشیمی عناصر اصلی و فرعی برای پی بردن به شیمی آب در زمان رسوبگذاری واحدها و شرایط محیطی حاکم بر آنها و همچنین شرایط پس از رسوبگذاری انجام شده است. در زیر به نتایج آنالیز عنصری پرداخته میشود.
کلسیم (Ca): مقادیر مربوط به عنصر کلسیم (Ca) در نمونههای آهکی سازند جمال از ppm 411222 تا ppm 339318 در تغییر بوده و میانگین آن ppm 388248 است (جدول 3).
منیزیم (Mg): مقادیر آنالیز شده برای عنصر منیزیم (Mg) در نمونههای سنگ آهک از ppm13140 تا ppm2182 تغییر کرده و میانگین آن ppm9/5456 میباشد (جدول 3). افزایش در میزان عنصر منیزیم به سبب افزایش دما انجام میشود، بنابراین میتوان چنین نتیجه گرفت که تغییرات دمایی در محیط کنترل کننده تغییرات موجود در مقادیر منیزیم است. نسبت Mg:Ca در پوستههای کلسیتی فرامینیفرهای بنتیک و پلاژیک برای تعیین آب دربرگیرنده آنها کاربرد دارد به گونهای که افزایش در دما سبب افزایش در منیزیم آن (پوسته یا اسکلت) میشود ]10[.
استرانسیم (Sr): مقادیر مربوط به عنصر استرانسیم سازند جمال در نمونههای آهکی از ppm552 تا ppm212 در تغییر بوده و میانگین آن ppm6/378 میباشد (جدول 1). میزان استرانسیم در رسوبات عهد حاضر نسبت به سنگ آهکها و دولومیتهای قدیمه دارای مقادیر بیشتری میباشد. آراگونیتهای دریای کمعمق عهد حاضر دارای مقادیر بالای استرانسیم میباشند (تا ppm10000) ]1[. در حالیکه کلسیت دارای مقادیر کمتر استرانسیم است. وجود استرانسیم در کربنات‌ها به کانیشناسی اولیه، دمای آب، شوری، اثرات زیستی و میانگین میزان نسبت Ca/Sr در آب دریا بستگی دارد ]10[. بیشتر سنگهای آهکی دیرینه فقط حاوی چند صد پیپیام استرانسیم بوده و عمدتاً علت آن از دست دادن استرانسیم در طی فرآیندهای نئومورفیکی، از قبیل تغییر آراگونیت به کلسیت، فرآیندهای تکرارشونده انحلال-رسوبگذاری و تبلور مجدد میباشد که مسبب حذف دیاژنتیکی پیشرونده Sr در طول زمان است ]10[. میزان استرانسیم در طول دیاژنز در آبهای متئوریک کاهش مییابد اما مقدار موجود در کلسیت کممنیزیم دیاژنتیکی (dLMC) به نسبت سنگ – آب بستگی دارد. بیشتر سنگ آهک‌های دیرینه دارای کمترین مقادیر استرانسیم و کمتر از ppm2000 بوده که با مقادیر مشاهده شده در سازند جمال از برش چاهریسه مطابقت میکند. مقایسه نمونههای آهکی سازند جمال با محدوده آراگونیتهای حاره‌ای عهد حاضر ]20[ و کربنات‌های معتدله عهد حاضر ]26[ حاکی از ترکیب کانیشناسی آراگونیتی میباشد (شکل 10).
منگنز (Mn): مقادیر موجود برای عنصر منگنز در نمونههای آهکی سازند جمال از ppm7/297 تا ppm2/79 تغییر کرده و دارای میانگین ppm48/169 میباشد (جدول 1؛ شکل 10، A و B). وجود و یا تداخل عناصر آهن و منگنز در کلسیت کممنیزیم دیاژنتیکی بستگی به شرایط اکسیداسیون و احیا (Eh) سیالی که از آن نهشته شدهاند دارد به این علت که عناصر مذکور فقط تحت شرایط احیا (Fe2+ و Mn2+) میتوانند حضور داشته باشند. آبهای موجود در زون وادوز (بالای ستون آب شیرین) تحت شرایط اکسیدان قرار داشته و کلسیت کممنیزیم دیاژنتیکی (dLMC) فاقد آهن و حاوی مقادیر بسیار کم منگنز خواهد بود ]15[. در حالیکه بسیاری از سیالات متئوریک و دفنی (زیر ستون آب شیرین) تحت شرایط احیایی قرار داشته و حاوی آهن و غنی از منگنز میباشد که مقادیر مشاهده شده برای آهن و منگنز سازند جمال تشکیل در شرایط احیایی متوریکی و یا دفنی را برای نهشتههای آن نشان میدهند.
آهن (Fe): مقادیر مربوط به عنصر آهن در نمونههای آهکی سازند جماال از ppm6102 تا ppm1081 در حال تغییر بوده و میانگین آن ppm2580 است. مقادیر بالای عنصر آهن و همچنین افزایش مقادیر آهن با افزایش مقادیر منگنز در نهشتههای آهکی سازند جمال در برش چاهریسه حاکی از تأثیر فرآیندهای دیاژنزی میباشد (شکل 10، D). تأثیر فرآیندهای دیاژنتیکی بر روی سنگهای کربناته موجب میشود تا شناسایی ترکیب کانیشناسی اولیه تنها با استفاده از بررسیهای ژئوشیمیایی عنصری (به ویژه عناصر فرعی) و ایزوتوپی (کربن و اکسیژن) امکانپذیر باشد.
6-1-نسبت عناصر استرانسیم به منگنز به عنصر منگنز (Sr/Mn:Mn):
از نسبت‌های این عناصر در تعیین میزان دگرسانی استفاده میشود ]26[. بنابراین هرچه مقدار آن از 50 کمتر باشد میزان دگرسانی بیشتر خواهد بود اما اگر مقدار آن بیشتر از 50 باشد میزان تحمل دگرسانی کمتر است. فرآیند دگرسانی مربوط به مراحل مختلف دیاژنز بوده که در شرایط متفاوت سبب تغییرات متفاوت در ویژگی رسوبات میشود. با انحلال آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم (HMC) و تبدیل آنها به کلسیت کممنیزیم (LMC)، مقدار استرانسیم کاهش و میزان منگنز افزایش خواهد یافت ]1[. براین اساس افزایش نسبت Mn به Sr در نمونههای آهکی سازند جمال حاکی از انحلال نسبی در طی دیاژنز است (شکل 10، B). با توجه به توضیحات فوق و همچنین مقادیر موجود در نمودار میتوان نتیجه گرفت که اثر دگرسانی بر روی نهشتههای سازند جمال به طور چشمگیری حادث بوده که ناشی از اثر مراحل مختلف دیاژنز میباشد.
Sample NO. | Lithology | Ca (ppm) | Mg (ppm) | Sr (ppm) |
| Mn (ppm) | Fe (ppm) | d13C VPDB | d18O VPDB | Dolomite Type |
Z38 | Limestone | 339318 | 6753 | 212 |
| 117.1 | 1842 | 0.40 | -7.45 | - |
Z42 | Limestone | 399381 | 3512 | 377 |
| 79.2 | 1106 | 3.63 | -8.46 | - |
Z44 | Limestone | 378067 | 5141 | 412 |
| 286.5 | 2503 | 2.73 | -8.68 | - |
Z54 | Limestone | 391409 | 7090 | 376 |
| 115.7 | 2046 | 3.74 | -7.92 | - |
Z58 | Limestone | 396853 | 2182 | 354 |
| 180.1 | 1236 | 3.00 | -8.37 | - |
Z86 | Limestone | 398404 | 13140 | 345 |
| 130.3 | 1081 | 3.39 | -9.88 | - |
Z110 | Limestone | 411222 | 3817 | 392 |
| 163.1 | 5084 | 4.13 | -7.43 | - |
Z124 | Limestone | 379351 | 4917 | 528 |
| 297.7 | 6102 | 3.60 | -7.13 | - |
Z126 | Limestone | 378143 | 4652 | 552 |
| 181 | 3324 | 3.13 | -6.82 | - |
Z80B | Dol. Limestone | 368024 | 50420 | 380 |
| 166.1 | 2914 | -1.70 | -5.32 | I |
Z72 | Dolomite | 270420 | 105766 | 209 |
| 196.8 | 2895 | 3.96 | -8.71 | III |
Z232 | Limestone | 410332 | 3365 | 238 |
| 144.1 | 1476 | 2.53 | -9.09 | - |
Z140 | Dolomite | 219278 | 131345 | 111 |
| 188.1 | 2431 | 3.05 | -3.23 | III |
Z142 | Dolomite | 218853 | 133213 | 124 |
| 72.2 | 1007 | 2.82 | -1.54 | III |
Z158 | Dolomite | 215323 | 132145 | 109 |
| 94.2 | 2424 | 3.15 | -1.60 | III |
Z162 | Dolomite | 206937 | 128450 | 101 |
| 53.5 | 1176 | 2.79 | -1.59 | IV |
Z162 Vein | Dolomite | ND | ND | ND |
| ND | ND | 2.79 | -2.07 | IV |
Z164 | Dolomite | 227398 | 147042 | 100 |
| 85.5 | 1791 | 3.03 | -1.86 | IV |
Z166 | Dolomite | 229477 | 149356 | 111 |
| 154.3 | 1423 | 2.26 | -1.12 | II |
Z168 | Dolomite | 235218 | 149270 | 98 |
| 145.4 | 2018 | 2.22 | -1.88 | II |
Z172 | Dolomite | 227077 | 141514 | 98 |
| 129.1 | 2394 | 3.17 | -1.47 | III |
Z174 | Dolomite | 226279 | 133364 | 122 |
| 163 | 2086 | 3.57 | -5.56 | II |
Z188 | Dolomite | 222378 | 133541 | 111 |
| 209.2 | 1086 | 2.57 | -1.43 | I |
Z191 | Dolomite | 220951 | 142434 | 84 |
| 274.7 | 2270 | 1.61 | -4.56 | III |
Z194 | Dolomite | 212032 | 128645 | 106 |
| 207.5 | 1156 | 1.66 | -1.02 | III |
Z196 | Dolomite | 235787 | 140887 | 99 |
| 200.9 | 1487 | 0.70 | -5.52 | III |
Z201 | Dolomite | 220004 | 139927 | 107 |
| 362.1 | 3279 | ND | ND | I |
Z221 | Dolomite | 222549 | 134520 | 90 |
| 218.6 | 2568 | 2.90 | -2.00 | I |
Z224 | Dolomite | 212068 | 141332 | 78 |
| 203.8 | 2668 | 2.70 | -1.94 | I |
Z228 | Dol. Limestone | 294357 | 2168 | 91 |
| 128.1 | 937 | 1.43 | -10.26 | II |
Z228 Vein | Dolomite | ND | ND | ND |
| ND | ND | 0.72 | -8.36 | II |
Z240 | Dolomite | 228355 | 133029 | 119 |
| 458 | 4268 | 3.52 | -7.56 | I |
جدول 3- مقادیر عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپهای کربن و اکسیژن نمونههای آهکی و دولومیتی سازند جمال در برش چاهریسه.
شکل 10- نمودار نسبت‌های عناصر فرعی استرانسیم (Sr)، منگنز (Mn) و آهن (Fe) نهشتههای پرمین سازند جمال در برش چاهریسه و مقایسه با کربنات‌های مناطق گرم حاره‌ای و کربنات‌های مناطق سرد معتدله عهد حاضر. A: مقادیر عنصر استرانسیم در مقابل عنصر منگنز. B: مقادیر مربوط به نسبت عناصر استرانسیم به منگنز در مقابل عنصر منگنز. C: مقادیر مربوط به عنصر استرانسیم در مقابل عنصر آهن، با توجه به این نمودار نیز کربنات‌های سازند جمال تحت شرایط متفاوتی نسبت به کربنات‌های عهد حاضر تشکیل شدهاند. D: مقادیر مربوط به عنصر آهن در مقابل عنصر منگنز
2-6-مطالعات ژئوشیمی ایزوتوپی کربن (13C) و اکسیژن (18O) نمونههای آهکی
با استفاده از ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن میتوان اطلاعات با ارزشی در ارتباط با روند دیاژنز در محیطهای دیاژنتیکی و تفکیک کربنات‌های نواحی آب و هوایی مختلف را بررسی کرد ]27[. ژئوشیمی ایزوتوپی پایدار سنگهای کربناته شامل اندازهگیری نسبت‌های 18O/16O و 13C/12C و مقایسه آنها با نسبت‌های استاندارد PDB (بلمنیت) برای سنگهای کربناته و SMOW (استاندارد میانگین آب اقیانوس) برای آبها و بعضی از کربنات‌ها و سنگهای سیلیکاته میباشد. نتایج ایزوتوپی به عنوان مقادیر دلتا (d) بین نسبت ایزوتوپی نمونههای آنالیز شده و مقادیر استاندارد ارائه شده است.
مقادیر ایزوتوپی کربن (d13C) نمونههای آهکی از 4/0 در هزار تا 13/4 در هزار در تغییر بوده و دارای میانگین 02/3 در هزار میباشد (جدول 3). مقادیر مربوط به ایزوتوپ اکسیژن نیز برای آهکها از 88/9- پر میل تا 82/6- در هزار تغییر کرده و میانگین آن 12/8- پر میل است (جدول 3).
6-2-1-ایزوتوپ کربن در مقابل استرانسیم (d 13C/Sr):
از مقایسه مقادیر ایزوتوپ کربن در برابر عناصر فرعی میتوان جهت تعیین ترکیب کانیشناسی اولیه نهشتههای کربناته اظهار نظر نمود. مقادیر استرانسیم با سبک شدن ایزوتوپ کربن به طور نسبی کاهش پیدا میکند. مقایسه نمونههای سازند جمال با محدوده آراگونیتهای عهد حاضر و کربنات‌های کلسیتی مناطق معتدله بیانگر نزدیکی اکثر نمونهها به محدوده کربنات‌های آراگونیتی آب گرم است و میتواند تأییدکننده ترکیب کانیشناسی آراگونیتی برای این سازند باشد. سبک شدن برخی از نمونهها حاکی از تحت تأثیر قرار گرفتن توسط آبهای متائوریکی میباشد (شکل 11، A).
6-2-2-ایزوتوپ کربن در مقابل منگنز (d 13C/Mn):
نمونههای آهکی سازند جمال در مجاورت محدوده کربنات‌های آراگونیتی آبهای سرد قرار گرفته است و تأییدکننده ترکیب کانیشناسی آراگونیتی برای این سازند میباشد. برخی از نمونهها به دلیل عملکرد دیاژنز غیردریایی دارای مقادیر ایزوتوپ کربن سبکتر و منفی نیز میباشند (شکل 11، B).
6-2-3-ایزوتوپ اکسیژن در مقابل استرانسیم (d 18O/Sr):
مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و عنصر استرانسیم نمونههای آهکی سازند جمال با نمونههای گل کربناته مناطق حاره‌ای و معتدله در شکل 12، A مقایسه شده است. قرارگیری اکثر نمونههای سازند جمال به دور از دو محدوده بیانگر عملکرد فرآیندهای دیاژنزی غیردریایی بر روی آنها میباشد.
6-2-4-ایزوتوپ اکسیژن در مقابل منگنز (d 18O/Mn):
اکثر نمونههای آهکی سازند جمال مقادیر ایزوتوپ اکسیژن سبک در مقایسه با محدوده کل کربنات‌های مناطق حاره‌ای و معتدله نشان میدهند (شکل 12، B). این نحوه قرارگیری نمونهها نیز حاکی از عملکرد دیاژنز غیردریایی بر روی نمونهها میباشد.
شکل 11- نمودارهای عناصر فرعی در مقابل ایزوتوپ کربن نهشتههای پرمین سازند جمال در برش چاهریسه و مقایسه با کربنات‌های آبهای گرم و سرد عهد حاضر. A: پراکندگی مقادیر عنصر استرانسیم در مقابل ایزوتوپ B: پراکندگی مقادیر عنصر منگنز
شکل 12- نمودارهای عناصر فرعی در مقابل ایزوتوپ اکسیژن نهشتههای پرمین سازند جمال در برش چاهریسه و مقایسه با کربنات‌های آبهای گرم و سرد عهد حاضر. A: پراکندگی مقادیر عنصر استرانسیم در مقابل ایزوتوپ اکسیژن. B: پراکندگی مقادیر عنصر منگنز در مقابل ایزوتوپ اکسیژن.
7-سیستم دیاژنزی (Diagenetic System)
براساس سیستم دیاژنزی، روند تغییرات عناصر اصلی و فرعی و همچنین ایزوتوپی (کربن و اکسیژن) در مقابل یکدیگر میتوان تغییرات دیاژنتیکی را در سنگهای آهکی بررسی نمود ]1[.
7-1-نسبت عناصر استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca)
براساس نسبت عناصری نظیر نسبت عنصر استرانسیم به کلسیم میتوان به سیستم دیاژنتیکی حاکم بر رسوبات از لحاظ باز و یا بسته بودن، تعیین محیطهای دیاژنزی و تفکیک نمونههای عهد حاضر و قدیمه پی برد]9[. علاوه بر آن از این نسبت میتوان در تعیین و تفکیک نمونههای با کانیشناسی کلسیت کممنیزیم (LMC)، کلسیت پرمنیزیم (HMC) و آراگونیت استفاده نمود (شکل 13، A). روند دیاژنتیکی هر چقدر که بیشتر پیش رفته و بر روی نهشتهها اثر کند به همان اندازه سبب کاهش در مقادیر نسبت عناصر استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca) میشود. با توجه به موارد فوق و نمودار مربوطه چنین نتیجه میشود که نهشتههای سازند جمال تحت یک سیستم دیاژنزی نیمه بسته بوده و همچنین کانیشناسی اولیه مربوط به آن آراگونیت میباشد. بنابراین با توجه به مقادیر عناصر استرانسیم و منگنز در نهشتههای سازند جمال و همچنین نمودارهای مربوطه در شکل 13 میتوان چنین اظهار داشت که سیستم دیاژنتیکی اثرگذار بر روی سازند جمال در زمان تشکیل و یا پس از تشکیل آن نیمه بسته بوده (شکل 13، B و C) و فرآیندهای مختلف مربوط به دیاژنز سبب کاهش آنها شده است.
یکی از مفیدترین راه‌های توضیح ترکیب ایزوتوپی کربنات‌ها، بیان ارتباط بین مقادیر d13C و d18O بر روی نمودار میباشد. این یک روش سریع برای نمایش مقادیر و توضیح تغییرات در ترکیب ایزوتوپی کربنات‌ها است. در حالیکه مقادیر d13C به طور وسیعی در تعیین فرآیندهای آلی کاربرد دارد، کاربرد مقادیر d18O علاوه بر تعیین مقادیر ایزوتوپی در آب دریا، در تعیین دمای آب دریا نیز مؤثر میباشد. با توجه به تغییرات این دو ایزوتوپ میتوان روند و نوع محیط دیاژنتیکی غالب را تعیین نمود ]1[. نمونههای آهکی سازند جمال در داخل و نزدیکی محدوده نمونههای آهکی سازند جمال در شرق ایران مرکزی قرار گرفته است (شکل 14). همچنین روند کلی نمونههای آهکی بیانگر سبکشدگی ایزوتوپ اکسیژن میباشد که تأییدکننده دیاژنز تدفینی میباشد. تعداد دو نمونه نیز دارای مقادیر ایزوتوپ کربن سبک و منفی میباشند که حاکی از عملکرد دیاژنز متئوریک بر روی آنها نیز میباشد (شکل 14).
مطالعات ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی و مقادیر ایزوتوپهای کربن و اکسیژن در دولومیتها برای درک ترکیب سیالات، شرایط اکسیداسیون و احیا و دمای دولومیتی شدن کاربرد دارد. در این پژوهش علاوه بر سنگآهک‌ها، نمونههای دولومیتی که فراوانی بیشتر نیز دارند مورد آنالیز قرار گرفتهاند (جدول 3). همانطور که در بخش پتروگرافی مشخص گردید، بر مبنای درجه دولومیتی شدن سنگ آهک اولیه، اندازه و شکل بلورها و همچنین خصوصیات و بافت بلورها، چهار نوع دولومیت در سازند جمال شناسایی و تفکیک گردید. در این بخش نیز مشخصات ژئوشیمیایی هر کدام از دولومیتها نیز در برخی از نمودارها مد نظر قرار گرفته است. نتایج آنالیز عنصری و ایزوتوپی این نمونهها در ادامه شرح داده میشوند.
کلسیم (Ca): مقادیر مربوط به عنصر کلسیم در نمونههای دولومیتی سازند جمال از ppm368024 تا ppm 206937 در تغییر بوده و میانگین آن ppm25/235638 میباشد (جدول 1).
منیزیم (Mg): مقادیر مشاهده شده این عنصر برای نمونههای دولومیتی سازند جمال از ppm149356 تا ppm2168 در تغییر بوده و میانگین آن ppm4/124918 است (جدول 1).
استرانسیم (Sr): مقادیر استرانسیم برای دولومیتهای سازند جمال از ppm380 تا ppm78 تغییر کرده و دارای میانگین ppm4/122 است (جدول 3).
منگنز (Mn): مقادیر مربوط به عنصر منگنز دولومیتهای سازند جمال از ppm458 تا ppm5/53 تغییر میکند و میانگین مربوط به آن ppm555/185 میباشد (جدول 1).
آهن (Fe): عنصر آهن در دولومیتهای سازند جمال از ppm4268 تا ppm937 در تغییر بوده و دارای میانگین ppm9/2113 میباشد (شکل 15، A).
در شکل 15 مقادیر عناصر فرعی نمونههای دولومیتی و آهکی سازند جمال در مقابل یکدیگر قرار گرفتهاند. به طور کلی دولومیتها در مقایسه با سنگ آهک‌های این سازند از عنصر Mn غنی شده و مقدار عنصر Sr در آنها کاهش یافته است. در مقابل Mn و Fe تمایز قابل توجهی در دولومیتها و سنگ آهکها نشان نمیدهد (شکل 15). دامنه تغییرات ایزوتوپهای کربن و اکسیژن در نمونههای دولومیتی سازند جمال در شکل 16 ارائه شده است. دولومیتهای نوع اول (ریزبلور) در مقایسه با دولومیتهای درشتبلور و رگهای دارای مقادیر ایزوتوپ اکسیژن سنگینتری هستند که حاکی از تأثیر دیاژنز کمتر بر روی دولومیتهای ریزبلور و افزایش عملکرد دیاژنز تدفینی با افزایش اندازه بلور دولومیت میباشد (شکل 16).
شکل 13- نمودارهای عناصر فرعی و ایزوتوپی نهشتههای پرمین سازند جمال در برش چاهریسه و تعیین سیستم دیاژنتیکی مربوط به آن¬ها. A: پراکندگی مقادیر عنصر منگنز در مقابل نسبت عناصر استرانسیم به کلسیم. B: پراکندگی مقادیر عنصر منیزیم در مقابل نسبت عناصر استرانسیم به کلسیم. C: پراکندگی مقادیر عنصر منگنز در مقابل ایزوتوپ اکسیژن.
شکل 14- ترسیم مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن نمونههای آهکی سازند جمال در برش چاهریسه در مقابل یکدیگر (محدوده ایزوتوپی سازند جمال در شرق ایران مرکزی، اقتباس از]7[.
روند کلی تغییرات مقادیر ایزوتوپ کربن و اکسیژن در دولومیتهای سازند جمال به صورت خط افقی احتمالاً نشاندهنده تأثیر دیاژنز عمدتاً دفنی بر روی نمونهها میباشد به طوری که دولومیتهای دانهدرشت در دماهای بالاتر شکل گرفتهاند (شکل 16). با توجه به نمودار شکل 16 مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن برای نمونههای دولومیتی حاکی از تشکیل آنها در هر سه محیط دریایی، دفنی کمعمق و دفنی عمیق بوده که میزان نمونهها در محیط دریایی بیشتر از همه میباشد. به عبارت دیگر بیشتر دولومیتهای سازند جمال عمدتاً تحت شرایط دیاژنتیکی دریایی تشکیل شدهاند. با توجه به نمودار شکل 17 و مقادیر مشاهده شده برای مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن در انواع دولومیتها میتوان چنین بیان داشت که بیشتر دولومیتها تحت شرایط دمای کم تشکیل شدهاند.
9-بحث
مرز زیرین سازند جمال که مصادف با گذر از دوره کربونیفر به پرمین است با یک ناپیوستگی همراه بوده و در بالا نیز مجدداَ با مرز ناپیوسته به سازند سرخ شیل به سن تریاس محدود میشود. لیتولوژی سازند جمال از قسمت پایین به سمت بالا به ترتیب شامل سیلتستون، ماسهسنگ قرمز، سنگ آهک (لیتولوژی قالب)، ماسهسنگ سفید (کوارتزآرنایت) و دولومیت میشود. روش‌های مطالعه انجام گرفته در این پژوهش شامل تلفیقی از مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی (پتروگرافی و ژئوشیمیایی) میباشد. پتروفاسیس سیلتستون و کوارتزآرنایت و 14 ریزرخساره کربناته مشاهده شده در زیرمحیطهای پهنه بین جزر و مدی، لاگون، شول و دریای باز نهشته شدهاند. بررسیهای انجام شده برای مطالعه رخسارهها و ریزرخسارههای سازند جمال در برش چاه ریسه با توجه به حضور آلوکم‌ها، ارتباطات رخسارهای و همچنین تغییرات تدریجی آن¬ها یک رمپ کربناته را مشخص میسازد که گاهی با ورود مواد دانه متوسط سیلیسی آواری از سمت خشکی همراه بوده است. بر مبنای درجه دولومیتی شدن سنگ آهک اولیه، اندازه و شکل بلورها و همچنین خصوصیات و بافت بلورهاچهار نوع دولومیت به ترتیب شامل دولومیت نوع اول (I): دولومیتهای خیلی ریز تا ریز بلور، دولومیت نوع دوم (II): دولومیتهای متوسط بلور، دولومیت نوع سوم (III): دولومیتهای متوسط تا درشت بلور، دولومیت نوع چهارم (IV): دولومیتهای درشت بلور حفره پرکن یا سیمان‌های دولومیتی میباشند. مدل دولومیتی شدن سازند جمال نیز برای دولومیتهای نوع اول مربوط به پهنه‌های جزر و مدی و سایر دولومیتها (نوع دوم تا چهارم) از نوع مدل دولومیتی دفنی میباشد. با استناد به مطالعات ژئوشیمیایی، آنالیزهای عناصر اصلی و فرعی و همچنین مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن، کانیشناسی اولیه سازند جمال از نوع آراگونیتی و سیستم دیاژنتیکی از نوع نیمه بسته بوده است. اکثر نمونههای آهکی سازند جمال مقادیر ایزوتوپ اکسیژن سبک در مقایسه با محدوده کل کربنات‌های مناطق حاره‌ای و معتدله نشان میدهند که حاکی از عملکرد دیاژنز غیردریایی بر روی نمونهها میباشد. همچنین روند کلی سبکشدگی ایزوتوپ اکسیژن در نمونههای سنگ آهکی تأیید کننده دیاژنز تدفینی برای اکثر نمونهها میباشد. مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن برای نمونههای دولومیتی حاکی از تشکیل آنها در هر سه محیط دریایی، دفنی کم عمق و عمیق بوده که فراوانی نمونهها در محیط دریایی بیشتر از همه میباشد. به عبارت دیگر بیشتر دولومیتهای سازند جمال عمدتاً تحت شرایط دیاژنتیکی دریایی (تحت شرایط دمای کم) تشکیل شدهاند اما دولومیتهای درشت بلور در دماهای بالاتر شکل گرفتهاند. به منظور دستیابی به اطلاعات در زمینه تعیین سن دقیق سازند جمال و همچنین تطابق با دورههای یخچالی و بین یخچالی میتوان از پژوهشهای مربوط به ایزوتوپ استرانسیوم نیز بهره برد که میتواند در تکمیل یافتههای فوق نقش بسزایی ایفا نماید.
شکل 15- نمودارهای عناصر فرعی نمونههای سنگ آهک و دولومیت سازند جمال در برش چاهریسه. A: پراکندگی مقادیر منگنز در مقابل آهن بر حسب پی پی ام. B: پراکندگی مقادیر منگنز در مقابل استرانسیم بر حسب پی پی ام. C: پراکندگی مقادیر آهن در مقابل استرانسیم بر حسب پی پی ام
شکل 16- ترسیم مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن نمونههای دولومیتی نهشتههای پرمین سازند جمال در برش چاهریسه در برابر یکدیگر.
شکل 17- نمودار تفکیک محدوده دمایی دولومیتهای سازند جمال در برش چاهریسه.
10-نتیجهگیری
سازند جمال در برش چاهریسه به سن پرمین میانی در شمال شرق اصفهان مورد مطالعه قرار گرفته است. مرز زیرین آن به فرم ناپیوستگی با سازند سردر به سن کربونیفر و مرز بالایی آن با ناپیوستگی با به سازند سرخ شیل به سن تریاس ختم میشود. ضخامت سازند جمال در برش چاهریسه 251 متر بوده که دارای 8 واحد لیتواستراتیگرافی است. با توجه به پتروفاسیس سیلتستون و کوارتزآرنایت و 14 ریزرخساره کربناته مشاهده شده در سازند جمال، حضور آلوکم‌ها، ارتباطات رخسارهای و همچنین تغییرات تدریجی آنها یک رمپ کربناته کمعمق همراه با زیرمحیطهای پهنه بین جزر و مدی، لاگون، شول و دریای باز را میتوان در نظر گرفت. بر مبنای درجه دولومیتی شدن سنگ آهک اولیه، اندازه و شکل بلورها و همچنین خصوصیات و بافت بلورهاچهار نوع دولومیت شناسایی گردید. مدل دولومیتی شدن سازند جمال نیز برای دولومیتهای نوع اول مربوط به پهنه‌های جزر و مدی و سایر دولومیتها (نوع دوم تا چهارم) از نوع مدل دولومیتی دفنی میباشد. با استناد به مطالعات ژئوشیمیایی، آنالیزهای عناصر اصلی و فرعی و همچنین مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن، کانیشناسی اولیه سازند جمال از نوع آراگونیتی و سیستم دیاژنتیکی از نوع نیمه بسته بوده است. اکثر نمونههای آهکی سازند جمال مقادیر ایزوتوپ اکسیژن سبک نشان میدهند که حاکی از عملکرد دیاژنز غیردریایی بر روی نمونهها میباشد. همچنین روند کلی سبکشدگی ایزوتوپ اکسیژن در نمونههای سنگ آهکی تأیید کننده دیاژنز تدفینی برای اکثر نمونهها میباشد. مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن برای نمونههای دولومیتی نشان از تشکیل در هر سه محیط دریایی، دفنی کم عمق و عمیق بوده که فراوانی نمونهها در محیط دریایی بیشتر از همه می¬باشد.
سپاس و قدرداني
از داوران مقاله، آقایان دکتر بهمن سلیمانی (استاد دانشگاه شهید چمران اهواز) و دکتر افشین زهدی (دانشیار دانشگاه زنجان) تشکر و قدرداني میگردد.
منابع
]1[ آدابی، م. ح.، 1392، ژئوشیمی رسوبی، انتشارات آرین زمین، تهران، 503 ص.
]2[ باقری، ن.، 1381، بیواستراتیگرافی نهشتههای پرمین در شمال شرق اصفهان (جنوب چاهریسه، شمال دیزلو) براساس مطالعه کنودونت و ماکروفسیلها: پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، 111 ص.
]3[ ذبحی کمند، ب.، 1399، بررسی رخسارهها، محیط رسوبی و چینهنگاری سکانسی سازند جمال (پرمین) در منطقه چاهریسه، شمال شرق اصفهان: پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه اصفهان، 93 ص.
[4] ADABI, M.H., 2009, Multistage dolomitization of upper Jurassic Mozduran Formation, Kopeh-Dagh basin NE Iran. Carbonates and Evaporites, 24(1), 16-32.
[5] AMERI, H., YAZDI, M., and BAHRAMI, A., 2017, Pseudophillipsia (Carniphillipsia) (Trilobite) from the Permian Jamal Formation, Isfahan, Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 28(4), 325–336.
[6] AMTHOR, J.E., and FRIEDMAN, G.M., 1992, Early to late diagenetic dolomitization of platform carbonates; Lower Ordovician Ellenburger Group, Permian Basin, West Texas. Journal of Sedimentary Petrology, 62(1), 131-144.
[7] AREFIFARD, S., and DAVYDOV, V.I., 2005, Petrography and geochemistry of Permian Strata in Tabas and Kalmard regions, Eastern-Central Iran. Geophysical Research Abstracts, v. 7, 7p.
[8] AREFIFARD, S., 2017, Sea level drop, paleoenvironmental change and related biotic responses across Guadalupian-Lopingian boundary in southwest, North and Central Iran. Geological Magazine, 155(4), 921-943.
[9] BRAND, U., and VEIZER, J., 1980, Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system-1: Trace elements. Journal of Sedimentary Petrology, 50(4), 1219-1236.
[10] FLUGEL, E., 2010, Microfacies of Carbonate Rocks Analysis, Interpretation and Application. Springer, Berlin, 1006 p.
[11] FRIEDMAN, G.M., 1965, Terminology of crystallization textures and fabrics in sedimentary rocks. Journal of Sedimentary Petrology, 35(3), 643-655.
[12] GREGG, J.M., and SIBLEY, D.F., 1984, Epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture. Journal of Sedimentary Petrology, 54(3), 908-931.
[13] GREGG, J.M., 1988, Origins of dolomite in the offshore facies of the Bonneterre Formation (Cambrian), Missouri, in Shukla, V., and Baker, P.A., eds., Sedimentology and Geochemistry of Dolostones: SEPM Special publication, 43, 67-83.
[14] GREGG, J.M., and SHELTON, K.L., 1990, Dolomitization and dolomite neomorphism in the back reef facies of the Bonneterre and Davis formations (Cambrian), southeast Missouri. Journal of Sedimentary Petrology, 60(4), 549-562.
[15] JAMES, N.P., and JONES, B., 2016, Origin of Carbonate Sedimentary Rocks. John Wiley and Sons, Alberta, 467p.
[16] LAND, L.S., 1985, The origin of massive dolomite. Journal of Geological Education, 33(2), 112-125.
[17] LEE, Y.I., and FRIEDMAN, G.M., 1987, Deep burial dolomitization in the Ordovician Ellenburger group carbonates, West Texas and southeastern New Mexico. Journal of Sedimentary Petrology, 57(3), 544-557.
[18] MAZZULLO, S.J., 1992, Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: a review. Carbonates and Evaporites, 7(I), 21-37.
[19] MITCHELL, J.T., LAND, L.S., and MISER, D.E., 1987, Modern marine dolomite cement in a north Jamaican fringing reef. Geology, 15(6), 557-560.
[20] MILLIMAN, J.D., 1974, Marine Carbonates. Recent Sedimentary Carbonates, Part 1. Springer, New York, Xv, 375p.
[21] MORROW, D.W., 1982a, Diagenesis 1. Dolomite- Part 1: The chemistry of dolomitization and dolomite precipitation. Geoscience Canada, 9(1), 5-13.
[22] MORROW, D.W, 1982b, Diagenesis 2. Dolomite- Part 2: Dolomitization models and ancient dolostones. Geoscience Canada, 9(2), 95-107.
[23] PERMOPHILES, 2008, Newsletter of the subcommission on Permian Stratigraphy Number, 51, 1684-5927.
[24] QING, H., and Mountjoy, E.W., 1989, Multistage dolomitization in rainbow buildups, middle Devonian Keg River Formation, Alberta, Canada. Journal of Sedimentary Petrology, 59(1), 114-126.
[25] RAO, C.P., 1991, Geochemical differences between subtropical (Ordovician), cool temperate (Recent and Pleistocene) and subpolar (Permian) carbonates, Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 6(1), 83-106.
[26] RAO, C.P., and Adabi, M.H., 1991, Carbonate minerals, major and minor elements and oxygen and carbon isotopes and their variation with water depth in cool, temperate carbonates, western Tasmania, Australia. Marine Geology, 103, 249-272.
[27] RAO, C.P., 1996, Modern Carbonates, Tropical, Temperate, Polar: Introduction to Sedimentology and Geochemistry. Carbonates, Howrah, Tasmania, 206 p.
[28] SALLER, A.H., 1984, Petrologic and geochemical constraints on the origin of subsurface dolomite, Enewetak Atoll: An example of dolomitization by normal seawater. Geology, 12(4), 217-220.
[29] SHUKLA, V., and FRIEDMAN, G.M., 1983, Dolomitization and diagenesis in a shallowing upward sequence; the Lockport formation (middle Silurian), New York State. Journal of Sedimentary Petrology, 53(3), 703-717.
[30] SIBLEY, D.F., and GREGG, J.M., 1987, Classification of dolomite rock textures. Journal of Sedimentary Petrology, 57(6), 967-975.
[31] STÖCKLIN, J., EFTEKHAR-NEZHAD, J., and HUSHMAND-ZADEH, A., 1965, Geology of the Shotori Range (Tabas Area, East Iran). Geological Survey of Iran, Tehran, Report No. 3, 1-69.
[32] STÖCKLIN, J., and NABAVI, M.H., 1971, Explanatory text of the Boshruyeh Quadrangle Map. Geological Survey of Iran, Tehran, Quadrangle, No. v. J78, 50 p.
[33] YARAHMADZAHI, H. and LEVEN, E.J., 2021, Middle Permian (Late Murgabian) Fusulinids of the Jamal Formation, Tabas Area, Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 29(5), 495-503.
[34] YAZDI, M., 1999, Late Devonian-Carboniferous conodonts from Eastern Iran. Rivista Italiana di paleontologia e Stratigrafia, 105, I, 2, 167-200.
[35] YAZDI, M., and SHIRANI, M., 2002, first research on marine and nonmarine sedimentology sequences and micropaleontologic significance across Permian-Triassic boundary in Iran (Isfahan & Abadeh). Journal of China University of Geosciences, 13, 172-176.
Behrad Zebhi Kamand1, Mohammad Ali Salehi1*, Ezat Heydari2 and Ali Bahrami1
1Department of Geology, Faculty of Science, University of Isfahan, Isfahan, Iran
2Department of Physics, Atmospheric Science, and Geoscience, Jackson State University, Mississippi, United States of America
Received: September 2022, Accepted: November 2022
Abstract
Keywords: Geochemistry, Major and Trace Elements, Carbon and Oxygen Isotopes, Permian, Dolomite, Diagenesis