پتروگرافی و ژئوشیمی دولومیت های سازند جمالدر شمال بجستان- جنوب غربی خراسان رضوی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد دانشگاه فردوسی مشهد

2 دانشیار گروه زمین شناسی دانشگاه فردوسی مشهد

3 استادیار گروه زمین شناسی دانشگاه فردوسی مشهد

چکیده

 
برش مورد مطالعه در 10 کیلومتری شمال شهر بجستان در کوه قراول قرار گرفته است. ضخامت سازند جمال در این منطقه 349 متر اندازه گیری شده است که شامل سنگ آهک و دولومیت است. مرز زیرین با سازند سردر به صورت ناپیوستگی فرسایشی است. بر اساس مطالعات پتروگرافی در سازند جمال پنج نوع دولومیت ریز بلور زینوتاپیک A، ریز تا متوسط بلور ایدیوتاپیک P،  متوسط بلور شکل دار ایدیوتاپیک E، متوسط بلور و درشت بلور ایدیوتاپیک S و دولومیت های ایدیوتاپیک C به فرم سیمان، تفکیک شده اند. تمرکز Sr در دولومیت های سازند جمال بین 40 تا160 پی پی ام در تغییر است. مقدار Na در این دولومیت ها از 13990 تا 40580پی پی ام است که بیشتر از مقدار Na در دولومیت های تشکیل شده در محیط های دریایی است. تمرکز Fe و Mn به ترتیب بین 1020 تا 3770 و 140 تا 580 پی پی ام در تغییر است. با توجه به مطالعات پتروگرافی و آنالیز عنصری، دولومیت های سازند جمال در منطقه بجستان در طی دیاژنز اولیه (آب دریا) و دیاژنز تدفینی کم عمق تا متوسط تشکیل شده اند. منشاء منیزیم مورد نیاز دولومیت های نوع اول آب دریا و برای انواع دیگر می توان آب های بین دانه ای، دیاژنز شیل های همراه با سنگ آهک ها و یا شیل های سازند سردر را در نظر گرفت.
 
 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography and geochemistry of dolomites of the Jamal Formation, north of Bajestan- southuest Razavi Khorasan

نویسندگان [English]

  • M Sabbagh Bajestani 1
  • A Mahboubi 2
  • R Moussavi- Harami 3
  • M.H Mahmoudi Gharaee 3
1 M.Sc. Student, Ferdowsi University, Mashad
2 Associate Professor, Department of Geology, Ferdowsi University, Mashhad
3 Professor, Department of Geology, Ferdowsi University, Mashhad
چکیده [English]

The study area is located in Central Iran zone in the GharavolMountain (10 Km from north of Bajestan). Jamal Formation in studied section is 349m thick and composed of limestone and dolomite. This formation overlies disconformably the Sardar Formation. Based on petrographical studies, 5 types of dolomites were identified including: fine crystal dolomite (Xenotopic A), fine to medium crystal dolomite (Idiotopic P), euhedral medium crystal dolomite (Idiotopic E), medium and coarse crystal dolomite (Idiotopic S) and idiotopic C. In these dolomites, Sr content varies between 40 to 160 ppm and Na is between 13990 to 40580 ppm. These values are more than values expected for dolomites formed in marine environments. Fe content varies between 1020 to 3770 ppm and Mn is about 140 to 580 ppm. Based on petrographic and elemental analysis, these dolomites formed during early diagenesis (marine water) and shallow to medium burial depth. Origin of Mg2+ for type 1 dolomites was marine water, whereas for others were from pore water, shale diagenesis associated with limestones or probably shales of Sardar Formation. 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Keyword: Jamal Formation
  • Bajestan
  • Dolomite
  • Petrography
  • Elemental analysis


بجستان در جنوب غربی استان خراسان رضوی و در حریم شهرستان های فردوس و گناباد در مختصات 34º,30' تا 34º,40' عرض شمالی و º58 تا 58º,30' طول شرقی واقع گردیده است. این ناحیه از نظر ساختاری بر اساس تقسیم بندی علوی (1991) در بخش شمالی بلوک لوت از بلوکهای ایران مرکزی واقع شده است. واحدهای سنگی منسوب به پالئوزوئیک در این منطقه شامل سازندهای سردر (کربونیفر) و جمال(پرمین) است که در ارتفاعات شمالی بجستان (کوه قراول) رخنمون دارد (شکل1). سازند جمال در این منطقه 349 متر ضخامت دارد و عمدتاً از سنگ های کربناته تشکیل شده است که بر روی یک واحد ماسه سنگی قرار گرفنه اند (شکل2). یزدی (1999) واحد ماسه سنگ کوارتزیتی را به قاعده سازند جمال نسبت داده است که بصورت فرسایشی بر روی سازند سردر قرار گرفته اند. اما بر اساس مطالعات لون و طاهری (2003)، لون و وزیری مقدم (2004) و عارفی فرد و همکاران (1385) این ماسه سنگها راس سازند سردر در نظر گرفته شده است. در این تحقیق با استفاده از مطالعات پتروگرافی و آنالیز عنصری دولومیت های سازند جمال مورد بررسی قرار گرفته است.

روش مطالعه
در این مطالعه یک برش چینه شناسی از سازند جمال در محدوده 10 کیلومتری شمال شهر بجستان اندازه گیری و تعداد 134 نمونه برداشت شده است. به منظور تشخیص کانی کلسیت از دولومیت کلیه مقاطع نازک با آلیزارین قرمز به روش دیکسون (1966) رنگ آمیزی شده اند. تعداد 19 نمونه از انواع دولومیتها و 10 نمونه از گل های آهکی جهت تعیین عناصر Ca، Mg، Na، Sr، Fe وMn توسط دستگاه جذب اتمی مدل شیماتزوی در آزمایشگاه ژئوشیمی گروه زمین شناسی دانشگاه فردوسی مشهد آنالیز شده اند. از این تعداد، 4 نمونه(شامل3 دولومیت و یک گل آهکی) به دلیل داشتن بیش از 10 درصد مواد غیر قابل حل (IR) حذف گردیده اند.

بحث و بررسی
دولومیت یک کانی کربناته است اما مکانیزم دقیق تشکیل آن در محیط های رسوبی هنوز بطور کامل شناخته نشده است (Schmidt et al. 2005; Wacey et al. 2007). این کانی در محیط های کربناته کم عمق قدیمی فراوان تر است و با جوان شدن سن رسوبات مقدار آن کمتر می شود، به گونه ای که در رسوبات هولوسن کمیاب است (Warren 2000) . اگرچه دولومیت بیشتر بصورت یک کانی جانشینی ثانویه است، اما می تواند به صورت سیمان نیز تشکیل شود. بطور کلی مکانیزم تشکیل دولومیتها را می توان با استفاده از فابریک و اندازه بلورها، ویژگیهای رسوب شناسی، تفریق ایزوتوپی، دما، شوری، ترکیب سیال و شرایط اکسیداسیون و احیا تشخیص داد (Rao 1996).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل1 - موقعیت جغرافیایی ناحیه مورد مطالعه در نقشه زمین شناسی 1:100000 بجستان
(اقتباس از عاشوری و همکاران 1386)


پتروگرافی دولومیت ها
دولومیت های سازند جمال در منطقه مورد مطالعه دارای فابریک متفاوتی هستند. با استفاده از طبقه بندی سیبلی و گرگ ((Sibely and Gregg 1987 و بر اساس روش مازولو (Mazzullo 1992) و فریدمن (Friedman 1965) دولومیت های منطقه مورد مطالعه به 5 نوع به شرح زیر تقسیم می شوند.
دولومیت های نوع 1 (زینوتاپیک A)- این نوع دولومیت از بلورهای تقریباً هم اندازه و بی شکل همراه با سطوح بلوری نامنظم تشکیل شده اند. اندازه این بلورها از 10 تا 30 میکرون در تغییر است. این دولومیتها متراکم، تیره رنگ، فاقد فسیل و همراه با دانه های کوارتز آواری است (شکل3- الف).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل2- ستون چینه شناسی سازند جمال در شمال بجستان


دولومیت نوع 2 (ایدیوتاپیک P)- این نوع دولومیت شامل بلورهای ریز تا متوسط، شکل دار تا نیمه شکل داری است، که در یک زمینه آهکی شناورند. اندازه این بلورها از30 تا100 میکرون در تغییر است. این دولومیت ها عمدتاً در اطراف شکستگی ها و استیلولیت ها و یا بصورت پراکنده و بطور انتخابی جانشین ماتریکس و یا برخی از دانه ها شده اند (اشکال3- ب،3-ج).
دولومیت های نوع3 (ایدیوتاپیک E)- دولومیت های نوع 3 از بلورهای شکل دار با مرزهای بلوری مسطح (planar-e) تشکیل شده اند (شکل 3-د). اندازه بلورهای این نوع دولومیت بین 100 تا 250 میکرون است. برخی از این دولومیت ها دارای هسته ابری و یا کلسیتی هستند. برخی از آنکوئید ها نیز به فرم پراکنده بوسیله این نوع دولومیت، دولومیتی شده اند (شکل3-ه).
دولومیت نوع 4 (ایدیوتاپیک S)- این نوع دولومیت از بلورهای متراکم نیمه شکل دار تا شکل دار با مرزهای بین بلوری مسطح تشکیل شده اند. این گروه با توجه به اندازه خود به دو دسته تقسیم می شوند. گروه اول شامل بلورهای با اندازه 60 تا 200 میکرون (شکل3-و) و گروه دیگر شامل بلورهایی با اندازه ای بین 200 تا500 میکرون (شکل3-ز) است. دولومیت های نوع 4 فراوانترین نوع دولومیت در سازند جمال در منطقه مورد مطالعه است. این دولومیت ها از نظر بافتی مخرب بوده بطوریکه بافت رسوبی اولیه را از بین برده اند.
دولومیت نوع5 (ایدیوتاپیک C)- این دولومیت ها از بلورهای شکل دار به اندازه 100 تا بیش از 300 میکرون و به فرم سیمان در داخل حفرات و فضاهای خالی تشکیل شده است (شکل3- ط). بطور معمول ابعاد بلورها به اندازه فضاهای خالی موجود بستگی دارد که از دیواره به سمت مرکز حفرات و شکستگی ها افزایش می یابد.

آنالیز عنصری
از آنجاییکه شناسایی فرآیندهای دیاژنتیکی در دولومیتها به ترکیب سیال دولومیت ساز بستگی دارد(Rao 1996)، در نتیجه ترکیب عناصر کلسیم، منیزیم، سدیم، استرانسیم، منگنز و آهن در دولومیتها می تواند ترکیب سیال دولومیت ساز را مشخص کند(Warren 2000). ترکیب متفاوت این عناصر در دولومیت ها، به مقدار قابل توجهی به دلیل ترکیب متفاوت سیالات دولومیت ساز (شیرین، لب شور، دریایی و فوق العاده شور) است(Rao 1996). بدلیل مخلوط بودن برخی از دولومیت ها با سنگ آهک و دشوار بودن تهیه نمونه از آنها در سازند جمال، از انواع دولومیت های شناسایی شده در منطقه بجستان فقط از دونوع دولومیت 1 و 4 برای آنالیز های ژئوشیمیایی استفاده شده است.
بر اساس آنالیز عنصری دولومیت های سازند جمال مقادیر Ca بین 7/30 تا 7/34 درصد، Mg بین 37/7 تا 1/13 درصد، Sr بین 40 تا 160 پی پی ام، Na بین 13990 تا 40580 پی پی ام، Fe بین 1020 تا 3770 پی پی ام و Mn بین 140 تا 580 پی پی ام در تغییر است (جدول1).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

.
جدول 1- نتایج آنالیز عنصری دولومیت های سازند جمال در منطقه بجستان
Type of dolomite Sample No. Ca% Mg% Sr (ppm) Mn (ppm) Fe (ppm) Na (ppm)
Xenotopic
A A37 b 33.34 9.84 110 360 3590 17650
A122 a 33.8 9.22 80 560 3200 24230
A122 b 33.53 8.72 90 580 3770 23470
A134 b 34.69 7.37 160 177 3450 13990
Idiotopic- S(M) A29 32.14 12.15 60 240 2080 22700
A36 32.38 11.1 90 180 2040 26890
A43 32.87 10.53 50 200 1140 15000
A60 30.66 13.14 60 140 2400 38390
A62 32.78 10.93 80 150 1090 22610
A63 32.43 11.86 80 190 2110 17970
A72 31.64 11.96 70 140 1020 35650
A91 31.43 13.38 50 170 1960 21610
Idiotopic- S(L) A28 a 31.5 10.67 50 180 2940 13920
A28 b 31.66 13.07 50 160 2650 40580
A79 a 31.58 11.99 40 290 2170 23650
A79 b 31.71 12.7 60 210 2430 23650



تلفیق داده های ژئوشیمیایی و اطلاعات پتروگرافی می تواند درک بهتری از منشا، زمان تشکیل، ترکیب سیال دولومیت ساز، مدل دولومیتی شدن و روند دیاژنز را فراهم کند (Azmy et al. 2001; Swart et al. 2005).

دولومیت های زینوتاپیک A: بطور کلی اندازه بلورهای دولومیت می تواند برای تشخیص دولومیت های دیاژنتیکی اولیه از ثانویه مورد استفاده قرار گیرد(Amthor and Friedman 1992; Ye and Mazzullo 1993). با توجه به فابریک و اندازه ریز بلورها، وجود ذرات پراکنده کوارتز، فابریک چشم پرنده ای و عدم وجود فسیل، این دولومیت ها همزمان با رسوبگذاری و یا در مراحل اولیه دیاژنز در یک محیط سوپراتایدال تا اینترتایدال بالایی تشکیل شده اند(Al-Aasm and Packard 2002). از نظر آنالیز عنصری این نوع از دولومیت ها دارای بیشترین مقادیر Ca (میانگین 8/33 %)، Sr (میانگین 110 پی پی ام)، Fe (میانگین 3503 پی پی ام) و Mn (میانگین 419 پی پی ام) و کمترین مقادیر Mg (میانگین 8/8 %) و Na (میانگین 19835 پی پی ام) هستند. تمرکز استرانسیم در دولومیتهای نوع 1 نسبتاً بالاتر از سایر دولومیتها در منطقه مورد مطالعه است.
بطور کلی، دولومیت های اولیه دانه ریز دارای مقادیر Sr بیشتری نسبت به دولومیت های درشت بلور دیاژنتیکی هستند(Warren 2000). در دولومیت های ریز بلور زینوتاپیک A که در طی دیاژنز اولیه ایجاد شده اند ، مقدار آهن و منگنز بدلیل وجود کانی اکسید آهن در نمونه ها، بالاتر از دولومیت های دیاژنتیکی ثانویه است. آب دریا تنها منبع منیزیم دولومیت های ریز بلوری است که در نزدیکی سطح و تحت شرایط دمای پایین در پهنه های جزر و مدی تشکیل شده اند (Land 1985).

دولومیت ایدیوتاپیک P: دولومیت های پراکنده در گل های آهکی در طی مراحل تدفین کم عمق تشکیل شده اند. آب های بین دانه ای غنی از یون منیزیم، که حاصل انحلال کلسیت با منیزیم بالا در حین تدفین کم عمق هستند، می تواند منشاء یون منیزیم برای این نوع از دولومیت ها باشد (Mukhopadhyay et al. 1996). در سازند جمال همچنین دولومیت ها بطور جزئی در امتداد استیلولیت ها دیده می شوند. احتمالاً سیال حاوی منیزیم حاصل فرآیند انحلال فشاری، با سنگ آهک های مجاور در سطح استیلولیت واکنش داده و دولومیت تشکیل شده است(Lee and Friedman 1987) و یا اینکه استیلولیت بعنوان مجرایی جهت حرکت سیال دولومیت ساز در شرایط تدفین کم عمق عمل نموده است (آدابی 1383). اگرچه به دلیل وجود درصد کمی از دولومیت ها در امتداد استیلولیت ها، انحلال فشاری نمی تواند منبع مهمی برای منیزیم در منطقه به شمار آید. به دلیل مخلوط بودن این نوع از دولومیت ها با سنگ آهک های سازند جمال، برای انجام آنالیز های عنصری از این نوع دولومیت نمونه ای گرفته نشده است.

دولومیت های متوسط بلور ایدیوتاپیک E: از نظر ترمودینامیکی امکان تشکیل بلورهای شکل دار دولومیت در دماهای پایین یا درجه اشباع شدگی پایین و در زمان طولانی بیشتر است(Sibley and Gregg 1987; Arvidson and Mackenzie 1998). بدلیل ویژگیهای بافتی و اندازه بلورها، احتمالاً این دولومیت ها در مرحله تدفین کم عمق بصورت جانشینی تشکیل شده اند(Machel 2004; Whitaker et al. 2004). از این نوع دولومیت ها نیز به دلیل مخلوط بودن با سنگ آهک های سازند جمال برای انجام آنالیز های عنصری نمونه ای گرفته نشده است.

دولومیت متوسط و درشت بلور ایدیوتاپیک S: بافت مسطح این دولومیت ها در اثر رشد بلورها به دنبال جریان پیوسته ای از سیال دولومیت ساز در دمای پایین به وجود آمده است (Sibley and Gregg 1987). بین فابریک و انداره بلورهای دولومیت ها یک ارتباط مستقیم وجود دارد، بطوریکه با افزایش اندازه بلورها مرزهای بلوری مسطح افزایش می یابند(Kirmac and Akdag 2005). بافت این دولومیت ها نشان دهنده جانشینی دیاژنتیکی سنگ آهک اولیه و یا تبلور مجدد دولومیت های اولیه، است. احتمالاً این جانشینی و یا تبلور مجدد در زیر دمای بحرانی (کمتر از 60 درجه سانتیگراد) در مرحله تدفین کم عمق تا متوسط تشکیل شده اند(Whitaker et al. 2004). آنالیز عنصری این نوع از دولومیت ها بر روی 9 نمونه از دولومیت های متوسط بلور و 4 نمونه از دولومیت های درشت بلور انجام گرفته است. دولومیت های متوسط بلور بطور میانگین دارای 32 درصد Ca، 9/11 درصد Mg، 5/67 پی پی ام Sr، 23415 پی پی ام Na، 1730 پی پی ام Fe و 176 پی پی ام Mn است. همچنین دولومیت های درشت بلور آن بطور میانگین دارای 6/31 درصد Ca، 2/12 درصد Mg، 50 پی پی ام Sr، 25450 پی پی ام Na، 2548 پی پی ام Fe و 210 پی پی ام Mn هستند. با توجه به اندازه دولومیت ها و مقادیر بیشتر عناصر Fe، Mn و Na همچنین مقادیر کمتر Sr در دولومیت های درشت بلور نسبت به متوسط بلور چنین استنباط می شود که دولومیت های درشت بلور در عمق تدفین بیشتری نسبت به دولومیت های متوسط بلور تشکیل شده اند. مقادیر کم استرانسیم در دولومیت های متوسط و درشت بلور ایدیوتاپیک S نسبت به دولومیت های ریز بلور زینوتاپیک A در سازند جمال می تواند بعلت تبلور مجدد این دولومیت ها در طول دیاژنز تدفینی باشد. منبع منیزیم برای تشکیل دولومیت های متوسط تا درشت بلور می تواند از طریق تراکم شیل های زیرین و یا شورابه های حوضه ای تامین شده باشد. شورابه های حوضه ای به عنوان مهمترین منبع منیزیم برای دولومیتی شدن در تدفین متوسط تا عمیق در نظر گرفته می شوند(Gao and Land 1991; Srinivasan et al., 1994). مقادیر قابل توجهی یون منیزیم در طی دیاژنز شیل ها از طریق تبدیل اسمکتیت به ایلیت (با از دست دادن منیزیم) در طی تدفین حاصل می شود (Friedman 1965). میان لایه های شیلی در سازند جمال و یا شیل های سازند سردر می توانند منشاء احتمالی منیزیم مورد نیاز جهت دولومیتی شدن در سازند جمال باشند.

دولومیت های ایدیوتاپیکC: این نوع از دولومیت ها به صورت رگه ای در داخل سنگ های سازند جمال دیده می شود. این دولومیت ها در بعضی موارد خاموشی موجی از خود نشان می دهند که نشان دهنده تشکیل شدن آنها تحت شرایط فشار و دمای بالا است اما حرارت و فشار به حدی نبوده است که باعث تشکیل دولومیت زین اسبی شود. این نوع از دولومیت ها آخرین نسل دولومیت در سازند جمال هستند. به دلیل دشواری تهیه نمونه از از این دولومیت ها در در بررسی های ژئوشیمیایی استفاده نشده است.
علاوه بر روش رنگ آمیزی که معمولترین روش جهت تفکیک سنگ آهک از دولومیت است، با استفاده از داده های ژئوشیمیایی نیز می توان این نمونه هارا از یکدیگر جدا نمود.
مقدار متوسط کلسیم در دولومیت های سازند جمال در منطقه مورد مطالعه 5/32 درصد و متوسط مقدار منیزیم 11درصد است. اما متوسط میزانCa در گل های آهکی 34/37 درصد و متوسط مقدار Mg 23/1 است (جدول2). تغییرات Mg در دولومیت ها معمولاً بین 10 تا 13 درصد و در سنگ آهک ها این مقدار بین 0 تا 3 درصد در تغییر است. مقادیر Mg و Ca در سنگ های آهکی و دولومیتی یک ارتباط معکوس را نشان می دهند، زیرا در دولومیت ها مقدار Ca کم و مقدار Mg در مقایسه با سنگ آهک ها بیشتر است. بنابراین با ترسیم مقادیر Ca و Mg در مقابل هم می توان نمونه های آهکی را از دولومیتی جدا کرد (شکل4). ترسیم مقادیر منیزیم در مقابل نسبت منیزیم به کلسیم در دولومیت های سازند جمال یک روند مثبت را نشان می دهد (شکل5).
مقادیر استرانسیم در دولومیت های سازند جمال بین 40تا 160 پی پی ام (میانگین 76پی پی ام) و در گل های آهکی این سازند بین 190 تا 450 پی پی ام(میانگین 297 پی پی ام) در تغییر است (جدول2). پایین بودن میزان استرانسیم در دولومیت ها نسبت به سنگ آهک ها، عمدتاً به دلیل ضریب توزیع کمتر استرانسیم در دولومیت ها است(Veizer 1983). با ترسیم مقادیر Sr در مقابل Fe می توان نمونه های آهکی را از دولومیتی جدا نمود (شکل4). همچنین ترسیم مقادیر استرانسیم در مقابل منیزیم روند منفی را نشان می دهد (شکل6). این روند منفی به علت جانشین شدن استرانسیم به جای کلسیم در شبکه دولومیت است.
Na فراوانترین کاتیون موجود در آب دریا است و تمرکز آن در دولومیت ها درجه شوری سیال مادر را تعیین خواهد کرد (Warren 2000; Suzuki et al. 2006). مقدار سدیم دولومیت های سازند جمال در منطقه مورد مطالعه بین 13990 تا 40580 پی پی ام (میانگین 22900پی پی ام) است. تفسیر مقادیر سدیم در دولومیت ها مشکل است زیرا تمرکز بالای سدیم ممکن است بعلت حضور اینکلوزیون های مایع یا جامد از NaCl و یا آلتراسیون کانی های رسی غنی از سدیم باشد(Akcay et al. 2003; Kirmac and Akdag 2005). همچنین مقدار بالای سدیم در این دولومیت ها ممکن است بدلیل شوری زیاد سیالات دولومیت ساز باشد. ترسیم مقادیر سدیم در مقابل منیزیم نشان می دهد که با افزایش درصد منیزیم مقدار سدیم نیز افزایش می یابد(شکل7).


جدول 2- نتایج آنالیز های عنصری گل های آهکی سازند جمال در منطقه بجستان

Sample No. Ca% Mg% Sr (ppm) Mn(ppm) Fe(ppm) Na(ppm)
A6 37.75 1.18 300 390 1430 19630
A7 37.55 2.15 340 210 1210 24590
A11 37.79 0.39 190 240 1180 26850
A16 37.75 1.32 260 260 1350 17860
A17 36.28 1.79 220 320 1330 30660
A19 37.32 0.96 270 170 1480 29610
A34 37.28 0.86 450 420 1630 32100
A35 36.96 2.04 290 151 1040 35300
A50 37.35 0.33 350 300 1330 36330

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل4- تفکیک دولومیت ها از گل های آهکی سازند جمال در منطقه بجستان با استفاده از عناصر اصلی و فرعی

 

 

 

 

 

شکل5- روند مثبت منیزیم در مقابل نسبت منیزیم به کلسیم دولومیت های سازند جمال در منطقه بجستان.

 

 

 

 

شکل6- همبستگی منفی مقدار استرانسیم در مقابل درصد منیزیم.

 

 

 


شکل7- روند مثبت مقادیر منیزیم در مقابل سدیم.



مقدار آهن و منگنز در دولومیت های سازند جمال به ترتیب بین 1020 تا 3770 پی پی ام (میانگین 2593 پی پی ام) و 140 تا 580 پی پی ام (میانگین269 پی پی ام) در تغییر است. میانگین تمرکز این عناصر در گل های آهکی سازند جمال به ترتیب 258 و 1331 پی پی ام است (جدول2). میزان میانگین آهن و منگنز در دولومیت های سازند جمال بیشتر از میانگین مقادیر آهن (1331پی پی ام) و منگنز (258 پی پی ام) در گل های آهکی سازند جمال است. از آنجایی که منگنز و آهن جانشین منیزیم می شوند، بنابراین مقادیر بالاتر منگنز و آهن در دولومیت ها به دلیل فراوانی منیزیم در دولومیت نسبت به سنگ آهک است (Rao 1996). ضریب توزیع منگنز و آهن در دولومیت ها بزرگتر از یک است (Lumsden et al. 1989 (Veizer 1983;. با ترسیم مقادیر Fe و Mn در مقابل Mg می توان نمونه های آهکی را از دولومیتی جدا نمود (شکل4). همانطور که در شکل 4 دیده می شود چهار نمونه از دولومیت ها که ترکیب کانی شناسی آنها بوسیله مطالعات پتروگرافی و رنگ آمیزی از نوع زینوتاپیک A محرز شده است خارج از محدوده ترسیم شده در نمودارهای Mg در مقابل Mn و Fe و نمودار استرانسیم در مقابل آهن قرار گرفته است. این موضوع به احتمال زیاد به دلیل بالا بودن مقدار منگنز ( 560 و 580 پی پی ام) و آهن در این نوع دولومیت هاست که در هنگام تشکیل در شرایط اکسیدی قرار داشته و کانی های آهن دار و منگنز دار به همراه دولومیت ها بر جای گذاشته شده است.
مقدار این عناصر در سایر دولومیت های سازند جمال می تواند بدلیل ته نشست آنها از سیالات غنی از Fe و Mn تحت شرایط احیایی و یا ورود این عناصر در شبکه دولومیت ها در طی دیاژنز تدفینی باشد (Kirmac and Akdag 2005). همچنین تمرکز این عناصر به شرایط احیایی سیالات درون حفره ای وابسته است (Al-Aasm 2000)، و با توجه به این که معمولاً شرایط احیایی با افزایش عمق تدفین افزایش می یابد و بیشتر سیالات زیر سطحی احیایی هستند(Barnaby and Read 1992) ، در نتیجه در طول دیاژنز با افزایش عمق تدفین میزان تمرکز عناصر آهن و منگنز افزایش می یابد(Gasparrini et al. 2006). ترسیم مقادیر آهن در مقابل منگنز نشان می دهد که این دو عنصر دارای یک روند مثبت هستند به طوری که با افزایش مقادیر آهن مقدار منگنز نیز افزایش می یابد(شکل8).
نسبت Sr/Ca در کربناتها به نسبت Sr/Ca آب دریا و ضریب توزیع استرانسیم در کربناتها بستگی دارد (Stoll and Scharag 1998). نسبت Sr/Ca 1000در گل های آهکی سازند جمال بین 5/0 تا 21/1 (میانگین 8/0) و در دولومیت ها از 048/0 تا 46/0 (میانگین 22/0) تغییر می کند. بر اساس ترسیم نسبت 1000Sr/Ca در مقابل عناصر Mn و Mg می توان روند دیاژنز در سیستم های باز و بسته را تعیین کرد(Bates and Brand 1990).

 

 

شکل8- روند مثبت مقادیر منگنز در برابر آهن.



در سیستم های دیاژنتیکی باز به دلیل افزایش واکنش بین آب و سنگ، میزان نسبت 1000Sr/Ca کاهش می یابد در صورتیکه در سیستم های دیاژنتیکی نیمه بسته که فعل و انفعالات آب به سنگ کم است، این نسبت در فازهای دیاژنزی تغییرات محسوسی نسبت به ترکیبات اولیه ندارد. بر این اساس سنگ های آهکی و دولومیتی سازند جمال در منطقه بجستان در یک سیستم دیاژنتیکی باز قرار گرفته اند (شکل های 9 و 10).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 



نتیجه‌گیری


سازند جمال در برش مورد مطالعه از 349 متر سنگ آهک و دولومیت تشکیل شده است. بر اساس مطالعات پتروگرافی پنج نوع دولومیت زینوتاپیک A، ایدیوتاپیک P، ایدیوتاپیکE، ایدیوتاپیک S و ایدیوتاپیک C از یکدیگر تفکیک شده اند. دولومیت های نوع اول در مراحل ابتدایی دیاژنز و انواع دوم، سوم و چهارم که حاصل جانشینی و تبلور مجدد اند و دولومیت های نوع پنجم که به فرم سیمان پرکننده حفرات هستند در طی دیاژنز تدفینی تشکیل شده اند. با توجه به اندازه کوچک دولومیت های زینوتاپیک A و همچنین مقادیر بالای Sr در این نوع از دولومیت ها، آنها کمتر تحت تاثیر فرآیندهای دیاژنتیکی قرار گرفته اند و در شرایط دریایی تشکیل شده اند. اما بدلیل وجود کانی های اکسید آهن که بطور پراکنده در زمینه دولومیت های ریز بلور قرار دارند آهن و منگنز مقادیر بالایی را از خود نشان می دهند. آنالیز عنصری نشان می دهد که مقدار Sr در دولومیت های متوسط و درشت بلور ایدیوتاپیک S نسبت به دولومیت های ریز بلور زینوتاپیک A کمتر بوده که این به علت شرایط دیاژنز تدفینی و تبلور مجدد است. با توجه به اندازه بلورها و افزایش مقادیر Mn و Fe در دولومیت های درشت بلور نسبت به دولومیت های متوسط بلور ایدیوتاپیک S نشان می دهد که دولومیت های درشت بلور در شرایط احیایی تر و عمق تدفین بیشتری تشکیل شده اند.
با توجه به تشکیل دولومیتهای ریز بلور در نزدیکی سطح، منیزیم مورد نیاز آنها از آب دریا تامین شده است. اما منشا منیزیم در سایر انواع دولومیتها می تواند عمدتاً از دیاژنز شیل ها ، شورابه های حوضه ای و یا انحلال فشاری نتیجه شده باشد.
بر اساس نمودار نسبت1000Sr/Ca در مقابل Mn و Mg سنگ های آهکی و دولومیتی سازند جمال در منطقه بجستان در یک سیستم دیاژنتیکی باز قرار گرفته اند.

 

 

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

2- عارفی فرد، س.، م.ح.، آدابی، خ.، خسروتهرانی، ع.، آقانباتی، ا. و و.، دیویداف، 1385، بیوستراتیگرافی سازندهای خان و جمال در مناطق کلمرد، شتری و شیرگشت (ایران مرکزی) بر مبنای فرامینیفرها (فوزولینید)، فصلنامه زمین شناسی ایران، ش. 4 ، ص. 3-31.

3- عاشوری، ع.، کریم پور ، م.ح. و سعادت، س.، 1386، نقشه زمین شناسی 1:100000بجستان، انتشارات سازمان زمین شناسی ایران.

4- Al-Aasm, I.S., 2000, Chemical and isotopic constraints for recrystalization of sedimentary dolomites from the WesternCanadaSedimentaryBasin, Aquatic Geochemistry, v.6, p. 227-248.

 5- Al-Aasm, I.S. and J.J., Packard, 2000, Stabilization of early-formed dolomite: a tale of divergence from two Mississippian dolomites, Sedimentary Geology, v.131, p. 97-108.

6- Akcay, M., H.M., Ozkan, B., Spiro, R., Wilson, and P.O., Hoskin, 2003, Geochemistry of a high- T hydrothermal dolostone from the Emirli (Odemis, Western Turkey) Sb- Au deposite. Mineral. Mag., v. 67, p.671-688.

7- Alavi, M., 1991, Tectonic map of the Middle East, Geol. Surv. Iran.

8- Amthor, J.E. and G.M., Frideman, 1992, Early – to Late diagenetic dolomitization of platform carbonate: Lower  Ordivician Ellenburger Group, Permian basin, West Texas: Journal of Sedimentary Petrology, v.62, p.131-143.

9- Arvidson, R.S. and F.T., Mackenzie, 1998, The dolomite problem: the control of precipitation kinetics by temperature and saturation state. American Journal of Science, v. 299, 257–288.

10- Azmy, K., J., Veizer, A., Misi, T.F., Oliveira, A.L., Sanches, and M.A., Dardenne, 2001, Dolomitization and isotope stratigraphy of the Vazante Formation, Sao Francisco Basin, Brazil, Precambrian Research, v.112, p. 303-329.

11- Barnaby, R.J., and J.F., Read, 1992, Dolomitization of a carbonate platform during late burial: Lower to Middle Cambrian Shady dolomite, Virginia Appalachians. Journal of Sedimentary Petrology, v. 62, p. 1023- 1043.

12- Bates, N.R. and Brand, U., 1990, Secular variation of calcium carbonate mineralogy; an evaluation of ooid and micrite chemistries, Geologische Rundschau, v. 79, pp. 27-46.

13- Dickson, J.A.D., 1966, Carbonate identification and genesis as revealed by staining, Journal of Sedimentary Petrology, v.36, p.441-505. 

14- Friedman, G.M., 1965 Terminology of crystallization texture and fabrics in sedimentary rocks., Journal of Sedimentary Petrology, v. 35, p. 643-655.

15- Gao, G., and L.S., Land, 1991, Early Ordovician Cool Creek dolomite, Middle Arbukle Group, Slick Hills, SW Oklahoma, USA: origin and modification, Journal Sedimentary of Petroleum, v.61, p. 161-173.

 16- Gasparrini, M., T., Bechstadt, and M., Boni, 2006, Massive hydrothermal dolomites in the Southwestern Cantabrian Zone (Spain) and their relation to the Late Variscan evolution, Marine and Petrology Geology, v.23, p. 543-568.

17- Kirmac, M.Z., and K., Akdag, 2005, Origin of dolomite in the late Cretaceous-Paleocene limestone turbidite, Eastern Pontides, Turkey, Sedimentary Geology, v.181, p. 39-57.

18-Land, L.S., 1985, The origin of massive dolomite: Jour.Geol. Education, v.33, p. 112-125.

19- Lee, Y.I., and G.M. Frideman , 1987, Deep-burial dolomitization in the Lower Ordovician Ellenburger Group carbonate in west Texas and southeastern New

Mexico: Journal of Sedimentary Petrology, v.57, p.544-557.

20- Leven, E.Ja. and A., Taheri, 2003, Carboniferous-Permian stratigraphy and fusulinids of East Iran. Gzhelian and Asselian deposits of the Ozbak-Kuh region. Rivista Italiana di Paleontologica e Stratigrafia,. v. 109, no. 3, p. 21-38.

21- Leven, E.Ja. and H., Vaziri Moghaddam, 2004, Carboniferous-Permian stratigraphy and fusulinids of East Iran. The Permian in the Bagh-e- Vang section(Shirgesht area). Rivista Italiana di Paleontologica e Stratigrafia., v. 110, no.2, p. 441-465.  

22- Lumsden, D.N., L.G., Shipe, and R.V., Lloyd, 1989, Mineralogy and Mn geochemistry of laboratory- synthesized dolomite., Geochimet. Cosmochim. Acta.,v. 53, p. 2325-2342.

23- Machel, H.G., 2004, Concepts and models of dolomitization: a critical reappraisal, In: C.J.R., Braithwaite, G., Rizi and G., Darke(eds.), The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbone Reservoirs, Geological Society of London, Special Publications, no.235, p. 7-63.

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

25- Mukhopadhyay, J., S.K., Chanada, M., Fukuoka, and A.K., Chaudhur, 1996, Deep-water dolomites from the Proterozoic Pengange Group in the Pranhita-Gondavari Valley, Andhra Pradesh, India, Jour.Sed.Research, v.66, p.223-230.

26- Rao, C.P., 1996, Elemental composition of marine calcite in modern temperate shelf brachiopoda, bryozoans, and bulk carbonate, Eastern Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, v.11, P.1-18.

27- Schmidt, M., S., Xeflide, R., Botz, and S., Mann, 2005, Oxygen isotope fractionation during synthesis of CaMg-carbonate and implications for sedimentary dolomite formation, Geochimica et cosmochimica Acta, v. 69, No.19, p. 4665-4674.

28- Sibely, D.F., J.M., Gregg, 1987, Classification of dolomite rock textures., Journal of Sedimentary Petrology, v.57, p. 967-675.

29- Srinivasan, K., K.R., Walker, and S.A., Goldberg, 1994, Determining fluid source and possible pathways during burial Dolomitization of Maryville Limestone (Cambrian), Southern Appalachians, USA: Sedimentology, v.41, p. 293-308.

30- Stoll, H.M. and Schrag, D.P., 1998, Effect of quaternary sea level cycles on stron-tium in seawater, Geochemistry and Cosmochimstry, v. 62, pp. 1107-1118.

31- Suzuki, Y., Y., Iryu, S., Inagaki, T., Yamada, S., Aizawa, and D.A., Budd, 2006, Origin of atoll dolomites distinguished by geochemistry and crystal chemistry: Kita-daito-jima, northern Philippine Sea., Sedimentary Geology, v. 183, p. 181-202.

32- Swart, P.K., D.L., Cantrell, H., Westphal, C.R., Handford, and C.G., Kendall, 2005, Origin of dolomite in the Arab-D reservoir from the Ghawar Field, Sudi Arabia: evidence from petrographic and geochemical constraints. Journal of Sedimentary Petrology Research, v.75, p. 476-491.

33- Veizer, J., 1983, Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates, Rev. Mineral., v. 11, p. 265-300.

34- Wacey, D., D.T., Wright, and A.J., Boyce, 2007, A stable isotope study of microbial dolomite formation in the Coorong Region, South Australia, Chemical Geology, v.244, p. 155-174.

  35- Warren, J.K., 2000, Dolomite: occurrence, evolution and economically important association: Earth Science Review. v. 52, p. 1-81.

36- Whitaker, F.F., P.L., Smart, and G., Jones, 2004, Dolomitization: From conceptual to numerical models, In: C.J.R., Braithwaite, G., Rizi and G., Darke(eds.), The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbon Reservoirs, Geological Society of London, Special Publications, no.235, p. 99-139.

37- Yazdi, M., 1999, Late Devonian- Carboniferous conodont from estern Iran, Rivista Italiana di Paleontologica e Stratigrafia, v. 105, no.2, p.167-200.

38- Ye, Q., and S.J., Mazzullo, 1993, Dolomitization of Lower Permian platform facies, Wichita Formation, north platform, Midland Basin, Texas: Carbonates and Evaporites, v. 8, p. 55-70.