میکروفاسیس ، محیط رسوبی و ژئوشیمی رسوبات سازند سورمه در منطقه اشترانکوه، زاگرس مرتفع

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری دانشگاه شهید بهشتی

2 استاد گروه زمین شناسی دانشگاه شهید بهشتی

3 دانشیار گروه زمین شناسی دانشگاه شهید بهشتی

4 دانشیار گروه زمین شناسی پژوهشگاه صنعت نفت

چکیده

 
سازند سورمه در منطقه اشترانکوه، در زاگرس مرتفع (جنوب غرب ایران) با 360 متر ضخامت از سنگ آهک و دولومیت تشکیل شده است. مطالعات پتروگرافی  و آنالیز رخساره ای نشان میدهد که کربناتهای سورمه متشکل از 16 رخساره میکروسکوپی است که در قالب 4 کمربند رخساره ای جزرومدی، لاگون، سد و دریای باز در یک پلاتفرم رمپ کربناته  نهشته شده است. شواهد پتروگرافی و داده های عنصری و ایزوتوپ اکسی‍ژن و کربن نشان میدهد که این سازند در یک محیط نیمه-حاره ای نهشته شده و کانی شناسی اولیه آن آراگونیت بوده است. ترسیم تغییرات نسبت Sr/Ca  و ایزوتوپ اکسیژن 18 در مقابل مقادیر منگنز نشان می دهد که سنگ آهک های سورمه  تحت تاثیر دیاژنز متائوریک در یک سیستم بسته تا نیمه بسته دیاژنتیکی قرار گرفته است. محاسبه درجه حرارت قدیمه بر اساس  سنگین ترین مقدار ایزوتوپ اکسیژن در گل های آهکی سازند سورمه و با در نظر گرفتن مقدار ایزوتوپ اکسیژن 18 آب دریا در زمان ژوراسیک که معادل SMOW ‰2/1- است، نشان می دهد که دمای  آب در زمان رسوبگذاری این سازند حدود 8/21 درجه سانتیگراد است.
 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Microfacies, sedimentary environment and geochemistry of Surmeh Formation sediments in Oshtorankuh area, High Zagros

نویسندگان [English]

  • M Mirshahani 1
  • M.H Adabi 2
  • A Sadeghi 3
  • M.R Kamali 4
  • M Memariani 4
1 Ph.D. Student, University of Shahid Beheshti
2 Professor, Department of Geology, University of Shahid Beheshti
3 Associate Professor, Department of Geology, University of Shahid Beheshti
4 Associate Professor of Geology, R.I.P.I
چکیده [English]

Surmeh Formation in Oshtorankoh area in High Zagros, (southwest of Iran) has 360 meters thickness and consists of limestone and dolomite. Petrographic studies and facies analysis indicate that the Surmeh carbonates are formed  of 16 facies in four facies belts including  tidal flat, lagoon, shoal and open marine, in a platform  ramp type. Petrographic evidences  and elemental and oxygen and carbon isotope values show that this formation is deposited in a sub-tropical environment with original aragonite mineralogy. Bivariate  plots of Sr/Ca  and δ18O versus Mn values, also illustrate that Surmeh limestones are affected by meteoric diagenesis in a closed to semi-closed system. Palaeotemperature calculation, based on the heaviest oxygen isotope value in lime muds of the  Surmeh Formation and δw of Jurassic about -1.2 ‰ SMOW, shows that ambient water temperature was around 21.8 ºC during the deposition of this formation.
.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Microfacies
  • Geochemistry
  • Original mineralogy
  • Surmeh Formation
  • High Zagros


سیستم ژوراسیک، به طول زمانی حدود 60 میلیون سال، یکی از مهمترین سیستم ها در تاریخ زمین شناسی ایران بشمار می رود (مطیعی 1382). بررسی های دیرینه جغرافیای ژوراسیک ایران، گویای این است که در این زمان، سرزمین ایران شامل دو گستره مستقل بوده که در امتداد محل تقریبی راندگی اصلی زاگرس از یکدیگر جدا بوده اند (مطیعی 1382). نوع سنگ و میکروفاسیس های زیستی این دو گستره تفاوت آشکاری دارد و لذا بررسی ژوراسیک ایران در هر نقطه از زون های ساختاری می تواند بیانگر ویژگی های چینه شناسی این سیستم باشد.
در این تحقیق، برشی از نهشته های سازند سورمه با سن ژوراسیک واقع در ارتفاعات زاگرس مرتفع انتخاب شده است. برش دالانی در شرقی ترین ناحیه اشترانکوه و در 30 کیلومتری جنوب الیگودرز با مختصات طول جغرافیایی ´40 o49 و عرض جغرافیایی ´15 o33 واقع شده است. بهترین راه دسترسی به مقطع مورد نظر استفاده از جاده فرعی الیگودرز به روستای شوله آباد است(شکل 1).
سازند سورمه در مقطع مورد نظر 360 متر ضخامت دارد که متشکل از سنگ آهک و دولومیت است. لایه های آهکی عمدتا برنگ خاکستری روشن تا تیره با لایه بندی متوسط تا ضخیم هستند (شکل 2) اما لایه های دولومیتی برنگ زرد مشاهده می شوند. لازم به ذکر است که ضخامت لایه های دولومیتی در مجموع 60 متر است.
مرز زیرین سازند سورمه توسط یک لایه آهکی 5 متری دارای فسیل دوکفه ای بزرگ لیتوتیس مشخص می گردد(شکل 3). این لایه لیتوتیس دار بعنوان حد شاخص مرز پایینی سازند سورمه با سازند نیریز در اکثر نقاط قابل مشاهده است. مرز بالایی سازند سورمه بطور تدریجی به سنگ آهکهای سازند فهلیان می رسد.
هدف از انجام این پژوهش تلفیق مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمیایی ( تجزیه و تحلیل عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‌های پایدار) در رسوبات کربناته سازند سورمه به منظور تشخیص رخساره های میکروسکوپی، بازسازی محیط رسوبی ، تعیین روند دیاژنز و تشخیص کانی شناسی اولیه این رسوبات است.

 

 

 

 

 


شکل 1- نقشه موقعیت برش دالانی در منطقه اشترانکوه

شکل2- رخنمون کلی از سازند سورمه در برش دالانی نزدیک اشترانکوه (دید به سمت جنوب غرب ).


روش مطالعه
در این تحقیق، تعداد 202 مقطع نازک از رسوبات سازند سورمه تهیه و مورد مطالعه دقیق پتروگرافی قرار گرفته است. برای تعیین میکروفاسیس ها و نامگذاری آنها از روشهای فلوگل و دانهام Danham1962) (Flugel 2004; استفاده شده است. سپس تعداد 27 عدد از نمونه ها برای انجام آنالیز عنصری انتخاب و پودر آنها توسط مته های دندانپزشکی تهیه شده است. آنالیز عناصر اصلی و فرعی توسط دستگاه اسپکتروفتومتر جذب اتمی در آزمایشگاه ژئوشیمی دانشکده علوم زمین دانشگاه شهید بهشتی انجام شده است. تعداد 14 نمونه نیز بمنظور انجام آنالیز ایزوتوپ اکسیژن و کربن انتخاب و به مرکز آزمایشگاهی علوم دانشگاه تاسمانیا در استرالیا ارسال گردیده است.
در این آنالیز 15 میلی گرم از این نمونه ها به مدت 24 ساعت تحت تأثیر اسید فسفریک 100 درصد و در دمای25 درجه سانتیگراد قرار گرفته تا گاز CO2 متصاعد شده از هر نمونه، به کمک دستگاه طیف سنجی جرمی مدل VG SIRA Series II اندازه گیری شود. خطای اندازه گیری درحد بوده است.
میکروفاسیس ها و محیط رسوبی
بر اساس تجزیه و تحلیل پتروگرافیکی در سنگهای کربناته سازند سورمه در ناحیه مورد مطالعه، 16میکروفاسیس شاخص محیط های کربناته کم عمق شناسایی شده اند که با توجه به قانون والتر در کنار یکدیگر تشکیل شده و در قالب چهار کمربند رخساره ای جزرومدی، لاگون، سد و دریای باز جای می گیرند.
گروه میکروفاسیس های پهنه جزرومدی
این گروه شامل سه میکروفاسیس زیر است:
دولومیت
دولومیت حدود 60 متر از توالی مورد مطالعه در مقطع دالانی را بخود اختصاص داده است که حدود 40 متر آن در ابتدای سازند و 20 متر آن تقریبا در انتهای توالی قرار گرفته است (شکل 3).


شکل3- ستون چینه شناسی سازند سورمه در برش دالانی

دولومیتها دارای بلورهای خیلی ریز تا ریز است. از ویژگیهای قابل ذکر این میکروفاسیس فابریک فنسترال و فقدان مجموعه جانوری بنتیک است (شکل –A5). مشابه این دولومیتها در رسوبات سازند مزدوران نیز مشاهده شده است که به محیط های پهنه جزر ومدی نسبت داده شده است (Adabi 2009).
مادستون دارای بافت فنسترال
این میکروفاسیس عمدتا از گل آهکی تشکیل شده است و فاقد دانه های اسکلتی و حاوی کمتر از 1 درصد خرده های غیر اسکلتی است. ویژگی شاخص این میکروفاسیس وفور تخلخلهای چشم پرنده ای یا فابریک فنسترال است که مبین شرایط خروج از آب است(شکل –B5).فقدان فسیل در این میکروفاسیس نشانه چرخش محدود آب و نبود شرایط مناسب برای زیست موجودات دریایی است (Alsharhan and Kendall 2002).
لازم به ذکر است که برخی از نمونه های این رخساره دولومیتی شده اند، بطوریکه بلورهای دولومیت بمقدار کم تا زیاد در ماتریکس آهکی بطور شناور پراکنده شده اند و فابریک دولومیتهای پراکنده را بوجود آورده اند
(شکلC –‍5). بطور کلی عقیده بر این است که مادستون های آهکی تا دولومیتی در قسمت داخلی پهنه های گلی جزرومدی تشکیل می شوند (Warren 2000).
استروماتولیت
استروماتولیتها یکی از مهمترین نهشته های زیستی-شبکه ای ریز دانه است. اگر شرایط محیطی در یک حوضه رسوبی در تمام مدت تغییر چندانی نداشته باشد، لامیناسیون های استروماتولیتی بصورت یکنواخت تشکیل می شوند، ولی چنانچه شرایط محیطی بطور پی در پی تغییر کند لامیناسیون ها یکدست نخواهد شد(Brown et al. 2000). این میکروفاسیس در توالی مورد نظر به مقدار کم و به صورت تناوبی از لایه های آهکی خاکستری نازک لایه و متوسط لایه مشاهده شده است(شکلهای4 و –D5). از ویژگیهای قابل ذکر در این میکروفاسیس می توان به کمبود تنوع مجموعه جانوری و به دام افتادن مقادیر بسیار کمی از فسیلهایی مانند صدف های استراکود در لابلای لامینه ها (شکلE –‍5) و وجود پوشش های جلبکی و آثارآشفتگی زیستی اشاره نمود.
باتوجه به این شواهد بنظر میرسد که این رسوبات در یک محیط کم انرژی در بخش بالایی پهنه های جزرومدی نهشته شده اند(Marfil et al. 2005).
تعبیر و تفسیر
با توجه به وجود استروماتولیت ، فابریک چشم پرنده ای، ساختمان های رسوبی مانند لامیناسیون های مورب، آثار خشک شدگی و ترکهای گلی این رخساره ها در پهنه های جزرومدی برجای گذاشته شده اند.

گروه میکروفاسیس های لاگون (رمپ داخلی)
این گروه از شش میکروفاسیس زیر تشکیل شده است:

 

 


شکل4- نمایی از لایه های استرماتولیتی سازند سورمه


باندستون لیتوتیسی
این میکروفاسیس شامل قطعات صدفهای بزرگ دوکفه ای لیتوتیس است که در ابتدای توالی های مورد نظر به صورت سنگ اهک خاکستری تیره با لایه بندی ضخیم به ضخامت 5 متر مشاهده شده است (شکل-F5). قابل ذکر است که لایه های لیتوتیس دار بعنوان یک سد بزرگ زیست-ساختاری در اکثر نواحی جنوب غرب ایران در قاعده سازند سورمه در پایین ترین قسمت ژوراسیک میانی شناسایی شده و بعنوان مرز زیرین این سازند با سازند نیریز در نظر گرفته می شود. حضور این موجودات ریف ساز در
قاعده سازند سورمه در برش سطح الارضی کوه لار یا شاه بهرام بصورت سنگ آهک های ضخیم لایه به ضخامت 2 متر و به رنگ خاکستری تیره و ریز دانه گزار ش شده است ( فرزانه و همکاران 1385).

وکستون تا پکستون پلوئیدی حاوی آنکوئید
مهمترین اجزاء تشکیل دهنده این میکروفاسیس پلوئید در اندازه 30 تا 50 میکرون با فراوانی 25 درصد است که بهمراه آنکوئید در ماتریکس گلی سنگ پراکنده شده اند. اندازه آنکوئیدها بسیار متغیر بوده و در اندازه های ریز تا درشت دیده می شوند. آنکوئیدهای ریز از نوع میکرایتی بوده و سایز آنها از حدود 100 میکرون تا بیش از 600 میکرون نیز میرسد. هسته آنکوئیدهای گل آهکی اغلب از بیوکلستهای دیگر مانند دوکفه ای تشکیل شده است و بنابراین سایز این آنکوئیدها نیز بستگی به اندازه هسته آنها دارد(شکل-G5).
آنکوئیدهای درشت ازنوع جلبکی هستند و اندازه آنها از 1 تا 3 میلیمتر در تغییر است (شکل-H5). بطور کلی هر چه شرایط انرژی محیط پایین و سرعت حرکت آب آرام تر باشد، منجر به تشکیل لایه های گلی ضخیم تری در اطراف آنکوئید گشته و در نتیجه آنکوئیدها به تعداد کم ولی به اندازه درشت تشکیل می گردند
.(Reolid and Gaillard 2007; Schlagintweit and Gawlick 2009 )
آنکوئیدهای جلبکی که از پوسته های منفذدار در اطراف یک خرده بیوکلاست تشکیل می شوند، اشکال تیپیک محیط های آرام، کم عمق و کم انرژی هستند
(Scholle and Scholle 2003). از دیگر عناصر اسکلتی مشاهده شده در این میکروفاسیس می توان به صدف گاستروپود و خرده های کرینوئید اشاره نمود. این میکروفاسیس معادل با میکروفاسیس استاندارد RMF 21 (Flugel 2004) است.
مادستون تا وکستون دارای فرامینیفرهای کف زی
اجزاء تشکیل دهنده این میکروفاسیس فرامینیفرهای کوچک بنتیک از نوع دخانیا ،کورنوبیا، تروکولینا و نیز بیوکلاست های کوچک است که در درون ماتریکس گل آهکی پراکنده اند (شکل-I5). پراکندگی فرامینیفرهای کف زی و محل پیدایش آنها بوسیله اثرات متقابل ترکیب، ورود مواد ارگانیکی و اکسیژن کنترل می شود
(Lakhdar et al. 2006). فراوانی گل آهکی نشاندهنده شرایط هیدرودینامیکی پایین و محیط کم انرژی است .(Brigaud et al. 2009) این میکروفاسیس معادل با میکروفاسیس استاندارد RMF 16 (Flugel 2004) است.
پکستون پلوئیدی بیوکلستی
مهمترین دانه این میکروفاسیس پلوئیدهای ریز در اندازه 14 تا 18 میکرون هستند که به فراوانی بیش از 60 درصد در ماتریکس گلی سنگ پراکنده اند. با توجه به اندازه بسیار ریز، شکل تخم مرغی، نداشتن فابریک درونی و نیز یکنواخت بودن سایز و شکل این پلوئیدها منشا پلت مدفوعی برای آنها در نظر گرفته می شود. بجز پلوئیدها بیوکلست های دیگر مانند کرینوئید، دوکفه ای، خار اکینوئید و استراکود در زمینه میکروفاسیس وجود دارند (شکل –J5). فراوانی بسیار زیاد پلوئید و بافت گل پشتیبان این میکروفاسیس موید رسوبگذاری آن در یک محیط محصور با انرژی پایین مانند لاگون است. این میکروفاسیس معادل با میکروفاسیس استاندارد RMF 4 معرفی شده توسط فلوگل (Flugel 2004) است.
پکستون پلوئیدی حاوی استروماتوپوروئید
فراوانترین جزء اصلی تشکیل دهنده این میکروفاسیس پلوئید با فراوانی حدود 25 درصد، بهمراه قطعات بزرگ فسیل استروماتوپوروئید است (شکل –K5). از دیگر اجزاء موجود در این میکروفاسیس می توان اینتراکلست های کوچک، قطعات جلبک، فرامینیفرهای بنتیک، خرده های بیوکلاست مانند استراکود و خرده های کرینوئید را نام برد. لازم به ذکر است که استروماتوپوروئیدها از موجودات مهم ریف ساز در دوران پالئوزوئیک بوده اند و در آب های کم عمق و متلاطم زندگی می کردند، ولی در ژوراسیک و کرتاسه به محیط های کم انرژی تر تغییر مکان دادند (رحیم پور بناب 1384). در نمونه های مورد مطالعه این میکروفاسیس فقط در بخش بالایی برش دالانی مشاهده شده است. این میکروفاسیس معادل میکروفاسیس استاندارد RMF 20 (Flugel 2004) است که در محیط لاگون برجای گذاشته شده است.
میکروفاسیس پکستون جلبکی
اجزاء تشکیل دهنده این میکروفاسیس شامل جلبک سبز، خرده های نسبتا بزرگ کرینوئید در اندازه 400 تا 600 میکرون، برشهای طولی و عرضی سوزن اسفنج، و بیوکلستهای دیگر مانند دوکفه ای، گاستروپود و استراکود است. از عناصر غیر اسکلتی موجود در این میکروفاسیس هم می توان پلوئید را نام برد (شکل –L5). وجود جلبک سبز نشانگر آبهای کم عمق است، جائیکه عمق نفوذ نور بمقدار کافی باشد تا ارگانیسم های وابسته به نور مانند جلبک سبز رشد یابند. محیط رسوبگذاری این میکروفاسیس را می توان به یک محیط کم عمق با انرژی پایین مانند لاگون نسبت داد. این میکروفاسیس معادل میکروفاسیس استاندارد RMF 20 (Flugel 2004) است .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل5- میکروفاسیس های محیط جزرومدی شامل: (A) دولومیت ریز بلور ، (B) مادستون دارای بافت فنسترال (XPL)، (C) مادستون دولومیتی، (D) استروماتولیت، (E) نمایی بزرگتر از تصویر قبلی که به دام افتادن صدف استراکود در لابلای لامینه ها ی استروماتولیت را نشان می دهد. میکروفاسیس های محیط رمپ درونی، لاگون شامل: (F) باندستون لیتوتیسی ، (G) وکستون تا پکستون پلوئیدی حاوی آنکوئید ، (H) نمایی دیگر از وکستون پلوئیدی حاوی آنکوئید ، به اندازه بزرگ آنکوئیدهای جلبکی توجه نمائید. (I) مادستون تا وکستون دارای فرامینیفرهای کف زی، (J) پکستون پلوئیدی بیوکلستی ، (K) پکستون پلوئیدی حاوی استروماتوپوروئید (L) پکستون جلبکی.

تعبیر و تفسیر
لاگون منطقه ای گسترده با چرخش آب محدود و متغیر است. از ویژگیهای این جایگاه می توان به داشتن شرایط یک دریای محصور شده مانند میزان پایین تولید اکسیژن و شوری بالای محیط اشاره نمود. بطور کلی فراوانی پلوئید و حضور جلبکها و ماکروفسیلهای کف زی مانند گاستروپودها، دوکفه ای ها، خرده های اکینوئید، و استروماتوپوروئید و بافت گل پشتیبان در این میکروفاسیس ها گواه بر رسوبگذاری در محیط لاگون است. در چنین جایگاهی ساختارهای زیستی کومه ای مانند لیتوتیس ها، مرجانها و استروماتوپوروئید ها بویژه در ژوراسیک زیرین و میانی بسیار متداولند. ابعاد این ریف های کومه ای از 1 تا 5 متر در تغییر بوده و توسعه جانبی آنها از حدود 10 متر تا بیش از 100 متر نیز می رسد (Gaumet et al. 2005).
آثار آشفتگی زیستی در این جایگاه بسیار متداول است. لازم به ذکر است که میزان آشفتگی زیستی بسیار متغیر بوده و توسط عواملی مانند تغییر در سطح نسبی آب دریا، میزان تولید کربنات ، چگونگی سطح بستر و سرعت کلونی سازی در سطح بستر کنترل می گردد
(Gaumet et al. 2005).

گروه میکروفاسیس های سد (رمپ میانی)
این گروه شامل سه میکروفاسیس زیر است:

گرینستون پلوئیدی حاوی ا ینتراکلست و بیوکلاست
مهمترین اجزاء تشکیل دهنده این میکروفاسیس پلوئید با فراوانی 35 درصد، اینتراکلست با فراوانی 30 درصد بهمراه بیوکلاستهای مختلف است. اندازه اینتراکلستها 3/0 تا 1 میلیمتر است. جورشدگی ذرات این میکروفاسیس متوسط است(شکل –A6). فابریک دانه پشتیبان وگرد شدگی خوب اینتراکلست ها نشان میدهد که این میکروفاسیس در یک محیط پر انرژی و از شستشوی اجزاء کربناته حاصل شده باشد. از مهمترین اجزاء اسکلتی سازنده این میکروفاسیس می توان فرامینیفرهای بنتیک از نوع کورنوبیا پلاستینیسیس، ناتیکولاریا، خرده های کرینوئید، دوکفه ای و خار اکینوئید را نام برد. از دیگر عناصر غیر اسکلتی موجود در این میکروفاسیس می توان به کورتوئید یا دانه های پوشش دار اشاره نمود. این گرینستونها عمدتا فاقد تخلخل هستند، چراکه تمامی فضاهای موجود در بین ذرات ، درون ذرات و تخلخلهای قالبی ، توسط نسلهای مختلفی از سیمان های کلسیت اسپاری پر شده است. این میکروفاسیس معادل با میکروفاسیس استاندارد RMF 26 (Flugel 2004) است.

گرینستون پلوئیدی
مهمترین و فراوانترین جزء تشکیل دهنده این میکروفاسیس ذرات پلوئید با فراوانی بیش از 50 درصد است. اندازه پلوئیدها تقریبا همسان بوده و حدود 40 تا 50 میکرون است(شکل –B6). سایز یکنواخت پلوئیدها منجر به ایجاد جورشدگی بسیار خوب در این میکروفاسیس گردیده است. همچنین با توجه به مشاهده برخی ساختمانهای اولیه در پلوئیدها به نظر میرسد که این پلوئیدها در اثر میکرایتی شدن دانه های کربناته قبلی حاصل شده باشند. از دیگر سازنده های اسکلتی و غیر اسکلتی می توان فرامینیفر، خرده های کوچک کرینوئید، دوکفه ای، براکیوپود، اینتراکلستهای کوچک و خار اکینوئید را نام برد. بافت دانه پشتیبان، جورشدگی و گرد شدگی خوب ذرات موجود در این میکروفاسیس، همگی موید رسوبگذاری آن در یک محیط پر انرژی مانند بخش مرکزی سد است. این میکروفاسیس معادل میکروفاسیس استاندارد RMF 27 (Flugel 2004) است.

پکستون تا گرینستون اینتراکلستی
مهمترین و فراوانترین اجزاء تشکیل دهنده این میکروفاسیس اینتراکلست ها است. اندازه آنها بین 400 تا 1000 میکرون و فراوانی آنها بیش از 50 درصد است(شکل –C6).گردشدگی اینتراکلست ها بسیار خوب وجورشدگی آنها نیز متوسط تا خوب است. انرژی بالای محیط باعث شسته شدن گل از لابلای ذرات شده است. از مهمترین فرایندهای دیاژنتیکی مشاهده شده در این میکروفاسیس می توان به تراکم فیزیکی اشاره نمود. شدت زیاد تراکم فیزیکی منجر به بهم چسبیدن اینتراکلستها شده، بطوریکه فضای باقیمانده در بین اینتراکلست ها بسیار کم است و در نتیجه میزان سیمانی شدن نیز در این میکروفاسیس بسیار کم شده است.
از جمله ساختهای رسوبی قابل مشاهده ، می توان به ریپل و لامیناسیونهای موجی و مسطح اشاره نمود. ساختهای مذکور بیشتر در قسمت فوقانی سازند سورمه مشاهده شده اند. گرینستونها در نمونه دستی برنگ خاکستری روشن تا قهوه ای روشن همراه با لکه های سفیدرنگی که سیمان کلسیتی سفیدرنگ پرکننده فضای بین ذرات می باشند، مشاهده می شوند.

تعبیر و تفسیر
بافت گرینستون، وجود دانه هایی مانند اینتراکلست، دانه های پوشش دار و جورشدگی نسبتا خوب، حاکی از تشکیل در یک محیط پر انرژی مانند سد است
.(Flugel 2004; Reolid et al. 2007) وجود آشفتگی زیستی و حضور فوناهای بنتیک مانند دوکفه ای، اکینوئید و کرینوئید شرایط شوری نرمال ومیزان تولید اکسیژن نرمال را نشان می دهد (Brigaud et al. 2009).
گروه میکروفاسیس های دریای باز (رمپ بیرونی)
این گروه شامل چهار میکروفاسیس زیر است:

پکستون تا گرینستون اینتراکلستی حاوی کرینوئید
از مهمترین اجزاء تشکیل دهنده این میکروفاسیس اینتراکلست در اندازه 400 تا 800 میکرون با فراوانی 30 درصد و کرینوئید با فراوانی 25 درصد است. اینتراکلست ها از میکرایتی شدن سایر خرده های بیوکلاستی حاصل شده اند و گردشدگی خوبی دارند. کرینوئیدها نیز در اندازه بزرگ مشاهده شده و اکثرا توسط سیمان هم محور رورشدی احاطه شده اند(شکل –D6). از دیگر اجزاء موجود در این میکروفاسیس می توان صدف های رشته ای براکیوپود، جلبک سبز، کورتوئید، بریوزوئر و فرامینیفرهای بنتیک را نام برد. با توجه به فراوانی اینتراکلست و کرینوئید می توان این میکروفاسیس را در دامنه شیب دار کف بستر به سمت رمپ میانی نسبت داد. این میکروفاسیس معادل با میکروفاسیس استاندارد RMF 7 (Flugel 2004) است.

مادستون تا وکستون بیوکلاستی
مهمترین اجزاء تشکیل دهنده این میکروفاسیس برشهای طولی و عرضی سوزن اسفنج است که با فراوانی کمتر از 10 درصد در متن گل آهکی پراکنده شده اند. همچنین بیوکلاست های کوچک، فرامینیفرهای بنتیک و فیلامنت های مربوط به دوکفه ای های پلاژیک از دیگر اجزاء قابل مشاهده در این میکروفاسیس است (شکل –E6). فراوانی گل کربناته نشانگر رسوبگذاری در محیطی با انرژی پایین است. همچنین فقدان آثار آشفتگی زیستی دلالت بر کمبود میزان تولید اکسیژن دارد. این میکروفاسیس معادل با میکروفاسیس استاندارد RMF 2 (Flugel 2004) است.

فلوتستون بریوزوئر دار
اجزاء اصلی تشکیل دهنده این میکروفاسیس قطعات بزرگ بریوزوئر به اندازه 3 میلیمتر تا 1 سانتیمتر است که فقط در قسمت بالای برش دالانی مشاهده می شوند (شکل –F6). از دیگر عناصر اسکلتی و غیر اسکلتی در این میکروفاسیس میتوان به پلوئید، خرده های کرینوئید، براکیوپود و فرامینیفرهای بنتیک اشاره نمود که دارای آثار باروینگ هستند. این میکروفاسیس معادل با میکروفاسیس استانداردRMF 15 (Flugel 2004) است.

پکستون پوزیدونیا دار
از ویژگیهای قابل ذکر در این میکروفاسیس مخلوط ماکروفسیلهای پلاژیک مانند پوزیدونیا و میکروفسیلهای بنتیک مانند کورنوبیا و دخانیا است که همراه با خرده های اسکلتی کوچک قابل مشاهده اند. برخی نمونه ها به میزان زیادی تحت تاثیر فرایندهای تراکم فیزیکی قرار گرفته اند (شکل –G6). تراکم بالای پوسته های این فسیلها حاکی از رسوبگذاری دسته جمعی پوسته های دوکفه ای های پلاژیک (پوزیدونیا) در کف دریا درطی یک زمان کوتاه است(Flugel 2004).
این میکروفاسیس در زیر خط اثر امواج طوفانی و محیط کم انرژی یعنی جائیکه رسوبگذاری عمدتا توسط ته نشست های رسوبات ریزدانه مانند رسها و گل های کربناته صورت می گیرد، مشاهده می شود. این میکروفاسیس در توالی های مورد مطالعه در بخش میانی توالی مشاهده شده است و معادل با میکروفاسیس استاندارد RMF 3
(Flugel 2004) است.
تعبیر و تفسیر
از ویژگیهای مهم جایگاه رمپ بیرونی وجود مخلوطی از فسیل های بنتیک و پلاژیک است که در نمونه های مورد مطالعه مشاهده شده است. از فسیلهای بنتیک موجود در این میکروفاسیس ها می توان به کرینوئید، بریوزوئر، جلبک سبز، استراکود، دوکفه ای و فرامینیفرهای کوچک از نوع دخانیا، تروکولینا و تکستولاریا اشاره نمود. همچنین از فسیلهای پلاژیک موجود در این محیط می توان از فراوانی سوزن های اسفنج بهمراه دوکفه ای های پلاژیک مانند پوزیدونیا نام برد. از اجزاء غیر اسکلتی موجود در چنین محیط هایی می توان به پلوئیدها، اائیدهای جابجا شده، اینتراکلست ها، آنکوئیدها و به مقدار کمتر دانه های پوشش دار اشاره نمود(Flugel 2004) .

مدل رسوبی سازند سورمه
با توجه به تنوع میکروفاسیس‌ها ودسته بندی آنها و با توجه به مدل‌های ارائه شده توسط فلوگل و ویلسون (Wilson 1975; Flugel 2004) همچنین با توجه به مطالعات پیشین سازند سورمه (محمودی 1385، فرزانه و همکاران 1385 و(Gaumet et al. 2005، مدل رسوبی این سازند در برش مورد مطالعه یک رمپ کربناته با شیب ملایم تفسیر شده است (شکل 7). فقدان رخساره های ریفی گسترده، فقدان ساختارهای ریزشی و لغزشی، وجود ریف های کومه ای، گسترش میکروفاسیس‌های پلوئیدی، نبود میکروفاسیس‌های کربناته دوباره نهشته شده و گسترش پهنه های جزرومدی و لاگونی تأیید کننده ته ‌نشست این توالی کربناته بر روی یک پلت‌‌فرم کربناته از نوع رمپ است. بررسی میکروفاسیس های سازند سورمه نشان می دهد که گسترش نهشته های این سازند در محیط لاگونی بیشتر از سایر محیط ها است (شکل 3).

 

 

 

 

 

 


شکل 6- میکروفاسیس های محیط رمپ میانی شامل: (A) گرینستون پلوئیدی حاوی اینتراکلست و بیوکلاست (B) گرینستون پلوئیدی (C) پکستون تا گرینستون اینتراکلستی، میکروفاسیس های محیط رمپ بیرونی شامل: (D) پکستون تا گرینستون اینتراکلستی حاوی کرینوئید (E) مادستون تا وکستون بیوکلاستی که حاوی برشهای طولی و عرضی سوزن های اسفنج می باشد (F) فلوتستون بریوزوئر دار (G) پکستون پوزیدونیا دار.

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 7- مدل رسوبی پیشنهادی برای نهشته های سازند سورمه در برش دالانی.
آنالیز عنصری
مطالعات مختلف نشان میدهد که کانی های کربناته با تغییرات دما، میزان عناصر کلسیم و منیزیم در محلول، درجه شوری و فشار گاز کربنیک تغییر می کنند (Morse and Mackenzie 1990). بر این اساس آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم در آبهای کم عمق تشکیل می شوند، زیرا رشد کلسیت با منیزیم کم، توسط یونهای منیزیم موجود در آبهای گرم متوقف می گردد. با افزایش عمق، میزان کلسیت کم منیزیم افزایش می یابد
(Morse and Mackenzie 1990). با توجه به اینکه اغلب کربناتهای قدیمی تحت تاثیر فرایند های دیاژنز تدفینی و متائوریک قرار گرفته اند، اغلب به کانی پایدار کلسیت کم منیزیم تبدیل گردیده اند. مطالعات پژوهشگران نشان داده است که با استفاده از تغییرات عناصر فرعی بویژه نسبتهای Sr/Na و ایزوتوپ های اکسیژن و کربن میتوان ترکیب کانی شناسی اولیه آنها را تشخیص داد(Winefield et al. 1996 ).
به منظور تعیین کانی شناسی اولیه کربناتهای سازند سورمه تعداد 27 عدد از میکروفاسیس های مادستون و وکستون انتخاب و مورد انجام آنالیز عنصری و ایزوتوپی قرار گرفتند. ( جدول 1 ).

استرانسیوم (Sr): مقدار استرانسیوم با افزایش میزان آراگونیت افزایش و با افزایش میزان کلسیت کاهش می-یابد. فراوانی استرانسیوم همچنین با افزایش دمای آب دریا ارتباط مستقیم دارد (Morse and Mackenzie 1990). تمرکز استرانسیوم در کلسیت دیاژنتیک عمدتاً به ترکیب کانی شناسی اولیه و میزان استرانسیوم در محلول‌های دیاژنتیکی بستگی دارد. در آب‌های متائوریک استرانسیوم از میزان کمی برخوردار است و در نتیجه در کربنات‌هایی که تحت تأثیر این آب‌ها قرار می‌گیرند باعث کاهش استرانسیوم در این کربنات‌ها می‌شود.
میزان استرانسیوم در سنگ آهک‌های سازند سورمه بین 814 تا 2872 پی‌پی‌ام (میانگین 1483 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. میزان بالای استرانسیوم در این کربنات‌ها نشاندهنده ترکیب کانی شناسی اولیه آراگونیتی نمونه های مورد مطالعه است. در تایید این مطلب، محدوده نمونه های مورد مطالعه با محدوده های مربوط به نمونه های سازندهای سورمه فوقانی (محمودی 1385)، فهلیان
( Adabi et al. 2010) و ایلام(Adabi and Asadi 2008) مقایسه شده است(A-9).
همچنین ترسیم مقادیر Sr در مقابل محیط های مختلف شناسایی شده در سازند سورمه (شکلA-10) نشان می دهد که مقادیر Sr در محیط جزرومدی از 862 تا 2872 پی پی ام (میانگین 1952 پی پی ام)، در محیط لاگون از 806 تا 2758 پی پی ام ( میانگین 1487 پی پی ام)، در محیط سد1160 پی پی ام و در محیط دریای باز از 814 تا 1538 پی پی ام (میانگین 1188 پی پی ام) در تغییر است. ترسیم این نمودار افزایش نسبتا زیاد میزان Sr در محیط های لاگونی و جزرومدی را به نسبت محیط های دریای باز و سد نشان می دهد. این مساله به کانی شناسی غالب آراگونیتی متشکله های موجود در این محیط ها نسبت داده می شود(Winefield et al. 1996) .
سدیم (Na): میزان سدیم در سازند سورمه بین 709 تا 1288 پی‌پی‌ام (میانگین 994 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. میزان بالای سدیم در کربنات‌های سازند سورمه به بالا بودن شوری محیط قدیمه نسبت داده می‌شود
(Land and Hoops 1973).

 

MICRITIC SAMPLES (DALANI SECTION)
Sample No. Depositional Environment Mg (%) Ca (%) Na (ppm) Sr (ppm) Fe (ppm) Mn (ppm)
1 B3 Tidal 1.17 37.9 1079 862 88 26
2 A31 Lagoon 1.03 38 1134 846 190 64
3 A33 Lagoon 2.07 36.5 886 952 154 100
4 A37 Lagoon 4 33.7 1007 806 88 38
5 A55 Lagoon 1.7 36.9 709 826 106 132
6 A116 Lagoon 1.56 37.1 1201 1648 206 32
7 A60 Lagoon 1.26 37.6 1075 998 124 108
8 A62 Open marine 1.6 37.3 945 814 132 160
9 A73 Open marine 1.19 37.7 1185 1180 242 158
10 A79 Open marine 1.17 37.8 864 1092 162 202
11 A90 Open marine 1.81 36.9 905 1538 120 56
12 A92 Open marine 1.3 37.5 1176 1232 104 78
13 A102 Tidal 1.59 37.2 798 1426 132 26
14 A114 Tidal 1.03 37.9 1288 2108 130 28
15 A122 Tidal 1.06 37.9 1200 2872 138 22
16 A124 Lagoon 1.24 37.6 807 2758 110 28
17 A125 Lagoon 1.44 37.3 1150 2254 128 34
18 A127 Tidal 2.2 36.3 1196 2494 202 20
19 A128 Lagoon 1.43 37.3 869 1882 126 24
20 A129 Lagoon 1.54 37.2 949 2058 164 20
21 A130 Lagoon 1.48 37.3 845 1558 162 26
22 A135 Lagoon 1.44 37.4 1112 1730 142 22
23 A169 Lagoon 1.18 37.7 867 1306 138 22
24 A174 Open marine 0.94 38 981 1308 110 18
25 A187 Shoal 1.28 37.6 858 1160 116 16
26 A191 Lagoon 1.27 37.5 905 1190 144 16
27 A194 Open marine 1.41 37.4 868 1150 158 20


DALANI SECTION
Sample No. Formation δ13C(PDB) δ18O(PDB)
MICRITE SAMPLES 1 A33 Surmeh 0.53 -4.18
2 A57 Surmeh 2.88 -3.93
3 A73 Surmeh 1.82 -3.37
4 A90 Surmeh 1.7 -2.98
5 A92 Surmeh 1.53 -3.44
6 A102 Surmeh 1.36 -3.31
7 A114 Surmeh 0.74 -2.56
8 A122 Surmeh 0.91 -3.13
9 A124 Surmeh 0.99 -3.14
10 A127 Surmeh 1.8 -2.76
11 A187 Surmeh 2.85 -3.49
12 A191 Surmeh 2.74 -3.41
CEMENT SAMPLES 13 A62 Surmeh -3.3 -7.19
14 A65 Surmeh -3.52 -7.56

 

 

 

 

 

 

 

شکل8- (A) سیمان کلسیتی دروزی پر کننده حفره ، اندازه بلورها از حاشیه حفره به سمت مرکز افزایش می یابد، PPL، (B) سیمان کلسیتی هم بعد پر کننده حفره، PPL ،(C) تصویر قبلی در کاتد، لومینسانس به رنگ نارنجی است که نشان دهنده منشا متئوریکی سیمان است، (D) سیمان کلسیتی پر کننده رگه، PPL ، (E) تصویر قبلی در کاتد، لومینسانس به رنگ نارنجی است که نشان دهنده منشا متئوریکی سیمان است، زون بندی بلورهای کلسیت حاکی از تغییر در ترکیب شیمیایی سیال است.


منگنز (Mn): میزان منگنز در نمونه های سازند سورمه بین 16 و 202 پی‌پی‌ام (میانگین 55 پی‌پی‌ام) اندازه‌گیری شده است (شکلB-9). با توجه به اینکه مقدار منگنز در رسوبات آراگونیتی عهد حاضر کمتر از 20 پی پی ام اما در رسوبات کلسیتی عهد حاضر این مقدار به بیش از 300 پی پی ام میرسد، می توان چنین نتیجه گرفت که تمرکز منگنز به ترکیب کانی شناسی کربنات وابسته است. لذا پایین بودن مقدار تمرکز این عنصر در نمونه های مورد مطالعه را می توان به ترکیب کانی شناسی اولیه آراگونیتی سازند منسوب دانست.
همچنین ترسیم مقادیر Mn در مقابل محیط های مختلف شناسایی شده در سازند سورمه (شکلB-10) نشان می دهد که مقادیر Mn در محیط جزرومدی از 20 تا 28 پی پی ام (میانگین 25 پی پی ام)، در محیط لاگون از 16 تا 132 پی پی ام ( میانگین 47 پی پی ام)، در محیط سد 16 پی پی ام و در محیط دریای باز از 18 تا 202 پی پی ام (میانگین 99 پی پی ام) در تغییر است. ترسیم این نمودار افزایش نسبتا زیاد میزان Mn در محیط دریای باز را به نسبت سایر محیط ها نشان می دهد. افزایش نسبتا زیاد Mn در محیط دریای باز به فراوانی اسکلتهایی با ترکیبات کلسیت پرمنیزیم نظیر قطعات کرینوئیدی و نیز شرایط احیایی موجود در این محیط نسبت داده می شود(Winefield et al. 1996) .
نسبت استرانسیوم به کلسیم (Sr/Ca): از روی نمودار Sr/Ca1000 بر حسب Mn روند دیاژنز در سیستم‌های باز و بسته تعیین می‌شود. برند و وایزر (Brand and Veizer 1980) محدوده‌هایی برای روندهای دیاژنتیکی آراگونیت، کلسیت پرمنیزیم و کلسیت کم‌منیزیم در این نمودار مشخص کرده‌اند (شکلC-9). زیاد بودن تبادلات آب به سنگ در سیستم‌های دیاژنتیکی باز باعث کاهش نسبت استرانسیوم به کلسیم و افزایش مقادیر منگنز می‌شود. درحالی‌که پایین بودن این تبادلات در سیستم‌های دیاژنتیکی بسته و نیمه بسته باعث می‌شود که مقادیر Sr/Ca در فازهای دیاژنزی تغییرات محسوسی نسبت به ترکیبات اولیه نداشته باشد. به‌طور کلی کاهش منگنز در کلسیت دیاژنتیکی نمایانگر بسته بودن سیستم دیاژنتیکی است. در نمونه‌های کربناته سازند سورمه، بالا بودن مقادیر Sr/Ca و نیز مقادیر نسبتا پایین منگنز (میانگین 55 پی‌پی‌ام)، حاکی از این است که این نمونه‌ها تحت تأثیر دیاژنز متائوریک در یک محیط بسته تا نیمه بسته دیاژنتیکی قرار گرفته‌اند (شکلC-9). از شواهد پتروگرافی نیز، فراوانی سیمانهای کلسیتی پر کننده حفره و رگه مانند سیمان دروزی (شکلA-8)، و سیمانهای هم بعد و بلوکی با لومینسانس نارنجی (شکلهایB,C,D,E-8) تاییدی بر تاثیر بیشتر دیاژنز متائوریکی نسبت به دیاژنز تدفینی در نمونه های مورد مطالعه است.
همچنین بسته بودن سیستم دیاژنتیکی را نیز می‌توان بر اساس تغییرات 18Oδ در مقابل Mn تعیین نمود. در این شکل روندهای پایدار دیاژنتیکی برای ترکیبات کلسیت کم‌منیزیم (LMC)، کلسیت با منیزیم بالا (HMC) و آراگونیت (A)، متشکله‌های عهد حاضر (R) و محدوده‌های آهکی بارلینگتون (Burlington) می‌سی‌سی‌پی در ایالت آمریکا (CM) و آهک‌های ریدبی (Readbay) سیلورین در کانادا (CS) نشان داده شده است
(Brand and Veizer 1981). توزیع نمونه های سازند سورمه در این نمودار تاییدی بر بسته تا نیمه بسته بودن سیستم دیاژنتیکی است (شکل D-9).
مطالعات ایزوتوپی
استفاده از ایزوتوپ‌های پایدار به‌ویژه ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن اطلاعات با ارزشی در زمینه دمای محیط رسوب-گذاری، دمای دیاژنتیکی، روند دیاژنز در محیط‌های دیاژنتیکی، تفکیک کربنات‌ها در نواحی مختلف (Marshall 1992) و شوری را ارائه می‌دهد. همچنین تغییرات ایزوتوپ‌های اکسیژن و کربن در مقابل عناصر فرعی مانند استرانسیوم، سدیم و منگنز، ترکیب کانی‌شناسی اولیه را مشخص می‌کند.
مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در سنگ آهک‌های سازند سورمه بین ‰PDB 56/2- تا‰PDB 18/4- (میانگین ‰PDB 30/3-) تغییر می‌کند، و مقادیر ایزوتوپ کربن بین‰PDB 53/0+ تا‰PDB 88/2+ (میانگین‰PDB 65/1+) در نوسان است. در شکل 11 داده های ایزوتوپی نمونه های مورد مطالعه با کربنات‌های آراگونیتی سازند ایلام (Adabi and Asadi 2008)، کربنات‌های آراگونیتی سازند فهلیان ((Adabi et al. 2010، محدوده سنگهای کربناته سازند عرب (معادل سازند سورمه فوقانی میدان قوار عربستان (Swart et al. 2005) و نیز محدوده سنگ آهکهای سازند سورمه در میدان سلمان خلیج فارس (محمودی 1385) به منظور مقایسه ترسیم شده است. با توجه به شکل 11 نمونه‌های میکرایتی سازند سورمه به دلیل اینکه در حالت تعادل ایزوتوپی با آبهای دیاژنتیکی غیردریایی می‌باشند، از محدوده نمونه های کل کربناته مناطق حاره ای عهدحاضر فاصله گرفته‌اند. از آنجایی که آبهای متائوریکی ساحلی در مناطق حاره ای و نیمه حاره ای از نظر ایزوتوپ اکسیژن حدود 2 تا ‰3 سبکتر از آبهای دریایی است
(Anderson and Arthur 1983) ، لذا بنظر می‌رسد که
کربناتهای سازند سورمه تحت تاثیردیاژنز متائوریکی‌ فریاتیک واقع‌شده‌اند.
محاسبه دمای تشکیل سنگ آهک‌
تعیین دمای قدیمه تشکیل کربنات‌ها یکی از کاربردهای مهم ایزوتوپ اکسیژن ( ) است (Morse and Mackenzie 1990; Kasting, et al. 2006). برای تعیین دمای آبی که کلسیت در آن نهشته شده از نمونه‌ای با سنگین‌ترین ایزوتوپ اکسیژن 18 با حداقل میزان دگرسانی (حداقل مقدار آهن و منگنز و حداکثر مقدار سدیم و استرانسیوم) و از معادله اندرسون و آرتور (1983) استفاده شده است.

T: دما بر حسب درجه سانتی‌گراد
: مقدار ایزوتوپ اکسیژن 18 محاسبه شده در کلسیت بر حسب PDB توسط دستگاه اسپکترومتر جرمی
: مقدار ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در زمان تشکیل کلسیت بر حسب SMOW
با استفاده از سنگین‌ترین ایزوتوپ اکسیژن 18 در نمونه های میکرایتی مورد مطالعه (PDB ‰56/2-) و با در نظر گرفتن مقدار برای دریای ژوراسیک معادل SMOW ‰2/1- (Al-Aasm et al. 1995)، درجه حرارت آب در زمان تشکیل سنگ های آهکی سازند سورمه 8/21 درجه سانتی-گراد تعیین شده است. درجه حرارت بدست آمده نشان میدهد که رسوبات سازند سورمه در یک محیط دریایی کم عمق نیمه حاره ای با کانی شناسی اولیه آراگونیتی مشابه با کربناتهای هلوسن در خلیج فارس نهشته شده است. لازم به ذکر است که این درجه حرارت با موقعیت عرض جغرافیایی دیرینه سازند سورمه در زمان ژوراسیک (20- 25 درجه عرض شمالی، Scotese et al. 1999) هم خوانی دارد.

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 9- (A) ترسیم مقادیر منگنز در مقابل استرانسیوم. در این شکل محدوده سازند سورمه با محدوده‌های ارائه شده برای سنگ‌های آهکی سازند ایلام(Adabi and Asadi 2008)، سازند فهلیان (Adabi et al 2010) و سازند سورمه فوقانی (محمودی 1385)مقایسه شده است. (B) تغییرات Sr/Na در برابر Mn در سنگ‌های کربناته سازند سورمه که با محدوده های مشابه نمودار A مقایسه شده است. قابل توجه است که اکثر نمونه‌های سازند سورمه در محدوده‌های آراگونیتی سازندهای ایلام، فهلیان و سورمه فوقانی قرار گرفته است که این مساله حاکی از تشابه کانی شناسی اولیه آنهاست. (C ترسیم مقادیر Mn در مقابل Sr/Ca برای نمونه‌های آهکی سازند سورمه. با توجه به محدوده‌های ترسیم شده توسط برند و وایزر (Brand and Veizer 1980) برای روند دیاژنتیکی آراگونیت (A)، کلسیت با منیزیم بالا (HMC) و کلسیت کم منیزیم (LMC)، نمونه‌های آهکی سازند سورمه تحت تأثیر دیاژنز متائوریک در یک محیط بسته تا نیمه بسته دیاژنتیکی قرار گرفته‌اند. (D)تغییرات Mn در برابر ایزوتوپ اکسیژن 18. در این شکل روندهای دیاژنتیکی برای ترکیبات LMC, HMC, A، متشکله های عهدحاضر (R)، محدوده های بارلینگتون می سی سی پی (CM) و آهکهای ردبی (Readbay) سیلورین (CS) در کانادا نشان داده شده است (Brand and Veizer 1981). توزیع نمونه های سازند سورمه تاییدی بر بسته بودن سیستم دیاژنتیکی است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 11- تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در مقابل ایزوتوپ کربن در نمونه‌های آهکی سازند سورمه. در این شکل محدوده‌های ایزوتوپی نمونه‌های کل کربناته عهد حاضر مناطق حاره‌ای (Milliman and Muller 1977)، نواحی معتدله تاسمانیا و زلاندنو (Rao and Nelson 1992)، نواحی قطبی (Adabi 1996)، کربنات‌های آراگونیتی سازند ایلام (Adabi and Asadi, 2008)، کربنات‌های آراگونیتی سازند فهلیان ((Adabi etal 2010، محدوده سنگهای کربناته سازند عرب (معادل سازند سورمه فوقانی) میدان قوار عربستان (Swart etal 2005) و نیز محدوده آهکهای سازند سورمه مربوط به میدان سلمان در خلیج فارس (محمودی 1385) به منظور مقایسه ترسیم شده است. توجه شود که نمونه‌های میکرایتی سازند سورمه به دلیل ترکیب کانی‌شناسی اولیه آراگونیتی، در محدوده آهکهای سازند سورمه میدان سلمان و نیز در نزدیکی محدوده کربناتهای آراگونیتی سازندهای فهلیان و ایلام قرار گرفته‌اند. همچنین با توجه به تغییرات بسیار اندک ایزوتوپ اکسیژن و تغییرات بیشتر ایزوتوپ کربن، این نمونه‌ها بیشتر تحت تأثیر دیاژنز متائوریک قرار گرفته‌اند. توجه شود که دو نمونه مربوط به سیمان های کلسیتی پر کننده رگه در مقطع مورد مطالعه از نظر مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و کربن بسیار سبک شده و در قسمت پایینی نمودار قرار گرفته اند. این سبک شدگی نشان دهنده تاثیر بیشتر دیاژنز متائوریکی است.


نتیجه گیری
ارزیابی نتایج و شواهد ارائه شده بیانگر آن است که سازند سورمه دارای یک کانی شناسی اولیه آراگونیتی است که تحت تاثیر دیاژنز متائوریکی در یک سیستم بسته تا نیمه بسته دیاژنتیکی قرار گرفته اند.
بررسی میکروفاسیس‌ها ودسته بندی آنها نشان دهنده این است که رسوبات سازند سورمه در یک محیط رمپ کربناته با شیب ملایم و در 4 کمربند رخساره ای پهنه جزر و مدی، لاگون، سد و دریای باز نهشته شده اند. همچنین مطالعه میکروفاسیس ها نشان می دهد که بطور کلی نهشته های این سازند در محیط لاگونی با شرایط نرمال دریایی گسترش بیشتری نسبت به سایر محیط ها داشته اند.
تمرکز Sr در میکروفاسیس های لاگونی و جزرومدی بیشتر از محیط سد و دریای باز و بالعکس تمرکز Mn در محیط دریای باز بیشتر از سایر محیط ها است. افزایش تمرکز Mn در محیط دریای باز به فراوانی اسکلتهایی با ترکیبات کلسیت پرمنیزیم نظیر قطعات کرینوئیدی و نیز شرایط احیایی موجود در این محیط نسبت داده می شود. درحالیکه افزایش نسبتا زیاد Sr در محیطهای لاگون و جزرومدی به کانی شناسی غالب آراگونیتی متشکله های موجود در این محیط ها نسبت داده می شود.
درجه حرارت آب در زمان تشکیل سنگ های آهکی سازند سورمه با استفاده از سنگین‌ترین ایزوتوپ اکسیژن در نمونه‌های میکرایتی، 8/21 درجه سانتی‌گراد محاسبه شده است.

 

1-  رحیم پوربناب، ح.، 1384، سنگ شناسی کربناته، ارتباط دیاژنز و تکامل تخلخل، انتشارات دانشگاه تهران، 487 صفحه.

2- فرزانه، ف.، آریافر، ب.، و م. یاوری، 1385، میکروفاسیس ها، محیط های رسوبی و چینه نگاری سکانسی نهشته های ژوراسیک میانی-فوقانی(سازندهای سورمه و هیث) در قسمتی از ناحیه دزفول جنوبی و زون ایذه، شرکت ملی نفت ایران، اداره زمین شناسی سطح الارضی، گزارش زمین شناسی شماره 2048، 152 صفحه.

3- محمودی ، ل.،  1385،  دیاژنز و محیط رسوبی سازند سورمه فوقانی ( سازند عرب ) در میدان نفتی سلمان واقع در بخش مرکزی خلیج فارس:  پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی ، 154 ص.

4- مطیعی، ه.، 1382، زمین شناسی ایران، چینه شناسی زاگرس، وزارت صنایع و معادن، سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، کتاب شماره 84، 583 صفحه.

5- Adabi,  M.H., 1996, Sedimentology and geochemistry of carbonates from Iran and Tasmania, Ph.D. thesis (Unpub.), University of Tasmania, Australia: 470p.

6- Adabi, M.H., 2009, Multistage dolomitization of upper Jurassic Mozduran Formation. Kopet-DaghBasin, N.E. Iran, Carbonates and Evaporites, v.24, No.1, p. 16-32.

7- Adabi M.H., and E. Asadi Mehmandosti, 2008, Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, S.W. Iran. Asian Earth Sciences Journal of Asian Earth Sciences, v.  33,  p. 267–277.

8- Adabi, M.H., M.A. Salehi and  A. Ghabeishavi,     2010, Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of Lower Cretaceous carbonates (Fahliyan Formation), south-west Iran, Journal of Asian Earth Sciences v. 39, p.148–160.

9- Al-Aasm I.S., M. Coniglio, A. Desrochers, 1995, Formation of complex fibrous calcite veins in Upper Triassic strata of Wrangelia Terrain. British Columbia, Canada, Sedimentary Geology, v. 100, p. 83-95.

10- Alsharhan, A.S., and C.G.St.C. Kendall, 2002, Holocene carbonate/evaporates of Abu Dhabi and their Jurassic ancient analogues. In: Sabkha Ecosystems, Barth & Boer (Eds), Kluwer Academic Publishers, The Netherlands, p.187-202.

11- Anderson T.F., and M.A. Arthur, 1983, Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems. In: M.A. Arthur, T.F. Anderson, I.R. Kaplan, J. Veizer, L.S. Land (Eds.), Stable isotopes in sedimentary geology. Socity of Economic Paleontologists and Mineralogists Short Course v.10, p. 1-151.

12- Brand U., and J. Veizer, 1980, Chemical diagenesis of multicomponent carbonate system-I: Trace elements: Journal of  Sedimentary  Petrology. V. 50, p.  1219-1236.

13- Brand, U., and J. Veizer,  1981, Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system-II: Stable Isotopes: Journal of  Sedimentary  Petrology,  v. 51, p. 987-997.

 

14- Brigaud, B., C. Durlet, J.F  Deconinck, B. Vincent, E. Pucéat, J. Thierry, and A. Trouiller, 2009. Facies and  climate/environmental changes recorded on a carbonate ramp: A sedimentological and geochemical approach on Middle Jurassic carbonates (Paris Basin, France), Sedimentary Geology, v. 222, p.  181–206.

15- Brown, K.M., S. Golubic, and L. Seong-Joo, 2000, Shallow marine microbial carbonate deposits, In: Riding, R.E and Awramik, S.M. (Eds.) Microbial Sediments. Springer, p.233-249.

16- Dunham, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologist, Memoir 1, p. 108–121.

17- Flugel, E., 2004,  Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application. Springer Verlag, Berlin, 976p.

18- Gaumet, F., F. Van Buchem, D. Baghbani,  F. Keyvani, R. Ashrafzadeh, H. Bahrami, and H. Assilian, 2005, Sequence stratigraphy of the Jurassic and Lower Cretaceous in the Dezful Embayment (Southwest Iran), NIOC-IFP joint research project, Geological Report 2139, 79p.

19- Kasting, J.F., M.T. Howard, K. Wallmann, J. Veizer, G. Shield, and J. Jaffrés, 2006, Paleoclimates, ocean depth, and the oxygen isotopic composition of seawater: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 70, Issue 18, Supplement 1,  p. A307 .

20- Lakhdar, R., M. Soussi, M. Ben Ismail, and A. Rabet, 2006, A Mediterranean Holocene coastal lagoon under arid Boujmel SE Tunisia, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v.241, p. 177-191.

21-Land, L.S., and G.H.  Hoops, 1973, Sodium in carbonate sediments and rocks: a possible index to the salinity of diagenetic solutions Sedimentary Petrolology, v. 43, p. 614-617.

22- Marfil, R., M.A. Caja, M. Tsige, I.S. Al-Aasm, T. Martín-Crespo, R. Salas, 2005, Carbonate-cemented stylolites and fractures in the Upper Jurassic limestones of the Eastern Iberian Range, Spain: A record of palaeofluids composition and thermal history, Sedimentary Geology, v.178, Issues 3-4, p. 237-257.

23- Marshall J.D., 1992, Climatic and oceanographic isotopic signals from the carbonate rock record and their preservation. Geology  Magazine, London, v.  129, p. 143-160.

24- Milliman J.D., and J. Müller, 1977,  Characteristics and genesis of shallow-water and deep-sea limestones. In: Anderen N.R., and A. Malahoff, (Eds.): The fate of fossil fuel CO2 in the oceans: p.  655-672.

25- Morse J.W., and F.T. Mackenzie, 1990, Geochemistry of Sedimentary Carbonates. Development  in Sedimentolology, v. 48, p. 1-707.

26- Rao C.P., and C.S. Nelson, 1992, Oxygen and carbon isotope fields for temperate shelf carbonates from Tasmania and New Zealand. Marine Geoology, v. 103, p. 273-286.

27- Reolid, M. and C. Gaillard, 2007, Microtaphonomy of bioclasts and paleoecology of microencrusters from Upper Jurassic spongiolithic limestones (External Prebetic, southern Spain): Facies, v. 53, p. 97–112.

28- Reolid, M., C. Giallard, and B. Lathuiliere, 2007, Microfacies, microtaphonomic traits and foraminiferal assemblages from Upper Jurassic oolitic- coral limestones: stratigraphic fluctuations in a shallowing-upward sequence (French Jura, Middle Oxfordian), Facies, v.53, p. 553-574.

29- Schlagintweit, F., and H.J. Gawlick, 2009, Oncoid-dwelling foraminifera from Late Jurassic shallow-water carbonates of the Northern Calcareous Alps. (Austria and Germany). Facies, v.55,  p. 259-266.

30- Scholle, P.A., and D.S. Ulmer-Scholle, 2003, A color guide to the petrography of carbonate rocks: Grains, textures, porosity, diagenesis: AAPG Memoir No.77., 474 pp.

31- Scotese, C.R., A.J. Boucot, and W.S. McKerrow, 1999, Gondwanan Palaeogeography and Palaeoclimatology. Journal of African Earth Sciences, v.28, No.1, p. 99-114.

32- Swart, P.K, D.L. Cantrell, H. Westphal, C.H. Robertson,  and C.G. Kendall, 2005, Origin of dolomite in the Arab-D reservoir from the Ghawar Field, Saudi Arabia: Evidence from petrogrphyic and geochemical onstraints, Journal of Sedimentary Research, v.75, No.3, p. 476-491.

33- Warren, J.K., 2000, Dolomite, occurrence, evolution and economical important association, Earth science Review, v. 52, p. 1-18.

34- Wilson, J.L., 1975, Carbonate Facies in Geologic History, springer, New York, 471p.

35- Winefield, P.R., C.S. Nelsion, and P.W. Hodder, 1996, Discriminating temperate carbonates and their diagenetic environments using bulk elemental geochemistry: a reconnaissance study based on New Zealand Cenozoic limestones. Carbonates and Evaporites, v.11, p.19–31.