پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شمارهها | 1,639 |
| تعداد مقالات | 13,336 |
| تعداد مشاهده مقاله | 29,934,602 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 11,973,266 |
چینه شناسی، محیط رسوبی و ژئوشیمی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو، جنوبباختر زنجان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 5، دوره 35، شماره 3 - شماره پیاپی 76، مهر 1398، صفحه 57-78 اصل مقاله (2.26 M) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2019.116880.1099 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| فرزانه نوری ناو1؛ افشین زهدی* 2؛ حسین کوهستانی3؛ میرعلی اصغر مختاری4 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1دانشجوی کارشناسی ارشد زمین شناسی، دانشگاه زنجان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2استادیار، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 3دانشیار، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 4دانشیار گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| سازند روته در منطقۀ قارخوتلو (جنوبباختر زنجان) ازنظر سنگشناسی عمدتاً از سنگآهک ماسهای و سنگآهکهای کرم تا خاکستریرنگ نازک تا متوسطلایه به ضخامت 52 متر تشکیل شده است. در این منطقه، سازند روته روی ماسهسنگهای کوارتزی سازند دورود قرار گرفته و با افق لاتریتی- بوکسیتی پوشیده شده است. بررسیهای صحرایی و میکروسکوپی، وجود شش ریزرخسارۀ کربناته را در سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان میدهند. تجزیهوتحلیل ریزرخسارهها و نبود آثار ریفهای سدی بزرگ مرجانی، نبود رسوبات توربیدایتی در ریزرخسارههای شناساییشده و همچنین حضور آلوکمهای اسکلتی مانند جلبک سبز، دوکفهای، براکیوپود، فرامینیفر بنتیک و قطعههای خارپوست نشان میدهد این ریزرخسارههای کربناته احتمالاً در بخشهای کمعمق پلتفرم کربناته از نوع رمپ رسوبگذاری شدهاند. بهمنظور بررسی ویژگیهای زمینشیمیایی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو و تعیین ترکیب کانیشناسی اولیۀ کربناتهای آن، تجزیهوتحلیلهای عناصر اصلی (کلسیم و منیزیم) و فرعی (آهن، منگنز، سدیم و استرانسیم) روی 15 نمونه از سنگآهکهای این سازند (بخشهای میکرایتی) انجام شدند. بر اساس نمودارهای دومتغیرۀ Sr در برابر Na، Mn در برابر Sr/Na، Na در برابر Mn و Sr/Mn در برابر Mn میتوان گفت ترکیب کانیشناسی اولیۀ نمونههای سنگآهکی سازند روته، مخلوط کلسیت- آراگونیت است که با محیط تشکیل کربناتهای سازند روته در حاشیۀ جنوبی اقیانوس پالئوتتیس در زمان پرمین همخوانی دارد. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژهها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چینهشناسی؛ ریزرخساره؛ محیط رسوبی؛ ژئوشیمی؛ سازند روته؛ پرمین؛ قارخوتلو؛ زنجان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه نخستینبار آسرتو در سال 1963 (Asseretto 1963)، سازند کربناتۀ روته به ضخامت 230 متر را بهعنوان دومین چرخۀ رسوبی پرمین البرز- آذربایجان در درۀ روته مطالعه و معرفی کرد. این سازند که یکی از پرفسیلترین واحدهای سنگی ازنظر دیرینهشناسی است، در گسترههای وسیعی از البرز خاوری تا آذربایجان رخنمون دارد و شامل ردیفهایی از سنگآهکهای لایهای خاکستری تا تیره با تناوبی از لایههای نازک مارن است (Aghanabati 2010). این سازند یکی از آخرین تشکیلات پالئوزوئیک است که اهمیت بسزایی دارد و میزبان بسیاری از کانسارهای رسوبی متداول است (e.g. Alipour et al. 2014; Shamanian et al. 2015). تاکنون مطالعههای فسیلشناسی و رسوبشناسی (Babaei Khu et al. 2013; Kafshduz et al. 2014)، محیط رسوبی، ریزرخسارهها و چینهنگاری سکانسی (Hasani et al. 2014; Bastami et al. 2017) متعددی دربارۀ سازند روته در مناطق مختلف البرز انجام شدهاند؛ باوجوداین، سازند روته در منطقۀ زنجان کمتر مدنظر قرار گرفته است؛ در همین راستا و برای نخستینبار، بُرش چینهشناسی مناسبی از سازند روته در منطقۀ قارخوتلو در فاصلۀ حدود 25 کیلومتری جنوبباختر زنجان با مختصات جغرافیایی˝2 ´30 ˚36 عرض شمالی و˝82 ´28 ˚48 طول خاوری برای مطالعههای دقیق چینهشناسی، محیط رسوبی و ژئوشیمیایی انتخاب شد. نتایج پژوهش حاضر میتوانند برای انطباق بهتر این سازند بین بخشهای البرز مرکزی و باختری و بازسازی جغرافیای دیرینۀ زمان پرمین در حوضههای رسوبی البرز و ایران مرکزی استفاده شوند.
روش مطالعه ابتدا با بررسی و مطالعۀ نقشهها و تصاویر ماهوارهای، برش مناسبی از سازند روته در منطقۀ مطالعهشده انتخاب شد و سپس پیمایشهای صحرایی برای شناخت ساختمانهای رسوبی، یافتن مرز سازندها و اندازهگیری ضخامت بُرش انتخابشده انجام شدند. نقشۀ 1:5000 زمینشناسی منطقۀ مدنظر با پیمایشهای صحرایی منظم و همچنین استفاده از تصویر ماهوارهای Google Earth ترسیم شد. ضخامت سازند در منطقۀ مطالعهشده 52 متر اندازهگیری شد و پساز انجام بررسیهای صحرایی، تعداد 35 نمونۀ سنگی از نهشتههای کربناتۀ سازند روته برداشت شدند؛ نمونهها باتوجهبه تغییر ویژگیهای رسوبشناسی و رخسارهای برداشت شدند. ویژگیهای فسیلشناسی، سنگشناسی و ریزرخسارهای نمونههای کربناته پساز رنگآمیزی با محلول آلیزارین قرمز (Dickson 1966) روی 16 مقطع نازک مطالعه شدند. مقاطع نازک تهیهشده در آزمایشگاه و با میکروسکوپ پلاریزان ازنظر محتوای فسیلی، ویژگیهای بافتی و رسوبشناسی بررسی شدند. نامگذاری سنگهای کربناته بر اساس تقسیمبندی رایج و متداول دانهام (Dunham 1962) انجام شد. در تفسیر ریزرخسارهها و تعیین محیط رسوبی سنگهای کربناته از روش فلوگل (Flügel 2010) استفاده شد. در مرحلۀ بعد، بهمنظور تعیین ترکیب کانیشناسی اولیۀ کربناتهای مطالعهشده، تعداد 15 نمونه از سنگآهکهای سازند روته (عمدتاً از بخشهای میکرایتی نمونهها) انتخاب و برای اندازهگیری عناصر اصلی و فرعی به آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران ارسال و به روشهای ICP-MS و XRF تجزیهوتحلیل شدند.
زمینشناسی و چینهشناسی منطقۀ مطالعهشده در تقسیمبندی پهنههای زمینساختی- رسوبی ایران (Aghanabati 2010)، بخشی از بخشهای شمالباختری پهنۀ ایران مرکزی محسوب میشود. این منطقه جزء کوچکی از ورقۀ زمینشناسی مقیاس 1:100000 زنجان (Babakhani and Sadeghi 2004) را در بخشهای جنوبباختری آن به خود اختصاص میدهد. بر اساس پیمایشهای صحرایی انجامشده، نقشۀ زمینشناسی با مقیاس 1:5،000 از منطقۀ قارخوتلو تهیه شد (شکل 1). واحدهای سنگی موجود در این منطقه شامل سازندهای میلا، دورود، روته، افق لاتریتی- بوکسیتی و شمشک هستند که با واحدهای کواترنری پوشیده شدهاند (شکلهای 1 و 2).
شکل 1- نقشۀ زمینشناسی 1:5000تهیهشده از منطقۀ قارخوتلو
سازند روته در منطقۀ قارخوتلو 52 متر ضخامت دارد (شکل 3). تغییرات سنگشناسی این سازند از پایین به بالا بهترتیب عبارتند از: 1. چهار متر سنگآهکهای ماسهای ضخیملایۀ کرمرنگ حاوی ذرات آواری (کوارتز)؛ 2. بیست متر سنگآهکهای نازکلایۀ کاملاً تیرهرنگ دارای آلوکمهای اسکلتی براکیوپود و خارپوست؛ 3. پنج متر سنگآهکهای خاکستریرنگ متوسط تا ضخیملایۀ دارای مقادیر فراوان خردههای اسکلتی جلبک سبز و دوکفهای؛ 4. بیست متر سنگآهکهای خاکستریرنگ متوسطلایه همراه با نودولها و باندهای چرتی؛ 5. سه متر سنگآهکهای خاکستریرنگ روشن متوسط تا نازکلایۀ دارای مقادیر فراوان خردههای اسکلتی براکیوپود و جلبک سبز. توالی چینهشناسی سازند روته در بُرش قارخوتلو در شکل 3 نمایش داده شده است. امتداد لایههای این سازند، شمالباختری- جنوبخاوری با شیب حدود 35 درجه بهسمت جنوبباختر است. سازند روته بهطور همشیب روی سازند دورود قرار دارد (شکلهای 2 و 3) و خود بهطور همشیب با افق لاتریتی- بوکسیتی به ضخامت تقریبی 20 متر و بهشکل ناپیوستگی فرسایشی پوشیده شده است (شکلهای 2 و 3). افق لاتریتی- بوکسیتی مطالعهشده با رنگ قرمز و در برخی بخشها با رنگ زرد در منطقه رخنمون دارد (شکل 2، ت) و به سه بخش پیزوئیدی قرمز زیرین، بخش قرمز میانی و بخش زرد آجری بالایی تقسیم میشود. بافتهای پیزوئیدی و اووئیدی از بافتهای غالب این افق هستند (شکل 2، ث تا چ)؛ البته طی مطالعههای صحرایی، یک واحد تراکی آندزیبازالت به رنگ سبز تا خاکستری مایل به سبز و با ضخامت کم (حدود یک متر) زیر افق لاتریتی- بوکسیتی شناسایی شده است که گسترش جانبی ندارد و در دیگر برشهای سازند روته در منطقۀ زنجان مشاهده نشده است (Zohdi 2018). ضخامت کم سازند روته در برش مطالعهشده ممکن است بهعلت تأثیر ناپیوستگی فرسایشی بزرگمقیاس مرز پرمین و تریاس باشد که درنتیجۀ آن، بخش اعظمی از رسوبات متعلق به سازند روته از بین رفتهاند. همانطور که گفته شد، این افق فرسایشی 20 متر ضخامت دارد و روی آن بهجای سازند الیکا، نهشتههای شیلی و ماسهسنگ سبزرنگ سازند شمشک رسوبگذاری کردهاند که خود میتواند بهعلت تأثیر این فاز فرسایشی باشد. ریزرخسارهها و محیط رسوبی بر اساس مشاهدههای صحرایی و بررسی مقاطع نازک میکروسکوپی و باتوجهبه زمینۀ سنگ و اجزای تشکیلدهنده، شش ریزرخسارۀ رسوبی برای نهشتههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو شناسایی شد (شکلهای 4 و 5 و جدول 1). در ادامه، توصیف هریک از این ریزرخسارهها که از بخشهای کمعمقتر حوضۀ رسوبی بهسمت بخشهای عمیقتر آن گسترش یافتهاند، بیان و به تفسیر محیط رسوبی آنها پرداخته میشود.
شکل 2- تصاویر صحرایی سازند روته در بُرش قارخوتلو؛ الف. نمایی کلی از سازند روته و دیگر سازندهای پالئوزوئیک پایینی در منطقۀ مطالعهشده (دید بهسمت شمال)، ب. نمایی نزدیکتر از مرز زیرین سازند روته با سازند دورود (دید بهسمت جنوب)، پ. نمایی از مرز بالایی سازند روته با افق لاتریتی- بوکسیتی در منطقۀ مطالعهشده (دید بهسمت جنوبباختر)، ت. افق لاتریتی- بوکسیتی با ضخامت درخور توجه درمنطقۀ مطالعهشده، ث تا چ. تصاویر میکروسکوپی از افق لاتریتی- بوکسیتی در توالی مطالعهشده که در این تصاویر، حضور پیزوئیدها بهعنوان یکی از اجزای اصلی تشکیلدهندۀ این افق مشخص است.
شکل 3- ستون سنگچینهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو، جنوبباختر زنجان
جدول 1- ریزرخسارههای شناساییشده در سازند روته در برش قارخوتلو
ریزرخسارۀ وکستون ماسهای حاوی بایوکلست و اگرگات (Aggregate bioclast sandy wackestone) توصیف: این ریزرخساره در بخشهای قاعدهای سازند روته بهشکل یک واحد آهکهای ماسهای ضخیملایه دیده میشود. ویژگی شاخص این ریزرخساره، وجود مقادیر نسبتاً زیادی از دانههای درشت کوارتز در حد ماسه (حدود 15 درصد) است که غالباً تکبلوریاند و خاموشی موجی دارند. آلوکمهای اسکلتی موجود در این ریزرخساره شامل جلبک قرمز (5 درصد)، فرامینیفر بنتیک (3 درصد)، گاستروپود (2 درصد)، خارپوست (2 درصد) و براکیوپود (2 درصد) هستند و از آلوکمهای غیراسکلتی غالب آن میتوان به آگرگات (حدود 8 درصد) اشاره کرد (شکلهای 4، الف و 5). آلوکمها در این ریزرخساره در زمینهای از ماتریکس میکرایتی و به حالت وکستون قرار گرفتهاند. دولومیتیشدن مهمترین فرایند دیاژنتیکی در این ریزرخساره است که حدود 8 درصد ریزرخساره را به خود اختصاص میدهد (شکل 4، ب). دولومیتهای این ریزرخساره عمدتاً ریزبلور و نیمهشکلدارند. بلورهای دولومیت بهطور پراکنده در بخشهای مختلف مقطع نازک میکروسکوپی شناسایی شدهاند و توزیع اندازۀ بلور در آنها یکنواخت است؛ این دولومیتها متراکمند و تخلخل ناچیزی دارند. تفسیر: حضور دانههای درشت کوارتز و آلوکمهایی مانند آگرگات و همچنین قرارگرفتن این آلوکمها در زمینهای از ماتریکس میکرایتی در این ریزرخساره بیانکنندۀ محیط کمعمق با انرژی متوسط تا زیاد است. حضور دانههای درشت کوارتز (در اندازۀ ماسه) به همراه ذرات اگرگاتی، نزدیکی مجموعه را به محیطهای ساحلی نشان میدهد (Flügel 2010; Leda et al. 2014; Kansun et al. 2018). بهطورکلی، ریزرخسارههای کربناتۀ دارای کوارتزهای آواری دانهدرشت غالباً به محیط رسوبگذاری دریایی کمعمق نسبت داده میشوند (Flügel 2010). ریزرخسارۀ وکستون ماسهای حاوی بایوکلست و اگرگات باتوجهبه اجزای تشکیلدهندۀ آن و بهویژه نوع فسیلهای تشکیلدهنده، عمدتاً در بخشهای انتهایی پلتفرم کربناتهای از نوع رمپ رسوبگذاری کرده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 20 (Flügel 2010) است.
شکل 4- تصاویر میکروسکوپی ریزرخسارههای سازند روته؛ الف. ریزرخسارۀ وکستون ماسهای حاوی بایوکلست و آگرگات (نور پلاریزۀ متقاطع)، ب. دولومیتیشدن در ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست (نور پلاریزۀ متقاطع)، پ. ریزرخسارۀ وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک کوچک و پلوئید (نور پلاریزۀ متقاطع)، ت. ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفهای (نور پلاریزۀ عبوری)، ث. ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون حاوی بایوکلست و اینتراکلست (نور پلاریزۀ متقاطع)، ج. ریزرخسارۀ پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز (نور پلاریزۀ متقاطع)، چ. ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست (نور پلاریزۀ متقاطع)، ح. فرایند سیلیسیشدن روی پوستۀ براکیوپود (نور پلاریزۀ متقاطع). Aggr:اگرگات،Ben. Fora : فرامینیفر بنتیک،Bio : بایوکلست، Biv: دوکفهای،Bra : براکیوپود، Echi: خارپوست،Gr. Alg : جلبک سبز، Intra: اینتراکلست، Pel: پلوئید، Qz: کوارتز
ریزرخسارۀ وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک کوچک و پلوئید (Peloid small benthic foraminifera wackestone) توصیف: این ریزرخساره در بخشهای پایینی و میانی سازند روته و داخل سنگآهکهای نازک تا متوسطلایه دیده میشود. وجود فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ تیره (پورسلانوز) از ویژگیهای بارز این ریزرخساره است که اغلب طی فرایند میکرایتیشدن به ذرات غیراسکلتی پلوئید تبدیل شدهاند. فرامینیفرهای بنتیک تیره حدود 14 درصد از ریزرخساره را به خود اختصاص میدهند؛ پلوئید حدود 10 درصد و دانههای کوارتز تکبلوری با خاموشی موجی و فراوانی حدود 6 درصد از دیگر اجزای تشکیلدهنده این ریزرخسارهاند. از بایوکلستهایی که در این ریزرخساره مشاهده میشوند میتوان به قطعهها و خردههای خارپوست (5 درصد)، براکیوپود (5 درصد) و استراکود (4 درصد) اشاره کرد (شکل 4، پ)؛ همچنین، درصد کمی (حدود 2 درصد) از این ریزرخساره دولومیتی شده است. دولومیتهای این ریزرخساره، ریزبلور و عمدتاً نیمهشکلدارند. وجود رگههای کلسیتی از دیگر ویژگیهای این ریزرخساره است. تفسیر: حضور فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ تیره، پلوئیدها، دانههای درشت کوارتز و قرارگرفتن این آلوکمها در زمینهای از ماتریکس میکرایتی گواه روشنی بر رسوبگذاری این ریزرخساره در بخشهای انتهایی محیط رسوبی رمپ کربناته است (Davydov et al. 2014). دانههای کوارتز و فراوانی اجزای غیراسکلتی نظیر پلوئیدها و وجود گل آهکی در زمینه نشاندهندۀ محیطی آرام با تأثیر کمتر امواج در بخشهای کمانرژی رمپ کربناته است (Papazzoni and Trevisani 2006; Flügel 2010)؛ البته پلوئیدها در گسترۀ وسیعی میتوانند حضور داشته باشند، اما حضور غالب آنها به محیط رسوبی با انرژی کم تا متوسط مربوط میشود (Adachi et al. 2004). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 20 (Flügel 2010) است.
ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفهای (Bivalve green algae wackestone to packstone) توصیف: این ریزرخساره جزء بخشهای میانی سازند روته است و در واحدهای سنگآهکی نازک تا ضخیملایۀ این سازند مشاهده میشود. فراوانی جلبک سبز و دوکفهای ویژگی مهم این ریزرخساره است. خردههای اسکلتی تشکیلدهندۀ این ریزرخساره اغلب جلبکهای سبز (15 درصد) و دوکفهای (10 درصد)، مقادیر کمتری خردههای اسکلتی خارپوست (5 درصد) و براکیوپود (2 درصد) و آلوکمهای غیراسکلتی نظیر اینتراکلست (5 درصد) هستند (شکل 4، ت)؛ این دانهها عمدتاً در زمینۀ میکرایتی قرار گرفتهاند و وجود رگههای کلسیتی پُرشده با کلسیت و دانههای چندبلوری کوارتز با خاموشی موجی (5 درصد) دیگر ویژگی این ریزرخساره است. بخشهایی از این ریزرخساره (حدود 5 درصد) طی فرایندهای دیاژنتیکی، دولومیتی شده است؛ این نوع دولومیت از موزائیکهای متوسط متراکم (میانگین تخلخل 2 درصد)، نیمهشکلدار با توزیع اندازۀ غیریکنواخت تشکیل شده است. این ریزرخساره همراه با ریزرخسارۀ شمارۀ 2 فراوانی درخور توجهی در منطقۀ مطالعهشده دارد و بهشکل وکستون تا پکستون مشاهده میشود. تفسیر: این ریزرخساره همانند دو ریزرخسارۀ قبلی بهعلت حضور آلوکمهایی نظیر جلبک سبز، دوکفهای و دانههای کوارتز، احتمالاً در بخشهای انتهایی رمپ داخلی پلتفرم کربناتۀ سازند روته رسوبگذاری کرده است. زمینۀ میکرایتی ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفهای نیز گویای تشکیل آن در محیطی با انرژی کم تا متوسط است (Laya and Tucker 2012). باتوجهبه بافت این ریزرخساره و اجزای تشکیلدهندۀ آن میتوان بیان کرد رسوبگذاری این ریزرخساره عمدتاً در مناطق با انرژی کم تا متوسط و کمعمق حوضۀ رسوبی انجام شده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 17 (Flügel 2010) است.
ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون حاوی بایوکلست و اینتراکلست (Intraclast bioclast packstone to grainstone) توصیف: این ریزرخساره در بخشهای بالایی توالی مطالعهشده و داخل سنگهای آهکی متوسطلایۀ سازند روته مشاهده میشود. آلوکمهای اسکلتی موجود در این ریزرخساره شامل جلبک سبز (7 درصد) و دوکفهای (7 درصد) است. خارپوست (5 درصد)، گاستروپود (2 درصد) و فرامینیفر بنتیک (2 درصد) نیز همراه با جلبک سبز و دوکفهای در این ریزرخساره مشاهده میشود (شکل 4، ث). اینتراکلست با فراوانی حدود 10 درصد از آلوکمهای غیراسکلتی این ریزرخساره است. این ریزرخساره بهشکل پکستون تا گرینستون مشاهده میشود و آلوکمها در زمینهای از سیمان پراکنده هستند. فرایند دیاژنتیکی دولومیتیشدن (حدود 5 درصد) نیز در این ریزرخساره مشهود است. دولومیتهای این ریزرخساره، ریزبلور و عمدتاً نیمهشکلدارند. این ریزرخساره نسبت به ریزرخسارههای قبلی فراوانی کمتری در منطقۀ مطالعهشده دارد و تنها ریزرخسارۀ حاوی سیمان است که بهشکل گرینستون مشاهده میشود. تفسیر: وجود اینتراکلست و سیمان اسپاریتی نشاندهندۀ انرژی متوسط تا نسبتاً زیاد محیط رسوبگذاری در زمان تشکیل این ریزرخساره است (Flügel 2010; de Wet et al. 2012; Abdolmaleki et al. 2016). محیط تشکیل این ریزرخساره بهعلت حضور اینتراکلست و همچنین حضور جلبک سبز بهشکل رمپ داخلی (Inner ramp) تفسیر میشود که این ریزرخساره در بخشهای انتهایی (Distal) آن تشکیل شده است. فراوانی سیمان اسپاری، نبود میکرایت و پُرشدن فضای خالی بین دانهها با سیمان اسپاری نشاندهندۀ انرژی متوسط تا نسبتاً زیاد در زمان رسوبگذاری این ریزرخساره است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF-17 (Flügel 2010) است.
5- ریزرخسارۀ پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز (Green algae brachiopoda packstone) توصیف: این ریزرخساره در بخشهای بالایی توالی مطالعهشده و در واحدهای آهکی متوسطلایۀ سازند روته مشاهده میشود. براکیوپود (20 درصد) و جلبک سبز (10 درصد) از آلوکمهای اسکلتی شاخص و فراوان این ریزرخسارهاند و از دیگر آلوکمهای اسکلتی این ریزرخساره عبارتند از: فرامینیفر بنتیک (10 درصد)، خارپوست (10 درصد)، دوکفهای (5 درصد) و گاستروپود (2 درصد) (شکل 4، ج)؛ از آلوکمهای غیراسکلتی نیز میتوان به حضور پلوئید (5 درصد) اشاره کرد. وجود درصد کمی (حدود 3 درصد) ذرات آنکوئید در اندازهای حدود 5 میلیمتر با هستهای درشت در حدود 2/2 میلیمتر متشکل از بلورهای درشت کلسیت یکی از ویژگیهای شاخص این ریزرخساره است. در لایههای متحدالمرکز تشکیلدهندۀ ذرات آنکوئید، بایوکلستهایی نظیر قطعههای دوکفهای بهشکل پراکنده مشاهده میشوند؛ لایههای متحدالمرکز این ذرات، جلبک قرمز هستند. گفتنی است ذرات آنکوئید تنها در این ریزرخسارۀ رسوبی شناسایی شدهاند. سیلیسیشدن و دولومیتیشدن فرایندهای دیاژنتیکی شاخصیاند که در این ریزرخساره مشاهده میشوند. ویژگی بلورهای دولومیت در این ریزرخساره مشابه با ریزرخسارههای قبلی است و بهطور متوسطبلور و نیمهشکلدار مشاهده میشوند. آلوکمهای موجود در این ریزرخساره در ماتریکس میکرایتی و بعضاً سیمان اسپارایتی پراکندهاند. این ریزرخساره نسبت به دیگرریزرخسارههای موجود در منطقۀ مطالعهشده فراوانی بسیار زیادی دارد. تفسیر: وجود آلوکمهایی نظیر براکیوپود، جلبک سبز، فرامینیفر بنتیک و پلوئید در این ریزرخساره بیانکنندۀ رسوبگذاری و تشکیل آن در محیط کمعمق است که میتوان محیط رسوبی رمپ داخلی را برای آن در نظر گرفت. گفتنی است ریزرخسارۀ پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز در بخشهای انتهایی این رمپ رسوبگذاری کرده است. فراوانی و حضور جلبکها ازجمله جلبک سبز و ماکروفسیلهای کفزی مانند گاستروپودها، دوکفهایها و خردههای خارپوست گواهی بر رسوبگذاری این ریزرخساره در محیط رمپ داخلی است (Blomeier et al. 2013)؛ همچنین وجود آنکوئید از ویژگیهای شاخص این ریزرخساره است که آنکوئیدهای با اندازۀ بزرگتر و قشر میکرایتی ضخیمتر در شرایط محیطی آرام و کمانرژی تشکیل میشوند (Flügel 2010; Peryt et al. 2014). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 17 (Flügel 2010) است.
ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست (Echinoderm brachiopoda wackestone) توصیف: این ریزرخساره تقریباً در بخشهای بالایی توالی مطالعهشده و همراه با سنگآهکهای نازک تا متوسطلایۀ سازند روته مشاهده میشود. وجود درصد درخور توجهی از براکیوپود (حدود 20 درصد) و خارپوست (حدود 10 درصد) از ویژگیهای این ریزرخساره است و از دیگر آلوکمهای شاخص موجود در این ریزرخساره میتوان به فرامینیفر بنتیک (حدود 5 درصد) و بریوزوا (حدود 2 درصد) اشاره کرد (شکل 4، چ). فرایند دیاژنتیکی دولومیتیشدن، سیلیسیشدن (شکل 4، ح) و وجود رگههای کلسیتی از دیگر ویژگیهای این ریزرخساره است. گفتنی است دولومیتهای این رخساره غالباً ریزبلور و نیمهشکلدارند. تمام آلوکمهای این ریزرخسارۀ رسوبی در زمینۀ گلی و بهشکل وکستونی مشاهده میشوند. تفسیر: ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست ازنظر محیط رسوبگذاری متفاوتتر از پنج ریزرخسارۀ دیگر است. حضور آلوکمهایی مانند براکیوپود، خارپوست و بریوزوا گواهی روشن بر تشکیل این ریزرخساره در محیطهای رسوبی عمیقتر و در بخشهای ابتدایی رمپ میانی (Proximal middle ramp) است (Flügel 2010). تجمع اجزای اسکلتی مانند خارپوست و براکیوپود در محیط رمپ میانی معمول است و در اثر فرایندهای مختلف شامل جریانها و امواج ایجاد میشود (Flügel 2010; Blomeier et al. 2013) ؛ همچنین در رمپ میانی بهعلت انرژی زیاد در زمان طوفانیبودن، رخسارههای پکستون تا گرینستون طی زمان کوتاه برجای گذاشته میشوند (Burchette and Wright 1992) که این حالت در تعدادی از مقاطع مربوط به این ریزرخساره مشاهده شده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 7 (Flügel 2010) است.
شکل 5- نمودار پراکندگی عمودی ریزرخسارهها و تغییرات محیط رسوبی سازند روته در برش قارخوتلو
محیط رسوبی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو تجزیهوتحلیل محیطهای رسوبگذاری بهترین روش برای تعیین شرایط و چگونگی تهنشست رسوبات در زمان تشکیل آنهاست که در آن، عوامل مؤثر بر محیط رسوبگذاری بررسی میشوند و مدلهای رسوبگذاری با استفاده از یافتهها و اطلاعات حاصل از مطالعههای سنگنگاری و ریزرخسارهای بهمنظور درک سادهتر محیط رسوبگذاری ارائه میشوند (Flügel 2010). باتوجهبه مطالعههای صحرایی و ریزرخسارههای شناساییشده و تغییرات تدریجی ریزرخسارهها به یکدیگر (شکل 5)، نبود آثار ریفهای بزرگ سدی مرجانی، نبود رسوبات توربیدایتی، ریزشی و لغزشی که بیانکنندۀ شیب زیاد محیط رسوبی هنگام رسوبگذاری است، میتوان گفت سازند روته در منطقۀ مطالعهشده در پلتفرم کربناتهای از نوع رمپ رسوبگذاری کرده است (شکل 6). حضور اجزای اسکلتی نظیر جلبک سبز، دوکفهای و فرامینیفرهای بنتیک کوچک با پوستۀ تیره در توالی رسوبی مطالعهشده احتمالاً رسوبگذاری در بخشهای کمعمقی از پلتفرم کربناتۀ سازند روته در بخشهای جنوبباختری زنجان را بیان میکند (شکل 5). گفتنی است پلتفرم کربناتۀ رمپ به سه بخش رمپ داخلی (Inner ramp)، رمپ میانی (Middle ramp) و رمپ خارجی (Outer ramp) تقسیم میشود (Burchette and Wright 1992). رخسارههای شناساییشده در بُرش مطالعهشده احتمالاً در دو بخش رمپ داخلی و رمپ میانی تشکیل شدهاند (شکل 6). همانطور که در بخش توصیف ریزرخسارهها گفته شد، ریزرخسارۀ اول که در بخش قاعدهای توالی مطالعهشده تشکیل شده است، عمدتاً از بایوکلست (جلبک و فرامینیفر بنتیک) و اگرگات تشکیل شده است؛ این مجموعه بیانکنندۀ رسوبگذاری در بخشهای کمعمق و انتهایی رمپ داخلی از پلتفرم کربناتۀ سازند روته است (شکل 6، الف). در طول زمان و در بخشهای میانی تا بالایی توالی مطالعهشده، با حضور آلوکمهایی نظیر جلبک سبز، دوکفهای، فرامینیفر بنتیک با پوستۀ تیره و همچنین ذرات غیراسکلتی شامل پلوئید و اینتراکلست (دربرگیرندۀ ریزرخسارههای دوم تا پنجم شناساییشده)، رسوبگذاری در همین بخشهای کمعمق و پرانرژی حوضه ادامه یافته است (شکل 6، ب)؛ درنهایت با بالاآمدن تدریجی سطح آب دریا در بخشهای انتهایی توالی مطالعهشده، ریزرخسارۀ ششم تشکیل شده است که در برگیرندۀ مقادیر زیادی براکیوپود و خارپوست است (شکل 6، پ)؛ پژوهشگران دیگر (Mousavi et al. 2009; Hasani et al. 2014; Bastami et al. 2017) نظیر چنین پلتفرم کربناتهای را برای نهشتههای سازند روته در دیگر مناطق حوضۀ رسوبی البرز شناسایی و معرفی کردهاند؛ گفتنی است بخشهای کمعمقتر این حوضۀ رسوبی (نظیر محیطهای جزرومدی و بخش ابتدایی رمپ داخلی) باتوجهبه حضور استروماتولیتها، اُاُئیدها و ذرات اینتراکلستی، در بخشهای شمالیتر منطقۀ زنجان قرار گرفتهاند (e.g. Zohdi 2018). افق لاتریتی- بوکسیتی با ضخامت درخور توجه (به ضخامت تقریبی 20 متر) توالی کربناتۀ مطالعهشده از سازند روته را پوشانده است که احتمالاً بیانکنندۀ کاهش سریع سطح آب دریا در مرز پرمین- تریاس است؛ این افق فرسایشی احتمالاً سبب ازبینرفتن بخشی از توالی بالایی سازند روته در منطقۀ موردمطالعه شده است؛ هرچند تغییرات محیطی از قاعده تا رأس سازند روته مشهود نیست و محیط رسوبی ریزرخسارههای شناساییشده به هم نزدیک است. این افق لاتریتی- بوکسیتی روی نهشتههای کربناتۀ سازند روته در دیگر بخشهای حوضۀ رسوبی البرز نیز شناسایی شده است (e.g. Faramarzi et al. 2012; Shamanian et al. 2015).
شکل 6- مدل پیشنهادی برای محیط رسوبی سازند روته در منطقۀ مطالعهشده که موقعیت ریزرخسارههای شناساییشده روی آن مشخص شده است. موقعیت ریزرخسارههای شناساییشده و مدل رسوبی سازند روته در طول زمان و طی تهنشست ریزرخسارهها از حالت الف تا پ در پلتفرم کربناتهای از نوع رمپ متغیر بوده است.
ژئوشیمی مطالعۀ ویژگیهای ژئوشیمیایی سنگها و بررسی نتایج تجزیهوتحلیل نمونههای سنگی اهمیت بسیار زیادی دارد. ژئوشیمی عناصر اصلی و فرعی در سنگهای کربناتی، ابزار مفیدی برای مطالعۀ ویژگیهای این سنگهاست (Morse and Mackenzie 1990; Swart 2015; Zhang et al. 2017)؛ یکی از اهداف این علم در مطالعههای سنگهای کربناته، تعیین ترکیب کانیشناسی اولیۀ سنگها و تعیین میزان انحلال سنگهای آهکی است؛ در این راستا، مطالعۀ حاضر دربارۀ کربناتهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو انجام شده است.
تعیین ترکیب کانیشناسی اولیۀ سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو مطالعههای پژوهشگران مختلف نشان میدهند تأثیر فرایندهای دیاژنتیکی روی سنگهای آهکی موجب میشود شناسایی ترکیب کانیشناسی اولیۀ آنها تنها باتوجهبه مطالعههای سنگنگاری امکانپذیر نباشد؛ بهطوریکه طی فرایند دیاژنز، ترکیب کانیشناسی و بافت اولیۀ سنگ با تبدیل آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم به کلسیت کممنیزیم و درنهایت به کلسیت کممنیزیم دیاژنتیکی تغییر میکند و شناسایی ترکیب کانیشناسی اولیۀ آنها با مشکل روبهرو میشود (Adabi 2004). استفاده از روشهای ژئوشیمیایی نظیر تجزیهوتحلیلهای عنصری (منیزیم، کلسیم، آهن، منگنز، سدیم و استرانسیم) و حتی ایزوتوپی (اکسیژن و کربن) در تعیین ترکیب کانیشناسی اولیۀ کربناتها و همچنین تأثیر فرایندهای دیاژنزی غیردریایی (متائوریک و تدفین) روی کربناتها توصیه میشود (Adabi and Rao 1991; Gao et al. 1996; Adabi et al. 2010; Kavoosi, 2014)؛ ازاینرو در مطالعۀ حاضر برای نخستینبار بهمنظور بررسی ویژگیهای ژئوشیمی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو و تعیین ترکیب کانیشناسی اولیۀ آن، تجزیهوتحلیلهای عناصر اصلی (کلسیم و منیزیم) و فرعی (آهن، منگنز، سدیم و استرانسیم) روی 15 نمونه از سنگآهکهای این سازند انجام شدند. نتایج تجزیهوتحلیلهای یادشده در جدول 2 ارائه شده است.
جدول 2- نتایج تجزیههای شیمیایی عناصر اصلی و فرعی برای سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو؛ مقادیر منیزیم و کلسیم بر حسب درصد وزنی و سایر عناصر بر حسب پیپیام است.
استرانسیم (Sr): تمرکز استرانسیم در رسوبات کربناتۀ مناطق گرمسیری عهد حاضر بین 8000 تا 10000 پیپیام متغیر است (Milliman 1974) و این مقدار در نمونههای کربناتۀ مناطق معتدله بین 5007 تا 1642 پیپیام (بهطور متوسط 3270 پیپیام) نوسان دارد (Adabi 2004). مقدار استرانسیم با افزایش میزان آراگونیت، افزایش و با افزایش میزان کلسیت، کاهش مییابد (Rao and Adabi 1992; Salehi et al. 2007; Asadi Mehmandosti et al. 2013)؛ همچنین، فراوانی استرانسیم با افزایش دمای آب دریا ارتباط مستقیم دارد (Morse and Mackenzie 1990). نتایج بررسی تجزیهوتحلیلهای عنصری سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان میدهند مقادیر استرانسیم نمونهها بین 147 تا 582 پیپیام (بهطور متوسط 2/443 پیپیام) متغیر است. مقدار استرانسیم در نمونههای مطالعهشده کمتر از معادلهای کربناتۀ عهد حاضر آنهاست که احتمالاً بهعلت کاهش بسیار شدید استرانسیم طی فرایندهای دیاژنز غیردریایی است (Adabi et al. 2010). سدیم (Na):تمرکز سدیم در رسوبات کربناته به درجۀ شوری، تفکیک ژئوشیمیایی، آثار جنبشی و نقص ساختار بلوری، ترکیب کانیشناسی و عمق آب دریا بستگی دارد. مقدار سدیم با افزایش شوری، عمق آب دریا و میزان آراگونیت افزایش مییابد (Land and Hoops 1973; Rao 1996). میزان سدیم در کربناتهای حارهای عهد حاضر بین 1500 تا 2700 پیپیام (Veizer 1983) و در سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 262 تا 974 پیپیام (بهطور متوسط 13/672 پیپیام) متغیر است؛ این مقدار سدیم کمتر از معادلهای آراگونیتی آبهای گرم عهد حاضر است. کمبودن غلظت سدیم نشاندهندۀ تأثیر دیاژنز متائوریکی روی کربناتهای سازند روته است که به ازدسترفتن سدیم آنها منجر شده است (Asadi Mehmandosti and Adabi 2013; Khatibi Mehr and Adabi 2014). نمودار استرانسیم- سدیم (Sr-Na): نمودار استرانسیم در برابر سدیم برای تفکیک کربناتهای حارهای از غیرحارهای استفاده میشود (Winfield et al. 1996). ترسیم دادههای تجزیهوتحلیلهای سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی این نمودار نشان میدهد بیشتر نمونههای تجزیهوتحلیلشده در محدودۀ سنگآهکهای آبهای سرد نیمهقطبی پرمین تاسمانیا قرار میگیرند (شکل 7) که این امر، تشابه کانیشناسی این سنگآهکها با یکدیگر و ترکیب کانیشناسی اولیۀ مخلوط کلسیتی- آراگونیتی آنها در زمان رسوبگذاری را نشان میدهد. نمودار منگنز در برابر نسبت استرانسیم به سدیم(Sr/Na-Mn): با استفاده از نمودار (Sr/Na-Mn)میتوان کربناتهای حارهای دیرینه و عهد حاضر را از معادلهای غیرحارهای آنها تفکیک کرد (Adabi and Rao 1991; Winefeld et al. 1996; Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Adabi et al. 2010; Khatibi and Adabi 2013). ترسیم مقادیر Mn در برابر نسبت Sr/Na نشان میدهد نسبت Sr/Na در نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 21/0 تا 85/1 (میانگین 77/0) است؛ بهطوریکه اغلب نمونهها داخل محدودۀ نمونههای کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر و برخی خارج از این محدوده و داخل محدودۀ سنگهای آهکی آراگونیتی مزدوران قرار میگیرند (شکل 8). بر اساس این نمودار، سنگهای آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو احتمالاً ترکیب کانیشناسی اولیۀ کلسیتی همراه با مقادیر متغیر آراگونیت دارند. موقعیت منطقۀ مطالعهشده روی نقشۀ جغرافیای دیرینۀ زمان پرمین بیانکنندۀ قرارگیری این منطقه در عرض جغرافیایی 25 تا 30 درجۀ شمالی است؛ این امر تأییدی بر رسوبگذاری سازند قم در منطقۀ متعلق به کربناتهای مناطق معتدله (temperate carbonate) و دلیلی بر ترکیب کانیشناسی اولیۀ مخلوط آراگونیتی- کلسیتی برای کربناتهای این سازند است که با نتایج مطالعههای ژئوشیمیایی همخوانی دارد.
شکل 7- موقعیت نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار استرانسیم در برابر سدیم؛ بهمنظور مقایسه، محدودههای مربوط به کربناتهای پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002)،کربناتهای معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، آهکهای آبهای سرد نیمهقطبی پرمین تاسمانیا (Rao 1991)، آراگونیتهای حارهای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975)و آهکهای آراگونیتی حارهای سازند مزدوران با سن ژوراسیک بالایی (Adabi and Rao 1991)نیز ارائه شدهاند. این نمودار نشاندهندۀ تشابه کانیشناسی نمونههای آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو با آهکهای آبهای سرد نیمهقطبی پرمین تاسمانیا و بیانکنندۀ ترکیب کانیشناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی آنها در زمان رسوبگذاری است.
شکل 8- موقعیت نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار Mn در مقابل Sr/Na؛ بهمنظور مقایسه، محدودههای مربوط به کربناتهای معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، فسیلها و سنگآهکهای آبهای سرد نیمهقطبی پرمین تاسمانیا (Rao 1991)، کربناتهای آراگونیتی حارهای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975)و آهکهای آراگونیتی حارهای سازند مزدوران با سن ژوراسیک بالایی (Adabi and Rao 1991) نیز ارائه شدهاند. این نمودار بیانکنندۀ ترکیب کانیشناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی برای نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو است.
منگنز (Mn): مقادیر منگنز در نمونههای کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر بین 1 تا 311 پیپیام متغیر است؛ درحالیکه این مقدار در کربناتهای آراگونیتی دریاهای گرم و کمعمق حدود 20 تا 30 پیپیام است (Rao and Adabi 1992). مقدار منگنز با افزایش درصد آراگونیت، کاهش و با افزایش تأثیر آبهای متائوریک، افزایش مییابد (Brand and Veizer 1980). ضریب توزیع منگنز حدود 15 است (Pingitor et al. 1988)؛ همچنین تمرکز منگنز با افزایش سرعت رسوبگذاری، کاهش و با افزایش عمق آب یا افزایش مسافت از ساحل، افزایش مییابد.تمرکز منگنز در سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 101 تا 577 پیپیام (میانگین 66/220 پیپیام) متغیر است. تمرکز زیاد منگنز در نمونههای آهکی سازند روته در این منطقه در مقایسه با نمونههای کربناتۀ معتدلۀ عهد حاضر آن ممکن است بهعلت وجود شرایط احیایی رسوبات طی دیاژنز و افزایش مقادیر مواد آواری به داخل حوضه باشد (Brand and Veizer 1980; Rao 1990)؛ وجود دانههای درشت کوارتز (حدود 10 تا 15 درصد) در سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو مؤید مطلب یادشده است. معمولاً بهعلت فراوانی مواد آواری در کربناتهای نزدیک به ساحل، مقادیر آهن و منگنز افزایش چشمگیری دارند. مقایسۀ تغییرات سدیم در برابر منگنز در سنگهای آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو با محدودۀ سنگهای کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002)، سنگهای آهکی آراگونیتی و کلسیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991)، نمونههای کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995) و نمونههای آراگونیتی مناطق حارهای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975) نشان میدهد اغلب نمونههای آهکی مطالعهشده، بالا و بعضاً داخل محدودۀ سنگهای آهکی آراگونیتی مزدوران واقع میشوند (شکل 9). این نمودار نیز ترکیب کانیشناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی را برای سنگهای آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان میدهد. مقایسۀ تغییرات استرانسیم در برابر منگنز معیار مناسبی برای تخمین درجۀ انحلال سنگآهکهاست (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Hossinabadi et al. 2016). مقایسۀ این تغییرات در سنگهای آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشاندهندۀ قرارگیری اکثر این نمونهها در محدودۀ آراگونیتی کربناتهای مزدوران است (شکل 10)؛ این نمودار، ترکیب کانیشناسی اولیۀ آراگونیتی را برای سنگهای آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان میدهد. موقعیت قرارگیری نمونههای آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار نسبت Sr/Mn در برابر Mn (شکل 11) نیز نشاندهندۀ ترکیب کانیشناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی برای این نمونههاست. گفتنی است انحلال، دولومیتیشدن (با فراوانی کمتر از 10 درصد) و سیلیسیشدن (بهشکل نودولها و باندهای چرتی در بخشهای بالای توالی) از فرایندهای دیاژنزی قابلمشاهده در کربناتهای سازند روته هستند که تا حدودی این کربناتها را تحتتأثیر قرار دادهاند. هریک از این فرایندها میتواند با ناپیوستگی فرسایشی بزرگمقیاس در بخش بالایی سازند روته مرتبط باشد که درنتیجۀ تأثیر آبهای متائوریک، هریک از این فرایندها در سازند روته بهویژه در بخشهای بالایی آن تأثیرگذار بوده است. مطالعههای ژئوشیمیایی نیز آشکارا تأثیر دیاژنز غیردریایی (متائوریک) را روی کربناتهای سازند روته نشان میدهند؛ بهطوریکه ترکیب کانیشناسی اولیۀ این کربناتها در طول زمان و طی فرایندهای دیاژنزی تغییر کرده و از مخلوط آراگونیت- کلسیت به کلسیت کممنیزیم تغییر یافته است.
شکل 9- موقعیت نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار سدیم در برابر منگنز؛ بهمنظور مقایسه، محدودههای مربوط به نمونههای کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، سنگهای کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002)،سنگهای آهکی و کلسیتی آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) و نمونههای آراگونیتی مناطق حارهای عهد حاضر(Milliman and Barretto 1975) نیز ارائه شدهاند. این نمودار بیانکنندۀ ترکیب کانیشناسی اولبۀ کلسیتی- آراگونیتی برای نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو است.
شکل 10- موقعیت نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار استرانسیم در برابر منگنز؛ بهمنظور مقایسه، محدودههای مربوط به نمونههای کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، سنگهای کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab; 2002)، سنگهای آهکی و کلسیتی آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) و نمونههای آراگونیتی مناطق حارهای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975) نیز ارائه شدهاند. این نمودار بیانکنندۀ ترکیب کانیشناسی اولیۀ آراگونیتی برای نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو است. آهن (Fe): اطلاعات بسیار کمی دربارۀ مقدار آهن موجود در کربناتهای دریایی کمعمق آراگونیتی آبهای گرم عهد حاضر موجود است. متوسط میزان آهن در آراگونیتهای مناطق حارهای عهد حاضر 20 پیپیام و در کربناتهای مناطق معتدلۀ عهد حاضر 1000 پیپیام است (Adabi 2004). در سنگهای کربناته بهعلت افزایش تأثیر دیاژنز متائوریک، مقادیر آهن با افزایش منگنز افزایش مییابد (Mucci and Morse 1983). تمرکز آهن معمولاً با افزایش درصد مواد غیرقابلحل (Insoluble residue) در اسید افزایش مییابد؛ زیرا آهن ممکن است از طریق انحلال مواد غیرقابلحل در اسید به محلول اضافه شود (Adabi 2004). مقادیر آهن در سنگآهکهای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 400 تا 14100 پیپیام (میانگین 2333 پیپیام) متغیر است. ترسیم نمودار مقادیر آهن در برابر منگنز (شکل 12) روند نسبی افزایش خطی بین مقادیر آهن و منگنز را نشان میدهد؛ بهطوریکه با افزایش مقدار آهن، منگنز نیز افزایش مییابد. تمرکز زیاد آهن در نمونههای مطالعهشده ممکن است بهعلت شرایط احیایی رسوبات طی دیاژنز و افزایش درصد مواد غیرقابلحل در اسید و همچنین افزایش مقدار منگنز تحتتأثیر دیاژنز غیردریایی باشد.
شکل 11- موقعیت نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار نسبت Sr/Mnدر برابر Mn؛ بهمنظور مقایسه، محدودههای مربوط به نمونههای کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، سنگآهکهای آراگونیتی و کلسیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991)، نمونههای آراگونیتی مناطق حارهای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975) و سنگهای کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002) نیز ارائه شدهاند.
شکل 12- موقعیت نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار آهن در برابر منگنز؛ تغییرات آهن در برابر منگنز در این نمودار بیانکنندۀ ارتباط مثبت این عناصر با یکدیگر است و روند نسبی افزایش خطی را نشان میدهد.
نتیجه سازند روته در منطقۀ قارخوتلو 52 متر ضخامت دارد و از پنج واحد سنگچینهای شامل سنگآهکهای نازک تا ضخیملایۀ فسیلدار تشکیل شده است. باتوجهبه ویژگیهای سنگی منطقه و بررسی مقاطع نازک و همچنین بر اساس وجود اجزای اسکلتی و غیراسکلتی، شش ریزرخسارۀ رسوبی کربناته در سازند روته شناسایی شد که بهترتیب عمق رسوبگذاری شامل ریزرخسارههایوکستون ماسهای حاوی بایوکلست و اگرگات، وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک کوچک و پلوئید، وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفهای، پکستون تا گرینستون حاوی بایوکلست و اینتراکلست، پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز و ریزرخساره وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست است. باتوجهبه توالی و تغییرات ریزرخسارههای سازند روته میتوان نتیجه گرفت رسوبات این سازند در منطقۀ مطالعهشده در بخشهای کمعمق پلتفرم کربناتهای از نوع رمپ نهشته شدهاند. بر اساس نتایج تجزیهوتحلیلهای عناصر اصلی و فرعی روی 15 نمونه از سنگآهکهای این سازند، ترکیب کانیشناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی نمونههای سنگآهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو مشخص شد. این کربناتها طی تدفین تحتتأثیر فرایندهای دیاژنزی غیردریایی و متائوریک احتمالاً درنتیجۀ ناپیوستگی فرسایشی بزرگمقیاس بین سازند روته و نهشتههای لاتریتی- بوکسیتی بالای این توالی قرار گرفتهاند. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Abdolmaleki J. Tavakoli V. and Asadi-Eskandar A. 2016. Sedimentological and diagenetic controls on reservoir properties in the Permian-Triassic successions of Western Persian Gulf, Southern Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering, 141: 90-113.
Adabi M.H. 2004. Sedimentary Geochemistry, Ariyan Zamin Pub. Co., Tehran, 503.
Adabi M.H. and Arbab B. 2002. Determination of Primary Mineralogy, Reconstructing the sedimentary environment of the deposits of the Ruteh Formation in the Central Alborz basin using petrographic and geochemical studies, Scientific Quarterly Journal, Geoscience, 12 (46-45): 64-75.
Adabi M.H. and Asadi Mehmandosti E. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33 (3-4) :267-277.
Adabi M.H. and Rao C.P. 1991. Petrographic and geochemical evidence for original aragonite mineralogy of Upper Jurassic carbonates (Mozduran Formation), Sarakhs area, Iran. Sedimentary Geology, 72 (3-4): 253-267.
Adabi M.H. Salehi M.A. and Ghabeishavi A. 2010. Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of Lower Cretaceous carbonates (Fahliyan Formation), south-west Iran, Journal of Asian Earth Sciences, 39 (3): 148-160.
Adachi N. Ezaki Y. and Liu J. 2004. The fabrics and origins of peloids immediately after the end-Permian extinction, Guizhou Province, South China. Sedimentary Geology, 164 (1):161-178.
Aghanabati A. 2010. Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. 606 p. (In Persian).
Alipour S. Abedini A. and Abdali S. 2014. Mineralization and Geochemistry of Rare Earth Elements of Heydar Abad Laterite Horizon, South of Urmia, West Azarbaidjan Province, Iran. Scientific Quarterly Journal, Geoscience, 23 (91): 195-204.
Asadi Mehmandosti E. Adabi M.H. and Woods A.D. 2013. Microfacies and geochemistry of the Middle Cretaceous Sarvak Formation in Zagros Basin, Izeh Zone, SW Iran. Sedimentary Geology, 293: 9-20.
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.
Asseretto R. 1963. The Paleozoic Formation in central Elburz (Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 69: 503-543.
Babaei Khu G. Adabi M.H. Jahani D. and Vaziri H.2013. Sedimentary Environment and Sequential Stratigraphy of the Rute Formation in the Sibestan Region (Central Alborz), Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 29 (50): 43-58.
Babakhani A. and Sadeghi A. 2004. Geological map of scale 1:100000 Zanjan, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran.
Bastami L. Mousavi M.R. and Hosseini Barzi M. 2017. Microfacies, sedimentary environment and relative changes in seawater level in the Ruteh Formation, Sangsar and Makarood Sections (Central Alborz), Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 32 (4): 1-28.
Blomeier D. Dustira A.M. Forke H. and Scheibner C. 2013. Facies analysis and depositional environments of a storm-dominated, temperate to cold, mixed siliceous-carbonate ramp: The Permian Kapp Starostin Formation in NE Svalbard. Norsk Geologisk Tidsskrift, 93 (2):75-93.
Brand U. and Veizer J. 1980. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system; 1, trace elements. Journal of Sedimentary Research, 50 (4): 1219-1236.
Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79 (1-4): 3-57.
Davydov V. 2014. Warm water benthic foraminifera document the Pennsylvanian–Permian warming and cooling events -The record from the Western Pangea tropical shelves. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 414: 284-295.
de Wet C.B. Hopkins D. Rahnis M. Murphy M. and Dvoretsky R. 2012. High-energy shelf-margin carbonate facies: Microbial sheet reefs, endolites, and intraclast grainstoneLedger Formation (Middle Cambrian), Pennsylvania: In Derby J.R. Fritz R.D. Longacre S.A. Morgan W.A. and Sternbach C.A. (Eds.), The great American carbonate bank: The geology and economic resources of the Cambrian–Ordovician Sauk megasequence of Laurentia: American Association of Petroleum Geologists Memoir, 98: 421-450.
Dickson, J. A. D., 1965- A modified staining technique for carbonate in thin section. Nature, 205, 587.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Ham, W.E. (Eds.), Classification of carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 1: 108-121.
Faramarzi R. Shamanian G.H. and Shafiei Bafti B. 2012. Mineralogy, geochemistry and genesis of the Gheshlagh bauxite deposit, southeast of Gorgan. Journal of Economic Geology, 1 (4): 29-45.
Flügel E. 2010. Microfacies of carbonate Rocks. Analysis, interpretation and application. Springer-Verlog, 976 p.
Gao G. Dworkin S. Land L.S and Douglas Elmore R. 1996. Geochemistry of Late Ordovician Viola Limestone, Oklahoma: Implications for Marine Carbonate Mineralogy and Isotopic Compositions. The Journal of Geology, 104 (3): 359-367.
Hasani R. Mousavi M.R. Lankarani M. and Aharipour R.2013. Facies, sedimentation environments and sequential stratigraphy of sedimentary sequence of Permian in Khoshyalagh area. Quarterly Iranian Journal of Geology, 6 (24): (19-32).
Kafshduz S. Shabaniyan R. Mahari R. and Shahinfar S. 2014. Microfacies and depositional environment of Ruteh Carbonated Formation in Kord Kandi Section, (East of Shahindezh). Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 1 (1): 59-75.
Kansun G. Zedef V. and Koçak K. 2018. Some geological features of limestone aggregates produced from Central Anatolian Carbonate Formations. Hittite Journal of Science and Engineering, 5 (1): 57-61.
Kavoosi, M.A., 2014. Inorganic control on original carbonate mineralogy and creation of gas reservoir of the Upper Jurassic carbonates in the Kopet-Dagh Basin, NE, Iran. Carbonates and Evaporites, 29 (4), 419-432.
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, 29 (2): 155-175.
Land L.S. and Hoops G.K. 1973. Sodium in carbonate sediments and rocks; a possible index to the salinity of diagenetic solutions. Journal of Sedimentary Petrology, 43 (3): 614-617.
Laya J.C. and Tucker M. 2012. Facies analysis and depositional environments of Permian carbonates of the Venezuelan Andes: Palaeogeographic implications for Northern Gondwana. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 331-332:1-26.
Leda L. Korn D. Ghaderi A. Hairapetian V. Struck U. and Reimold W.U. 2014. Lithostratigraphy and carbonate microfacies across the Permian–Triassic boundary near Julfa (NW Iran) and in the Baghuk Mountains (Central Iran). Facies, 60 (1): 295-325.
Milliman J.D. and Barretto H.T. 1975. Relict magnesian calcite oolite and subsidence of the Amazon shelf. Sedimentology, 22 (1): 137-145.
Morse J.W. and Mackenzie F.T. 1990. Geochemistry of sedimentary carbonates, Elsevier, 706 p.
Mousavi M.J. and Nouroozi A. 2009. Facies and depositional environment of the Ruteh Formation in the north of Shahroud, (Eastern Alborz), Journal of Sediment and Sedimentary Rock, 2 (4): 73-85.
Mucci A. and Morse J.W. 1983. The incorporation of Mg2+ and Sr2+ into calcite overgrowths: influences of growth rate and solution composition. Geochimica et Cosmochimica Acta, 47 (2): 217-233.
Papazzoni C.A. and Trevisani E. 2006. Facies analysis, palaeoenvironmental reconstruction, and biostratigraphy of the “Pesciara di Bolca” (Verona, northern Italy): An early Eocene Fossil-Lagerstätte. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 242 (1-2): 21-35.
Peryt T.M. Hałas S. and Peryt D. 2014. Carbon and oxygen isotopic composition and foraminifers of condensed basal Zechstein (Upper Permian) strata in western Poland: environmental and stratigraphic implications. Geological Journal, 50 (4): 446-464.
Pingitore Jr, Nicholas E. Eastman M.P. Sandidge M. Oden K. and Freiha B. 1988. The coprecipitation of manganese (II) with calcite: an experimental study. Marine Chemistry, 25 (2): 107-120.
Rao C.P. 1996. Modern carbonates, tropical, temperate, polar: introduction to sedimentology and geochemistry. Howrah, Tasmania: Carbonates, 206 p.
Rao C.P. and Amini Z.Z. 1995. Faunal relationship to grain-size, mineralogy and geochemistry in recent temperate shelf carbonates, western Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 10 (1): 114-123.
Rao C.P. and Jayawardane M.P.J. 1994. Major minerals, elemental 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 (1-2): 49-63.
Romero J. Caus E. and Rossel J. 2002. A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on Late Middle Eocene deposits on the margin of the south Pyrenean basin (SE Spain). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 179 (1-2): 43-56.
Salehi M.A. Adabi M.H. Ghalavand H. and Khatibi Mehr M. 2010. Sedimentary environment, Diagenesis and geochemistry of the Fahliyan Formation in the type Section (Fahliyan Anticline) and Gachsaran Oil Field. Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 19 (76): 33-44.
Shahraki J. Javdan M.J. Hashemi S.M.P. Jami M. Nastooh M. and Kalvandi S.M. 2015. Facies Analysis, Depositional Environment of the Lower Permian Deposits of Chili Formation in Kalmard Block, Eastern Central Iran (Darin Section). Open Journal of Geology, 5 (08): 539-551.
Shamanian G.H. Monfared Z. and Omrani H. 2015. Stratigraphic, petrographic and facies characteristics of the Tash and Astaneh Bauxitic-Lateritic deposits in easthern Alborz: Paleoenvironmental implications. Sedimentary Facies, 8 (1): 71-86.
Swart P.K. 2015. The geochemistry of carbonate diagenesis: The past, present and future. Sedimentology, 62 (5): 1233-1304.
Veizer J. 1983. Chemical diagenesis of carbonates: theory and application of trace element technique: In Arthur M.A. Anderson T.F. Kaplan I.R. Veizer J. and Land L.S (Eds.), Stable isotopes in sedimentary geology: SEPM Society for Sedimentary Geology, 10: 3-100.
Winefield P.R. Nelson C.S. and Hodder A.P.W. 1996. Discriminating temperate carbonates and their diagenetic environments using bulk elemental geochemistry: a reconnaissiance study based on New Zealand Cenozoic limestones. Carbonates and Evaporites, 11: 19-31.
Zhang K.J. Li Q.H. Yan L.L. Zeng L. Lu L. Zhang Y.X. Hui J. Jin X. and Tang X.C. 2017. Geochemistry of limestones deposited in various plate tectonic settings. Earth-Science Reviews, 167: 27-46.
Zohdi A. 2018. Sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Routeh Formation in the west of Zanjan (Agh-Bolagh section). Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 27 (108): 133-144. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,100 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 582 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||