پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,650 |
| تعداد مقالات | 13,402 |
| تعداد مشاهده مقاله | 30,206,211 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 12,075,211 |
محیط رسوبی، چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی عنصری سازند تله‌زنگ در جنوب کرمانشاه | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 3، دوره 35، شماره 2 - شماره پیاپی 75، تیر 1398، صفحه 25-48 اصل مقاله (2.77 M) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2019.117426.1105 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| محمد شلالوند1؛ محمد حسین آدابی* 2؛ افشین زهدی3 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1دانشجوی کارشناسی ارشد رسوب شناسی و سنگ شناسی رسوبی/ دانشگاه شهید بهشتی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2استاد گروه زمین شناسی دانشکده علوم زمین دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 3استادیار گروه زمین شناسی دانشکده علوم دانشگاه زنجان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| در پژوهش حاضر برای نخستین‌بار، سازند تله‌زنگ به سن پالئوسن تا ائوسن زیرین در استان کرمانشاه (برش کبوتربالا) از دیدگاه شرایط رسوب‌گذاری، چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی عنصری ارزیابی شد. سازند تله‌زنگ در این برش به‌شکل هم‌شیب و پیوسته روی سازند امیران و بهطور هم‌شیب و با ناپیوستگی فرسایشی زیر سازند کشکان قرار دارد. بررسی‌های صحرایی و مطالعه‌های آزمایشگاهی به شناسایی شش ریزرخساره در نهشته‌های این سازند منجر شدند. تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها، نبود کلسی‌توربیدایت‌ها و نبود ریف‌های سدی گسترش‌یافته با ضخامت درخور توجه تأییدکنندۀ وجود پلت‌فرم کربناتهای از نوع رمپ است. مطالعه‌های چینه‌نگاری سکانسی به شناسایی یک سکانس رسوبی ردۀ سوم و دسته رخساره‌های HST و TST منجر شدند؛ مرز زیرین این سکانس از نوع دوم و مرز بالایی با شواهد خروج از آب، از نوع اول است. سطح بیشترین پیشروی با ریزرخسارۀ فلوتستون تا رودستون حاوی کورالیناسه‌آ، مرجان و بایوکلاست مربوط به ابتدای رمپ میانی مشخص شد. نتایج بررسی‌های عناصر اصلی (کلسیم و منیزیم) و فرعی (استرانسیوم، سدیم، منگنز و آهن) بیان‌کنندۀترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی و سیستم دیاژنزی نیمه‌بسته تا باز است. روند تغییرات عناصر در طول این برش به‌گونه‌ای است که در رسوبات بخش HST، مقدار استرانسیوم کاهش یافته است؛ درحالیکه مقادیر آهن و منگنز به‌علت تأثیر بیشتر دیاژنز متائوریک افزایش یافته‌اند. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| سازند تله زنگ؛ محیط رسوبی؛ چینه‌نگاری سکانسی؛ ژئوشیمی عنصری؛ کرمانشاه | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه سازند تله‌زنگ واحد کربناتهای به سن پالئوسن تا ائوسن میانی در برش الگو (Aghanabati 2010) و شامل 176 متر سنگ‌آهک خاکستری تا قهوه‌ای با لایه‌بندی متوسط تا توده‌ای و مقاوم است که بهطور معمول روی سازند آواری امیران و زیر سازند کشکان قرار دارد؛ هرچند گاهی بهطور جانبی و به‌تدریج با این دو سازند جانشین می‌شود. جدا از دو سازند امیران و کشکان، سازند تله‌زنگ می‌تواند با سازند پابده نیز پیوند جانبی داشته باشد؛ به‌همین‌علت، گاهی زبانه‌هایی از سازند تله‌زنگ درون سازند پابده دیده می‌شود که بخش آهکی تله‌زنگ نام گرفته است (Aghanabati 2010). در بخش‌های خاوری حوضۀ لرستان، سازند تله‌زنگ تا محدودۀ زمانی ائوسن میانی هم گسترش دارد؛ درحالیکه در بخش باختری این حوضه، به‌ندرت از محدودۀ سنی پالئوسن پایانی یا ائوسن پیشین عبور می‌کند (Rajabi et al. 2011). باتوجهبه اینکه عمده مطالعه‌های انجام‌شده روی نهشته‌های کربناتۀ سازند تله‌زنگ در منطقۀ کرمانشاه به تعیین سن سازند با استفاده از فسیل‌ها پرداخته‌اند (Sekhavati 2008; Khosroabadi 2016; Maghboulian 2016) و همچنین اجزای تشکیل‌دهندۀ این سازند در منطقۀ کرمانشاه با دیگر مناطق حوضۀ رسوبی زاگرس متفاوت هستند (Zohdi 2007) (نبود فرامینیفرهای بزرگ از خانواده‌های نومولیتیده، آلوئولینیده و دیسکوسیکلینیده و همچنین حضور جلبک‌ها و مرجان‌ها در منطقۀ مطالعهشده)، در پژوهش حاضر برای نخستین‌بار ریزرخساره‌ها، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند تله‌زنگ همراه با نتایج ژئوشیمی عنصری کربناتهای این سازند در برش سطح‌الارضی کبوتربالا واقع در جنوب شهرستان کرمانشاه مطالعه شد. امید است زمین‌شناسان بتوانند از نتایج پژوهش حاضر در راستای انطباق هرچه بهتر این سازند بین بخش‌های جنوبی استان کرمانشاه و درنهایت بازسازی جغرافیای دیرینۀ زمان پالئوسن- ائوسن زیرین در حوضۀ رسوبی زاگرس استفاده کنند.
موقعیت زمین‌شناسی و جغرافیایی منطقۀ مطالعهشده منطقۀ بررسی‌شده در زاگرس چین‌خورده قرار دارد و طبق تقسیم‌بندی (Falcon 1961) بخشی از حوضۀ لرستان است. برش کبوتربالا واقع در کوه کبوتربالا، در 60 کیلومتری جنوب کرمانشاه با مختصات E: 47° 08′ 00″ و N: 33° 56′ 00″ قرار دارد. برای دستیابی به برش یادشده می‌توان از طریق جادۀ اصلی کرمانشاه- هلشی وارد جادۀ فرعی به‌سمت پل‌دختر شد؛ این برش در حاشیۀ جاده قرار دارد و پس‌از عبور از روستاهای مسگره و دوردشت، مقطع مطالعهشده مشاهده می‌شود. راه‌های دسترسی به برش مطالعهشده در شکل 1 و نقشۀ زمین‌شناسی منطقه در شکل 2 ارائه شده است. سازند تله‌زنگ در این برش، سن پالئوسن- ائوسن زیرین را دارد (Shalalvand 2019) و شامل 65 متر سنگ‌آهک، سنگ‌آهک دولومیتی، دولومیت آهکی و دولومیت به رنگ خاکستری تا قهوه‌ای با لایه‌بندی نازک تا توده‌ای همراه با کمی مارن است که به‌شکل پیوسته روی شیل و سیلتستون‌های سازند آواری امیران قرار گرفته است؛ در مرز بالا نیز با ناپیوستگی فرسایشی، کنگلومراهای قرمزرنگ سازند کشکان دیده می‌شوند (شکل 3). علاوه‌بر سازندهای تله‌زنگ، امیران و کشکان، سازندهای شهبازان- آسماری و رازک نیز در منطقۀ مطالعهشده رخنمون دارند. شکل 4 ستون چینه‌شناسی سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا را نشان می‌دهد.
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راه‌های دسترسی به برش مطالعهشده (برگرفته با تغییراتی از نقشۀ راه‌های گوگل)
شکل 2- نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مطالعهشده واقع در کوه کبوتربالا، برگرفته از نقشۀ 1:250000 ایلام- کوهدشت (تهیه‌شده توسط شرکت ملی نفت ایران در سال 1974) با ترسیم مجدد شکل 3- A. نمای کلی سازندهای تله‌زنگ، امیران و کشکان، B. مرز زیرین سازند تله‌زنگ با شیل و سیلتستون‌های سازند امیران، C. مرز بالایی سازند امیران با کنگلومراهای قرمزرنگ سازند کشکان
شکل 4- ستون چینه‌شناسی توالی مطالعهشده از سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا
روش مطالعه پس‌از بررسی و مطالعۀ نقشه‌های زمین‌شناسی 1:250000 کرمانشاه (تهیه‌شده توسط سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور) و 1:250000 ایلام- کوهدشت (تهیه‌شده توسط شرکت ملی نفت ایران)، مسیر پیمایش به‌منظور انجام مطالعه‌های صحرایی و نمونه‌برداری مشخص شد. پس‌از انجام بررسی‌های صحرایی، تعداد 33 نمونۀ سنگی از نهشته‌های کربناته (سنگ‌آهک و دولومیت) برداشت شدند و ضخامت حقیقی لایه‌ها به‌منظور ترسیم ستون چینه‌شناسی برش مدنظر اندازه‌گیری شد. مقطع نازک تمام نمونه‌ها تهیه و به‌منظور تشخیص کانی کلسیت از دولومیت و نیز آهن‌دار‌بودن با محلول آلیزارین قرمز (Alizarin- Red- Stain) و فروسیانیدپتاسیم به روش (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی و با میکروسکوپ پلاریزان مطالعه شدند. به‌منظور نام‌گذاری ریزرخساره‌های کربناته از تقسیم‌بندی‌های (Dunham 1962; Embry and Klovan 1971) و برای تفسیر آنها از مدل رخساره‌ای (Flugel 2010) استفاده شد. در مطالعۀ حاضر، سکانس‌های رسوبی بر اساس روش‌های (Haq et al. 1987; Posamentier et al. 1988) تعیین شدند. پس‌از انجام بررسی‌های پتروگرافی، تعداد 12 نمونه از سنگ‌آهک‌ها و 4 نمونه از دولومیت‌ها برای آزمایش‌های ژئوشیمی عنصری انتخاب شدند؛ گفتنی است از این تعداد، 4 نمونه از سنگ‌آهک‌ها به‌علت مقادیر زیاد مواد غیرقابل‌حل در اسید حذف شدند. پودر نمونه‌ها با متۀ دندان‌پزشکی و تا حد امکان از زمینۀ میکرایتی و دور از رگه‌ها و فسیل‌های موجود در سنگ تهیه و در آزمایشگاه ژئوشیمی دانشکدۀ علوم زمین دانشگاه شهید بهشتی با دستگاه اسپکتروفتومتری جذب اتمی مدل Varain آزمایش شدند؛ روش کار به این شکل بود که 25/0 گرم از پودر نمونه با 12 میلی‌لیتر کلریدریک‌اسید 1 مولار حل شد و پس‌از مدت زمان 2 ساعت، مقادیر عناصر اصلی (منیزیم و کلسیم) برحسب درصد و عناصر فرعی (آهن، منگنز، سدیم و استرانسیوم) بر حسب پی‌پی‌ام با دستگاه اسپکتروفوتومتری جذب اتمی اندازه‌گیری شدند. ریزرخساره‌های کربناته ریزرخساره‌ها و نوع زیرمحیطهای رسوبی سازند تله‌زنگ در برش مطالعهشده بر اساس بررسی‌های صحرایی و مطالعه‌های پتروگرافی و فراوانی و توزیع محتوای فسیلی تعیین شدند. این سازند در برش سطح‌الارضی کبوتربالا از شش ریزرخسارۀ کربناته تشکیل شده است؛ گفتنی است در بخش میانی برش مطالعهشده به‌علت دولومیتی‌شدن و حضور یکدست دولومیت‌ها (4 متر)، تعیین ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی امکان‌پذیر نیست. در ادامه، ریزرخساره‌های معرفی‌شده از سازند تله‌زنگ در برش مطالعهشده به‌ترتیب از بخش‌های کم‌عمق‌تر حوضه به‌سمت مناطق عمیق‌تر بهطور کامل توصیف و تفسیر می‌شوند.
ریزرخسارۀ پهنۀ جزرومدی (Tidal flat Microfacies) MF1- دولومیکرایت توصیف ریزرخساره: دولومیکرایت‌ها تنها در بخش‌های انتهایی این برش و با ضخامت 11 متر دیده می‌شوند و بر اساس مشاهدههای صحرایی شامل دولومیت‌های متوسط تا ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ هستند. این نوع دولومیت‌ها به‌شکل موزاییک‌های یک‌اندازه (Unimodal mosaics)، دارای مرزهای مسطح نیمه‌شکل‌دار (Planar-s) و در اندازۀ کمتر از 16 میکرون یافت می‌شوند. این ریزرخساره بدون هر گونه فسیل و تخلخل است و ذرات تخریبی کوارتز در حد سیلت به‌شکل پراکنده در آن مشاهده می‌شوند (شکل 5، A). تفسیر ریزرخساره: احتمالاً آب دریا و یا محلول‌های بین‌ذره‌ای غنی از منیزیم عامل دولومیتی‌شدن در این نوع دولومیت‌هاست (Adabi 2009). باتوجهبه فابریک و اندازۀ بسیار ریز بلورها، حفظ بافت اولیۀ رسوبی، نبود فسیل و حضور ذرات پراکندۀ کوارتز آواری در حد سیلت می‌توان بیان کرد این دولومیت‌ها در مراحل اولیۀ دیاژنتیکی، دمای کم و در محیط‌های جزرومدی تشکیل شده‌اند (Adabi 2011). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF-22 (Flugel 2010) است و (Zohdi 2007; Bagherpour and Vaziri 2012) نیز این ریزرخساره را از سازند تله‌زنگ گزارش کرده‌اند.
ریزرخساره‌های لاگون (Lagoon Microfacies) MF2- وکستون حاوی پلوئید، فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست توصیف ریزرخساره: این ریزرخساره با ضخامت 5/2 متر در بخش‌های ابتدایی برش کبوتربالا شناسایی شد و بر اساس مشاهدههای صحرایی به‌شکل سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ در سطح زمین رخنمون دارد. پلوئیدها با فراوانی 20 تا 25 درصد از مهم‌ترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند. فرامینیفرهای بنتیک (میلیولید و دیگر فرامینیفرهای بنتیک کوچک) با فراوانی 15 تا 20 درصد و دیگر آلوکم‌ها ازجمله گاستروپود، خرده‌هایی از دوکفه‌ای‌ها، جلبک سبز و خارپوست با فراوانی 10 تا 15 درصد از دیگر اجزای حاضر در این ریزرخساره هستند (شکل 5، B). این ریزرخساره در ادامه به‌شکل تدریجی به ریزرخسارۀ MF3 تبدیل می‌شود. تفسیر ریزرخساره: باتوجهبه شواهد ارائه‌شده، حضور پلوئیدها در ماتریکس آهکی گلی، حضور گاستروپودها که در محیط‌های بسته با شوری نسبتاً زیاد یافت شوند و همچنین حضور خرده‌هایی از جلبک سبز نتیجه گرفته می‌شود شرایط رسوب‌گذاری این ریزرخساره در محیط محدود کم‌عمق زیر حد جزرومدی یا به عبارتی لاگون محصور با میزان رسوب‌گذاری کم است (Scholle and Scholle 2006; Ghafari et al. 2017). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 20 (Flugel 2010) است.
MF3- وکستون تا پکستون حاوی داسی‌کلاداسه‌آ، فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست توصیف ریزرخساره: ضخامت این ریزرخساره در برش کبوتربالا 16 متر است و تنها در بخش‌های میانی این برش دیده می‌شود. این ریزرخساره در مشاهدههای صحرایی به‌شکل سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای خاکستری‌رنگ رخنمون دارد. اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، جلبک‌های سبز داسی‌کلاداسه‌آ متعلق به گونۀ Clypeina cf. occidentalis با فراوانی 20 تا 25 درصد و فرامینیفرهای بنتیک ازجمله میلیولید با فراوانی 10 تا 15 درصد است که همراه با دیگر آلوکم‌ها در زمینۀ میکرایتی قرار گرفته‌اند (شکل 5، C). در برخی از مقاطع به‌علت فراوانی سیمان، این ریزرخساره حتی به‌شکل بافت گرینستونی نیز مشاهده می‌شود. از دیگر اجزای موجود در این ریزرخساره عبارتند از: گاستروپودها، دوکفه‌ای‌ها و خرده‌های خارپوست با فراوانی کمتر از 10 درصد. تفسیر ریزرخساره: مقدار فراوان جلبک‌های سبز داسی‌کلاداسه‌آ نشان‌دهندۀ شرایط محیطی لاگون با عمق کمِ آب است. این جلبک‌های سبز شرایط زندگی در آب‌های محصور در محیط لاگون را ترجیح می‌دهند و معمولاً همراه با فرامینیفرهای آب‌های کم‌عمق مانند میلیولیدها مشاهده می‌شوند (Flugel 2010). باتوجهبه توضیحات ارائه‌شده، محیط رسوب‌گذاری این ریزرخساره لاگون در نظر گرفته می‌شود (Bachmann and Hirsch 2006; Adabi et al. 2015; Kahsnitz et al. 2018). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 17 (Flugel 2010) است که برای نخستین‌بار از این سازند در منطقۀ کرمانشاه گزارش می‌شود.
ریزرخسارۀ پشته (Shoal Microfacies) MF4- باندستون مرجانی توصیف ریزرخساره: این ریزرخساره با ضخامت 5/5 متر تنها در بخش‌های ابتدایی برش کبوتربالا شناسایی شد و در مشاهدههای صحرایی به‌شکل سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایه تا توده‌ای خاکستری تا قهوه‌ای‌رنگ مشاهده می‌شود. مرجان‌های متعلق به جنس Actinacis sp. با فراوانی 60 تا 75 درصد اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند و تقریباً تمام فضاهای خالی بین مرجان‌ها با سیمان کلسیت اسپاری پر شده است؛ از دیگر اجزای حاضر در این ریزرخساره می‌توان به خرده‌هایی از جلبک قرمز و دوکفه‌ای‌های بسیار ریز با فراوانی کمتر از 10 درصد اشاره کرد (شکل 5، D). تصویر صحرایی این ریزرخساره در شکل 5، E نشان داده شده است. این ریزرخساره در ادامه و بهطور تدریجی به ریزرخسارۀ MF5 تبدیل می‌شود. تفسیر ریزرخساره: باتوجهبه حضور فراوان مرجان‌ها و همچنین گسترش کم این ریزرخساره می‌توان بیان کرد این ریزرخساره در پشتۀ بایوکلاستی (Shoal) با انرژی زیاد و روی سطح اساس امواج عادی Fair Weather Wave Base (FWWB) شکل گرفته است (Bagherpour and Vaziri 2012; Vescogni et al. 2016 Ghafari et al. 2017). این ریزرخساره قابل‌مقایسه با ریزرخسارۀ شمارۀ RMF- 12 (Flugel 2010) است که این ریزرخساره را نیز (Bagherpour and Vaziri 2012) از این سازند گزارش کرده است.
ریزرخساره‌های دریای باز (Open marine Microfacies) MF5- فلوتستون مرجانی توصیف ریزرخساره: این ریزرخساره با ضخامت 12 متر به بخش‌های ابتدایی و میانی برش کبوتربالا مربوط است و بر اساس مشاهدههای صحرایی به‌شکل سنگ‌آهک‌های نازک تا متوسط‌لایۀ خاکستری تا قهوه‌ای‌رنگ دیده می‌شود. قطعه‌های درشت مرجان متعلق به جنس Oculina sp. با فراوانی 30 تا 45 درصد، قسمت اعظم این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند؛ از دیگر اجزای حاضر در این ریزرخساره عبارتند از: جلبک‌های قرمز و خرده‌های خارپوست با فراوانی کمتر از 10 درصد (شکل 5، F و G). تفسیر ریزرخساره: حضور مرجان‌ها و جلبک‌های قرمز همراه با خرده‌های خارپوست و همچنین مقادیر فراوان ماتریکس گلی نشان‌دهندۀ شرایط محیطی با انرژی کم تا متوسط و گویای رسوب‌گذاری این ریزرخساره در بخش‌های ابتدایی دریای باز است (Avarjani et al. 2015; Braun 2016). این ریزرخساره که برای نخستین‌بار از این سازند گزارش می‌شود، معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 15 (Flugel 2010) است.
MF6- فلوتستون تا رودستون حاوی کورالیناسه‌آ، مرجان و بایوکلاست توصیف ریزرخساره: این ریزرخساره در بخش‌های ابتدایی تا میانی برش کبوتربالا با ضخامت 14 متر دیده می‌شود. از ویژگی‌های صحرایی این ریزرخساره می‌توان به سنگ‌آهک‌های توده‌ای خاکستری‌رنگ حاوی درزه‌های انحلالی اشاره کرد. بر اساس مطالعه‌های میکروسکوپی، کورالیناسه‌آ با فراوانی 20 تا 25 درصد و مرجان‌ها با فراوانی 10 تا 15 درصد اجزای اصلی و خارپوست، نرم‌تنان و استراکد با فراوانی کمتر از 10 درصد اجزای فرعی حاضر در این ریزرخساره هستند. از دیگر ویژگی‌های این ریزرخساره عبارتند از: افزایش کورالیناسه‌آ در برخی از مقاطع نازک. تفسیر ریزرخساره: به‌علت حضور مرجان‌ها با اندازۀ بیش از 2 میلی‌متر و همچنین فابریک گل‌پشتیبان تا دانه‌پشتیبان، بافت فلوتستون تا رودستون برای این ریزرخساره معرفی می‌شود (Embry and Klovan 1971) (شکل5، H و I). مرجان‌های حاضر ممکن است از فرسایش کلنی‌های مرجانی (به‌وسیلۀ امواج یا طوفان) که از پیش وجود داشته‌اند، به این ریزرخساره آورده شده باشند. باتوجهبه مطالب یادشده، حضور کورالیناسه‌آ و مرجان‌ها و همچنین نبود فسیل‌های شاخص لاگون، این ریزرخساره به بخش‌های کم‌عمق محیط دریای باز نسبت داده می‌شود (Flugel 2010; Roozpeykar and Maghfouri Moghaddam 2015; Shabafrooz et al. 2015). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ شمارۀ RMF- 9 (Flugel 2010) است که برای نخستین‌بار از سازند تله‌زنگ معرفی می‌شود.
شکل 5- ریزرخساره‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا؛ A. دولومیکرایت، B. وکستون حاوی پلوئید، فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست، C. وکستون تا پکستون حاوی داسی‌کلاداسه‌آ، فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست؛ داسی‌کلاداسه از نوع Clypeina cf. occidentalisدر مرکز تصویر مشخص است، D. باندستون مرجانی که مرجان مشخص‌شده در این تصویر به جنس Actinacis sp. تعلق دارد، E. تصویر صحرایی از ریزرخسارۀ باندستون مرجانی، F و G. فلوتستون مرجانی؛ در تصویر G مرجان مشخص‌شده به جنس Oculina sp. متعلق است، H و I. فلوتستون تا رودستون حاوی کورالیناسه‌آ، مرجان و بایوکلاست
محیط رسوبی اجزای سازند تله‌زنگ در منطقۀ کرمانشاه تا حدی از دیگر برش‌های این سازند در منطقۀ لرستان متفاوت (نبود فرامینیفرهای بزرگ از خانواده‌های نومولیتیده، آلوئولینیده و دیسکوسیکلینیده در منطقۀ بررسی‌شده) هستند که احتمالاً به‌علت شرایط ویژۀ محیطی و کم‌عمق‌تر‌بودن حوضه نسبت به سایر مناطق لرستان است (Shalalvand 2019). باتوجهبه تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها، وجود میکرایت در بیشتر ریزرخساره‌ها، نبود ساخت‌های ریزشی (Slumps) و کلسی‌توربیدایت‌ها، نبود ریف‌های سدی گسترش‌یافته با ضخامت شایان توجه در طول توالی و وجودنداشتن آنکوئیدها و پیزوئیدها که مختص شلف لبه‌دار هستند، سازند تله‌زنگ در برش مطالعهشده در پلت‌فرم کربناتهای از نوع رمپ نهشته شده است (Flugel 2010). باتوجهبه عمق کم ریزرخساره‌ها نمی‌توان دربارۀ هم‌شیب یا شیب‌داربودن رمپ کربناته اظهارنظر کرد. با درنظرگرفتن میکروفسیل‌های شناسایی‌شده و بررسی تغییرات عمودی و جانبی ریزرخساره‌ها بر اساس دو مدل (Wilson 1975; Flugel 2010)، می‌توان بیان کرد رسوب‌گذاری سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا در چهار زیرمحیط پهنۀ جزرومدی، لاگون، پشتۀ بایوکلاستی و دریای باز رخ داده است. سازند تله‌زنگ در این برش، شرایط رسوب‌گذاری در بخش‌های رمپ داخلی تا ابتدای رمپ میانی را داشته است. کمربند رخساره‌ای پهنۀ جزرومدی از ریزرخسارۀ MF1 (دولومیکرایت) تشکیل شده است؛ نبود ذرات اسکلتی و مقدار کم ذرات کوارتز آواری در اندازۀ سیلت، از ویژگی‌های اصلی این پهنه در منطقۀ مطالعهشده است. در ادامه، کمربند رخساره‌ای لاگون شامل دو ریزرخسارۀ MF2 (وکستون حاوی پلوئید فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست) و همچنین MF3 (وکستون تا پکستون حاوی داسی‌کلاداسه‌آ، فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست) است. در ریزرخسارۀ MF2، حضور هم‌زمان ذرات پلوئیدی و فرامینیفرهای بنتیک مربوط به محیط لاگون (مانند میلیولیدها) و همچنین قرارگرفتن آن بالای ریزرخسارۀ پهنۀ جزرومدی بیان‌کنندۀ ته‌نشست این ریزرخساره در کمربند رخساره‌ای لاگون محصور هستند. درصد و تنوع فرامینیفرهای بنتیک و همچنین جلبک‌های سبز داسی‌کلاداسه‌آ از ریزرخسارۀ MF2 به MF3 به‌تدریج افزایش می‌یابد که بیان‌کنندۀ عمیق‌تر‌‌شدن حوضه و گردش نسبتاً خوب آب است. کمربند رخساره‌ای پشتۀ بایوکلاستی شامل ریزرخسارۀ MF4 (باندستون مرجانی) است. وجود کلنی‌های مرجان و بافت باندستون در این ریزرخساره، انرژی زیاد و وجود نور کافی در محیط را نشان می‌دهد که باتوجهبه قرارگیری این ریزرخساره روی ریزرخساره‌های دریای باز و از همه مهم‌تر به‌علت نبود شواهد ریزرخساره‌های ریفی روی زمین و همچنین در مطالعه‌های آزمایشگاهی، می‌توان نتیجه گرفت این ریزرخساره در سمت رو به دریای باز پشتۀ بایوکلاستی و بالای سطح اساس امواج عادی (FWWB)، در جایی که محل برخورد امواج است، نهشته شده است. کمربند رخساره‌ای دریای باز از دو ریزرخسارۀ MF5 (فلوتستون مرجانی) و MF6 (فلوتستون تا رودستون حاوی کورالیناسه‌آ و مرجان) تشکیل شده است. باتوجهبه حضور موجودات محیط دریای باز در بخش رمپ میانی، قرارگیری روی ریزرخساره‌های پشتۀ بایوکلاستی، کاهش میزان سیمان در این ریزرخساره‌ها و همچنین افزایش میزان گل کربناته بین ذرات می‌توان محیط با انرژی کم و میزان رسوب‌گذاری آرام را که متناسب با دریای باز است، برای این ریزرخساره‌ها در نظر گرفت؛ همچنین وجود خرده‌هایی از تشکیل‌دهنده‌های ریزرخسارۀ پشته (مانند مرجان‌ها) در این محیط، دلیلی بر ریزش پشتۀ بایوکلاستی بر اثر برخورد امواج در بخش رو به دریای پشته است. حضورنداشتن جانداران محیط عمیق‌تر مانند حضورنداشتن چشمگیر فرامینیفرهای پلانکتونیک و اسپیکول اسفنج بیان‌کنندۀ نبود ریزرخساره‌های مربوط به منطقۀ عمیق رمپ میانی و بخش رمپ خارجی (Outer ramp) در برش مطالعهشده است؛ زیرا باتوجهبه مطالعه‌های انجام‌شده روی این سازند (Zohdi 2007; Baghepour and Vaziri 2012)، محیط رسوبی از سمت جنوب‌شرق (لرستان) به‌سمت شمال‌غرب (کرمانشاه) به‌نسبت کم‌عمق‌تر می‌شود (Shalalvand 2019). گفتنی است عمیق‌ترین ریزرخسارۀ موجود در مطالعۀ حاضر بر اساس تقسیم‌های محیط رسوبی (Flugel 2010)، ریزرخسارۀ MF6 است که در بخش‌های ابتدایی رمپ میانی و زیر سطح اساس امواج عادی (FWWB) نهشته شده است (شکل 6).
شکل 6- مدل رسوبی سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا
چینه‌نگاری سکانسی چینه‌نگاری سکانسی شاخه‌ای از علم چینه‌نگاری است که به تجزیه‌و‌تحلیل مجموعه رسوباتی می‌پردازد که از‌نظر ژنتیکی با‌هم در ارتباط هستند و بین دو سطح ناپیوستگی و یا سطوح پیوستۀ قابل‌تطابق با آنها محدود می‌شوند (Catuneanu et al. 2009). در مطالعۀ حاضر، دسته رخساره‌های پیشروی (TST) از زمان انتهای پسروی (End of regression) تا زمان انتهای پیشروی (End of transgression) و محدودۀ دسته رخسارۀ پسروی (HST) از زمان انتهای پیشروی (End of transgression) تا شروع پایین‌آمدن سطح آب دریاها (Onset of base sea level fall) در نظر گرفته شدند. باتوجهبه شواهد صحرایی و بررسی‌های آزمایشگاهی، سازند تله‌زنگ در این برش از یک سکانس رسوبی ردۀ سوم با ضخامت 61 متر (از قاعدۀ برش تا انتها) تشکیل شده است؛ این سکانس، سنگ‌شناسی عمدتاً آهکی و به مقدار کمتر آهک دولومیتی، دولومیت آهکی، دولومیت و مارن دارد. مرز زیرین این سکانس به‌شکل مشخص و هم‌شیب روی شیل و سیلتستون‌های سازند امیران قرار گرفته و از نوع درجۀ دوم (SB2) است. مرز بالایی این سکانس با شواهد خروج از آب، ناپیوستگی فرسایشی و حضور سازند آواری کشکان، از نوع درجۀ اول (SB1) است. دسته رخسارۀ پیشروی (TST) با ضخامت 29 متر از سنگ‌آهک‌های نازک تا ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ تشکیل شده است. این دسته رخساره در بخش‌های قاعده‌ای این برش شامل ریزرخساره‌های محیط لاگون (وکستون حاوی پلوئید، فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست) و بخش پر‌انرژی پشتۀ بایوکلاستی (باندستون مرجانی) است که در ادامه و به‌سمت بالای توالی با ریزرخسارۀ مربوط به بخش‌های ابتدایی دریای باز (فلوتستون تا رودستون حاوی کورالیناسه‌آ، مرجان و بایوکلاست) به بیشترین عمیق‌شدگی خود (MFS) می‌رسد و در این بخش، جلبک‌های قرمز کورالیناسه‌آ به بیشترین گسترش و اندازۀ خود می‌رسند. شواهدی در برش مطالعهشده وجود ندارند که سطح مشخصی با بیشترین پیشروی (برای نمونه، سطوح سخت و سیمانی‌شدۀ دریایی) را تأیید کنند؛ باوجوداین، می‌توان تغییر الگوی رسوب‌گذاری از ریزرخساره‌های پیشروی به‌سمت ریزرخساره‌های پسروی را باتوجهبه مشاهدههای صحرایی و مطالعه‌های آزمایشگاهی در این برش مشخص کرد. دسته رخسارۀ پسروی (HST) 32 متر ضخامت دارد و از دولومیت، دولومیت آهکی، سنگ‌آهک دولومیتی و سنگ‌آهک با لایه‌بندی نازک و ضخیم‌لایه تشکیل شده است؛ به‌محض آغاز این بخش، دولومیتی‌شدن آغاز می‌شود و این فرایند در طول توالی نیز مشاهده می‌شود (به‌شکل دولومیت آهکی و آهک دولومیتی). این دسته رخساره با الگوی رسوب‌گذاری پس‌رونده، از ریزرخسارۀ فلوتستون مرجانی در بخش‌های پایین‌تر تشکیل شده است و در ادامۀ روند کاهش عمق به‌سمت بالای توالی، شاهد حضور ریزرخسارۀ مربوط به بخش لاگون (وکستون تا پکستون حاوی داسی‌کلاداسه‌آ، فرامینیفر بنتیک و بایوکلاست) و پهنۀ جزرومدی (دولومیکرایت) هستیم. درنهایت، باتوجهبه وجود ناپیوستگی فرسایشی در انتهای این سازند و آغاز سازند آواری کشکان در متراژ 65 متری، این سکانس پایان می‌یابد (شکل 7).
شکل 7- پراکندگی ریزرخساره‌های رسوبی در طول برش کبوتربالا از سازند تله‌زنگ که تغییرات زیرمحیطهای رسوبی و سکانس‌های رسوبی نیز در آن مشخص شده است.
ژئوشیمی ژئوشیمی عناصر اصلی و فرعی در سنگ‌های کربناته، ابزار مفیدی برای مطالعۀ ویژگی‌های این سنگ‌هاست (Vincent et al. 2006). کانی‌های اصلی کربناته که در آب دریا تشکیل می‌شوند، بهطور عمده شامل آراگونیت (A)، کلسیت پرمنیزیم (HMC) و کلسیت کم‌منیزیم (LMC) هستند. شناسایی ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کربنات‌ها صرفاً بر اساس مطالعه‌های پتروگرافی به‌علت تأثیر فرایندهای دیاژنتیکی، امری بسیار مشکل است؛ زیرا به‌مرورزمان، آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم به کلسیت کم‌منیزیم تبدیل و باعث تغییر بافت و ترکیب اولیۀ سنگ می‌شود. با استفاده از روش‌های ژئوشیمیایی مانند تجزیه‌وتحلیل‌های عنصری (کلسیم، منیزیم، استرانسیوم، سدیم، منگنز و آهن) می‌توان ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کربنات‌ها را شناسایی کرد (Adabi and Rao 1991; Adabi 2004; Adabi and Asadi Mehmandosti, 2008; Adabi et al. 2010) (جدول‌های 1 و 2).
جدول 1- تغییرات عناصر اصلی و فرعی به همراه بیشترین، کمترین و میانگین مقادیر آنها در سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا
جدول 2- تغییرات عناصر اصلی و فرعی به همراه بیشترین، کمترین و میانگین مقادیر آنها در دولومیت‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا
در پژوهش حاضر، باتوجهبه میزان عناصر اصلی (کلسیم و منیزیم) و فرعی (استرانسیوم، سدیم، منگنز و آهن) و مقایسۀ آن با محدوده‌های مربوط به آراگونیت‌های حاره‌ای عهد حاضر (Milliman 1974)، کربناتهای معتدلۀ عهد حاضر (Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های ساب‌پولار پرمین تاسمانیا (Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های گوردون تاسمانیا (Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های آراگونیتی سازند مزدوران (Adabi and Rao 1991)، سازند تله‌زنگ (Zohdi 2007)، سازند ایلام (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008) و سازند فهلیان (Adabi et al. 2010)، به بررسی و تفسیر ویژگی‌های سازند تله‌زنگ در برش سطحی کبوتربالا پرداخته و ترکیب کانی‌شناسی اولیه و سیستم دیاژنزی کربناتهای این سازند در برش یادشده بررسی شد.
استرانسیوم (Sr) میزان استرانسیوم در نمونه‌های کل کربناتۀ مناطق حاره‌ای عهد حاضر بین 8000 تا 10000 پی‌پی‌ام نوسان دارد (Milliman 1974)؛ درحالیکه در نمونه‌های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر، محدودۀ کمتری دارد و بین 1642 تا 5007 (میانگین 3270) پی‌پی‌ام است (Rao and Adabi 1992; Rao and Amini 1995). مقدار استرانسیوم با افزایش میزان آراگونیت، افزایش و با افزایش میزان کلسیت، کاهش می‌یابد (Rao and Adabi 1992; Asadi Mehmandosti and Adabi 2013; Adabi et al. 2015). مقدار استرانسیوم در سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا بین 964 تا 1833 پی‌پی‌ام (میانگین 1529 پی‌پی‌ام) متغیر است؛ میزان نسبتاً زیاد استرانسیوم (بیش از 1000 پی‌پی‌ام) در این نمونه‌ها از ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی آنها ناشی شود (شکل 8).
شکل 8- تغییرات مقادیر استرانسیوم در برابر سدیم در سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا؛ در این شکل، محدودۀ سازند تله‌زنگ در برش‌های مطالعهشده با محدوده‌های ارائه‌شده برای سنگ‌آهک‌های سازند مزدوران (مربوط به بخش کم‌عمق حوضه) به سن ژوراسیک بالایی (Adabi and Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا به سن اردویسین (Rao 1990)، محدودۀ آراگونیت‌های حاره‌ای عهد حاضر (Milliman 1974)، محدودۀ کربناتهای معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش نمونه و برش سطحی تاقدیس کیالو (Zohdi 2007)، سازند ایلام (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008) و سازند فهلیان (Adabi et al. 2010) مقایسه شده است. همان‌طور که مشاهده می‌شود، بیشتر نمونه‌ها درون محدودۀ سنگ‌آهک‌های حاره‌ای گوردون اردویسین تاسمانیا با ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی قرار می‌گیرند. مقادیر استرانسیوم در این نمونه‌ها کمتر از مقادیر معادل‌های عهد حاضر آنهاست؛ زیرا استرانسیوم طی دیاژنز متائوریک کاهش می‌باید.
سدیم (Na) تمرکز سدیم در سنگ‌آهک‌های آراگونیتی غیربیوتیک حاره‌ای عهد حاضر محدوده‌ای بین 1500 تا 2700 پی‌پی‌ام (میانگین 2500 پی‌پی‌ام) دارد؛ درحالیکه، این مقدار در کلسیت غیربیوتیک حدود 270 پی‌پی‌ام است (Milliman 1974; Veizer 1983; Rao and Adabi 1992). تمرکز سدیم در سنگ‌های کربناته به درجۀ شوری، عمق آب، تفریق بیولوژیکی، آثار جنبشی و کانی‌شناسی کربنات‌ها نسبت داده می‌شود. سدیم ضریب توزیع یا انباشتگی کمتر از یک دارد و تمرکز آن در آب‌های متائوریکی کم است (Adabi 2011). فرایندهای دیاژنتیکی به‌علت تفریق بیوشیمیایی یا تمرکز کم سدیم در آب‌های متائوریکی باعث کاهش میزان این عنصر در سنگ‌های کربناته پس‌از دیاژنز می‌شوند (Adabi and Rao 1991; Adabi et al. 2015). مقادیر سدیم در سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا بین 65 تا 160 پی‌پی‌ام (میانگین 100 پی‌پی‌ام) اندازه‌گیری شد؛ کاهش مقدار سدیم در مقایسه با نمونه‌های سازند تله‌زنگ در برش نمونه و برش کیالو (Zohdi 2007) ممکن است به‌علت شوری کمتر محیط و همچنین تأثیر بیشتر فرایندهای دیاژنزی متائوریکی در برش کبوتربالا باشد (شکل 8) (Adabi and Rao 1991; Adabi and Asadi Mehmandosti 2008).
منگنز (Mn) مقدار منگنز در سنگ‌آهک‌های برش کبوتربالا بین 161 تا 421 پی‌پی‌ام (میانگین 257 پی‌پی‌ام) اندازه‌گیری شد. مقدار منگنز در رسوبات کربناتۀ آراگونیتی واقع در دریاهای گرم و کم‌عمق عهد حاضر کمتر از 20 پی‌پی‌ام است (Milliman 1974)؛ درحالیکه این مقدار در نمونه‌های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر بیش از 300 پی‌پی‌ام است (Rao and Adabi 1992; Rao and Amini 1995). برخی پژوهشگران معتقدند مقدار منگنز با افزایش فرایندهای دیاژنز متائوریکی، افزایش می‌یابد؛ زیرا ضریب توزیع منگنز در آب‌های متائوریکی زیاد است و به حدود 15 می‌رسد (Rao 1991). در شرایط احیایی، میزان این عنصر در سنگ‌های کربناته درخور توجه است؛ به‌شکلی‌که در چنین شرایطی مقدار منگنز می‌تواند به صددرصد نیز برسد (Shanmugam and Benedict 1983)؛ علاوه‌بر‌این، کم‌بودن مقدار منگنز در کربنات‌ها به تبادل کمتر آب به سنگ نیز نسبت داده می‌شود (Adabi 2011). مقادیر زیاد منگنز در نمونه‌های برش کبوتربالا نسبت به نمونه‌های سازند تله‌زنگ در برش نمونه و برش کیالو (Zohdi 2007) دلیلی بر بازتربودن سیستم دیاژنزی و همچنین شرایط احیایی در برش مطالعهشده است (شکل 9).
شکل 9- ترسیم مقادیر سدیم در برابر منگنز در سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا؛ همان‌طور که مشاهده می‌شود، تقریباً تمام نمونه‌ها درون محدودۀ سنگ‌آهک‌های سازند مزدوران قرار می‌گیرند که این نشان‌دهندۀ وجود ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی در این برش است؛ همچنین مقادیر منگنز در نمونه‌های برش کبوتربالا بیشتر از مقادیر معادل‌های عهد حاضر آن است که تأثیر دیاژنز متائوریک را روی نمونه‌های این برش نشان می‌دهد.
آهن (Fe) تغییرات عنصر آهن در سنگ‌آهک‌های برش کبوتربالا بین 281 تا 2107 پی‌پی‌ام (میانگین 905 پی‌پی‌ام) است. مقدار آهن در رسوبات کربناتۀ مناطق معتدله با افزایش درصد آراگونیت، افزایش می‌یابد و مقدار آن به‌مراتب بیشتر از مقدار آهن در آراگونیت‌های آب‌های گرم مناطق حاره‌ای است (Rao and Adabi 1992). تغییرات عنصر منگنز در برابر عنصر آهن روند افزایشی را نشان می‌دهد (شکل 10) که این امر را می‌توان به تأثیر دیاژنز غیردریایی و یا شرایط احیایی روی نمونه‌ها نسبت داد. با افزایش تأثیر دیاژنز متائوریکی در محیط احیایی، مقدار آهن هم‌زمان با افزایش منگنز، افزایش می‌یابد (Adabi 2011). اندرسون و آرتور (Anderson and Arthur 1983) معتقدند مقادیر آهن با افزایش تأثیر شرایط احیایی افزایش می‌یابد. در شرایط احیایی، عناصر منگنز و آهن می‌توانند به مقدار درخور توجهی به شبکۀ کلسیت وارد شوند (Mucci 1988).
شکل 10- رسم مقادیر آهن در برابر منگنز در سنگ‌آهک‌های مطالعهشده از سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا؛ روند مثبت بین این دو عنصر گویای تأثیر فرایندهای دیاژنزی غیردریایی روی نمونه‌هاست.
نسبت استرانسیوم به منگنز (Sr/Mn) در برابر منگنز (Mn) در اثر انحلال آراگونیت و کلسیت دارای منیزیم زیاد و تبدیل آنها به کلسیت کم‌منیزیم، مقدار استرانسیوم بهطور چشمگیری کاهش و مقدار منگنز افزایش می‌یابد. طی دیاژنز متائوریک نیز مقدار استرانسیوم کاهش و مقدار منگنز افزایش می‌یابد؛ این موضوع دربارۀ سایر سنگ‌آهک‌های دارای ترکیب اولیۀ آراگونیتی که تحت‌تأثیر فرایندهای دیاژنزی متائوریکی قرار می‌گیرند، صادق است (Rao 1991) و درنتیجۀ این فرایند، نسب استرانسیوم به منگنز کاهش می‌یابد؛ بنابراین تغییرات هم‌زمان نسبت استرانسیوم به منگنز (Sr/Mn) در برابر منگنز (Mn) شاخص مهمی برای تخمین میزان انحلال سنگ‌آهک‌هاست (Rao 1991; Hoseinabdi et al. 2016). رسم مقادیر نسبت استرانسیوم به منگنز (Sr/Mn) در برابر منگنز (Mn) در نمونه‌های مطالعهشده روند کاهشی را نشان می‌دهد (شکل 11)؛ کاهش نسبت استرانسیوم به منگنز در برابر افزایش مقادیر منگنز در نمونه‌های مطالعهشده را می‌توان به انحلال زیاد توسط فرایندهای دیاژنتیکی متائوریکی نسبت داد (Rao 1991).
شکل 11- نمودار نسبت استرانسیوم به منگنز (Sr/Mn) در برابر منگنز (Mn) در سنگ‌آهک‌های برش کبوتربالا؛ روند خطی منفی مشاهده‌شده در این نمونه‌ها را می‌توان به انحلال زیاد توسط فرایندهای دیاژنتیکی نسبت داد.
نسبت استرانسیوم به سدیم (Sr/Na) در برابر منگنز (Mn) سنگ‌آهک‌های آراگونیتی حاره‌ای عهد حاضر دارای مقادیر کم منگنز و نسبت زیاد استرانسیوم به سدیم در حدود 3 تا 5 هستند؛ درحالیکه سنگ‌های آهکی کلسیتی مناطق معتدلۀ عهد حاضر مقادیر زیاد منگنز و نسبت استرانسیوم به سدیم کمتری (حدود 1) دارند (Rao 1991; Khatibi Mehr and Adabi 2014)؛ بنابراین، باتوجهبه نسبت استرانسیوم به سدیم در برابر منگنز می‌توان کربناتهای حاره‌ای دیرینه و عهد حاضر را از کربناتهای غیرحاره‌ای دیرینه و عهد حاضر تفکیک کرد (Adabi and Rao 1991; Winefield et al. 1996; Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Adabi et al. 2010). اگرچه مقدار استرانسیوم و سدیم در سنگ‌های آهکی دیرینه طی دیاژنز متائوریک یا تدفینی کاهش چشمگیری می‌یابد (Veizer 1983)، هنوز هم نسبت‌های استرانسیوم به سدیم در سنگ‌های آهکی دیرینه می‌تواند باعث تفکیک سنگ‌آهک‌های با کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی از معادل کلسیتی شود (Rao 1991; Adabi and Rao 1991). در شکل 12، روند تغییرات استرانسیوم به سدیم در برابر منگنز ترسیم شده است. مقدار تغییرات نسبت استرانسیوم به سدیم در نمونه‌های برش کبوتربالا بین 3/6 تا 2/28 (میانگین 36/17) است. به‌علت مشابهت کانی‌شناسی، نمونه‌ها درون محدودۀ آهک‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا یا در مجاورت آن، اما با روندی مشابه قرار می‌گیرند که دلیلی بر آراگونیتی‌بودن کانی‌شناسی اولیۀ سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش مطالعهشده است.
شکل 12- تغییرات نسبت استرانسیوم به سدیم (Sr/Na) در برابر منگنز (Mn) در سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا؛ همان‌طور که مشاهده می‌شود، نمونه‌ها درون محدودۀ سنگ‌آهک‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا یا در مجاورت آن، اما با روندی مشابه قرار می‌گیرند. تمام نمونه‌های آهکی مطالعهشده از برش کبوتربالا مقادیر زیاد نسبت استرانسیوم به سدیم (Sr/Na) (بیشتر از 1) را دارند که گویای ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی است.
نسبت استرانسیوم به کلسیم (Sr/Ca) در برابر منگنز (Mn) برند و وایزر (Brand and Veizer 1980) و برند و همکارن (Brand et al. 2006) محدوده‌هایی را برای روندهای دیاژنتیکی آراگونیت، کلسیت پرمنیزیم و کلسیت کم‌منیزیم مشخص کرده‌اند. بر اساس ترسیم نسبت استرانسیوم به کلسیم (Sr/Ca) در برابر منگنز (Mn) می‌توان روند دیاژنز را در سیستم‌های باز و بسته مشخص کرد. در سیستم دیاژنزی باز، با افزایش تبادل آب به سنگ water/rock interaction))، میزان نسبت استرانسیوم به کلسیم کاهش می‌یابد و درنتیجه، میزان نسبت استرانسیوم به کلسیم فازهای دیاژنزی کمتر از ترکیبات اولیه خواهد بود (Hoseinabadi et al. 2016). در سیستم‌های بسته و نیمه‌بسته که تبادل آب به سنگ کم است، نسبت استرانسیوم به کلسیم فازهای دیاژنزی تغییرات محسوسی نسبت به ترکیبات اولیه نخواهد داشت (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008). در نمونه‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا به‌علت مقادیر متوسط استرانسیوم به کلسیم و نیز زیادبودن مقادیر منگنز، شاهد سیستم دیاژنتیکی نیمه‌بسته تا باز هستیم (شکل 13).
شکل 13- روند تغییرات نسبت استرانسیوم به کلسیم (Sr/Ca) در برابر منگنز (Mn) در سنگ‌آهک‌های سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا؛ نمونه‌های مطالعهشده باتوجهبه مقادیر نسبتاً زیاد منگنز در سیستم دیاژنتیکی نیمه‌بسته تا باز قرار می‌گیرند.
تغییرات عناصر اصلی و فرعی در طول توالی مطالعهشده در این بخش، باتوجهبه مطالعه‌های چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی عنصری به مقایسۀ تغییرات رخ‌داده در میزان عناصر اصلی و فرعی در طول توالی مطالعهشده از سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا پرداخته می‌شود. در شکل 14، تغییرات رخ‌داده در میزان عناصر اصلی (کلسیم و میزیم) و فرعی (استرانسیوم، سدیم، منگنز و آهن) بهطور جداگانه و در قالب ستون چینه‌شناسی نمایش داده شده است. همان‌طور که در ستون رسم‌شده مشاهده می‌شود، مقادیر عناصر در بخش TST و HST به‌طورکلی با یکدیگر متفاوت است. عنصر استرانسیوم در بخش TST مقادیر بیشتری نسبت به بخش HST دارد که این امر به‌علت تأثیر دیاژنز متائوریک در بخش‌های بالایی این توالی است؛ برعکس، عناصر آهن و منگنز در بخش TST کمترین مقدار را دارند، ولی در بخش HST به بیشترین مقدار خود می‌رسند که تأییدی است بر شرایط متائوریکی بیشتر در بخش HST. بر اساس مشاهدههای صحرایی نیز یک ناپیوستگی فرسایشی بین سازند تله‌زنگ و کشکان وجود دارد که می‌تواند در ورود آب‌های متائوریکی به بخش‌های بالای توالی مطالعهشده از سازند تله‌زنگ نقش داشته و سبب تغییرات عناصر فرعی در این بخش شده باشد. همچنین در متراژ 30 متری از این توالی، تغییری ناگهانی در میزان عناصر دیده می‌شود؛ در این متراژ، عناصر کلسیم (از 14/39 به 86/21 درصد) و استرانسیوم (از 1658 به 408 پی‌پی‌ام) کاهش ناگهانی نشان می‌دهند؛ درحالیکه عناصر منیزیم (از 25/0 به 95/9 درصد)، منگنز (از 228 به 793 پی‌پی‌ام) و آهن (از 355 به 5008 پی‌پی‌ام) افزایش ناگهانی نشان می‌دهند. کاهش و افزایش ناگهانی میزان عناصر با فرایند دولومیتی‌شدن ارتباط دارد که در ادامه، شاهد این فرایند در بخش‌های بالایی این سازند هستیم.
شکل 14- روند تغییرات عناصر اصلی و فرعی در طول برش مطالعهشده از سازند تله‌زنگ
نتیجه سازند تله‌زنگ در جنوب کرمانشاه (برش کبوتربالا) از توالی کربناتهای به ضخامت 65 متر تشکیل شده است. اگرچه این سازند بهطور هم‌شیب و پیوسته روی سازند امیران قرار گرفته است، در بالا با ناپیوستگی فرسایشی از سازند آواری کشکان جدا می‌شود. از دیدگاه سنگ‌شناسی، سازند تله‌زنگ عمدتاً از سنگ‌آهک‌های خاکستری تا قهوه‌ای‌رنگ با لایه‌بندی نازک تا توده‌ای و به میزان کمتر سنگ‌آهک دولومیتی، دولومیت آهکی، دولومیت و مارن تشکیل شده است. مطالعه‌های ریزرخساره‌ای به شناسایی شش ریزرخسارۀ کربناتۀ متعلق به چهار زیرمحیط پهنۀ جزرومدی، لاگون، پشتۀ بایوکلاستی و دریای باز منجر شدند. باتوجهبه شواهد صحرایی و ارتباط عمودی و جانبی ریزرخساره‌ها در طول توالی، می‌توان مدل رسوب‌گذاری سازند تله‌زنگ در برش مطالعهشده را به‌شکل پلت‌فرم کربناتهای از نوع رمپ در نظر گرفت که ریزرخساره‌های معرفی‌شده در بخش‌های رمپ داخلی تا بخش‌های ابتدایی رمپ میانی قرار می‌گیرند. در برش مطالعهشده، شواهدی مبنی بر حضور ریزرخساره‌های مناطق عمیق‌تر (رمپ خارجی) که حضور چشمگیر و درخور توجه فرامینیفرهای پلانکتونیک ویژگی بارز آنها در زمان پالئوسن بالایی- ائوسن میانی است، مشاهده نشد. بر اساس بررسی‌های چینه‌نگاری سکانسی، یک سکانس رسوبی ردۀ سوم در کربناتهای سازند تله‌زنگ تشخیص داده شد که ریزرخسارۀ فلوتستون تا رودستون حاوی کورالیناسه‌آ، مرجان و بایوکلاست مشخص‌کنندۀ عمیق‌ترین ریزرخساره و سطح بیشترین پیشروی آب دریا در زمان رسوب‌گذاری این سازند است. مرز زیرین این سکانس بدون شواهد خروج از آب از نوع دوم (SB2) و مرز بالایی این سکانس با شواهد مستدل خروج از آب مانند وجود ناپیوستگی فرسایشی و سازند آواری کشکان از نوع اول (SB1) تشخیص داده شد. نتایج آزمایش‌های ژئوشیمی و بررسی عناصر اصلی و فرعی و نسبت این عناصر به‌ویژه نسبت استرانسیوم به سدیم در برابر منگنز نشان‌دهندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی در نمونه‌های آهکی سازند تله‌زنگ در این برش است. بر اساس تغییرات نسبت استرانسیوم به کلسیم در برابر منگنز، کربناتهای سازند تله‌زنگ در برش کبوتربالا در سیستم دیاژنزی نیمه‌بسته تا باز قرار گرفته‌اند. روند تغییرات عناصر اصلی و فرعی در طول توالی نشان می‌دهد تأثیر دیاژنز متائوریک بیشتر در رسوبات بخش HST است. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Adabi M.H. 2004. A re-evaluation of aragonite versus calcite seas. Carbonates and Evaporites, 19: 133–141. Adabi M.H. 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh basin, N.E. Iran. Carbonates and Evaporites, 24 (1): 16-32. Adabi M.H. 2011. Sedimentary Geochemistry, Ariyan Zamin Pub. Co., Tehran, 503 p. Adabi M.H. and Asadi-Mehmandosti E. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, S.W. Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33: 267-277. Adabi M.H. and Rao C.P. 1991. Petrographic and geochemical evidence for original aragonitic mineralogy of Upper Jurassic carbonate (Mozduran Formation) Sarakhs area, Iran. Sedimentary Geology, 72: 253-267. Adabi M.H. Kakemem U. and Sadeghi A. 2015. Sedimentary facies, depositional environment and sequence stratigraphy of Oligocene-Miocene shallow water carbonates from the Rig Mountain, Zagros basin (SW Iran). Carbonates and Evaporites, 23(2): 1-17. Adabi M.H. Salehi M.A. and Ghabeishavi A. 2010. Depositional environment, and sequence stratigraphy and geochemistry of Lower Cretaceous carbonates (Fahliyan Formation), S.W. Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 39: 148-160. Adabi M.H. Zohdi A. Ghabeishavi A. and Amiri-Bakhtiyar H. 2008. Applications of nummulitids and other larger benthic foraminifera in depositional environment and sequence stratigraphy: an example from the Eocene deposits in Zagros Basin, SW Iran. Facies, 54: 499–512. Aghanabati A. 2010. Geology of Iran, Ministry of industry and mines, Geological survey and mineral exploration of Iran. 606 p. Anderson T.F. and Arthur M.A. 1983. Stable Isotopies of Oxygen and Carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems: In M.A. Artur T.F. Anderson I.R. Kaplan J. Veizer and L. Land (Eds.), stable Isotopes in Sedimentary Geology, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists short course, 10(1): 1-151. Asadi Mehmandosti E. and Adabi M.H. 2013. Application of geochemical data as evidence of water-rock interaction in the Sarvak formation, Izeh Zone, Zagros, Iran. Procedia Earth and Planetary Science, 7: 31-35. Avarjani SH. Mahboubi A. Mousavi-Harami R. Amiri-Bakhtiar H. and Bernner R.L. 2015. Facies, depositional sequences, and biostratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari formation in Marun oilfield, North Dezful Embayment, Zagros basin, SW Iran. Palaeoworld, 24(2): 336-358. Bachmann M. and Hirsch F. 2006. Lower Cretaceous carbonate platform of the eastern Levant (Galilee and the Golan Heights), Stratigraphy and second order sea-level change. Cretaceous Research, 27: 478-512. Bagherpour B. and Vaziri M.R. 2012. Facies, paleoenvironment, carbonate platform and facies changes across Paleocene-Eocene of the Taleh Zang Formation in the Zagros basin, SW-Iran. Historical Biology, 24(2): 121-142. Brand U. and Veizer J. 1980. Chemical Diagenesis of a multicomponent carbonate system, I: trace elements: Journal of Sedimentary Petrology, 50: 1219-1236. Brand U. Azmy K. and Veizer J. 2006. Evaluation of the Salinic I tectonic, Cancañiri glacial and Ireviken biotic events: Biochemostratigraphy of the Lower Silurian succession in the Niagara Gorge area, Canada and U.S.A. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 241 (2): 192-213. Braun M. 2016. Stratigraphy and lithofacies of the Devonian Kwataboahegan Formation in the Moose River basin, James bay Lowlands, Northern Ontario, M.Sc. thesis, The University of Manitoba, Canada, 167 p. Catuneanu O. Abreu V. Bhattacharya J.P. Blum M.D. Dalrymple R.W. Eriksson P.G. Fielding C.R. Fisher W.L. Galloway W.E. Gibling M.R. Giles K.A. Holbrook J.M. Jordan R. Kendall C.G.S.C. Macurda B. Martinsen O.J. Miall A.D. Neal J. E. Nummedal D. Pomar L. Posamentier H.W. Pratt B.R. Sarg J.F. Shanley K.W. Steel R.J. Strasser A. Tucker M.E., and Winker C. 2009. Towards the standardization of sequence stratigraphy. Earth-Science Reviews, 92: 1-33. Dickson J.A.D. 1965. A Modified Staining Technique for Carbonate in Thin Section: Nature, 205: 578 p. Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 1: 108-121. Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A Late Devonian reef tract on Northeastern Banks Islands, Northwest Territories: Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19: 730-781. Falcon N.L.1961. Major earth-flexing in the Zagros Mountains of South-west Iran. Quarterly Journal of Geological Society of London, 117(4): 367-376. Flugel E., 2010. Microfacies Analysis of Carbonate rocks. Analysis, Interpretation and Application. Springer, Berlin, 976 p. Ghafari M. Afghah M. and Ahmadi V. 2017. Paleoenvironmental Distribution Patterns of Sequence Stratigraphy in the Paleocene-Eocene Deposits of Sekonj Trough Event (Central Iran). Journal of Geology, 7: 647-665 Haq B.U. Hardenbol J. and Vail. P.R. 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science, 235: 1156-1167. Hoseinabadi M. Mahboubi A. Mirab Shabestari G.R. and Motamed A. 2016. Depositional environment, diagenesis and geochemistry of Devonian Bahram formation carbonates, Eastern Iran. Arabian Journal of Geosciences, 9(1): 1-25. Kahsnitz M.M. Willems H. Luo H. and Zhou Z.C. 2018. Paleocene and Lower Eocene shallow-water limestones of Tibet: Microfacies analysis and correlation of the eastern NeoTethyan Ocean. Palaeoworld, 27(2): 226-246. Khatibi Mehr M. and Adabi M.H. 2014. Microfacies and geochemical evidence for original aragonite mineralogy of a foraminifera-dominated carbonate ramp system in the Late Paleocene to Middle Eocene, Alborz basin, Iran. Carbonates and Evaporites, 30(1): 77-98. Khosroabadi M.J. 2016. Microbiostratigraphy of Taleh Zang Formation in Southeastern of Eslamabad Gharb, M.Sc. thesis, Lorestan University, Iran, 80 p. Maghboulian N. 2016. Microbiostratigraphy of Taleh Zang Formation in Southwestern of Kermanshah, M.Sc. thesis, Lorestan University, Iran, 95p. Milliman J.D. 1974. Marine Carbonates. Springer-verlag. New York, 375p. Mucci A. 1988. Manganese uptake during calcite precipitation from Seawater: conditions leading to the Formation of a pseudo kutnahorite: Geochimica et Cosmochimica Acta, 52: 1859-1868. Posamentier H.W. Jervey M.T. and Vail P.R. 1988. Eustatic controls on clastic deposition II – conceptual framework. In: Wilgus C.K. Hastings B.S. Kedall C.G.St.C. Posamentier H.W. Ross C.A. and Van Wagoner J.C. (Eds.), Sea Level Changes: An Integrated Approach. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication, 42: 125–154. Rajabi P. Moghadam M.I. and Gharib F. 2011. Microbiostratigraphy and microfacies of Tale-Zang Formation in Lorestan basin. Geosciences, 22(86): 155-160. Rao C.P. 1991. Geochemical differences between subtropical (Ordovician), temperate (Recent and Pleistocene) subpolar (Permian) carbonates, Tasmania Australia. Carbonates and Evaporites, 6: 83-106. Rao C.P. and Adabi M.H. 1992. Carbonate minerals, major elements and oxygen and carbon isotopes and their variation with depth in cool, temperate carbonates, Western Tasmania, Australia: Marine Geology, 103: 249-272. Rao C.P. and Amini Z.Z. 1995. Faunal relationship to grain-size, mineralogy and geochemistry in recent temperate shelf carbonates, Eastern Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 10: 114-123. Rao C.P. and Jayawardane M.P.J., 1994. Major minerals, elemntal and isotopic composition in modern temperate shelf carbonates, Eastern Tasmania, Australia, implications for the occurrence of extensive ancient non-tropical carbonates. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 107: 49-63. Roozpeykar A. and Maghfouri-Moghaddam I. 2015. Biostratigraphy, facies analysis and paleoecology of the Asmari Formation in the Northwest of Behbahan, South-western Iran. Carbonates and Evaporites, 30: 387–400. Scholle P.A. and Ulmer-Scholle D.S. 2006. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, Textures, Porosity, Diagenesis. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 459 p. Sekhavati B. 2008. Recognition of microfossils of the Taleh-Zang Formation in the Tangeh Mersad, South of Kermanshah. Journal of New Findings in Applied Geology, 5: 34-40. Shabafrooz R. Mahboubi A. Vaziri-Moghaddam H. Ghabeishavi A. and Moussavi-Harami R. 2015. Depositional architecture and sequence stratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari platform, Southeastern Izeh Zone, Zagros Basin, Iran: Facies, 61: 1–32. Shalalvand M. 2019. Geochemistry, Diagenesis and Sedimentary Environment of the carbonate deposits of the Taleh Zang Formation in South and Southwest of Kermanshah. M.Sc thesis. Shahid Beheshti University, Iran, 215 p. Shanmugam G. and Benedict G.L. 1983. Manganese distribution in the carbonate fraction of shallow to deep marine lithofacies, Middle Ordovician, Eastern Tennessee. Sedimentary Geology, 35: 165-175. Veizer J. 1983a. Chemical diagenesis of carbonates: theory and application of trace element technique, Stable Isotopes in Sedimentary Geology: Society for Sedimentary Geology, 10: 3-100. Vescogni A. Bosellini R.F. Papazzoni C.A Giusberti L. Roghi G. Fornaciari E. Dominici S. and Zorzin R. 2016. Coralgal buildups associated with the Bolca Fossil- Lagerstatteen: new evidence from the Ypresian of Monte Postale (NE Italy). Facies, 62(21): 1-20 Vincent B. Rambeau C. Emmanuel L. and Loreau J.P. 2006. Sedimentary and trace element geochemistry of shallow marine carbonates: an approach to paleoenvironmental analysis along Pagni-sur-Meuse section (Upper Jurassic, France). Facies, 52: 69-84. Wilson J.L. 1975. Carbonate Facies in Geological History. Springer, 471p. Winefield P.R. Nelson C.S. and Hodder A.P.W. 1996. Discriminationg temperate carbonates and their diagenesis environments using bulk elemental geochemistry, a reconnaissance study based on New Zealand Cenozoic Limestones. Carbonates and Evaporates, 11: 19-31. Zohdi A. 2007. Geochemistry, diagenesis and sedimentary environment of the carbonate deposits of Tale Zang Formation in type section at Langar Anticline, (Dezful) and comparison with surface Tale Zang section at Kialo Anticline, (Dehluran), M.Sc thesis. Shahid Beheshti University, Iran, 154 p.
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,141 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 801 |
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||