پتروگرافی انواع دولومیت‌ها، بررسی دیاژنز، مرز احتمالی سازند شهبازان- آسماری و تفکیک رخساره ها بر اساس ویژگی‌های ژئوشیمیایی دولومیکرایت‌ها، شواهد پتروگرافی و روشهای آماری در برش دارابی (جنوب غرب ایران)

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد دانشگاه شهید بهشتی

2 استاد گروه زمین شناسی دانشگاه شهید بهشتی تهران

چکیده

 
سازند شهبازان به سن ائوسن میانی تا بالایی از توالیهای دولومیت، آهک‌ دولومیتی و مارن تشکیل گردیده است. برش  مورد مطالعه در جنوب غرب ایران در منطقه لرستان واقع شده است. بر اساس مشاهدات صحرایی و مطالعات پتروگرافیکی (اندازه دانه ها و فابریک) چهار نوع دولومیت تشخیص داده شده است. در دولومیکرایت (دولومیت I) با توجه به وجود قالبهای تبخیری، پلوئید و لامینه­های جلبگی مشخص شد که دولومیکریت های سازند شهبازان در یک پهنه جزر و مدی نهشته شده است و دولومیت های ثانویه (نوع II، III، IV ) در طول دیاژنز تدفینی کم عمق تا عمیق شکل گرفته اند. با استفاده از آنالیز عنصری دولومیکرایت­ها مشخص شد که 1- در محیط های دیاژنزی با افزایش فرایند دیاژنزی در دولومیکریت ها، میزان Mg، Fe و Mn افزایش و همزمان میزان Ca، Sr و Na کاهش می یابد 2- در مرز احتمالی بین سازند شهبازان و آسماری بر اساس تغییر در ترکیب کانی شناسی و فرایند انحلال ، میزان Ca, Sr و Na افزایش و میزانMg, Mn  و Mn/Ca کاهش یافته است و3- بر اساس گروه بندی داده های ژئوشیمیایی با استفاده ار  آنالیز خوشه ای و مشخصات پتروگرافی چهار گروه متفاوت ایجاد شد که نشان دهنده خصوصیات متفاوت از محیط رسوبی هستند.
 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Dolomites petrography diagenesis analysis, probable Shahbazn-Asmari formations boundary and facies based on dolomicrite geochemistry, petrogaphic evidences a nd statistic methods in Darabi section (Southwest Iran)

نویسندگان [English]

  • Asad Abdi 1
  • Mohammad Hossein Adabi 2
1 M.A. student of Geology, Shahid Beheshti University, Tehran
2 Professor, Department of Geology, Shahid Beheshti University, Tehran
چکیده [English]

The Shahbazan Formation with the age of Middle Eocene to Late Eocene consists of dolomite, dolomitic limestone and marl sequence. The study area is located in the southwest of Iran in the Lorestan province. Based on field observations and petrographic studies (grain size and fabric), five different dolomite types are recognized. In the dolomicrite (dolomite I) due to the presence of evaporite mold, peloid grain and algal laminates, it has been concluded that dolomicrites were deposited in a tidal flat environment and secondary dolomite (II, III, IV and V) formed during shallow to deep burial diagenesis. In diagenetic environments, by increasing diagenetic processes, in dolomicrite, Mg, Fe and Mn value have been increased while the contents of Ca, Sr and Na decreased. According to change in mineralogy component and dissolution prossess in probable boundary between the Shahbazan and the Asmari Formations, the contents of Ca, Sr and Na have been increased and the value of Mg, Mn and Mn/Ca decreased. On the basis of cluster analysis, geochemical results of analyzed samples divided into four different groups that indicate different characters of sedimentary environment.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Shahbazan Formation
  • Dolomicrite
  • Secondary dolomite
  • Diagenetic processes
  • Cluster analysis


دولومیت در اشکال و انواع مختلف آن مهمترین اجزای سنگی تشکیل دهندة سنگهای کربناته به شمار می‎رود. بطور کلی دولومیت-ها به دو صورت اولیه و ثانویه تشکیل می‎شوند که نوع ثانویه آن بلافاصله بعد از ته نشینی و یا مدتی طولانی بعد از رسوبگذاری تشکیل می‎گردد و دولومیت اولیه بطور مستقیم از آب دریا رسوب می‎نماید. در دولومیتهای اولیه معمولا اثراتی از بافتهای رسوبی اولیه مانند اینتراکلاست، لامینه های جلبگی (؟) ، تبخیریهای ریزبلور، پلوئیدها و خرده های اسکلتی Zenger and Dunham 1988)) دیده می شود. البته به علت دخالت موانع و فاکتورهای جنبشی تشکیل آن به صورت اولیه در سطح وسیعی انجام نمی‎گیرد ( Tucker and Wright 1990). از جمله عواملی که مانع رسوبگذاری مستقیم دولومیت از آب دریا می‎گردند می‎توان به موارد زیر اشاره نمود:1- قدرت یونی بالای آب دریا و سرعت رسوبگذاری سریع کربناتها2- هیدراسیون و آبدار شدن یون منیزیم3- فعالیت پایین یون کربنات4- ساختمان بلوری دولومیت و آرایش و نظم آن. ضمناً تاثیر موانع مذکور با تبخیر آب دریا، اختلاط آن با آبهای دیگر، بالا رفتن دما، پایین آمدن محتوای سولفات به مقدار قابل توجهی کاهش می‎یابد(Tucker and Wright 1990). در این مطالعه از شواهد پتروگرافیکی، ژئوشیمیایی و روشهای آماری برای تشخیص انواع دولومیت‌ها، منشا دولومیت‌ها، روند دیاژنز در دولومیکرایتها، تشخیص مرز احتمالی بین سازند شهبازان-آسماری وگروه بندی داده‌ها استفاده شده است.

زمین شناسی منطقه:
مقطع تیپ سازند شهبازان در 45 کیلومتری اندیمشک شناسایی شده است. سازند شهبازان با سن ائوسن میانی تا ائوسن بالایی در زون انتقالی بین محیط رودخانه-ای کشکان و دریایی پابده تشکیل شده است (Alavi 2004) و دارای لیتولوژی غالب دولومیت، آهک‌های دولومیتی ومیان لایه های مارن با رنگ هوازدة سفید تا قهوه‌ای با سیمای نازک لایه تا ضخیم‌لایه می‌باشد که به طور ناپیوسته بر روی سازند آواری کشکان و به طور ناپیوسته در زیر سازند آسماری قرار گرفته است. سازند مورد مطالعه با سازندهای کشکان، تله‎زنگ، پابده و سازند جهرم ارتباط بین انگشتی دارد (Alavi 2004). در این تحقیق یک برش از سازند شهبازان در شمال کوهدشت (برش دارابی) که دارای ضخامت140متر است انتخاب شده است.


◄شکل 1 . موقعیت برش مورد مطالعه از سازند شهبازان در جنوب غرب ایران.


روش مطالعه
به منظور انجام مطالعات پتروگرافیکی تعداد 150 نمونه از دولومیتهای سازند شهبازان با توجه به تغییرات لیتولوژی انتخاب و مقاطع نازک از آنها تهیه و مورد مطالعه میکروسکپی قرار گرفته است. تمامی مقاطع نازک توسط محلول آلیزارین قرمز (ARS) و فروسیانید پتاسیم به منظور تشخیص کانی کلسیت از دولومیت به روش
(Dickson 1965) رنگ آمیزی شده اند. جهت بررسی مرز احتمالی بین سازند شهبازان و آسماری 40 عدد ازولومیتهای اولیه برش دارابی جهت آنالیز عنصری (Sr,Na,Fe.Ca,Mg and Mn) از بین د انتخاب گردید. این نمونه ها در آزمایشگاه ژئوشیمی دانشکده علوم زمین دانشگاه شهید بهشتی با دستگاه AAS مورد آزمایش قرار گرفتند و سپس با استفاده از نرم افزار MINITAB14 به بررسی شباهت و گروه بندی داده ها پرداخته شده است.
1- مطالعات پتروگرافی
دولومیت در اشکال و انواع مختلف یکی از مهمترین سنگهای تشکیل دهنده سازند شهبازان به شمار می رود. برای نامگذاری دولومیتها از تلفیقی از طبقه بندی های فریدمن (Friedman 1965)، سیبلی و گرگ( Sibley and Gregg 1987) و مازولو ( Mazzullo 1992) استفاده شده است. تنوع مختلف دولومیتها می تواند بازتابی از زمان تشکیل، منشا و یا ترکیب سنگ آهک اولیه باشد. دولومیتهای سازند شهبازان بر اساس فابریک، توزیع اندازه بلورها (یونی مدال یا پلی مدال) و شکل مرز بلورها (مسطح یا غیر مسطح)، به چهار گروه مختلف تقسیم شده اند. اندازه بلورها بوسیله انرژی رشد و هسته سازی کنترل می شود، در حالیکه شکل مرز بلورها تحت تاثیر رشد بلورها است
(Sibley and Gregg 1987). بطورکلی در دمای پایین دولومیت های با سطوح بلوری صاف (planar) و بلورهای شکل دار (euhedral) تا نیمه شکل دار (subhedral) رشد می کند، در حالیکه در دمای بالاتر (بین 100-50 درجه) سطوح بلوری غیر هم سطح (nonplanar) و بلورهای بی شکل (anhedral) توسعه می یابند (Gregg and Sibley 1984; Gregg and Shelton 1990).
1-1 انواع دولومیتها:
با توجه به مطالعات پتروگرافی انجام شده در سازند شهبازان چهار نوع دولومیت به شرح زیر شناسایی شد:
1-1-1 دولومیتهای خیلی ریز بلور یا دولومیکرایت
این نوع دولومیت که تحت عنوان دولومیت نوع اول معرفی شده است از بلورهای بی شکل تشکیل گردیده و 85 درصد از دولومیتهای سازند شهبازان را تشکیل داده است (شکلa,b3). اندازه بلورهای دولومیت بین
5 تا 16 میکرون (میانگین 11 میکرون) در تغییر می باشد. دولومیکرایتها معمولا متراکم و رنگ خاکستری تیره دارند. این نوع بافت معادل بافت xenotopic (Friedman 1965)، nonplanar-A ( Mazzullo 1992) و xenotopic-A (Gregg and Sibley 1984) می باشد. در این دولومیتها معمولا خرده های اسکلتی، پلوئیدها، آثاری از لامینه های جلبگی و قالبهای تبخیریهای ریز دیده می شود (شکل a,b,c,d 2). بطور کلی اندازه بلورهای دولومیت می تواند برای تشخیص دولومیتهای دیاژنتیک اولیه از ثانویه مورد استفاده قرار گیرد (Amthor and Friedman 1992; Ye and Mazzullo 1992). با توجه به فابریک و اندازه کریستالی بسیار ریز و حفظ شدگی بافتهای رسوبی اولیه به نظر می رسد که دولومیتهای نوع اول تحت شرایط درجه حرارت کم و نزدیک سطح تشکیل شده اند (Gregg and Sheltton 1990). اصولا این دولومیتها همزمان با رسوبگذاری یا در مراحل اولیه دیاژنز در محدوده سوپراتایدال تا بالای اینترتایدال تشکیل گردیده اند (Adabi 2002).
2-1-1- دولومیتهای ریز بلور (دولومیکرواسپارایت)
دولومیتهای نوع دوم عمدتا از بلورهای متراکم و هم اندازه (unimodal) نیمه شکل دار تا بی شکل و دارای مرزهای بین بلوری مسطح (planar-s) تشکیل شده است (شکل a,b4). اندازه آنها بین 16تا62 میکرون (میانگین45 میکرون) است. این نوع دولومیتها معادل بافت هیپیدیوتاپیک (Friedman 1965)، ایدیوتاپیک (Gregg and Sibley 1984) و مسطح (Mazzullo 1992) است. دولومیکرواسپارایتها معمولا از جانشینی سنگهای آهکی و یا از تبلور مجدد دولومیکرایتها به وجود می آیند (Adabi 1996)، این فرایند ممکن است به صورت ناقص و یا کامل انجام گیرد.

3-1-1- دولومیت های متوسط بلور (دولواسپار)
این نوع دولومیت عمدتا به صورت موزاییک های هم اندازه متراکم و دارای مرزهای مسطح نیمه شکل دار تا بی شکل تشکیل شده است ( شکل a,b5). این نوع دولومیت معادل دولومیت هیپیدیو تاپیک (Friedman 1965)، ایدیوتاپیک – S (Gregg and Sibley 1984) و دولومیت با بافت مسطح نیمه شکل دار(Gregg and Sibley 1987) می باشد. اندازه بلورها 70 تا 260 میکرون (میانگین 220 میکرون) در تغییر است. دولومیت نوع سوم باعث تخریب بافت‌های رسوبی اولیه می شود و در نتیجه شناسایی بافت-های اولیه رسوبی مانند آثار جلبگی، پلوئید و ... بسیار مشکل است. این نوع دولومیت معمولا از جانشینی سنگهای آهکی قبلی و یا از تبلور مجدد دولومیتهای تشکیل شده اولیه در زیر دمای بحرانی یعنی کمتر از 60 درجه سانتی گراد حاصل شده است (Gregg and Shelton 1990; Mazzullo 1992).

4-1-1- سیمان دولومیتی پرکننده حفرات
این نوع دولومیت از بلورهای درشت بلور شفاف و اغلب شکل دار با مرزهای مسطح تشکیل شده و به صورت سیمان فضاهای کوچک و بزرگ و شکستگی ها را پر نموده است. اندازه بلورهای این سیمان دولومیتی متفاوت بوده (بین 200 تا 500 میکرون ) و اغلب بستگی به اندازه فضاهای موجود دارد. این نوع دولومیتها در دمای کمتر از 60-50 درجه تشکیل می شوند (Mazzullo 1992). دولومیت درشت بلور اسپاری پرکننده حفرات در شرایط دفنی کم عمق یعنی در مراحل اخر دیاژنز تشکیل می شود (Mutti1990)، (شکل a,b6). نوعی دیگر از سیمان دولومیتی پرکننده حفرات ، دولومیت زین اسبی است که دارای خاموشی موجی و کلیواژ خمیده است (شکل a,b7). دولومیت زین اسبی معمولا در مرحله آخر دیاژنز و به وسیله سیالات شور و گرم (Coniglio et al. 1994; Drivet and Mountjoy 1997; Lumsden and Lloyd 1997; Yoo et al. 2000). و در دمای بالاتر از 60-50 تشکیل می شود (Mazzullo 1992). این نوع دولومیت در شرایط تدفین عمیق حاصل می شود. اگر چه دولومیتی شدن در مراحل تدفینی در اعماق به علت ناکافی بودن یون منیزیم مورد انتقاد قرار گرفته است (Morrow 1982; Land 1985) اما مقالات منتشر شده حاکی از این است که دولومیتی شدن در اعماق مختلف به طور گسترده ای صورت می گیرد (Lee and Fridman 1987; Machel and Anderson 1989; Barnaby and Read 1992).

2- منشا دولومیتها:
تعیین منشا دولومیتها ساده نیست زیرا دولومیتها در شرایط متفاوتی تشکیل می شوند. دولومیتها می توانند به صورت اولیه، دیاژنتیکی یا در فاز هیدروترمالی تشکیل گردند (Shinn et al. 1965; Shukla and Baker 1988; Machel 2000; Mazzullo 2000). که به شرح زیر هستند:
1- دولومیتهایی که تقریبا همزمان با رسوبگذاری و همراه با کانیهای تبخیری در مراحل اولیه تشکیل می شوند (دولومیت نوع اول) : معمولا این دولومیتها جانشین آراگونیت یا کلسیت دارای منیزیم زیاد (HMC) اولیه می شوند (Land 1985)، مقدار آهن و استرانسیم درآنها به ترتیب پایین تر و بالاتر است.
مکانیزمهای متفاوتی برای تشکیل این دولومیتها ارائه شده است:
- در مناطق کم عمق توسط پمپاﮊ جزرومدی (tidal pumping) (Bush 1973; Carballo et al. 1987)
- جریانات برگشتی (seepage reflux) (Adams and Rhodes 1960).
- مقدار منیزیم لازم برای تشکیل این دولومیتها از واکنش یون کربنات حاصل از انحلال کلسیت با یون سولفات و یا ته نشینی ژیپس و یا انیدریت تامین می‌گردد (Warren 1999).
- تشکیل دولومیکرایتها در رسوبات غنی از مواد الی در جایی که سولفاتها به طور وسیعی احیا می شوند و فرایند متانوژنز رخ می دهد (Mazzullo 2000). در سازند شهبازان با توجه به همراهی دولومیکرایتها با بافتهای اولیه رسوبی ( آثار جلبگی، پلوئید، خرده های بایو و قالبهای تبخیری ریز) که نشان دهنده محیط ساحلی می‌باشند به نظر می رسد که منیزیم لازم برای دولومیکرایتها از طریق پمپاژ آب دریا به درون رسوبات ساحلی تامین شده است.
2- دولومیتهای حاصل از تبلور دوباره دولومیکرایت اولیه (دولومیت نوع دوم، سوم):
در مورد دولومیتهای رمبوئدری پراکنده در زمینه میکرایتی که به احتمال زیاد در مراحل تدفین کم عمق تشکیل می شود، منیزیم احتمالا از آبهای بین دانه ای بر اثر انحلال کلسیت دارای منیزیم زیاد حاصل شده است
(Cander et al. 1988; Mukhopodhyay et al. 1996).
3- دولومیتهای زین اسبی و دولومیتهای با خاموشی موجی:
دولومیتهای زین اسبی یک کانی دفنی متداول در پلاتفرمهای کربناته است
(e.g. Zeeh et al. 1995; Al-Aasm et al. 2000) . در کربناتها، دولومیتهای زین اسبی به طور متداول در شرایط تدفینی عمیق و به وسیله سیالات شور و گرم تشکیل می شود (Coniglio et al. 1994; Drivet and Mountjoy, 1997; Lumsden and Lloyd 1997; Yoo et al. 2000). این دولومیت ها می توانند در ارتباط جانبی با قالبهای تبخیری درشرایط دفنی کم عمق نیز تشکیل شوند (Mutti 1990).

3- مطالعات ژئوشیمیایی
در مطالعات ژئوشیمیایی به بررسی روند عناصر در ارتباط با محیط های دیاژنزی، تفکیک مرز احتمالی سازندهای شهبازان و آسماری و بررسی شباهت و گروه بندی داده ها با استفاده از تجزیه و تحلیل آماری پرداخته شده است. کلیه داده های عناصر اصلی و فرعی در جدول 1 آورده شده است.

3-1- آنالیز عنصری (سازند شهبازان)
3-1-1 کلسیم و منیزیم :
در محیط های دیاژنزی با توجه به افزایش عمق دیاژنز و دولومیتی شدن میزان منیزیم افزایش و میزان کلسیم کاهش می یابد. مقدار کلسیم و منیزیم به ترتیب دارای میانگین 24.5و 10.6 درصد است که در مرزهای سکانسی به دلیل تغییر ترکیب کانی شناسی و فرایند انحلال میزان کلسیم افزایش و میزان منیزیم کاهش می یابد (شکل 8 ).

3-1-2 استرانسیم
در محیطهای دریایی با افزایش عمق مقدار استرانسیم کاهش می یابد و این روند در ارتباط باترکیب کانی شناسی اولیه است. بطوریکه مقدار استرانسیم در اراگونیتها بیشتر از مقدار استرانسیم در کلسیتها است (Veizer 1983)، زیرا استرانسیم ترجیحاَ در شبکه آراگونیت وارد می شود (Veizer 1983; Morrison and Brand 1987). در سازند شهبازان مقدار Sr دارای میانگین 179 پی پی ام است. از آنجایی که استرانسیم جایگزین کلسیم در کربناتها می گردد و مقدار کلسیم در دولومیتها نصف مقدار آن در کلسیت ها است، به همین سبب تمرکز استرانسیم در دولومیتها نصف مقدار کلسیت می باشد (Rao 1996). در سازند شهبازان دولومیکرایت هایی که دارای استرانسیم کمتر و منیزیم بیشتری هستند، دیاژنز تدفینی عمیق تری را تحمل کرده اند (شکل 9).

3-1-3 سدیم
مقدار سدیم به ترتیب در آراگونیت و بعد در کلسیت و در نهایت در دولومیت زیادتر است Veizer 1983)). در سازند شهبازان مقدار سدیم دارای میانگین 124 پی پی ام است که پایین بودن مقدار سدیم در سازند شهبازان به دلیل شبکه تبلور دولومیتها است. مقدار سدیم در شبکه تبلور دولومیت ها نصف میزان سدیم در کلسیت ها است (Rao 1996). است. با افزایش دیاژنز و دولومیتی شدن میزان سدیم کاهش می یابد (Winefield et al. 1996). در سازند شهبازان نمونه های دولومیکرایتی که دارای منیزیم بیشتر و سدیم کمتری هستند، احتمالا دیاژنز دفنی عمیق تری را تحمل کرده اند (شکل 10).

3-1-4 آهن و منگنز
آهن و منگنز ترجیحاَ در شبکه دولومیت ها بیشتر وارد می شود (Veizer 1983). در سازند شهبازان مقدار آهن و منگنز به ترتیب دارای میانگین 419 پی پی ام و 381 پی پی ام می باشد، که پایین بودن آهن و منگنز در سازند شهبازان به دلیل عملکرد فرایندهای دیاژنزی کمتر است که باعث شده دولومیکرایتها نسبت به دولومیتهای ثانویه دارای مقدار آهن و منگنز کمتری باشند. نمونه های که دیاژنز تدفینی عمیق تری را تحمل کرده اند میزان آهن و منگنز بیشتری دارند
(Winefield et al. 1996) بنابراین می توان گفت که دولومیکرایت هایی که دارای آهن، منگنز و منیزیم بیشتری هستند، دیاژنز دفنی عمیق تری را نسبت به سایر دولومیکرایت های دیگر تحمل کرده اند (شکل های 11 و12).

 

 

 

 

شکل a2 نمایی از خرده های اسکلتی شکل b2 نمایی از پلوئیدها

 

 

 


شکل c 2 نمایی از آثار جلبگی شکل d2 نمایی از قالبهای تبخیری شکل

 


.
شکل a3 تصویری از دولومیکرایت شکل b3 تصویر کاتدولومینسانس از دولومیکرایت

 



شکل a4 تصویری از دولومیکرواسپارایت شکل b4 تصویر کاتدولومینسانس از دولومیکرواسپارایت.

 

 


شکلa5 تصویری ار دولواسپارایت شکل b5 تصویر کاتدولومینسانس ار دولواسپارایت

 

 

شکل a6 تصویری از دولومیت پرکننده حفرات شکل b6 تصویر کاتدولومینسانس از دولومیت پرکننده حفرات

 



شکلa7 نمایی از دولومیت زین اسبی شکلb7 تصویر کاتدولومینسانس از دولومیت زین اسبی


شکل 9 نمودار Sr در مقابل Mg. نمونه های دولومیکرایتی که دارای استرانسیم کمتر و منیزیم بیشتری هستند، دیاژنز بیشتری را تحمل کرده اند . شکل8 نمودار Mg در مقابل Ca. با افزایش Mg میزان Ca کاهش پیدا می کند.

شکل 11 نمودار Fe در مقابل Mg. دولومیکرایت های که دارای آهن و منیزیم بیشتری هستند، دیاژنز بیشتری را نسبت به سایر دولومیکرایت ها تحمل کرده اند. این افزایش به دلیل تاثیر بیشتر دیاژنز تدفینی است. شکل 10 نمودار Na در مقابل Mg. نمونه های دولومیکرایتی که دارای منیزیم بیشتر و سدیم کمتری هستند، احتمالا تحت تاثیر دیاژنز تدفینی کم عمق قرار گرفته اند.
شکل 12 نمودار Mn در مقابل Mg. دولومیکرایت های که دارای منگنز بیشتر و منیزیم بیشتری هستند، دیاژنز بیشتری را نسبت به سایر دولومیکرایت ها تحمل کرده اند. این افزایش حاکی از تاثیر دیاژنز تدفینی است.

 

Sample No. IR% Mg% Ca% Mn (ppm) Na (ppm) Fe (ppm) Sr (ppm)
1 15.00 11.00 24 290.00 1256.00 2378.00 305.000
2 13.00 12.00 23 392.00 780.00 1444.00 241.00
3 12.00 12.00 23 440.00 77.00 333.00 243.00
4 15.00 10.00 25 294.00 36.00 90.00 223.00
5 11.00 11.00 24 569.00 31.00 52.00 212.00
6 10.00 11.00 24 485.00 20.00 66.00 215.00
7 10.00 11.00 23 949.00 39.00 79.00 269.00
8 10.00 11.00 23 366.00 46.00 14.00 295.00
9 12.00 10.00 25 333.00 36.00 36.00 296.00
10 10.00 12.00 23 330.00 45.00 44.00 235.00
11 10.00 0.00 0 239.00 62.00 72.00 672.00
12 14.00 11.00 24 292.00 152.00 171.00 390.00
13 12.00 12.00 23 281.00 211.00 447.00 189.00
14 17.00 11.00 25 477.00 471.00 1765.00 234.00
15 11.00 11.00 24 305.00 77.00 476.00 71.00
16 11.00 11.00 23 428.00 439.00 1868.00 208.00
17 11.00 11.00 23 452.00 84.00 432.00 188.00
18 8.00 11.00 24 409.00 67.00 281.00 182.00
19 12.00 11.00 23 341.00 45.00 149.00 183.00
20 9.00 11.00 23 541.00 24.00 46.00 143.00
21 22.00 11.00 24 363.00 18.00 76.00 151.00
22 31.00 10.00 25 290.00 21.00 21.00 130.00
23 23.00 8.00 28 231.00 17.00 65.00 107.00
24 19.00 11.00 24 307.00 28.00 79.00 130.00
25 25.00 11.00 25 296.00 24.00 76.00 109.00
26 26.00 11.00 24 429.00 22.00 188.00 105.00
27 36.00 10.00 26 372.00 58.00 430.00 145.00
28 31.00 11.00 25 357.00 48.00 113.00 93.00
29 31.00 10.00 25 468.00 41.00 236.00 94.00
30 20.00 8.00 29 450.00 38.00 187.00 118.00
31 32.00 10.00 25 593.00 30.00 352.00 43.00
32 19.00 10.00 25 453.00 41.00 340.00 116.00
33 29.00 13.00 22 506.00 66.00 486.00 163.00
34 19.00 10.00 25 395.00 53.00 326.00 67.00
35 24.00 4.00 33 152.00 33.00 264.00 168.00
36 20.00 8.00 28 156.00 78.00 709.00 85.00
37 5.00 11.00 25 287.00 76.00 655.00 71.00
38 19.00 11.00 24 270.00 72.00 437.00 55.00
39 17.00 11.00 24 367.00 123.00 955.00 148.00
40 16.00 12.00 23 283.00 83.00 516.00 76.00

جدول 1- جدول تغییرات عناصر اصلی و فرعی.

 


3-2 استفاده از عناصر اصلی و فرعی جهت تفکیک سازند شهبازان و آسماری
با توجه به وجود دولومیکرایت و اثراتی از بافتهای رسوبی اولیه مانند لامینه های جلبکی، پلوئید، تبخیریهای ریز ، ماتریکس ریز دانه گلی و خرده های اسکلتی که شاخص کمربند رخساره ای سوپراتایدال تا بالای اینترتایدال است
(Warren and Kendall 1985; Zenger and Dunham 1988; Adabi 2002) می توان گفت که سازند شهبازان در یک پهنه جزر و مدی تشکیل نهشته شده است. از آنجای که لیتولوژی سازند شهبازان با لیتولوژی بخش زیرین سازند آسماری در برش دارابی یکسان است (هر دو واحد در بخش بالای اینترتایدال تا سوپراتایدال از یک پهنه جزرومدی ته نشین شده اند) و هیچ گونه فسیلی در آنها مشاهده نشده است، لذا از تغییرات عناصر اصلی و فرعی برای جداسازی این دو سازند استفاده شده است. در مرز احتمالی بین سازند شهبازان و آسماری میزان Ca، Sr/Mn و Ca/Mg افزایش و میزان Mg کاهش می یابد (نمونه 35 از بین مرز احتمالی دو سازند انتخاب شده است). تغییرات عناصر به شرح زیر است:
- نمودار تغیرات Ca در طول سازند شهبازان و بخش زیرین سازند آسماری. در مرز احتمالی بین دو سازند به دلیل تغییر ترکیب شیمیایی میزان Ca افزایش یافته است (نمونه 35 از بین مرز احتمالی دو سازند انتخاب شده است) (شکل13).
- نمودار تغیرات Mg در طول سازند شهبازان و بخش زیرین سازند آسماری. در مرز احتمالی بین دو سازند به دلیل تغییر ترکیب شیمیایی میزان Mg کاهش یافته است (نمونه 35 از بین مرز احتمالی دو سازند انتخاب شده است) (شکل13).
- نمودار تغیرات Sr/Mn در طول سازند شهبازان و بخش زیرین سازند آسماری. در مرز احتمالی بین دو سازند به دلیل فرایند انحلال میزان Sr/Mn تغییر کرده است (در این نمودار دو تغییر ناگهانی وجود دارد که با توجه به اینکه تغییر ناگهانی قسمت بالایی توالی با تغییرات عناصر دیگر در طول توالی شباهت دارد مرز احتمالی در نظر گرفته شده است) (نمونه 35 از بین مرز احتمالی دو سازند انتخاب شده است) (شکل13).
- نمودار تغیرات Ca/Mg در طول سازند شهبازان و بخش زیرین سازند آسماری. در مرز احتمالی بین دو سازند به دلیل تغییر ترکیب کانی شناسی میزان Ca/Mg افزایش یافته است (نمونه 35 از بین مرز احتمالی دو سازند انتخاب شده است) (شکل13).

 


شکل 13 ستون چینه شناسی سازند شهبازان در برش دارابی و نمودار تغییرات عناصر در طول ستون



3-3 تحلیل آماری با استفاده از نرم افزارهای MINITAB14 و بررسی شباهت بین داده ها و گروه بندی بین آنها
3-3-1 بررسی آمارهای چند متغیره :
هر تجزیه و تحلیل چند متغیره که بر روی بیش از دو متغیر انجام می شود می تواند در قالب آنالیز های چند متغیره بیان شود . از مزایای روشهای آماری چند متغیره کاهش تعداد متغیر ها در مباحث داده پردازی و در نتیجه کاستن از تعداد نمونه ها است.

3-3-1-1 آنالیز خوشه ای و تفسیر آن :
آنالیز خوشه ای یک روش آمار ی چند متغیره است که عناصر را بر اساس شباهت تغییر پذیر بین آنها در غالب دسته ها یا گروه هایی طبقه بندی می کند. دلایل زیادی برای ارزشمند بودن آنالیز خوشه ای وجود دارد از جمله این که آنالیز خوشه ای می تواند در پیدا کردن گروههای واقعی کمک کند. البته باید توجه داشت که آنالیز خوشه ای می تواند گروههای غیر قابل انتظاری را ایجاد نماید که بیانگر روابط جدیدی خواهند بود و باید مورد بررسی قرار گیرند (Johenson and Wichern 1988). از آنجایی که هر گروه معین از عناصر نسبت به یک سری از شرایط محیطی کم و بیش به طور مشابه حساسیت نشان می دهند ، شناخت ارتباط و همبستگی ژنتیکی متقابل بین عناصر مختلف می تواند در شناخت دقیقتر تغییرات ژئوشیمیایی در محیطهای رسوبی به کار گرفته شود. ضمناً تجمع ژنتیکی برخی از عناصر ممکن است به عنوان راهنمای مستقیم در تفسیر نوع نهشته هایی که احتمالاً در محیط رسوبی وجود دارد به کار رود. در مجموع، شناخت همبستگی های ژنتیکی که بین عناصر وجود دارد ، اطلاعات لازم را برای تفسیر هر چه سریعتر داده های ژئوشیمیایی در اختیار می گذارد.

3-3-1-1 -1 تحلیل خوشه ای بر اساس مشاهدات (نمونه ها) :
در سازند شهبازان بر مبنای خصوصیات پتروگرافی محیط رسوبی به چهار بخش زیر تقسیم شد است:در این روش متغیر ها بر اساس کیفیت دسته بندی شده و روابط آنها بر اساس سطح شباهت ارائه می گردد (Sharma 1996). در آنالیز خوشه ای بر اساس مشاهدات داده های ژئوشیمیایی سازند شهبازان در چهار گروه قابل شناسایی هستند !- رخساره ای که تحت تاثیر تداخل بین انگشتی از سازند کشکان بوده اند (نمونه های A شکل 14 و a16) 2- رخساره میلولید وکستون-پکستون که نشان دهنده محیط اینترتایدال-سابتایدال است(Wilson 1975; Schlager 2002; Fotini 2008) (نمونه های B شکل 14 و b16) 3- رخساره دلومیت با لامینه های جلبگی که بیانگر محیط سوپرا تایدال تا اینترتایدال (Fotini 2008) (نمونه های C شکل 14 و c16) . 4- رخساره کارستی شدن که نشان دهنده خروج از آب و محیط بالای سوپراتایدال است (Schlager 2002; Fotini 2008) (نمونه های D شکل 14 و d16). با توجه به پراکنش نمونه های (دولومیتهای اولیه) حاصل از آنالیز ژئوشیمی عنصری در چهار گروه مختلف، پیشنهاد می گردد که جهت آنالیز ژئوشیمی ایزوتوپی نمونه ها از بین این چهار گروه انتخاب شوند تا همه خصوصیات محیطی سازند مورد نظر را نشان دهند. علاوه بر این از آنجایی که سازند شهبازان در برش دارابی در بخشهایی از یک پهنه جذر و مدی نهشته شده است ، شناسایی محیط برای برخی از مقاطع وجود ندارد . به همین دلیل با استفاده از آنالیز خوشه ای می توان ارتباطی بین مقاطع قابل شناسایی و مقاطع غیر قابل شناسایی برقرار کرد.

3-3-1-1 -2 تحلیل خوشه ای بر اساس متغیرها :
در این روش متغیر ها بر اساس کیفیت دسته بندی شده و روابط آنها بر اساس سطح شباهت ارائه می گردد. (شکل 15). در این دیاگرام به طور کلی چهار خوشه قابل تفکیک است: 1- خوشه اول شامل Ca است که این خوشه احتمالا تحت تاثیر لایه های خارج شده از آب و کارستی شدن است 2- خوشه دوم که شامل Mn و Mg است و به احتمال زیاد این خوشه تحت تاثیر دیاژنز بوده است3- خوشه سوم که شامل Fe و Na است که این خوشه احتمالا تحت تاثیر تداخل های بین انگشتی از سازند کشکان و تبخیریهای ساحلی می باشد که بیانگر پسروی آب دریا در محیط است و 4- خوشه چهارم که شامل Sr است که می تواند تحت تاثیر ترکیب کانی شناسی اولیه محیط رسوبی باشد.

 


شکل14 - تحلیل خوشه ای بر مبنای سطح شباهت بین مشاهدات (نمونه ها)

شکل15- تحلیل خوشه ای بر مبنای سطح شباهت بین متغیرها

 

 

 

شکل a16 شکل b16

 

 


شکل c16 شکل d16



4- نتیجه گیری
در سازند شهبازان با توجه به مطالعات پتروگرافیکی پنج نوع دولومیت تشخیص داده شده است که شرایط دیاژنتیکی متفاوتی را تحمل کرده و دارای منشاءهای متفاوتی می باشند.* با توجه به وجود قالبهای تبخیری، پلوئید، لامینه های جلبگی و اینترکلاستها مشخص شد که سازند شهبازان در یک پهنه جزر ومدی نهشته شده است* دولومیت نوع اول (دولومیکرایت) به عنوان دولومیت تقریبا همزمان با رسوبگذاری در نظر گرفته شده است.* دولومیت نوع دوم (دولومیکرواسپارایت) از جایگزینی کربنات کلسیم اولیه و در طی مراحل تدفین کم عمق تشکیل گردیده است * دولومیت نوع سوم (دولواسپارایت) در اثر تبلور مجدد دولومیتهای قبلی حاصل شده است. * دولومیت نوع چهارم (حفره پر کن) در مرحله دیاژنز تدفینی کم عمق و دولومیت نوع پنجم (دولومیت زین اسبی) در مرحله دیاژنز تدفینی عمیق تشکیل شده اند * نمونه های دولومیکرایتی که دارای استرانسیم کمتر و منیزیم بیشتری هستند، دیاژنز دفنی عمیق تری را تحمل کرده اند * در محیط های دیاژنزی، نمونه های دولومیکرایتی که دارای منیزیم بیشتر و سدیم کمتری هستند، احتمالا تحت تاثیر دیاژنز تدفینی کم عمق قرار گرفته اند * دولومیکرایت های که دارای آهن، منگنز و منیزیم بیشتری هستند، دیاژنز بیشتری را نسبت به سایر دولومیکرایت ها تحمل کرده اند. * با توجه به پراکنش نمونه های حاصل از آنالیز ژئوشیمی عنصری در چهار گروه مختلف، پیشنهاد می گردد که جهت آنالیز ژئوشیمی ایزوتوپی، نمونه ها از بین این چهار گروه انتخاب شوند تا همه خصوصیات محیطی سازند مورد نظر را نشان دهند* از آنجایی که سازند شهبازان در برش دارابی در بخشهایی از یک پهنه جذر و مدی نهشته شده است ، شناسایی محیط برای برخی از مقاطع وجود ندارد . به همین خاطر با استفاده از آنالیز خوشه ای می توان ارتباطی بین مقاطع قابل شناسایی و مقاطع غیر قابل شناسایی برقرار کرد * بر اساس تفاوت ترکیب شیمیایی (کانی شناسی)، میزان انحلال و تغییرات مقادیر عناصر اصلی و فرعی Ca، Sr/Mn، Ca/Mg،Mg مرز احتمالی بین دو سازند شهبازان و آسماری تفکیک شده است.

 

 

-آدابی، م.ح، 1383، ژئوشیمی رسوبی، انتشارات آرین زمین، 448.

- Adabi, M.H., 1996, Sedimentology and geochemistry of Upper Jurassic (Iran) and Precambrian (Tasmania) carbonates. Unpubl. Ph.D. Thesis, Uni.Tasmania, Australia, 400 p.

 - Adabi, M.H., 2002, Petrography and geochemical criteria for recognition of unaltered cold water and diagenetically altered Neoproterozoic dolomite, western Tasmania, Australia: 16th Australian Geology. Conv., Australia (abst.), p. 350.

- Adams, A.E., and Rhoodes, M.L., 1960, Dolomitization by seepage refluxion; Bull. Am. Assoc. Petrol. Geology, v. 44, p. 1912-1920.

- Al-Aasm, I., Ionnee, J., and Clarke, J., 2000, Multiple fluid flow events and the formation of saddle dolomite: examples from middle Devonian carbonates of the western CanadianBasin. J. Geochemistry Exploration, v. 69– 70, p. 11– 15.

- Alavi, M., 2004, Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforland evolution. Am J, Science, v. 304, p.1–20.

- Amathor, J.E., and Friedman. G.M., 1992, Early to late-dolomitization of platform carbonates: Lower Ordovician Ellenburger Group, PermianBasin, West Texas: J. Sedimentary Petrology, v.62, p. 134-144.

- Barnaby, R.J., and Read, J. F., 1992, Dolomitization of a carbonate platform during late burial: Lower to Middle Cambrian Shady Dolomite, Virginia Appalachian: J. Sedmentary Petrology, v. 62, p. 1023-1043.

- Buch, P., 1973, Some aspects of diagenetic history of the sabkha in Abu Dhabi, Persian Gulf. In: The Persian Gulf: Holocene Carbonate Sedimentation and Diagenesis in a ShallowEpicontinentalSea (Purser, B.H.), p.359-408. New York, Springer-Verlag.

- Cander, H.S, Kaufman, J., Daniels, L.D., and Mayer, W.J., 1988, Regional dolomitization of shelf carbonates in the Burlington-Keokuk Formation (Mississippian), Illinois and Missouri: constraints from cathodoluminescent zonal stratigraphy: in Shukla, V.J, and Baker, P.A., (eds.) Sedimentology and Geochemistry of Dolostones: SEPM. Spec. Pub., v. 43, p. 129-144.

- Carballo, J.D., Land, L.S. and Miser, D.L., 1987, Holocene dolomitization of supratidal sediments by active tidal pumping, Sugarloaf Key, Florida, J. Sedimentary Petrology, v. 39, p. 70-89.

-Coniglio, M., Shrlock, R., Williams-Jones, A.E., Middleton, K., and Frap, S.K.), 1994, Burial and hydrothermal diagenesis of Ordovician carbonates from the Michigan Basin, Ontario, Canada. In: Purser, B.H., Tucker, M.E., Zenger, D.H. (Eds, Dolomites: A Volume in Honour of Dolomieu. IAS. Spec. Pub., v. 21, p. 231–254.

- Compton J. S., 1988, Degree of supersaturation and precipitation of organogenic dolomite. Geology, v.16, p. 318-321.

- Dickson, J.A.D. A modified staining technique for carbonate in thin section: Nature, v. 205, p. 587, 1965.

- Drivet, E., and Mountjoy, E., 1997, Dolomitization of the Leduc Formation (Upper Devonian), southern Rimbey –Meadowbrook Reef trend, Alberta. J. Sedimentary Reserch, v. 67, p. 411– 423.

- Fotini, P-P., 2008, Facies analysis of Lofer cycles (Upper Triassic), in the ArgolisPeninsula (Greece): Sedimentary Geology, v. 208, p. 79-87.

- Friedman, G.M., 1965, Terminology of crystallization texture and fabric in sedimentary rocks: J. Sedimentary Petrology, v 35, p. 643-655.

-Johenson,R.A., and Wichern, D.W., 1988, Applied Multivariate Statistical Analysis, Prentic Hall, 605 pp.

- Gregg, J.M., and Shelton, K.L., 1990, Dolomitization and neomorphism in the back reef facies of the Bonneterre and Davies Formations (Cambrian), southeastern Missouri: J. Sedimentary Petrology, v. 60, p. 549-562.

- Gregg, J.M., and Sibley, D.F., 1984, Epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture reply: Jour. Sedimentary Petrology, v. 56, p. 735-763.

- Land, L.S., 1985, The origin of massive dolomite: J. Geology. Education, p. 112-125.

- Lee, Y.I., and Friedman, G.M., 1987, Deep-burial dolomitization in the Lower Ordovician Ellenburger Group carbonates in west Texas and southeastern New Mexico: J. Sedimentary Petrology, v. 57, p. 544-557.

- Lumsden, D.N., and Lloyd, R.V., 1997. Three dolomites. J. Sedimentary. Reserch, v. 67, p. 391– 396.

- Machel, H.G., and Anderson, J.H., 1989, Pervasive subsurface dolomitization of the Nisku Formation in central Alberta: J. Sedimentary Petrology, v. 59, p. 891-911.

- Machel, H. G., 2000, Dolomite formation in Caribbean islands- driven by plate tectonics? J. Sedimentary Reserch, v. 70, p. 977–984.

- Mazzullo, S.J., 1992, Geochemical and neomorphism alteration of dolomite of dolomite: a review: Carbonate and Evaporite, v.7, p. 21-37.

- Mazzullo, S.J., 2000, Organogenic dolomitization in peritidal to deep-sea sediments. J. Sedimentary Reserch, v. 70, p. 10– 23.

-Morrison, J.O., and Brand, U., 1987, Geochemistry of recent marine invertebrates. - Geoscience Canada, v. 13, p. 237-254.

- Morrow, D, W. , 1982, Diagenesis II. Dolomite-part II: dolomitization models and ancient dolostones: Geoscience Canada, v. 70, p. 702-720.

28- Mukhopodhyay, I., Chanada, S.K., Fukuoka, M., and Chadhri, A.K., 1996, Deep water dolomits from protrozoic Pengana Group in the Prahita Godvar Valey, Andhra Prades, India: J. Sedimentary Reserch, v. 66, p. 223-230.

- Mutti, M., 1990, Sedimentology and Diagenesis of Carbonate/Siliciclastic Cycle, Yates Formation, Guadalupian, New Mexico., University of Wisconsin-Madison, 228pp, Unpublished MS Thesis.

-Rao, C.P., 1996, Elemental composition of marine calcite modern temperate shelf branchipods, bryozoance and bulk carbonates, eastern Tasmania, Australia: Carbonates and Evaporites, v. 11, pp. 1-18.

-Schlager, W., 2002, Sedimentology and sequence stratigraphy of carbonate rocks, Amsterdam. 146 pp.

-Sharma, S. , 1996, Applied multivariate techniques, Wiley, New york.

- Shinn, E.A., Ginsburg, R.N., and Lloyd, R.M., 1965, Recent supratidal dolomite from Andros Island, Bahamas. In: Pray, L.C., Murray, R.C. (Eds.), Dolomitization and Limestone Diagenesis. SEPM. Spec. Pub., v. 13, p. 112– 123.

- Shukla, V., and Baker, P., 1988, Sedimentology and Geochemistry of Dolostones. SEPM. Spec. Pub., v. 43, 266 pp.

- Sibley, D.F., and Gregg, J.M., 1987, Classification of dolomite rock texture: J. Sedimentary Petrology, v.57, p. 967-975.

- Sun, S.Q., 1992, Skeletal aragonite dissolution from hypersaline seawater: a hypothesis. Sedimentary Geology., v. 77, p. 249-257.

- Veizer, J., 1983, Chemical diagenesis of carbonates: theory and application of trace element technique: Stable Isotopes in Sedimentary Geology: Soc. Econ. Palaeont. Mineral. Short Course, v. 10, p. 31-1 to 3-100.

- Warren, J.K., 1999, Evaporites: Their Evolution and Economics. Blackwel Scientific Puplications, Oxford, 438 pp.

- Warren, J.K., and Kendall, C.G.ST.C. , 1985, Comparison of sequences formed in marine sabkha (subaerial) and salina (subaqueous) settings-Modern and ancient. Amer. Ass. Petrolum Geology. Bull., v. 69, p. 1013-1023.

-Wilson, J.L., 1975, Carbonate facies in geologic history, New York (Springer). 471 pp.

-Winefield, P.R., Nelson, C.S., and Hodder, A.P.W., 1996, Discriminating temperate carbonates and their diagenetic environments usingbulkelementalgeochemistry: areconnaissance study based on NewZealand Cenozoic limestones. Carbonates and Evaporites, v. 11, 19–31.

- Ye, Q., and Mazzullo, S.J., 1992, Dolomitization of Lower Permian platform facies, Wichita Formation, North platform, Midland Basin, Texas: Carbonates and Evaporites, v.8, p. 55-70.

- Yoo, C.M., Gregg, J.M., and Shelton, K.L., 2000, Dolomitization and dolomite neomorphism: Trenton and Black River Limestones (Middle Ordovician) Northern Indiana, U.S.A. J. Sedimentary Reserch, v. 70, p. 265–274.

- Zeeh, S., Bechstadt, T., Mackenzie, J., and Richter, D.K , 1995, Diagenetic evolution of the Carnian Wetterstein platforms of eastern Alps. Sedimentary, v. 42, p. 199– 222.

- Zenger, D .H., and Dunham, R. J. , 1988, Dolomitization of Siluro-Devonian limestones in a deep core (5,350M), Southeastern New Mexico: Sedimentology and Geochemistry of Dolostone, SEPM, Spec. Pub., No. 43.