بررسی ویژگی‬های رسوبی- دیاژنزی و ژئوشیمیایی سازند ایلام در شمال‬غرب آبدانان، کبیرکوه

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشگاه خوارزمی، ایران

2 دانشیار، گروه زمین شناسی دانشگاه خوارزمی تهران، ایران

3 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه خوارزمی، ایران

چکیده

در مطالعۀ حاضر، سازند ایلام از گروه بنگستان با سن کرتاسۀ پسین در شمال‌غرب آبدانان واقع در تاقدیس کبیرکوه ازنظر ویژگی‌های رسوبی، فرایندهای دیاژنزی و ژئوشیمیایی بررسی شده است. مطالعه‌های صحرایی نشان می‌دهند این سازند در برش مطالعه‌شده با ضخامت 281 متر از سنگ‌آهک‌های توده‌ای، متوسط تا نازک‌لایه با میان‌لایه‌های شیل و آهک آرژیلی تشکیل شده است. مرز بالایی و پایینی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده به‌ترتیب با سازند گورپی و سازند سروک به‌طور ناپیوسته است. بر اساس نتایج پتروگرافی، نه ریزرخساره و یک پتروفاسیس برای سازند ایلام شناسایی شده است که عمدتاً در زیرمحیط رمپ خارجی- حوضه نهشته شدهاند. فرایندهای مهم دیاژنزی که سازند ایلام را در برش مطالعه‌شده تحت‌تأثیر قرار دادهاند، عبارتند از: میکرایتی‌شدن، سیمانی‌شدن، تراکم مکانیکی و شیمیایی، انحلال، پیریتی‌شدن، فسفاتی‌شدن و گلاکونیتی‌شدن. ویژگی‌های ژئوشیمیایی (عناصر اصلی و فرعی) توالیهای کربناتۀ ایلام، بسته‌بودن محیط دیاژنتیکی سازند را نشان می‌دهند. تغییرات V/Cr، V/(V+Ni) و Ni/Co نشان می‌دهند نمونه‌های کربناتۀ سازند ایلام در شرایط نیمه‌اکسیدی و عمدتاً احیایی قرار گرفته‌اند. تغییر دادههای ژئوشیمیایی عناصر Sr/Ca، Sr/Na،Sr/Mn، Ag، V، Ni، Zn، Sr، Fe، Co و P به شناسایی مرز دو سازند سروک و ایلام در تاقدیس کبیرکوه در برش آبدانان کمک کرده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Depositional-diagenetic and geochemical characteristics of the Ilam Formation in northwest of Abdanan, Kabir Kuh

نویسندگان [English]

  • Elham Asadi Mehmandosti 1
  • Jahanbakhsh Daneshian 2
  • Mohammad Farid Mohammad Panah 3
1 Kharazmi University, Iran
2 Kharazmi University, Iran
3 Kharazmi University, Iran
چکیده [English]

Abstract
In this study, the Late Cretaceous Ilam Formation of the Bangestan group in the northwest of Abdanan in the Kabir-Kuh anticline has been investigated for sedimentological and geochemical properties, and diagenetic processes. Field studies indicate that this formation in studied section reach a thickness of 281 m and composed of medium to thin-bedded limestones with shales and argillaceous limestones intercalations. The upper and lower boundaries of the Ilam Formation in the studied section are disconfirmable with the Gurpi and Sarvak formations, respectively. Based on the petrographic studies, nine microfacies and one petrofacies have been identified for the Ilam Formation which mainly deposited in the outer ramp-basin setting. The main diagenetic features affecting the Ilam Formation in the studied section include micritization, cementation, mechanical and chemical compactions, dissolution, pyritization, phosphatization, and glauconitization. Geochemical characteristic (major and trace elements) of the Ilam carbonate deposits indicate closed diagenetic system. Variations of V/Cr, V/(V+Ni) and Ni/Co indicate that the carbonate samples of the Ilam Formation are subjected to suboxic and mostly anoxic conditions. Separating the Sarvak and Ilam boundary can be aided by some geochemical data variations such as Sr/Ca, Sr/Na, Sr/Mn, Ag, V, Ni, Zn, Sr, Fe, Co and P at the Kabir-Kuh anticline in the Abdanan section.
Key words: Oxic-Anoxic conditions, Sedimentary environment, Zagros, Upper Cretaceous, Diagenesis
 



Introduction
During the Cretaceous, the Zagros basin had different environmental conditions so that this variation caused lateral and vertical sedimentary facies changes and numerous source rocks and oil reservoirs were created in this basin. Therefore, the Cretaceous sequences have long been of interest to many geologists (e.g. Kashfi 1976; Bahroudi and Talbot 2003; Alavi 2004; Sepehr and Cosgrove 2004; Insalaco et al. 2006; Fakhari et al. 2008; Van Buchem et al. 2010; Agard et al. 2011; Esrafili-Dizaji and RahimpourBonab 2013; Asadi Mehmandosti et al. 2013; Spina et al. 2018).
From Albian to Campanian, a large sedimentary cycle of the Kazhdumi, Sarvak, Surgah and Ilam formations can be identified in the Zagros region, called the Bangestan Group. The Sarvak and Ilam formations of this group, after the Asmari Formation, are the most important reservoir rocks in the Zagros region that are exposed in Iran and the countries around the Persian Gulf basin.
In this study, an outcrop of Ilam Formation in the Kabir Kuh anticline (Abdanan section) is selected to study. The aims include: to identify lithological features, study of microfacies, diagenesis processes, identification of pale-sedimentary environment and determination of redox conditions based on Ni/Co, V/Cr and V/(V+Ni) changes. In addition, due to the lithological similarities between the Ilam and Sarvak formations and the absence of the Surgah Formation in between in the study area, precise determination of the boundaries between these two formations through geochemical data is considered. These studies can provide a detailed picture of the sedimentological status of the studied basin at the time of the Ilam Formation carbonate deposition.
 
Material & Methods:
To determine sedimentary characteristic of the Ilam Formation, 90 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). Flügel (2010) facies belts and sedimentary models were also used. After petrographic studies, twenty powdered micrite samples (18 samples from Ilam Formation and 2 samples from Sarvak Formation) 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
Field work studies in the Kabir Kuh anticline (Abdanan section) indicate that the Ilam Formation has 281 m thickness and composed of medium to thin-bedded limestones with shales and argillaceous limestones intercalations.
Based on the petrographic studies, nine microfacies and one petrofacies have been identified for the Ilam Formation as follows: MF T1: Bioclast Ooid Packstone, MF T2: Algal Bioclast Packstone, MF T3: Peloid/Benthic Foraminifera Packstone, MF T4: Bioclast Packstone, MF T5: Echinoderm Fragments Oligosteginid Packstone, MF T6: Peliodal/Planktonic Foraminifera/Oligosteginid Wackestone to Packstone, MF T7: Oligosteginid Packstone, MF T8: Planktonic Foraminifera/Oligosteginid Wackestone to Packstone, MF T9: Planktonic Foraminifera Mudstone, PF: Shale/Calcareous Shale. The Ilam Formation mainly deposited in the outer ramp- basin setting at studied section.
The main diagenetic features affecting the Ilam Formation in the studied section include micritization, cementation, mechanical and chemical compactions, dissolution, pyritization, phosphatization, and glauconitization. The diagenesis sequence were effected the Ilam Formation carbonates during the three stages of eogenesis, mesogenesis and telogenesis.
Investigation of geochemical data shows high amounts of Fe, V/Cr, V/(V+Ni) and Ni/Co ratios in studied carbonates and indicate that the carbonate samples of the Ilam Formation are subjected to suboxic and mostly anoxic conditions.
Early pyrite observed in the Ilam Formation also indicates the abundance of iron ions in seawater and the dominance of the reductive conditions at their formation.
In addition, Sr/Mn and Sr/Ca changes indicate that the Ilam Formation diagenetic system is closed in the studied section, which is in agreement with the low porosity observed in these carbonates.
Therefore, with respect to the sedimentary environment, the existence of anoxic conditions at the time of formation and close diagenetic system that prevented the formation of suitable porosities in the Ilam sediments in Abdanan section, it can be concluded that this formation do not have a good reservoir quality in studied section.
Separating the Sarvak and Ilam boundary can be aided by some geochemical data variations such as Sr/Ca, Sr/Na, Sr/Mn, Ag, V, Ni, Zn, Sr, Fe, Co and P at the Kabir-Kuh anticline in the Abdanan section.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Oxic-Anoxic conditions
  • Sedimentary environment
  • Zagros
  • Upper Cretaceous
  • Diagenesis

مقدمه

طی زمان کرتاسه، حوضۀ زاگرس شرایط محیطی متفاوتی داشته است؛ به‌طوری‌که این تنوع موجب تغییرات جانبی و قائم رخساره‌های رسوبی شده و سنگ‌های منشأ و مخازن نفتی متعددی را در این حوضه ایجاد کرده است؛ ازاین‌رو، بسیاری از زمینشناسان از دیرباز به توالی‌های کرتاسه توجه داشتهاند (e.g. Kashfi 1976; Bahroudi and Talbot 2003; Alavi 2004; Sepehr and Cosgrove 2004; Insalaco et al. 2006; Fakhari et al. 2008; Van Buchem et al. 2010; Agard et al. 2011; Esrafili-Dizaji and RahimpourBonab 2013; Asadi Mehmandosti et al. 2013; Spina et al. 2018). از آلبین تا کامپانین، چرخۀ رسوبی بزرگی از سازندهای کژدمی، سروک،‌‌‌‌‌‌ سورگاه و ایلام را می‌توان در ناحیۀ زاگرس شناسایی کرد که به مجموعۀ این سازندها، گروه بنگستان گفته می‌شود. پس‌از سازند آسماری، سازند‌‌های‌ سروک و ایلام این گروه مهم‌ترین سنگ مخزن در منطقۀ زاگرس به شمار می‌آیند که در ایران و کشورهای اطراف حوضۀ خلیج فارس رخنمون دارند (James and Wynd 1965). باتوجه‌به تغییرات رخساره‌ای سازند ایلام و ایجاد شرایط مخزنی، مطالعه‌های مختلفی روی این سازند انجام شده‌اند (برای نمونه، Adabi and Asadi Mehmandosti 2008؛ Ghabeishavi  et al. 2009؛ Hosseini 2011؛ Khosheghbal 2013؛ Mehrabi et al. 2015؛ Asadi 2017 و Asadi Mehmandosti et al. 2017). سازند ایلام در ناحیۀ لرستان با رخسارۀ پلاژیک، سرشار از الیگوستژینید و فرامینیفرهاى پلانکتون شناخته میشود؛ در‌حالی‌که در نواحی فروافتادگی دزفول و فارس رخسارۀ نریتیک دارد (James and Wynd 1965). مرز پایینی سازند ایلام در برش الگو واقع در تنگ گراب (شمال‌غربى تاقدیس کبیرکوه) سازند سورگاه است، اما از لرستان به‌سوی جنوب‌خاوری، سازند سورگاه از بین می‌رود و سازند ایلام به‌شکل ناهم‌ساز روی سازند سروک قرار میگیرد. در مطالعۀ حاضر به‌منظور شناخت ویژگیهای سنگ‌شناسی، مطالعۀ ریزرخسارهها، فرایندهای دیاژنزی، شناسایی محیط رسوبی دیرینه، تعیین شرایط اکسیداسیون و احیا بر اساس تغییرات Ni/Co، V/Cr وV/(V+Ni) ، برشی از سازند ایلام در تاقدیس کبیرکوه (برش آبدانان) انتخاب شد؛ همچنین باتوجه‌به تشابه‌های سنگ‌شناسی سازندهای ایلام و سروک و وجودنداشتن سازند سورگاه در منطقۀ مطالعه‌شده، تعیین مرز دقیق این دو سازند از طریق داده‌های ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی از دیگر اهداف مطالعۀ حاضر در نظر گرفته شد. مطالعه‌های یادشده تصویر دقیقی از وضعیت رسوب‌شناسی حوضۀ مطالعه‌شده در زمان تشکیل سازند کربناتۀ ایلام ارائه می‌دهند.

 

زمین‌شناسی عمومی

برش مطالعه‌شده در شمال‌غرب آبدانان و در تاقدیس کبیرکوه واقع شده است. تاقدیس کبیرکوه در جنوب زیرزون لرستان (جنوب‌باختری ایران) قرار دارد که بخشی از کمربند چین‌خوردۀ زاگرس است (شکل 1، الف) (Motiei 1993; Alavi 2004). حوضۀ رسوبی زاگرس بخشی از کنارۀ جنوبی اقیانوس نئوتتیس و یکی از مهم‌ترین حوضههای نفتی جهان است. چینخوردگـی اصلی در حوضۀ زاگرس به زمانهـای میوسن و پلیوسـن مربوط است که تا زمان حاضر نیز ادامه دارد و موجب شکلگیری تاقدیسهـای کشیـده‌ای شـده است که بیشتـر تلههـای نفتـی ایـن منـطقـه را تشـکیـل میدهنـد. یکـی از این تاقدیس‌هـا، تاقدیس کبیرکوه اسـت که چیـن پیـشروی گسلـی (Fold Propagation-Fault) است (Alavi 2004; Pireh et al. 2014).

تاقدیس کبیرکوه با طول حدود 220 کیلومتر، یکی از طولانی‌ترین تاقدیس‌های زاگرس و طویل‌ترین تاقدیس در ناحیۀ لرستان است که تقریباً از 50 کیلومتری شمال‌غربی اندیمشک آغاز می‌شود و تا 20 کیلومتری جنوب‌شرقی شهرستان ایلام ادامه دارد. برش مطالعه‌شده ازنظر موقعیت جغرافیایی در عرض‌ جغرافیایی "7/50' 00°33 شمالی و طول جغرافیایی "6/24' 23°47 شرقی، در یال جنوبی تاقدیس کبیرکوه و تقریباً در 3 کیلومتری شمال‌غرب شهر آبدانان واقع شده است (شکل 1، ب). به‌طور‌کلی، سازند‌هایی که در منطقه رخنمون دارند عبارتند از: سروک، سورگاه، ایلام، پابده، گورپی، آسماری و گچساران (شکل 1، ج). سازند ایلام در برش مطالعه‌شده با ناپیوستگی هم‌شیب روی سازند سروک قرار دارد و مرز بالایی آن با سازند گورپی پیوسته است (شکل 2). سازند سورگاه در برش مطالعه‌شده وجود ندارد. سازند ایلام در برش مطالعه‌شده 281 متر ضخامت دارد و از سنگ‌آهک‌های توده‌ای، ضخیم، متوسط تا نازک‌لایه با میان‌لایه‌هایی از شیل، شیل آهکی و آهک آرژیلی تشکیل شده است. سن سازند ایلام در برش آبدانان، تورونین بالایی- سانتونین میانی (Delfan Azari 2018) در نظر گرفته شده است.

 

 

 

 

شکل 1- الف. زیرزون‌های زاگرس (برگرفته با تغییراتی از Motiei 1993) و برش مطالعه‌شده در جنوب زیرزون لرستان (جنوب‌باختری ایران) قرار دارد، ب. نقشۀ راه‌های دسترسی به محدودۀ مطالعه‌شده، ج. نقشۀ زمین‌شناسی برش مطالعه‌شده (برگرفته از نقشۀ زمین‌شناسی 1:100000 تاقدیس کبیرکوه، MacLeod 1970)؛ محل برش نمونه‌برداری روی شکل مشخص شده است.

 

روش کار و انجام مطالعه

در پژوهش حاضر و طی عملیات صحرایی، 90 نمونه از تمام ضخامت واقعی (با درنظرگرفتن شیب برون‌زد لایه‌ها) سازند ایلام به‌طور سیستماتیک با فواصل حدود 3 متر و در مرز سازندها با فواصل 5/0 متر برداشت شد. پس‌از تهیۀ مقاطع نازک میکروسکوپی و برای تشخیص بهتر کانی کلسیت از دولومیت، بخشی از مقاطع نازک میکروسکوپی با محلول آلیزارین قرمز (Red-S) به روش دیکسون (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی شدند. به‌منظور نام‌گذاری سنگ‌آهک‌ها از طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) و فولک  (Folk 1974)و برای تعیین ریز‌رخساره‌ها و محیط رسوبی از مدل رسوبی فلوگل (Flügel 2010) استفاده شد. در مرحلۀ بعد، 18 نمونه از بخشهای آهکی سازند ایلام که تحت‌تأثیر کمترین دیاژنز قرار گرفته بودند و 2 نمونه از سازند سروک برای انجام آزمایشهای عنصری انتخاب شدند. به‌منظور تجزیه‌وتحلیل نمونه‌ها، 1 گرم پودر نمونه با متۀ دندانپزشکی و تا حد ممکن از زمینۀ میکرایتی و دور از رگه‌ها، فسیل‌ها و آلوکم‌های موجود در سنگ تهیه و برای تعیین عناصر اصلی، فرعی و نادر خاکی با دستگاه ICP-ES به شرکت MET-SOLVE کشور کانادا ارسال شد. از ‌روش‌ چهار اسید (شامل ‌هیدروکلریک‌اسید‌، نیتریک‌اسید، ‌پرکلروریک‌اسید و ‌هیدروفلوریک‌اسید)‌ برای ‌حل‌کردن‌ پودر ‌سنگ ‌و ‌آماده‌سازی ‌نمونه‌ها استفاده ‌شد.‌ دقت ‌دستگاه ‌برای ‌عناصر ‌تعیین‌شده ‌در ‌جدول 1 نشان‌ داده ‌شده ‌است.

 

 

جدول 1- دقت داده‌های ژئوشیمی نمونه‌های آهکی مطالعه‌شده در سازند ایلام؛ دقت داده‌ها بر اساس پی‌پی‌ام است و در غیر این حالت، بیان شده است.

Multi-element ICP-ES (30 element) Trace Level-4-Acid

Detection Range (in ppm unless otherwise noted)

2-10000

Pb

1-10000

Cu

0.5-100

Ag

0.01%-10%

S

0.01%-50%

Fe

0.01%-50%

Al

5-10000

Sb

0.01%-10%

K

5-10000

As

1-10000

Sr

10-10000

La

10-1000

Ba

0.01%-10%

Ti

0.01%-50%

Mg

0.5-1000

Be

10-10000

Tl

5-10000

Mn

2-10000

Bi

1-10000

V

10-10000

Mo

0.01%-50%

Ca

10-10000

W

0.01%-10

Na

0.5-1000

Cd

2-10000

Zn

1-10000

Ni

1-10000

Co

5-2000

Zr

10-10000

P

1-10000

Cr

ICP-130 Multi-element package + Cold vapor Hg      0.1-100

 

 

شکل 2- مرزهای سازند ایلام با سازندهای سروک و گورپی و نمای کلی برش مطالعه‌شده

 

 

بحث و تحلیل یافته‌های پ‍‍ژوهش

 سنگ‌نگاری و تحلیل رخسارهای: در مطالعۀ پتروگرافی، ترکیب و بافت سنگ‌های رسوبی و اجزای اصلی و فرعی رخساره‌ها بررسی شد. فرامینیفرها (پلانکتون و بنتیک)، خارپوستان، دوکفه‌ای‌ها و جلبک قرمز از فسیل‌های شناسایی‌شده در سازند ایلام هستند و دانه‌های غیراسکلتی شامل اُاُئیدها و پلوئیدها می‌شوند. مطالعه‌های رخسارهای نشان می‌دهند سازند ایلام در برش مطالعه‌شده در شمال‌غرب آبدانان از نه ریزرخساره و یک پتروفاسیس تشکیل شده است:

 

ریزرخسارۀ 1: پکستون حاوی اُاُئید و بایوکلاست

اُاُئید (آلوکم غیراسکلتی)، فراوانی درخور توجهی در این ریزرخساره دارد و پلوئید از دیگر اجزای غیراسکلتی این ریزرخساره است. آلوکم‌های اسکلتی موجود در این ریزرخساره شامل خرده‌های اسکلتی، خارپوست، خرده‌های دوکفه‌ای، فرامینیفرهای بنتیک از نوع میلیولید و به مقدار کمتر، جلبک قرمز Permocalculus هستند (شکل 3، الف). این ریزرخساره در بخش میانی ستون چینه‌شناسی برش مطالعه‌شدۀ سازند ایلام مشاهده شده است (شکل 4) و در مطالعه‌های صحرایی به‌شکل متوسط تا نازک‌لایه مشخص است.

تفسیر: اُاُئیدهای مماسی عمدتاً در محیط‌های پرانرژی و آشفته حضور دارند (Tucker 2001; Flügel 2010). پلوئیدها معمولاً در آب‌های کم‌عمق دریایی جزرومدی و زیرجزرمدی شلف‌های کربناته و همچنین در ریف و پشته‌های گلی یافت می‌شوند (Flügel 2010). خرده‌های دوکفه‌ای، زیرمحیط‌های مختلفی را برای زندگی ترجیح می‌دهند و در محیط جزرومدی، زیرجزرومدی با انرژی کم و حاشیۀ دریا مانند حاشیۀ شلف دریایی با انرژی زیاد زندگی میکنند (Flügel 2010). ازآنجاکه اُاُئیدهای شناسایی‌شده هستۀ بزرگی نسبت به کورتکس دارند و اندازۀ آنها کمتر از 500 میکرون است، غلبۀ شرایط پرانرژی برای مدت زمان محدود را نشان می‌دهند (Flügel 2010).

علاوه‌بر حضور آلوکمهای غیر‌اسکلتی یادشده و وجود آلوکمهای اسکلتی مانند خارپوست، خرده‌های دوکفه‌ای و فرامینیفرهای بنتیک، می‎توان شرایط محیطی حفظ‌شده به‌سمت دریای باز را برای این ریز‌رخساره در نظر گرفت که معادل RMF 26 فلوگل (Flügel 2010) است. این ریزرخساره کم‌عمق‌ترین ریزرخسارۀ شناسایی‌شدۀ سازند ایلام در برش مطالعه‌شده است و میتوان آن را متعلق به بخشهای Proximal منطقۀ رمپ داخلی در نظر گرفت.

 

ریزرخسارۀ 2: پکستون حاوی بایوکلاست و جلبک

ویژگی اصلی این ریزرخساره، حضور جلبک قرمز Permocalculus است. خردههای خارپوست و دوکفه‌ای، فرامینیفرهای بنتیک (نظیر میلیولید)، فرامینیفرهای پلانکتونیک و همچنین پلوئید از دیگر آلوکم‌های اسکلتی موجود در این رخساره‌اند (شکل 3، ب). این ریزرخساره فراوانی کمی در برش مطالعه‌شده دارد و تنها در بخش پایینی سازند ایلام و به‌‌طور متوسط‌لایه در مطالعه‌های صحرایی مشاهده می‌شود.

تفسیر: جلبک قرمز عمدتاً در محیط‌های کم‌عمق و گرم (بخش نریتیک) دریا زندگی می‌کند و کمتر در محیط‌های عمیق (عمق بیش از 125 متر) وجود دارد (Flügel 2010). باتوجه‌به تنوع آلوکمهای اسکلتی و حضور فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک میتوان شرایط بهینۀ چرخش آب و ورود مواد مغذی (Zhicheng et al. 1997) را برای این ریزرخساره در نظر گرفت. این ریزرخساره معادل RMF 3 فلوگل (Flügel 2010) است و تشکیل آن به بخشهای ابتدایی رمپ میانی نسبت داده می‌شود.

 

ریزرخسارۀ 3: پکستون حاوی پلوئید و فرامینیفرهای بنتیک

پلوئید همراه با فرامینیفرهای بنتیک مانند میلیولید و تکستولاریا از مهم‌ترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این رخساره‌اند که در زمینۀ گلی تا سیمانی با بافت دانه‌پشتیبان قرار گرفتهاند (شکل 3، پ). خرده‌های خارپوست، دوکفه‌ای و الیگوستژینید از دیگر آلوکم‌های اسکلتی شناسایی‌شده به شمار می‌آیند. این ریزرخساره در بخش پایینی سازند ایلام و به‌شکل متوسط‌لایه قرار دارد (شکل 4).

تفسیر: پلوئید در محیط‌های مختلف جزورمدی، لاگونی و آب‌های عمیق یافت می‌شود (Wilson 1975, Tucker and Wright 1990; Flügel 2010). حضور پلوئید در کنار فرامینیفرهای بنتیک (مانند میلیولید و تکستولاریا)، خرده‌های خارپوست و بوتای پلانکتون بیان‌کنندۀ تشکیل این ریزرخساره در زیرمحیط رمپ میانی است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ RMF 3 فلوگل (Flügel 2010) است و قلاوند (Ghalavand 2009) و مهرابی و همکاران (Mehrabi et al. 2014) نیز مشابه ریزرخسارۀ یادشده را برای سازند ایلام در فروافتادگی دزفول گزارش کرده‌اند.

 

ریزرخسارۀ 4: پکستون حاوی بایوکلاست

مهم‌ترین آلوکم‌های اسکلتی موجود در این ریز‌رخساره عبارتند از: خرده‌های خارپوست، خرده‌های دو‌کفه‌ای، فرامینیفرهای پلانکتون، الیگوستژینید و فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی کمتر (شکل 3، ت). این ریزرخساره در توالیهای سنگ‌آهک رسی و سنگ‌آهک متوسط‌لایۀ شناسایی‌شده در مطالعه‌های صحرایی دیده می‌شود.

تفسیر: آلوکم‌های اسکلتی مانند خرده‌های خارپوست، فرامینیفرهای پلانکتونیک و الیگوستژینید، محیط دریای آزاد را نشان می‌دهند. خرده‌های ریز خارپوست نشان‌دهندۀ بخش عمیق رمپ میانی است (Ghabeishavi et al. 2009). وجود الیگوستژینید، فرامینیفرهای پلانکتونیک و نبود رسوبات حمل‌شدۀ مربوط به محیط‌های کم‌عمق پلت‌فرم (مانند اینتراکلاستهای لاگونی) بیان‌کنندۀ رسوب‌گذاری زیر سطح اثر امواج عادی است (Aguilera-Franco and Romano 2004). این ریزرخساره معادل RMF 7 فلوگل (Flügel 2010) است که به محیط رمپ میانی (Distal) تا ابتدای رمپ خارجی تعلق دارد؛ مشابه این ریزرخساره را اسدی مهماندوستی و همکاران (Asadi Mehmandosti et al. 2017) برای سازند ایلام در دشت آبادان گزارش کرده‌اند.

 

ریزرخسارۀ 5: پکستون حاوی الیگوستژینید و خرده‌های خارپوست

الیگوستژینید و خرده‌های خارپوست اجزای اصلی این ریزرخساره‌اند (شکل 3، ث) که فراوانی اندکی نسبت به سایر ریزرخساره‌های شناسایی‌شده دارند. این ریزرخساره در بخش پایین ستون چینه‌شناسی سازند ایلام و به‌شکل سنگ‌آهک متوسط تا ضخیم‌لایه در مطالعه‌های صحرایی دیده میشود. فرامینیفرهای پلانکتونیک و بنتیک و جلبک قرمز Permocalculus با فراوانی کمتر از دیگر اجزای این ریزرخساره به شمار می‌آیند.

تفسیر: الیگوستژینیدها به‌طور معمول در نهشته‌های دریایی عمیق مشاهده می‌شوند و محیط دریایی باز را نشان می‌دهند (Master and Scott 1978). خرده‌های خارپوست در سنگ‌های آهکی آب‌های کم‌عمق و همچنین در محیط دریایی عمیق وجود دارند (Flügel 2010). این ریزرخساره معادل RMF 3 فلوگل (Flügel 2010) است که به رمپ خارجی تعلق دارد و مشابه این ریزرخساره را قلاوند (Ghalavand 2009) برای سازند ایلام در فروافتادگی دزفول گزارش کرده است.

 

ریزرخسارۀ 6: وکستون تا پکستون حاوی الیگوستژینید، فرامینیفرهای پلانکتون و پلوئید

الیگوستژینید با درصد فراوانی زیاد در این ریزرخساره غالب است. اجزای اسکلتی دیگر این ریزرخساره عبارتند از: فرامینیفرهای پلانکتونیک (مانند Heterohelix) و خارپوست با درصد فراوانی کم. پلت‌های مدفوعی (Fecal Pellets) از اجزای غیراسکلتی مشاهده‌شده در این ریزرخساره‌اند (شکل 3، ج). این ریزرخساره در بخش میانی ستون چینه‌شناسی برش مطالعه‌شدۀ سازند ایلام و به‌شکل متوسط‌لایه در مطالعه‌های صحرایی مشاهده شده است.

تفسیر: پلت‌های مدفوعی کربناته در دریاهای گرمسیر و محیط‌های غیردریایی تولید می‌شوند، اما بیشتر در پهنه‌های زیرجزرومدی و بین جزرومدی درون محیط‌های پلت‌فرمی یا رمپ حفظ می‌شوند که با انرژی کم آب و میزان رسوب‌گذاری کم همراه است (Flügel 2010). میکروفسیل پلانکتون الیگوستژینید به‌طور معمول در نهشته‌های دریایی عمیق حضور دارد (Flügel 2010). این ریزرخساره معادل RMF 3 استاندارد فلوگل (Flügel 2010) است که به زیرمحیط رمپ خارجی تعلق دارد؛ مشابه این ریزرخساره را مهرابی و همکاران (Mehrabi et al. 2014) در فروافتادگی دزفول و اسدی مهماندوستی و همکاران (Asadi Mehmandosti et al. 2017) برای سازند ایلام در دشت آبادان پیشنهاد کرده‌اند.

 

ریزرخسارۀ 7: پکستون حاوی الیگوستژینید

الیگوستژینید با فراوانی حدود 35 تا 40 درصد، اصلی‌ترین جزء این ریزرخساره است (شکل 3، چ). فرامینیفرهای پلانکتونیک با فراوانی کم همراه با خرده‌های خارپوست در این ریزرخساره مشاهده می‌شوند. این ریزرخساره در بخش‌های میانی و بالایی ستون چینه‌شناسی سازند ایلام و در بخش‌های آهکی متوسط تا ضخیم‌لایه در مطالعه‌های صحرایی مشخص است.

تفسیر: باتوجه‌به وجود میکروفسیل‌های پلانکتون و بافت دانه‌پشتیبان، این ریزرخساره در محیط نیمه‌عمیق با انرژی کم و زیر سطح امواج نهشته شده است (Scholle and Ulmer-Scholle 2003; Flügel 2010). فراوانی میکرایت نشان‌دهندۀ نبود انرژی کافی برای جابه‌جایی گل ‌آهک است. این ریزرخساره به کمربند رخساره‌ای دریای باز ویلسون (Wilson 1975) تعلق دارد و معادل RMF 3 فلوگل (Flügel 2010) است که می‌تواند به محیط رمپ خارجی نسبت داده شود؛ مشابه این ریزرخساره را اسدی مهماندوستی و همکاران (Asadi Mehmandosti et al. 2017) برای سازند ایلام در دشت آبادان پیشنهاد کرده‌اند.

 

ریز رخسارۀ 8: وکستون تا پکستون حاوی الیگوستژینید و فرامینیفرهای پلانکتونیک

در این ریزرخساره، الیگوستژینید به‌طور غالب در کنار سایر فرامینیفرهای پلانکتونیک نظیر Heterohelix و Globotruncana در زمینه‌ای از میکرایت مشاهده می‌شود (شکل 3، ح). این ریزرخساره بیشترین فراوانی را نسبت به سایر ریزرخساره‌های سازند کربناتۀ ایلام دارد و در بخش‌های مختلف ستون چینه‌شناسی و طبق مطالعه‌های صحرایی، در توالیهای متوسط‌لایه، ضخیم‌لایه و تودهای دیده می‌شود.

تفسیر: با‌توجه‌به غالب‌بودن الیگوستژینید و فرامینیفرهای پلانکتون، این ریزرخساره به بخش‌های عمیق دریایی نسبت داده می‌شود (Keller et al. 2002). فرامینیفرهای پلانکتونیک از ورودی‌های آواری دورند؛ بنابراین، پوستۀ آنها در گذرگاه‌های (Bathyal) عمیق‌تر دریای آزاد و حوضه ته‌نشین می‌شود (Flügel 2010). این ریزرخساره معادل RMF 3 فلوگل (Flügel 2010) است ومی‌تواند به محیط رمپ خارجی و زیر خط تأثیر طوفان (SWB) نسبت داده شود؛ مشابه این ریزرخساره را غبیشاوی و همکاران (Ghabeishavi et al. 2009) در تاقدیس کمستان برای سازند ایلام پیشنهاد کرده‌اند.

 

ریزرخسارۀ 9: مادستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونیک

این ریزرخساره عمدتاً از گل آهکی تشکیل شده است و فرامینیفرهای پلانکتونیک با فراوانی کمتر از 10 درصد در آن مشخصند. هتروهلیکس، فرامینیفر پلانکتونیکی است که در این ریزرخساره مشاهده شده است و الیگوستژینید نیز وجود دارد (شکل 3، خ). این ریزرخساره در بخش میانی ستون چینه‌شناسی برش مطالعه‌شدۀ سازند ایلام و در توالیهای متوسط تا ضخیم‌لایه مشاهده شده است.

تفسیر: وجود آلوکم‌های پلانکتون وابسته به دریای ژرف و میکرایت فراوان نشان‌دهندۀ ته‌نشست این ریزرخساره در دریای ژرف است (Wilson 1975; Bernaus et al. 2002; Adabi et al. 2010). این ریزرخساره معادل RMF 5 فلوگل (Flügel 2010) است که به محیط حوضه تعلق دارد. مشابه این ریزرخساره را قلاوند (Ghalavand 2009) و مهرابی و همکاران (Mehrabi et al. 2014) برای سازند ایلام در فروافتادگی دزفول گزارش کرده‌اند.

 

پتروفاسیس شیلی/شیل آهکی

مطالعه‌های صحرایی انجام‌شده روی سازند ایلام در برش آبدانان نشان میدهند این سازند از سنگ‌آهک و آهک آرژیلی همراه با میان‌لایههای شیل و شیل آهکی به رنگ خاکستری تا قهوهای روشن تشکیل شده است. بررسیهای میکروسکوپی انجام‌شده روی شیلها و شیلهای آهکی این سازند در برش مطالعه‌شده بیان‌کنندۀ حضور میکروفسیلهای Heterohelix reussi، Heterohelix globulosa، Whiteinell baltica، Macroglobigerineloides bollii و Muricohehbergella planispira در آنهاست (Delfan Azari 2018). باتوجه‌به فراوانی و نوع میکروفسیلهای پلانکتون موجود در شیلها و شیلهای آهکی (عمیق‌بودن محیط رسوب‌گذاری) و همچنین محتوای کربناتۀ کم و حضور فراوان آواری‌های ریزدانه (آرژیل)، می‌توان زیرمحیط حوضه یا دریای ژرف را برای این پتروفاسیس در نظر گرفت. طبق نظر استو و همکاران (Stow et al. 2001)، حضور شیل در بخش‌های عمیق دریایی از طریق ته‌نشست پلاژیک و همی‌پلاژیک، فرایندهای ریزشی و لغزشی، رسوب‌گذاری همی‌توربیدیتی (Hemiturbitidic sedimentation) و ته‌نشست کانتوری ایجاد می‌شود. باتوجه‌به مشاهده‌نشدن ساختارهای ریزشی، لغزشی و توربیدیتی، میتوان ته‌نشست پلاژیک را برای این رسوبات در سازند ایلام در نظر گرفت.

 

 

 

شکل 3- ریزرخساره‌های سازند ایلام در برش تاقدیس کبیرکوه، شمال‌غرب آبدانان؛ الف. ریزرخسارۀ 1 (پکستون حاوی اُاُئید و بایوکلاست)، پیکان‌ها اُاُئید را نشان می‌دهند، PPL؛ ب. ریزرخسارۀ 2 (پکستون حاوی بایوکلاست و جلبک)، پیکان‌ها خارپوستان خردشده‌ را نشان‌ می‌دهند، PPL؛ پ. ریزرخسارۀ 3 (پکستون حاوی پلوئید و فرامینیفرهای بنتیک)، پیکانها فرامینیفرهای بنتیک را نشان می‌دهند، بخشی از مقطع رنگ‌آمیزی شده است، XPL؛ ت. ریزرخسارۀ 4 (پکستون حاوی بایوکلاست)، بخشی از مقطع رنگ‌آمیزی شده است، XPL؛ ث. ریزرخسارۀ 5 (پکستون حاوی الیگوستژینید و خرده‌های خارپوست)، پیکان‌ها حضور مواد آلی در امتداد استیلولیت را نشان می‌دهند، XPL؛ ج. ریزرخسارۀ 6 (وکستون تا پکستون حاوی الیگوستژینید، فرامینیفرهای پلانکتون و پلوئید)، پیکان‌ها‌ پلوئیدهای مدفوعی را نشان می‌دهند، PPL؛ چ. ریزرخسارۀ 7 (پکستون حاوی الیگوستژینید)، خاموشی برخی تک‌بلورهای سیمان کلسیتی پرکنندۀ مراکز برخی الیگوستژینها مشخص است، XPL؛ ح. ریزرخسارۀ 8 (وکستون تا پکستون حاوی الیگوستژینید و فرامینیفرهای پلانکتونیک)، XPL؛ خ. ریزرخسارۀ 9 (مادستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونیک)، PPL.

 

شکل 4- تغییرات عمودی ریزرخسارههای سازند ایلام در برش تاقدیس کبیرکوه، شمال‌غرب آبدانان و مقایسۀ آن با ریزرخساره‌های استاندارد فلوگل (Flügel 2010)

 

 

تعیین محیط رسوبی

تغییرات ریزرخسارۀ سازند ایلام در برش تاقدیس کبیرکوه، شمال‌غرب آبدانان و مقایسۀ آن با ریز‌رخساره‎های استاندارد فلوگل (Flügel 2010) در امتداد ستون چینه‌شناسی در شکل 4 ترسیم شده است. باتوجه‌به رخسارۀ پلاژیک سرشار از بایوتای پلانکتون در برش مطالعه‌شده و وجودنداشتن ساخت‌های ریفی، حضورنداشتن آنکوئیدها، پیزوئیدها ودانه‌های آگرگات که معرف شلف کربناته‌اند یا به‌ندرت در رمپ‌های کربناته یافت می‌شوند، وجودنداشتن ساخت‌های ریزشی و لغزشی که بیان‌کنندۀ شیب زیاد محیط رسوبی هنگام رسوب‌گذاری‌ است، مدل رسوب‌گذاری سازند ایلام، پلت‌فرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال تعیین شده است ((Pomar 2001; Pomar and Kendal 2008. بورچت و رایت (Burchette and Wright 1992) رمپ کربناته را به بخش‌های رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی تقسیم کرده‌اند که رسوبات منتسب به سازند ایلام در تاقدیس کبیرکوه غالباً در رمپ خارجی و حوضه ته‌نشین شده‌اند (شکل 5).

 

 

 

شکل 5- مدل رسوبی ارائه‌شده برای سازند ایلام به‌شکل رمپ تک‌شیب با توزیع ریزرخساره‌ها در برش مطالعه‌شده، تاقدیس کبیرکوه، شمال‌غرب آبدانان؛ ازاین‌رو، این نهشته‌ها در سه زیرمحیط رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی- حوضه رسوب‌گذاری شده‌اند.

 

 

دیاژنز

فرایندهای دیاژنزی که در نهشته‌های کربناتۀ سازند ایلام در برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده دیده شده‌اند، به شرح زیر است:

سیمانی‌شدن کلسیتی: ازآنجاکه بیشتر رخساره‌های سازند ایلام، گل‌پشتیبان هستند، سیمانی‌شدن (به‌ویژه انواع بین‌دانهای) گسترش کمی دارد. چند فابریک از انواع سیمان‌ها مانند سیمان دروزی، سیمان هم‌بعد، سیمان سین‌تکسیال و سیمان پرکنندۀ رگه (بلوکی) در طبقه‌های آهکی نهشته‌های کرتاسۀ سازند ایلام مشاهده شده‌اند. سیمانهای کلسیتی دروزی و هم‌بعد در نمونه‌های مطالعه‌شدۀ سازند ایلام به‌شکل پرکنندۀ حفره‌ها و درون آلوکم‌های اسکلتی (در برخی نمونه‌ها، قالب آنها) تشکیل شده‌اند (شکل6، الف و ب). در بیشتر نمونه‌های مطالعه‌شده، سیمان کلسیت هم‌بعد به‌شکل پرکنندۀ آلوکمهای اسکلتی‌ است. در نمونه‌های مطالعه‌شده، سیمان سین‌تکسیال در رخساره‌هایی تشکیل شده است که خارپوست‌ها وجود دارند (شکل6، پ و ت)؛ همچنین شکستگی‌ها با اندازه‌های متفاوت در نهشته‌های کربناتۀ سازند ایلام وجود دارند و با سیمان بلوکی پر شده‌اند (شکل6، ث).

میکرایتی‌شدن: در نمونه‌های مطالعه‌شدۀ سازند ایلام، پوشش میکرایتی (Awais et al. 2018) در اطراف برخی از دانه‌های اسکلتی ایجاد شده است و دانه‌های پوشش‌دار ازجمله کورتوئید به وجود آمده‌اند (شکل6، ج)؛ همچنین در برخی مقاطع، دانه‌های اُاُئیدی به‌طور کامل میکرایتی شده‌اند (شکل6، چ).

تراکم مکانیکی و شیمیایی: اثر فشردگی مکانیکی روی توالی رسوبی سازند ایلام به‌علت گل‌پشتیبان‌بودن چندان مشخص نیست. این فرایند با‌توجه‌به میزان فشردگی سبب ایجاد تماس‌های نقطه‌ای، خطی (مماسی) و محدب- مقعر در نمونه‌های دانه غالب مطالعه‌شده گردیده است (شکل 6، ح). تشکیل استیلولیت و رگچه‌های انحلالی فراوان نشان‌دهندۀ فشردگی زیاد در رخساره‌های سازند ایلام است؛ باوجوداین، پرشدگی حجره‌های فسیلی با سیمان کلسیتی توانسته است مانع شکسته‌شدن فسیل‌ها طی تدفین شود. در برش مطالعه‌شده، استیلولیت‌ها گسترش کمتری نسبت به رگچه‌های انحلالی دارند که نشان‌دهندۀ بافت گل غالب این سازند است (شکل6، خ و د).

انحلال: در مقاطع مطالعه‌شدۀ سازند ایلام برش تاقدیس کبیرکوه، شواهد انحلال به‌شکل تخلخل قالبی در اثر حل‌شدن آلوکم‌های اسکلتی مانند فرامینیفرها (شکل 7، الف) و تخلخل حفره‌ای در زمینۀ میکرایتی و بدون تبعیت از فابریک سنگ (شکل‌های 7، ب و 8) مشاهده شده است. باتوجه‌به فراوانی بسیار کم حفره‌های انحلالی خالی در سازند ایلام، فرایند انحلال تأثیر چندانی در افزایش کیفیت مخزنی سازند ایلام نداشته است.

پیریتی‌شدن: در برش مطالعه‌شده، فرایند پیریتی‌شدن درون حجره‌های فسیل‌ها و در امتداد رگچه‌های انحلالی و استیلولیت‌ها و در برخی موارد به‌‌شکل منفرد و نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار در زمینه تشکیل شده است (شکل 7، پ و ت).

فسفاتی‌شدن: فسفاتی‌شدن در نهشته‌های کربناتۀ سازند ایلام در برش مطالعه‌شده بیشتر در زمینۀ میکرایتی و به‌شکل جانشینی روی آلوکم‌های اسکلتی تشکیل شده است و به‌شکل قطعه‌های نابرجا نیز وجود دارند (شکل 7، ث و ج).

گلاکونیتی‌شدن: گلاکونیتی‌شدن در برش مطالعه‌شده به‌شکل جانشینی آلوکم‌های غیراسکلتی (اُاُئیدها) درون حجره‌های فسیل‌ها و به‌شکل پراکنده در زمینۀ میکرایتی مشاهده شده است (شکل 7، چ).

توالی دیاژنزی: فرایندهای دیاژنزی شناسایی‌شده در سازند ایلام در امتداد ستون چینه‌شناسی شکل 8 نشان داده شده‌اند و تأثیر مجموعه‌ای از فرایندهای هم‌زمان با رسوب‌گذاری در کف دریا و پس‌از رسو‌ب‌گذاری طی دفن کم‌عمق تا عمیق و بالاآمدگی را نشان می‌دهند؛ بنابراین، فرایندهای دیاژنزی طی سه مرحلۀ ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز، رسوبات سازند ایلام را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند (شکل 9).

ائوژنز: فرایندهای دیاژنزی مربوط به این مرحله در نهشته‌های سازند ایلام (تاقدیس کبیرکوه) شامل میکرایتی‌شدن، سیمان‌های کلسیتی، فسفاتی‌شدن، گلاکونیتی‌شدن، پیریتی‌شدن، انحلال و فشردگی فیزیکی است که بی‌درنگ پس‌از ته‌نشست و گاهی هنگام ته‌نشست و پیش از مرحلۀ دفن عمیق، در نزدیکی سطح زمین و در دمای کمتر از 73 درجۀ سانتی‌گراد ایجاد شده‌اند (Morad et al. 2000; Mansurbeg et al. 2007 Moor and Wade 2013; Seibel and James 2017). فراوانی یون‌های سولفات و آهن در آب دریا و حضور مواد آلی در رسوبات سازند ایلام ممکن است شرایط لازم برای تشکیل پیریت اولیه را فراهم کرده باشند .(Goldhaber 2004)

مزوژنز: پس‌از مرحلۀ دیاژنز اولیه (ائوژنز)، رسوبات سازند ایلام تحت‌تأثیر دیاژنز میانى (مزوژنز) قرار گرفته‌اند. رسوبات با تدفین در اعماق، تحت‌تأثیر عملکرد فرایندهای دیاژنز دفنی قرار گرفتهاند و به‌شکل انحلال فشارشی سبب ایجاد استیلولیتها و رگچههای انحلالی، برخی فازهای سیمانی و انحلال در سازند ایلام شدهاند. پیریت‌های شناسایی‌شده درون حجره‌های فسیل‌ها، رگچه‌های انحلالی و استیلولیت‌ها را می‌توان از نوع ثانویه در نظر گرفت که در این مرحله تشکیل شدهاند.

تلوژنز: در اثر بالاآمدن سنگ‌های آهکی سازند ایلام، چین‌خوردگی رسوبات، درزه‌ها و شکستگی‌ها گسترش یافته‌اند. این رگه‌ها و درزه‌ها که بر اثر نیروهای تکتونیکی به وجود آمده‌اند، عمدتاً با سیمان کلسیتی پر شده‌اند.

 

 

 

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی فرایندهای دیاژنزی نهشتههای کربناتۀ سازند ایلام؛ الف. سیمان دروزی، مقطع رنگ‌آمیزی شده است، XPL؛ ب. سیمان هم‌بعد، XPL؛ پ. سیمان هم‌محور یا سین‌تکسیال، PPL؛ ت. تصویر پ در نور XPL؛ ث. سیمان پرکنندۀ رگه، XPL؛ ج. میکرایتی‌شدن و ایجاد دانۀ پوششدار که با پیکان نشان داده شده است، PPL؛ چ. میکرایتی‌شدن دانه‌های اُاُئیدی، PPL؛ ح. تراکم مکانیکی (a. تماس‌های نقطه‌ای، b. خطی و c. محدب- مقعر)، PPL؛ خ. استیلولیت با دامنۀ نوسان زیاد، PPL؛ د. رگچۀ انحلالی، XPL

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7- تصاویر فرایندهای دیاژنزی در نمونه‌های مطالعه‌شده؛ الف. تخلخل قالبی که با پیکان نشان داده شده است، XPL؛ ب. تخلخل حفره‌ای، XPL؛ پ. پیریتی‌شدن، XPL؛ ت. پیریتی‌شدن، PPL؛ ث. فسفاتی‌شدن، XPL؛ ج. فسفاتی‌شدن، PPL؛ چ. گلاکونیتی‌شدن، PPL

 

شکل 8- فرایندهای دیاژنزی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده در برابر ستون چینه‌شناسی؛ فراوانی فرایندهای دیاژنتیکی شناسایی‌شده در مقاطع مطالعه‌شده کمتر از 5 درصد است.

 

شکل 9- توالی پاراژنزی پیشنهادشده برای سازند ایلام در برش مطالعه‌شده

 

 

مطالعۀ ژئوشیمیایی

نتایج

مطالعه‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهند (جدول 2) میزان عنصر استرانسیم در نمونه‌های میکرایتی سازند ایلام در برش تاقدیس کبیرکوه بین 139 تا 1353 پی‌پی‌ام (میانگین 7/856 و انحراف معیار 09/297 پی‌پی‌ام) متغیر است. میزان سدیم در نمونه‌های مطالعه‌شده بین 90 تا 200 پی‌پی‌ام (میانگین 5/179 و انحراف معیار 99/33 پی‌پی‌ام) نوسان دارد. مقدار منگنز در نمونه‌های کربناتۀ سازند ایلام بین 16 تا 54 پی‌پی‌ام (میانگین 26 و انحراف معیار 69/8 پی‌پی‌ام) و تمرکز آهن بین 500 تا 5100 پی‌پی‌ام (میانگین 7/2266 و انحراف معیار 53/1154 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. مقدار فسفر در آهک‌های مطالعه‌شده بین 130 تا 546 پی‌پی‌ام (میانگین 28/200 و انحراف معیار 09/106 پی‌پی‌ام) نوسان دارد. بررسی میزان آرسنیک در نمونه‌های انتخابی سازند ایلام نشان می‌دهد میزان این عنصر در نمونه‌ها کمتر از 5 پی‌پی‌ام و حد شناسایی دستگاه آنالیزکننده است. میزان باریم در نمونه‌های سازند ایلام بین 9/9 تا 62 پی‌پی‌ام (میانگین 13/18 و انحراف معیار 46/12پی‌پی‌ام) متغیر است. مقدار زیرکن در نمونه‌های مطالعه‌شده بین 9/4 تا 10 پی‌پی‌ام (میانگین 6/5 و انحراف معیار 4/1پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند. در سازند ایلام، مقدار کبالت در نمونه‌های برش مطالعه‌شده بین 9/0 تا 38 پی‌پی‌ام (میانگین 72/4 و انحراف معیار 83/9پی‌پی‌ام) نوسان دارد. مقدار نیکل در نمونه‌های کربناتۀ سازند ایلام بین 3 تا 1932 پی‌پی‌ام (میانگین 89/176 و انحراف معیار 75/463 پی‌پی‌ام) محاسبه شده است. در تمام نمونه‌های مطالعه‌شده، تمرکز توریم کمتر از 8 پی‌پی‌ام است.

 

 

 

 

 

 

 

جدول 2- تغییرات عناصر اصلی و فرعی در نمونه‌های کربناتۀ بررسی‌شده در برش تاقدیس کبیرکوه

Sample ID

Formation

Ag

As

Ba

Ca

Co

Cr

Fe

Mg

Mn

Na

Ni

P

Sr

Th

V

Zn

Zr

ppm

ppm

ppm

%

ppm

ppm

%

%

ppm

%

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

S 26

Sarvak

1

<5

<10

35.29

<1

3

0.03

0.15

18

0.01

4

42

250

<8

10

6

<5

S 27

Sarvak

1.2

<5

<10

35.02

19

3

0.07

0.15

20

0.01

779

26

296

<8

13

8

<5

I 28

Ilam

1

<5

<10

18.97

<1

3

0.05

0.14

17

<0.01

4

546

139

<8

8

3

<5

I 29

Ilam

1

<5

<10

33.62

<1

3

0.14

0.26

25

0.02

3

139

407

<8

10

6

<5

I 30

Ilam

0.8

<5

21

31.77

1

15

0.26

0.25

25

0.02

65

225

516

<8

19

18

6

I 33

Ilam

0.6

<5

62

32.31

<1

24

0.2

0.32

21

0.02

17

242

844

<8

19

17

5

I 37

Ilam

1

<5

21

30.62

<1

32

0.51

0.33

31

0.02

9

325

987

<8

21

20

10

I 40

Ilam

1.1

<5

<10

33.57

1

7

0.08

0.28

16

0.02

27

229

869

<8

21

5

<5

I 43

Ilam

0.7

<5

16

31.65

<1

10

0.16

0.91

31

0.02

7

162

866

<8

14

21

<5

I 47

Ilam

1.1

<5

<10

33.62

23

3

0.16

0.25

20

0.02

644

121

1184

<8

9

9

<5

I 53

Ilam

0.8

<5

14

32.6

7

11

0.16

0.29

20

0.02

216

291

665

<8

13

16

5

I 56

Ilam

1

<5

<10

33.78

<1

4

0.19

0.23

32

0.02

8

130

1057

<8

10

14

<5

I 61

Ilam

0.9

<5

<10

32.71

3

7

0.24

0.27

22

0.02

104

131

1353

<8

12

20

<5

I 63

Ilam

0.8

<5

<10

33.27

2

5

0.22

0.26

22

0.02

91

148

1067

<8

14

8

<5

I 67

Ilam

1.2

<5

14

32.46

<1

15

0.25

0.22

32

0.02

8

132

1139

<8

31

44

6

I 72

Ilam

1

<5

26

32.13

<1

19

0.3

0.2

31

0.02

13

136

1023

<8

45

113

8

I 80

Ilam

1

<5

28

31.05

<1

10

0.33

0.2

26

0.02

10

138

904

<8

19

4

7

I 90

Ilam

1

<5

21

32.85

1

6

0.18

0.19

21

0.01

16

110

894

<8

13

3

<5

I 103

Ilam

0.8

<5

20

32.8

<1

12

0.2

0.19

22

0.02

10

206

899

<8

20

23

<5

I 118

Ilam

1.2

<5

14

32.4

38

12

0.45

0.23

54

0.02

1932

194

607

<8

19

64

<5

Av Ilam.

0.9

-

23

31.8

9.5

11.0

0.2

0.3

26

0.0

177

200

857

-

18

23

7

Max Ilam

1.2

-

62

33.8

38.0

32.0

0.5

0.9

54

0.0

1932

546

1353

-

45

113

10

Min Ilam

0.6

-

<10

19.0

<1

3.0

0.1

0.1

16

<0.01

3

110

139

-

8

3

<5

 

جدول 3- نسبت عناصر اصلی و فرعی و عناصر نادر خاکی در نمونه‌های کربناتۀ بررسی‌شده در برش تاقدیس کبیرکوه

NO

Sample ID

Formation

Mn/Sr

Sr/Mn

Sr/Na

Sr/Ca

V/Cr

Ni/Co

1

S 26

Sarvak

0.07

13.89

2.5

0.000708

3.33

4.44

2

S 27

Sarvak

0.07

14.8

2.96

0.000845

4.33

41

3

I 28

Ilam

0.12

8.18

1.54

0.000733

2.67

4.44

4

I 29

Ilam

0.06

16.28

2.03

0.001211

3.33

3.33

5

I 30

Ilam

0.05

20.64

2.58

0.001624

1.27

65

6

I 33

Ilam

0.02

40.19

4.22

0.002612

0.79

18.89

7

I 37

Ilam

0.03

31.84

4.93

0.003223

0.66

10

8

I 40

Ilam

0.02

54.31

4.34

0.002589

3

27

9

I 43

Ilam

0.04

27.93

4.33

0.002736

1.4

7.78

10

I 47

Ilam

0.02

59.2

5.92

0.003522

3

28

11

I 53

Ilam

0.03

33.25

3.32

0.00204

1.18

30.86

12

I 56

Ilam

0.03

33.03

5.28

0.003129

2.5

8.89

13

I 61

Ilam

0.02

61.5

6.76

0.004136

1.71

34.67

14

I 63

Ilam

0.02

48.5

5.33

0.003207

2.8

45.5

15

I 67

Ilam

0.03

35.59

5.69

0.003509

2.06

8.89

16

I 72

Ilam

0.03

33

5.11

0.003184

2.37

14.44

17

I 80

Ilam

0.03

34.77

4.52

0.002911

1.9

11.11

18

I 90

Ilam

0.02

42.57

8.94

0.002721

2.17

16

19

I 103

Ilam

0.02

40.86

4.49

0.002741

1.67

11.11

20

I 118

Ilam

0.09

11.24

3.03

0.001873

1.58

50.84

 

بررسی عناصر اصلی و فرعی

ژئوشیمی‌ عناصر ‌اصلی ‌و ‌فرعی ‌در‌ سنگهای کربناته ابزار مفیدی‌ برای مطالعۀ ویژگی‌های ‌این سنگهاست (Al-Aasm and Veizer 1982, Vincent et al. 2006). در تمام نمونه‌های بررسی‌شده، مقدار نسبت Mn/Sr بسیار کم و کمتر از 3 است (جدول 3) که این امر نشان‌دهندۀ درجۀ حفظ‌شدگی زیاد ویژگی‌های ژئوشیمیایی اولیۀ کربنات‌های مطالعه‌شده است (Veizer and Hoefs 1976; Hua et al. 2013). مقادیر استرانسیم در نمونه‌های برش مطالعه‌شده (به‌طور متوسط 7/856 پی‌پی‌ام) کمتر از معادلهای کربناتۀ عهد حاضر (8000 تا 10000 پی‌پی‌ام) آنهاست (Milliman 1974)؛ این امر به دو علت نسبت داده می‌شود: 1. ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سازند ایلام آراگونیتی بوده و دیاژنز جوی سبب کاهش استرانسیم در نمونه‌ها شده است؛ 2. ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سازند ایلام در برش مطالعه‌شده کلسیتی بوده و باعث ضریب توزیع کم استرانسیم در کربنات‌های مطالعه‌شده گردیده است (Tucker 1985). سدیم دارای ضریب توزیع یا انباشتگی (partition coefficient) کمتر از 1 است و تمرکز کمی در آب‌های متئوریکی دارد؛ ازاین‌رو، مقدار آن در سنگ‌های کربناته‌ای که تحت‌تأثیر فرایندهای دیاژنزی متئوریک قرار می‌گیرند، کم خواهد بود (Adabi 2011). مقدار سدیم در نمونه‌های مطالعه‌شده به‌طور متوسط 5/179پی‌پی‌ام است و میزان سدیم با افزایش میزان شوری، عمق آب و مینرالوژی آراگونیتی افزایش می‌یابد (Veizer and Demovic 1974). تمرکز کم مقدار سدیم در سازند ایلام در مقایسه با کربنات‌های آراگونیتی عهد حاضر (1500 تا 1700 پی‌پی‌ام) به فرایندهای دیاژنزی نسبت داده می‌شود (Adabi 2011). میزان منگنز با افزایش سرعت رسوب‌گذاری، ترکیب کانی‌شناسی آراگونیت و اکسیدان‌بودن شرایط محیط کاهش می‌یابد (Adabi 2011) و مقدار منگنز در نمونه‌های کربناتۀ سازند ایلام به‌طور متوسط 26 پی‌پی‌ام است. کم‌بودن مقدار منگنز در نمونه‌های مطالعه‌شده بیان‌کنندۀ آراگونیتی‌بودن و بسته‌بودن محیط دیاژنتیکی است (Adabi 2011). میزان تمرکز آهن در نمونه‌های کربناتۀ سازند ایلام به‌طورمیانگین 7/2266 پی‌پی‌ام در برش مطالعه‌شده است. مقادیر زیاد آهن گویای شرایط احیایی و ورود آهن به شبکۀ کلسیت است (Mucci 1988). شرایط احیایی حاکم بر محیط رسوب‌گذاری باعث افزایش ورود این عنصر به درون شبکۀ سنگ‌های کربناته می‌شود (Adabi 2011). مقدار فسفر در نمونه‌های برش مطالعه‌شده بین 130 تا 546 پی‌پی‌ام متغیر است. مقدار آرسنیک در سنگ‌های کربناته تنها 1 تا 2 پی‌پی‌ام است، اما این مقدار در مواد حاوی اکسیدهای آهن یا سولفیدها افزایش می‌یابد (Onishi and Sandell 1955). بررسی میزان آرسنیک در نمونه‌های انتخابی سازند ایلام نشان می‌دهد میزان این عنصر در نمونه‌ها کمتر از 5 پی‌پی‌ام است. مهم‌ترین کانی حاوی باریم در سنگ‌های رسوبی، کانی باریت (BaSO4) است که معمولاً مقادیر زیادی استرانسیم دارد (Graf 1960). میانگین عنصر باریم در نمونه‌های مطالعه‌شده برابر 13/18 پی‌پی‌ام محاسبه شده است. افزایش درصد عنصر باریم در برخی از نمونه‌های مطالعه‌شدۀ سازند ایلام به حضور کانی باریت در سنگ‌های کربناتۀ بررسی‌شده نسبت داده می‌شود؛ هرچند مطالعه‌های دقیق پتروگرافی و تجزیه‌وتحلیل‌های XRD برای نتیجه‌گیری یادشده لازم است. بر اساس گفتۀ هوآ 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 پی‌پی‌ام باشد، نشان‌دهندۀ‌ مقدار کم ورود مواد آواری از قاره‌هاست. مقدار زیرکن در برش مطالعه‌شده به‌طور متوسط 6/5 پی‌پی‌ام و نشان‌دهندۀ ورود کم مواد آواری به حوضۀ رسوب‌گذاری در زمان ته‌نشست بخش‌های آهکی است. کبالت به‌شکل عنصر فرعی در تعیین شرایط اکسیداسیون و احیا استفاده می‌شود (Algeo and Mayanard 2004; Madhavaraju et al. 2015). در سازند ایلام، مقدار کبالت در نمونه‌های برش مطالعه‌شده به‌طور متوسط 72/4 پی‌پی‌ام است. در تمام نمونه‌های مطالعه‌شده، تمرکز توریم کمتر از 8 پی‌پی‌ام و بیان‌کنندۀ ورود کم مواد تخریبی به درون حوضه در زمان ته‌نشست بخش‌های آهکی است (Graf 1960).

 

سیستم دیاژنزی سازند ایلام

نسبت استرانسیم به منگنز (Sr/Mn): طی انحلال آراگونیت و رسوب کلسیت (سیستم باز)، تمرکز استرانسیم کاهش و برعکس، تمرکز منگنز افزایش می‌یابد که این امر موجب کاهش نسبت Sr/Mn می‌شود (Adabi 2011)؛ بنابراین، نسبت Sr/Mn در برابر Mn معیار خوبی برای تخمین درجۀ انحلال سنگ‌آهک‌هاست (Rao 1991). میانگین مقادیر نسبت Sr/Mn در سازند ایلام در برش مطالعه‌شده (تاقدیس کبیرکوه) حدود 16/35 پی‌پی‌ام است. ترسیم نمودار تغییرات نسبت Sr/Mn در برابر Mn و مقایسۀ آن با محدوده‌های کل کربناتۀ عهد حاضر مناطق معتدلۀ تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Amini 1995)، سنگ‌آهک‌های گوردون تاسمانیا (Rao 1991) با ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیت، محدودۀ آراگونیتی سازند مزدوران (Adabi and Rao 1991) و سنگ‌های آهکی سازند ایلام (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008) نشان می‌دهد نسبت Sr/Mn در نمونه‌های آهکی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده (تاقدیس کبیرکوه) نسبت به سنگ‌های آهکی مزدوران و متوسط محدودۀ سنگ‌آهک‌های گوردون تاسمانیا بیشتر است و این حالت معرف سیستم بسته‌ (Closed System) در سنگ‌آهک‌های سازند ایلام در برش مطالعه‌شده نسبت به دو محدودۀ یادشده است (شکل 10، الف). نمونه‌های مطالعه‌شده عمدتاً در محدودۀ سنگ‌های آهکی سازند ایلام در برش ایذه قرار می‌گیرند و درجۀ انحلال مشابه سنگ‌آهک‌ها در این دو برش را نسبت به یکدیگر نشان می‌دهد.

نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca): بر پایۀ نسبت استرانسیم به‌هنجار‌شده با (1000*Sr/Ca (Wt)) در برابر Mn، Mg و Fe، می‌توان به بازو‌بسته‌بودن سیستم دیاژنزی، نسبت تبادل آب به سنگ و شرایط اکسیدان و احیایی محیط پی برد (Brand and Veizer 1980; Bates and Brand 1990; Knoerich and Mutti 2006; Asadi Mehmandosti et al. 2013). ترسیم مقادیر Sr/Ca در برابر Mn و بررسی محدوده‌های روندهای دیاژنتیکی آراگونیت (A)، کلسیت پرمنیزیم (HMC) و کلسیت کم‌منیزیم (LMC) در شکل 10، ب بیان‌کنندۀ بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده است. تغییرات نسبت Sr/Ca در برابر دو عنصرMg  و Fe (شکل 10، پ و ت) تأیید‌کنندۀ بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی سازند ایلام است.

 

 

 

 

شکل 10- الف. تغییرات Sr/Mn در برابر Mn (Rao and Adabi 1992, Rao and Amini 1995, Adabi and Asadi Mehmandosti 2008) و  نسبت 1000*Sr/C (Wt)) به‌ترتیب در برابر ب.(Brand andVeizer 1980) Mn ، پ. Mg (Bates and Brand 1990) و ت. Fe (Knoerich and Mutti 2006; Asadi Mehmandosti et al. 2013) به‌منظور تعیین باز یا بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی سازند ایلام در تاقدیس کبیرکوه، برش آبدانان

 

تعیین شرایط اکسیداسیون و احیا

پژوهش‌های مختلف نشان می‌دهند فراوانی برخی عناصر مانند U، V، Mo، Cr، Ni، Th شاخص بسیار مناسبی برای تعیین شرایط اکسیداسیون و احیا در آب دریا و رسوبات کربناته است(Jones and Manning 1994; Hu and Wang 2001; Rimmer 2004; Tribovillard et al. 2006; McManus et al. 2006; Madhavaraju et al. 2015).

جونس و مانینگ (Jones and Manning 1994) پیشنهاد کرده‌اند اگر نسبت V/Cr کمتر از 2 باشد، نشان‌دهندۀ شرایط اکسایش، مقادیر 2 تا 25/4 نشان‌دهندۀ محیط نیمه‌احیایی و مقادیر بیشتر از 25/4 نشان‌دهندۀ محیط احیایی است (شکل 11).

 

 

 

شکل 11- نمودار همبستگی برای پنج شاخص که شاخص‌های قابل‌اعتماد شرایط اکسیداسیون و احیای محیط رسوب‌گذاری شناخته می‌شوند: Ni/Co، V/Cr، اورانیوم اتوژن، U/Th و درجۀ پیریتی‌شدن (DOP)(برگرفته از Jones and Manning 1994)

 

 

مطالعه‌های ژئوشیمیایی سازند ایلام در برش تاقدیس کبیرکوه نشان می‌دهند V/Cr در کربنات‌های مطالعه‌شده بین 66/0 تا 33/3 پی‌پی‌ام متغیر است و بیشتر نمونه‌ها در محدودۀ اکسایش تا محیط نیمه‌احیایی قرار دارند (جدول 2).

تغییرات نسبت Ni/Co به V/(V+Ni) نشان می‌دهد (Rimmer 2004) بیشتر نمونه‌های سازند ایلام در محدودۀ نیمه‌اکسیدان تا احیایی قرار دارند (شکل 12، الف).

نسبت ژئوشیمیایی Ni/Co و V/Cr شاخص بسیار مناسبی برای تعیین شرایط اکسیداسیون و احیا در آب دریا و رسوبات کربناته است (MacManus et al. 2006)؛ به‌طوری‌که میزان Cr و Co با افزایش شرایط اکسیداسیون، افزایش و با افزایش شرایط احیایی، کاهش می‌یابد (Jones and Manning 1994; Piper 1994)؛ بنابراین، افزایش میزان Ni/Co و V/Cr نشان‌دهندۀ شرایط احیایی و کاهش آنها گویای شرایط اکسیداسیون است (شکل 12، ب). جونز و مانینگ (Jones and Manning 1994) معتقدند میزان نسبت Ni/Co برای تعیین مرز اکسید- نیمه‌احیایی و نیمه‌احیایی- احیایی به‌ترتیب 5 و 7 است. در نمونه‌های سازند ایلام در برش تاقدیس کبیرکوه، نسبت Ni/Co از 33/3 تا 65 پی‌پی‌ام (میانگین 04/22 پی‌پی‌ام) متغیر است (جدول 3). شکل 12، پ نمودار تغییرات نسبت عناصر V/Cr و Ni/Co در برابر شمارۀ نمونۀ ژئوشیمیایی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده را نشان می‌دهد. در این شکل با استفاده از محدوده‌های مشخص‌شده برای شرایط اکسیدان و احیا (Powell et al. 2003; Jones and Manning 1994) می‌توان نتیجه گرفت بیشتر نمونه‌های سازند ایلام در برش مطالعه‌شده در محدودۀ نیمه‌اکسیدان تا محیط احیایی قرار دارند.

 

 

 

شکل 12- تعیین شرایط اکسیدان و احیا در برش مطالعه‌شده؛ الف. تغییرات نسبت Ni/Co بهV/(V+Ni)  (Rimmer 2004)، ب. تغییرات نسبت Ni/Co بهV/Cr  به‌منظور تعیین شرایط اکسیداسیون و احیای دیرینه (Rimmer 2004)، پ. نمودار تغییرات نسبت عناصر V/Cr و Ni/Co در برابر شمارۀ نمونۀ ژئوشیمیایی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده؛ همان‌طور که مشخص است، بیشتر نمونه‌ها در برش تاقدیس کبیرکوه در محدودۀ نیمه‌اکسیدان تا محیط نیمه‌احیایی قرار گرفته‌اند.

 

 

تفکیک سازندهای سروک و ایلام

سازندهای ایلام و سروک در تاقدیس کبیرکوه، برش آبدانان به‌شکل ناپیوستگی هم‌شیب روی هم قرار گرفته‌اند (Delfan Azari 2018). مطالعه‌های صحرایی انجام‌شده نشان می‌دهند سازند شیلی سورگاه در منطقۀ مطالعه‌شده وجود ندارد؛ ازاین‌رو، جداسازی سازندهای ایلام و سروک به‌علت شباهت سنگ‌شناسی مشکل است (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008, Asadi Mehamndsoti and Asadi 2016). مطالعه‌های پتروگرافی 5 متر انتهایی سازند سروک نشان میدهند این بخش بیشتر از خارپوست و خردههای دوکفهای در زمینه‌ای میکرایتی با بافت پکستونی تشکیل شده است که در کنار آنها رودیست، کورتوئید و پلوئید نیز مشاهده می‌شوند. برخی پژوهشگران نظیر وایندفیلد و همکاران (Winefeld et al. 1996) پیشنهاد کرده‌اند نسبت Sr/Na به‌خوبی برای جداسازی رخساره‌ها به کار می‌رود. باتوجه‌به تغییرات استرانسیم و نسبت آن با سه عنصر Ca، Na و Mn می‌توان دو سازند ایلام و سروک را از هم جدا کرد (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008).

تغییر دادههای ژئوشیمیایی عناصر Sr/Ca، Sr/Na،Sr/Mn ، Ag، V، Ni، Zn، Sr، Fe، Co و P (شکل‌های 13 و 14) به شناسایی مرز بین دو سازند سروک و ایلام در تاقدیس کبیرکوه در برش آبدانان کمک می‌کند. عوامل بسیاری ازجمله دمای آب، شوری، باز یا بسته‌بودن محیط دیاژنتیکی و مینرالوژی اولیه در افزایش و کاهش مقدار عناصر تأثیر دارد (Morse and Mackenzie 1990; Flugel 2010; Schobben et al. 2016)؛ هرچند برای تعیین دقیق مرز بین دو سازند، مطالعۀ نمونههای بیشتری از سازند سروک و انجام تجزیه‌وتحلیل‌های ایزوتوپی اکسیژن و کربن در مرز بین دو سازند ایلام و سروک ضروری است.

 

 

 

شکل 13- تغییرات میزان Sr/Mn، Sr/Na و Sr/Ca؛ همان‌طور که مشاهده می‌شود سازند ایلام و سروک به‌علت تغییرات فیزیکی و شیمیایی حاکم بر محیط، مقادیر متفاوتی از عناصر فرعی دارند.

 

 

بحث

مطالعه‌های پتروگرافی نشان میدهند سازند ایلام در برش آبدانان عمدتاً از ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی الیگوستژینید و فرامینیفر پلانکتون (MF T8) و پتروفاسیس شیلی و در شرایط عمیق حوضه تشکیل شده است. افزایش عمق حوضه بیان‌کنندۀ حاکم‌بودن شرایط احیایی در زمان ته‌نشست رسوبات سازند ایلام در برش مطالعه‌شده است. بررسی دادههای ژئوشیمیایی نیز گویای مقادیر زیاد Fe، نسبت V/Cr، V/(V+Ni)، Ni/Co و تأییدی بر حاکم‌بودن شرایط احیایی تا نیمه‌احیایی در زمان ته‌نشست سازند ایلام است. پیریتهای اولیۀ مشاهده‌شده در سازند ایلام بیان‌کنندۀ فراوانی یون آهن در آب دریا و حاکم‌بودن شرایط احیایی در زمان تشکیل آنهاست؛ علاوه‌براین، تغییرات Sr/Mn و Sr/Ca گویای بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده است که با مقادیر کم تخلخلهای مشاهده‌شده در سازند ایلام مطابقت دارد؛ ازاین‌رو باتوجه‌به محیط رسوبی، حاکم‌بودن شرایط احیایی در زمان تشکیل و بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی که مانع ایجاد تخلخلهای مناسب در رسوبات سازند ایلام در برش آبدانان شده است، این سازند کیفیت مخزنی مناسبی در برش مطالعه‌شده ندارد.

 

نتیجه‌

رسوبات سازند ایلام در برش مطالعه‌شده در تاقدیس کبیرکوه 281 متر سنگ‌آهک‌های توده‌ای، متوسط تا نازک‌لایه با میان‌لایه‌هایی از شیل و شیل آهکی را شامل می‌شوند. مرز بالایی و پایینی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده به‌ترتیب با سازند گورپی و سازند سروک به‌شکل ناپیوسته است. مطالعه‌های رخساره‌ای نهشته‌های کربناتۀ سازند ایلام وجود نه ریزرخساره و یک پتروفاسیس را در سازند ایلام نشان می‌دهند که عمدتاً در محیط رمپ خارجی و حوضه ته‌نشست شده‌اند. فرایندهای مهم دیاژنزی که سازند ایلام در برش مطالعه‌شده را تحت‌تاثیر قرار داده‌اند، عبارتند از: سیمانی‌شدن، پیریتی‌شدن، فشردگی مکانیکی و شیمیایی، گلاکونیتی‌شدن، فسفاتی‌شدن، انحلال و میکرایتی‌شدن. توالی دیاژنزی سازند ایلام نشان‌دهندۀ تأثیر مجموعه‌ای از فرایندهای دیاژنزی هم‌زمان با رسوب‌گذاری در کف دریا و پس‌از رسوب‌گذاری و طی دفن کم‌عمق تا عمیق است؛ بنابراین، فرایندهای دیاژنزی رسوبات سازند ایلام را طی سه مرحلۀ ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز تحت‌تأثیر قرار داده‌اند. تغییرات نسبت Sr/Ca در برابر Mn، Mg و Fe بیان‌کنندۀ بسته‌بودن سیستم دیاژنزی سازند ایلام در برش مطالعه‌شده است. بررسی تغییرات V/Cr، V/(V+Ni) و Ni/Co نشان می‌دهد نمونه‌های کربناتۀ سازند ایلام در شرایط نیمه‌اکسیدی و عمدتاً احیایی قرار گرفته‌اند. ازآنجاکه منشأ شیل‌های تشکیل‌دهندۀ سازند ایلام در برش مطالعه‌شده از نوع ته‌نشست همی‌پلاژیک در نظر گرفته می‌شود و بر اساس ته‌نشست رسوبات آهکی سازند ایلام در محیط‌های عمدتاً رمپ خارجی و حوضه، زیادبودن مقادیر V، Ni، Co و Cr در مطالعه‌های ژئوشیمیایی انجام‌شده شرایط محیطی آرام و عمدتاً احیایی سازند ایلام در برش آبدانان را تأیید می‌کند. باتوجه‌به اینکه ته‌نشست سازند ایلام عمدتاً در بخش‌های عمیق دریایی انجام شده است و مطالعه‌های دیاژنزی بیان‌کنندۀ میزان کم تخلخل و شکستگی در آنهاست که عمدتاً با سیمان پر شده‌اند، سازند ایلام در برش مطالعه‌شده کیفیت مخزنی مناسبی ندارد. مطالعه‌های ژئوشیمیایی در مرز دو سازند ایلام و سروک بیان‌کنندۀ تغییرات عناصر Sr/Ca، Sr/Na ،Sr/Mn، Ag، V، Ni، Zn، Sr، Fe، Co و P بین دو سازند است.

 

 

 

شکل 14- روند تغییرات برخی عناصر در برابر ستون چینه‌شناسی سازند ایلام، برش تاقدیس کبیرکوه، شمال‌غرب آبدانان

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

Adabi M. H. and Rao C. P. 1991. Petrographic and geochemical evidence for original aragonitic mineralogh of Upper Jurassic carbonates (Mozduran Formation) Sarakhs area, Iran: Sedimentary Geology, 72: 253-267.

Adabi M.H. 2011. Sedimentary Geochemistry, Ariyan Zamin Pub. Co., Tehran, 503 p

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.

Agard P. Omrani J. Jolivet L. Whitechurch H. Vrielynck B. Spakman W. Moni P. Meyer B. and Wortel R. 2011. Zagros orogeny: a subduction-dominated process. Geological Magazine, 148: 692-725.

Aguilera-Franco N. and Romano U. H. 2004. Cenomanian-Turonian facies succession in the Guerrero-Morelos Basin, Southern Mexico: Sedimentary Geology, 170: 135-162.

Al-Aasm I.S. and Veizer J. 1982. Chemical stabilization of low-Mg calcite; an example of brachiopods. Journal of Sedimentary Research, 52(4): 1101-1109.

Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Sciences, 304: 1-20.

Algeo T.J. and Maynard J.B. 2004. Trace-element behavior and redox facies in core shales of Upper Pennsylvanian Kansas-type cyclothems. Chemical Geology, 206(3-4): 289-318.

Alsharhan A.S. and Narin A.E.M. 1997. Sedimentary Basins and Petroleum of Middle East: Elsevier, 843 p.

Asadi A. 2017. Lithostratigraphy, depositional environment and diagenetic characteristics of the Sarvak and Ilam formations in Chenareh anticline, south of Lorestan, MS thesis, Kharazmi University, 194 p. 

Asadi Mehmandosti E. Abdolmaleki S. and Ghalavand H. 2017. Microfacies, sedimentary environment and diagenesis of the Ilam Formation in an Oilfield of the Abadan plain. Applied Sedimentology, 5 (9): 21-39.

Asadi Mehmandosti E. Adabi M.H. and Woods A. 2013. Microfacies and Geochemistry of the Middle Cretaceous Sarvak Formation in Zagros Basin, Izeh Zone, SW Iran. Sedimentary Geology, 293: 9-20.

Asadi Mehmandosti E. and Asadi A. 2016. Sedimentary reservoir study of the Sarvak Formations and recognatin of its boundary with Ilam Formation by geochemical data in Chenareh anticline, south of Lorestan. Journal of Researches in Earth Sciences 8: 103-135.

Awais M. Hanif M. Khan M.Y. Jan I.U. and Ishaq M. 2018. Relating petrophysical parameters to petrographic interpretations in carbonates of the Chorgali Formation, Potwar Plateau, Pakistan. Carbonates and Evaporites, 34: 1-15.

Bahroudi A. and Talbot C.J. 2003. The configuration of the basement beneath the Zagros Basin. Journal of Petroleum Geology, 26(3): 257-282.

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

Bernaus J.M. Arnaud-Vanneau A. and Caus E. 2002. Stratigraphic distribution of Valanginian–Early Aptian shallow-water benthic foraminifera and algae, and depositional sequences of a carbonate platform in a tectonically-controlled basin: the Organyà Basin, Pyrenees, Spain: Cretaceous Research, 23: 25-36.

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

Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems: Sedimentary Geology, 79: 3-57.

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): 921-930.

Delfan Azari L. 2018.  Foraminiferal biostatigraphy of Ilam Formation in Abdanan section, Kabir Kuh anticline, MS thesis, Kharazmi University, 119 p.

Dickson J. A. D. 1965. A modified staining technique for carbonates in thin section. Nature, 205(4971): 587-587.

Dunham R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional textures, 108-121.

Esrafili-Dizaji B. and Rahimpour-Bonab H. 2013. A review of Permo-Triassic reservoir rocks in the Zagros area, SW Iran: influence of the Qatar-Fars arch. Journal of Petroleum Geolology, 36: 257-279.

Fakhari M. D. Axen G.J. Horton B.K. Hassanzadeh J. and Amini A. 2008. Revised age of proximal deposits in the Zagros foreland basin and implications for Cenozoic evolution of the High Zagros. Tectonophysics, 451: 170-185.

Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonates Rocks, Analysis, Interpretation and Application. Springer, 976 p.

Folk R.L. 1974. Petrology of Sedimentary Rocks: Hemphill Pub., Co., Austin, Texas, 182p.

Ghabeishavi A. Vaziri-Moghaddam H. and Taheri A. 2009. Facies distribution and sequence stratigraphy of the Coniacian–Santonian succession of the Bangestan Palaeo-high in the Bangestan Anticline, SW Iran. Facies, 55: 243–257.

Ghalavand H. 2009. Lithostratigraphy and biostratigraphy of Sarvak and Ilam Formations oin northeastern part of Dezful Embayment and their correlation with adjacent subsurface section. Ph.D thesis, Shahid Beheshti University, Iran, 454 p.

Goldhaber M. B. 2004. Sulfur-rich sediments, In: Mackenzie F.T. (Ed.), Sediments, Diagenesis and Sedimentary Rocks. Treatise on Geochemistry, Elsevier, Amsterdam: 257-288.

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

Hosseini S. 2011. Facies, sedimentary environment and sequence stratigraphy of Bangestan group in Tusan-2, Gavarzin 1 wells and Khamir outcrop. MS thesis, Kharazmi University, 112 p.

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. and 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. Journal of Palaeogeography, 2: 209-221.

Insalaco E. Virgone A. Courme B. Gaillot J. Kamali M. Moallemi A. Lotfpour M. and Monibi S. 2006. Upper Dalan Member and Kangan Formation between the Zagros Mountains and offshore Fars, Iran: depositional system, biostratigraphy and stratigraphic architecture. GeoArabia, 11: 75-176.

James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49: 2182-2245.

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

Kashfi M.S. 1976. Plate tectonics and structural evolution of the Zagros geosyncline, southwestern Iran Geological Society of America Bulletin, 87(10): 1486-1490.

Keller G. Adatte T. Stinnesbrck W. Luciani V. Karouni-Yaakoub N. and Zaghbi-Turki D. 2002. Paleoecology of the Cretaceous-Tertiary mass extinction in planktonic foraminifera. Palaeoecology, Palaeogeography, Palaeoclimatology, 178: 257-297.

Khosheghbal S. 2013. Sedimentary environment and diagenetic processes of the Upper Sarvak units and Ilam formations in Kuh-e Gurpi and Kuh-e Chenareh outcrop sections. MS thesis, Tehran University, 147 p.

Knoerich A. C. and Mutti M. 2006. Missing aragonitic biota and the diagenetic evolution of heterozoan carbonates: A case study from the Oligo-Miocene of the central Mediterranean. Journal of Sedimentary Research, 76(5): 871-888.

MacLeod, J. H., 1970, Kabir Kuh geological compilation map: Iranian Oil Operating Companies, scale 1:100,000, sheet number 20812 W.

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 (pp. 247-271).

Mansurbeg H. El-ghali M.A.K. Morad S. and Plink-Bjorklund P. 2007. The impact of meteoric water on the diagenetic alterations in deep-water, marine siliciclastic turbidites. Journal of Geochemical Exploration, 89: 254-258.

Masters B.A. and Scott R.W. 1978. Microstructure, affinities and systematics of Cretaceous calcispheres. Micropaleontology, 210-221.

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.

Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Enayati-Bidgoli A.H. and Navidtalab A. 2014. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Upper Cretaceous Ilam Formation in central and southern parts of the Dezful Embayment, SW Iran. Carbonates and Evaporites, 29(3): 263-278.

Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Hajikazemi E. and Jamalian A. 2015. Controls on depositional facies in Upper Cretaceous carbonate reservoirs in the Zagros area and the Persian Gulf, Iran. Facies, 61(4): 23.

Milliman J. D. 1974. Marine Carbonates, Part 1. Heidelberg 7 Springer-Verlag, Berlin: 375.

Morad S. Ketzer J.R.M. and De Ros L. F. 2000. Spatial and temporal distribution of diagenetic alterations in siliciclastic rocks: implications for mass transfer in sedimentary basins. Sedimentology, 47: 95-120.

Morse J.W. and Mackenzie F.T. 1990. Geochemistry of sedimentary carbonates, Elsevier: 55.

Motiei H 1993. Stratigraphy of Zagros. In A. Hushmandzadeh (Ed.), Treatise on the Geology of Iran. Geological Survey of Iran, 536 p.

Mucci A. 1988. Manganese uptake during calcite precipitation from seawater: conditions leading to the formation of a pseudokutnahorite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 52(7): 1859-1868.

Onishi H. and Sandell E. B. 1955. Geochemistry of arsenic. Geochimica et Cosmochimica Acta, 7(1-2): 1-33.

Piper D. Z. 1994. Seawater as the source of minor elements in black shales, phosphorites and other sedimentary rocks. Chemical Geology, 114(1-2): 95-114.

Pireh A. and Alavi S.A. Ghassemi M.R and Shaban A. 2014. Systematic Analysis of Fractures in Garau Formation within the Kabir-Kuh Anticline, Effects of the Arabian Plate Rotation on Fracture Arrays. Journal of Geoscience, 23(90): 105-116.

Pomar L. 2001. Ecological control of sedimentary accommodation: evolution from a carbonate ramp torimmed shelf, Upper Miocene, Balearic Islalands. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 175: 249- 272.

Pomar L.U.I.S. and Kendall C.G.S.C. 2008. Architecture of carbonate platforms: a response to hydrodynamics and evolving ecology. In Controls on carbonate platform and reef development (89: 187-216). SEPM Special Publication.

Powell W.G. Johnston P.A. and Collom C.J. 2003. Geochemical evidence for oxygenated bottom waters during deposition of fossiliferous strata of the Burgess Shale Formation. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 201(3-4): 249-268.

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

Rao C.P. Adabi M.H. 1992. Carbonate minerals, major and minor elements and oxygen and carbon isotopes and their variation with water depth in cool, temperate carbonates, western Tasmania, Australia. Marine Geology, 103: 249-272.

Rao C.P. and Amini Z.Z. 1995. Faunal relationship to grain-size, mineralogy and geochemistry in recent temperate shelf carbonates, western Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 10: 114-123.

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

Sandberg P. A. 1983. An oscillating trend in Phanerozoic non-skeletal carbonate mineralogy. Nature, 305: 19-22.

Schobben M. Ullmann C.V. Leda L. Korn D. Struck U. Reimold W.U. Ghaderi A. Algeo T.J. and Korte C. 2016. Discerning primary versus diagenetic signals in carbonate carbon and oxygen isotope records: An example from the Permian–Triassic boundary of Iran. Chemical Geology, 422: 94-107.

Scholle P.A. and Ulmer-Scholle D. S. 2003. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, Textures, Porosity, Diagenesis: Tulsa, Ok, American Association of Petroleum Geologists Memoir, 77: 474.

Seibel M. J. and James N.P. 2017. Diagenesis of Miocene, incised valley-filling limestones; Provence, Southern France. Sedimentary Geology, 347: 21-35.

Sepehr M. and Cosgrove J.W. 2004. Structural framework of the Zagros fold–thrust belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21: 829-843.

Spina A. Stephenson M.H. Cirilli S. Aria-Nasab M. and Rettori R. 2018. Palynostratigraphy of the Permian Faraghan Formation in the Zagros Basin, southern Iran. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 124(3): 573-595.

Stow D.A.V. Huc A.Y. and Bertrand P. 2001. Depositional processes of black shales in deep water. Marine and Petroleum Geology, 18(4): 491-498.

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.

Tucker M.E. 1985. Calcitized aragonitic ooids and cements from the late Precambrian of southern Norway. Sedimentary Geology, 43: 67-84.

Tucker M.E. 2001. Sedimentary Petrology, Blackwell, Oxford, p. 262.

Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Diagenetic processes, products and environments. Carbonate Sedimentology, 314-364.

Van Buchem F.S. Gerdes K.D. and Esteban M. 2010. Mesozoic and Cenozoic carbonate systems of the Mediterranean and the Middle East: stratigraphic and diagenetic reference models–an introduction. Geological Society, London, Special Publications, 329(1): 1-7.

Veizer J. and Demovic R. 1974. Strontium as a tool in facies analysis. Journal of Sedimentary Research, 44: 93-115

Veizer J. and Hoefs J. 1976. The nature of O18/O16 and C13/C12 secular trends in sedimentary carbonate rocks. Geochimica et Cosmochimica Acta, 40: 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(1): 69-84.

Wilson K.G. 1975. The renormalization group: Critical phenomena and the Kondo problem. Reviews of Modern Physics, 47(4): 773.

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

Zhicheng Z. H. Willems and Binggao Z. 1997. Marine Cretaceous-Paleogene biofacies and ichnofacies in southern Tibet, China, and their sedimentary significance: Marine Micropaleontology, 32: 3-29.