
تعداد نشریات | 43 |
تعداد شمارهها | 1,685 |
تعداد مقالات | 13,846 |
تعداد مشاهده مقاله | 32,788,638 |
تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,965,388 |
بررسی فرایندهای دیاژنزی بخش قربان سازند ساچون در محل برش نمونه (تنگ مهدی، یال جنوبی تاقدیس قره- جنوب شرق شیراز) | ||
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||
مقاله 2، دوره 32، شماره 2 - شماره پیاپی 63، شهریور 1395، صفحه 1-22 اصل مقاله (2.59 M) | ||
نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||
شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2016.20868 | ||
نویسندگان | ||
عبدالرضا باوی عویدی* 1؛ محمد حسین آدابی2؛ عباس صادقی2؛ حسن امیری بختیار3 | ||
1دانشجوی دکتری زمینشناسی، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران | ||
2استاد، گروه زمینشناسی، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران | ||
3دکتری زمینشناسی، شرکت ملی مناطق نفتخیز جنوب، ایران | ||
چکیده | ||
بخش قربان سازند ساچون (پالئوسن- ائوسن پیشین) در محل برش نمونه واقع در جنوب شرق شیراز دارای ترکیب سنگشناسی آهک، آهکهای دولومیتی شده و دولومیت است. این بخش کربناته تحت تاثیر فرایندهای دیاژنزی مختلفی در محیطهای دیاژنزی دریایی، متئوریکی و تدفینی قرار گرفته است. نتایج این بررسی نشان میدهد که در محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی پوششهای میکرایتی و سیمان دریایی کلسیت تیغهای و خوشه انگوری (آراگونیتی) نهشته شدهاند. دولومیکرایتهای بی شکل و فاقد فسیل با تخلخل فنسترال در محیط دیاژنزی وادوز دریایی تشکیل گردیدند. منطقه اختلاط آب های متئوریکی و دریایی در مرز بین سازند ساچون و جهرم شرایط مناسبی را جهت تشکیل دولواسپارایتهای متخلخل فراهم نموده است. شرایط اکسیدان منطقه وادوز متئوریکی در اکسیده شدن رسوبات رخنمون یافته که سرانجام به صورت اکستراکلاستها و بایوکلاستهای اکسید شده به حوضه رسوبی انقال یافتهاند، نقش مهمی داشته است. انحلال، نئومورفیسم، سیلیسی شدن و سیمانهای کلسیت بلوکی، دندان سگی و دروزی محصولات محیط دیاژنزی فریاتیک متئوریکی بودهاند. فرایندهای دیاژنزی محیط تدفینی شامل سیمان کلسیت دروزی و فشردگیهای فیزیکی و شیمیایی (استیلولیت) به همراه دولومیکرواسپارایت و دولواسپارایت میباشند. بالا آمدن رسوبات و رخنمون یافتن آنها در سطح با گسترش شکستگی، رگههای کلسیتی، انحلال و اکسید آهن در رسوبات آهن دار همراه بوده است. | ||
کلیدواژهها | ||
سازند ساچون؛ بخش قربان؛ پالئوسن-ائوسن؛ تاقدیس قره؛ فرایندهای دیاژنزی | ||
اصل مقاله | ||
مقدمه سازند ساچون در جنوب شرق حوضه زاگرس ایران (زیر حوضه فارس) با ترکیب سنگشناسی کربناته، تبخیری و مارن، دارای تغییرات سنی پالئوسن- ائوسن پیشین است (امیری بختیار 1386). قسمت تحتانی این سازند در جنوب شرق شیراز دارای یک بخش کربناته دولومیتی- جلبکی به نام بخش قربان است. برش نمونه بخش قربان سازند ساچون در یال جنوبی تاقدیس قره یا مظفری واقع در 80 کیلومتری جنوب شرق شیراز، دارای 183 متر ضخامت است (مطیعی 1372). بر پایه این مطالعات، برش نمونه بخش قربان سازند ساچون با مختصات جغرافیایی 57'38.93"°E:52 و08'06.55"°N:29، 166 متر ضخامت داشته که به طور همشیب بر روی سازند گورپی و در زیر سازند جهرم قرار دارد (شکلهای 1 و 2). با مطالعه سازند ساچون با توجه به محدوده سنی تشکیل آن (پالئوسن-ائوسن پیشین) میتوان به شرایط حوضهرسوبی و تاریخچه پس از رسوبگذاری اوائل دوران سنوزوئیک زیر حوضه فارس در منطقه مورد مطالعه پی برد. اگر چه مطالعات رسوبشناسی معدودی بر روی سازند ساچون صورت گرفته که از بین آنها میتوان به بررسیهای ارزاقی و همکاران Arzaghi et al. 2012)) و شب افروز و همکاران et al. 2013) Shabafrooz) اشاره نمود، اما در این جهت تاکنون هیچگونه مطالعهای بر روی بخش قربان سازند ساچون انجام نگرفته است و این نوشتار برای نخستین بار به بررسی فرایندهای دیاژنزی به منظور شناسایی و تفکیک محیطهای دیاژنزی آن میپردازد. چگونگی عملکرد و اثرات عواملی مانند ترکیب کانیشناسی اولیه، اندازه ذرات، فشار لیتواستاتیک و سیالات محیط دیاژنزی بر رخسارههای رسوبی مورد بحث و کنکاش قرار خواهند گرفت.
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و زمینشناسی محل برش نمونه بخش قربان واقع در یال جنوبی تاقدیس قره. در این شکل بخش قربان با نام سازند ساچون نامگذاری شده است (اقتباس و با تغییراتی از NIOC 1979).
روش مطالعه در ابتدا با بررسیهای صحرایی، مرزهای تحتانی و فوقانی، واحدهای سنگ چینهای، ساختهای رسوبی و زیست شناسایی و پس از اندازهگیری ضخامت واقعی، ستون چینهشناسی ترسیم شد. به منظور شناسایی رخسارههای رسوبی و فرایندهای دیاژنزی، نمونهبرداری در فواصل یک متری انجام شد که در نهایت از این نمونههای سنگی، 150 مقاطع نازک میکروسکوپی تهیه گردید. نامگذاری رخسارههای کربناته پس از شناسایی اجزای تشکیلدهنده و اختصاصات بافتی، با استفاده از طبقهبندیهای دانهام(Dunham 1962) و امری و کلوان Klovan 1971) (Embry and انجام شده است. جهت تفکیک نمونههای سنگآهک از دولومیت و نیز شناسایی کربناتهای آهندار و فاقد آهن، مقاطع نازک میکروسکوپی به ترتیب با محلول الیزارین قرمز و مخلوط آلیزارین قرمز و فریسیانید پتاسیم به روش دیکسون (Dickson 1966) رنگآمیزی شدند. برای نامگذاری و توصیف دولومیتها از مقالات سیبلی و گرگ (Sibley & Gregg 1987) و آدابی (Adabi 2009) استفاده شده است. شناسایی و تفکیک انواع سیمانهای کلسیتی و انواع دولومیت با استفاده از میکروسکوپ کاتدولومینسانسCITL مدلMK4-8200c (15 کیلو ولت و 400 میکروآمپر) در پژوهشگاه صنعت نفت انجام گرفت. مطالعات تکمیلی بر روی سیمان و دولومیت و دیگر فرایندهای دیاژنزی مانند نئومورفیسم، انحلال، فشردگی با استفاده از میکروسکوپ الکترونی Philips مدل Su 3500 در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه شهید بهشتی انجام شده است.
رخسارهها و محیط رسوبی نتایج بررسیهای پتروگرافی نشان میدهد که رخسارههای رسوبی بخش قربان سازند ساچون در برش تاقدیس قره در کمربندهای رخسارهای پهنه جزر و مدی (A)، لاگونی (B)، پشتهای[1] (C) و ریفهای وصلهای[2] (D) تشکیل شدهاند (شکل 2). رخسارههای رسوبی محیط پهنه جزر و مدی شامل دولومیکرایت (A1)، اینتراکلاست وکستون دولومیتی شده (A2) هستند. در محیط لاگونی رخسارههای اکستراکلاست وکستون دولومیتی شده (B1) بایوکلاست وکستون دولومیتی شده (B2)، بایوکلاست وکستون- پکستون دولومیتی شده آهندار (B3)، آلگال وکستون- پکستون (B4)، میلیولید وکستون- پکستون (B5)، بنتیک فرامینیفر وکستون (B6) تشکیل شدهاند. بنتیک فرامینیفر گرینستون (C1)، میلیولید گرینستون (C2)، بنتیک فرامینیفر آلگال گرینستون (C3) در محیط پشتهای نهشته شدهاند (شکلهای 2 و 3). رخسارههای ریفی شامل بایوکلاست پکستون-گرینستون (D1)، آلگال گرینستون (D2)، آلگال وکستون (D3)، فریمستون مرجانی (D4)، بافلستون مرجانی (D5)، آلگال بافلستون (D6)، آلگال رودستون (D7)، آلگال بایندستون (D8)، آلگال فلوتستون (D9) هستند (شکلهای 2 و 4). در طی پالئوسن، رسوبگذاری قاعده بخش قربان در برش مورد مطالعه با رسوبگذاری رخسارههای ریفی حاوی جلبک قرمز و مرجان دارای فرامینیفرهای بنتیک بزرگ Miscellanea وGlomealveolina همراه بوده است. با توجه به گسترش ریف جلبکی-مرجانی بخش قربان بر روی شیلهای محیط عمیق سازند گورپی، به نظر میرسد که محیط کم عمق جهت گسترش ریفها در برش مزبور بر اثر کم عمق شدن حوضه رسوبی سازند گورپی بهوجود آمده باشد. رشد ریفهای مورد اشاره در منطقه مورد بررسی ادامهدار نبوده است و اختصاصات ریفهای وصلهای را نشان میدهد. فراوانی رخسارههای این ریف وصلهای شباهت زیادی به ریفهای وصلهای آهکهای مورال به سن آلبین پیشین جنوب آریزونا (Aisner 2010) و ریفهای جلبکی- مرجانی پالئوسن جنوب حوضه پیرنین شمال اسپانیا[3] (Baceta et al. 2005) دارد. رسوبگذاری بخش قربان سازند ساچون در طی ائوسن پیشین به صورت پشتههای کربناته و با رخسارههایی با بافت گرینستونی حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ مانند Lacazina، Orbitolites و نیز Miliolid به همراه قطعات جلبکی آغاز شده است. لاگونهای بخش قربان سازند ساچون دارای انواع فرامینیفرهای بنتیک خانواده miliolidae، فرامینیفرهای بنتیک بزرگValvulina و Dictyconous، خردههای جلبکی، دوکفهای و گاستروپود با بافت وکستون تا پکستون است که در قسمتهای فوقانی توالی به شدت دولومیتی شدهاند. پایان رسوبگذاری بخش قربان سازند ساچون با گسترش پهنههای جزر و مدی با رخسارههای وکستون اینتراکلاستدار دولومیتی شده و دولومیکرایت همراه بوده است.
شکل 2- ستون چینهشناسی بخش قربان سازند ساچون در یال جنوبی تاقدیس قره، جنوب شرق شیراز. فرایندهای دیاژنزی مهم رخسارهها نمایش داده شده است (برش نمونه). شکل3- A1: دولومیکرایت، A2: وکستون اینتراکلاستی دولومیتی شده، B1: اکستراکلاست وکستون دولومیتی شده، B2: بایوکلاست وکستوندولومیتی شده (پوسته دوکفهایها در معرض انحلال قرار گرفتهاند)، B3: بایوکلاست وکستون- پکستون دولومیتی شده آهندار، B4: آلگال وکستون-پکستون، B5: میلیولیدوکستون- پکستون، B6: بنتیک فرامینیفر وکستون، C1: بنتیک فرامینیفر گرینستون، C2: میلیولید گرینستون، C3:بنتیک فرامینیفر آلگال گرینستون، Q: Quinqueloculina, La: Lacazina, L: Lithophyllum, M: Miliola, D: Dictyoconous, O: Orbitolites, P: Pyrgo,V: Valvulina, Da: Dasyclad,
شکل4- D1: بایوکلاست گرینستون، D2: آلگال گرینستون، D3: آلگال وکستون، D4: فریمستون مرجانی، D5: بافلستون مرجانی، D6: آلگال بافلستون، D7: آلگال رودستون، D8: آلگال بایندستون، D9: آلگال فلوتستون S: Solenoporacea Algae, L: Lithophyllum Algae, Me: Miscellanea, G: Glomalveolina,
فرایندهای دیاژنزی بخش قربان میکرایتی شدن[4] پوششهای میکرایتی[5] عمدتاً توسط موجودات حفار (سیانوباکتریهای اندولیتیک و جلبکها) در محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی و در شرایط آرام رسوبگذاری رخ میدهد (Philip and Gari 2005). میکرایتی شدن در مقاطع میکروسکوپی مورد مطالعه عمدتاً در رخسارههای محیط ریفی و لاگونی مشاهده شده است. این فرایند در خردههای دوکفهای، فرامینیفرهای بنتیک و نیز در کورالیتهای مرجان باعث حفظ شدن فابریک اولیه آنها شده است (شکل 5: A، B). در قسمتهایی از مرجان که تحت تأثیر انحلال و نئومورفیسم قرار گرفته است، شکل اولیه آنها به کلی از بین رفته است. میکرایتی شدن باعث ایجاد تخلخلهای میکروسکوپی فراوانی میشود (Cantrell and Hagerty 1999).
سیمانی شدن[6] نتایج مطالعات پتروگرافی، میکروسکوپ الکترونی و نیز میکروسکوپ کاتدولومینسانس نشان میدهد که سیمانهای بخش قربان سازند ساچون دارای انوع مختلفی بوده و در طیف متنوعی از محیط دیاژنزی دریایی تا تدفینی تشکیل شدهاند: سیمان خوشه انگوری (بوتروئیدال)[7] این سیمان که دارای ترکیب کانیشناسی آراگونیت است، به صورت حاشیهای در اطراف آلوکمهای اسکلتی و درون حفرات تشکیل میشود. این سیمان عمدتاً در محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی و در محیطهای ریفی تشکیل میگردد (Flugel 2010). در ریفهای وصلهای بخش قربان، سیمان خوشه انگوری به صورت نواری دیده شده است (شکل 5: C). سیمان خوشه انگوری در مقاطع میکروسکوپی مورد مطالعه به صورت بسیار محدود در رخسارههای ریفی تشکیل شده است.
سیمان کلسیت تیغهای[8] بلورهای سیمان کلسیت تیغهای دارای طولی بیشتر از عرض و با انتهایی صاف یا منشوری هستند. این سیمان کلسیت پرمنیزیم است که به صورت حاشیهای در اطراف دانهها تشکیل میشود، معمولاً سیمان تیپیک دیاژنزی فریاتیک دریایی است (Flugel 2010). این سیمان در مقاطع مورد مطالعه عمدتاً در رخسارههای محیط ریفی و به صورت حاشیهای در اطراف قطعات جلبکی مشاهده شده است (شکل 5: Dو E). سیمان کلسیت تیغهای دارای لومینسانس تیره است (شکل 5: F) که نشاندهنده تشکیل آن در محیط دیاژنزی اکسیدان فریاتیک دریایی است. تشکیل این نوع سیمان در توالیهای کربناته سازند جهرم (ائوسن) در حوضه رسوبی زاگرس ایران در محیط نزدیک به کف دریا تفسیر شده بود (Zohdi et al. 2014). نحوه قرارگیری بلورهای سیمان کلسیت تیغهای با ایجاد تخلخلهای میکروسکوپی بین بلوری همراه است که از جمله آن میتوان به تخلخلهای میکروسکوپی ایجاد شده در سازند عرب (شکل 5: H) اشاره نمود (Cantrell & Hagerty 1999). این تخلخلهای میکروسکوپی در تصاویر میکروسکوپ الکترونی به خوبی قابل مشاهده است (شکل 5: G). سیمان کلسیت بلوکی[9] سیمان کلسیت بلوکی بیشتر تخلخل حاصل از انحلال سیمانها و دانهها را پر میکند (Tucker & Wright 1990). این سیمان در ریفهای وصلهای بخش قربان به صورت پر کننده تخلخل درون دانهای و بین دانهای در اندازههای تا دهها میکرون مشاهده شدهاند (شکل 6: A، C). در تصاویر کاتدولومینسانس دارای لومینسانس نارنجی، زرد کم رنگ تا قهوهای است که میتواند رشد آن در محیط دیاژنزی متئوریکی عمیق تا تدفینی کم عمق است (شکل 6: B، D). رشد بلورهای سیمان گاهی به هم رسیده و تشکیل مرزهای مشترک سه گانه را دادهاند (شکل 6: E، (F.`
شکل 5-A - پوشش میکرایتی در اطراف خرده اسکلتی در رخساره B6 (فلش)، B- میکرایتی شدن کورالیتهای مرجان در رخساره D4 (حفظ شدگی با فلش سیاه و از بین رفتن شکل اولیه با فلش سفید نمایش داده شده است)، C- سیمان خوشه انگوری در رخساره D8 (فلش)D - سیمان کلسیت تیغهای (فلش) در اطراف یک قطعه جلبک قرمز که قسمت عمده آن تحت تأثیر فرایند نئومورفیسم قرار گرفته است (رخساره D7). E وF به ترتیب نشاندهنده تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان کلسیت تیغهای (فلش) در اطراف جلبک قرمز Lithophyllum هستند(رخساره D2)، G- تصویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان تیغهای و تخلخل بین بلوری (فلش)، H- نمایش شماتیکی از تشکیل تخلخل میکروسکوپی در بین بلورهای سیمان کلسیت تیغهای (اقتباس ازCantrell & Hagerty 1999) (تصاویر میکروسکوپی در نور پلاریزه هستند).
شکل 6- تصاویر میکروسکوپی (A، C) به همراه تصاویر کاتدولومینسانس (A، B) از سیمان بلوکی پر کننده فضای خالی دوکفهای. بلورهای سیمان در تصاویر کاتدولومینسانس به رنگهای زرد تا قرمز و قرمز قهوهای دیده میشوند (رخساره D1). E و F- به ترتیب تصاویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان بلوکی دارای مرزهای مشترک سه گانه و تحلخل بین بلوری است.
سیمان کلسیت دروزی[10] این سیمان که پر کننده حفرات و شکستگیها است، از بلورهای هم بعد تا طویل، بیشکل تا نیمه شکلدار کلسیت تشکیل شده است که اندازه آنها از حاشیه به طرف مرکز افزایش مییابد (شکل 7: A، C). ترتیب تبلور بلورهای پر کننده حفرات غالباً نشاندهنده پیشرفت این فرایند در دو مرحله است (Biernacka et al. 2005). در بررسیهای کاتدولومینسانس دو نوع سیمان کلسیتی دروزی تشخیص داده شده است. نوع اول بلورها دارای زونبندی با رنگهای قهوهای تیره تا زرد و نارنجی هستند. این نوع سیمان به صورت حفره پر کن هستند و بر روی سیمان دریایی با لومینسانس تیره تشکیل شدهاند (شکل 7: A، B). نوع دوم سیمان دروزی درون پوستههای فسیلی تشکیل شده است و زونبندی بسیار مشخصی دارد. در تصاویر کاتدولومینسانس از حاشیه به طرف مرکز پوسته فسیلی به ترتیب زونهای زرد روشن، قهوهای تیره و تیره مشاهده شده است (شکل 7: C، D). تغییرات یاد شده میتواند نشاندهنده تشکیل این سیمان در محیطهای دیاژنز فریاتیک متئوریکی به سمت محیط دیاژنزی تدفینی کم عمق تا تدفینی عمیقتر است. این نوع سیمان در توالی کربناته پالئوسن پسین جنوب تونس، در محیطهای دیاژنزی متئوریکی تشکیل شده است (et al. 2016 Messadi). رشد بلورهای این سیمان که با افزایش اندازه از حاشیه به سمت مرکز همراه است گاهی با ایجاد تخلخل بین بلوری همراه است (شکل 7: FوE).
شکل 7- A و B- به ترتیب تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دروزی (فلشها) که پس از سیمان دریایی دارای لومینسانس تیره تشکیل شده است (رخساره D2).منطقهبندی سیمان دروزی (فلش) در تصاویر لومینسانس قرمز قهوهای تا زرد است و قسمت عمده بلورها دارای زونبندی (فلش) هستند. C و D- به ترتیب تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دروزی که به صورت پر کننده دو کفهای بوده است (رخساره D1). در تصاویر کاتدولومینسانس این نوع سیمان دروزی دارای زونبندی واضحی از حاشیه به طرف مرکز است. E و -F تصاویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان کلسیت دروزی هستند.ختم شدگی بلورها با دایره خط چین نمایش داده شده است.
سیمان کلسیت دندان سگی[11] سیمان کلسیت دندان سگی از بلورهای طویل رمبوهدرال تا اسکالنوهدرال پر کننده حفرات (شکل 8: A) و اطراف دانهها (شکل 6: B) تشکیل شدهاند. این سیمان در محیطهای دیاژنزی متئوریکی تا تدفینی کم عمق تشکیل میشود (Flugel 2010). در تصاویر کاتدولومینسانس این سیمان به صورت بلورهای تقریباً مثلثی شکل با لومینسانس قهوهای تا قرمز قهوهای در اطراف قطعات جلبکی تشکیل گردیده که در ادامه فضای خالی بین آلوکمها با سیمان بلوکی با لومینسانس زرد روشن پر شده است (شکل 8، C، D). با توجه به اینکه این سیمان در اطراف دانه تشکیل شده و نسبت به سیمان بلوکی دارای لومینسانس روشن در مراحل زودتری نهشته شده است، احتمالاً تشکیل این سیمان در مراحل اولیه ورود به منطقه فریاتیک متئوریکی با شرایط کم احیایی رخ داده است. در مواردی این سیمان فضای درون قطعات فسیلی را پر کرده است (شکل 8، E، F).
سیلیسی شدن[12] سیلیسی شدن کربناتها به صورت جانشینی کربناتها توسط سیلیس یا رسوبگذاری سیمان سیلیسی حفره پرکن است که برحسب فابریک به صورت فرعی، انتخاب کننده یا گسترده رخ میدهد (Wilson 1966). این فرایند دیاژنزی در بخش قربان به صورت محدود و انتخاب کننده عمل کرده است، به گونهای که تنها فرامینیفرهای بنتیک سیلیسی شدهاند (شکل 9: A). منشأ سیلیس میتواند ناشی انحلال پوستههای فسیلی سیلیسی، ورود محلولهای سیلیسی رودخانهای ناشی از فرسایش محیط قارهای و سیستمهای ولکانیکی تأمین گردد (Laschet 1984). به نظر میرسد محتملترین منشأ سیلیس در سنگهای کربناته سیلیسی شده بخش قربان، محلولهای غنی از سیلیس حاصل فرسایش محیطهای قارهای در طی رخنمون یافتن آنها در مرحله ائوژنز باشد. منشأ و مکانیسم مشابهی در طی سیلیسی شدن توالی کربناته سازند روس (ائوسن پیشین) در امارات متحده عربی نیز گزارش شده بود (El-Saiy & Jordan 2007).
نئومورفیسم[13] قسمت عمده آلوکمهای تشکیلدهنده ریفهای بخش قربان مانند دوکفهایها و مرجانهای اسکلراکتینین که دارای ترکیب کانیشناسی آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم بودهاند، حل شده و در ادامه توسط کلسیت کم منیزیم جانشین شدهاند، با این وجود شکل اولیه این آلوکمها در لایهها حفظ شده است (شکل 9: A، B). نتایج مطالعات پتروگرافی نشان میدهد که این آلوکمها بافت اولیه خود را از دست داده و در حال حاضر تنها شبحی از آنها باقی مانده است (شکل9: C، D). این وضعیت به علت انحلال میکروسکوپی و تدریجی ترکیبات ناپایدار آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم و رسوبگذاری همزمان کلسیت کم منیزیم روی میدهد (Flugel 2010). بر اثر فرایند نئومورفیسم فابریک قسمت بیشتر کورالیتهای مرجانهای اسکلراکتینین از بین رفته است، با این وجود در تصاویر کاتدولومینسانس محل کورالیتها به خوبی قابل تشخیص است و فضای بین آنها با سیمان کلسیت اسپاری با لومینسانس روشن پر شده است (شکل 10: A، B). این حالت میتواند به دلیل انحلال کورالیت دارای ترکیب کانیشناسی اولیه آراگونیتی و نهشته شدن همزمان کلسیت در سیستم دیاژنزی بسته در قسمتهای فوقانی منطقه دیازنزی فریاتیک متئوریکی باشد. در ادامه فضای موجود بین کورالیتها با سیمان کلسیت اسپاری محیط فریاتیک متئوریکی پر شده است. فرایندهای نئومورفیسم باعث افزایش یا کاهش اندازه بلورها میشود (Flugel 2010) که افزایش اندازه بلورها به خوبی در بررسیهای میکروسکوپ الکترونی مشهود بوده است (شکل 10: C، D). تبلور مجدد سنگهای آهکی با تغییر در اندازه، شکل و آرایش بلورها و محو بافت رسوبی اولیه همراه است. تبلور مجدد سنگ آهک میکرایتی بوسیله محتوی رس کنترل میشود به گونهای که مقدار رس بیش از 2 درصد از تبلور مجدد سنگ آهک جلوگیری میکند (Tucker 2001). در برخی مقاطع میکروسکوپی مورد مطالعه بلورهای کلسیت مرحله نئومورفیسم در ادامه دچار تبلور مجدد شدهاند. در حالت اخیر این بلورها با لومینسانس روشن قابل شناسایی هستند (شکل 10: E، F) لومینسانس روشن نشاندهنده آن است که فرایند تبلور مجدد در منطقه فریاتیک متئوریکی انجام شده است.
شکل 8-A و B- تصاویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان دندان سگی در اطراف دانهها، C،D- به ترتیب تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دندان سگی. در تصاویر کاتدولومینسانس بلورهای سیمان دندان سگی دارای لومینسانس تیرهتری نسبت به سیمان بلوکی که در مراحل بعدی تشکیل میشوند، دارند (رخساره D2). Eو -F تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دندان سگی که درون پوسته فسیلی تشکیل شده است (فلش).
شکل 9- -A سیلیسیشدن انتخابی فرامینیفرهای بنتیک در رخسارهB6 (دایره)، B- تصاویر صحرایی از حفظ شدگی ساختمان اولیه دوکفهای و مرجان پس از فرایند دیاژنزی نئومورفیسم، C- انحلال بخش در دیاژنز متئوریکی پوسته دوکفهای بوسیله کلسیت جایگزین شده است. با این حال در قسمت فوقانی ساخت اولیه تا حدودی حفظ شده است. D- حفظ شدگی ساخت اولیه جلبک قرمز Solenoporacea پس از فرایند نئومورفیسم در رخساره D7 است (فلشها نشاندهنده باقیمانده ساخت اولیه هستند، نور پلاریزه).
شکل 10- A، :B تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از فرایند نئومورفیسم کورالیتهای مرجان در رخساره D4. دایره نشاندهنده بقایای کورالیت مرجان است، C، D: تصاویر میکروسکوپ الکترونی از فرایند نئومورفیسم که با افزایش اندازه بلورها همراه بوده است، E- تصاویر میکروسکوپی از بلورهای کلسیت که در معرض تبلور مجدد قرار گرفتهاند. ناحیه بین خط چینها تبلور مجدد و تشکیل بلورهای بزرگتر کلسیت را نشان میدهد. F- تصاویر کاتدولومینسانس شکلE. بلورهای کلسیت با اندازههای کوچکتر دارای لومینسانس تیره و بلورهای بزرگتر (ناحیه بین خط چینها) دارای لومینسانس روشنتر هستند
دولومیتی شدن[14] دولومیتها در بخش قربان از لحاظ اندازه در سه رده دولومیکرایت[15]، دولومیکرواسپارایت[16] و دولواسپارایت[17] تشکیل شدهاند. دولومیکرایتها که در اندازههای کمتر از 16 میکرون تشکیل شدهاند، اکثراً بیشکل و تراکم بالایی دارند. دولومیکرایتهای بخش قربان عمدتاً فاقد فسیل هستند و شواهد پهنههای بالای جزر و مدی مانند تخلخل فنسترال (Flugel 2010 Warren 2006;) را داراست (شکل 11: A) و در مواردی بقایایی از میکرایت دیده میشود (شکل 11: B). منشأ منیزیم لازم برای این دولومیت ها از آب درون حفرهای تأمین شده است (Warren 2000).
شکل 11- A- دولومیکرایت (مقطع با آلیزارین قرمز رنگآمیزی شده است)، B- دولومیکرایت با تخلخل فنسترال (رخساره A1)، C-دولومیکرواسپارایت، D- تصویر کاتدولومینسانس از دولومیکرواسپارایت (رخساره B2)، E- دولومیکرواسپارایت (رخساره B1)، F- دولومیکرواسپارایت آهندار در رخساره B3 پس از رنگآمیزی با مخلوط فروسیانید پتاسیم و آلیزاراین قرمز به رنگ آبی در آمده است.
دولومیکرواسپارایتها متشکل از بلورهای نیمه شکلدار با اندازههایی بین 16 تا 62 میکرون هستند (شکل 11: C). دولومیکرواسپارایتها بر اثر تبلور مجدد دولومیکرایتها یا جانشینی تشکیل میشوند (Adabi 2009). به طور کلی اندازه بلورهای دولومیتی که حاصل جانشینی گلهای کربناته باشند، با افزایش فازهای دولومیتزایی، افزایش مییاید (Choquette & Hiatt 2008). دولومیکرواسپارایتهای بخش قربان سازند ساچون دارای لومینسانس قرمز قهوهای تا قرمز روشن هستند (شکل 11: D). با توجه به درشت بلور نبودن و نیز قطع شدن آنها توسط شکستگیها، این دولومیتها احتمالاً در منطقه دیاژنزی تدفینی خیلی عمیق تشکیل نشدهاند. دولومیتهای رسدار به علت وجود کانیهای رسی در ترکیب سنگ آهک اولیه، حاوی مقادیر بالای آهن هستند (2012 Ronchi et al.) که احتمالاً علت ایجاد این نوع لومینسانس در عمق تدفین کم است. دولومیکرواسپارایتها عمدتاً در رخسارههای لاگونی رسدار قسمت فوقانی برشهای تاقدیس قره حضور دارند (شکل 2) به نظر میرسد که حضور بالای کانیهای رسی در ایجاد این دولومیتها بیتاثیر نبوده است. تبدیلات کانیشناسی رسها در اعماق تدفین باعث سبب آزادسازی کاتیون منیزیم میشود که میتواند منشایی برای سیالات دولومیتساز است .(Kirmaci & Akdag 2005; Kirmaci 2008)
شکل 12- A– تشکیل دولواسپاریت در مرز بلورهای کلسیت، B- دولواسپارایت که به صورت رگهای تشکیل شده است، C و D به ترتیب تصویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از دولواسپارایت رگهای، Eو F: دولواسپارایت جانشینی از بین برنده فابریک اولیه در رخساره (D7). دولواسپارایت در رخساره (B6) بیشتر در زمینه دیده شده و پوسته فرامینیفر بنتیک که پس از رنگآمیزی با محلول آلیزارین به رنگ قرمز دیده میشود، کمتر تحت تأثیر دولومیتی شدن قرار گرفته است.
نتایج رنگآمیزی برخی دولومیکرواسپارایتها آهندار بودن آنها را نشان داده است (شکل 11: E، F) دولومیت آهندار در طی گسترش شرایط احیایی در محیط تدفینی تشکیل میگردد (Nader et al. 2006). دولواسپارایتهای بخش قربان که اندازههای بزرگتر از 62 میکرون دارند، به چند شکل دیده شدهاند. بلورهای دولومیت در مرز بین بلورهای کلسیت (شکل 12: A)، در فضای بین آلوکمها (شکل12: B، C، F،D ) و به صورت جانشینی تخریب کننده فابریک (شکل 12F:) تشکیل شدهاند. در تصاویر کاتدولومینسانس این بلورها دارای زونبندی از لومینسانس نارنجی تا تیره هستند که میتواند نشاندهنده تشکیل آنها در قسمتهای عمیق فریاتیک و تدفینی کمعمق است. نوع دیگر دولواسپارایتها به صورت حفره پرکن تشکیل شده است. این دولومیت نیز دارای زونهایی با لومینسانس نارنجی تا تیره است (شکل 13: A و B). ممکن است منیزیم لازم برای تشکیل دولومیتهای جانشینی از انحلال اجزای اسکلتی با ترکیب کانیشناسی کلسیت پرمنیزیم فراهم شده، شود (Kirmaci 2008). حضور دولومیت در تخلخلهای انحلالی جلبکهای قرمز قاعده بخش قربان (شکل 12: B) این فرضیه را تقویت مینماید. تبدیل کانیهای رسی و یا تراکم شیلها در حین دیاژنز باعث خروج منیزیم به سمت بالا گردیده و سبب دولومیتی شدن لایههای کربناته بالای خود می شوند (Mattes & Mountjoy 1980). احتمالاً فرار آب درون شیلها و مارنهای سازند گورپی به لایه های فوقانی کربناته در طی تدفین، منیزیم لازم را برای دولومیتی شدن و تشکیل دولواسپارایتهای جانشین شده در قسمت تحتانی سازند ساچون فراهم نموده است. آخرین نوع دولواسپارایت که به صورت یک لایه یک متری از بلورهای شکل دار و متخلخل در زمینه میکرایتی و در مرز این سازند با سازند جهرم تشکیل شده است (شکل 11: C) در تصاویر کاتدولومینسانس دولومیتهای زمینه دارای لومینسانس قهوهای تیره تا قرمز قهوهای و سیمان دولومیتی هم رشدی حاوی لومینسانس نارنجی تا زرد است (شکل 13: D ). در این دولواسپارایتها، شواهد جانشینی در میکرایت در تصاویر میکروسکوپ الکترونی به خوبی مشهود است (شکل 13: E،F ). این دولومیت ها باعث از بین رفتن بافت اولیه گردیده است. در صورتی که دولومیت تنها حاصل دولومیتی شدن میکرایت است و یا دولومیتی شدن همزمان با انحلال کلسیت است، تخلخلی تشکیل نمیشود. اما چنانچه انحلال پس از توقف دولومیتی شدن ادامه یابد، دولومیتهای متخلخل به وجود میآیند (Conliffe et al. 2010). در بررسیهای میکروسکوپ الکترونی بلورهای دولومیت دارای مقداری آثار انحلال در سطوح بلوری هستند (شکل 13: F). دولومیتی شدن و انحلال از محصولات عمده منطقه دیاژنزی اختلاط آب دریا و شیرین است (Warren 2000). با توجه به شواهد فوق میتوان گفت که این دولومیتها در منطقه اختلاط آب شیرین و دریا تشکیل شدهاند. ضخامت کم این نوع دولومیتها که از اختصاصات دولومیتهای منطقه اختلاط است (Warren 2000) میتواند دلیل دیگری بر تشکیل آنها در این منطقه است. موارد مشابهی از تشکیل این نوع دولومیت در زون اختلاط آب شیرین و دریا توسط گاس ورث و همکاران Gaswirth et al. 2007)) گزارش شده است. در این زون موانع جنبشی دولومیتی شدن به علت کاهش قدرت یونی آب دریا و کاهش یون سولفات، تقلیل مییابد (Warren 2000). در شکل 14 محل و چگونگی تشکیل دولومیتهای بخش قربان سازند ساچون به نمایش در آمده است. سیمانهای تبخیری در دولومیتهای درشت بلور که میتواند نشاندهنده مدل دولومیتی شدن نشت- برگشت است (Jones & Xiao 2005)، در دولومیتهای بخش قربان مشاهده نشده است و تنها مدلهای دولومیتی شدن تدفینی، سبخایی و اختلاط آبهای متئوریکی و دریایی قابل قبول به نظر میرسند. .
شکل 13- A و B: تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از دولواسپارایت حفره پر کن، C و D- تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از دولواسپارایت در مرز سازند ساچون و جهرم، E و F- تصاویر میکروسکوپ الکترونی از دولواسپارایت متخلخل در مرز سازندهای ساچون و جهرم که حاصل جانشینی در زمینه آهکی هستند.
شکل 14- نمای شماتیک از محلهای تشکیل دولومیتهای بخش قربان در محیطهای دیاژنزی سبخایی، تدفینی و منطقه اختلاط آبهای متئوریکی- دریایی. ترکم شیلهای سازند گورپی در محیط تدفینی با آزادسازی منیزیم و دولومیتی کردن نهشتههای آهکی قسمت تحتانی توالی بخش قربان همراه بوده است. تبخیر و تغلیظ آب درون حفرهی عامل اصلی دولومیتی شدن در محیط سبخایی است. فرمولهای شیمیایی از وارن ((Warren 2000 اقتباس شدهاند.
انحلال[18] سنگهای کربناته بر اثر عبور سیالات غیر اشباع نسبت به فاز کربناته دچار انحلال میشوند (Tucker 2001). در محیط دیاژنزی فریاتیک متئوریکی، آلوکمهای دارای ترکیبات کانیشناسی ناپایدار (کلسیت پر منیزیم و آراگونیت) مانند قطعات دوکفهای، جلبک و مرجان در معرض انحلال قرار گرفتهاند. انحلال باعث ایجاد تخلخلهای قالبی و حفرهای گردیده است (شکل 15). آثار این فرایند دیاژنزی نیز پس از بالاآمدگی رسوبات مشاهده شده است (شکل 15: C).
فشردگی[19] در محیط دیاژنزی تدفینی بر اثر وزن طبقات فوقانی شکستگیهایی در برخی آلوکمها مانند جلبک قرمز و دوکفهای ایجاد شده است (شکل 16: (A. آثار فشردگی گاهی به صورت شکستگی در بلورهای سیمان مشاهده شده است (شکل 16: B،C). در مراحل پیشرفته فشردگی که از نوع فشردگی شیمیایی (انحلال- فشار) است (Flugel 2010)، استیلولیت در بین قطعات جلبکی تشکیل شده است (شکل 16: D، E).چینخوردگی و بالاآمدگی توالی مورد مطالعه با گسترش شکستگیهایی همراه بوده (شکل 16F :) که این شکستگیها در حال حاضر با کلسیت اسپاری پر شدهاند. شکستگیهایی یاد شده نسبت به لایهبندی به صورت مورب تا نسبتاً عمودی تشکیل شدهاند.
تشکیل رگه کلسیت[20] در بررسیهای صحرایی رگههای کلسیتی عمدتاً در بخش تحتانی توالی مورد مطالعه و با پهنای کمتر از 10 سانتیمتر گسترش یافتهاند (شکل 17A :). این رگهها از بلورهای کلسیت بسیار درشتبلور تشکیل شدهاند (شکل 17: B). منشأ سیمان رگههای کلسیتی، انحلال ترکیبات ناپایدار مانند پوستههای فسیلی است.
هماتیتی شدن[21] در قسمتهای میانی توالی بخش قربان سازند ساچون حدود 12 متر از آهکهای دولومیتی شده ضخیم تا متوسط لایه به رنگ قرمز تا قرمز قهوهای دیده شده است (شکل 2) که قسمت بیشتر آلوکمهای این توالی، آهندار هستند (شکل 17: C، D). آهن رسوبات کمعمق میتواند بر اثر فرسایش محیط ساحلی اطرف تأمین شده باشد (Reolid et al. 2008). به نظر میرسد که آهندار شدن این آلوکمها به علت فرسایش رسوبات رخنمون یافته ساحلی در شرایط اکسیدان رخ داده است. رسوبات مذکور سرانجام به حوضه رسوبی منتقل شدهاند. در بررسیهای صحرایی، نودولها و رگچههای آهن در توالی لاگونی بخش قربان تشکیل شدهاند (شکل 17: E، F). پیدایش این نودولها و رگچههای آهن به علت رخنمون یافتن رسوبات حاوی آهن در اثر بالاآمدگی است.
توالی پاراژنتیکی فرایندهای دیاژنزی بخش قربان سازند ساچون را میتوان به سه مرحله ائوژنز (دریایی و نزدیک به سطح)، مزوژنز (تدفینی عمیق) و تلوژنز (بالا آمدگی) تقسیمبندی نمود. (جدول 1). در مرحله ائوژنز و در محیط فریاتیک دریایی، میکرایتی شدن و نهشته شدن سیمان کلسیت تیغهای و خوشه انگوری (بوتروئیدال) آراگونیتی رخ داده است. در محیط وادوز دریایی دولومیکرایتها به صورت جانشینی بسیار اولیه تشکیل شدهاند (Warren 2000). در منطقه اختلاط آب جوی و دریایی دولواسپارایتهای شکلدار متخلخل تشکیل شدهاند. اثرات آبهای متئوریکی به صورت انحلال، نئومورفیسم، سیلیسی شدن و تشکیل سیمانهای کلسیتی دندان سگی، بلوکی و دروزی بوده است. در شرایط اکسیدان این محیط، ترکیبات حاصل از فرسایش رسوبات رخنمون یافته دچار فرایند دیاژنزی هماتیتی شدن قرار گرفتهند. در مرحله مزوژنز و در محیط دیاژنزی تدفینی، فشردگی (فیزیکی و شیمیایی)، دولومیکرواسپارایتها، دولواسپارایتهای جانشینی و حفره پر کن و سیمان دروزی تشکیل شدهاند. رخنمون یافتن رسوبات بر اثر چینخوردگی و قرارگیری مجدد آنها در محیط متئوریکی در طی مرحله تلوژنز با انحلال، شکستگی و تشکیل رگههای کلسیتی به همراه هماتیتی شدن رسوبات آهندار همراه بوده است.
شکل 15- A- انحلال قالبی در رخساره .A1رنگ قرمز به علت وارد کردن تیغه ژیپس است، B- تخلخل حفرهای در رخساره B2 (نور پلاریزه)، C- تصویر صحرایی از گسترش انحلال در مرجان (رخسارهD4 )، D- تصویر میکروسکوپ الکترونی از انحلال
شکل 16- فرایند دیاژنزی فشردگی. A- آثار فشردگی فیزیکی به صورت شکستگیهایی در قطعات جلبک قرمز (رخساره D8)، B و C- به ترتیب تصویر میکروسکوپی و میکروسکوپ الکترونی از شکستگی بلورهای کلسیت، D و E- آثار فشردگی شیمیایی به صورت تشکیل استیلولیت، F- تصاویر صحرایی از شکستگی (تصاویر میکروسکوپی در نور پلاریزه هستند).
شکل17- A- تصاویر صحرایی از رگه کلسیتی به موازات لایهبندی و متشکل از بلورهای درشت کلسیت در زمینه آهک تودهای، B- کلسیت درشت بلور در رگههای کلسیت، C ،D- تصاویر میکروسکوپی از آلوکمها که بر اثر حضور ترکیبات آهن اکسیدی به رنگ قرمز تا قهوهای در آمدهاند (رخساره B1)، E، F- تصاویر صحرایی از حضور نودولها و رگچههای آهن اکسیدی.
جدول 1- توالی پاراژنتیکی بخش قربان سازند ساچون در محل برش نمونه (یال جنوبی تاقدیس قره)
نتیجه نتایج مطالعات انجام گرفته بر روی بخش کربناته قربان سازند ساچون (پالئوسن- ائوسن پیشین) در یال جنوبی تاقدیس قره (برش نمونه) واقع در جنوب شرق شیراز نشان میدهد که این بخش تحت تأثیر فرایندهای دیاژنزی مختلفی در محیطهای دریایی، تدفینی (کم عمق تا عمیق) و متئوریکی بوده است. محصولات محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی شامل تشکیل پوششهای میکرایتی به همراه سیمانهای آراگونیتی بوتروئیدال (خوشه انگوری) و سیمان کلسیتی فیبری بودهاند. این سیمانهای دریایی دارای لومینسانس تیره هستند. در منطقه وادوز محیط دریایی دولومیکرایتها تشکیل شدهاند. منطقه دیاژنزی فریاتیک متئوریکی محل انحلال، سیلیسیشدن و نئومورفیسم نهشتههای کربناته بوده است. سیمانهای این منطقه دیاژنزی کلسیتی بوده و به صورت دروزی، بلوکی و دندان سگی با لومینسانس زرد تا قهوهای تشکیل شدهاند. شرایط اکسیدان منطقه وادوز متئوریکی شرایط مناسبی را جهت تشکیل اکسید آهن در شکستگیها و تخلخلهای قطعات فرسایش یافته نزدیک ساحل فرهم نموده است. در منطقه اختلاط آبهای متئوریکی و دریایی در مرز سازندهای جهرم و ساچون یک نوع دولواسپارایت شکلدار و متخلخل با لومینسانس قهوهای تا قهوهای-تیره و بلورهای دولومیت هم رشدی با لومینسانس نارنجی تا زرد تشکیل گردیده است. سیمان کلسیت دروزی و دولومیکرواسپارایتها با لومینسانس قرمز قهوهای تا قهوهای تیره و دولواسپارایتهای دارای لومینسانس قرمز قهوهای تا قرمز روشن، فشردگیهای فیزیکی و شیمیایی (فشار-انحلال) در نتیجه قرارگیری نهشتههای کربناته بخش قربان در محیط دیاژنزی تدفینی بوده است. محصولات دیاژنزی بالاآمدگی توالی مورد مطالعه در طی مرحله تلوژنز، شامل انحلال، شکستگی و تشکیل رگههای کلسیت به همراه هماتیتی شدن رسوبات آهندار بوده است. [1] Shoal [2] Patch reef [3] Pyrenean [4] Micritization [5] Micritic envelope [6] - Cementation 2- 3 - [7] Botryoidal Cement [8]Bladed calcite cement [9] Blocky calcite cement [10] Drusy calcite cement [11] Dog tooth calcite cement [12] Silicification [13] Neomorphism [14] Dolomitization [18] Dissoution [19] Compaction [20] Calcite vein [21] Hematitization | ||
مراجع | ||
امیری بختیار، ح.، 1386، لیتواستراتیگرافی و بایواستراتیگرافی سازند تاربور در ناحیه فارس: رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی تهران، 439 ص. مطیعی، ه.، 1382، زمینشناسی ایران، چینهشناسی زاگرس: سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 536 ص. Adabi, M., 2009, Multistage dolomitization of upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, n.e. Iran: Carbonates and Evaporites, v. 24, p. 16–32 Aisner, R. E., 2010, Patch-reef and ramp interior facies architecture of the Early Albian Mural Limestone, Southeastern Arizona: M.Sc. thesis, The University of Texas, 161 p. Arzaghi, S., K. Khosrow-Tehrani, and M. Afghah, 2012, Sedimentology and petrography of Paleocene–Eocene evaporites: the Sachun Formation, Zagros Basin, Iran: Carbonates and Evaporites, v. 27, p. 43–53 Baceta, J. I., V. Pujalte, and G. Bernaola, 2005, Paleocene coralgal reefs of the western Pyrenean basin, northern Spain: new evidence supporting an earliest Paleogene recovery of reefal systems. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 224, p.117–143 Biernacka, J, K. Borysiuk, and P. Raczynski, 2005, Zechstein (Ca1) limestone-marl alternations from the North-Sudetic Basin Poland, depositional or diagenetic rhythms?: Geological Quarterly, v. 49, p. 1–14 Cantrell, D. L., and R. M. Hagerty, 1999, Microporosity in Arab Formation Carbonates, Saudi Arabia: GeoArabia, v. 4, p.129-154 Choquette, P. W., and L. C. Pray, 1970, Geologic nomenclature and classification of porosity in sedimentary carbonates: American Association of Petroleum Geologist Bulletin, v. 54, p. 207–244 Choquette, P. W., and E. E. Hiatt, 2008, Shallow-burial dolomite cement: a major component of many ancient sucrosic dolomites: Sedimentology, v. 55, p.423- 460 Conliffe, J., K. Azmy, S. A. Gleeson., and D. Lavoie, 2010, Fluids associated with hydrothermal dolomitization in St. George Group, western Newfoundland, Canada: Geofluids, v. 10, p. 422-437. - Dickson, J. A. D., 1965, A modified staining technique for carbonates in thin section: Nature, v. 205, p.587. -Dunham, R.J., 1962, Classification of carbonate rocks according to their depositional texture, in: W. E. Ham (Ed.), Classification of Carbonate Rocks: Tulsa, OK, American Association of Petroleum Geologists, Memoir.1, p.108-121. El-Saiy, A. K., and B. R. Jordan., 2007, Diagenetic aspects of tertiary carbonates west of the Northern Oman Mountains, United Arab Emirates: Journal of Asian Earth Sciences, v. 3, p. 35–43. Embry, A. F., and J. E. Klovan, 1971, A Late Devonian reef tract on northeastern Banks Island, N.W.T.: Bulletin of Canadian Petroleum Geology, v. 19, p.730-781 Flugel, E., 2010, Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application: Springer Verlag, New York, 996 p Gaswirth, S. B., D. A., Budd, and G. Lang Farmer, 2007, The role and impact of freshwater–seawater mixing zones in the maturation of regional dolomite bodies within the proto Floridan Aquifer, USA: Sedimentology, v. 54, p. 1065–1091. Jones, J. D. and Y. Xiao, 2005, Dolomitization, anhydrite cementation, and porosity evolution in a reflux system: Insights from reactive transport models: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 89, p. 577-601 Kirmaci, M. C., 2008, Dolomitization of the late Cretaceous–Paleocene platform carbonates, Gölköy (Ordu), eastern Pontides, NE Turkey: Sedimentary Geology, v. 03, p. 289–306 Kirmaci, M. Z., and K. Akdag, 2005, Origin of dolomite in the Late Cretaceous–Paleocene limestone turbidites, Eastern Pontides, Turkey: Sedimentary Geology, v. 181, p.39-57 Laschet, C., 1984, On the origin of cherts: Facies, v. 10, p. 257-289. Machel, H. G., 2000, Application of cathodoluminescence to carbonate diagenesis. In M. V. Pagel, B. P. Blanc, and D. Ohnenstetter (Eds.), Cathodoluminescence in Geosciences: Berlin, Springer-Verlag, p. 271–301 Mattes, B. W., and E. W. Mountjoy, 1980, Burial dolomitization of the Upper Devonian Miette Buildup, Jasper National Park, Alberta. In: D. H. Zenger, J. B. Dunham and R. L. Ethington (Eds.), Concepts and Models of Dolomitization: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication no. 28, p. 259-297. Messadi, A. M., B. Mardassi, J. A. Ouali, and J. Touir, 2016, Sedimentology, diagenesis, clay mineralogy and sequential analysis model of Upper Paleocene evaporite-carbonate ramp succession from Tamerza area (Gafsa Basin: Southern Tunisia): Journal of African Earth Sciences, v. 118, p. 205-230. Nader, F. H., R. Swennen, and B. Ellam, 2006, Petrographic and geochemical study of Jurassic dolostones from Lebanon: Evidence for superimposed diagenetic events: Journal of Geochemical Exploration, v. 89, p. 288-292 NIOC (National Iranian Oil Company), 1979, Geological Quadrangle map of Iran, No.G-11 (Shiraz), scale 1: 250,000: Exploration and Production Division, Tehran. Philip J. M., and J. Gari 2005, Late Cretaceous heterozoan carbonates: Palaeoenvironmental setting, relationship with rudist carbonates (Provence, south-east France): Sedimentary Geology, v. 175, p. 315-337 Reolid, M., I. Abad, and J. M. Martín-García, 2008, Palaeoenvironmental implications of ferruginous deposits related to a Middle–Upper Jurassic discontinuity (Prebetic Zone, Betic Cordillera, Southern Spain): Sedimentary Geology, v. 203, p. 1–16. Ronchi, P., D. Masetti, S. Tassan, and D. Camocino, 2012, Hydrothermal dolomitization in platform and basin carbonate successions during thrusting: A hydrocarbon reservoir analogue (Mesozoic of Venetian Southern, Alps, Italy): Marine and Petroleum Geology, v. 29 p. 68-89 Shabafrooz, R., A. Mahboubi, R. Moussavi-Harami, and H. Amiri Bakhtiar, 2013, Facies analysis and sequence stratigraphy of the evaporite bearing Sachun Formation at the type locality, South East Zagros Basin, Iran: Carbonates and Evaporites, v. 28, p. 457-574 Sibley, D. F., and J. M. Gregg, 1987, Classification of dolomite rock textures: Journal of Sedimentary Petrology, v. 57, p. 967–975 Tucker, M. E., and V. P. Wright, 1990, Carbonate Sedimentology: Blackwell (Oxford), 482 p Tucker, M. E., 2001, Sedimentary Petrology: Third edition, Blackwell, Oxford, 260 p Warren, J. K., 2000, Dolomite; occurrence, evolution and economical important association: Earth Science Rewiew, v. 52, p. 1-18 Warren, J. k., 2006, Evaporates: Sediments, Resources and Hydrocarbons: Springer-Verlag Berlin, 1035 p Wilson, R. G. C., 1966, Silica diagenesis in Upper Jurassic limestones of southern England: Journal of Sedimentary Petrology, v. 36, p. 1036-1049. Zohdi, A., A. Moallemi, R. Moussavi-Harami, A. Mahboubi, D. K. Richter, A. Geske, A. Nickandish, and A. Immenhauser, 2014, Shallow burial dolomitization of an Eocene carbonate platform, southeast Zagros Basin, Iran: GeoArabia, v.19, p.17-54. | ||
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,304 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 940 |