کاربرد داده‎های عنصری در بازسازی شرایط اکسیداسیون - احیای دیرینه سازند قم در برش خانی‎آباد، جنوب خاوری کاشان

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، ایران

2 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، ایران

3 کارشناس ارشد گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، ایران

چکیده

در مطالعۀ حاضر، سازند قم در برش چینه‌شناسی خانی‎آباد واقع در جنوب خاوریکاشان ازنظر داده‎های ژئوشیمیایی بررسی شد. این سازند در برش مطالعه‌شده 70 متر ضخامت دارد و از لایه‌های نازک تا ضخیم و توده‌ای سنگ آهک، سنگ آهک رسی و مارن تشکیل شده است. مطالعه‌های پتروگرافی نشان می‎دهند فرامینیفرها، جلبک قرمز، خارپوستان، بریوزوئر، دوکفه‌ای‌ها، شکم‌پایان، مرجان‌ها و پلوییدها مهم‌ترین اجزای سازند قم هستند که در کمربندهای رخساره‎ای لاگون و پشته سدی ته‌نشست شده‌اند. داده‌های ژئوشیمیایی بیان‌کنندۀ ته‎نشست کربناتۀ سازند قم در محیط عمدتاً نیمه‌بسته تا باز دیاژنتیکی است. همچنین تغییرات منگنز و نسبت وانادیم به کروم و مولیبدن به زیرکن بیان‌کنندۀ ته‌نشست رسوبات کربناتۀ سازند قم عمدتاً در شرایط نیمه‌احیایی هستند. تطابق نسبت وانادیم به کروم، مقادیر منگنز، سدیم و باریم با آلوکم‌های زیستی و کمربندهای رخساره‌ای شناسایی‌شده نشان می‌دهد فراوانی این عناصر در بخش‌های کم‌عمق لاگونی به سمت خشکی، میانه لاگون و بخش‌های لاگونی به سمت پشته سدی متفاوت است. در بخش‌های میانه لاگون که انرژی کمتر است، مقدار باریم و منگنز و نسبت وانادیم به کروم نسبت به سایر بخش‎ها افزایش یافته و بیان‌کنندۀ نیمه‌احیایی‌بودن بیشتر این محیط نسبت به سایر بخش‎ها‌ست. در بخش‌هایی از لاگون که نزدیک پشته سدی قرار دارند، نسبت وانادیم به کروم، منگنز و مقدار عنصر باریم نسبت به سایر بخش‎ها کمتر است و شرایط محیطی اکسیدی تا نیمه‌اکسیدی‌ را نشان می‌دهد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Application of elemental data in reconstruction of paleoredox conditions of the Qom Formation at Khani Abad section, southeast of Kashan

نویسندگان [English]

  • Elham Asadi Mehmandosti 1
  • Jahanbakhsh Daneshian 2
  • Nematallah Margir 3
1 Kharazmi University, Tehran, Iran
2 Kharazmi University, Tehran, Iran
3 Kharazmi University, Tehran, Iran
چکیده [English]

Introduction
The abundances of minor-elements in carbonate rocks depend on the noncarbonate materials, including detrital minerals, accessory authigenic precipitates, noncarbonate skeletal material, organic matter, phases formed during diagenesis and the elements adsorbed upon all of these materials (Graf, 1960; Lian et al. 2008). Mo, V, Cu and Ni abundancey in carbonate rocks depend on CaCO3, organic carbon (Le-Riche, 1959; Snow et al., 2005; Lian et al., 2008). The carbonate materials rich in organic matter should be enriched in Ag, As, Mo, V, Ni, Pb, Cu, Ge, Br and I whereas carbonate rocks and sediments containing manganese oxides have high amounts of Co, Mo and Ba trace elements (Krauskopf, 1955; Madhavaraju et al., 2015).
Due to the economic importance of the Qom Formation as a hydrocarbon reservoir and presence of celectite and chalk deposits, this formation studied mostly on petrology, stratigraphy and paleoenvironment view (e.g. Seyrafian et al. 2007; Mohammadi et al. 2009; Reuter et al. 2009; Safari et al. 2014; Daneshian et al. 2017; Nasiri Ghareh Shiran 2017). However, minor geochemical studies were done on the Qom Formation deposits.
In this research, the Qom Formation was studied by geochemical data in Khani Abad stratigraphic section from southeast of Kashan. The aim was to investigate the trace and major elements to reconstruction of paleoredox conditions and find their relationship with sedimentary environment.
 
Material and Methods
 
To determine sedimentary characteristic of the Qom Formation, 70 thin sections have been studied. Thin sections were stained with potassium ferricyanide and alizarin-red S solution (Dickson, 1965). The petrographic classification for carbonates is based on the Dunham limestone classification (1962) and Embry and Klovan (1971). Wilson (1975) and Flügel (2010) facies belts and sedimentary models were also used.
After petrographic studies, twenty powdered micrite samples were analyzed by inductively coupled plasma atomic emission spectroscopy (ICP-AES) by 4-Acid Digestion method for trace, major and rare earth element contents at the Met-Solve Analytical Services Inc., BC, Canada.
 
Discussion of Results & Conclusions
The Qom Formation has 70 m thickness in Khani Abad stratigraphic section and consists of thin to thick bedded and massive limestone, argillaceous limestone and marl. This formation stay among non-marine rocks of lower and upper Red Formations. The petrographic study shows that the main grains in Qom Formation are foraminifers, red algae, echinoderm, bryozoan, pelecypods, gastropods, corals and peloids that have precipitated in lagoon and shoal facies belts.
Geochemical data indicates that amounts of Al, Ti, Th and Zr are low in studied samples and might show the low terrigenous input during the precipitation of the Qom Formation carbonates. The amount As in selected samples are lower than 5 ppm. In two samples with argillaceous limestone and marl, the As content are increased in compare to others. There are a positive correlation between Sr contents with bivalve frequency and Na contents with foraminifera frequency as skeletal allochems in stratigraphic section.
Sr/Ca versus Man and Mg show that the carbonate deposits of the Qom Formation are situated in mostly semi-closed to open diagenetic system. Also, variations in amounts of Mn, V/Cr, V/(V+Ni) and Mo/Zr ratios in studied carbonate rocks are indicative of mainly dysoxic conditions of precipitation in Qom Formation carbonates. Correlation of V/Cr ratio and amounts of Mn, Na and Ba versus skeletal allochems and facies belts shows that the frequency of these elements are different in depth of lagoon toward the land and shoal and in mid parts of lagoon. In middle parts of the lagoon with low level of energy, amounts of Ba, Mn and V/Cr are higher than other parts which indicates more dysoxic condition in comparison to other parts. In lagoonal parts toward the shoal, the V/Cr, Mn and Ba amounts are lower comparing to other parts that indicates oxic to dysoxic conditions.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Qom Formation
  • Trace Elements
  • paleoredox condition
  • Central Iran

مقدمه

میزان عناصر فرعی موجود در سنگ‌های کربناته تابعی از مقدار آنها در فاز جامد کانی‌های کربناته، نوع و میزان آنها در کانی‎های تخریبی موجود در سنگ کربناته به‌عنوان دانه‎های فرعی، کانی‌های اتوژن ته‌نشست‌یافته، مواد اسکلتی غیرکربناته، مواد آلی موجود، فازهای تشکیل‌شده طی دیاژنز و عناصر جذب‌شده در تمام موارد یادشده است (Lian et al. 2008)؛ این عناصر با سازوکارهای مختلف و در زمان‌های متفاوتی در سنگ کربناته توزیع می‌شوند (Li and Schoonmaker 2003). مطالعه‌ها نشان می‌دهند میزان عناصر مولیبدن (Mo)، وانادیوم (V)، مس (Cu) و نیکل (Ni) به میزان کربنات کلسیم (CaCO3) و مواد آلی موجود در سنگ بستگی دارد (Le-Riche (1959; Snow et al. 2005; Lian et al. 2008. ساختار بلوری رومبوهدرال و اورتورومبیک کربنات‌ها باعث جایگیری کاتیون‌های دارای اندازۀ محدود می‌شود؛ برخی کاتیون‌های بزرگ مانند باریم (Ba)، استرانسیم (Sr) و سرب (Pb) در آراگونیت‌ها زیاد هستند، اما مقدار آنها طی تبدیل آراگونیت به کلسیت کم می‌شود (Graf 1960).

مواد کربناتۀ غنی از مواد آلی دارای مقادیر زیادی از نقره (Ag)، آرسنیک (As)، مولیبدن (Mo)، وانادیوم (V)، نیکل (Ni)، سرب (Pb)، مس (Cu)، ژرمانیوم (Ge)، برم (Br) و ید (I) هستند؛ درحالی‌که سنگ‌ها و رسوبات کربناتۀ حاوی اکسیدهای منگنز غنی از کبالت (Co)، مولیبدن (Mo) و باریم (Ba) هستند (Madhavaraju et al. 2015)؛ یون روی (Zn2+) به علت داشتن شعاع یونی مشابه با یون منیزیم (Mg2+) عمدتاً در دولومیت و مگنتیت‌ها دیده می‌شود (Dawson and Hinton 2003).

باتوجه‌به اهمیت اقتصادی سازند قم که سنگ مخزن مواد هیدروکربنی است و حضور نهشته‎های سلستیت و گچ (Aghanabati 2007)، پژوهشگران بسیاری ازجمله Seyrafian et al. 2007، Mohammadi et al. 2009، Reuter et al. 2009، Safari et al. 2014، Daneshian et al. 2017 و Nasiri Ghareh Shiran 2017 آن را ازنظر ویژگی‌های سنگ‌شناسی، چینه‌شناسی و بوم‌شناسی دیرینه مطالعه کرده‌اند؛ باوجوداین، مطالعه‌های محدودی ازنظر ژئوشیمی روی این سازند انجام شده‌اند (Fayazi and Amraei 2008; Inanlo et al. 2013). در مقالۀ حاضر، برشی سطحی از سازند قم در ناحیۀ خانی‌آباد واقع در جنوب خاوری کاشان انتخاب و عناصر اصلی و فرعی موجود در آن و بازسازی شرایط اکسیداسیون - احیای دیرینه و ارتباط آنها با محیط رسوبی بررسی شدند.

 

زمین‌‌شناسی عمومی و توصیف چینهشناسی برش مطالعه‌شده

برش مطالعه‌شده بر اساس تقسیم‎بندی اشتوکلین (Stocklin 1968) در زون ایران مرکزی واقع است؛ زون یادشده یکی از واحدهای اصلی و عمده‌ای است که به شکل مثلث در مرکز ایران قرار دارد. رشته‌کوههای البرز ضلع شمالی مثلث هستند که از شرق تا غرب کشور امتداد دارند. کوه‌های زاگرس با امتداد شمال‌غربی - جنوب‌شرقی ضلع شرقی مثلث هستند (Lasemi 2001). بربریان و کینگ (Berberian and King 1981) علت به وجود آمدن حوضۀ قم را فرورانش پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر لبۀ فعال جنوب‌غربی ایران مرکزی می‌دانند. این فرورانش سبب تشکیل حوضۀ پیش‌کمانی در ایران مرکزی شده است که رسوبات دریایی سازند قم در آن نهشته شده‌اند. امامی (Emami 1992) در شرح نقشۀ چهارگوش قم، علت به وجود آمدن حوضۀ قم را کافت درون‌قاره‌‌ای می‌داند که به دنبال آن، سیستم هورست و گرابن در منطقه حاکم شده است. ریوتر و همکاران (Reuter et al. 2009) معتقدند واحدهای تکتونیکی ایران مرکزی از فرورانش و برخورد صفحۀ آفریقایی - عربی به صفحۀ ایرانی ناشی شده‌اند که طی زمان مزوزوییک شروع شده است؛ این برخورد باعث بسته‌شدن راه دریایی تیتان (Teythan Seaway) در زمان میوسن و تشکیل حوضۀ جلوی کمان (حوضۀ اسفنجان - سیرجان) و حوضۀ پشت کمان (حوضۀ قم) در صفحۀ ایرانی شده است. کمان‎های آتشفشانی این حوضه‎ها را از یکدیگر جدا می‎کنند (Stocklin and Setudehina 1991). طی زمان الیگوسن و میوسن آغازین، رسوب‌گذاری سازند قم در این صفحه انجام شده است.

سازند قم در برش مطالعه‌شده در حوضۀ پشت‌کمانی قم و جنوب خاوری کاشان قرار دارد (شکل 1). نهشته‌های سازند قم در برش خانی‌آباد 70 متر ضخامت دارند و با ناپیوستگی هم‌شیب توسط مارن‌های قرمزرنگ سازند قرمز بالایی پوشیده شده‌اند (شکل 2 الف). این سازند با ناپیوستگی هم‌شیب روی سازند قرمز زیرین قرار دارد (شکل 2 ب). باتوجه‌به حضور فرامینیفر Borelis meo curdica در طول ستون چینه‌شناسی، سن سازند قم در برش مطالعه‌شده بوردیگالین در نظر گرفته شده است. توالی سنگ - چینه‌ای سازند قم در برش خانی‌آباد عمدتاً از لایه‌های نازک، متوسط (شکل 2 ج)، ضخیم و توده‌ای سنگ آهک، سنگ آهک رسی و مارن تشکیل شده است که در برخی بخش‌ها حاوی خرده‎های اسکلتی نظیر دوکفه‌ای و مرجان است (شکل 2 د).

 

 

شکل 1- الف. راه‌هاى دسترسى به برش مطالعه‌شده (اقتباس از اطلس 1:1000000 راه‌هاى ایران با اندکى تغییر)، ب. نقشۀ زمین‌شناسی محدودۀ مطالعه‌شده (اقتباس با تغییراتی از نقشۀ 1:100000 کوه لطیف (Hushmandzadeh and Navabi 1999)

 


روش مطالعه

پس از چندین بازدید صحرایی و انتخاب بهترین برش در پژوهش حاضر، نمونه‎برداری از سنگ‎های سازند قم با فاصله‌های کمتر از 1 متر انجام شد. در مجموع، 98 نمونه شامل 36 نمونۀ نرم و 62 نمونۀ سخت برداشت شدند. سپس، مقطع نازک میکروسکوپی از 70 نمونۀ سازند قم تهیه شد. برای تشخیص کانی کلسیت از دولومیت، نمونه‌ها با محلول آلیزارین قرمز به روش دیکسون (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی شدند. برای نام‌گذاری کربنات‌ها از روش دانهام (Dunham 1962) و امبری و کلوان (Embry and Klovan 1971) و برای تعیین ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی از الگو‌های ویلسون (Wilson 1975) و فلوگل (Flügel 2010) استفاده شد. پس از تکمیل مطالعه‌ها، 20 نمونه برای انجام مطالعه‌های ژئوشیمیایی انتخاب و با متۀ دندانپزشکی پودر شدند.
25/0 گرم از پودر نمونه‌ها برای تعیین عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی با دستگاه ICP-AES به شرکت
MET-SOLVE کشور کانادا ارسال شد. از روش چهار اسید برای حل‌کردن پودر سنگ و آماده‌سازی نمونه‌ها استفاده شد و اسیدهای استفاده‌شده شامل مجموع هیدروکلریک‌اسید، نیتریک‌اسید، پرکلروریک‌اسید و هیدروفلوریک‌اسید بودند. دقت دستگاه برای عناصر تعیین‌شده در جدول (1) نشان داده شده است.

 

جدول 1- دقت داده‌های ژئوشیمی نمونههای مطالعه‌شده در سازند قم. دقت دادهها بر اساس ppm و در غیر این صورت، ذکر شده است.

عنصر

دقت

عنصر

دقت

Al

0.01%

Mo

1

As

5

Na

0.01%

Ba

10

Ni

1

Ca

0.01%

Sr

1

Cr

1

Th

8

Fe

0.01%

V

1

Mg

0.01%

Zn

2

Mn

5

Zr

5

 

شکل 2- تصاویر صحرایی سازند قم در برش خانی‌آباد. الف. نمایی کلی از سازند قم و مرز آن با سازند قرمز بالایی، دید به سمت غرب، ب. مرز سازند قم با سازند قرمز زیرین، دید به سمت غرب، ج. سنگ آهک ضخیم‌لایه، دید به سمت شمال، د. سنگ آهک حاوی مرجان، دید به سمت شمال

 

پتروگرافی و بررسی شرایط محیطی

اغلـب فسیل‎های شناسایی‌شده در سـازند قم شامل فرامینیفرها، جلبک قرمز، خارپوستان، بریوزوئر، دوکفه‌ای‌ها، شکم‌پایان و مرجان‌ها هستند (شکل 3) که فراوانی مهم‌ترین آنها در مجاورت ستون چینه‌شناسی در شکل (4) نشان داده شده است‎. پلوییدها دانه‎های غیراسکلتی مشاهده‌شده در سازند قم هستند (شکل 3). مطالعه‌های رسوب‎شناسی نشان می‎دهند سازند قم در برش مطالعه‌شده از 9 ریزرخساره مربوط به دو کمربند رخساره‎ای لاگون (A1 تا A7) و پشته سدی (B1 و B2) و یک پتروفاسیس مارنی تشکیل شده است (شکل 4).

ریزرخساره‌های محیط لاگون شامل 7 ریزرخساره هستند:

1- پکستون - گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی (A1) که اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آن روزن‌‎داران با دیوارۀ پورسلانوز (۱۰ تا ۱۵ درصد)، گاستروپود، دوکفه‌ای و خرده‌های مرجان (۱۰ درصد) هستند. جلبک قرمز و خارخارپوست (کمتر از ۵ درصد) اجزای فرعی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند که در زمینۀ سیمانی و در برخی بخش‎ها، گلی قرار دارند. 2- وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی (A2) که از بریوزوئر، شکم‌پایان، خارخارپوست، دوکفه‌ای، استراکد و روزن‌دارن با دیوارۀ پورسلانوز (کمتر از 15 درصد) در زمینۀ میکرایتی تشکیل شده است. 3- پکستون - وکستون دارای روزن‌داران بنتیک (A3) که اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آن روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز (20 تا 25 درصد) و اجزای فرعی آن خرده‌های دوکفه‌ای از نوع استرا، استراکد و جلبک قرمز (کمتر از 5 درصد) هستند. آلوکم‌ها اکثراً شناور در زمینۀ میکرایتی قرار دارند. 4- پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و بریوزوئر (A4) که از خرده‌های بریوزوئر (۱۰ تا ۱۵ درصد) و دوکفه‌ای‌ها (۱۰ درصد) در زمینۀ میکرایتی تشکیل شده است. شکم‌پایان، روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز، خارخارپوست و استراکد از دیگر عناصر این ریزرخساره با فراوانی 5 تا 10 درصد هستند. 5- پکستون حاوی دوکفه‌ای (A5) که شامل پکستونی حاوی دوکفه‌ای‌های کشیده و قطعه‌های خردشدۀ آنها (بیش از 40 درصد)، بریوزوئر، روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز، شکم‌پایان و خارخارپوست (کمتر از 10 درصد) است.
6- پکستون حاوی خرده‎های اسکلتی (A6) که شامل خرده‌های صدف‌های دوکفه‌ای از نوع استرا (۱۰تا ۲۰ درصد)، جلبک‌های قرمز (۵ درصد)، بریوزوئر توده‌ای (۱۰ تا ۱۵ درصد)، شکم‌پایان، روزن‌داران با دیوارۀ هیالین و پورسلانوز و خرده‌های مرجان (کمتر از ۵ درصد) است. 7- وکستون - پکستون حاوی جلبک قرمز و روزن‌داران بنتیک (A7) که از جلبک‌های قرمز (۲۰ تا ۲۵ درصد)، روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز (۵ تا ۱۰ درصد) در کنار خرده‌های اسکلتی نظیر خرده‌های خارپوست و مرجان (کمتر از ۵ درصد) در زمینۀ میکرایتی تشکیل شده است.

با‌توجه‌به تنوع و فراوانی زیاد فرامینیفر با پوستۀ پورسلانوز در مقایسه با فرامینیفرهای با پوستۀ هیالین و پلاژیک و همچنین نبود فونای دریای باز و وجود فونای کم‌عمق در ریزرخساره‎های شناسایی‌شده، نتیجه گرفته می‌شود محیط مطالعه‌شده در این ریزرخساره‎ها در حاکمیت یک لاگون نیمه‌محصور بوده است.

ریزرخساره‌های محیط پشته سدی شامل 1- باندستون مرجانی (B1) و 2- گرینستون حاوی جلبک قرمز و خرده‌های اسکلتی (B2، نظیر جلبک‌های قرمز، دوکفه‌ای، بریوزوئر، روزن‌داران با دیوارۀ بدون منفذ و منفذدار، خرده‌های خارپوست، خارخارپوست، خرده‌های مرجان و گاستروپود در زمینۀ سیمانی) هستند. باتوجه‌به مقدار زیاد مرجان (در مشاهده‌های صحرایی به شکل کومه‌ای است)، جلبک قرمز، کاهش گل کربناته و شکستگی آلوکم‌ها نتیجه گرفته می‌شود ریزرخساره‌های تشکیل‌دهندۀ این محیط اغلب در محیط پرانرژی تشکیل شده‎اند.

در زمینۀ پتروفاسیس مارنی گفتنی است که بخش پایینی سازند قم در برش خانی‌آباد با مارن‌های سبزرنگی مشخص می‎شود که روی سازند قرمز پایینی قرار گرفته‌اند و سازند قرمز پایینی از مارن‌های قرمزرنگ فاقد فسیل تشکیل شده است. به دلیل حضور فرامینیفرهای بنتونیک و تناوب آنها با رخساره‌های لاگونی در نمونه‎های مارنی سازند قم که در بخش ابتدایی و انتهایی برش مدنظر دیده می‌شوند، محیط تشکیل مارن‎ها محیطی با گردش محدود آب (لاگون‌های محصورشده( در نظر گرفته می‌شود؛ باوجوداین، تعیین محیط دقیق مارن‎ها به مطالعه‌های دقیق فسیل‌شناسی نیاز دارد.

 

 

شکل 3- تصاویر میکروسکوپی اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ سازند قم در برش مطالعه‌شده. الف. پلوئید مشاهده‌شده در سازند قم در رخسارۀ پکستون - وکستون، ب. برش عرضی و برش طولی بریوزوئرهای پنجره‌ای‌شکل که در زمینه‌ای از گل کربناته قرار دارند، پ. جلبک‌ قرمز در رخسارۀ وکستون، ت. برش طولی شکم‌پا، ث. مرجان‌ در رخسارۀ باندستونی، ج. خرده‌های خارپوست در رخسارۀ پکستون - وکستون.
چ. خرده‌های دوکفه‌ای از نوع استرا (
Ostrea)، ح. پکستون حاوی دوکفه‎‌ای رشته‌ای، خ. روزندار با دیوارۀ هیالین که در رخسارۀ گرینستونی قرار دارد، د. روزن‌داران با دیواره پرسلانوز که در زمینۀ میکرایتی شناورند

 


نتایجداده‎های ژئوشیمیایی

نتایج تجزیه‌وتحلیل ژئوشیمیایی در جدول (2) دیده می‌شوند. در بیشتر نمونه‌های بررسی‌شده، مقدار نسبت منگنز به استرانسیم (Mn/Sr) بسیار کم و کمتر از 3 است که درجۀ حفظ‌شدگی زیاد ویژگی‌های ژئوشیمی اولیۀ کربنات‌های مطالعه‌شده را نشان می‌دهد (Veizer and Hoefs 1976; Hua et al. 2013).

بررسی میزان آرسنیک در نمونه‌های انتخابی سازند قم نشان می‌دهد میزان این عنصر در بیشتر نمونه‌ها 5 و یا کمتر از 5 پی‌پی‌ام است. در سازند قم، مقدار استرانسیم بین 299 تا 3490 پی‌پی‌ام (به‌طور متوسط 714 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. بررسی میزان باریم در نمونه‌های سازند مطالعه‌شده نشان می‌دهد میزان این عنصر به‌طور متوسط 28 پی‌پی‌ام است. بیشترین میزان عنصر باریم در سازند قم، 81 پی‌پی‌ام است و این نمونه، بیشترین میزان استرانسیم را در نمونه‎های بررسی‌شده دارد. میزان سدیم در نهشته‎های کربناتۀ سازند قم بین300 تا 1800 پی‌پی‌ام (به‌طور میانگین 745 پی‌پی‌ام) و مقدار منگنز بین 229 تا 1034 پی‌پی‌ام (به‌طور میانگین 382 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. مقدار زیرکن در برش مطالعه‌شده به‌طور متوسط 3/8 پی‌پی‌ام و تمرکز توریم در تمام نمونه‌های بررسی‌شده کمتر از 8 پی‌پی‌ام است. مقادیر آهن در سازند قم بین12600 تا 2200 پی‌پی‌ام (به‌طور میانگین 5510 پی‌پی‌ام) در نوسان است. مقدار آلومینیوم بین 21/0 تا 25/1 درصد و مقدار تیتانیوم به‌طور متوسط 03/0 پی‌پی‌ام است.

 

 

شکل 4- ریزرخساره‌ها و فراوانی اجزای اسکلتی سازند قم در برش مطالعه‌شده

جدول 2- تغییرات عناصر اصلی و فرعی در نمونههای مطالعه‌شدۀ سازند قم

Sample

Al

As

Ba

Ca

Cr

Ti

Fe

Mg

Mn

Mo

Ni

 

%

ppm

ppm

%

ppm

ppm

%

%

ppm

ppm

ppm

1

0.99

11

19

33.12

16

0.05

0.8

0.61

945

<1

14

2

0.73

19

48

34.29

11

0.04

0.82

0.53

1034

<1

71

3

1.07

<5

26

32.96

6

0.03

0.57

0.74

564

<1

69

4

1.25

<5

18

31.97

14

0.06

1.26

1.15

294

<1

22

5

0.69

<5

12

34.9

7

0.03

0.5

0.65

304

<1

18

6

0.67

<5

13

35.04

10

0.03

0.47

0.68

290

<1

37

7

0.55

<5

10

35.02

7

0.02

0.43

0.55

296

<1

8

8

0.72

<5

12

33.95

7

0.03

0.55

0.65

284

<1

48

9

0.39

<5

12

35.73

4

0.02

0.38

0.52

279

<1

53

10

0.55

<5

75

34.9

6

0.03

0.49

0.64

364

<1

9

11

0.44

13

50

35.35

5

0.02

0.52

0.43

244

<1

15

12

0.56

<5

10

35.11

8

0.03

0.41

0.5

219

<1

27

13

0.57

<5

22

35.58

5

0.03

0.44

0.62

225

<1

58

14

0.21

<5

<10

36.94

3

0.01

0.22

0.35

305

<1

28

15

0.4

<5

10

36.29

25

0.02

0.38

0.43

424

<1

39

16

0.9

<5

11

34.67

7

0.04

0.64

0.78

319

<1

109

17

0.44

<5

81

34.91

6

0.02

0.6

0.49

268

<1

51

18

0.36

<5

38

36.78

4

0.02

0.45

0.61

311

1

57

19

0.65

6

54

35.13

7

0.03

0.75

0.53

245

1

37

20

0.4

5

12

36.15

6

0.02

0.34

0.42

425

<1

11

ادامۀ جدول 2

Sample

Na

Sr

Th

V

Zn

Zr

Mn/Sr

Sr/Na

V/Cr

Al/Ti

Mo/Zr

 

%

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

1

0.12

322

<8

35

92

13

2.9

0.27

2.19

0.002

0.08

2

0.08

316

<8

42

48

10

3.3

0.40

3.82

0.002

0.10

3

0.18

482

<8

16

24

7

1.2

0.27

2.67

0.004

0.14

4

0.09

429

<8

25

23

21

0.7

0.48

1.79

0.002

0.05

5

0.08

369

<8

12

11

9

0.8

0.46

1.71

0.002

0.11

6

0.09

323

<8

15

10

9

0.9

0.36

1.50

0.002

0.11

7

0.05

375

<8

11

9

7

0.8

0.75

1.57

0.003

0.14

8

0.05

339

<8

13

11

11

0.8

0.68

1.86

0.002

0.09

9

0.04

337

<8

11

8

6

0.8

0.84

2.75

0.002

0.17

10

0.08

373

<8

12

8

8

1.0

0.47

2.00

0.002

0.13

11

0.06

1223

<8

11

28

5

0.2

2.04

2.20

0.002

0.20

12

0.09

366

<8

16

16

7

0.6

0.41

2.00

0.002

0.14

13

0.08

769

<8

11

8

8

0.3

0.96

2.20

0.002

0.13

14

0.03

571

<8

9

3

<5

0.5

1.90

3.00

0.002

0.20

15

0.03

299

<8

19

12

6

1.4

1.00

0.76

0.002

0.17

16

0.12

842

<8

21

10

10

0.4

0.70

3.00

0.002

0.10

17

0.04

3490

<8

12

8

6

0.1

8.73

2.00

0.002

0.17

18

0.05

757

<8

10

7

6

0.4

1.51

2.50

0.002

0.17

19

0.08

1688

<8

20

9

8

0.1

2.11

2.86

0.002

0.13

20

0.05

615

<8

18

10

6

0.7

1.23

3.00

0.002

0.17

 

 

بحث و بررسی

عناصر اصلی و فرعی

مقدار آرسنیک در سنگ‌های کربناتۀ خالص معمولاً کمتر از مقدار متوسط جهانی آن در سنگ‌های کربناته یعنی 6/2 پی‌پی‌ام است (Baur and Onishi 1969). مقدار زیاد آرسنیک با فراوانی کانی‌های غیرکربناته نظیر کانی‎های تخریبی، فسفات‌ها، مواد آلی یا مواد دیاژنتیکی نظیر پیریت ارتباط دارد (Price and Pichler (2006؛ مقدار این عنصر در نمونه‌های شیلی حدود 6/10 پی‌پی‌ام است (Li 2000). بررسی میزان آرسنیک در نمونه‌های انتخابی سازند قم (شکل 5) نشان می‌دهد میزان این عنصر در بیشتر نمونه‌های آهکی کمتر از 5 پی‌پی‌ام است. بیشتربودن میزان آرسنیک در برخی نمونه‌ها ممکن است به علت ترکیب کانی‌شناسی آهک رسی و مارنی (نمونه‌های شمارۀ 1 و 2 جدول 2) و حضور اکسیدهای آهن در نمونه‌های مطالعه‌شده باشد.

بر اساس گفتۀ هیوآ و همکاران (Hua et al. 2013)، اگر مقدار عنصر زیرکن بین 20 تا 30 پی‌پی‌ام باشد ورود زیاد مواد آواری را نشان می‌دهد و اگر کمتر از 16 پی پی‌ام باشد نشان‌دهندۀ مقدار کم ورود مواد آواری از قاره‌هاست. مقدار زیرکن در برش مطالعه‌شده به‌طور متوسط 3/8 پی‌پی‌ام و نشان‌دهندۀ ورود کم مواد آواری به حوضۀ رسوب‌گذاری است (شکل 5). تمرکز زیاد توریم در سنگ‌های کربناته نشان‌دهندۀ ورود زیاد مواد آواری به داخل حوضه است (Graf 1960). در تمام نمونه‌های مطالعه‌شده، تمرکز توریم کمتر از 8 پی‌پی‌ام و مقدار نسبت آلومینیوم به تیتانیوم (Al/Ti) بسیار کم است؛ بنابراین میزان کم عناصر آلومینیوم، تیتانیوم، توریم و زیرکن بیان‌کنندۀ ورود کم مواد تخریبی به داخل حوضه در زمان رسوب‌گذاری نهشته‎های کربناتۀ سازند قم است (جدول 1).

بین میزان استرانسیم و نوع سنگ (ریزرخساره یا سنگ‌شناسی) با محیط‌های ته‌نشست (محیط‌های دریایی کم‌عمق در برابر عمیق) ارتباط وجود دارد (Flügel 2010). مقدار استرانسیم در سازند قم بین 299 تا 3490 پی‌پی‌ام (به‌طور متوسط 714 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند اما در مجموع، مقادیر استرانسیم در این نمونه‌ها کمتر از معادل‌های کربناتۀ عهد حاضر آنهاست (8000 تا 10000 پی‌پی‌ام، Milliman 1974 ). این امر به دو علت نسبت داده می‌شود: 1. ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سازند قم آراگونیتی بوده و دیاژنز جوی باعث کاهش استرانسیم در نمونه‎ها شده است؛ 2. ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سازند قم در برش مطالعه‌شده کلسیتی بوده و ضریب توزیع کم استرانسیم در کربنات‌های مطالعه‌شده را باعث شده است. برخی پژوهشگران معتقدند نسبت استرانسیم به سدیم (Sr/Na) در سنگ آهک‌های آراگونیتی زیاد (حدود 3 تا 5) و در سنگ آهک‌های کلسیتی کم (کمتر از 1) است (Rao 1991; Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Adabi et al. (2010؛ بررسی داده‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهد نسبت Sr/Na در بیشتر نمونه‌های مطالعه‌شده کم است (جدول 1). با‌توجه‌به حضور کم سیمان‌های جوی و تشکیل بیشتر نمونه‌ها در محیط نیمه‌بستۀ لاگونی، احتمالاً ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سازند قم در برش مطالعه‌شده کلسیتی بوده است، هرچند تجزیه‌وتحلیل‌های ایزوتوپی برای نتیجه‌گیری دقیق نیاز هستند. میزان استرانسیم در نمونه‎های واقع در بخش‎های بالایی سازند کربناتۀ قم در برش مطالعه‌شده (نمونه‌های شمارۀ 72 تا 76) نسبت به سایر بخش‌ها افزایش (1694 پی‌پی‌ام) یافته است که این امر به افزایش میزان دوکفه‎ای‌ها با ترکیب کانی‎شناسی اولیۀ آراگونیت در مقاطع نسبت داده می‌شود (شکل 5).

میزان سدیم در نهشته‎های کربناتۀ سازند قم بین300 تا 1800 پی‌پی‌ام (به‌طور میانگین 745 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. در بخش‌های ابتدایی برش که عمدتاً لاگونی و کم‌انرژی هستند، این مقدار به بیشترین میزان خود (1800 پی‌پی‌ام) می‌رسد و در نزدیکی پشته سدی که محیط حالت اکسیدان دارد و بیشتر از آب‌های جوی متأثر است به کمترین میزان خود (300 پی‌پی‌ام) می‌رسد. رابطۀ مثبتی بین روزن‌دارن با دیوارۀ پورسلانوز و مقدار سدیم در نمونه‎های کربناتۀ مطالعه‌شده مشاهده می‎شود که شوری زیاد این نواحی را نشان می‌دهد (شکل 4). در بخش‎های میانی لاگون که مقدار روزن‌دارن با دیوارۀ پورسلانوز افزایش می‎یابد (25 درصد) میزان منگنز زیاد می‌شود (به‌طور متوسط 1000پی‌پی‌ام) و در بخش‎های کم‌عمق و پرانرژی محیط رسوبی که محیط حالت اکسیدان دارد و مقدار روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز کم است
(5 درصد) مقدار این عنصر کاهش می‌یابد (به‌طور متوسط 300 پی‌پی‌ام). به‌طور‌کلی تشکیل اغلب ریزرخساره‌ها در محیط لاگونی بسته باعث افزایش مقدار منگنز در این برش شده است (شکل 5).

نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca)

برخی پژوهشگران معتقدند ارتباط مثبتی بین نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca) و دمای سطحی آب(Sea surface temperature) با سرعت رشد بلوری (Crystal grow rate) وجود دارد (Mitsuguchi et al. 2001; Carre et al. 2006). بر اساس نمودار Sr/Ca بر حسب Mn، روند دیاژنز در سیستم‌های باز و بسته تعیین می‌شود. برند و ویزر (Brand and (Veizer 1980 محدوده‌هایی برای روندهای دیاژنتیکی آراگونیت، کلسیت پرمنیزیم و کلسیت کم‌منیزیم در این نمودار مشخص کردند. زیادبودن تبادل آب به سنگ (water-rock (interaction در سیستم دیاژنتیکی باز باعث کاهش نسبت استرانسیم به کلسیم و افزایش مقدار منگنز می‌شود؛ درحالی‌که کم‌بودن این تبادلات در سیستم دیاژنتیکی بسته و نیمه‌بسته باعث می‌شود مقادیر Sr/Ca تغییرات محسوسی در فازهای دیاژنزی نسبت به ترکیبات اولیه نداشته باشند. به‌طورکلی، کاهش منگنز در کلسیت دیاژنتیکی نشان‌دهندۀ بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی است.

طبق نمودار استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca) بر حسب منگنز (Brand and Veizer 1980)، نمونه‌های کربناتۀ سازند قم بین سیستم دیاژنزی باز و سیستم دیاژنزی نیمه‌بسته قرار گرفته‌اند (شکل 6 الف). نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca) در برابر منیزیم (شکل 6 ب) نیز بیان‌کنندۀ محیط دیاژنتیکی نسبتاً بسته تا باز برای نهشته‌های کربناتۀ سازند قم در برش مطالعه‌شده است (Bates and Brand 1990).


 

شکل 5- تغییرات درصد دوکفه‌‌ای‌ها با پوستۀ آراگونیتی، درصد روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز، استرانسیم، سدیم، منگنز، آرسنیک و زیرکن (بر حسب پیپیام) در امتداد ستون چینهشناسی سازند قم در برش مطالعه‌شده


بازسازی شرایط اکسیداسیون و احیای سازند قم

پژوهش‌های متفاوتی نشان می‌دهند فراوانی برخی عناصر نظیر اورانیوم، وانادیوم، مولیبدن، کروم، نیکل و توریم شاخص بسیار خوبی برای تعیین شرایط اکسیداسیون و احیا در آب دریا و رسوبات کربناته است (Hatch and Leventhal 1992; Jones and Manning 1994; Wignall and Twitchett 1996; Hu and Wang 2001; Rimmer et al. 2004; Tribovillard et al. 2006; (McManus et al. 2006; Madhavaraju et al. 2015. جونس و مانینگ (Jones and Manning 1994) پیشنهاد کرده‌اند نسبت وانادیوم به کروم (V/Cr) کمتر از 2 نشان‌دهندۀ شرایط اکسایش است، نسبت V/Cr بین 2 تا 25/4 محیط نیمه‌احیایی را نشان می‌دهد و نسبت V/Cr بیش از 25/4 نشان‌دهندۀ محیط احیایی است. مطالعه‌های ژئوشیمیایی در سازند قم نشان می‌دهند مقدار نسبت V/Cr در کربنات‌های مطالعه‌شده بین 5/1 تا 8/3 متغیر است و بیشتر نمونه‌ها در محدودۀ محیط نیمه‌احیایی قرار گرفته‌اند (جدول 1). تغییرات نسبت V/Cr نسبت به V/(V+Ni) بیان‌‌ می‌کند نمونه‌های مطالعه‌شده در شرایط اکسیدی و عمدتاً نیمه‌احیایی قرار گرفته‎اند (شکل 7)؛ علاوه‌بر‌این، نسبت مولیبدن به زیرکن (Mo/Zr) در تمام نمونه‌ها کمتر از 2/0 است (جدول 1) که بیان‌کنندۀ حاکم‌نبودن محیط عمیق و احیایی (Shen et al. 2003) در نمونه‌های کربنانۀ سازند قم در برش مطالعه‌شده است.

عنصر باریم در رسوبات دریایی، ابزار ژئوشیمیایی مهمی است که در مطالعه‌های محیط دریایی دیرینه استفاده می‌شود (Torres et al. 1996; Swart 2015). نظر بر این است که در محیط‎های اکسیدان تا نیمه‌احیایی، مقدار باریم با افزایش عمق زیاد می‎شود (Mc Manus et al. 1998). بررسی میزان باریم در نمونه‌های سازند قم نشان می‌دهد میزان این عنصر به‌طور متوسط 28 پی‌پی‌ام است (شکل 7). بر اساس تطابق داده‌های ژئوشیمی و مطالعه‌های پتروگرافی، محیط کم‌عمق سازند کربناتۀ قم در برش مطالعه‌شده به سه بخش مجزا تقسیم می‌شود (شکل 8):

1. محیط با انرژی کم که در بخش میانه لاگون قرار دارد و حاوی آلوکم‌هایی از نوع روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز، بریوزوئر شاخه‎ای و دوکفه‌ای از نوع رشته‌ای با مقادیر زیاد است. نسبت وانادیم به کروم (V/Cr=2.5-3) و منگنز (Mn=700ppm) در این محیط زیاد و نشان‌دهندۀ نیمه‌احیایی‌بودن آن نسبت به سایر بخش‌هاست (ریزرخساره‌های :A2 وکستون حاوی خرده‎های اسکلتی،
A3: پکستون - وکستون دارای روزن‎داران بنتیک، A4: پکستون حاوی خرده‎های اسکلتی و بریوزوئر و A5: پکستون حاوی دوکفه‌ای). مقدار باریم در این محیط به بیشترین مقدار خود رسیده و مؤید محیط عمیق‌تر با انرژی کم است
(Mc Manus et al. 1998).

2. محیط با انرژی متوسط که در بخش‌هایی از لاگون دیده می‌شود که نزدیک پشته سدی قرار دارند. این محیط نشان‌دهندۀ شرایط محیطی اکسیدی تا نیمه‌اکسیدی‌ است. نسبت وانادیم به کروم (V/Cr=0.76-2) و منگنز (Mn=290 (ppm و مقدار عنصر باریم در این محیط نسبت به سایر بخش‎ها کمتر است (ریزرخساره‌های A6: پکستون حاوی خرده‎های اسکلتی و A7: وکستون - پکستون حاوی جلبک قرمز و روزن‌داران بنتیک).

3. بخش‎های پرانرژی محیط که شامل بخش‌های ابتدای لاگون به سمت خشکی و پشته سدی هستند. در بخش‌های ابتدای لاگون، روزن‌داران با دیوارۀ پورسلانوز همراه با خرده‎های اسکلتی (A1: پکستون - گرینستون حاوی خرده‎های اسکلتی) و در پشته سدی، مرجان‌ها (B1: باندستون مرجانی) و جلبک قرمز (B2: گرینستون حاوی جلبک قرمز و بیوکلاست) دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 6- الف. ترسیم مقادیر نسبت استرانسیم به کلسیم  (Sr/Ca)در برابر منگنز؛ با‌توجه‌به محدوده‌های تعیین‌شده توسط برند و وایزر(Brand and Veizer 1980)  برای روند دیاژنتیکی آراگونیت (A)، کلسیت با منزیم زیاد (HMC) و کلسیت کم منیزیم (LMC)، پراکند‌گی نمونه‌ها روی این نمودار نشان‌ می‌دهد نمونه‌های آهکی سازند قم از دیاژنز در محیط نیمه‌بسته متأثر بوده‌اند. ب. ترسیم مقادیر نسبت استرانسیم به کلسیم  (Sr/Ca)در برابر منیزیم برای نمونه‌های آهکی سازند قم؛ این نمودار تأییدکنندۀ نیمه‌بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی سازند قم در برش مطالعه‌شده است (Bates and Brand 1990).

 

 

شکل 7- تغییرات نسبت V/Cr نسبت به V/(V+Ni) برای تعیین شرایط اکسیداسیون و احیای دیرینه (Kloss et al. 2015)

 

شکل 8- بازسازی شرایط اکسیداسیون احیای دیرینه


نتیجه‌

مطالعه‌های صحرایی نشان می‎دهند سازند قم در برش خانی‎آباد 70 متر ضخامت دارد و از لایه‎های نازک، متوسط، ضخیم و توده‎ای سنگ آهک، سنگ آهک رسی و مارن تشکیل شده است. این سازند در برش مطالعه‌شده با ناپیوستگی هم‌شیب روی سازند قرمز زیرین و زیر مارن‎های قرمزرنگ سازند قرمز بالایی قرار گرفته است. بر اساس مطالعه‌های پتروگرافی انجام‌شده، سازند قم عمدتاً از اجزای اسکلتی تشکیل و در دو کمربند رخساره‎ای پشته سدی و لاگون ته‎نشست شده‎ است. بررسی میزان آرسنیک در نمونه‌های انتخابی سازند قم نشان می‌دهد میزان این عنصر در بیشتر نمونه‌های آهکی کمتر از 5 پی‌پی‌ام است، هرچند این مقدار در برخی نمونه‌ها افزایش می‎یابد. باتوجه‌به سمی‌بودن آرسنیک و اینکه آرسنیک طی تبادل آب به سنگ وارد فازهای سیال و آب‎های زیرزمینی می‌شود، پیشنهاد می‌شود زیادتربودن این عنصر ازنظر زیست‌محیطی بررسی شود. بر اساس میزان کم عناصر آلومینیوم، تیتانیوم، توریم و زیرکن در نمونه‎های مطالعه‌شده نتیجه گرفته می‌شود ورود مواد تخریبی به داخل حوضه در زمان رسوب‌گذاری نهشته‎های کربناتۀ سازند قم کم بوده است.

کم‌بودن میزان استرانسیم و نسبت استرانسیم به سدیم (Sr/Na) در نمونه‎های کربناتۀ سازند قم بیان‌کنندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کلسیتی برای نمونه‎های مطالعه‌شده است. رابطۀ مثبتی بین میزان استرانسیم و میزان دوکفه‎ای‌ها و بین میزان منگنز و روزن‌دارن با دیوارۀ پورسلانوز در نمونه‎های کربناتۀ مطالعه‌شده در سازند قم مشاهده می‌شود. میزان سدیم در بخش‎هایی که عمدتاً لاگونی و کم‌انرژی هستند به بیشترین مقدار رسیده است و در نزدیکی پشته سدی که محیط حالت اکسیدان دارد به کمترین میزان خود در نمونه‎های بررسی‌شده رسیده است؛ ازاین‌رو، نتیجه گرفته می‌شود علاوه بر لیتولوژی، نوع موجودات و شرایط محیطی بر تغییرات ژئوشیمیایی سازند قم مؤثر هستند.

تغییرات نسبت Sr/Ca در برابر Mg و Mn بیان‌کنندۀ نیمه‌بسته تا باز‌بودن محیط دیاژنتیکی نهشته‌های کربناتۀ سازند قم در برش مطالعه‌شده هستند. همچنین تغییرات V/Cr، Mo/Zr، V/(V+Ni) و مقادیر منگنز در کربنات‌های مطالعه‌شده، ته‌نشست سازند قم در شرایط عمدتاً نیمه‌احیایی را نشان می‌دهند.

تطابق نسبت وانادیوم به کروم (V/Cr) و مقادیر منگنز، سدیم و باریم با آلوکم‌های زیستی و کمربندهای رخساره‌ای، تفاوت فراوانی این عناصر در بخش‌های کم‌عمق لاگونی به سمت خشکی، میانه لاگون و بخش‌های لاگونی به سمت پشته سدی را بیان می‌کند. در بخش‌های میانه لاگون که انرژی کمتر است، مقدار Ba و Mn و نسبت V/Cr نسبت به سایر بخش‎ها افزایش یافته است. با‌توجه‌به اینکه این عناصر عمدتاً در محیط‌های احیایی بیشتر می‌شوند، نتیجه گرفته می‌شود در بخش‌های میانه لاگونی، شرایط نیمه‌احیایی‌تر از سایر بخش‌های سازند قم بوده است.

Adabi M.H. 2004. Sedimentary Geochemistry. Aryan Zamin Publishing. 503 p.

Adabi M.H. and Asadi Mehmandosti E. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33(3): 267-277.

Adabi M.H. Salehi M.A. and Ghabeishavi A. 2010. Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of Lower Cretaceous carbonates (Fahliyan Formation), south-west Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 39(3): 148-160.

Aghanabati A. 2007. Geology of Iran. Geological Survey and Mineral Explorations of Iran. 586p.

Bates N.R. and Brand N. 1990. Secular variation of calcium carbonate mineralogy, an evaluation of ooid and micrite chemistaries, Geologiesche Rundschau, 79: 27-46.

Baur W.H. Onishi B.H. 1969. Arsenic. In: Wedepohl, K.H. (Ed.), Handbook of Geochemistry. Springer Verlag, Berlin, pp. A1–A33.

Berberian M. King G.C.P. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian journal of earth sciences, 18(2), 210-265.

Brand U. and Veizer J. 1980. Chemical diagenesis of multicomponent carbonate system, II: stable isotopes. Journal of Sedimentary Petrology, 51: 987-997.

Carré M. Bentaleb I. Bruguier O. Ordinola E. Barrett N. T. and Fontugne M. 2006. Calcification rate influence on trace element concentrations in aragonitic bivalve shells: evidences and mechanisms. Geochimica et Cosmochimica Acta: 4906-4920.

Daneshian J. Asadi Mehmandosti E. Ramezani Dana L. 2017. Microfacies, sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Qom Formation in the Deh Namak section, northeast of Garmsar. Iranian Journal of Geology. 11(41)23-43

Dawson, J.B. and Hinton, R.W., 2003. Trace-element content and partitioning in calcite, dolomite and apatite in carbonatite, Phalaborwa, South Africa. Mineralogical Magazine, 67(5), pp.921-930.

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

Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. AAPG Bull., 1: 108-121.

Emami M. H. 1992. Explanatory text of The Qom Geology map (scale 1:250000). Geological Survey and Mineral Explorations of Iran.

Embry A.F. Klovan J.E. 1971. A late Devonian reef tract on northeastern Banks Island, NWT. B. Can. Petrol Geol., 19(4): 730-781.

Fayazi, F. Amraei J. 2008. Geochemistry of the Qom Formation Carbonates in Dobaradar, Dochah, Kamarkoh and Nardaghi sections. 12 symposium of geology of Iran. Chamran University: 8.

Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application. Springer- Berlin, 984p.

Graf D.L. 1960. Geochemistry of carbonate sediments and sedimentary carbonate rocks: pt. III, Minor element distribution. Circular no. 301.

Hatch J.R. and Leventhal J.S. 1992. Relationship between inferred redox potential of the depositional environment and geochemistry of the Upper Pennsylvanian (Missourian) stark shale member of the Dennis Limestone, Wabaunsee County, Kansas, USA. Chem. Geol. 99: 65– 82.

Holland H. D. 2006. The oxygenation of the atmosphere and oceans.  Philosophical Transactions of the Royal Society B-Biological Sciences, 361(1470): 903-915.

Houshmand Zadeh A. Nabavi M.H. 1999. Geological Map of Serries 1:100000 SHEET 6457 – KUH-E LATIF, Supervised by Geological Survey of Iran.

Hu X.M. Wang C.S. 2001. Summarization on the studying methods of the palaeo-ocean dissolved. Adv. Earth Sci., 16(1): 65-71 (in Chinese with English abstract).

Hua G. Yuansheng D. Lian Z. Jianghai Y. Hu H. Min L. Yuan W. 2013. Trace and rare earth elemental geochemistry of carbonate succession in the Middle Gaoyuzhuang Formation, Pingquan Section: implications for Early Mesoproterozoic ocean redox conditions. J. Palaeogeography, 2(2): 209-221.

Inanlo T. Mosadegh H. Daneshian J. Aharipour R. 2013. Microfacies study and geochemistry of the Qom Formation in Alla section (southeast of the Semnan). First symposium of applied earth geochemistry of Iran. Damghan University: 655-662.

Jones B. Manning D.A.C. 1994. Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones. Chem. Geol. 111 –129.

Kloss T.J. Dornbos S.Q. Chen J.Y. McHenry L.J. Marenco P.J. 2015. High-resolution geochemical evidence for oxic bottom waters in three Cambrian Burgess Shale-type deposits. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 440: 90-95.

Krauskopf K.B. 1955. Sedimentary deposits of rare metals. Econ. Geol, 50(1): 411.

Lasemi Y. 2001. Facies, sedimentary environment and sequence stratigraphy of Upper Precambrian and Paleozoic rocks. Geological Survey and Mineral Explorations of Iran, 180 p.

Le Riche H.H. 1959. The distribution of certain trace elements in the Lower Lias of southern England. Geochimica et Cosmochimica Acta, 16(1-3): 101-122.

Li Y.H. 2000. A Compendium of Geochemistry: From Solar Nebula to the Human Brain, vol. 55. Princeton University Press, Princeton, 476 p.

Li Y.H. Schoonmaker J.E. 2003. Chemical composition and mineralogy of marine sediments. In: Mackenzie F.T (Ed.), Sediments, Diagenesis, and Sedimentary Rocks: Treatise on Geochemistry, Elsevier, 7:1-35.

Lian Z. Haiqiang Z. Jin W. Junhua H. and Xinong X. 2008. Assessment on redox conditions and organic burial of siliciferous sediments at the latest Permian Dalong Formation in Shangsi, Sichuan, South China. Journal of China University of Geosciences, 19(5): 496-506.

Madhavaraju J. Hussain S. Ugeswari J. Ramasamy N. Ramasamy S. and Mahalakshmi P. 2015. Paleo-redox conditions of the Albian-Danian carbonate rocks of the Cauvery Basin, South India: Implications for Chemostratigraphy. In Chemostratigraphy: Concepts, Techniques and Applications (p. 247-271).

McManus J. Berelson W. M. Severmann S. Poulson R. L. Hammond, D. E., Klinkhammer G. P. Holm C. 2006. Molybdenum and uranium geochemistry in continental margin sediments:  Paleoproxy potential. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70(18): 4643-4662.

McManus J. Berelson W.M. Klinkhammer G.P. Johnson K.S. Coale K.H. Anderson R.F. Kumar N. Burdige D.J. Hammond D.E. Brumsack H.J. McCorkle D.C. 1998. Geochemistry of barium in marine sediments: Implications for its use as a paleoproxy. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62(21-22), 3453-3473.

Milliman J.D. 1974. Marine carbonates recent sedimentary carbonates. Part 1, Springer, Berlin, 375 p.

Mitsuguchi T. Uchida T. Matsumoto E. Isdale P. J. and Kawana T. 2001. Variations in Mg/Ca, Na/Ca, and Sr/Ca ratios of coral skeletons with chemical treatments: Implications for carbonate geochemistry. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2865-2874.

Mohammadi E. Safari A. Vaziri-Moghaddam H. Mohammadi Monfared, M. 2009.  Microfacies analysis and depositional environment of the Qom Formation in the Jazeh area (South of Kashan). Sedimentary Facies, 2 (1): 81-93.

Nasiri Ghareh Shiran M. 2017. Microfacies, diagenetic features and sequence stratigraphy of the Qom Formation in the Azeran section, Southwest of Kahsan. MS Thesis, Kharazmi University.

Price R.E. Pichler T. 2006. Abundance and mineralogical association of arsenic in the Suwannee Limestone (Florida): Implications for arsenic release during water–rock interaction. Chemical Geology, 228(1-3), 44-56.

Rao C.P. 1991. Geochemical differences between subtropical (Ordovician), cool temperate (Recent and Pleistocene) and subpolar (Permian) carbonates, tasmania, australia. Carbonates and Evaporites, 6(1): 83-106.

Reuter M. Pillar W.E. Harzhauser M. Mandic O. Berning B. Rogl F. Kroh A. Aubry M.P Wielandt U. Hamedani A. 2009. The Oligo-Miocene Qom Formation (Iran): evidence for an early Burdigalian restriction of Tethyan Seaway and closer of its Iranian getaways. International Journal of Earth Sciences, 98, 627-650.

Rimmer S.M. 2004. Geochemical paleoredox indicators in Devonian–Mississippian black shales, Central Appalachian Basin (USA). Chem. Geol. 206(3-4): 373-391.

Safari A. Ameri H. Vaziri M.R. Mohammadi E. 2014. Analysis of the Qom Formation microfacies and controlling factors on their deposition, Varkan area (Southwest of Kshan), Sanandaj-Sirjan fore arc basin. Paleontology, 1 (2): 187-204.

Seyrafian A. Torabi H. Shojaei M. 2007. Microfacies and sedimentary environment of the Qom Formation in Natanz area (Charkhe Mountain). Journal of Research Sciences, Isfehan University, 1 (23): 137-150.

Swart P.K. 2015. The geochemistry of carbonate diagenesis: The past, present and future. Sedimentology, 62(5):1233-1304.

Shen Y. Knoll A. H. Walter M. R. 2003. Evidence for low sulphate and anoxia in a mid‑Proterozoic marine basin. Nature, 423(6940): 632-635.

Snow L. J. Duncan R. A. Bralower T. J. 2005. Trace element abundances in the Rock Canyon Anticline, Pueblo, Colorado, marine sedimentary section and their relationship to Caribbean plateau construction and oxygen anoxic event 2, Paleoceanography 20. PA3005.

Stocklin J. 1968. Structural history and tectonics of Iran: a review. AAPG Bulletin, 52(7):1229-1258.

Stocklin J, Setudehina A 1991. Stratigraphic lexicon of Iran. Geological Survey of Iran. Report 18: 1–376.

Tribovillard N. Algeo T.J. Lyons T. and Riboulleau A. 2006. Trace metals as paleoredox and paleoproductivity proxies: an update. Chemical Geology, 232(1-2):12-32.

Torres M.E. Brumsack H.J. Bohrmann G. Emeis K.C. 1996. Barite fronts in continental margin sediments: a new look at barium remobilization in the zone of sulfate reduction and formation of heavy barites in diagenetic fronts. Chemical Geology, 127(1-3): 125-139.

Veizer J. Hoefs J. 1976. The nature of O18/O16 and C13/C12 secular trends in sedimentary carbonate rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta. 40(11): 1387-1395.

Vincent B. Rambeau C. Emmanuel L. and Loreau J.P. 2006. Sedimentology and trace element geochemistry of shallow-marine carbonates: an approach to paleoenvironmental analysis along the Pagny-sur-Meuse Section (Upper Jurassic, France), Facies, 52: 69–84.

Wignall P.B. Twitchett R.J. 1996. Oceanic anoxia and the end Permian mass extinction. Science, 272(5265): 1155-1158.

Wilson J.L. 1975. Carbonate Facies in Geological History. Heidelberg (Springer), 471p.