پتروگرافی و ژئوشیمی ایزوتوپی دولومیت‌های سازند بایندور در برش نمونه، جنوب‌غرب زنجان

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، ایران

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، ایران

3 دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، ایران

چکیده

سازند بایندور به سن پرکامبرین پسین در برش نمونه واقع در جنوب‌غرب زنجان 402 متر ضخامت دارد و از شیل و ماسه‌سنگ با میان‌لایه‌های دولومیتی (با ضخامت حدود 2 تا 8 متر) تشکیل شده است. بر اساس مطالعه‌های صحرایی، رخساره‌های سنگی مربوط به پهنۀ ساحلی و دریای کم‌عمق در سازند بایندور شناسایی شده‌اند. گسترش و تشکیل دولومیت‌ها در سازند بایندور به موازات لایه‌های رسوبی است و لایه‌های دولومیتی گسترش جانبی درخور توجهی را نشان می‌دهند. توالی‌های کربناتۀ این نهشته‌ها درنتیجۀ تأثیر سیالات دولومیت‌ساز به‌طور کامل دولومیتی شده‌اند؛ به‌طوری‌که شواهد بافت رسوبی اولیه به میزان کم حفظ شده است. این دولومیت‌ها حاوی مقادیر درخور توجهی ندول‌های چرت و آثار جلبک‌های سبز- آبی (استروماتولیت‌ها) به موازات لایه‌بندی‌های رسوبی‌اند. بر اساس مطالعه‌های پتروگرافی، دولومیت‌های سازند بایندور بر اساس فابریک و اندازۀ بلور به سه گروه دولومیت‌های ریز، متوسط و متوسط تا درشت‌بلور تقسیم می‌شوند. میزان ایزوتوپ کربن 13 در این نمونه‌ها بین 63/1- تا ‰PDB 02/2 و مقادیر ایزوتوپ اکسیژن 18 بین 94/5- تا ‰ PDB15/8- متغیر است. این مقادیر تقریباً مشابه با مقادیر ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن آب دریای پرکامبرین پسین است. با‌توجه‌به نتایج مطالعه‌های صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی و همچنین دمای تشکیل دولومیت‌های ریز و متوسط‌بلور (حدود 38 درجۀ سانتی‌گراد)‌، احتمالاً آب دریا منشأ یون منیزیم در این دولومیت‌ها بوده است و این دولومیت‌ها تحت‌تأثیر مدل دولومیتی‌شدن نفوذ و تراوش در محیط‌های تدفین کم‌عمق شکل گرفته‌اند. با ادامۀ روند تدفین و افزایش دمای سیالات دولومیت‌ساز، دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور از دولومیت‌های ریز و متوسط‌بلور حاصل شده‌اند. داده‌های ایزوتوپ اکسیژن در دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور نیز تفاوت مشهودی بین این نوع دولومیت با دولومیت‌های نوع اول و دوم نشان نمی‌دهد که احتمالاً بیان‌کنندۀ تشکیل این دولومیت‌ها در شرایط تدفین کم‌عمق و در‌نتیجۀ فرایند تبلور مجدد دولومیت‌های ریزبلور است. این نتایج به همراه محیط رسوبی کم‌عمق زمان ته‌نشست سازند بایندور، تشکیل‌شدن دولومیت‌ها در‌نتیجۀ سازوکار نفوذ و تراوش توسط آب دریا و طی تدفین کم‌عمق را تأیید می‌کنند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Petrography and isotope-geochemistry of the Bayandor Formation dolomites at the type section, south-west of the Zanjan

نویسندگان [English]

  • Sara Pourdivanbeigi Moghaddam 1
  • Mohammad Ali Salehi 1
  • Afshin Zohdi 2
  • Mahdi Jafarzadeh 3
1 , Department of Geology, Faculty of Science, University of Isfaha, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Iran
3 Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, Iran
چکیده [English]

Abstract
The Late Precambrian Bayandor Formation has a thickness of 402 m and consists of shale and sandstone with dolomite interlayers (with a thickness of about 2 to 8 m) in the type section of the south-west of Zanjan. Based on fieldwork studies lithofacies of the Bayandor Formation belong to a coastal plain and shallow marine environments have been considered for the Bayndor Formation. Distribution and expansion of the dolomites in this formation are parallel with the sedimentary layers and has considerable lateral extension in the field. Carbonate sequences of these deposits have all been thoroughly dolomitized, due to the effects of dolomitic fluids and it is difficult to recognize the original depositional textures. In these dolomites, the abundant chert nodules and blue-green algaes (stromatolites) clearly observed along with the sedimentary bedding. During the petrographic study, the dolomites of Bayandor Formation based on fabric and crystal size divided into the three groups including fine, medium and medium to coarse crystalline dolomites. In these samples the contents of 13C isotope are varies between -1.63 to - 2.02 PDB‰ and the contents of 18O isotope are varies between -5.94 and -8.15 PDB‰. These values are almost similar to the carbon and oxygen values of the Late Precambrian seawater. Based on fieldwork, petrography and geochemical results and also by determining of temperature formation (around 38°C), the source of magnesium for fine and medium crystalline dolomites are seawater, and likely the conditions for the formation of these dolomites are seepage-reflux dolomitization model during the shallow burial environments. With increasing temperature during the burial process, medium to coarse crystalline dolomites also formed from the previous ones. The oxygen isotope data for the medium to coarse crystalline dolomite does not show a significant difference with the fine and medium crystalline dolomites. This can show that these types of dolomites also formed during the shallow burial conditions and perhaps from the recrystallization process of the fine crystalline dolomites. These results in addition to a shallow marine sedimentary environment of the Bayndor Formation show that the formation of these dolomites might be because of seepage-reflux model by seawater during the shallow burial.
Keywords: Dolomitization, Carbon and Oxygen isotope, Late Precambrian, Bayandor Formation, Zanjan 
 



Introduction
Dolostone-capped shallow-water carbonate successions have been reported throughout the geologic record (Geske et al. 2012). Amongst these, pervasive secondary dolomitization of shallow-water carbonates is the most abundant dolostone type, but also one that is genetically the least understood (Warren 2000). This is because many shallow-water carbonates, formed under different depositional and diagenetic environments worldwide, are characterized by similar fabrics and geochemical features. On the other hand the dolomites are more common in Precambrian than in Phanerozoic and these dolomites are still one of the puzzles of geology. The Bayandor Formation dolostone case example represents one of the so frequent case examples of late Precambrian dolomite deposits worldwide. Due to the importance and also spread amount of dolomites in the Late Precambrian rocks of the Alborz Basin, dolomite layers of the Bayanodr Formation in the type section which are located in the south-west of Zanjan into the Soltanieh Mountains have been discussed in this research. In this paper we aim to provide a comprehensive characterization of the petrography, isotope geochemistry and spatial architecture of Bayandor Formation dolostones.
 
Material & Methods
For the present study, one major outcrop exposing the Bayandor Formation in the south-west of the Zanjan region (at the type locality) were logged and studied bed-by-bed. The section measured a total length of 402 m and consists of shale and sandstone with dolomite interlayers. During the fieldwork studies, 50 rock samples from carbonate deposits (limestone and dolomite) have been taken for petrography and geochemical studies of these dolomites. Almost 25 thin sections of pervasively dolomitized intervals were studied using transmitted light microscopy. The aim was to assess precursor depositional fabrics, general dolomite crystal properties and textures. In order to differentiate ferroan and non-ferroan calcite from ferroan and non-ferroan dolomite in thin sections, the staining method of Dickson (1965) was applied. According to Sibley and Gregg (1987) and based on petrographic characteristics (e.g., crystal size and shape, extinction, characteristics of allochems and fabric), several main phases of dolomite development are recognized. Oxygen and carbon isotope analyses were performed on 10 bulk-rock dolostone at the Erlangen University, Germany.
 
Discussion of Results & Conclusions
Stratigraphically, the Bayador Formation consists of the 9 lithostratigraphic units and starts with red shale beds with some sandstone intercalations. The thirteen dolomites intercalations (with a thickness of about 2 to 8 m) are found through this succession. Dolomite layers in this formation contain microbial structures. The uppermost 30 m of the succession is made up of green-colored shale beds with dolomite interbeds. The upper contact with Soltanieh Formation is sharp and conformable. Here in this research for the first time, we have documented several lines of evidence all pointing to an early diagenetic origin of the vast majority of the Bayabor Formation limestone dolomitization. Moreover it should be noted that, fieldwork studies of the Bayandor Formation are indicative a coastal plain and shallow marine environments sensitive to sea-level change. Distribution and expansion of the Bayandor dolomites are parallel with the sedimentary layers and has considerable lateral extension in the field. Carbonate sequences of these deposits have all been thoroughly dolomitized, due to the effects of dolomitic fluids and it is difficult to recognition the original depositional textures. During the petrographic study, the dolomites of Bayandor Formation divided into the three groups including fine, medium and medium to coarse crystalline dolomites. In these samples the contents of 13C isotope are varies between -1.63 to - 2.02 PDB‰ and the contents of 18O isotope are varies between -5.94 and -8.15 PDB‰. Based on fieldwork, petrography and geochemical results and also by determining of temperature formation (around 38°C), the source of magnesium for fine and medium crystalline dolomites are seawater, and likely the conditions for the formation of these dolomites are seepage-reflux dolomitization model during the shallow burial environments. With increasing temperature during the burial process, medium to coarse crystalline dolomites also formed from the previous ones. These results in addition to a shallow marine sedimentary environment of the Bayndor Formation show that the formation of these dolomites might be because of seepage-reflux model by seawater during the shallow burial.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Dolomitization
  • Carbon and Oxygen isotope
  • Late Precambrian
  • Bayandor Formation
  • Zanjan

مقدمه

سازند بایندور ازجمله واحدهای سنگ‌چینه‌ای پرکامبرین بالایی (نئوپروتروزوئیک پسین) ایران است که نخستین‌بار، اشتوکلین (Stöcklin 1972) آن را در کوه‌های سلطانیۀ زنجان، در نزدیکی روستای بایندور معرفی کرد. این توالی عمدتاً از نهشته‌های شیلی- ماسه‌سنگی و دولومیتی تشکیل شده و به‌شکل دگرشیب روی گرانیت دوران به سن پرکامبرین قرار گرفته و به‌وضوح به سازند دولومیتی سلطانیه ختم شده است. وجودنداشتن فسیل شاخص، قرارگیری به‌شکل ناپیوسته روی گرانیت پرکامبرین و یا نهشته‌های چین‌خوردۀ سازند کهر به سن پرکامرین سبب شده است سازند بایندور به همراه سه واحد سنگ‌چینه‌ای دیگر به نام‌های سلطانیه، باروت و زاگون بخشی از نهشته‌های موسوم به اینفراکامبرین در نظر گرفته شود؛ باوجوداین، در مطالعه‌های فسیل‌شناسی بعدی (باتوجه‌به حضور گونۀ Trichophycus pedum در بخش‌های بالایی شیل زیرین از سازند سلطانیه) و ژئوشیمی ایزوتوپی (تغییرات ایزوتوپ کربن)، سازند بایندور و بخش‌های زیرین سازند سلطانیه به پرکامبرین بالایی و بخش‌های بالایی سازند سلطانیه به همراه سازندهای باروت و زاگون به کامبرین پایینی نسبت داده شده‌اند (Ciabeghodsi et al. 2006; Aghanabati 2010; Shahkarami et al. 2017). با تکیه بر جایگاه چینه‌شناسی سازند بایندور می‌توان این واحد سنگی را با تمام و یا بخشی از نهشته‌های مردابی، دلتایی- قاره‌ای ایران مرکزی نظیر سری ریزو، دزو و راور در ایران مرکزی و یا بخشی از سری (مجموعه) هرمز در زاگرس مقایسه کرد (Aghanabati 2010; Vaziri et al. 2018). قدمت این نهشته‌ها و تأثیر دیاژنز زیاد روی آنها سبب شده است به مطالعه‌های سنگ‌شناسی رسوبی دربارۀ این نهشته‌ها در ایران کمتر توجه شود و تنها می‌توان به نام‌گذاری این سازند برای نخستین‌بار توسط اشتوکلین در کوه‌های سلطانیۀ زنجان (Stöcklin 1972)، مطالعۀ پالینولوژیکی سازند بایندور در برش نمونۀ واقع در شمال دهکدۀ دوران (Ghavidel-Syooki 1995)، بررسی خاستگاه زمین‌ساختی ماسه‌سنگ‌های سازند بایندور در برش چپقلو، شمال‌غرب ایران (Etemad-Saeed and Hosseini-Barzi 2017) و بررسی ژئوشیمی عنصری کربنات‌های پرکامبرین بالایی برش چپقلو در شرق زنجان طی مطالعه‌های پیله‌کوهی و همکاران (Pilekouhi et al. 2018) اشاره کرد. باتوجه‌به مطالعه‌های انجام‌شده دربارۀ این نهشته‌ها و به‌منظور بررسی مدل دولومیتی‌شدن این کربنات‌ها و شناسایی انواع دولومیت‌ها (به روش پتروگرافی و ژئوشیمایی)، برش نمونۀ سازند بایندور در جنوب‌غرب زنجان انتخاب و ازنظر پتروگرافی و ژئوشیمیایی به‌دقت مطالعه شد. امید است زمین‌شناسان بتوانند از نتایج پژوهش حاضر برای انطباق هرچه بهتر این سازند در بخش‌های مختلف حوضۀ رسوبی البرز و درنهایت، بازسازی جغرافیای دیرینۀ زمان پرکامبرین پسین در حوضۀ رسوبی البرز بهره ببرند.

 

روش مطالعه

پس‌از مطالعه‌های اولیۀ منابع و نقشۀ زمین‌شناسی 250000/1 زنجان (Stöcklin and Eftekhar-nezhad 1969)، مطالعۀ صحرایی برش مدنظر انجام شد. طی مطالعه‌های صحرایی، برداشت‌های مختلف زمین‌شناسی نظیر اندازه‌گیری ضخامت برش و همچنین نمونه‌برداری با هدف انجام تجزیه‌وتحلیل‌های مدنظر انجام شد. نمونه‌برداری بر اساس تغییرات مشاهده‌شده در سنگ‌شناسی واحد‌ها انجام شد؛ همراه با نمونه‌برداری، لاگ توصیفی از وضعیت واحدها و ارتباط آنها با یکدیگر، وضعیت مرز بین واحد‌ها و ساختمان‌های رسوبی انجام شد. درمجموع طی مطالعه‌های صحرایی، تعداد 50 نمونۀ دستی از سازند بایندور برداشت شدند که از این تعداد، 25 نمونه به لایه‌های دولومیتی مربوط بودند و از تمام آنها مقاطع نازک میکروسکوپی تهیه و مطالعه شد. به‌منظور تقسیم‌بندی دولومیت‌های این برش از روش Friedman 1965، Sibley and Gregg 1987 و Mazzullo 1992 استفاده شد. همۀ مقاطع نازک برای تشخیص کانی کلسیت از دولومیت با محلول آلیزارین قرمز (Red-S) به روش (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی شدند. به‌منظور اندازه گیری نسبت ایزوتوپ‌های پایدار 13C و 18O در نمونه‌های دولومیتی، 10 نمونه از دولومیت‌های دارای اندازۀ بلوری مختلف انتخاب و به آزمایشگاه ژئوشیمی دانشگاه ارلانگن کشور آلمان ارسال شدند. تجزیه‌وتحلیل به این شکل انجام شد که کربنات موجود در نمونه‌های خردایش‌شده در دمای 70 درجۀ سانتی‌گراد با فسفریک‌اسید 100 درصد واکنش داد و گاز CO2 تولید کرد. این گاز از طریق دستگاه ورودی دوگانه (Dual-Inlet) به دستگاه اسپکترومتر جرمی  (Thermo Fisher Delta Vplus MS)نسبت ایزوتوپی تزریق و نسبت جرم‌های 18O/16O و 13C/12C اندازه‌گیری شد. میزان ایزوتوپ اکسیژن و کربن به‌شکل δ (دلتا) و بر حسب درهزار (پرمیل) بیان و مقدار آن نسبت به استاندارد مرجع V-PDB گزارش شد. به‌منظور تفسیر مدل دولومیتی‌شدن و شرایط تشکیل دولومیت‌های سازند بایندور از منابع مناسب (e.g. Adams and Rhodes 1960; Hanshow et al. 1971; Badiozamani 1973; Bush 1973; Land 1985; Rosen et al. 1989; Warren 1991; Ayalon and Longstaffe 1995) استفاده شد که ویژگی‌ها و شرایط هر‌یک از مدل‌های دولومیتی‌شدن در آنها ارائه شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقۀ مطالعه‌شده در پژوهش حاضر بر اساس مطالعه‌های اشتوکلین (Stöcklin 1968) در بخش غربی زون البرز و در کوه‌‌های سلطانیه قرار دارد. کوه‌های سلطانیه بخش مرکزی رشته‌کوهیست که حدود 160 کیلومتر از جادۀ قزوین- همدان در جنوب‌شرقی تا خمیدگی رودخانۀ قزل‌اوزن جنوب میانه در شمال‌غربی گسترش دارد. این کوه‌ها که در شمال‌غرب ایران و در جنوب زنجان قرار دارند، نشان‌دهندۀ بالاآمدگی هورست‌مانند باریکی از سنگ‌های پرکامبرین، پالئوزوئیک و مزوزوئیک در داخل حوضۀ کششی سنوزوئیک ایران مرکزی‌اند (Stöcklin 1972). این توالی در بالای سنگ‌ بستر پرکامبرین شامل حدود 5000 متر از سنگ‌های رسوبی پرکامبرین بالایی، پالئوزوئیک و مزوزوئیک است (شکل 1) و حدود 5000 متر از سنگ‌های رسوبی و آتشفشانی با سن سنوزوئیک در قسمت‌های شمال‌شرقی آن قرار دارند (Stöcklin 1972). باتوجه‌به نقشۀ زمین‌شناسی منطقه، واحدهای زمین‌شناسی عمدتاً به پرکامبرین بالایی- کامبرین پایینی و به میزان کمتر به پالئوژن تعلق دارند. این واحدها از قدیم به جدید گرانیت دوران، شیل‌های دگرگون‌شدۀ سازند کهر، شیل‌ها و ماسه‌سنگ‌های سازند بایندور، دولومیت‌ها و شیل‌های سبز‌رنگ سازند سلطانیه، شیل‌ها و ماسه‌سنگ‌های سازند باروت را شامل می‌شوند. رخنمون‌هایی از سازندهای جوان‌تر متعلق به سازند فجن (پالئوسن) و سازند کرج (ائوسن) نیز به‌علت فعالیت زیاد فرایندهای زمین‌ساختی در منطقۀ مطالعه‌شده دیده می‌شوند. بخش‌های شمالی برش مطالعه‌شده عمدتاً با رسوبات و تراس‌های مخروط‌افکنه‌ای و رودخانه‌ای مربوط به زمان کواترنر پوشیده شده‌اند (شکل 1). مسیر زنجان- بیجار به‌منظور دسترسی به برش مطالعه‌شده استفاده می‌شود؛ راه فرعی روستای دوران به طول حدود 2 کیلومتر در 17 کیلومتری جنوب‌غرب زنجان، دسترسی به این برش را که در چند صد متری شمال روستا قرار دارد ممکن می‌کند.


 

 

شکل 1- موقعیت برش مطالعه‌شده از سازند بایندور در جنوب‌غرب زنجان در نقشۀ زمین‌شناسی 250000/1 زنجان (برگرفته با تغییراتی از Stöcklin and Eftekhar-nezhad 1969).

 


چینه‌شناسی سازند بایندور در برش مطالعه‌شده

برش نمونۀ سازند بایندور در جنوب‌غرب زنجان و در چند صد متری شمال روستای دوران قرار دارد. شکل 1 محل برش مطالعه‌شده را روی نقشۀ زمین‌شناسی 250000/1 زنجان نشان می‌دهد. مطالعه‌های صحرایی انجام‌شده در پژوهش حاضر به تفکیک 9 واحد سنگ‌چینه‌ای در این برش منجر شد. شکل 2، A نمایی از سازند بایندور در برش نمونه است و مرز زیرین و بالایی آن را به‌ترتیب با گرانیت دوران و دولومیت سلطانیه نشان می‌دهد. ابتدایی‌ترین واحد تشکیل‌دهندۀ سازند بایندور در برش نمونه حدود 2 متر ضخامت دارد و سنگ‌شناسی آن از نوع بِرِش است که حاوی قطعه‌های زاویه‌دار از واحد گرانیت زیرین و همچنین قطعه‌های زاویه‌دار ماسه‌سنگ‌های قرمز‌رنگ است (شکل 2، B). واحد 2 متشکل از حدود 21 متر شیل ارغوانی و میان‌لایه‌های دولومیت تیره‌رنگ و خاکستری و حاوی ندول چرت و فابریک استروماتولیت است (شکل 2، C). واحد 3 از حدود 119 متر شیل قرمز مدادی (شکل 2، D) و ماسه‌سنگ خاکستری، ارغوانی و سفید (شکل 2، E) دارای لامیناسیون موازی و طبقه‌بندی مورب با میان‌لایه‌های دولومیت تشکیل شده است. واحد 4 با ضخامت 60 متر غالباً دولومیتی تیره تا روشن با میان‌لایه‌هایی از شیل ارغوانی است. دولومیت‌های ابتدا و انتهای واحد حاوی ساختار استروماتولیت و ندول چرت هستند (شکل 3، A). واحد 5 به ضخامت 117 متر شامل توالی شیل و ماسه‌سنگ است. لایه‌های ماسه‌سنگی به رنگ‌های قرمز، ارغوانی، سفید و خاکستری‌اند و برخی لایه‌ها لامیناسیون موازی دارند. همۀ لایه‌های شیلی (به‌جز بالاترین لایۀ شیلی که به رنگ سبز دیده می‌شود) به‌شکل مدادی و قرمزرنگند (شکل 3، B). واحد 6 شامل 5 متر دولومیت ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ است که ندول چرت و فابریک استروماتولیت مسطح چین‌خورده دارد (شکل 3، C). واحد 7 توالی‌ای از شیل‌های مدادی قرمز و سبز‌رنگ و ماسه‌سنگ سبز و خاکستری ریپلی با ضخامت 56 متر است (شکل 3، D). واحد 8 با ضخامت 8 متر شامل لایه‌های دولومیتی ضخیم‌لایۀ حاوی استروماتولیت و همچنین لایه‌های دولومیت برشی‌شده است (شکل 3، E). واحد 9 که آخرین واحد سازند بایندور است از 14 متر شیل سبزرنگ تشکیل شده و در بیشتر نقاط به‌شکل پوشیده‌شده است. مرز بالایی این واحد با سازند سلطانیه به‌شکل هم‌شیب و ناگهانی است (شکل 3، F). ستون چینه‌‌شناسی این سازند در برش مطالعه‌شده به‌طور کامل همراه با واحدهای سنگی شناسایی‌شده در شکل 4 ارائه شده است.


شکل 2- تصاویر صحرایی سازند بایندور در برش نمونه؛ A. نمای کلی سازند بایندور در برش نمونه، B. لایۀ برش حاوی قطعه‌هایی از جنس ماسه‌سنگ ارغوانی و همچنین گرانیت دوران در واحد 1، C. دولومیت‌های خاکستری تیره همراه با نوار‌های چرت در واحد 2، D. شیل مدادی قرمز واحد 3، E. ماسه‌سنگ خاکستری متوسط‌دانه در واحد 3

 

شکل 3-تصاویر صحرایی سازند بایندور در برش نمونه؛ A. نمایی از دولومیت استروماتولیتی واحد 4، B. ماسه‌سنگ خاکستری دارای لامیناسیون موازی تا مورب کم‌زاویۀ واحد 5، C دولومیت با ساختار استروماتولیتی واحد 6، D. لایه‌های ماسه‌سنگی دارای ریپل‌ مارک در واحد 7، E. دولومیت برشی واحد 8، F. واحد 9 (شیل سبزرنگ) سازند بایندور و مرز بالایی این سازند با دولومیت سلطانیه

 

 

شکل 4- ستون چینه‌شناسی سازند بایندور در برش نمونه، در جنوب‌غرب زنجان و موقعیت نمونه‌های انتخاب‌شده به‌منظور تجزیه‌وتحلیل ایزوتوپی

 


پتروگرافی دولومیت‌ها

سازند بایندور در برش نمونه عمدتاً از نهشته‌های سیلیسی- آواری متوسط و ریز‌دانه تشکیل شده است که پوردیوانبیگی مقدم (Pourdivanbeigi Moghaddam 2019) مطالعه‌های پترولوژی و ژئوشیمی این نهشته‌ها را به‌طور مفصل بررسی کرده است. در مطالعۀ حاضر، با‌توجه‌به هدف پژوهش بر ویژگی‌های پتروگرافی و ژئوشیمیایی ایزوتوپی نهشته‌های کربناتۀ سازند بایندور تمرکز می‌شود.

دولومیت‌های سازند بایندور با‌توجه‌به توزیع اندازۀ بلورها (یونی‌مدال یا پلی‌مدال) و شکل مرز بلورها (مسطح یا غیر‌مسطح) به سه گروه ریز، متوسط و متوسط تا درشت‌بلور تقسیم می‌شوند. ویژگی‌های هریک از این دولومیت‌ها در جدول 1 ارائه شده‌‌اند.


 

جدول 1- ویژگی‌های پتروگرافی و درصد فراوانی انواع دولومیت‌های سازند بایندور

نوع دولومیت

اندازۀ بلور

مرز بین بلورها

شکل بلور

بافت‌های معادل

درصد حجمی

ریز‌بلور

62-16 میکرون

مسطح نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل

متراکم و ریز

ایدیوتاپیک، ایدیوتاپیک-P، مسطح-P

18

متوسط‌بلور

250-62 میکرون

مسطح نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل

موزائیکی

هیپدیوتاپیک، ایدیوتاپیک-S، مسطح-S

77

متوسط تا درشت‌بلور

750-250 میکرون

غیر‌مسطح

شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار

زینوتاپیک، زینوتاپیک-A، بی‌شکل

5


دولومیت‌های ریزبلور  (Fine crystalline dolomite)

این نوع دولومیت که با عنوان دولومیت نوع اول معرفی می‌شود از بلورهای متراکم ریز با اندازۀ 16 تا 62 میکرون (میانگین 36 میکرون) با مرزهای مسطح نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل (Subhedral to anhedral) تشکیل شده است (شکل 5، A و B). این نوع دولومیت معادل فابریک ایدیوتاپیک فریدمن (Friedman 1965)، ایدیوتاپیک- P سیبلی و گرگ (Sibley and Gregg 1987) و دولومیت مسطح- P مازولو (Mazzullo 1992) است. دولومیت‌های ریزبلور به‌شکل موزائیک‌های هم‌اندازه با مرزهای مسطح نیمه‌شکل‌دار مشاهده می‌شوند و معمولاً به رنگ تیره و متراکمند. این دولومیت‌ها به موازات لایه‌بندی طبقه‌های رسوبی‌اند و با ضخامت حدود 2 تا 8 متر در مطالعه‌های صحرایی شناسایی می‌شوند. این دولومیت‌ها طی مطالعه‌های صحرایی بیشتر حاوی ساختارهای لامینه‌ای استروماتولیتی (بافت اولیه) دیده می‌شوند. فابریک مسطح نیمه‌شکل‌دار در اثر رشد آرام بلور‌ها تحت‌تأثیر جریان پیوسته‌ای از سیالات دولومیت‌ساز در دمای کم ایجاد می‌شود (Warren 2000). این نوع دولومیت‌ها در سازند بایندور به رنگ خاکستری تیره‌اند، استروماتولیت دارند، ضخامتی حدود 13 متر از توالی سازند را تشکیل می‌دهند، در بخش‌های مختلف سازند پراکنده‌اند و 18 درصد از دولومیت‌های سازند بایندور را تشکیل می‌دهند.

 

دولومیت‌های متوسط‌بلور  (Medium crystalline dolomite)

این نوع دولومیت‌ها از بلورهای عمدتاً موزائیکی و هم‌اندازه با مرز‌های مسطح نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل تشکیل شده‌ است (شکل 5، C و D). اندازۀ بلورها بین 62 تا 250 میکرون (میانگین 135 میکرون) است. مرزهای مشترک بین بلورها مستقیم است و در برخی از آنها، ارتباط سطوح بلوری به‌خوبی حفظ شده است. فابریک دولومیت‌های متوسط‌بلور معادل فابریک هیپدیوتاپیک فریدمن (Friedman 1965) و دولومیت‌های مسطح- S سیبلی و گرگ (Sibley and Gregg 1987) و مازولو (Mazzullo 1992) است. دولومیت‌های خاکستری تیره و در برخی لایه‌ها نخودی‌رنگ حاوی ساخت استروماتولیت و ندول چرتی است که ضخامتی حدود 56 متر از توالی سازند را تشکیل می‌دهند، در بخش‌های مختلف سازند پراکنده‌اند و 77 درصد از کل دولومیت‌های سازند بایندور را در بر گرفته‌اند.

 

دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور (Coarsely crystalline dolomite)

این نوع دولومیت‌ها از بلورهای متوسط تا درشت بین 250 تا 750 میکرون (میانگین 500 میکرون) تشکیل شده است. بلورها عمدتاً شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دارند و مرز بین بلورها غیرمسطح است (شکل 5، E و F). این بافت معادل بافت زینوتاپیک فریدمن (Friedman1965)، زینوتاپیک- A سیبلی و گرگ (Sibley and Gregg 1987) و بی‌شکل (non planar) مازولو (Mazzullo 1992) است. دولومیت‌های درشت‌بلور سازند بایندور در لایه‌ای به ضخامت 3 متر و دارای بافت استروماتولیت و ندول چرت قرار دارند و فراوانی این نوع دولومیت بسیار کم و حدود 5 درصد از کل دولومیت‌های این سازند است.

 

 

شکل 5- تصاویر میکروسکوپی انواع دولومیت‌های سازند بایندور؛ A و B. دولومیت‌های ریز‌بلور متراکم و دارای مرز مسطح (نمونه‌های 26 و 4)، C و D. دولومیت‌های متوسط‌بلور موزائیکی با مرزهای عمدتاً مسطح (نمونه‌های 44 و 29)، E و F. دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور با مرزهای عمدتاً غیر‌مسطح؛ اگرچه مرزهای مسطح نیز به میزان کمتر بین بلورهای دولومیت مشاهده می‌شوند.. (نمونۀ 21)

 


ژئوشیمی دولومیت‌ها (ایزوتوپ‌های پایدار کربن و اکسیژن)

تعداد 10 نمونه دولومیت برای تجزیه‌وتحلیل ایزوتوپی پایدار اکسیژن و کربن به‌منظور بررسی شرایط ژئوشیمیایی حاکم بر محیط رسوبی و میزان تأثیر دیاژنز انتخاب شدند. در مطالعۀ حاضر، تجزیه‌وتحلیل ایزوتوپی اکسیژن و کربن روی هر سه نوع دولومیت ریزبلور، متوسط‌بلور و متوسط تا درشت‌بلور انجام شد. جدول 2 مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و کربن را بر حسب انواع دولومیت‌های سازند بایندور نشان می‌دهد؛ بنابراین، میزان ایزوتوپ کربن 13 در نمونه‌های دولومیتی مطالعه‌شده بین ‰PDB 63/1- تا ‰PDB 02/2 و مقادیر ایزوتوپ اکسیژن 18 بین ‰PDB 94/5- تا ‰ PDB15/8- متغیر است.

 

 

جدول 2- مقادیر ایزوتوپ کربن و اکسیژن در انواع دولومیت‌های سازند بایندور

شمارۀ نمونه

نوع دولومیت

18O بر حسب پرمیل (PDB)

13C بر حسب پرمیل(PDB)

B4

ریز‌بلور

-6.63

0.08

B6

ریز‌بلور

-6.62

2.02

B8

ریز‌بلور

-6.70

1.22

B1

متوسط‌بلور

-7.15

0.60

B2

متوسط‌بلور

-5.94

-0.20

B5

متوسط‌بلور

-6.02

0.92

B7

متوسط‌بلور

-8.15

-1.63

B9

متوسط‌بلور

-6.72

1.50

B10

متوسط‌بلور

-7.02

0.22

B3

متوسط تا درشت‌بلور

-6.64

1.29

 


دمای تشکیل دولومیت‌ها

مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در آب‌های گرم‌تر، سبک‌تر ولی در آب‌های سردتر، سنگین‌تر است (Horita 2014; Veizer and Prokoph 2015). با‌توجه‌به مقادیر ایزوتوپ اکسیژن دولومیت‌ها و با به‌دست‌آوردن دمای تشیکل آنها می‌توان به نوع و دمای سیال ایجادکنندۀ دولومیت دست یافت. به‌منظور محاسبۀ دمای دولومیت‌های سازند بایندور از مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در انواع مختلف دولومیت‌ها مطابق با رابطۀ لند (Land 1985) استفاده شد.

T=16.4 - 4.3 ( [δ 18Odol - 3.8] -  δ 18Ow ) + 0.14 ( [δ 18Odol – 3.8] - δ 18Ow )2

در این دولومیت‌ها، ایزوتوپ اکسیژن آب دریا (δw) در زمان تشکیل دولومیت باید مشخص شود. برای دورۀ نئوپروتروزوئیک، δw آب دریا معادل ‰6- (SMOW) در نظر گرفته شده است (Shields and Veizer 2002). با جایگزین‌کردن داده‌های دولومیت‌های سازند بایندور در رابطۀ یادشده آشکار می‌شود دولومیت‌های ریز‌بلور در 38 درجۀ سانتی‌گراد، دولومیت‌های متوسط‌بلور در 39 درجۀ سانتی‌گراد و دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور در 38 درجۀ سانتی‌گراد تشکیل شده‌اند.

 

مدل دولومیتی‌شدن (Dolomitization model)

دولومیت‌های دریایی از فراوان‌ترین نوع دولومیت‌ها هستند که از آب‌های دریایی با شوری طبیعی تا سیالات بسیار شور در محیط‌های عمیق دریا، فلات قاره تا پهنه‌های جزرومدی تشکیل می‌شوند (Mullins et al. 1988; Mazzullo et al. 1987; Whitaker et al. 1994; Mahboubi et al. 2016). چرخش آب دریا بین رسوبات در مدت زمان طولانی لازمۀ تشکیل این نوع از دولومیت‌هاست. چرخش حجم زیادی از آب دریا توسط جریان‌های حرارتی در پلت‌فرم‌های کربناته به دولومیتی‌شدن منجر می‌شود که از آن با عنوان مدل چرخشی کاهوت (Kohout convection) نام می‌برند (Kohout 1967). طی این فرایند، آب‌های سرد دریا که در مجاورت پلت‌فرم‌های کربناته قرار دارند به‌وسیلۀ آب‌های زیرزمینی که با جریان‌های گرمابی گرم می‌شوند دوباره بین توالی‌های ضخیم رسوبی به چرخش درمی‌آیند و موجب تسریع فرایند دولومیتی‌شدن می‌شوند (Adabi 1996, 2009).

کربنات‌ها و شیل‌های پرکامبرین بالایی سازند بایندور در جنوب‌غرب منطقۀ زنجان و در محیط دریایی کم‌عمق (عمدتاً پهنه‌های ساحلی و جزر‌ومدی) رسوب‌گذاری شده‌اند (Pourdivanbeigi Moghaddam 2019). شواهدی ازجمله گسترش دولومیت‌های ریزبلور و غالب‌بودن میکرایت در رخساره‌های همراه با استروماتولیت‌های مسطح بیان‌کنندۀ شرایط محیطی اینترتایدال بالایی تا سوپراتایدال در سازند بایندور است. این محیط رسوبی بخش کوچکی از دریای اپیریک و گسترده زمان پرکامبرین پسین است که نواحی وسیعی از حوضۀ رسوبی البرز و دیگر بخش‌های ایران را در برگرفته بوده است (Aghanabati 2010). در محیط‌های سوپراتایدال و تا اندازه‌ای بخش‌های بالایی اینترتایدال، استروماتولیت‌های مسطح به‌علت شوری زیاد و انرژی کم غالباً معمول‌ترین شکل مشاهده‌شده‌اند (Batten et al. 2004; Dupraz et al. 2009).

دولومیت‌های سازند بایندور توزیع تقریباً موازی با لایه‌های رسوبی دارند (stratigraphic dolomite) و به‌ویژه، هیچ‌یک از انواع دولومیت‌های سازند بایندور در امتداد شکستگی‌ها و خطوط گسل (fractures and fault conduits) گسترش ندارند. این ویژگی به همراه اندازۀ ریز بلورهای دولومیت سازند بایندور، احتمالاً بیان‌کنندۀ تشکیل‌شدن آنها طی تدفین کم‌عمق و مراحل اولیۀ دیاژنز و پیش‌از فشردگی شیمیایی و تشکیل استیلولیت‌هاست. جانشینی سنگ‌آهک‌های سازند بایندور با بلورهای دولومیت در دماهای کم تا متوسط، زیر دمای بحرانی (critical roughening temperature)، انجام و این فرایند سبب تشکیل بلورهای دولومیت در زمینۀ سنگ و ذرات و آلوکم‌های تشکیل‌دهندۀ سنگ‌آهک اولیه شده است؛ نظیر چنین نتایجی را هانگ و همکاران (Huang et al. 2014) برای دولومیت‌های پرمین- تریاس حوضۀ تاریم در منطقۀ شمال‌غرب چین ارائه کرده‌اند. نتایج مطالعۀ حاضر نیز نشان می‌دهند رابطۀ مشخصی بین پتروگرافی و دمای تشکیل دولومیت‌ها وجود دارد و دامنۀ تغییر درجه‌حرارت تشکیل دولومیت‌ها با افزایش اندازۀ بلورهای دولومیت (نظیر دولومیت‌های سدل) بیشتر می‌شود و دمای تشکیل دولومیت‌های غیر‌مسطح (non-planar dolomites) بیشتر از دولومیت‌های مسطح (planar dolomites) است.

این دولومیت‌ها طی مطالعه‌های صحرایی، بیشتر دارای ساختارهای لامینه‌ای استروماتولیتی (بافت اولیه) مشاهده شدند. این دولومیت‌ها قطعه‌های فسیلی مربوط به محیط دریای باز با شوری طبیعی را ندارند و گاهی دانه‌های پراکندۀ کوارتز آواری در اندازۀ سیلت و ماسه در مقاطع مطالعه‌شدۀ آنها شناسایی شده است. مقادیر ایزوتوپ کربن آنها بین 63/1- تا 02/2 پرمیل متغیر است و ایزوتوپ اکسیژن آنها تغییرات بسیار ناچیزی را از 62/6- تا 15/8- پرمیل نشان می‌دهد. این مقادیر مشابه با تغییرات ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن مربوط به آب‌های دریای پرکامبرین بالایی‌اند (Shields and Veizer 2002) (شکل 6)؛ حتی در مواردی، مقادیر ایزوتوپ کربن دولومیت‌های نوع اول سازند بایندور در مقایسه با مقادیر ایزوتوپ کربن آب دریای پرکامبرین بالایی به میزان ناچیزی سنگین‌تر شده است که آن را می‌توان به دو علت شوری بیشتر محیط تشکیل این دولومیت (رسوبی و دیاژنزی) و تأثیر فرایندهای زیستی و متابولیکی ناشی از حضور مقادیر زیاد استروماتولیت‌ها همراه با بلورهای دولومیت نسبت داد (Preto et al. 2014; Baldermann et al. 2015; Yuan et al. 2015). تشکیل‌نشدن رسوبات تبخیری همراه با دولومیت‌ها را می‌توان ناشی از این علت دانست که شوری آب دریا در زمان تشکیل این دولومیت‌ها آن‌قدر زیاد نبوده است که سبب تشکیل انواع مختلف کانی‌های تبخیری همراه با دولومیت‌ها شود. با درنظرگرفتن مقادیر ایزوتوپ کربن و اکسیژن نمونه‌های مربوط به دولومیت‌های ریز‌بلور (نوع اول) و ویژگی‌های پتروگرافی این نمونه‌ها می‌توان بیان کرد این دولومیت‌ها در شرایط سطحی یا نزدیک سطح زمین، دمای کم و محیط‌های دریایی کم‌عمق (نزدیک به ساحل) تحت‌تأثیر آب دریا شکل گرفته‌اند؛ نظیر چنین نتایجی را سنا و همکاران (Sena et al. 2014) برای دولومیت‌های ریز‌بلوری گزارش کرده‌اند که توسط آب دریا در عمق تدفین کم از سنگ‌آهک‌های کم‌عمق کرتاسه واقع در عمان شکل گرفته‌اند. باتوجه‌به نتایج مطالعه‌های صحرایی و پتروگرافی به نظر می‌رسد دولومیت‌های سازند بایندور در مرحلۀ نخست تحت‌تأثیر مدل نفوذ- تراوش در شرایط دریایی کم‌عمق تشکیل شده باشند؛ به‌طوری‌که به احتمال زیاد آب دریای زمان پرکامبرین بالایی منبع اصلی یون منیزیم برای انجام فرایند دولومیتی‌شدن لایه‌های کربناته بوده است.

اندازۀ ریز تا متوسط بلورهای دولومیت و گسترش جانبی درخور توجه این دولومیت‌ها در سازند بایندور بهترین علت برای ارائۀ مدل نفوذ- تراوش برای تشکیل دولومیت‌های سازند بایندور از آب دریای تبخیرشده (Evaporated seawater) تحت‌تأثیر مدل تراوش است. گفتنی است این دولومیت‌ها به‌شکل لایه‌ای با ضخامت‌ در حد چند متر (Meter-thick beds of stratabound dolomite) در طول توالی سازند بایندور مشخصند. رخساره‌های کربناته و تخریبی همراه با دولومیت‌ها نیز تشکیل این دولومیت‌ها از کربنات‌های متعلق به بخش‌های دریایی کم‌عمق سازند بایندور را نشان می‌دهند؛ هرچند نبود رسوبات تبخیری (لایه‌های ژیپس و انیدریت) همراه با دولومیت‌های سازند بایندور نشان می‌دهند شوری آب دریا به حدی نرسیده است که سبب ته‌نشست لایه‌های ژیپس شود. این شرایط با مدل ارائه‌شده (72 to 199‰; Penesaline dolomitization) توسط سیمس (Simms 1984)، کوینگ و همکاران (Qing et al. 2001) و روت و کوینگ (Rott and Qing 2013) همخوانی درخور توجهی دارد. در این مدل، آب دریای تبخیر‌شده که شوری آن نسبتاً افزایش یافته است به داخل رسوبات کربناتۀ زیرین نفوذ می‌کند و به‌علت غنی‌بودن از منیزیم سبب جانشینی دولومیت به‌جای سنگ‌آهک‌های اولیه می‌شود.

دامنۀ کم تغییرات و مقادیر مثبت (سنگین) ایزوتوپ کربن در این دولومیت‌ها نشان‌دهندۀ مؤثرنبودن آب‌های جوی روی این دولومیت‌‌ها طی تشکیل آنهاست. مقادیر ایزوتوپ اکسیژن دولومیت‌های ریزبلور نسبت به متوسط‌بلور سنگین‌تر است؛ ازاین‌رو، این دولومیت را می‌توان نخستین دولومیت تشکیل‌شده در سازند بایندور در نظر گرفت. طی تدفین و درنتیجۀ تأثیر فرایندهای دیاژنزی، دولومیت‌های متوسط‌بلور اغلب به‌شکل بلورهای موزائیکی و هم‌اندازه تا غیر‌هم‌اندازه با مرز‌های مسطح نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل در بخش‌های کربناتۀ سازند بایندور ایجاد شده‌اند. فابریک مسطح نیمه‌شکل‌دار عموماً نتیجۀ رشد بلورها تحت‌تأثیر جریان پیوسته‌ای از سیالات دولومیت‌ساز در دمای کم است  (Sibley and Gregg 1987; Geske et al. 2012; Huang et al. 2014). این دولومیت‌ها (دولومیت‌های درشت‌‌بلور، تدفینی) با‌توجه‌به شواهد پتروگرافی (اندازۀ بزرگ‌تر، توزیع چند‌مدی و همراهی دولومیت‌های ریز و درشت‌بلور) احتمالاً حاصل تبلور مجدد دولومیت‌های تشکیل‌شدۀ اولیه و متعلق به مرحله پیش هستند. اندازۀ نه‌چندان بزرگ بلورهای دولومیت نشان می‌دهد این بلورها احتمالاً طی تدفین کم‌عمق و در‌نتیجۀ تأثیر سیالات دولومیت‌ساز در این شرایط شکل گرفته‌اند. با‌توجه‌به مشابه‌بودن دمای تشکیل دولومیت‌های نوع اول و نوع دوم، شرایط یکسان تشکیل‌شدن دولومیت‌های نوع اول (تحت‌تأثیر فرایند نفوذ و تراوش) و نوع دوم (تدفین کم‌عمق) را می‌توان در نظر گرفت. دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور در سازند بایندور اغلب از بلورهای هم‌اندازۀ متوسط و تا حدودی درشت‌بلور (البته به‌شکل سیمان) تشکیل شده‌اند؛ با‌این‌حال، داده‌های ایزوتوپ اکسیژن این نمونه‌ها تفاوت مشهودی را بین این نوع دولومیت و دولومیت‌های متوسط‌بلور نشان نمی‌دهد (شکل 6)؛ ازاین‌رو می‌توان پنداشت این نوع دولومیت‌ها نیز در شرایط تدفین کم‌عمق از تبلور مجدد دولومیت‌های ریزبلور و نوع اول شکل گرفته‌اند.


 

 

شکل 6-نمودار مقادیر ایزوتوپ کربن در برابر ایزوتوپ اکسیژن انواع دولومیت‌های سازند بایندور (محدوده‌ها برگرفته از1-2. Shields and Veizer 2002; 3. Zempolich et al. 1988; 4. Behrens and Land 1972)

 


نتیجه‌

بر اساس مطالعه‌های صحرایی انجام‌شده، 9 واحد سنگ‌چینه‌ای در سازند بایندور تفکیک شد که اکثراً از شیل‌های ارغوانی و با فراوانی کمتر شیل‌های سبز‌رنگ، ماسه‌سنگ‌های ارغوانی، سفید و خاکستری دارای لامیناسیون موازی، طبقه‌بندی مورب عدسی و ریپل مارک و همچنین میان‌لایۀ دولومیتی تیره‌رنگ و خاکستری حاوی ندول چرت و ساخت استروماتولیت‌دار تشکیل شده‌اند. باتوجه‌به مطالعه‌های پتروگرافی روی مقاطع نازک میکروسکوپی، دولومیت‌های سازند بایندور بر اساس فابریک و اندازۀ بلورها به سه گروه دولومیت‌های ریزبلور، متوسط‌بلور و متوسط تا درشت‌بلور تقسیم می‌شوند. میزان ایزوتوپ کربن در نمونه‌های دولومیتی مطالعه‌شده بین ‰PDB 63/1- تا ‰PDB 02/2 و مقادیر ایزوتوپ اکسیژن 18 بین ‰PDB 94/5- تا ‰ PDB15/8- اندازه‌گیری و مشخص شد دولومیت‌های ریز‌بلور، متوسط‌بلور و متوسط تا درشت‌بلور به‌ترتیب در دمای 38، 39 و 38 درجۀ سانتی‌گراد تشکیل شده‌اند. دولومیت‌های درشت‌بلور با‌توجه‌به شواهد پتروگرافی (اندازۀ بزرگ‌تر، توزیع چند‌مدی و همراهی دولومیت‌های ریز و درشت‌بلور) احتمالاً حاصل تبلور مجدد دولومیت‌های تشکیل‌شدۀ اولیه و متعلق به مرحلۀ پیش هستند که طی تدفین کم‌عمق و توسط آب دریا شکل گرفته‌اند. شرایط تشکیل‌شدن این دولومیت‌ها با دولومیت‌های ریز‌بلور با‌توجه‌به یکسان‌بودن دمای تشکیل و مقادیر ایزوتوپ اکسیژن تقریباً مشابه است.

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

Adabi M. H. 2009. Multistage dolomitization of upper Jurassic Muzduran Formation, Kopet-Dagh basin, N. E. Iran: Carbonates and evaporates, 24 (1): 16-32.

Adams J. F. and Rhodes M.L. 1960. Dolomitization by seepage refluxion. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 44: 1912-1920.

Aghanabati A. 2010. Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. 606 p. [In Persian]

Ayalon A. and Longstaffe F. J. 1995. Stable isotope evidence for the origin of diagenetic carbonate minerals from the Lower Jurassic Inmar Formation, southern Israel. Sedimentology, 42: 147-160.

Badiozamani K. 1973. The dorag dolomitization model- application to the middle Ordovician of Wisconsin. Journal of Sedimentary Petrology, 43: 965-984.

Baldermann A. Deditius A. P. Dietzel M. Fichtner V. Fischer C. Hippler D. Leis A. Baldermann C. Mavromatis V. Stickler C. P. and Strauss H. 2015. The role of bacterial sulfate reduction during dolomite precipitation: Implications from Upper Jurassic platform carbonates. Chemical Geology, 412: 1-14.

Batten K. L. Narbonne G. M. James N. P. 2004. Paleoenvironments and growth of early Neoproterozoic calcimicrobial reefs: platformal Little Dal Group, northwestern Canada. Precambrian Research, 133: 249-269.

Behrens E. W. and Land, L. S. 1972. Subtidal Holocene dolomite, Baffin Bay, Texas. Journal of Sedimentary Research, 42(1): 155-161.

Bush P. 1973. Some aspects of the diagenetic history of the sabkha in Abu Dhabi, Persian Gulf: In Purser B. H. (Eds.), The Persian Gulf, Holocene Carbonate Sedimentation and Diagenesis in a Shallow Epicontinental Sea, Springer, 395-407.

Ciabeghodsi A. Hamdi A. Adabi M. H. and Sadeghi A. 2006. Systematic and Taphonomic Study of Trichophycus pedum at the Soltanieh Type Section in SE of Zanjan. Scientific Quarterly Journal Geosciences, 61: 116-123. [In Persian with English abstract].

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

Dupraz C. Reid P. R. Braissant O. Decho A. W. Norman R. S. and Visscher P. T. 2009. Processes of carbonate precipitation in modern microbial mats. Earth Science Reviews, 96:  141-162.

Etemad-Saeed N. and Hosseini-Barzi M. 2017. Tectonic provenance of the Bayandor sandstones (late Neoproterozoic) in the Chopoghlu section, Northwest Iran. Journal of Researches in Earth Sciences, 30: 49-61.

Friedman G. M. 1965. Terminology of crystallization textures and fabrics in sedimentary rocks. Journal of Sedimentary Petrology, 35: 643-655.

Geske A.  Zorlu J.  Richter D. K. Buhl D.  Niedermayr A. and Immenhauser A.  2012. Impact of diagenesis and low grade metamorphosis on isotope (δ26Mg, δ13C, δ18O and 87Sr/86Sr) and elemental (Ca, Mg, Mn, Fe and Sr) signatures of Triassic sabkha dolomites. Chemical Geology, 332: 45-64.

Ghavidel-Syooki M. 1995. Primary Palynological study and age determination of Bayandor Formation in Kuh-e-Bayandor at southern Zanjan City, Northwest Iran: Geosciences, 17: 24-39. [In Persian]

Hanshow B. B. Back W. and Deike R. G. 1971. A geochemical hypothesis of dolomitization by ground water. Economic Geology, 66: 710-724.

Horita J. 2014. Oxygen and carbon isotope fractionation in the system dolomite–water–CO2 to elevated temperatures. Geochimica et Cosmochimica Acta, 129: 111-124.

Huang S. Huang K. Lü J. and Lan Y. 2014. The relationship between dolomite textures and their formation temperature: a case study from the Permian-Triassic of the Sichuan Basin and the Lower Paleozoic of the Tarim Basin. Petroleum Science, 11: 39-51.

Kohout, F. A.  1967. Ground-water flow and the geothermal regime of the Floridian Plateau. Gulf Coast Association of Geological Societies Transactions, 17: 339-354.

Land L. S. 1985. The origin of massive dolomite. Journal of Geological Education, 33: 112-125.

Land L. S. 1985. The origin of massive dolomite. Journal of Geological Education, 33(2): 112-125.

Mahboubi A.  Nowrouzi  Z.  Al-Aasm S.  Moussavi-Harami R. and Mahmudy-Gharaei M. H. 2016. Dolomitization of the Silurian Niur Formation, Tabas block, east central Iran: Fluid flow and dolomite evolution. Marine and Petroleum Geology, 77: 791-805.

Mazzullo S. J. 1992. Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: A review. Carbonates and Evaporites, 7: 21-37. 

Mazzullo S. J. Reid A. M. and Gregg J. M. 1987. Dolomitization of Holocene Mg-calcite supratidal deposits, Ambergris Cay, Belize. Geological Society of America Bulletin, 98 (2): 224-231.

Mullins H. T. Dlx G. R.  Gardulski A. F. and Land L. S. 1988. Neogene deep-water dolomite from the Florida-Bahamas platform: In Shukla, V. and P. Baker (Eds.), Sedimentology and Geochemistry of Dolostones: SEPM Society for Sedimentary Geology, 43: 235-243.

Pilekouhi J. Jafarzadeh M. Taheri, A. and Zohdi A. 2018. Petrography, geochemistry and mechanism of dolomitization of late Precambrin succession in Chopoghlu Section, South East of Zanjan Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 71(2): 1-22. [In Persian with English abstract].

Pourdivanbeigi Moghaddam S. 2019. Sedimentary environment, Diagenesis and Provenance of Bayandor Formation in type section, southwest Zanjan. Master Thesis in Sedimentology and Sedimentary Petrology, (Unpublished), University of Isfahan. [In Persian with English abstract].

Preto N. Breda A. Dal Corso J. Spötl C. Zorzi F. and Frisia S. 2014. Primary dolomite in the Late Triassic Travenanzes Formation, Dolomites, Northern Italy: Facies control and possible bacterial influence. Sedimentology, 62: 697-716.

Qing H. Bosence D. W. J. and Rise E. P. F. 2001. Dolomitization by penesaline sea water in Early Jurassic peritidal platform carbonates, Gibraltar, western Mediterranean. Sedimentology, 48: 153-163.

Rosen M.R. Miser D.E. Starcher M.A. and Warren, J. K. 1989.Formation of dolomite in the Coorong region, South Australia.Geochimica et Cosmochimica Acta, 53: 661-669.

Rott C. M. and Qing H. 2013. Early dolomitization and recrystallization in shallow marine carbonates, Mississippian Alida Beds, Williston Basin (Canada): evidence from petrography and isotope geochemistry. Journal of Sedimentary Research, 83: 928-941.

Sena C. M. John C. M. Jourdan A. L. Vandeginste V. and Manning C. 2014. Dolomitization of Lower Cretaceous peritidal carbonates by modified seawater: constraints from clumped isotopic paleothermometry, elemental chemistry, and strontium Isotope. Journal of Sedimentary Research, 84 (7): 552-566.

Shabestari M. and Adabi M. H. 2001. Precambrian-Cambrian boundary determination of the Soltanieh Formation sequence in the north of Semnan with Chemostratigraphy method. Journal of Earth Science Researches, 4 and 5: 85-91. [In Persian with English abstract].

Shahkarami S. M. Mángano G. and Buatois L. A.  2017. Discriminating ecological and evolutionary controls during the Ediacaran–Cambrian transition: trace fossils from the Soltanieh Formation of northern Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 476: 15-27.

Shields G. and Veizer J. 2002. Precambrian marine carbonate isotope database: Version 1.1, Geochemistry, Geophysics and Geosystems, 3 (6): 1-12.

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

Simms M. 1984. Dolomitization by groundwater-flow systems in carbonate platforms: Gulf Coast Association of Geological Societies, Transactions, 34: 411-420.

Stöcklin J. 1968. Structural history and tectonic of Iran: A review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52: 1229-1258.

Stöcklin J. 1972. Lexique Stratigraphique International, 3, Fascicule 9 b, Iran.

Stöcklin J. and Eftekhar-Nezhad J. 1969. Zanjan Quadrangle map, 1:250000, Geological Survey of Iran, Quadrangle No. D4.

Vaziri S.H. Majidifard M. R. and Laflamme M. 2018. Diverse Assemblage of Ediacaran fossils from Central Iran. Scientific reports, 8: 1-7.

Veizer J. and Prokoph A. 2015. Temperatures and oxygen isotopic composition of Phanerozoic oceans. Earth-Science Reviews, 146: 92-104.

Warren  J. 2000. Dolomite: Occurrence, evolution and economically important associations. Earth Science Reviews, 52: 1-8.

Warren, J. K. 1991. Sulfate dominated sea-marginal and platform evaporative settings: In Melvin J. L. (Eds.), Evaporites, Petroleum and Mineral Resources: Developments in Sedimentology, 50: 477-533.

Whitaker F. F.  Smart P. L. Vahrenkamp V. C. Nicholson H. and Wogelius R. A.  1994. Dolomitization by near-normal seawater? Field evidence from the Bahamas: In. Purser B. H. Tucker M. E. and Zenger D. H. (Eds.) Dolomites, A Volume in Honour of Dolomieu: International Association of Sedimentologists, Special Publications, 21: 111-132.

Yuan J. Huang C. Zhao F and Pan X. 2015. Carbon and oxygen isotopic compositions, and palaeoenvironmental significance of saline lacustrine dolomite from the Qaidam Basin, Western China. Journal of Petroleum Science and Engineering, 135: 596-607.

Zempolich W. G. Wilkinson B. H. and Lohmann K. C.  1988. Diagenesis of Late Proterozoic carbonates; the Beck Spring Dolomite of eastern California. Journal of Sedimentary Petrology, 58 (4): 656-672.