بررسی فرایندهای دیاژنزی بخش قربان سازند ساچون در محل برش نمونه (تنگ مهدی، یال جنوبی تاقدیس قره- جنوب شرق شیراز)

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری زمین‏شناسی، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

2 استاد، گروه زمین‏شناسی، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

3 دکتری زمین‏شناسی، شرکت ملی مناطق نفت‏خیز جنوب، ایران

چکیده

بخش قربان سازند ساچون (پالئوسن- ائوسن پیشین) در محل برش نمونه واقع در جنوب شرق شیراز دارای ترکیب سنگ‌شناسی آهک، آهک‌های دولومیتی شده و دولومیت است. این بخش کربناته تحت تاثیر فرایندهای دیاژنزی مختلفی در محیط‌های دیاژنزی دریایی، متئوریکی و تدفینی قرار گرفته است. نتایج این بررسی نشان می‌دهد که در محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی پوشش‌های میکرایتی و سیمان دریایی کلسیت تیغه‌ای و خوشه انگوری (آراگونیتی) نهشته شده‌اند. دولومیکرایت‌های بی شکل و فاقد فسیل با تخلخل فنسترال در محیط دیاژنزی وادوز دریایی تشکیل گردیدند. منطقه اختلاط آب های متئوریکی و دریایی در مرز بین سازند ساچون و جهرم شرایط مناسبی را جهت تشکیل دولواسپارایت‌های متخلخل فراهم نموده است. شرایط اکسیدان منطقه وادوز متئوریکی در اکسیده شدن رسوبات رخنمون یافته که سرانجام به صورت اکستراکلاست‌ها و بایوکلاست‌های اکسید شده به حوضه رسوبی انقال یافته‌اند، نقش مهمی داشته است. انحلال، نئومورفیسم، سیلیسی شدن و سیمان‌های کلسیت بلوکی، دندان سگی و دروزی محصولات محیط دیاژنزی فریاتیک متئوریکی بوده‌اند. فرایندهای دیاژنزی محیط تدفینی شامل سیمان کلسیت دروزی و فشردگی‌های فیزیکی و شیمیایی (استیلولیت) به همراه دولومیکرواسپارایت و دولواسپارایت می‌باشند. بالا آمدن رسوبات و رخنمون یافتن آنها در سطح با گسترش شکستگی، رگه‌های کلسیتی، انحلال و اکسید آهن در رسوبات آهن دار همراه بوده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Diagenetic processes of the Ghorban Member of the Sachun Formation in type section- (Tang-e- Mehdi, Southern flank of the Ghareh Anticline- south east Shiraz)

نویسندگان [English]

  • Abdolreza Bavi Oweydi 1
  • Mohamad Hossein Adabi 2
  • Abbas Sadeghi 2
  • Hassan Amiri bakhtiyar 3
1 S
چکیده [English]

The Ghorban Member of the Sachun Formation (Paleocene-early Eocene) at type section in south east Shiraz composed of limestone, dolomitic limestone and dolomite .This carbonate member has been affected by various diagenesis processes in marine, meteoric and burial digenetic environment. Result of this study indicates that botryoidal aragonite and bladed calcite cements and micritic envelope are the product of marine phreatic diagenetic environment. Anhedral dolomicrite with fenestral porosity and absence of fossils has been formed in marine vadose diagenetic environment. Mixing zone of marine and phreatic water in the Jahrum and the Sachun Formations boundary has provided favorable conditions for formation of porous dolosparite. Oxidation conditions of meteoric vadoze has played important role for oxidizing of outcropped sediment that subsequently have been transported to basin as oxidizing extra clast and bioclasts. Products of meteoric phreatic diagenetic environment include dissolution, neomorphism, silicification and dog tooth, blocky and drusy calcite cements. Diagenetic processes of burial environment include physical and chemical (stylolite) compaction, drusy calcite cement along with dolosparite and dolomicrosparit. Results of uplifting of succession and exposure to the surface had been accompanied with fracture and calcite veins development, dissolution and iron oxide in iron bearing sediments.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Sachun Formation
  • Ghorban Member
  • Paleocene-Eocene
  • Ghareh Anticline
  • Diagenetic processes

مقدمه

سازند ساچون در جنوب شرق حوضه زاگرس ایران (زیر حوضه فارس) با ترکیب سنگ‏شناسی کربناته، تبخیری و مارن، دارای تغییرات سنی پالئوسن- ائوسن پیشین است (امیری بختیار 1386). قسمت تحتانی این سازند در جنوب شرق شیراز دارای یک بخش کربناته دولومیتی- جلبکی به نام بخش قربان است. برش نمونه بخش قربان سازند ساچون در یال جنوبی تاقدیس قره یا مظفری واقع در 80 کیلومتری جنوب شرق شیراز، دارای 183 متر ضخامت است (مطیعی 1372). بر پایه این مطالعات، برش نمونه بخش قربان سازند ساچون با مختصات جغرافیایی 57'38.93"°E:52 و08'06.55"°N:29، 166 متر ضخامت داشته که به طور هم‏شیب بر روی سازند گورپی و در زیر سازند جهرم قرار دارد (شکل‏های 1 و 2). با مطالعه سازند ساچون با توجه به محدوده سنی تشکیل آن (پالئوسن-ائوسن پیشین) می‏توان به شرایط حوضه‏رسوبی و تاریخچه پس از رسوب‏گذاری اوائل دوران سنوزوئیک زیر حوضه فارس در منطقه مورد مطالعه پی برد. اگر چه مطالعات رسوب‏شناسی معدودی بر روی سازند ساچون صورت گرفته که از بین آن‏ها می‏توان به بررسی‏های ارزاقی و همکاران Arzaghi et al. 2012)) و شب افروز و همکاران et al. 2013) Shabafrooz) اشاره نمود، اما در این جهت تاکنون هیچ‏گونه مطالعه‏ای بر روی بخش قربان سازند ساچون انجام نگرفته است و این نوشتار برای نخستین بار به بررسی فرایندهای دیاژنزی به منظور شناسایی و تفکیک محیط‏های دیاژنزی آن می‏پردازد. چگونگی عملکرد و اثرات عواملی مانند ترکیب کانی‏شناسی اولیه، اندازه ذرات، فشار لیتواستاتیک و سیالات محیط دیاژنزی بر رخساره‏های رسوبی مورد بحث و کنکاش قرار خواهند گرفت.

 

 

 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و زمین‏شناسی محل برش نمونه بخش قربان واقع در یال جنوبی تاقدیس قره. در این شکل بخش قربان با نام سازند ساچون نام‏گذاری شده است (اقتباس و با تغییراتی از NIOC 1979).

 

روش مطالعه

در ابتدا با بررسی‏های صحرایی، مرزهای تحتانی و فوقانی، واحدهای سنگ چینه‏ای، ساخت‏های رسوبی و زیست شناسایی و پس از اندازه‏گیری ضخامت واقعی، ستون چینه‏شناسی ترسیم شد. به منظور شناسایی رخساره‏های رسوبی و فرایندهای دیاژنزی، نمونه‏برداری در فواصل یک متری انجام شد که در نهایت از این نمونه‏های سنگی، 150 مقاطع نازک میکروسکوپی تهیه گردید. نام‏گذاری رخساره‏های کربناته پس از شناسایی اجزای تشکیل‏دهنده و اختصاصات بافتی، با استفاده از طبقه‏بندی‏های دانهام(Dunham 1962)  و امری و کلوان Klovan 1971) (Embry and انجام شده است. جهت تفکیک نمونه‏های سنگ‏آهک از دولومیت و نیز شناسایی کربنات‏های آهن‏دار و فاقد آهن، مقاطع نازک میکروسکوپی به ترتیب با محلول الیزارین قرمز و مخلوط آلیزارین قرمز و فری‏سیانید پتاسیم به روش دیکسون (Dickson 1966) رنگ‏آمیزی شدند. برای نام‏گذاری و توصیف دولومیت‏ها از مقالات سیبلی و گرگ (Sibley & Gregg 1987) و آدابی (Adabi 2009) استفاده شده است. شناسایی و تفکیک انواع سیمان‏های کلسیتی و انواع دولومیت با استفاده از میکروسکوپ کاتدولومینسانسCITL  مدلMK4-8200c (15 کیلو ولت و 400 میکروآمپر) در پژوهشگاه صنعت نفت انجام گرفت. مطالعات تکمیلی بر روی سیمان و دولومیت و دیگر فرایندهای دیاژنزی مانند نئومورفیسم، انحلال، فشردگی با استفاده از میکروسکوپ الکترونی Philips مدل Su 3500 در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه شهید بهشتی انجام شده است.

 

رخساره‏ها و محیط رسوبی

نتایج بررسی‏های پتروگرافی نشان می‏دهد که رخساره‏های رسوبی بخش قربان سازند ساچون در برش تاقدیس قره در کمربندهای رخساره‏ای پهنه جزر و مدی (A)، لاگونی (B)، پشته‏ای[1] (C) و ریف‏های وصله‏ای[2] (D) تشکیل شده‏اند (شکل 2). رخساره‏های رسوبی محیط پهنه جزر و مدی شامل دولومیکرایت (A1)، اینتراکلاست وکستون دولومیتی شده (A2) هستند. در محیط لاگونی رخساره‏های اکستراکلاست وکستون دولومیتی شده (B1) بایوکلاست وکستون دولومیتی شده (B2)، بایوکلاست وکستون- پکستون دولومیتی شده آهن‏دار (B3)، آلگال وکستون- پکستون (B4)، میلیولید وکستون- پکستون (B5)، بنتیک فرامینیفر وکستون (B6) تشکیل شده‏اند. بنتیک فرامینیفر گرینستون (C1)، میلیولید گرینستون (C2)، بنتیک فرامینیفر آلگال گرینستون (C3) در محیط پشته‏ای نهشته شده‏اند (شکل‏های 2 و 3). رخساره‏های ریفی  شامل بایوکلاست پکستون-گرینستون (D1)، آلگال گرینستون (D2)، آلگال وکستون (D3)، فریمستون مرجانی (D4)، بافلستون مرجانی (D5)، آلگال بافلستون (D6)، آلگال رودستون (D7)، آلگال بایندستون (D8)، آلگال فلوتستون (D9) هستند (شکل‏های 2 و 4). در طی پالئوسن، رسوبگذاری قاعده بخش قربان در برش مورد مطالعه با رسوب‏گذاری رخساره‏های ریفی حاوی جلبک قرمز و مرجان دارای فرامینیفرهای بنتیک بزرگ Miscellanea وGlomealveolina  همراه بوده است. با توجه به گسترش ریف جلبکی-مرجانی بخش قربان بر روی شیل‏های محیط عمیق سازند گورپی، به نظر می‏رسد که محیط کم عمق جهت گسترش ریف‏ها در برش مزبور بر اثر کم عمق شدن حوضه رسوبی سازند گورپی به‏وجود آمده باشد. رشد ریف‏های مورد اشاره در منطقه مورد بررسی ادامه‏دار نبوده است و اختصاصات ریف‏های وصله‏ای را نشان می‏دهد. فراوانی رخساره‏های این ریف وصله‏ای شباهت زیادی به ریف‏های وصله‏ای آهک‏های مورال به سن آلبین پیشین جنوب آریزونا (Aisner 2010) و ریف‏های جلبکی- مرجانی پالئوسن جنوب حوضه پیرنین شمال اسپانیا[3] (Baceta et al. 2005) دارد. رسوب‏گذاری بخش قربان سازند ساچون در طی ائوسن پیشین به صورت پشته‏های کربناته و با رخساره‏هایی با بافت گرینستونی حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ مانند Lacazina، Orbitolites و نیز Miliolid به همراه قطعات جلبکی آغاز شده است. لاگون‏های بخش قربان سازند ساچون دارای انواع فرامینیفرهای بنتیک خانواده miliolidae، فرامینیفرهای بنتیک بزرگValvulina  و Dictyconous، خرده‏های جلبکی، دوکفه‏ای و گاستروپود با بافت وکستون تا پکستون است که در قسمت‏های فوقانی توالی به شدت دولومیتی شده‏اند. پایان رسوب‏گذاری بخش قربان سازند ساچون با گسترش پهنه‏های جزر و مدی با رخساره‏های وکستون اینتراکلاست‏دار دولومیتی شده و دولومیکرایت همراه بوده است.  

 

شکل 2- ستون چینه‏شناسی بخش قربان سازند ساچون در یال جنوبی تاقدیس قره، جنوب شرق شیراز. فرایندهای دیاژنزی مهم رخساره‏ها نمایش داده شده است (برش نمونه).

 شکل3- A1: دولومیکرایت، A2: وکستون اینتراکلاستی دولومیتی شده، B1: اکستراکلاست وکستون دولومیتی شده، B2: بایوکلاست وکستوندولومیتی شده (پوسته دوکفه‏ای‏ها در معرض انحلال قرار گرفته‏اند)، B3: بایوکلاست وکستون- پکستون دولومیتی شده آهن‏دار، B4: آلگال وکستون-پکستون، B5: میلیولیدوکستون- پکستون، B6: بنتیک فرامینیفر وکستون، C1: بنتیک فرامینیفر گرینستون، C2: میلیولید گرینستون، C3:بنتیک فرامینیفر آلگال گرینستون،

Q: Quinqueloculina, La: Lacazina, L: Lithophyllum, M: Miliola, D: Dictyoconous, O: Orbitolites, P: Pyrgo,V: Valvulina, Da: Dasyclad,

 

 

 

شکل4- D1: بایوکلاست گرینستون، D2: آلگال گرینستون، D3: آلگال وکستون، D4: فریمستون مرجانی، D5:  بافلستون مرجانی، D6: آلگال بافلستون، D7: آلگال رودستون، D8: آلگال بایندستون، D9: آلگال فلوتستون

S: Solenoporacea Algae, L: Lithophyllum Algae, Me: Miscellanea, G: Glomalveolina,

 

 

فرایندهای دیاژنزی بخش قربان

میکرایتی شدن[4]

پوشش‏های میکرایتی[5] عمدتاً توسط موجودات حفار (سیانوباکتری‏های اندولیتیک و جلبک‏ها) در محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی و در شرایط آرام رسوب‏گذاری رخ می‏دهد (Philip and Gari 2005). میکرایتی شدن در مقاطع میکروسکوپی مورد مطالعه عمدتاً در رخساره‏های محیط ریفی و لاگونی مشاهده شده است. این فرایند در خرده‏های دوکفه‏ای، فرامینیفرهای بنتیک و نیز در کورالیت‏های مرجان باعث حفظ شدن فابریک اولیه آن‏ها شده است (شکل 5: A، B). در قسمت‏هایی از مرجان که تحت تأثیر انحلال و نئومورفیسم قرار گرفته است، شکل اولیه آن‏ها به کلی از بین رفته است. میکرایتی شدن باعث ایجاد تخلخل‏های میکروسکوپی فراوانی می‏شود (Cantrell and Hagerty 1999).

 

سیمانی شدن[6]

نتایج مطالعات پتروگرافی، میکروسکوپ الکترونی و نیز میکروسکوپ کاتدولومینسانس نشان می‏دهد که سیمان‏های بخش قربان سازند ساچون دارای انوع مختلفی بوده و در طیف متنوعی از محیط دیاژنزی دریایی تا تدفینی تشکیل شده‏اند:

سیمان خوشه انگوری (بوتروئیدال)[7] 

این سیمان که دارای ترکیب کانی‏شناسی آراگونیت است، به صورت حاشیه‏ای در اطراف آلوکم‏های اسکلتی و درون حفرات تشکیل می‏شود. این سیمان عمدتاً در محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی و در محیط‏های ریفی تشکیل می‏گردد (Flugel 2010). در ریف‏های وصله‏ای بخش قربان، سیمان خوشه انگوری به صورت نواری دیده شده است (شکل 5: C). سیمان خوشه انگوری در مقاطع میکروسکوپی مورد مطالعه به صورت بسیار محدود در رخساره‏های ریفی تشکیل شده است.

 

سیمان کلسیت تیغه‏ای[8]

بلورهای سیمان کلسیت تیغه‏ای دارای طولی بیشتر از عرض و با انتهایی صاف یا منشوری هستند. این سیمان کلسیت پرمنیزیم است که به صورت حاشیه‏ای در اطراف دانه‏ها تشکیل می‏شود، معمولاً سیمان تیپیک دیاژنزی فریاتیک دریایی است (Flugel 2010). این سیمان در مقاطع مورد مطالعه عمدتاً در رخساره‏های محیط ریفی و به صورت حاشیه‏ای در اطراف قطعات جلبکی مشاهده شده است (شکل 5:  Dو E). سیمان کلسیت تیغه‏ای دارای لومینسانس تیره است (شکل 5: F) که نشان‏دهنده تشکیل آن در محیط دیاژنزی اکسیدان فریاتیک دریایی است. تشکیل این نوع سیمان در توالی‏های کربناته سازند جهرم (ائوسن) در حوضه رسوبی زاگرس ایران در محیط نزدیک به کف دریا تفسیر شده بود (Zohdi et al. 2014). نحوه قرارگیری بلورهای سیمان کلسیت تیغه‏ای با ایجاد تخلخل‏های میکروسکوپی بین بلوری همراه است که از جمله آن می‏توان به تخلخل‏های میکروسکوپی ایجاد شده در سازند عرب (شکل 5: H) اشاره نمود (Cantrell & Hagerty 1999). این تخلخل‏های میکروسکوپی در تصاویر میکروسکوپ الکترونی به خوبی قابل مشاهده است (شکل 5: G).

سیمان کلسیت بلوکی[9]

سیمان کلسیت بلوکی بیشتر تخلخل حاصل از انحلال سیمان‏ها و دانه‏ها را پر می‏کند (Tucker & Wright 1990). این سیمان در ریف‏های وصله‏ای بخش قربان به صورت پر کننده تخلخل درون دانه‏ای و بین دانه‏ای در اندازه‏های تا ده‏ها میکرون مشاهده شده‏اند (شکل 6: A، C). در تصاویر کاتدولومینسانس دارای لومینسانس نارنجی، زرد کم رنگ تا قهوه‏ای است که می‏تواند رشد آن در محیط دیاژنزی متئوریکی عمیق تا تدفینی کم عمق است (شکل 6: B، D). رشد بلورهای سیمان گاهی به هم رسیده و تشکیل مرزهای مشترک سه گانه را داده‏اند (شکل 6: E، (F.`

 

شکل 5-A - پوشش میکرایتی در اطراف خرده اسکلتی در رخساره B6 (فلش)، B- میکرایتی شدن کورالیت‏های مرجان در رخساره D4 (حفظ شدگی با فلش سیاه و از بین رفتن شکل اولیه با فلش سفید نمایش داده شده است)، C- سیمان خوشه انگوری در رخساره D8 (فلش)D - سیمان کلسیت تیغه‏ای (فلش) در اطراف یک قطعه جلبک قرمز که قسمت عمده آن تحت تأثیر فرایند نئومورفیسم قرار گرفته است (رخساره D7). E وF به ترتیب نشان‏دهنده تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان کلسیت تیغه‏ای (فلش) در اطراف جلبک قرمز Lithophyllum هستند(رخساره D2G- تصویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان تیغه‏ای و تخلخل بین بلوری (فلش)، H- نمایش شماتیکی از تشکیل تخلخل میکروسکوپی در بین بلورهای سیمان کلسیت تیغه‏ای (اقتباس ازCantrell & Hagerty 1999) (تصاویر میکروسکوپی در نور پلاریزه هستند).

 

 

 

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی (A، C) به همراه تصاویر کاتدولومینسانس (A، B) از سیمان بلوکی پر کننده فضای خالی دوکفه‏ای. بلورهای سیمان در تصاویر کاتدولومینسانس به رنگهای زرد تا قرمز و قرمز قهوهای دیده میشوند (رخساره D1). E و F- به ترتیب تصاویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان بلوکی دارای مرزهای مشترک سه گانه و تحلخل بین بلوری است.

 

 

سیمان کلسیت دروزی[10]

این سیمان که پر کننده حفرات و شکستگی‏ها است، از بلورهای هم بعد تا طویل، بی‏شکل تا نیمه شکل‏دار کلسیت تشکیل شده است که اندازه آن‏ها از حاشیه به طرف مرکز افزایش می‏یابد (شکل 7: A، C). ترتیب تبلور بلورهای پر کننده حفرات غالباً نشان‏دهنده پیشرفت این فرایند در دو مرحله است (Biernacka et al. 2005). در بررسی‏های کاتدولومینسانس دو نوع سیمان کلسیتی دروزی تشخیص داده شده است. نوع اول بلورها دارای زون‏بندی با رنگ‏های قهوه‏ای تیره تا زرد و نارنجی هستند. این نوع سیمان به صورت حفره پر کن هستند و بر روی سیمان دریایی با لومینسانس تیره تشکیل شده‏اند (شکل 7: A، B). نوع دوم سیمان دروزی درون پوسته‏های فسیلی تشکیل شده است و زون‏بندی بسیار مشخصی دارد. در تصاویر کاتدولومینسانس از حاشیه به طرف مرکز پوسته فسیلی به ترتیب زون‏های زرد روشن، قهوه‏ای تیره و تیره مشاهده شده است (شکل 7: C، D). تغییرات یاد شده می‏تواند نشان‏دهنده تشکیل این سیمان در محیط‏های دیاژنز فریاتیک متئوریکی به سمت محیط دیاژنزی تدفینی کم عمق تا تدفینی عمیق‏تر است. این نوع سیمان در توالی کربناته پالئوسن پسین جنوب تونس، در محیط‏های دیاژنزی متئوریکی تشکیل شده است (et al. 2016 Messadi). رشد بلورهای این سیمان که با افزایش اندازه از حاشیه به سمت مرکز همراه است گاهی با ایجاد تخلخل بین بلوری همراه است (شکل 7:  FوE).

 

 

 

شکل 7- A و B- به ترتیب تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دروزی (فلش‏ها) که پس از سیمان دریایی دارای لومینسانس تیره تشکیل شده است (رخساره D2).منطقه‏بندی سیمان دروزی (فلش) در تصاویر لومینسانس قرمز قهوه‏‏ای تا زرد است و قسمت عمده بلورها دارای زون‏بندی (فلش) هستند. C و D- به ترتیب تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دروزی که به صورت پر کننده دو کفه‏ای بوده است (رخساره D1). در تصاویر کاتدولومینسانس این نوع سیمان دروزی دارای زون‏بندی واضحی از حاشیه به طرف مرکز است. E و -F تصاویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان کلسیت دروزی هستند.ختم شدگی بلورها با دایره خط چین نمایش داده شده است.

 

 

سیمان کلسیت دندان سگی[11]

سیمان کلسیت دندان سگی از بلورهای طویل رمبوهدرال تا اسکالنوهدرال پر کننده حفرات (شکل 8: A) و اطراف دانه‏ها (شکل 6: B) تشکیل شده‏اند. این سیمان در محیط‏های دیاژنزی متئوریکی تا تدفینی کم عمق تشکیل می‏شود (Flugel 2010). در تصاویر کاتدولومینسانس این سیمان به صورت بلورهای تقریباً مثلثی شکل با لومینسانس قهوه‏ای تا قرمز قهوه‏ای در اطراف قطعات جلبکی تشکیل گردیده که در ادامه فضای خالی بین آلوکم‏ها با سیمان بلوکی با لومینسانس زرد روشن پر شده است (شکل 8، C، D). با توجه به این‏که این سیمان در اطراف دانه تشکیل شده و نسبت به سیمان بلوکی دارای لومینسانس روشن در مراحل زودتری نهشته شده است، احتمالاً تشکیل این سیمان در مراحل اولیه ورود به منطقه فریاتیک متئوریکی با شرایط کم احیایی رخ داده است. در مواردی این سیمان فضای درون قطعات فسیلی را پر کرده است (شکل 8، E، F).

 

سیلیسی شدن[12]

سیلیسی شدن کربنات‏ها به صورت جانشینی کربنات‏ها توسط سیلیس یا رسوب‏گذاری سیمان سیلیسی حفره پرکن است که برحسب فابریک به صورت فرعی، انتخاب کننده یا گسترده رخ می‏دهد (Wilson 1966). این فرایند دیاژنزی در بخش قربان به صورت محدود و انتخاب کننده عمل کرده است، به گونه‏ای که تنها فرامینیفرهای بنتیک سیلیسی شده‏اند (شکل 9: A). منشأ سیلیس می‏تواند ناشی انحلال پوسته‏های فسیلی سیلیسی، ورود محلول‏های سیلیسی رودخانه‏ای ناشی از فرسایش محیط قاره‏ای و سیستم‏های ولکانیکی تأمین گردد (Laschet 1984). به نظر می‏رسد محتمل‏ترین منشأ سیلیس در سنگ‏های کربناته سیلیسی شده بخش قربان، محلول‏های غنی از سیلیس حاصل فرسایش محیط‏های قاره‏ای در طی رخنمون یافتن آن‏ها در مرحله ائوژنز باشد. منشأ و مکانیسم مشابهی در طی سیلیسی شدن توالی کربناته سازند روس (ائوسن پیشین) در امارات متحده عربی نیز گزارش شده بود (El-Saiy & Jordan 2007).

 

نئومورفیسم[13]

قسمت عمده آلوکم‏های تشکیل‏دهنده ریف‏های بخش قربان مانند دوکفه‏ای‏ها و مرجان‏های اسکلراکتینین که دارای ترکیب کانی‏شناسی آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم بوده‏اند، حل شده و در ادامه توسط کلسیت کم منیزیم جانشین شده‏اند، با این وجود شکل اولیه این آلوکم‏ها در لایه‏ها حفظ شده است (شکل 9: A، B). نتایج مطالعات پتروگرافی نشان می‏دهد که این آلوکم‏ها بافت اولیه خود را از دست داده و در حال حاضر تنها شبحی از آن‏ها باقی مانده است (شکل9: C، D). این وضعیت به علت انحلال میکروسکوپی و تدریجی ترکیبات ناپایدار آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم و رسوب‏گذاری همزمان کلسیت کم منیزیم روی می‏دهد (Flugel 2010). بر اثر فرایند نئومورفیسم فابریک قسمت بیشتر کورالیت‏های مرجان‏های اسکلراکتینین از بین رفته است، با این وجود در تصاویر کاتدولومینسانس محل کورالیت‏ها به خوبی قابل تشخیص است و فضای بین آن‏ها با سیمان کلسیت اسپاری با لومینسانس روشن پر شده است (شکل 10: A، B). این حالت می‏تواند به دلیل انحلال کورالیت دارای ترکیب کانی‏شناسی اولیه آراگونیتی و نهشته شدن همزمان کلسیت در سیستم دیاژنزی بسته در قسمت‏های فوقانی منطقه دیازنزی فریاتیک متئوریکی باشد. در ادامه فضای موجود بین کورالیت‏ها با سیمان کلسیت اسپاری محیط فریاتیک متئوریکی پر شده است. فرایندهای نئومورفیسم باعث افزایش یا کاهش اندازه بلورها می‏شود (Flugel 2010) که افزایش اندازه بلورها به خوبی در بررسی‏های میکروسکوپ الکترونی مشهود بوده است (شکل 10: C، D). تبلور مجدد سنگ‏های آهکی با تغییر در اندازه، شکل و آرایش بلورها و محو بافت رسوبی اولیه همراه است. تبلور مجدد سنگ آهک میکرایتی بوسیله محتوی رس کنترل می‏شود به گونه‏ای که مقدار رس بیش از 2 درصد از تبلور مجدد سنگ آهک جلوگیری می‏کند (Tucker 2001). در برخی مقاطع میکروسکوپی مورد مطالعه بلورهای کلسیت مرحله نئومورفیسم در ادامه دچار تبلور مجدد شده‏اند. در حالت اخیر این بلورها با لومینسانس روشن قابل شناسایی هستند (شکل 10: E، F) لومینسانس روشن نشان‏دهنده آن است که فرایند تبلور مجدد در منطقه فریاتیک متئوریکی انجام شده است.

 

 

 

شکل 8-A  و B- تصاویر میکروسکوپ الکترونی از سیمان دندان سگی در اطراف دانه‏ها، C،D- به ترتیب تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دندان سگی. در تصاویر کاتدولومینسانس بلورهای سیمان دندان سگی دارای لومینسانس تیره‏تری نسبت به سیمان بلوکی که در مراحل بعدی تشکیل می‏شوند، دارند (رخساره D2).  Eو -F تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از سیمان دندان سگی که درون پوسته فسیلی تشکیل شده است (فلش).

 

 

 

شکل 9- -A سیلیسی‏شدن انتخابی فرامینیفرهای بنتیک در رخسارهB6 (دایره)، B- تصاویر صحرایی از حفظ شدگی ساختمان اولیه دوکفه‏ای و مرجان پس از فرایند دیاژنزی نئومورفیسم، C- انحلال بخش در دیاژنز متئوریکی پوسته دوکفه‏ای بوسیله کلسیت جایگزین شده است. با این حال در قسمت فوقانی ساخت اولیه  تا حدودی حفظ شده است. D- حفظ شدگی ساخت اولیه جلبک قرمز Solenoporacea پس از فرایند نئومورفیسم در رخساره D7  است (فلش‏ها نشان‏دهنده باقی‏مانده ساخت اولیه هستند، نور پلاریزه).

 

 

 

 

شکل 10- A، :B تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از فرایند نئومورفیسم کورالیت‏های مرجان در رخساره D4. دایره نشان‏دهنده بقایای کورالیت مرجان است، C، D: تصاویر میکروسکوپ الکترونی از فرایند نئومورفیسم که با افزایش اندازه بلورها همراه بوده است، E- تصاویر میکروسکوپی از بلورهای کلسیت که در معرض تبلور مجدد قرار گرفته‏اند. ناحیه بین خط چین‏ها تبلور مجدد و تشکیل بلورهای بزرگ‏تر کلسیت را نشان می‏دهد. F- تصاویر کاتدولومینسانس شکلE. بلورهای کلسیت با اندازه‏های کوچک‏تر دارای لومینسانس تیره و بلورهای بزرگ‏تر (ناحیه بین خط چین‏ها) دارای لومینسانس روشن‏تر هستند

 

 

دولومیتی شدن[14]

دولومیت‏ها در بخش قربان از لحاظ اندازه در سه رده دولومیکرایت[15]، دولومیکرواسپارایت[16] و دولواسپارایت[17] تشکیل شده‏اند. دولومیکرایت‏ها که در اندازه‏های کمتر از 16 میکرون تشکیل شده‏اند، اکثراً بی‏شکل و تراکم بالایی دارند. دولومیکرایت‏های بخش قربان عمدتاً فاقد فسیل هستند و شواهد پهنه‏های بالای جزر و مدی مانند تخلخل فنسترال (Flugel 2010 Warren 2006;) را داراست (شکل 11: A) و در مواردی بقایایی از میکرایت دیده می‏شود (شکل 11: B). منشأ منیزیم لازم برای این دولومیت ها از آب درون حفره‏ای تأمین شده است (Warren 2000).

 

 

 

شکل 11- A- دولومیکرایت (مقطع با آلیزارین قرمز رنگ‏آمیزی شده است)، B- دولومیکرایت با تخلخل فنسترال (رخساره A1C-دولومیکرواسپارایت، D- تصویر کاتدولومینسانس از دولومیکرواسپارایت (رخساره B2E- دولومیکرواسپارایت (رخساره B1F- دولومیکرواسپارایت آهن‏دار در رخساره B3 پس از رنگ‏آمیزی با مخلوط فروسیانید پتاسیم و آلیزاراین قرمز به رنگ آبی در آمده است.    

 

 

 دولومیکرواسپارایت‏ها متشکل از بلورهای نیمه شکل‏دار با اندازه‏هایی بین 16 تا 62 میکرون هستند (شکل 11: C). دولومیکرواسپارایت‏ها بر اثر تبلور مجدد دولومیکرایت‏ها یا جانشینی تشکیل می‏شوند (Adabi 2009). به طور کلی اندازه بلورهای دولومیتی که حاصل جانشینی گل‏های کربناته باشند، با افزایش فازهای دولومیت‏زایی، افزایش می‏یاید (Choquette & Hiatt 2008). دولومیکرواسپارایت‏های بخش قربان سازند ساچون دارای لومینسانس قرمز قهوه‏ای تا قرمز روشن هستند (شکل 11: D). با توجه به درشت بلور نبودن و نیز قطع شدن آن‏ها توسط شکستگی‏ها، این دولومیت‏ها احتمالاً در منطقه دیاژنزی تدفینی خیلی عمیق تشکیل نشده‏اند. دولومیت‏های رس‏دار به علت وجود کانی‏های رسی در ترکیب سنگ آهک اولیه، حاوی مقادیر بالای آهن هستند (2012 Ronchi et al.) که احتمالاً علت ایجاد این نوع لومینسانس در عمق تدفین کم است. دولومیکرواسپارایت‏ها عمدتاً در رخساره‏های لاگونی رس‏دار قسمت فوقانی برش‏های تاقدیس قره حضور دارند (شکل 2) به نظر می‏رسد که حضور بالای کانی‏های رسی در ایجاد این دولومیت‏ها بی‏تاثیر نبوده است. تبدیلات کانی‏شناسی رس‏ها در اعماق تدفین باعث سبب آزادسازی کاتیون منیزیم می‏شود که می‏تواند منشایی برای سیالات دولومیت‏ساز است .(Kirmaci & Akdag 2005; Kirmaci 2008)

 

 

شکل 12- A تشکیل دولواسپاریت در مرز بلورهای کلسیت، B- دولواسپارایت که به صورت رگه‏ای تشکیل شده است، C و D به ترتیب تصویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از دولواسپارایت رگه‏ای،  Eو F: دولواسپارایت جانشینی از بین برنده فابریک اولیه در رخساره (D7). دولواسپارایت در رخساره (B6) بیشتر در زمینه دیده شده و پوسته فرامینیفر بنتیک که پس از رنگ‏آمیزی با محلول آلیزارین به رنگ قرمز دیده می‏شود، کمتر تحت تأثیر دولومیتی شدن قرار گرفته است.

 

 

نتایج رنگ‏آمیزی برخی دولومیکرواسپارایت‏ها آهن‏دار بودن آن‏ها را نشان داده است (شکل 11: E، F) دولومیت آهن‏دار در طی گسترش شرایط احیایی در محیط تدفینی تشکیل می‏گردد (Nader et al. 2006).

دولواسپارایت‏های بخش قربان که اندازه‏های بزرگ‏تر از 62 میکرون دارند، به چند شکل دیده شده‏اند. بلورهای دولومیت در مرز بین بلورهای کلسیت (شکل 12: A)، در فضای بین آلوکم‏ها (شکل12: B، C، F،D ) و به صورت جانشینی تخریب کننده فابریک (شکل 12F:) تشکیل شده‏اند. در تصاویر کاتدولومینسانس این بلورها دارای زون‏بندی از لومینسانس نارنجی تا تیره هستند که می‏تواند نشان‏دهنده تشکیل آن‏ها در قسمت‏های عمیق فریاتیک و تدفینی کم‏عمق است.

 نوع دیگر دولواسپارایت‏ها به صورت حفره پرکن تشکیل شده است. این دولومیت نیز دارای زون‏هایی با لومینسانس نارنجی تا تیره است (شکل 13: A و B). ممکن است منیزیم لازم برای تشکیل دولومیت‏های جانشینی از انحلال اجزای اسکلتی با ترکیب کانی‏شناسی کلسیت پرمنیزیم فراهم شده، شود (Kirmaci 2008). حضور دولومیت در تخلخل‏های انحلالی جلبک‏های قرمز قاعده بخش قربان (شکل 12: B) این فرضیه را تقویت می‏نماید. تبدیل کانی‏های رسی و یا تراکم شیل‏ها در حین دیاژنز باعث خروج منیزیم به سمت بالا گردیده و سبب دولومیتی شدن لایه‏های کربناته بالای خود می شوند (Mattes & Mountjoy 1980). احتمالاً فرار آب درون شیل‏ها و مارن‏های سازند گورپی به لایه های فوقانی کربناته در طی تدفین، منیزیم لازم را برای دولومیتی شدن و تشکیل دولواسپارایت‏های جانشین شده در قسمت تحتانی سازند ساچون فراهم نموده است.

آخرین نوع دولواسپارایت که به صورت یک لایه یک متری از بلورهای شکل دار و متخلخل در زمینه میکرایتی و در مرز این سازند با سازند جهرم تشکیل شده است (شکل 11: C) در تصاویر کاتدولومینسانس دولومیت‏های زمینه دارای لومینسانس قهوه‏ای تیره تا قرمز قهوه‏ای و سیمان دولومیتی هم رشدی حاوی لومینسانس نارنجی تا زرد است (شکل 13: D ). در این دولواسپارایت‏ها، شواهد جانشینی در میکرایت در تصاویر میکروسکوپ الکترونی به خوبی مشهود است (شکل 13:  E،F ). این دولومیت ها باعث از بین رفتن بافت اولیه گردیده است. در صورتی که دولومیت تنها حاصل دولومیتی شدن میکرایت است و یا دولومیتی شدن همزمان با انحلال کلسیت است، تخلخلی تشکیل نمی‏شود. اما چنان‏چه انحلال پس از توقف دولومیتی شدن ادامه یابد، دولومیت‏های متخلخل به وجود می‏آیند (Conliffe et al. 2010). در بررسی‏های میکروسکوپ الکترونی بلورهای دولومیت دارای مقداری آثار انحلال در سطوح بلوری هستند (شکل 13: F). دولومیتی شدن و انحلال از محصولات عمده منطقه دیاژنزی اختلاط آب دریا و شیرین است (Warren 2000). با توجه به شواهد فوق می‏توان گفت که این دولومیت‏ها در منطقه اختلاط آب شیرین و دریا تشکیل شده‏اند. ضخامت کم این نوع دولومیت‏ها که از اختصاصات دولومیت‏های منطقه اختلاط است (Warren 2000) می‏تواند دلیل دیگری بر تشکیل آن‏ها در این منطقه است. موارد مشابهی از تشکیل این نوع دولومیت در زون اختلاط آب شیرین و دریا توسط گاس ورث و همکاران Gaswirth et al. 2007)) گزارش شده است. در این زون موانع جنبشی دولومیتی شدن به علت کاهش قدرت یونی آب دریا و کاهش یون سولفات، تقلیل می‏یابد (Warren 2000). در شکل 14 محل و چگونگی تشکیل دولومیت‏های بخش قربان سازند ساچون به نمایش در آمده است. سیمان‏های تبخیری در دولومیت‏های درشت بلور که می‏تواند نشان‏دهنده مدل دولومیتی شدن نشت- برگشت است (Jones & Xiao 2005)، در دولومیت‏های بخش قربان مشاهده نشده است و تنها مدل‏های دولومیتی شدن تدفینی، سبخایی و اختلاط آب‏های متئوریکی و دریایی قابل قبول به نظر می‏رسند.              .

 

 

شکل 13- A و B: تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از دولواسپارایت حفره پر کن، C و D- تصاویر میکروسکوپی و کاتدولومینسانس از دولواسپارایت در مرز سازند ساچون و جهرم، E و F- تصاویر میکروسکوپ الکترونی از دولواسپارایت متخلخل در مرز سازندهای ساچون و جهرم که حاصل جانشینی در زمینه آهکی هستند.

 

 

 

 

شکل 14- نمای شماتیک از محل‏های تشکیل دولومیت‏های بخش قربان در محیط‏های دیاژنزی سبخایی، تدفینی و منطقه اختلاط آب‏های متئوریکی- دریایی. ترکم شیل‏های سازند گورپی در محیط تدفینی با آزادسازی منیزیم و دولومیتی کردن نهشته‏های آهکی قسمت تحتانی توالی بخش قربان همراه بوده است. تبخیر و تغلیظ آب درون حفره‏ی عامل اصلی دولومیتی شدن در محیط سبخایی است. فرمول‏های شیمیایی از وارن ((Warren 2000 اقتباس شده‏اند.

 

انحلال[18]

سنگ‏های کربناته بر اثر عبور سیالات غیر اشباع نسبت به فاز کربناته دچار انحلال می‏شوند (Tucker 2001). در محیط دیاژنزی فریاتیک متئوریکی، آلوکم‏های دارای ترکیبات کانی‏شناسی ناپایدار (کلسیت پر منیزیم و آراگونیت) مانند قطعات دوکفه‏ای، جلبک و مرجان در معرض انحلال قرار گرفته‏اند. انحلال باعث ایجاد تخلخل‏های قالبی و حفره‏ای گردیده است (شکل 15). آثار این فرایند دیاژنزی نیز پس از بالاآمدگی رسوبات مشاهده شده است (شکل 15: C).

 

فشردگی[19]

در محیط دیاژنزی تدفینی بر اثر وزن طبقات فوقانی شکستگی‏هایی در برخی آلوکم‏ها مانند جلبک قرمز و دوکفه‏ای ایجاد شده است (شکل 16: (A.

آثار فشردگی گاهی به صورت شکستگی در بلورهای سیمان مشاهده شده است (شکل 16: B،C). در مراحل پیشرفته فشردگی که از نوع فشردگی شیمیایی (انحلال- فشار) است (Flugel 2010)، استیلولیت در بین قطعات جلبکی تشکیل شده است (شکل 16: D، E).چین‏خوردگی و بالاآمدگی توالی مورد مطالعه با گسترش شکستگی‏هایی همراه بوده (شکل 16F :) که این شکستگی‏ها در حال حاضر با کلسیت اسپاری پر شده‏اند. شکستگی‏هایی یاد شده نسبت به لایه‏بندی به صورت مورب تا نسبتاً عمودی تشکیل شده‏اند.

 

تشکیل رگه کلسیت[20]

در بررسی‏های صحرایی رگه‏های کلسیتی عمدتاً در بخش تحتانی توالی مورد مطالعه و با پهنای کمتر از 10 سانتیمتر گسترش یافته‏اند (شکل 17A :). این رگه‏ها از بلورهای کلسیت بسیار درشت‏بلور تشکیل شده‏اند (شکل 17: B). منشأ سیمان رگه‏های کلسیتی، انحلال ترکیبات ناپایدار مانند پوسته‏های فسیلی است.

 

هماتیتی شدن[21]

در قسمت‏های میانی توالی بخش قربان سازند ساچون حدود 12 متر از آهک‏های دولومیتی شده ضخیم تا متوسط لایه به رنگ قرمز تا قرمز قهوه‏ای دیده شده است (شکل 2) که قسمت بیشتر آلوکم‏های این توالی، آهن‏دار هستند (شکل 17: C، D). آهن رسوبات کم‏عمق می‏تواند بر اثر فرسایش محیط ساحلی اطرف تأمین شده باشد (Reolid et al. 2008). به نظر می‏رسد که آهن‏دار شدن این آلوکم‏ها به علت فرسایش رسوبات رخنمون یافته ساحلی در شرایط اکسیدان رخ داده است. رسوبات مذکور سرانجام به حوضه رسوبی منتقل شده‏اند. در بررسی‏های صحرایی، نودول‏ها و رگچه‏های آهن در توالی لاگونی بخش قربان تشکیل شده‏اند (شکل 17: E، F). پیدایش این نودول‏ها و رگچه‏های آهن به علت رخنمون یافتن رسوبات حاوی آهن در اثر بالاآمدگی است.

 

توالی پاراژنتیکی 

فرایندهای دیاژنزی بخش قربان سازند ساچون را می‏توان به سه مرحله ائوژنز (دریایی و نزدیک به سطح)، مزوژنز (تدفینی عمیق) و تلوژنز (بالا آمدگی) تقسیم‏بندی نمود. (جدول 1). در مرحله ائوژنز و در محیط فریاتیک دریایی، میکرایتی شدن و نهشته شدن سیمان کلسیت تیغه‏ای و خوشه انگوری (بوتروئیدال) آراگونیتی رخ داده است. در محیط وادوز دریایی دولومیکرایت‏ها به صورت جانشینی بسیار اولیه  تشکیل شده‏اند (Warren 2000). در منطقه اختلاط آب جوی و دریایی دولواسپارایت‏های شکل‏دار متخلخل تشکیل شده‏اند. اثرات آب‏های متئوریکی به صورت انحلال، نئومورفیسم، سیلیسی شدن و تشکیل سیمان‏های کلسیتی دندان سگی، بلوکی و دروزی بوده است. در شرایط اکسیدان این محیط، ترکیبات حاصل از فرسایش رسوبات رخنمون یافته دچار فرایند دیاژنزی هماتیتی شدن قرار گرفته­‏ند. در مرحله مزوژنز و در محیط دیاژنزی تدفینی، فشردگی (فیزیکی و شیمیایی)، دولومیکرواسپارایت‏ها، دولواسپارایت‏های جانشینی و حفره پر کن و سیمان دروزی تشکیل شده‏اند. رخنمون یافتن رسوبات بر اثر چین‏خوردگی و قرارگیری مجدد آن‏ها در محیط متئوریکی در طی مرحله تلوژنز با انحلال، شکستگی و تشکیل رگه‏های کلسیتی به همراه هماتیتی شدن رسوبات آهن‏دار همراه بوده است.

 

 

 

شکل 15- A- انحلال قالبی در رخساره  .A1رنگ قرمز به علت وارد کردن تیغه ژیپس است، B- تخلخل حفره‏ای در رخساره B2 (نور پلاریزه)، C- تصویر صحرایی از گسترش انحلال در مرجان (رخسارهD4 D- تصویر میکروسکوپ الکترونی از انحلال

 

 

 

 

شکل 16- فرایند دیاژنزی فشردگی. A- آثار فشردگی فیزیکی به صورت شکستگی‏هایی در قطعات جلبک قرمز (رخساره D8B و C- به ترتیب تصویر میکروسکوپی و میکروسکوپ الکترونی از شکستگی بلورهای کلسیت، D و E- آثار فشردگی شیمیایی به صورت تشکیل استیلولیت، F- تصاویر صحرایی از شکستگی (تصاویر میکروسکوپی در نور پلاریزه هستند).

 

 

شکل17- A- تصاویر صحرایی از رگه کلسیتی به موازات لایه‏بندی و متشکل از بلورهای درشت کلسیت در زمینه آهک توده‏ای، B- کلسیت درشت بلور در رگه‏های کلسیت، C ،D- تصاویر میکروسکوپی از آلوکم‏ها که بر اثر حضور ترکیبات آهن اکسیدی به رنگ قرمز تا قهوه‏ای در آمده‏اند (رخساره B1E، F- تصاویر صحرایی از حضور نودول‏ها و رگچه‏های آهن اکسیدی.

 

جدول 1- توالی پاراژنتیکی بخش قربان سازند ساچون در محل برش نمونه (یال جنوبی تاقدیس قره)

 

 

 

نتیجه 

نتایج مطالعات انجام گرفته بر روی بخش کربناته قربان سازند ساچون (پالئوسن- ائوسن پیشین) در یال جنوبی تاقدیس قره (برش نمونه) واقع در جنوب شرق شیراز نشان می‏دهد که این بخش تحت تأثیر فرایندهای دیاژنزی مختلفی در محیط‏های دریایی، تدفینی (کم عمق تا عمیق) و متئوریکی بوده است. محصولات محیط دیاژنزی فریاتیک دریایی شامل تشکیل پوشش‏های میکرایتی به همراه سیمان‏های آراگونیتی بوتروئیدال (خوشه انگوری) و سیمان کلسیتی فیبری بوده‏اند. این سیمان‏های دریایی دارای لومینسانس تیره هستند. در منطقه وادوز محیط دریایی دولومیکرایت‏ها تشکیل شده‏اند. منطقه دیاژنزی فریاتیک متئوریکی محل انحلال، سیلیسی‏شدن و نئومورفیسم نهشته‏های کربناته بوده است. سیمان‏های این منطقه دیاژنزی کلسیتی بوده و به صورت دروزی، بلوکی و دندان سگی با لومینسانس زرد تا قهوه‏ای تشکیل شده‏اند.

شرایط اکسیدان منطقه وادوز متئوریکی شرایط مناسبی را جهت تشکیل اکسید آهن در شکستگی‏ها و تخلخل‏های قطعات فرسایش یافته نزدیک ساحل فرهم نموده است. در منطقه اختلاط آب‏های متئوریکی و دریایی در مرز سازندهای جهرم و ساچون یک نوع دولواسپارایت شکل‏دار و متخلخل با لومینسانس قهوه‏ای تا قهوه‏ای-تیره و بلورهای دولومیت هم رشدی با لومینسانس نارنجی تا زرد تشکیل گردیده است. سیمان کلسیت دروزی و دولومیکرواسپارایت‏ها با لومینسانس قرمز قهوه‏ای تا قهوه‏ای تیره و دولواسپارایت‏های دارای لومینسانس قرمز قهوه‏ای تا قرمز روشن، فشردگی‏های فیزیکی و شیمیایی (فشار-انحلال) در نتیجه قرارگیری نهشته‏های کربناته بخش قربان در محیط دیاژنزی تدفینی بوده است. محصولات دیاژنزی بالا‏آمدگی توالی مورد مطالعه در طی مرحله تلوژنز، شامل انحلال، شکستگی و تشکیل رگه‏های کلسیت به همراه هماتیتی شدن رسوبات آهن‏دار بوده است.



[1] Shoal

[2] Patch reef

[3] Pyrenean

[4] Micritization

[5] Micritic envelope

[6] - Cementation    2-    3 -

[7] Botryoidal Cement

[8]Bladed calcite cement

[9] Blocky calcite cement

[10] Drusy calcite cement

[11] Dog tooth calcite cement 

[12] Silicification

[13] Neomorphism

[14] Dolomitization      

2 Dolomicrite       

3 Dolomicrosparite            

4 Dolosparite

[18] Dissoution

[19] Compaction

[20] Calcite vein

[21] Hematitization

امیری بختیار، ح.، 1386، لیتواستراتیگرافی و بایواستراتیگرافی سازند تاربور در ناحیه فارس: رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی تهران، 439 ص.

مطیعی، ه.، 1382، زمین‏شناسی ایران، چینه‏شناسی زاگرس: سازمان زمین ‏شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 536 ص.

Adabi, M., 2009, Multistage dolomitization of upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, n.e. Iran: Carbonates and Evaporites, v. 24,  p. 16–32

Aisner, R. E., 2010, Patch-reef and ramp interior facies architecture of the Early Albian Mural Limestone, Southeastern Arizona: M.Sc. thesis, The University of Texas, 161 p.

Arzaghi, S., K. Khosrow-Tehrani, and M. Afghah, 2012, Sedimentology and petrography of Paleocene–Eocene evaporites: the Sachun Formation, Zagros Basin, Iran: Carbonates and Evaporites, v. 27, p. 43–53

Baceta, J. I., V. Pujalte, and G. Bernaola, 2005, Paleocene coralgal reefs of the western Pyrenean basin, northern Spain: new evidence supporting an earliest Paleogene recovery of reefal systems. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 224, p.117–143

Biernacka, J, K. Borysiuk, and P. Raczynski, 2005, Zechstein (Ca1) limestone-marl alternations from the North-Sudetic Basin Poland, depositional or diagenetic rhythms?: Geological Quarterly, v. 49, p. 1–14

Cantrell, D. L., and R. M. Hagerty, 1999, Microporosity in Arab Formation Carbonates, Saudi Arabia: GeoArabia, v. 4, p.129-154

Choquette, P. W., and L. C. Pray, 1970, Geologic nomenclature and classification of porosity in sedimentary carbonates: American Association of Petroleum Geologist Bulletin, v. 54, p. 207–244

Choquette, P. W., and E. E. Hiatt, 2008, Shallow-burial dolomite cement: a major component of many ancient sucrosic dolomites: Sedimentology, v. 55, p.423- 460

Conliffe, J., K. Azmy, S. A. Gleeson., and D. Lavoie, 2010, Fluids associated with hydrothermal dolomitization in St. George Group, western Newfoundland, Canada: Geofluids, v. 10, p. 422-437.

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

-Dunham, R.J., 1962, Classification of carbonate rocks according to their depositional texture, in: W. E. Ham (Ed.), Classification of Carbonate Rocks: Tulsa, OK, American Association of Petroleum Geologists, Memoir.1, p.108-121.

El-Saiy,  A. K., and B. R. Jordan., 2007, Diagenetic aspects of tertiary carbonates west of the Northern Oman Mountains, United Arab Emirates: Journal of Asian Earth Sciences, v. 3, p. 35–43.

Embry, A. F., and J. E. Klovan, 1971, A Late Devonian reef tract on northeastern Banks Island, N.W.T.: Bulletin of Canadian Petroleum Geology, v. 19, p.730-781

Flugel, E., 2010, Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application: Springer Verlag, New York, 996 p

Gaswirth, S. B., D. A., Budd, and G. Lang Farmer, 2007, The role and impact of freshwater–seawater mixing zones in the maturation of regional dolomite bodies within the proto Floridan Aquifer, USA: Sedimentology, v. 54, p. 1065–1091.

Jones, J. D. and Y. Xiao, 2005, Dolomitization, anhydrite cementation, and porosity evolution in a reflux system: Insights from reactive transport models: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 89, p. 577-601

Kirmaci, M. C., 2008, Dolomitization of the late Cretaceous–Paleocene platform carbonates, Gölköy (Ordu), eastern Pontides, NE Turkey: Sedimentary Geology, v. 03, p. 289–306

Kirmaci, M. Z., and K. Akdag, 2005, Origin of dolomite in the Late Cretaceous–Paleocene limestone turbidites, Eastern Pontides, Turkey: Sedimentary Geology, v. 181, p.39-57

Laschet, C., 1984, On the origin of cherts: Facies, v. 10, p. 257-289.

Machel, H. G., 2000, Application of cathodoluminescence to carbonate diagenesis. In M. V. Pagel, B. P. Blanc, and D. Ohnenstetter (Eds.), Cathodoluminescence in Geosciences: Berlin, Springer-Verlag, p. 271–301

Mattes, B. W., and E. W. Mountjoy, 1980, Burial dolomitization of the Upper Devonian Miette Buildup, Jasper National Park, Alberta. In: D. H. Zenger, J. B. Dunham and R. L. Ethington (Eds.), Concepts and Models of Dolomitization: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication no. 28, p. 259-297.

Messadi, A. M., B. Mardassi, J. A. Ouali, and J. Touir, 2016, Sedimentology, diagenesis, clay mineralogy and sequential analysis model of Upper Paleocene evaporite-carbonate ramp succession from Tamerza area (Gafsa Basin: Southern Tunisia): Journal of African Earth Sciences, v. 118, p. 205-230.

Nader, F. H., R. Swennen, and B. Ellam, 2006, Petrographic and geochemical study of Jurassic dolostones from Lebanon: Evidence for superimposed diagenetic events: Journal of Geochemical Exploration, v. 89, p. 288-292

NIOC (National Iranian Oil Company), 1979, Geological Quadrangle map of Iran, No.G-11 (Shiraz), scale 1: 250,000: Exploration and Production Division, Tehran.

Philip J. M., and J. Gari 2005, Late Cretaceous heterozoan carbonates: Palaeoenvironmental setting, relationship with rudist carbonates (Provence, south-east France): Sedimentary Geology, v. 175, p. 315-337

Reolid, M., I. Abad, and J. M. Martín-García, 2008, Palaeoenvironmental implications of ferruginous deposits related to a Middle–Upper Jurassic discontinuity (Prebetic Zone, Betic Cordillera, Southern Spain): Sedimentary Geology, v. 203, p. 1–16.   

Ronchi, P., D. Masetti, S. Tassan, and D. Camocino,  2012, Hydrothermal dolomitization in platform and basin carbonate successions during thrusting: A hydrocarbon reservoir analogue (Mesozoic of Venetian Southern, Alps, Italy): Marine and Petroleum Geology, v. 29 p. 68-89

Shabafrooz, R., A. Mahboubi, R. Moussavi-Harami, and H. Amiri Bakhtiar, 2013, Facies analysis and sequence stratigraphy of the evaporite bearing Sachun Formation at the type locality, South East Zagros Basin, Iran: Carbonates and Evaporites, v. 28, p. 457-574

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

Tucker, M. E., and V. P. Wright, 1990, Carbonate Sedimentology: Blackwell (Oxford), 482 p

Tucker, M. E., 2001, Sedimentary Petrology: Third edition, Blackwell, Oxford, 260 p

Warren, J. K., 2000, Dolomite; occurrence, evolution and economical important association: Earth Science Rewiew, v. 52, p. 1-18

Warren, J. k., 2006, Evaporates: Sediments, Resources and Hydrocarbons: Springer-Verlag Berlin, 1035 p

Wilson, R. G. C., 1966, Silica diagenesis in Upper Jurassic limestones of southern England: Journal of Sedimentary Petrology, v. 36, p. 1036-1049.

Zohdi, A., A. Moallemi, R. Moussavi-Harami, A. Mahboubi, D. K. Richter, A. Geske, A. Nickandish, and A. Immenhauser, 2014, Shallow burial dolomitization of an Eocene carbonate platform, southeast Zagros Basin, Iran: GeoArabia, v.19, p.17-54.