
تعداد نشریات | 43 |
تعداد شمارهها | 1,685 |
تعداد مقالات | 13,852 |
تعداد مشاهده مقاله | 32,856,370 |
تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,991,104 |
پتروگرافی و ژئوشیمی دولومیت های سازند جمالدر شمال بجستان- جنوب غربی خراسان رضوی | ||
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||
مقاله 1، دوره 26، شماره 2، تیر 1389، صفحه 1-18 اصل مقاله (738.92 K) | ||
نویسندگان | ||
مهناز صباغ بجستانی* 1؛ اسدا... محبوبی2؛ رضا موسوی حرمی3؛ محمد حسین محمودی قرایی3 | ||
1دانشجوی کارشناسی ارشد دانشگاه فردوسی مشهد | ||
2دانشیار گروه زمین شناسی دانشگاه فردوسی مشهد | ||
3استادیار گروه زمین شناسی دانشگاه فردوسی مشهد | ||
چکیده | ||
برش مورد مطالعه در 10 کیلومتری شمال شهر بجستان در کوه قراول قرار گرفته است. ضخامت سازند جمال در این منطقه 349 متر اندازه گیری شده است که شامل سنگ آهک و دولومیت است. مرز زیرین با سازند سردر به صورت ناپیوستگی فرسایشی است. بر اساس مطالعات پتروگرافی در سازند جمال پنج نوع دولومیت ریز بلور زینوتاپیک A، ریز تا متوسط بلور ایدیوتاپیک P، متوسط بلور شکل دار ایدیوتاپیک E، متوسط بلور و درشت بلور ایدیوتاپیک S و دولومیت های ایدیوتاپیک C به فرم سیمان، تفکیک شده اند. تمرکز Sr در دولومیت های سازند جمال بین 40 تا160 پی پی ام در تغییر است. مقدار Na در این دولومیت ها از 13990 تا 40580پی پی ام است که بیشتر از مقدار Na در دولومیت های تشکیل شده در محیط های دریایی است. تمرکز Fe و Mn به ترتیب بین 1020 تا 3770 و 140 تا 580 پی پی ام در تغییر است. با توجه به مطالعات پتروگرافی و آنالیز عنصری، دولومیت های سازند جمال در منطقه بجستان در طی دیاژنز اولیه (آب دریا) و دیاژنز تدفینی کم عمق تا متوسط تشکیل شده اند. منشاء منیزیم مورد نیاز دولومیت های نوع اول آب دریا و برای انواع دیگر می توان آب های بین دانه ای، دیاژنز شیل های همراه با سنگ آهک ها و یا شیل های سازند سردر را در نظر گرفت. | ||
کلیدواژهها | ||
سازند جمال؛ بجستان؛ دولومیت؛ پتروگرافی؛ آنالیز عنصری | ||
اصل مقاله | ||
روش مطالعه بحث و بررسی
شکل2- ستون چینه شناسی سازند جمال در شمال بجستان
آنالیز عنصری
.
دولومیت های زینوتاپیک A: بطور کلی اندازه بلورهای دولومیت می تواند برای تشخیص دولومیت های دیاژنتیکی اولیه از ثانویه مورد استفاده قرار گیرد(Amthor and Friedman 1992; Ye and Mazzullo 1993). با توجه به فابریک و اندازه ریز بلورها، وجود ذرات پراکنده کوارتز، فابریک چشم پرنده ای و عدم وجود فسیل، این دولومیت ها همزمان با رسوبگذاری و یا در مراحل اولیه دیاژنز در یک محیط سوپراتایدال تا اینترتایدال بالایی تشکیل شده اند(Al-Aasm and Packard 2002). از نظر آنالیز عنصری این نوع از دولومیت ها دارای بیشترین مقادیر Ca (میانگین 8/33 %)، Sr (میانگین 110 پی پی ام)، Fe (میانگین 3503 پی پی ام) و Mn (میانگین 419 پی پی ام) و کمترین مقادیر Mg (میانگین 8/8 %) و Na (میانگین 19835 پی پی ام) هستند. تمرکز استرانسیم در دولومیتهای نوع 1 نسبتاً بالاتر از سایر دولومیتها در منطقه مورد مطالعه است. دولومیت ایدیوتاپیک P: دولومیت های پراکنده در گل های آهکی در طی مراحل تدفین کم عمق تشکیل شده اند. آب های بین دانه ای غنی از یون منیزیم، که حاصل انحلال کلسیت با منیزیم بالا در حین تدفین کم عمق هستند، می تواند منشاء یون منیزیم برای این نوع از دولومیت ها باشد (Mukhopadhyay et al. 1996). در سازند جمال همچنین دولومیت ها بطور جزئی در امتداد استیلولیت ها دیده می شوند. احتمالاً سیال حاوی منیزیم حاصل فرآیند انحلال فشاری، با سنگ آهک های مجاور در سطح استیلولیت واکنش داده و دولومیت تشکیل شده است(Lee and Friedman 1987) و یا اینکه استیلولیت بعنوان مجرایی جهت حرکت سیال دولومیت ساز در شرایط تدفین کم عمق عمل نموده است (آدابی 1383). اگرچه به دلیل وجود درصد کمی از دولومیت ها در امتداد استیلولیت ها، انحلال فشاری نمی تواند منبع مهمی برای منیزیم در منطقه به شمار آید. به دلیل مخلوط بودن این نوع از دولومیت ها با سنگ آهک های سازند جمال، برای انجام آنالیز های عنصری از این نوع دولومیت نمونه ای گرفته نشده است. دولومیت های متوسط بلور ایدیوتاپیک E: از نظر ترمودینامیکی امکان تشکیل بلورهای شکل دار دولومیت در دماهای پایین یا درجه اشباع شدگی پایین و در زمان طولانی بیشتر است(Sibley and Gregg 1987; Arvidson and Mackenzie 1998). بدلیل ویژگیهای بافتی و اندازه بلورها، احتمالاً این دولومیت ها در مرحله تدفین کم عمق بصورت جانشینی تشکیل شده اند(Machel 2004; Whitaker et al. 2004). از این نوع دولومیت ها نیز به دلیل مخلوط بودن با سنگ آهک های سازند جمال برای انجام آنالیز های عنصری نمونه ای گرفته نشده است. دولومیت متوسط و درشت بلور ایدیوتاپیک S: بافت مسطح این دولومیت ها در اثر رشد بلورها به دنبال جریان پیوسته ای از سیال دولومیت ساز در دمای پایین به وجود آمده است (Sibley and Gregg 1987). بین فابریک و انداره بلورهای دولومیت ها یک ارتباط مستقیم وجود دارد، بطوریکه با افزایش اندازه بلورها مرزهای بلوری مسطح افزایش می یابند(Kirmac and Akdag 2005). بافت این دولومیت ها نشان دهنده جانشینی دیاژنتیکی سنگ آهک اولیه و یا تبلور مجدد دولومیت های اولیه، است. احتمالاً این جانشینی و یا تبلور مجدد در زیر دمای بحرانی (کمتر از 60 درجه سانتیگراد) در مرحله تدفین کم عمق تا متوسط تشکیل شده اند(Whitaker et al. 2004). آنالیز عنصری این نوع از دولومیت ها بر روی 9 نمونه از دولومیت های متوسط بلور و 4 نمونه از دولومیت های درشت بلور انجام گرفته است. دولومیت های متوسط بلور بطور میانگین دارای 32 درصد Ca، 9/11 درصد Mg، 5/67 پی پی ام Sr، 23415 پی پی ام Na، 1730 پی پی ام Fe و 176 پی پی ام Mn است. همچنین دولومیت های درشت بلور آن بطور میانگین دارای 6/31 درصد Ca، 2/12 درصد Mg، 50 پی پی ام Sr، 25450 پی پی ام Na، 2548 پی پی ام Fe و 210 پی پی ام Mn هستند. با توجه به اندازه دولومیت ها و مقادیر بیشتر عناصر Fe، Mn و Na همچنین مقادیر کمتر Sr در دولومیت های درشت بلور نسبت به متوسط بلور چنین استنباط می شود که دولومیت های درشت بلور در عمق تدفین بیشتری نسبت به دولومیت های متوسط بلور تشکیل شده اند. مقادیر کم استرانسیم در دولومیت های متوسط و درشت بلور ایدیوتاپیک S نسبت به دولومیت های ریز بلور زینوتاپیک A در سازند جمال می تواند بعلت تبلور مجدد این دولومیت ها در طول دیاژنز تدفینی باشد. منبع منیزیم برای تشکیل دولومیت های متوسط تا درشت بلور می تواند از طریق تراکم شیل های زیرین و یا شورابه های حوضه ای تامین شده باشد. شورابه های حوضه ای به عنوان مهمترین منبع منیزیم برای دولومیتی شدن در تدفین متوسط تا عمیق در نظر گرفته می شوند(Gao and Land 1991; Srinivasan et al., 1994). مقادیر قابل توجهی یون منیزیم در طی دیاژنز شیل ها از طریق تبدیل اسمکتیت به ایلیت (با از دست دادن منیزیم) در طی تدفین حاصل می شود (Friedman 1965). میان لایه های شیلی در سازند جمال و یا شیل های سازند سردر می توانند منشاء احتمالی منیزیم مورد نیاز جهت دولومیتی شدن در سازند جمال باشند. دولومیت های ایدیوتاپیکC: این نوع از دولومیت ها به صورت رگه ای در داخل سنگ های سازند جمال دیده می شود. این دولومیت ها در بعضی موارد خاموشی موجی از خود نشان می دهند که نشان دهنده تشکیل شدن آنها تحت شرایط فشار و دمای بالا است اما حرارت و فشار به حدی نبوده است که باعث تشکیل دولومیت زین اسبی شود. این نوع از دولومیت ها آخرین نسل دولومیت در سازند جمال هستند. به دلیل دشواری تهیه نمونه از از این دولومیت ها در در بررسی های ژئوشیمیایی استفاده نشده است.
Sample No. Ca% Mg% Sr (ppm) Mn(ppm) Fe(ppm) Na(ppm)
شکل4- تفکیک دولومیت ها از گل های آهکی سازند جمال در منطقه بجستان با استفاده از عناصر اصلی و فرعی
شکل5- روند مثبت منیزیم در مقابل نسبت منیزیم به کلسیم دولومیت های سازند جمال در منطقه بجستان.
شکل6- همبستگی منفی مقدار استرانسیم در مقابل درصد منیزیم.
شکل8- روند مثبت مقادیر منگنز در برابر آهن.
| ||
مراجع | ||
1-آدابی، م.ح.، 1383، ژئوشیمی رسوبی، آرین زمین، ص. 448. 2- عارفی فرد، س.، م.ح.، آدابی، خ.، خسروتهرانی، ع.، آقانباتی، ا. و و.، دیویداف، 1385، بیوستراتیگرافی سازندهای خان و جمال در مناطق کلمرد، شتری و شیرگشت (ایران مرکزی) بر مبنای فرامینیفرها (فوزولینید)، فصلنامه زمین شناسی ایران، ش. 4 ، ص. 3-31. 3- عاشوری، ع.، کریم پور ، م.ح. و سعادت، س.، 1386، نقشه زمین شناسی 1:100000بجستان، انتشارات سازمان زمین شناسی ایران. 4- Al-Aasm, I.S., 2000, Chemical and isotopic constraints for recrystalization of sedimentary dolomites from the WesternCanadaSedimentaryBasin, Aquatic Geochemistry, v.6, p. 227-248. 5- Al-Aasm, I.S. and J.J., Packard, 2000, Stabilization of early-formed dolomite: a tale of divergence from two Mississippian dolomites, Sedimentary Geology, v.131, p. 97-108. 6- Akcay, M., H.M., Ozkan, B., Spiro, R., Wilson, and P.O., Hoskin, 2003, Geochemistry of a high- T hydrothermal dolostone from the Emirli (Odemis, Western Turkey) Sb- Au deposite. Mineral. Mag., v. 67, p.671-688. 7- Alavi, M., 1991, Tectonic map of the Middle East, Geol. Surv. Iran. 8- Amthor, J.E. and G.M., Frideman, 1992, Early – to Late diagenetic dolomitization of platform carbonate: Lower Ordivician Ellenburger Group, Permian basin, West Texas: Journal of Sedimentary Petrology, v.62, p.131-143. 9- Arvidson, R.S. and F.T., Mackenzie, 1998, The dolomite problem: the control of precipitation kinetics by temperature and saturation state. American Journal of Science, v. 299, 257–288. 10- Azmy, K., J., Veizer, A., Misi, T.F., Oliveira, A.L., Sanches, and M.A., Dardenne, 2001, Dolomitization and isotope stratigraphy of the Vazante Formation, Sao Francisco Basin, Brazil, Precambrian Research, v.112, p. 303-329. 11- Barnaby, R.J., and J.F., Read, 1992, Dolomitization of a carbonate platform during late burial: Lower to Middle Cambrian Shady dolomite, Virginia Appalachians. Journal of Sedimentary Petrology, v. 62, p. 1023- 1043. 12- Bates, N.R. and Brand, U., 1990, Secular variation of calcium carbonate mineralogy; an evaluation of ooid and micrite chemistries, Geologische Rundschau, v. 79, pp. 27-46. 13- Dickson, J.A.D., 1966, Carbonate identification and genesis as revealed by staining, Journal of Sedimentary Petrology, v.36, p.441-505. 14- Friedman, G.M., 1965 Terminology of crystallization texture and fabrics in sedimentary rocks., Journal of Sedimentary Petrology, v. 35, p. 643-655. 15- Gao, G., and L.S., Land, 1991, Early Ordovician Cool Creek dolomite, Middle Arbukle Group, Slick Hills, SW Oklahoma, USA: origin and modification, Journal Sedimentary of Petroleum, v.61, p. 161-173. 16- Gasparrini, M., T., Bechstadt, and M., Boni, 2006, Massive hydrothermal dolomites in the Southwestern Cantabrian Zone (Spain) and their relation to the Late Variscan evolution, Marine and Petrology Geology, v.23, p. 543-568. 17- Kirmac, M.Z., and K., Akdag, 2005, Origin of dolomite in the late Cretaceous-Paleocene limestone turbidite, Eastern Pontides, Turkey, Sedimentary Geology, v.181, p. 39-57. 18-Land, L.S., 1985, The origin of massive dolomite: Jour.Geol. Education, v.33, p. 112-125. 19- Lee, Y.I., and G.M. Frideman , 1987, Deep-burial dolomitization in the Lower Ordovician Ellenburger Group carbonate in west Texas and southeastern New Mexico: Journal of Sedimentary Petrology, v.57, p.544-557. 20- Leven, E.Ja. and A., Taheri, 2003, Carboniferous-Permian stratigraphy and fusulinids of East Iran. Gzhelian and Asselian deposits of the Ozbak-Kuh region. Rivista Italiana di Paleontologica e Stratigrafia,. v. 109, no. 3, p. 21-38. 21- Leven, E.Ja. and H., Vaziri Moghaddam, 2004, Carboniferous-Permian stratigraphy and fusulinids of East Iran. The Permian in the Bagh-e- Vang section(Shirgesht area). Rivista Italiana di Paleontologica e Stratigrafia., v. 110, no.2, p. 441-465. 22- Lumsden, D.N., L.G., Shipe, and R.V., Lloyd, 1989, Mineralogy and Mn geochemistry of laboratory- synthesized dolomite., Geochimet. Cosmochim. Acta.,v. 53, p. 2325-2342. 23- Machel, H.G., 2004, Concepts and models of dolomitization: a critical reappraisal, In: C.J.R., Braithwaite, G., Rizi and G., Darke(eds.), The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbone Reservoirs, Geological Society of London, Special Publications, no.235, p. 7-63. 24- Mazzullo, S.J., 1992, Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: a review. Carbonates and Evaporite, v.7, p. 21-37. 25- Mukhopadhyay, J., S.K., Chanada, M., Fukuoka, and A.K., Chaudhur, 1996, Deep-water dolomites from the Proterozoic Pengange Group in the Pranhita-Gondavari Valley, Andhra Pradesh, India, Jour.Sed.Research, v.66, p.223-230. 26- Rao, C.P., 1996, Elemental composition of marine calcite in modern temperate shelf brachiopoda, bryozoans, and bulk carbonate, Eastern Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, v.11, P.1-18. 27- Schmidt, M., S., Xeflide, R., Botz, and S., Mann, 2005, Oxygen isotope fractionation during synthesis of CaMg-carbonate and implications for sedimentary dolomite formation, Geochimica et cosmochimica Acta, v. 69, No.19, p. 4665-4674. 28- Sibely, D.F., J.M., Gregg, 1987, Classification of dolomite rock textures., Journal of Sedimentary Petrology, v.57, p. 967-675. 29- Srinivasan, K., K.R., Walker, and S.A., Goldberg, 1994, Determining fluid source and possible pathways during burial Dolomitization of Maryville Limestone (Cambrian), Southern Appalachians, USA: Sedimentology, v.41, p. 293-308. 30- Stoll, H.M. and Schrag, D.P., 1998, Effect of quaternary sea level cycles on stron-tium in seawater, Geochemistry and Cosmochimstry, v. 62, pp. 1107-1118. 31- Suzuki, Y., Y., Iryu, S., Inagaki, T., Yamada, S., Aizawa, and D.A., Budd, 2006, Origin of atoll dolomites distinguished by geochemistry and crystal chemistry: Kita-daito-jima, northern Philippine Sea., Sedimentary Geology, v. 183, p. 181-202. 32- Swart, P.K., D.L., Cantrell, H., Westphal, C.R., Handford, and C.G., Kendall, 2005, Origin of dolomite in the Arab-D reservoir from the Ghawar Field, Sudi Arabia: evidence from petrographic and geochemical constraints. Journal of Sedimentary Petrology Research, v.75, p. 476-491. 33- Veizer, J., 1983, Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates, Rev. Mineral., v. 11, p. 265-300. 34- Wacey, D., D.T., Wright, and A.J., Boyce, 2007, A stable isotope study of microbial dolomite formation in the Coorong Region, South Australia, Chemical Geology, v.244, p. 155-174. 35- Warren, J.K., 2000, Dolomite: occurrence, evolution and economically important association: Earth Science Review. v. 52, p. 1-81. 36- Whitaker, F.F., P.L., Smart, and G., Jones, 2004, Dolomitization: From conceptual to numerical models, In: C.J.R., Braithwaite, G., Rizi and G., Darke(eds.), The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbon Reservoirs, Geological Society of London, Special Publications, no.235, p. 99-139. 37- Yazdi, M., 1999, Late Devonian- Carboniferous conodont from estern Iran, Rivista Italiana di Paleontologica e Stratigrafia, v. 105, no.2, p.167-200. 38- Ye, Q., and S.J., Mazzullo, 1993, Dolomitization of Lower Permian platform facies, Wichita Formation, north platform, Midland Basin, Texas: Carbonates and Evaporites, v. 8, p. 55-70. | ||
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,407 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 1,012 |