شرایط رسوب‌گذاری، چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی سازند تیزکوه در برش پل زغال (جنوب چالوس)

نوع مقاله: مقاله علمی فارسی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد، دانشکده علوم‌ زمین، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

2 استاد، گروه حوضه‌های رسوبی و نفت، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

3 استادیار، گروه حوضه‌های رسوبی و نفت، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

10.22108/jssr.2020.120790.1139

چکیده

در مطالعۀ حاضر، سازند تیزکوه به سن آپتین در برش پل زغال (جنوب چالوس) به ضخامت 113 متر از نظر شرایط رسوب‌گذاری، چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی عنصری ارزیابی شد. سازند تیزکوه در برش یادشده با ناپیوستگی هم‌شیب روی واحد آتش‌فشانی کرتاسة زیرین و با ناپیوستگی هم‌شیب زیر واحد آتش‌فشانی کرتاسة بالایی قرار گرفته است. بر اساس مطالعه‌های کلسی‌متری انجام‌شده، سازند تیزکوه در این برش اغلب از آهک و آهک آرژیلی تشکیل شده است. بررسی‌ها و مطالعه‌های صحرایی و آزمایشگاهی به شناسایی هشت ریزرخساره متعلق به سه زیرمحیط لاگون، پشته و دریای باز کم‌عمق در این سازند منجر شدند. تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها و نبود ریف‌های سدی بزرگ، آنکوئیدها، پیزوئیدها، دانه‌های آگرگات و ساختارهای ریزشی و لغزشی وجود پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ را تأیید می‌کنند؛ همچنین حضور جلبک‌های خانوادة داسی‌کلادسه‌آ (مانند Terquemella sp. و Bakalovaella elitzae.) و ژیمنوکوداسیا (Permocalculus sp.) در برش مطالعه‌شده نشان‌دهندة محیط دریایی گرم لب‌شور و بسیار شور با عمق کم است؛ این موضوع تأکیدی بر محیط رسوبی کم‌عمق و آراگونیتی سازند مطالعه‌شده است. مطالعه‌های چینه‌نگاری سکانسی در برش یادشده موجب شناسایی سه سکانس رسوبی ردة سوم همراه با دسته رخساره‌های HST و TST با مرزهای سکانسی SB1 و SB2 شد. نتایج آزمایش‌های ژئوشیمیایی، بررسی عناصر اصلی و فرعی، مقادیر Sr/Na بیشتر از 1، مقادیر Sr/Mn (میانگین 7) و ترسیم مقادیر Sr/Ca در برابر Mn نشان دادند ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سازند تیزکوه آراگونیتی است و تحت‌تأثیر دیاژنز غیردریایی در محیط بسته تا کمی باز دیاژنتیکی قرار گرفته است. روند تغییرات عناصر فرعی در طول این برش به‌گونه‌ای است که در بخش بالایی، مقدار استرانسیم کاهش و مقدار منگنز افزایش می‌یابد؛ این شرایط بیان‌کنندۀ تأثیر بیشتر دیاژنز متائوریکی در بخش بالایی است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Sedimentary characteristics, sequence stratigraphy and geochemistry of the Tiz Kuh Formation in the Pol-e-Zoghal section (South of Chalus)

نویسندگان [English]

  • Boshra Soleimani 1
  • Mohammadhossein Adabi 2
  • Ehsan Dehyadegari 3
1 M.Sc. Student of Sedimentology and Sedimentary Petrology, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran
2 , Shahid Beheshti University, Tehran, Iran
3 ,Shahid Beheshti University, Tehran, Iran
چکیده [English]

Abstract
In this study, the Tiz Kuh Formation of Aptian age in the Pol-e-Zoghal section (south of Chalus) with a thickness of 113 m was evaluated for depositional environment, sequence stratigraphy, and elemental geochemistry. The Tiz Kuh Formation in this section with disconformity lies on the Lower Cretaceous volcanic unit and associated disconformity of the Upper Cretaceous volcanic subdivision. According to calcimetric studies, the Tiz Kuh Formation in this section is composed of limestone and argillaceous limestone. Field and laboratory investigations led to the identification of eight microfacies belonging to 3 sub-environments of lagoon, shoal, and shallow open marine. Gradual microfacies changes and the absence of large barrier reefs, oncoids, pisoids, aggregate grains, and slump structure along with the presence of dasycladeceae family algae (e.g. Terquemella sp. and Bakalovaella elitzae.) and gymnocodiaceae (Permocalculus sp.) confirm the existence of a ramp-type carbonate platform. This evidence may indicate warm marine shallow very saline environment; These conditions highlight the shallow sedimentary and aragonitic environment. Sequence stratigraphic studies in this section identified three third order sedimentary sequences associated with the HST and TST with SB1 and SB2 sequence boundaries depositional sequence. In this study, sedimentary depth resulted in variation of orbitolinid shape The results of the geochemical analysis, of major and minor elements, Sr / Na values of more than one, Sr / Mn values (mean 7) and plotting of Sr / Ca values against Mn indicate that the primary mineralogy was aragonite and have been affected by non-marine diagenesis in a closed to slightly open diagenetic systems. Variation of elements along the stratigraphic section shows that the amount of Sr in the upper part decreases as the Mn content increases; These conditions indicate the greater impact of meteoric diagenesis on the upper part.
Keywords: Tiz Kuh Formation, Alborz sedimentary basin, Sedimentary characteristics, Sequence stratigraphy, Geochemistry.
 



Introduction
The Tiz Kuh Formation is introduced by Assereto and Ippolito (1964), derived from the Tiz Kuh near Pleur, which contains two clastic and carbonate lithological units. At the type locality, this formation is located between the Lar Formation and the Cenomanian Rows (Aghanabati 2010). Cartier (1971) defined the Chalus Formation and described it as consisting of Lower Volcanic, Lower Limestone, Middle Volcanic, Upper Limestone, and Upper Volcanic units (Aghanabati 2010). The second member of the Chalus Formation in the Pol-e-Zoghal section is known as the Tiz Kuh Formation and is of Aptian age (Yarijoo et al. 2010). Since few studies have been done on sedimentary properties of the Tiz Kuh Formation in Alborz Zone, In the present study, microfacies, sedimentary characteristics, elemental geochemistry and sequence stratigraphy of the Tiz Kuh Formation were studied in the Pol-e-Zoghal section south of Chalus city.
Material & Methods
For the present study, one surface section of the Tiz Kuh Formation in the south of the Chalus city (Pol-e-Zoghal section) has been studied. The section measured a total thickness of 113 m and consists of limestone, argillaceous limestone, calcareous marl, and marl. During the fieldwork studies, 135 rock samples from carbonate deposits and 3 marl have been taken for petrographic studies. To accurately determine the lithology of the Tiz kuh Formation in this section on all samples, calcimetric analysis was performed and the results were compared with Pettijohn 1975 classification. To differentiate ferroan and non-ferroan calcite from ferroan and non-ferroan dolomite in thin sections, the staining method of Dickson (1965) was applied. Sedimentary sequences were determined based on the concepts of sequence stratigraphy (Haq et al. 1987; Catuneanu 2006). Elemental geochemistry analysis was performed form 38 samples of carbonates at the geochemistry laboratory of Shahid Beheshti University, Iran.
 
Discussion of Results & Conclusions
Based on the field and petrographic studies, the microfacies and depositional environment of the Tiz Kuh Formation were recognized. This formation in the Pol-e-Zoghal section has been made of eight microfacies which occur in three facies belts. The lagoon facies belt consists of four microfacies; mudstone, benthic foraminifera wackestone, bioclast wackestone, and interaclast orbitolina packstone. Presence of benthic foraminifera (such as miliolids and Orbitolina) and dasycladacea, represent restricted conditions in the lagoon environment (Bachmann and Hirsch 2006). Shoal facies belt is composed of bioclast orbitinolina grainstone microfacies. Grainstone's texture with an abundance of benthic foraminifera and echinoderms indicates that the environment's energy has been moderate and high (Flügel 2010). The open marine facies belt includes bioclast orbitolina wackestonepackstone, orbitolina wackestonepackstone, and bioclast packstone microfacies. One of the major elements in the shallow open marine facies category is the presence of long shape orbitholinid. The presence of this orbitholinid indicates the normal and open marine environment (Simmons et al. 2000; Tasli et al. 2006). Gradual microfacies change, the absence of calciturbidites, aggregate grains, and slump structure, confirms a carbonate ramp. Based on the sequence stratigraphic studies, three depositional sequences were identified in the studied sequence. The lower boundary of sequence1 characterized by disconformity. The upper boundary of this sequence and the sequence 2 are determined by the mudstone microfacies. The upper boundary of the sequence 2 and sequence 3 are also characterized by mudstone microfacies and the upper boundary of sequence 3 is marked by disconformity. The MFS in these sequences is determined by bioclast packstone microfacies. Geochemical analysis in limestone parts of the formation including Ca (36.17–39.2%), Mg (0.2–1.5%), Sr (397–1075 ppm), Na (40–160 ppm), Mn (55–250 ppm) and Fe (122–3407 ppm), and their variations indicate that the original carbonate mineralogy is aragonite and closed to slightly open diagenetic systems. Variation of elements along stratigraphic section shows that the amount of Sr in the upper part decreases as the Mn content increases; These conditions indicate the greater impact of meteoric diagenesis on the upper part.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Tiz Kuh Formation
  • Alborz sedimentary basin
  • Sedimentary characteristics
  • Sequence stratigraphy
  • Geochemistry

مقدمه

آسرتو و ایپولیتو (Assereto and Ippolito 1964) سازند تیزکوه به ضخامت 170 متر را با اقتباس از نام قلۀ تیزکوه در نزدیکی آبادی پلور معرفی کردند که دارای دو واحد سنگ‌شناختی آواری و کربناته است، ولی این سازند برش الگو ندارد. سازند تیزکوه بین سازند لار و ردیف‌های سنومانین قرار گرفته است. بخش کربناتی سازند تیزکوه نمای مشخصی دارد و بخشی از بخش‌های بلند البرز جنوبی را می‌سازد. معمولاً نام تیزکوه یادآور ستیغ‌های کربناتی است که به داشتن فسیل اُربیتولین معروفند (Aghanabati 2010)؛ در میان فسیل‌ها، روزن‌داران اُربیتولین و دوکفه‌ای‌های نوع رودیست شاخص‌ترند. آسرتو (Assereto 1966) به‌علت فراوان‌تربودن اُربیتولین در پایین و رودیست در بخش بالایی، برش‌های میان درة کرج و درة هراز را به دو بخش غیررسمی تقسیم کرده است که عبارتند از: خرسنگ به ضخامت 250 تا 300 متر شامل ماسه‌سنگ کوارتزی و سنگ‌آهک‌های تیره‌رنگ اُربیتولین‌دار در پایین و بخش هشتر شامل 170 متر میکرایت نازک‌لایه به رنگ خاکستری همراه با میان‌لایه‌‌هایی از میکرایت چرت‌دار که با داشتن رودیست و سن آلبین شاخص است. در اغلب برش‌ها ازجمله برشی که آسرتو و ایپولیتو برای نخستین‌بار معرفی کردند، فسیل‌های سازند تیزکوه آشکوب آپتین را نشان می‌دهند؛ ولی در برخی مناطق، تغییرات سنی از بارمین تا اوایل آلبین را مشخص می‌کنند (Aghanabati 2010). ویژگی‌های سنگی و زیستی این سازند یادآور کربنات‌های اُربیتولین‌دار زاگرس (سازندهای فهلیان و داریان)، کپه‌داغ (سازند تیرگان) و ایران مرکزی (سازند تفت و سازند شاه‌کوه) است که شرایط یکسان رسوبی زمان کرتاسة پیشین را در گسترة ایران‌‌زمین نشان می‌‌دهد. با‌توجه‌به مطالعه‌های محدودی که ازنظر ویژگی‌های رسوبی روی سازند تیزکوه در زون البرز انجام شده‌اند، ریزرخساره‌ها، محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند تیزکوه همراه با نتایج ژئوشیمیایی عنصری کربنات‌های این سازند در برش سطح‌الارضی پل زغال در جنوب شهرستان چالوس در پژوهش حاضر مطالعه شدند. امید است بتوان از نتایج پژوهش حاضر در بازسازی جغرافیای دیرینة زمان کرتاسه در حوضة رسوبی البرز استفاده کرد.

 

موقعیتزمین‌شناسیوجغرافیاییمنطقۀ مطالعه‌شده

منطقۀ مطالعه‌شده در دامنۀ شمالی البرز مرکزی و در جنوب شهر چالوس واقع شده است. طبق گفته‌های کارتیر (Cartier 1971)، سنگ‌های کرتاسۀ منطقۀ چالوس روی شیل‌ها و ماسه‌سنگ‌های گروه شمشک قرار دارند و دارای فاصلۀ زمانی (بازۀ سنی) درخور توجهی‌اند (Darvish Zadeh 1990; Aghanabati 2010). کارتیر (Cartier 1971) سازند چالوس را در درة چالوس تعریف کرد که شامل پنج عضو (سنگ‌های آتش‌فشانی زیرین، سنگ‌آهک زیرین، سنگ‌های آتش‌فشانی میانی، سنگ‌آهک بالایی و سنگ‌های آتش‌فشانی بالایی) است (Aghanabati 2010). عضو آهک زیرین در ورقة 1:25000 ولشت (جنوب چالوس) با عنوان سازند تیزکوه معرفی شده است. سازند تیزکوه در برش پل زغال با مختصات جغرافیایی N: 36° 31’ 51” و E: 51° 20’ 32” و در فاصلة 13 کیلومتری جنوب‌غربی چالوس و 10 کیلومتری شمال مرزن‌آباد قرار دارد. دسترسی به منطقۀ مطالعه‌شده از طریق آزادراه مرزن‌آباد- چالوس امکان‌پذیر است و برش مطالعه‌شده پس‌از پیمودن 10 کیلومتر از مرزن‌آباد به‌سوی چالوس در بخش باختری آزادراه واقع شده است. راه‌های دسترسی به برش مطالعه‌شده در شکل 1 و نقشة زمین‌شناسی منطقه در شکل 2 ارائه شده است. بر اساس مطالعه‌های یاری‌جو و همکاران (Yarijoo et al. 2008, 2010)، سازند تیزکوه در این برش سن آپتین را دارد. این سازند در برش پل زغال دارای ضخامت 113 متری است و از سنگ‌آهک، سنگ‌آهک آرژیلی، مارن و مارن آهکی به رنگ خاکستری تا کرم با لایه‌بندی نازک تا ضخیم‌لایه تشکیل شده است. مرز زیرین سازند تیزکوه در برش مطالعه‌شده با واحد آتش‌فشانی کرتاسة زیرین و مرز بالایی آن با واحد آتش‌فشانی کرتاسة بالایی (به‌علت تشکیل این دو واحد آتش‌فشانی در محیط قاره‌ای و وجود شبه‌لایه‌بندی در آنها) به‌شکل ناپیوستگی هم‌شیب است (شکل 3).


 

شکل 1- راه دسترسی به منطقۀ مطالعه‌شده (برگرفته از Google map با تغییرات)

 

 

شکل 2- نقشة زمین‌شناسی منطقة مطالعه‌شده (برگرفته از نقشة 1:25000 ولشت (Nadim and Shafae 2013) با ترسیم مجدد)

 

 

 

 

 

 

E

 

D

 

C

 

B

 

A

 

شکل 3-A. نمای کلی سازند تیزکوه در برش پل زغال، B. مرز زیرین سازند تیزکوه با واحد آتش‌فشانی کرتاسة زیرین (K1v)، C. نمای نزدیک از مرز زیرین سازند تیزکوه، D. مرز بالایی سازند تیزکوه با واحد آتش‌فشانی کرتاسۀ بالایی (K2sv)، E. نمای نزدیک از مرز بالایی سازند تیزکوه

 


روشمطالعه

پس‌از بررسی و مطالعة نقشة زمین‌شناسی 1:25000 ولشت (سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور (Nadim and Shafae 2013)، برش مناسبی از سازند تیزکوه در منطقة مطالعه‌شده انتخاب و مسیر پیمایش صحرایی به‌منظور مطالعه‌های صحرایی مشخص شد. پس‌از انجام بررسی‌های صحرایی، تعداد 135 نمونه از نمونه‌های سنگی کربناته و 3 نمونه از مارن‌های سازند تیزکوه در فواصل 6/0 تـا 1 متری در بـرش مطالعه‌شده بـرداشت شدند. به‌منظور تعیین دقیق سنگ‌شناسی سازند تیـزکوه در این برش، تجزیه‌وتحلیل کلسی‌متری با دستگاه کلسی‌متری برنارد دانشکدة علوم زمین دانشگاه شهید بهشتی روی نمونه‌های جمع‌آوری‌شده انجام شد و نتایج با تقسیم‌‌بندی پتی‌جان (Pettijohn 1975) مقایسه شدند. نتایج کلسی‌متری و ستون چینه‌‌‌‌شناسی سازند مطالعه‌شده در شکل 4 نمایش داده شده‌ است. مقاطع نازک نمونه‌های برداشت‌شده تهیه و برای تشخیص کانی کلسیت از دولومیت و نیز آهن‌داربودن با محلول آلیزارین قرمز و فروسیانید‌پتاسیم به روش دیکسون (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی و با میکروسکوپ پلاریزان مطالعه شدند. نام‌گذاری سنگ‌های کربناته بر اساس تقسیم‌بندی رایج دانهام (Dunham 1962) انجام و در تفسیر ریزرخساره‌ها و تعیین محیط رسوبی سنگ‌های کربناته از روش فلوگل (Flügel 2010) استفاده شد. سکانس‌های رسوبی بر اساس مفاهیم چینه‌نگاری سکانسی Haq et al. 1987; Catuneanu 2006)) تعیین شدند و سپس به‌منظور تعیین میزان عناصر اصلی (کلسیم و منیزیم) و فرعی (آهن، منگنز، سدیم و استرانسیم) سازند مطالعه‌شده، تعداد 38 نمونه از بخش میکرایتی سنگ‌آهک‌های سازند تیزکوه انتخاب و با متة دندان‌پزشکی پودر شدند و در آزمایشگاه ژئوشیمی دانشکدة علوم زمین دانشگاه شهید بهشتی با دستگاه اسپکتروفتومتری جذب اتمی (AAS) تجزیۀ شیمیایی شدند. دکتر کوروش رشیدی از دانشگاه پیام نور و پروفسور ایون بوکور (Ioan Bucur) از دانشگاه Cluj-Napoca رومانی (Bucur et al. 2012; 2013) شناسایی جلبک‌ها در مطالعۀ حاضر را انجام دادند.

 

ریزرخساره‌ها

بر اساس مشاهده‌های صحرایی و بررسی مقاطع نازک میکروسکوپی و باتوجه‌به زمینة سنگ و اجزای تشکیل‌دهنده، هشت ریزرخسارة رسوبی برای نهشته‌های سنگ‌آهکی سازند تیزکوه در برش پل زغال شناسایی شدند (شکل 5)؛ در ادامه، توصیف هریک از این ریزرخساره‌ها که از بخش‌های کم‌‌عمق‌تر حوضة رسوبی به‌سوی بخش‌های عمیق‌تر گسترش یافته‌‌‌اند، بیان و محیط رسوبی آنها تفسیر می‌شود.

 

ریزرخساره‌های محیط لاگون (رمپ داخلی)

MF1: مادستون (Mudstone)

توصیف: این ریزرخساره در سازند تیزکوه گسترش زیادی ندارد و تنها در چند نمونه مشاهده می‌شود. در این ریزرخساره، خرده‌های جلبک و فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی بسیار کم (نزدیک به 5 درصد) وجود دارند؛ همچنین در این ریزرخساره، فرایندهای دیاژنزی نظیر انحلال، شکستگی و استیلولیتی‌شدن دیده می‌شوند. این ریزرخساره در آهک کمی آرژیلی مشاهده می‌شود.

تفسیرریزرخساره: وجود روزن‌داران کف‌زی همراه با بقایای جلبک‌های سبز گویای نهشت این ریزرخساره در شرایط آرام و چرخش محدود آب در لاگون است؛ همچنین فابریک، اندازۀ بلورهای بسیار ریز و نبود آثار خروج از آب نظیر حفره‌های چشم‌پرنده‌ای و ترک‌های گلی، نبود فسیل به مقدار زیاد و همراهی این ریزرخساره با رخساره‌های لاگون رو به ساحل (Mohammad Pour 2019) نشان‌دهندۀ تشکیل این ریزرخساره در شرایط دریایی محدود همراه با شوری آب زیاد است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارة استاندارد شمارة RMF-19 فلوگل (Flügel 2010) است (شکل 5، A).

 

 


 


شکل 4- ستون چینه‌شناسی همراه با نتایج کلسی‌متری سازند تیزکوه در برش مطالعه‌شده


MF2: وکستون حاوی فرامینیفرهای بنتیک (Benthic Foraminifera Wackestone)

توصیف: این ریزرخساره دارای فرامینـیفرهای بنتیک به‌ویژه میلیولید با فراوانی 40 درصد است و بافت زمینه پشتیبان دارد؛ از دیگر قطعه‌های اسکلتی می‌توان به گاستروپود با فراوانی 5 تا 10 درصد، خرده‌های بـراکـیـوپــود و صدف دوکفـه‌ای اشــاره کـرد. در ایــن ریزرخساره، خرده‌هـای خـارپـوست و جلبک سبز (فراوانی 20 درصد) به‌ویژهSalpingoporella sp.  مشاهده می‌شوند. در برش مطالعه‌شده، این ریزرخساره در سنگ‌آهک‌های آرژیلی و کمی آرژیلی کرم تا خاکستری دیده می‌شود و گسترش کمی دارد. فرایندهای دیاژنزی مانند انحلال، شکستگی و استیلولیتی‌شدن در این رخساره گسترش دارند.

تفسیرریزرخساره: با‌توجه‌به حضور گاستروپود‌ها که بیشتر در محیط‌های بسته با شوری نسبتاً زیاد حضور دارند و همچنین وجود خرده‌های جلبک سبز (Salpingoporella sp.)، نتیجه گرفته می‌شود شرایط رسوب‌گذاری این ریزرخساره در محیط کم‌عمق زیر حد جزرومدی یا به‌عبارتی، لاگون محصور (Yavarmanesh et al. 2017) با میزان رسوب‌گذاری کم است (Scholle and Scholle 2006). باتوجه‌به حضور میلیولید و بافت زمینه پشتیبان (Mousavian et al. 2014)، این ریزرخساره تقریباً معادل ریزرخسارة استاندارد شمارة RMF-16 (Flügel 2010) در نظر گرفته می‌شود (شکل 5، B).

 

MF3: وکستون حاوی بایوکلست (Bioclast Wackestone)

توصیف: ایـن ریزرخساره دارای بافت زمینه پشتیبان است و خـرده‌هـای بـراکیـوپـود (فراونی 10 درصد)، روزن‌داران بنتـیک (فراوانی 30 درصد) و اُربیتولین‌ها، لنتیکولینا، میلیولید و اُستراکود (فراوانی 5 درصد) در آن مشـاهده می‌شوند. جلبک‌هایی نظیر Terquemella sp.،Clypeina sp.  و Pseudoactinoporella? cf. iranica در این رخساره حضور دارند. انحلال و شکستگی ازجمله فرایندهای دیاژنزی در این رخساره به شمار می‌آیند. این ریزرخساره در آهک‌های کمی آرژیلی مشاهده می‌شود.

تفسیرریزرخساره: با‌توجه‌به حضور اُستراکود، روزن‌داران کف‌زی و سایر آلوکم‌ها و بافت زمینه پشتیبان (Bucur et al. 2018; Yavarmanesh et al. 2017)، رسوب‌‌گذاری در محیط لاگون (Tucker and Wright 1990) رمپ داخلی برای تشکیل این ریزرخساره پیشنهاد می‌شود و با RMF-18 فلوگل (Flügel 2010) درخور مقایسه است (شکل 5، C).

 

MF4: پکستون حاوی اُربیتولین و اینتراکلست(Intraclast Orbitolina Packstone)

توصیف: در ایـن ریزرخساره، اینتـراکلسـت با فراوانی نزدیک به 30 تا 35 درصد، پـلوئـید (2 درصد) و دانـه‌هـای اسکـلتـی مـاننـد فـرامینـیفـرهـای بنـتیـک (به‌ویژه اُربـیتـولیـن با فراوانی 40 تا 60 درصد همراه با میـلیولیـد)، کـرینـوئیـد، جلبـک‌هـای سبـز (Pseudoactinoporella? cf. iranica, Terquemella sp., Bakalovaella elitzae., Clypeina sp.)با فراوانی 5 درصد و Permocalculus sp.، بـراکیـوپـود، خـرده‌هـای صـدف دوکفـه‌ای و شکم‌پایان (10 درصد) حضور دارند. اُربیـتولیـن‌هـا در ایـن ریزرخسـاره عمومـاً مخـروطـی‌شـکلند و شکل‌های بدون کشیدگی نیز در این ریزرخساره دیده می‌شوند. این ریزرخساره در آهک و آهک کمی آرژیلی نازک تا ضخیم‌لایه مشاهده می‌شود.

تفسیرریزرخساره: حضور روزن‌داران کف‌زی مانند اُربیتولین و میلیولید نشانۀ محیط آرام با چرخش محدود آب و مؤید تشکیل این ریزرخساره در محیط کم‌عمق با انرژی کم است (Yavari et al. 2016; Mohammad pour 2019) و با درنظرگرفتن بافت و نوع اجزای موجود در این ریزرخساره، زیرمحیط لاگون برای آن پیشنهاد می‌شود؛ بنابراین، این ریزرخساره با RMF-20 فلوگل (Flügel 2010) معادل است (شکل 5، D و E).

 

ریزرخسارۀپشته سدی (رمپ داخلی)

MF5: گرینستون حاوی اُربیتولین و بایوکلست (Bioclast Orbitolina grainstone)

توصیف: ایـن ریزرخساره دارای بـافت دانه پشتیبان است و گستـرش زیــادی در سـازند تیـزکوه دارد. دانه‌های غیـراسکلتـی شامل اینـتراکلسـت با فراوانی 10 درصد و پلـوئیـد و دانه‌هـای اسکلتی شامل فـرامینـیفـرهـای بنتـیک (اُربیتولین‌ها با فراوانی 60 درصد، لنتیکولینا و چارنتیا کوویلیری(Charentia cuvillieri))، دوکفـه‌ای با فراوانی 10 درصد، کرینـوئیـد، گـاستـروپـود، جلبک‌ها (خرده‌های Clypeina sp. و Salpingoporella sp.) و بـراکیـوپـود می‌شود. اُربیـتولیـن‌هـا در ایــن رخسـاره مخروطـی‌شکل، بدون کشیـدگـی و کوچک‌تر از اُربیتولین‌هایی‌‌اند که در لاگون دیده می‌شوند و اغلب شکسته‌اند. بیشتر آلوکم‌های این ریزرخساره تحت‌تأثیر پدیدۀ میکرایتی‌شدن قرار گرفته‌اند. این ریزرخساره در آهک و آهک کمی آرژیلی ضخیم تا نازک‌لایه دیده می‌شود.

تفسیرریزرخساره: بافت دانه پشتیبان یادشده نشان می‌دهد این ریزرخساره در محیط سد با انرژی زیاد که در حاشیۀ پلت‌فرم واقع شده است و دریای باز را از محیط‌های دریای محصور جدا می‌کند، تشکیل شده است. بافت دانه پشتیبان با فراوانی روزن‌داران بنتیک و اکینودرم نشان می‌دهد انرژی محیط متوسط تـا زیـاد بـوده است (Flügel 2010; Mousavian et al. 2014). وجود گرینستون‌ها و بافت خوب‌شسته‌شده بیان‌کنندۀ شرایط دریایی کم‌ژرفا و دارای انرژی زیاد است؛ این امر وجود جریان مداوم آب را نشا‌ن می‌دهد که سبب خروج میکرایت از میان اجزا شده است (Masse 1992). در این ریزرخساره، بیشتر دانه‌ها شکسته شده‌اند. ایـن رخسـاره معادل بـا RMF-26 فلوگل (Flügel 2010) است (شکل 5، F و G).

 

ریزرخساره‌های دریای باز کم‌عمق (رمپ میانی)

MF6: وکستون/پکستون حاوی اُربیتولین و بایوکلست (Bioclast Orbitolina Wackestone\Packstone)

توصیف: اُربیتـولیـن‌هـا با فراوانی 30 تا 50 درصد از اجــزای تشـکیـل‌دهنـدة ایـن ریزرخساره‌اند که اغلب بـه‌شکل کشـیـده و دیـسـکی‌شـکلند و عمق بیشتر محیط رسوب‌‌گذاری را نشان می‌دهند؛ همچنین در این رخساره، خـرده‌هـای صدف دوکفـه‌ای (فراوانی 20 تا 30 درصد) و نیز قطعه‌هایی از جلبک‌های Permocalculus sp. و Terquemella sp. بـه مقـدار کـم ( درصد) حضـور دارند. ذرات در این ریزرخساره در زمینۀ میکرایتـی قرار دارند. این ریزرخساره در آهک‌های آرژیلی دیده می‌شود.

تفسیرریزرخساره: فراوانی ماتریکس نشان‌دهندۀ وجودنداشتن انرژی کافی برای انتقال گل آهکی است؛ همچنین حضور مقادیر اندک سیمان در برخی از بخش‌های آن نشان‌دهندۀ محیط دریای باز با انرژی بیشتر است (Folk 1962). اشکالی از اُربیتولین با قطر زیاد و ارتفاع کم به‌طور عموم در ناحیۀ مرتبط با دریای باز تا دامنۀ (Slope) حوضه یافت می‌شوند (Mousavian et al. 2014; Mohammad Pour 2019). این ریزرخساره معادل ریزرخسارة استاندارد شمارة RMF-13 فلوگل (Flügel 2010) است که در مناطق بالایی دریای باز ته‌نشین شده است (Mohammad Pour 2019) (شکل 5، H و I).

 

MF7: وکستون/پکستون حاوی اُربیتولین (Orbitolina Wackestone\Packstone)

توصیف: اُربیتولین‌ها با فراوانی 30 درصد از اجـزای اصلـی تشکیـل‌دهندۀ ایـن رخسـاره‌اند کـه غالبـاً دیسکی‌شکل و کشـیده‌اند. بـر اسـاس بـررسی‌هـایی که سیمونز و همکاران و پیتیت و همکاران (Simmons et al. 2000; Pittet et al. 2002) انجام داده‌اند، اُربیـتولیـن‌هـای کشیـده و دیسکـی‌شکل عموماً در مناطق ژرف‌تــری نسبـت به اُربیـتولیـن‌های مخـروطـی‌شـکل زنـدگـی مـی‌کـرده‌انـد؛ سایـر دانـه‌هـای اسکلتی مانند شـکم‌پـایـان، بـراکیـوپـود و خارپـوستان (با فراوانی 2 درصد) نیـز در این رخسـاره حضور دارند.

تفسیرریزرخساره: یکی از عناصر اصلی در دسته رخساره‌های دریای باز کم‌ژرفا، اُربیتولین‌های کشیده است. حضور اُربیتولین‌های کشیده بیان‌کنندۀ شرایط محیط دریایی باز و شرایط عادی آب‌های آزاد است (Simmons et al. 2000; Tasli et al. 2006). روز‌ن‌داران بزرگ پهن با دیوارۀ صدف نازک در محیطی با انرژی کم، شدت نور کمتر و مواد غذایی کمتر حضور دارند؛ اُربیتولین‌های کشیده ازجملۀ این روزن‌داران به شمار می‌آیند. هرچه اندازۀ اُربیتولین‌ها بزرگ‌تر می‌شود، به نظر می‌رسد محیط نیز ژرف‌تر است (Van Buchem et al. 2010; Mohammad Pour 2019). وجود موجودات استنوهالین مانند براکیوپود، دوکفه‌ای و اکینودرم‌ها نشان‌دهندة شوری عادی و زندگی در محیط باز با امواج آشفته است (Flügel 2010). این رخساره تقریباً بـا RMF-13 فلوگل (Flügel 2010) معادل است (شکل 5، J).

 

MF8: پکستون حاوی بایوکلست (Bioclast Packstone)

توصیف: ایـن ریزرخساره دارای بـافت پکستـونی است و اجزای تشکیـل‌دهنـدة آن شامل قطعه‌های کرینـوئیـد (10 درصد)، پوستۀ براکیـوپـود بـا فراوانی کمتر از 10 درصد، صدف دوکفه‌ای (20 تا 30 درصد) و خرده‌هـایـی از جلبک سبـز (ازجمله Salpingoporella cf. pygmaea. وخرده‌های جلبکPermocalculus sp.) است. این ریزرخساره بیشتر در آهک آرژیلی در سازند مطالعه‌شده دیده می‌شود.

تفسیرریزرخساره: در ایــن رخسـاره، اُربیـتـولیـن‌ها فـراوانی کمی دارند و حالت پـهن و کشیده پیدا کرده‌اند کـه نشـان‌دهنـدة افـزایش عمق محیط رسوب‌گذاری است (Mohammad Pour 2019)؛ همچنین وجود سایر بایوکلست‌ها نشان می‌دهد این ریزرخساره در دریای باز (Bucur et al. 2018) و بخش‌های پایینی رمپ میانی تشکیل شده است. این ریزرخساره تقریباً معادل با ریزرخسارة استاندارد شمارة RMF-3 فلوگل (Flügel 2010) است (شکل 5، K).

 

شرایطرسوبیسازندتیزکوهدربرش پل زغال

به‌منظور بازسازی محیط‌های رسوبی دیرینه لازم است ردیف‌های رخساره‌ای که در توالی عمودی قرار می‌گیرند، بررسی و مطالعه شوند. تجمع‌های فسیلی در سنگ‌های آهکی راهنمای خوبی برای تفسیر وضعیت رسوب‌گذاری‌اند. مدل‌های رخساره‌ای (Facies Models) یا مدل‌های رسوب‌گذاری (Depositional Models) به‌منظور درک ساده‌تر محیط رسوب‌گذاری ارائه شده‌اند (Flügel 2010). پس‌از مطالعۀ مقاطع نازک و تعیین ریزرخساره‌ها و باتوجه‌به مدلی که فلوگل (Flügel 2010) ارائه کرده است و نیز باتوجه‌به تبدیل تدریجی رخساره‌ها به یکدیگر و حضورنداشتن آنکوئیدها، پیزوئیدها و دانه‌های آگرگات که خاص شلف کربناته‌اند یا به‌ندرت در رمپ‌های کربناته دیده می‌شوند (Flügel 2010) و همچنین وجودنداشتن سدهای ریفی بزرگ و نبود رخساره‌های ریزشی و لغزشی (Slump structure) و کلسی‌توربیدایت‌ها (Calciturbidite) که بیان‌کنندۀ شیب زیاد محیط رسوبی هنگام رسوب‌گذاری‌اند، شرایط رسوب‌گذاری سازند تیزکوه در برش مطالعه‌شده (شکل 6)، پلت‌فرم کربناته از نوع رمپ پیشنهاد می‌شود (Tucker and Wright 1990). بر اساس مطالعه‌های انجام‌شده، رسوب‌گذاری سازند تیزکوه در این برش در سه زیرمحیط لاگون، پشته سدی و بخش کم‌عمق دریای باز رخ داده است. جلبک‌های dasycladalean در عمق 5 تا 6 متری (Badve and Kundal 1998) و گاهی تا اعماق 10 تا 12 متری گسترش می‌یابند (Johnson 1961; Wray 1977; Kundal and Wanjarwadkar 2003; Kundal and Humane 2007). در سازند مطالعه‌شده، جلبک‌های یادشده در زیرمحیط‌های شناسایی‌شده حضور دارند؛ همچنین وجود تجمع‌های جلبک Gymnocodiaceae در کرتاسۀ زیرین، در پلت‌فرم‌های کربناتۀ حوضة تتیس بیان‌کنندۀ محیط‌های دریایی گرم و کم‌عمق با انرژی کم تا متوسط است (Flügel 2010) که جنس Permocalculus sp.از این خانواده در سازند مطالعه‌شده شناسایی شد. جلبک یادشده در لاگون، پشتۀ بایوکلستی و دریای باز کم‌عمق در این برش یافت شد. حضور این جلبک‌ها تأکیدی بر محیط رسوبی گرم لب‌شور و بسیار شور با عمق کم برای این سازند در برش مطالعه‌شده و این تأییدی بر وجود محیط کم‌عمق آراگونیتی است؛ محاسبه‌های ژئوشیمیایی این نظریه را تأیید می‌کنند.


 

D

 

B

 

C

 

J

 

K

 

500µm

 

500µm

 

500µm

 

1mm

 

500µm

 

500µm

 

500µm

 

I

 

H

 

G

 

F

 

E

 

500µm

 

500µm

 

250µm

 

500µm

 

A

 

شکل 5- ریزرخساره‌ها؛ A. مادستون (محیط لاگون)، B. وکستون دارای فرامینیفرهای بنتیک (محیط لاگون)، C. وکستون دارای بایوکلست (محیط لاگون)، D. پکستون دارای اُربیتولین و اینتراکلست (محیط لاگون)، E. پکستون دارای اُربیتولین و اینتراکلست (محیط لاگون)، اُربیتولین با پیکان زرد و جلبک Bakalovaellaelitzae. با پیکان آبی مشخص شده است، F. گرینستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (محیط پشتۀ بایوکلستی)، G. تصویری از جلبک Salpingoporella sp. که با پیکان آبی مشخص شده است در گرینستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (محیط پشتۀ بایوکلستی)،H. وکستون/پکستون حاوی اُربیتولین و بایوکلست (محیط دریای باز کم‌عمق)، I. تصویری از جلبک Terquemella sp. (پیکان آبی) در رخسارۀ وکستون/پکستون حاوی اُربیتولین و بایوکلست در کنار اُربیتولین (پیکان زرد) (محیط دریای باز کم‌عمق)، J. وکستون/پکستون حاوی اُربیتولین (محیط دریای باز کم‌عمق)، K. پکستون حاوی بایوکلست (محیط دریای باز کم‌عمق)، جلبک Salpingoporella sp.با پیکان آبی در تصویرمشخص شده است.

 

 

شکل 6- مدل رسوبی شماتیک برای سازند مطالعه‌شده

 


چینه‌نگاریسکانسی

سکانس به مجموعه واحدهای رسوبی پیوسته و مرتبط ازنظر زایشی گفته می‌شود کـه در بـالا و پـاییـن با نـاپیوستـگی یا پیـوستـگی‌هـای معادل نـاپیوستـگی محصور شـده‌اند (Van Wagoner et al. 1988; Catuneanu 2006). سیستم تراکت (Systems Tract) یا دسته رخساره‌ای، مجموعۀ پیوسته‌ای از سیستم‌های رسوبی هم‌زمان است که زیرمجموعه‌های سکانس‌ها را تشکیل می‌دهند (Catuneanu 2006). رسوب‌گذاری روی رمپ‌های کربناته عمدتاً طی بخش پیش‌رونده و تراز بالای تغییرات سطح نسبی آب دریا رخ می‌دهد. رسوب‌گذاری در مرحلۀ افت و تراز پایین در رمپ‌های هم‌شیب اهمیت و عمومیت کمتری دارد و دارای ضخامت کمتری است. رسوب‌گذاری در مرحلۀ افت و تراز پایین در رمپ‌های با بخش انتهایی پرشیب، جایی که باز‌نهشتگی‌های (Resedimantation) عمده‌ای امکان‌پذیرند، اهمیت بیشتری دارد (Tucker and Wright 1990). موجودات زنده برای استفاده از نور و اکسیژن دائماً به تغییرات آب دریا واکنش نشان می‌دهند؛ اُربیتولین‌های پهن‌تر معمولاً در اعماق بیشتر و اُربیتولین‌های مخروطی‌تر در اعماق کمتر دریا گسترش می‌یابند و فراوانی آنها با عمق کاهش می‌یابد (Pittet et al. 2002). در مطالعۀ حاضر، توالی رخساره‌های کربنـات‌هـای سـازند تیزکوه مبنای اصلی تفکیک چینه‌شناسی توالی‌هـای ایـن سـازند در بـرش پـل زغال قرار گرفته است، نام‌گذاری و شماره‌گذاری سکانس‌ها از قاعدة خاصی پیروی نکرده است و به‌ترتیـب از پایین به بالا نام‌گذاری شده‌اند و به‌منظور سهولت کار، عبارت‌های اختصاری TST، HST و mfs به‌ترتیب به‌جای اصطلاح‌های Transgressive Systems Tract، Highstand Systems Tract و Maximum Flooding Surface به کار رفته‌اند؛ همچنین دسته رخسارۀ پیش‌روی (TST) از زمان انتهای پس‌روی و دسته رخساره‌های پس‌روی (HST) از زمان انتهای پیش‌روی تا انتهای پس‌روی آب دریا در نظر گرفته شده‌اند. بررسی‌های صحرایی و مطالعه‌های آزمایشگاهی به شناسایی سه سکانس رسوبی ردة سوم به شرح زیر منجر شد (شکل‌های 7 و 8):

سکانس 1: در برش مطالعه‌شده، سکانس شمارۀ 1 در سازند تیزکوه 23 متر ضخامت دارد و در قاعدۀ برش واقع شده است. سطح mfs (حداکثر غرقابی) این سکانس با رخسارۀ شمارۀ 8 (بایوکلست پکستون (MF8)) و سنگ‌شناسی مارنی مشخص می‌شود که اُربیتولین‌ها دارای کشیدگی‌اند که می‌تواند نشان‌دهندۀ عمق بیشتر این رخساره باشد. مرز پایینی این سکانس با مرز بین سازند تیزکوه و واحد آتش‌فشانی کرتاسۀ زیرین مشخص می‌شود (SB1) و مرز بالایی این سکانس از نوع SB2 (معادل ناپیوستگی) و بر رخسارۀ شمارۀ 1 (مادستون (MF1)) منطبق است و از فسیل‌های شاخص آن می‌توان به میلیولید اشاره کرد. در این سکانس، سیستم تراکت TST با ضخامت نزدیک به 17 متر از رخساره‌های شمارۀ 4 (پکستون دارای اُربیتولین و اینتراکلست (MF4))، شمارۀ 5 (گرینستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (MF5))، شمارۀ 6 (وکستون/پکستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (MF6)) و شمارۀ 7 (وکستون/پکستون دارای اُربیتولین (MF7)) تشکیل شده و به رخسارۀ شمارۀ 8 که معرف سطح حداکثر غرقابی است، ختم می‌شود. سیستم تراکت HST در این سکانس ضخامتی نزدیک به 6 متر دارد و شامل رخساره‌های شمارۀ 4 (MF4) و شمارۀ 5 (MF5) است و درنهایت به رخسارۀ شمارۀ 1 (MF1) ختم می‌شود. این سکانس ازنظر سنگ‌شناسی شامل آهک‌های متوسط تا ضخیم‌لایه به رنگ خاکستری، مارن و آهک مارنی است و اُربیتولین‌ها یکی از مهم‌ترین اجزای تشکیل‌دهنده آن به شمار می‌آیند.

سکانس 2: این سکانس ضخامت 23 تا 46 متری از سازند را در بر می‌گیرد و 23 متر ضخامت دارد. مرزهای این سکانس با تغییرات رخساره‌ها مشخص می‌شوند. مرز زیرین این سکانس با سکانس 1 در بخش پیش توضیح داده شد. مرز بالایی این سکانس با رخسارۀ شمارۀ 1 (MF1) مشخص می‌شود و از نوع SB2 است که حداکثر پس‌روی آب دریا در این برش را نشان می‌دهد. سیستم تراکت TST این سکانس شامل رخساره‌های شمارۀ 2 (وکستون دارای فرامینیفرهای بنتیک (MF2))، شمارۀ 3 (وکستون بایوکلست‌دار (MF3))، شمارۀ 4 (پکستون دارای اُربیتولین و اینتراکلست (MF4))، شمارۀ 5 (گرینستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (MF5)) و شمارۀ 6 (وکستون/پکستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (MF6)) است و در آخر به رخسارۀ شمارۀ 8 که بیان‌کنندۀ سطح mfs در این سکانس است، ختم می‌شود. اُربیتولین‌ها در بخش پایینی این سیستم تراکت کشیدگی کمی دارند و نزدیک به سطح mfs به‌شکل پهن و کشیده ظاهر می‌شوند. سیستم تراکت HST در این سکانس شامل رخساره‌های شمارۀ 7 (وکستون/پکستون دارای اُربیتولین (MF7))، شمارۀ 6 (MF6)، شمارۀ 5 (MF5)، شمارۀ 4 (MF4) و شمارۀ 1 (مادستون (MF1)) است. اُربیتولین‌ها در بخش زیرین این سیستم تراکت کشیده و پهن هستند و به‌سمت بالا کشیدگی آنها کم می‌شود و به مرز سکانس (مرز سکانسی نوع دوم) در ضخامت 46 متری ختم می‌‌شوند. بخش عمدۀ این سکانس را محیط لاگون و پشتۀ بایوکلستی تشکیل می‌دهد و ازنظر سنگ‌شناسی بیشتر شامل آهک کمی آرژیلی است.

سکانس 3: این سکانس ضخامت 46 تا 113 متری از سازند را تشکیل می‌دهد و ضخامت آن 67 متر است. همان‌طور که توضیح داده شد، مرز زیرین این سکانس با رخسارۀ شمارۀ 1 (SB2) مشخص می‌شود. سیستم تراکت TST در این سکانس دارای ضخامت 14 متری است و از رخسارۀ پکستون اُربیتولین‌دار (MF4)، گرینستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (MF5) و پکستون بایوکلست‌دار (MF8) تشکیل شده است که سطح حداکثر غرقابی (mfs) با این رخساره (MF8) (همان‌طور که گفته شد اُربیتولین‌ها در این رخساره کشیده‌ هستند) مشخص شده است. سیستم تراکت HST در این سکانس ضخامت زیادی (53 متر) دارد که حدود 6 متر آن با واریزه پوشیده شده است؛ ضخامت زیاد این سیستم تراکت به‌علت میزان رسوب‌گذاری زیاد است. این سیستم تراکت بیشتر از آهک ضخیم‌لایه تشکیل شده و شامل رخساره‌های وکستون/پکستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (MF6)، گرینستون دارای اُربیتولین و بایوکلست (MF5)، پکستون اُربیتولین‌دار (MF4) و وکستون دارای فرامینیفر بنتیک (MF2) است. این سیستم تراکت بیشتر شامل رخساره‌های لاگون و سد است که رخساره‌های محیط لاگون فراوانی بیشتری دارند و از فسیل‌های شاخص این سیستم تراکت می‌توان به فرامینیفر اُربیتولین و میلیولید اشاره کرد. مرز بالایی سکانس (مرز سکانسی نوع اول (ناپیوستگی هم‌شیب)) بر مرز سازند تیزکوه با واحد آتش‌فشانی کرتاسه بالایی منطبق است. سه سکانس شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده نشان‌دهندۀ توالی کم‌عمق‌شونده به‌سمت بالا هستند؛ به‌طوری‌که ضخامت HST در سکانس سوم افزایش یافته است. وجود ناپیوستگی در مرز بالایی سازند تیزکوه و واحد آتش‌فشانی کرتاسۀ بالایی (فاصلة زمانی) نشان می‌دهد پس‌از رسوب‌گذاری سازند تیزکوه، دریا در این منطقه عقب‌نشینی کرده است (Cartier 1971; Ezogi 2002).

 

ژئوشیمی

ژئوشیمی عناصر اصلی و فرعی در سنگ‌های کربناتی، ابزار مفیدی برای مطالعۀ ویژگی‌های این سنگ‌هاست (Morse and Mackenzie 1990; Swart 2015; Zhang et al. 2017). یکی از اهداف علم ژئوشیمی رسوبی در مطالعة سنگ‌های کربناته، تعیین ترکیب کانی‌شناسی اولیه و تعیین میزان انحلال سنگ‌های آهکی است؛ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کربنات‌ها را می‌توان با استفاده از روش‌های ژئوشیمیایی مانند تجزیه‌و‌تحلیل‌های عنصری (Ca, Mg, Na, Sr, Mn, Fe) تعیین کرد (Adabi and Rao 1991; Adabi 2004; Adabi and Asadi 2008; Adabi et al. 2010). در مطالعۀ حاضر، مقادیر به‌دست‌آمده از تجزیه‌و‌تحلیل‌های ژئوشیمی نمونه‌های سازند تیزکوه (جدول 1) با محدوده‌های مربوط به آراگونیت‌های حاره‌ای عهد حاضر (Milliman 1974)، کربنات‌های معتدلۀ عهد حاضر (Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های ساب‌پولار پرمین تاسمانیا (Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های گوردون تاسمانیا (Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های آراگونیتی سازند مزدوران (Adabi and Rao 1991)، سازند ایلام (Adabi and Asadi 2008) و سازند فهلیان (Adabi et al. 2010) مقایسه شد.

استرانسیم(Sr):تمرکز استرانسیم در رسوبات کربناتۀ مناطق گرمسیری عهد حاضر بین 8000 تا 10000 پی‌پی‌ام متغیر است (Milliman 1974)؛ درحـالـی‌کــه در نـمـونـه‌های کـل کـربنـاتـۀ مـنـاطـق مـعتـدلـۀ عـهـد حـاضــر مـحـدودۀ کمـتری دارد و بیـن 1642 تا 5007 پـی‌پـی‌ام (میـانـگـین 3270 پـی‌پـی‌ام) در نـوسـان اسـت. مـقـدار استرانسیم با‌‌تـوجـه‌‌به ترکیب کانی‌شناسی کـربنات‌ها متغیر اسـت و بـا افـزایــش میـزان آراگـونیـت، افــزایــش و با افـزایـش مـیـزان کـلسـیت، کــاهـش مـی‌یـابـد (Rao and Adabi 1992).

فـراوانـی استرانسیم بــا افزایش دمای آب دریا ارتباط مستقـیم دارد (Morse and Mackenzie 1990). مقدار اسـترانسـیم در سـنگ‌آهـک‌هـای سازند تیزکوه بین 397 تا 1075 پی‌پی‌ام (میانگین 612 پی‌پی‌ام) مـتـغیـر اسـت و تمرکز استرانسیم در این نـمونـه‌هـا کـمتـر از مـعـادل‌هـای کـربنـاتـۀ عـهـد حـاضـر آنهـاست (شکل 9). از‌آنجا‌کـه ضـریـب تـوزیـع استرانسیم کـمـتـر از 1 اسـت و تـمرکـز آن در آب‌هـای مـتـائــوریـکـی نـاچـیز است، تمرکز کمتر استرانسیم نسبت به کربنات‌های عهد حاضر نشان‌دهندة تأثیر دیاژنز غیردریایی در آنهاست.

سدیم (Na): مـقادیـر سدیم در سـنـگ‌آهـک‌های آراگـونیـتی غـیر‌زیـسـتی (Abiotic) حاره‌ای (Tropical) عهد حاضر بیـن 1500 تا 2700 پی‌پی‌ام (میانگین 2500 پی‌پی‌ام) متغیر است؛ درحالی‌که مقدار سدیم در کلسیت غیرزیستی مناطق معتدل حدود 270 پی‌پی‌ام است (Land and Hoops 1973; Milliman 1974; Veizer 1983; Rao and Adabi 1992). تمرکز سدیم با افزایش شوری (Land and Hoops 1973)، عمق آب (Rao and Adabi 1992)، محتوای آراگونیتی کربنات‌ها، نقص شبکه‌ای موجود در کربنات‌ها (Rao 1996) و سرعت رشد (Veizer 1983) افزایش می‌یابد. مقدار سدیم در سنگ‌‌آهک‌های سازند تیزکوه بین 40 تا 160 پی‌پی‌ام (میانگین حدود 100 پـی‌پـی‌ام) (جدول 1) تـغیـیر می‌کند و مـقـدار سدیم در ایـن نـمـونـه‌هـا کـمـتر از مـعـادل‌هـای کـربنـاتـۀ عـهـد حاضر آنهاست؛ زیرا سدیـم در اثر افزایش تأثیر آب‌های مـتائوریک به مقدار درخور توجهی کاهش می‌یابد (ضریب تمرکز سدیم کمتر از یک است و در آب‌های متائوریکی تمرکز کمی دارد).

 

 

 

شکل 7- شیوۀ توزیع ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در سازند تیزکوه همراه با سکانس‌های شناسایی‌شده در این برش

 

شکل 8- سازند تیزکوه در برش پل زغال همراه با سکانس‌های شناسایی‌شده

NE

 

SW

 

 


منگنز (Mn): مـقـادیـر مـنگـنـز و آهـن در رسـوبات کربناتۀ آراگـونـیـتی عـهـد حـاضـر حدود 30 پـی‌پـی‌ام (Milliman 1974) و در کـربنـات‌هـای مـعـتدلـۀ عهـد حـاضـر بیـش از 300 پـی‌پـی‌ام اسـت (Rao and Adabi 1992; Rao and Amini 1995). مـیـزان مـنـگنـز بـا ورود تـخریـبی و احـیـاشـدن مـحـیط رسوب‌گذاری، افـزایـش و در شـرایـط دارای سرعت رسوب‌گذاری زیاد در مـحیـط‌هـای کـربنـاتـه (Mucci 1988) و شـرایط اکسـیدان (Pingitore et al. 1988)، کـاهـش مـی‌یـابـد. ضریب توزیع مـنگـنـز حدود 15 است و در آب‌های متائوریکی توزیع زیادی دارد (Brand and Veizer 1980; Rao 1990). مقدار مـنگـنـز در نمونه‌های سازند تیزکوه در برش ‌مطالعه‌شده بین 55 تا 250 پی‌‌پی‌ام (میانگین 152 پی‌پی‌ام) است. کم‌بودن مقدار منگنز در اغلب نمونه‌ها را می‌توان به تأثیر کم دیاژنز متائوریکی یا بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی (Veizer 1983) و ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی نسبت داد؛ ازاین‌رو، تـرسـیم مـقادیـر مـنگـنـز در بـرابـر استرانسیم و سدیم نشان می‌دهد بیشتر نمونه‌ها در محدودۀ آهک‌های آراگونیتی سازند مزدوران، فهلیان و سازند ایلام قرار گرفته‌اند که ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی را نشان می‌دهد (شکل 10، A و B).

آهن (Fe): مقدار آهـن در کلسـیت‌هـا و آراگـونیـت‌هـای زیستی نسبت به کلسیـت‌ها و آراگـونیـت‌هـای غیرزیستی متغیـر است (Morrison and Brand 1987)؛ ایـن تغییـرات بـه شرایط احیـایـی و اکسیـدان و تـرکیـب شیمیـایـی آب دریا هنگام رشد موجودات نسبـت داده می‌شود. شرایط احیـایـی هنگام رشد موجود (Growth of Biota) مـوجـب افـزایـش تمـرکـز آهن مـی‌شـود. مقدار آهـن در آراگـونیـت‌هـای منـاطـق حـاره‌ای کمتـر از 20 پـی‌پـی‌ام است (Milliman 1974). مـقـادیر آهن در سنگ‌آهک‌های سازند تیزکوه بین 122 تا 3407 پـی‌پـی‌ام (میانگین 1764 پی‌پی‌ام) در تغییر اسـت. شکل 10، C تغییـرات منگنـز در برابر آهـن را نشـان مـی‌دهـد کـه بـه‌شکل روند خطـی افـزایـشـی است؛ ایـن رونـد خطـی افـزایـشـی نشـان‌دهنـدة تـأثیـر دیـاژنـز غیـردریایی روی نمونـه‌هـای آهکـی سازند تیـزکـوه است. مقدار آهن با افزایش تأثیر دیاژنز متائوریکی در محیط احیایی هم‌زمان با افزایش منگنز، افزایش می‌یابد (Adabi 2011).

 

جدول 1- نتایج تجزیه‌وتحلیل ژئوشیمی سنگ‌آهک‌های سازند تیزکوه در برش مطالعه‌شده

 

 

شکل 9- ترسیم روند تغییرات استرانسیم در برابر سدیم در نمونه‌های آهکی سازند تیزکوه در برش پل زغال؛ همان‌طور که دیده می‌شود بیشتر نمونه‌ها در محدودۀ سنگ‌آهک‌های گوردون تاسمانیا و سازند ایلام و فهلیان و در نزدیکی محدودۀ آراگونیتی مزدوران با ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی قرار گرفته‌اند و این حالت نشان‌دهندة ترکیب کانی‌شناسی اولیة آراگونیتی سازند تیزکوه در برش مطالعه‌شده است.


نسبت استرانسیم به منگنز (Sr/Mn)در برابر منگنز (Mn): بـترست (Bathurst) در سـال 1975 پیـشـنـهاد کرد دیاژنز در سـنگ‌های آهـکـی، فـراینـد انـحـلال مرطـوب (Wet dissolution) و تـه‌نـشـسـت دوباره است. انـحـلال آراگـونیـت و کـلـسیت دارای منیـزیـم زیـاد نـیمـه‌پــایـدار و تـبـدیــل آنهـا به کـلسـیـت کـم‌مـنـیـزیـم پـایـدار به کـاهـش مـقـادیـر استرانسیممنجر می‌شود و تـمـرکـز منگنز افـزایـش می‌یابد؛ ایـن فـرایــنـد در سـطـح زمـین و در اثر نفـوذ آب‌های متـائـوریـکـی به‌طور درخور توجهی تـسهـیـل (Budd 1992) و سبب کم‌شدن نـسبـت Sr/Mn مـی‌شــود؛ بنـابـرایـن، ترسـیـم نـسبت Sr/Mn در برابر Mn مـعیار مـفیـدی است که بـرای تـخمین مـیزان انحلال سنگ‌آهک‌ها اسـتـفـاده می‌شود (Rao 1991; Adabi and Asadi 2008; Khatibi and Adabi 2014; Asadi et al. 2013, Gholami Zadeh et al. 2019). میزان Sr/Mn در برابر Mn در شــکل 10، D ترسیم شده است. در این نمودار، محدودۀ آهک‌های آراگونیـتی سازند مزدوران (Adabi and Rao 1991)، سازند فهلیان (Adabi et al. 2010) و سـازنـد ایـلام (Adabi and Asadi 2008) بـا تـرکـیب کـانـی‌شـنـاسـی اولـیـۀ آراگــونیـتـی ترسیم شـده اسـت. رونـد کـلی نمونه‌ها به روند آراگونـیـت‌های سـازند مـزدوران نـزدیـک است، ولـی بیشتربودن مـیزان Sr/Mn در مقـایـسـه بــا مـیزان Sr/Mn آراگـونـیـت‌هـای ســازنـد مــزدوران نـشـان‌دهـنـدۀ انـحـلال کمتر کـربـنات‌ها و تـأثـیر نسبتاً کمتر دیـاژنـز متـائـوریـکی روی نمونه‌های سـازنـد تـیـزکـوه و احتمالاً مـعـرف سـیسـتـم دیـاژنتیکی بسته تا کمی‌باز است.

 

نسبت استرانسیم به سدیم (Sr/Na) در برابر منگنز (Mn):باتوجه‌به نـسبـت Sr/Na و مـیـزان Mn مـی‌تـوان کـربـنـات‌هــای حــاره‌ای دیـریـنه و عهد حـاضـر را از مـعـادل‌های غیر‌حـاره‌ای آنها تـفـکـیـک کرد (Rao 1981 1991; Adabi and Rao 1991; Adabi and Asadi 2008; Adabi et al. 2010; Khatibi and Adabi 2014; Adabi et al. 2016). آهـک‌های آراگونـیـتی حاره‌ای عـهد حاضر مـقـادیـر کــم Mn و نـسـبت زیاد Sr/Na (حدود 3 تا 5 پی‌‌پی‌ام) را دارند؛ درحالی‌که کربنات‌های کلسـیتی نواحی معتدلۀ عهد حاضر مقادیر زیاد Mn و نسبت کم Sr/Na (در حـدود 1 پی‌‌پی‌ام) را دارند (Adabi and Rao 1991). سـنـگ‌آهـک‌‌های آراگونیتی حــاره‌ای گـوردون اردویسـین تـاسـمانـیا با نسـبت Sr/Na زیاد و Mn متـوسـط مـشخـص مـی‌شوند (Rao 1990). در کـلسـیـت‌های مناطق نیـمـه‌قـطـبـی پــرمیــن تـاسمانیـا، نـسـبت Sr/Na نـزدیـک بــه 5/0 و Mn کم است؛ درحالی‌که در نـمونه‌های کـل کربناتۀ مـربـوط بــه مـنـاطـق نـیـمـه‌قـطـبی پـرمـیـن، نسبـت Sr/Na حـدود 1 و مقدار Mn زیاد است. مـقـادیـر Sr/Na در نـمونـه‌های سازنـد تیزکوه بـیـن 5/3 تــا 5/10 پـی‌پـی‌ام در تـغـییر است کـه گویای ترکیـب کانی‌شناسی اولـیـۀ آراگونـیتی اسـت. روند تغییرات Sr/Na در برابر Mn در شکل 11، A ترسیم شده است؛ همان‌طور که در این شکل مشاهده مـی‌شـود، بیشتر نمونـه‌های سازند تیزکوه در محدودۀ آهک‌های گوردون تاسمانیا قـرار گرفته‌اند که تأکیدی بر ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی این سازند است.

 

نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca) در برابر منگنز (Mn): نسبت Sr/Ca در کـربنـات‌هـا بـه نسبت Sr/Ca آب دریا و ضریب تـوزیـع استرانـسـیـم در کـربـنـات‌هــا بسـتـگی دارد. بــر اســاس نـسبـت Sr/Ca در بـرابـر Mn مـی‌تـوان رونـد دیـاژنـز را در سـیسـتـم‌هـای بــاز و بـستـه تـعیـیـن کرد. بـرانـد و وایـزر (Brand and Viezer 1980) مـحـدوده‌هـایـی را بــرای رونـد‌هـای دیـاژنـتـیکـی آراگــونـیت (Abiotic)، کـلسـیت پـر‌منـیـزیـم (HMC) و کـلـسیـت کـم‌مـنیـزیـم (LMC) تعـیـین کـرده‌انـد. در سـیسـتـم‌های دیـاژنـتـیـکـی بـاز، مـعمـولاً تـبـادل آب بــه سـنـگ (Water/rock interaction) بیشتر است و ازاین‌رو، دگـرسـانـی بـیشـتر می‌شود و مـقـادیـر Mn افـزایـش چـشمـگـیری می‌یابد؛ ایـن تــبـادل به‌واسطۀ آب‌های مـتائـوریـکی انـجـام مـی‌شـود و آراگـونـیـت نـاپـایـدار و کـلـسیـت دارای مـنیــزیـم زیـاد نـیـمـه‌پـایــدار بــه کـلـسیـت کــم‌منـیـزیـم پـایـدار تبـدیـل مــی‌شـود. در سـیسـتم دیـاژنـتـیـکـی نیـمه‌بـسـتـه و بـسـتـه، تـبـادل آب بـه سـنـگ کــمتـر است و ازاین‌رو، مـیـزان دگـرسـانـی نـاچـیـز و مـقـادیـر Mn بـه تـرکـیب کانی‌شناسی سـنـگ اولـیـه بـسـیـار نـزدیـک اسـت (Adabi and Asadi 2008). در شـکل 11، B رونـد تغیـیرات Sr/Ca در برابر Mn تـرسیـم شـده است؛ همـان‌طـور کـه در شکل مشـاهـده مـی‌شـود، بـه نـظـر می‌رسد آهک‌های سازند تیزکوه تحت‌تأثیر دیاژنز غیردریـایـی (Non-marine) در محیط دیاژنتیکی بسته تا کمی باز قرار گرفته‌اند.

 

 

 

 

 
 

A

B

 

 
 

C

 

D

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


شکل 10- A. ترسیم روند تغییرات استرانسیم در برابر منگنز در نمونه‌های آهکی سازند تیزکوه در برش پل زغال؛ همان‌طور که مشاهده می‌شود بیشتر نمونه‌ها در محدودة آراگونیتی مزدوران و سازند فهلیان قرار گرفته‌اند که نشان‌دهندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی است. مقادیر بیشتر منگنز به‌علت تأثیر بیشتر دگرسانی در برخی از نمونه‌های سازند تیزکوه در مقایسه با سازند مزدوران و سازند فهلیان است. B. ترسیم روند تغییرات سدیم در برابر منگنز در نمونه‌های آهکی سازند تیزکوه در برش پل زغال که با محدوده‌های ارائه‌شده برای سازند مزدوران با ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی (Adabi and Rao 1991)، سنگ‌آهک‌های سازند ایلام (Adabi and Asadi 2008)، سنگ‌‌آهک‌های سازند فهلیان (Adabi et al. 2010) و محدودۀ کربنات‌های معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao 1991)مقایسه شده است؛ همان‌طور که دیده می‌شود بیشتر نمونه‌ها در محدوده یا نزدیکی محدودۀ سنگ‌های آهکی سازند مزدوران و ایلام با ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی قرار گرفته‌اند. C. ترسیم مقادیر آهن در برابر منگنز در نمونه‌های سازند تیزکوه در برش پل زغال؛ همان‌طور که مشاهده می‌شود تغییرات این دو عنصر به‌شکل خطی مثبت نشان‌دهندة تأثیر دیاژنز غیردریایی روی نمونه‌هاست. D. ترسیم عنصری Sr/Mn در برابر Mn در سنگ‌آهک‌های سازند تیزکوه در برش پل زغال. روند کلی نمونه‌ها به آراگونیت‌های سازند مزدوران نزدیک است. بیشتربودن مقادیر Sr/Mn گویای تأثیر کمتر دیاژنز متائوریکی و احتمالاً بسته تا کمی باز‌بودن سیستم دیاژنتیکی است.

 


نسبت استرانسیم به سدیم (Sr/Na) در برابر منگنز (Mn):باتوجه‌به نـسبـت Sr/Na و مـیـزان Mn مـی‌تـوان کـربـنـات‌هــای حــاره‌ای دیـریـنه و عهد حـاضـر را از مـعـادل‌های غیر‌حـاره‌ای آنها تـفـکـیـک کرد (Rao 1981 1991; Adabi and Rao 1991; Adabi and Asadi 2008; Adabi et al. 2010; Khatibi and Adabi 2014; Adabi et al. 2016). آهـک‌های آراگونـیـتی حاره‌ای عـهد حاضر مـقـادیـر کــم Mn و نـسـبت زیاد Sr/Na (حدود 3 تا 5 پی‌‌پی‌ام) را دارند؛ درحالی‌که کربنات‌های کلسـیتی نواحی معتدلۀ عهد حاضر مقادیر زیاد Mn و نسبت کم Sr/Na (در حـدود 1 پی‌‌پی‌ام) را دارند (Adabi and Rao 1991). سـنـگ‌آهـک‌‌های آراگونیتی حــاره‌ای گـوردون اردویسـین تـاسـمانـیا با نسـبت Sr/Na زیاد و Mn متـوسـط مـشخـص مـی‌شوند (Rao 1990). در کـلسـیـت‌های مناطق نیـمـه‌قـطـبـی پــرمیــن تـاسمانیـا، نـسـبت Sr/Na نـزدیـک بــه 5/0 و Mn کم است؛ درحالی‌که در نـمونه‌های کـل کربناتۀ مـربـوط بــه مـنـاطـق نـیـمـه‌قـطـبی پـرمـیـن، نسبـت Sr/Na حـدود 1 و مقدار Mn زیاد است. مـقـادیـر Sr/Na در نـمونـه‌های سازنـد تیزکوه بـیـن 5/3 تــا 5/10 پـی‌پـی‌ام در تـغـییر است کـه گویای ترکیـب کانی‌شناسی اولـیـۀ آراگونـیتی اسـت. روند تغییرات Sr/Na در برابر Mn در شکل 11، A ترسیم شده است؛ همان‌طور که در این شکل مشاهده مـی‌شـود، بیشتر نمونـه‌های سازند تیزکوه در محدودۀ آهک‌های گوردون تاسمانیا قـرار گرفته‌اند که تأکیدی بر ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی این سازند است.

 

نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca) در برابر منگنز (Mn): نسبت Sr/Ca در کـربنـات‌هـا بـه نسبت Sr/Ca آب دریا و ضریب تـوزیـع استرانـسـیـم در کـربـنـات‌هــا بسـتـگی دارد. بــر اســاس نـسبـت Sr/Ca در بـرابـر Mn مـی‌تـوان رونـد دیـاژنـز را در سـیسـتـم‌هـای بــاز و بـستـه تـعیـیـن کرد. بـرانـد و وایـزر (Brand and Viezer 1980) مـحـدوده‌هـایـی را بــرای رونـد‌هـای دیـاژنـتـیکـی آراگــونـیت (Abiotic)، کـلسـیت پـر‌منـیـزیـم (HMC) و کـلـسیـت کـم‌مـنیـزیـم (LMC) تعـیـین کـرده‌انـد. در سـیسـتـم‌های دیـاژنـتـیـکـی بـاز، مـعمـولاً تـبـادل آب بــه سـنـگ (Water/rock interaction) بیشتر است و ازاین‌رو، دگـرسـانـی بـیشـتر می‌شود و مـقـادیـر Mn افـزایـش چـشمـگـیری می‌یابد؛ ایـن تــبـادل به‌واسطۀ آب‌های مـتائـوریـکی انـجـام مـی‌شـود و آراگـونـیـت نـاپـایـدار و کـلـسیـت دارای مـنیــزیـم زیـاد نـیـمـه‌پـایــدار بــه کـلـسیـت کــم‌منـیـزیـم پـایـدار تبـدیـل مــی‌شـود. در سـیسـتم دیـاژنـتـیـکـی نیـمه‌بـسـتـه و بـسـتـه، تـبـادل آب بـه سـنـگ کــمتـر است و ازاین‌رو، مـیـزان دگـرسـانـی نـاچـیـز و مـقـادیـر Mn بـه تـرکـیب کانی‌شناسی سـنـگ اولـیـه بـسـیـار نـزدیـک اسـت (Adabi and Asadi 2008). در شـکل 11، B رونـد تغیـیرات Sr/Ca در برابر Mn تـرسیـم شـده است؛ همـان‌طـور کـه در شکل مشـاهـده مـی‌شـود، بـه نـظـر می‌رسد آهک‌های سازند تیزکوه تحت‌تأثیر دیاژنز غیردریـایـی (Non-marine) در محیط دیاژنتیکی بسته تا کمی باز قرار گرفته‌اند.

 

 

 

 

B

 

A

 

 

شکل 11- A. ترسیم مقادیر Mn در برابر Sr/Na در نمونه‌های آهکی سازند تیزکوه در برش پل زغال که با محدوده‌های ارائه‌شده برای سنگ‌آهک‌های سازند مزدوران (Adabi and Rao 1991)، گوردون تاسمانیا (Rao 1991)، محدودۀ کربنات‌های معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1991; Rao and Amini 1995)، محدودۀ آراگونیت‌های عهد حاضر (Milliman 1974)، سنگ‌آهک‌های نیمه‌قطبی و فسیل‌های پرمین تاسمانیا (Rao 1991)مقایسه شده است. بیشتر نمونه‌های سازند تیزکوه در برش پل زغال در محدودۀ آهک‌های گوردون تاسمانیا قرار گرفته‌اند و مقدار Sr/Na بیشتر از 1 دارند که بیان‌کنندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی است. B. ترسیم مقادیر Sr/Ca در برابر Mn برای نمونه‌های آهکی سازند تیزکوه در برش پل زغال. باتوجه‌به محدوده‌هایی که Brand and Veizer 1980 برای روند دیاژنتیکی آراگونیت (A)، کلسیت با منیزیم زیاد (HMC) و کلسیت کم‌منیزیم (LMC) مشخص کرده است، نمونه‌های سازند تیزکوه عمدتاً تحت‌تأثیر دیاژنز غیردریایی (Non-marine) و در محیط بسته (Closed System) تا کمی باز دیاژنتیکی قرار گرفته‌اند.


 


تفسیر تغییراتعناصر فرعی در طول سازند تیزکوه

تغییرات سنگ‌شناسی، اجزای اسکلتی و دیاژنز می‌توانند تغییرات عناصر فرعی را کنترل ‌کنند و الگوی پراکندگی عناصر فرعی ممکن است الگوی رخساره‌های رسوبی را منعکس ‌کند (Veizer and Demovier 1974). داده‌های ژئوشیمیایی در دیاژنز رخساره‌ها تنها زمانی استفاده می‌شوند که روند دیاژنز و سنگ‌شناسی واحد سنگی شناخته شده باشد (Flügel 2010). مقادیر استرانسیم و سدیم در بخش پایینی سازند مطالعه‌شده بیشتر از بخش‌های بالایی است و این حالت ممکن است به‌علت ترکیب کانی‌شناسی اولیة آراگونیتی‌تر بخش‌های زیرین نسبت به بخش‌های بالایی باشد یا تأثیر دیاژنز متائوریکی در بخش‌های فوقانی بیشتر از بخش‌های زیرین بوده و سبب کاهش میزان استرانسیم و سدیم در این بخش شده است. بیشتربودن میزان منگنز در بخش بالایی ممکن است به‌علت افزایش دگرسانی دیاژنتیکی در اثر آب‌های متائوریکی در نمونه‌های سازند مطالعه‌شده باشد؛ تغییرات میزان آهن نیز بیان‌کنندۀ این مطلب است. کمتربودن میزان استرانسیم و سدیم در بخش بالایی سازند مطالعه‌شده با ناپیوستگی بین سازند تیزکوه و واحد آتش‌فشانی کرتاسۀ بالایی در ارتباط است و به تأثیرگذاری بیشتر دیاژنز متائوریکی در این بخش منجر شده است (شکل 12) (Veizer 1983; Tucker and Wright 1990).

 


 

شکل 12- ستون چینه‌شناسی سازند تیزکوه همراه با شیوۀ تغییر عناصر فرعی

 


نتیجه‌

سازند تیزکوه در برش پل زغال از توالی کربناته‌ای به ضخامت 113 متر تشکیل شده است. این سازند با ناپیوستگی هم‌شیب (به‌علت وجود شبه‌لایه‌بندی در واحد آتش‌فشانی) روی واحد آتش‌فشانی کرتاسة زیرین قرار گرفته است و با ناپیوستگی هم‌شیب در بخش فوقانی از واحد آتش‌فشانی کرتاسة بالایی جدا می‌شود. این سازند ازنظر سنگ‌شناسی و نیز مطالعه‌های کلسی‌متری شامل آهک ضخیم تا نازک‌لایه، آهک آرژیلی، مارن آهکی و مارن است. مطالعه‌های ریزرخساره‌ای به شناسایی هشت ریزرخسارۀ کربناتۀ متعلق به سه زیرمحیط لاگون، پشته سدی و دریای باز کم‌عمق منجر شدند. باتوجه‌به مشاهده‌های صحرایی و به‌علت تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها و نبود ریف‌های سدی بزرگ، آنکوئید‌ها، پیزوئیدها، دانه‌های آگرگات، ساخت‌های ریزشی و کلسی‌توربیدایت‌ها (Calciturbidite) می‌توان نتیجه گرفت رسوبات این سازند در منطقة مطالعه‌شده در پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ نهشته شده‌اند؛ همچنین حضور جلبک‌های خانوادة داسی‌کلادسه‌آ (مانند Terquemella sp. و Bakalovaella elitzae.) و ژیمنوکوداسیا (Permocalculus sp.) در برش مطالعه‌شده نشان‌دهندة محیط دریایی گرم لب‌شور و بسیار شور با عمق کم است؛ این شرایط تأییدی بر محیط آراگونیتی کم‌عمق سازند مطالعه‌شده است. بررسی‌های چینه‌نگاری سکانسی به شناسایی سه سکانس رسوبی ردة سوم همراه با دسته رخساره‌های HST و TST با مرزهای SB1 و SB2 در این توالی منجر شدند. نتایج آزمایش‌های ژئوشیمیایی و بررسی عناصر اصلی و فرعی مقادیر Sr/Na بیشتر از 1، مقادیر Sr/Mn (میانگین 7) و ترسیم مقادیر Sr/Ca در برابر Mn نشان دادند ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سازند تیزکوه آراگونیتی است و تحت‌تأثیر دیاژنز غیردریایی در محیط بسته تا کمی باز دیاژنتیکی قرار گرفته است؛ همچنین ترسیم تغییرات عناصر فرعی در برابر ستون چینه‌شناسی این مطلب را یادآور می‌شود که کمتربودن میزان استرانسیم و سدیم در بخش فوقانی این سازند از تأثیر بیشتر دیاژنز متائوریکی در این بخش ناشی می‌شود که به‌علت وجود ناپیوستگی در مرز بالایی با واحد آتش‌فشانی کرتاسۀ بالایی و وجود مرز سکانسی نوع اول (نشان‌دهندة خروج از آب) است.

 

Adabi M.H. 2004. A re-evaluation of aragonite versus calcite seas. Carbonates and Evaporites. 19: 133–141.

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

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

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 mineralogy of Upper Jurassic carbonate (Mozduran Formation) Sarakhs area, Iran. Sedimentary Geology. 72: 253-267.

Adabi M.H. Kakemem U. and Sadegi A. 2016. Sedimentary facies, depositional environment, and sequence stratigraphy of Oligocen-Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros basin (SW Iran), Carbonates and Evaporites. 31: 69-85.

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

 

شکل 12- ستون چینه‌شناسی سازند تیزکوه همراه با شیوۀ تغییر عناصر فرعی

Aghanabati A. 2010. Geology of Iran. Ministry of industry and mines. Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. 606 p. (in persian)

Asadi Mehmandosti E. and Adabi M.H. 2013. Application of geochemical data as evidence of water-rock interaction in the Sarvak formation, Izeh Zone, Zagros, Iran. Procedia Earth and Planetary Science. 7: 31-35.

Assereto R. 1966. Explanatory notes on the geological map of upper Djadjerud and Lar valleys (Central Alborz, Iran). Istituto di Geologia, Universita` di Milano. Serie G. pubblicazione. 232. Milano. Italy.

Assereto R. and Ippolito I. 1964. Observazioni preliminarai sul crataceo della bassa valle de1 Lar (Elborz centrale, Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 70 (4): 525-524.

Bachmann M. and Hirsch F. 2006. Lower Cretaceous carbonate platform of the eastern Levant (Galilee and the Golan Heights), Stratigraphy and second order sea-level change. Cretaceous Research, 27: 478-512.

Badve R.M. and Kundal P. 1998. Dasycladacean algae from Palaeocene to Oligocene rocks of Baratang Island. Andaman. India. Journal of the Geological Society of India. 51: 485-492.

Bathurst R.G.C. 1975. Carbonate Sediments and their Diagenesis. Elsevier. Amsterdam. 658 pp.

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

Bucur I.I. Majidifard M.R Senowbari-Daryan B. 2013. Early Cretaceous calcareous benthic microfossils from the Eastern Alborz and Western Kopet Dagh (northern Iran) and their stratigraphic significance. Acta Palaeontologica Romaniae, 9: 23–37.

Bucur I.I. Yarahmadzahi H. and Mircescu C.V. 2018. The Lower Cretaceous Tirgan Formation in the Gelian section (Kopet Dagh, north Iran): microfacies, microfossils, and their biostratigraphic significance. Acta Palaeontologica Romaniae. 15: 13-33.

Bucur I.I. Rashidi K. and Senowbari-Daryan B. 2012. Early Cretaceous calcareous algae from central Iran (Taft Formation, south of Aliabad, near Yazd). Facies. 58: 605-636.

Budd D.A. 1992. Dissolution of high-Mg calcite fossils and the formation of biomolds during mineralogical stabilization. Carbonates and Evaporites.7: 74-81.

Cartier E.T. 1971. Die Geologie des unteren Chalous-Tals Zentral-Alborz (Iran). Mitt. Mitteilungen der Geologisches Institut ETH Zürich. 164: 134p.

Catuneanu O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy. Elsevier. Amsterdam. 375 p.

Darvish Zadeh A. 1990. Geology of Iran. AmirKabir Publications. 901 p. (in persian).

Dickson J.A.D. 1965. A modified staining technique for carbonate in thin section. Nature. 205 (4971). 578 p.

Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 1: 108-121.

Ezoji N. 2002. Microstratigraphy of the Upper Cretaceous sediments in the northeast Kelardasht. M.Sc theses. Shahid Beheshti University. Iran. 175 p.

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

Folk R.L. 1962. Spectral Subdivision of limestone types. American Association of Petroleum Geologists. Memoir. 1: 62-84.

Gholami Zadeh P. Adabi M.H. and Sadeghi A. 2019. Microfacies, geochemistry and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation (Mid Cretaceous) in the Kuh-e Siah and Kuh-e Mond, Fars area, southern Iran. Journal of African Earth Sciences. 160, article id. 103634.

Haq B.U. Hardenbol J. and Vail. P.R. 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science. 235: 1156-1167.

Johnson J.H. 1961. Limestone building Algae and Algal Limestones. Colorado School of Mines. Special Publication. 1-297.

Khatibi Mehr M. and Adabi M.H. 2014. Microfacies and geochemical evidence for original aragonite mineralogy of a foraminifera dominated carbonate ramp system in the Late Paleocene to Middle Eocene, Alborz basin, Iran. Carbonates and Evaporites. 30(1): 77-98.

Kundal P. and Humane S.K. 2007. Chattian and Burdigalian dasycladalean algae from Kachchh, Western India and their implications on environment of deposition. Journal of the Geological Society of India. 69: 788-794.

Kundal P. and Wanjarwadkar K.M. 2003. Dasycladacean algae from late Paleocene Limestone of Middle Andaman, India: implication to paleoenvironments, paleobathymetry and stratigraphy. Gondwana Geological Magazine. Special 6: 261-275.

Land L.S. and Hoops G.K. 1973. Sodium in carbonate sediments and rocks: Apossible index to salinity of diagenetic solution. Journal of Sedimentary Research. 43: 614-617.

Masse J. P. 1992. The Lower Cretaceous Mesogean benthic ecosystems: palaeo-ecologic aspects and palaeobiogeographic implications. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology. 91: 331–345.

Milliman J. D. 1974. Marine carbonates. New York. Springer‐Verlag. Berlin. 375 p.

Mohammad Pour Baghkheirati Y. 2019. Geochemistry, Diagenesis and Sedimentary Environment of the Dariyan Formation in the Koh-e-Khaneh Kat (South-East of Kharameh), Fars. M.Sc thesis. Shahid Beheshti University. Iran. 171 p.

Morrison J.O. and Brand U. 1987. Geochemistry of Recent marine invertebrates. Geoscience Canada. 13: 237-254.

Morse J.W. and Mackenzie F.T. 1990. Geochemistry of Sedimentary Carbonate. New York. Elsevier. 707 p.

Mousavian S.M. Sadeghi A. and Adabi M.H. 2014. Lithostratigraphy, biostratigraphy and sedimentary facies of the Shah Kuh Formation at Kuh- e- Tangale Bala section, southwest of Khur (Central Iran). Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches University of Isfahan. 30 (54): 79-95.

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

Nadim H. and Shafae A. 2013. Geological report of the Valasht map (1:25000). Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. 46 p.

Pettitjohn F.J. 1975. Sedimentary Rocks. (2nd Edition). Harper and Row Publishers. New York. 628p.

Pingitore N. E. Eastman M. P. Sandige M. Oden K. and Freiha B. 1988. The coprecipitation of manganese(II) with calcite: an experimental study. Marine. Chemistry. 25: 107-120.

Pittet B. van Buchem F.S.P. Hillgärtner H. Grötsch J. and Droste H. 2002. Ecological succession, palaeoenvironmental change and depositional sequences of the Barremian-Aptian shallow water carbonates in northern Oman (Kharaib and Shu’aiba formations). Sedimentology. 49(3): 555–581.

Posamentier H. W. and Allen G. P. 1999. Siliciclastic sequence stratigraphy. concepts and applications. (SEPM) Concepts in Sedimentology and Paleontology. Tulsa. Society for Sedimentary Geology. 7: 209.

Rao C.P. 1990. Geochemical characteristics of cool-temperate carbonates. Tasmania. Australia. Carbonates and Evaporites. 5: 209-221.

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

Rao C.P. 1996. Modern Carbonates, Tropical, Temperate, Polar: Introduction to Sedimentology and Geochemistry. Art of Tasmania, 206 p.

Rao C.P. and Adabi M.H. 1992. Carbonate minerals, major elements and oxygen and carbon isotopes and their variation with 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, Eastern Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites. 10: 114-123.

Scholle P.A. and Ulmer-Scholle D.S. 2006. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, Textures, Porosity, Diagenesis. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 459 p.

Simmons M. D. Whittaker J. E. and Jones R. W. 2000. Orbitolinids from Cretaceous sediments of the Middle East - A revision of the F.R.S. Henson and Associates Collection. In: Hart M.B. Kaminski M.A.  and Smart C.W.  (Eds.). Proceedings of the Fifth International Workshop on Agglutinated Foraminifera. Grzybowski Foundation Special Publication.7: 411-437.

Sinclair H. D. Sayer Z. R. and Tucker M. E. 1998. Carbonate sedimentation during early foreland basin subsidence: the Eocene succession of the French Alps. In: Wright V. P. and Burchette T. P. (Eds). Carbonate Ramps. Geological Society of London Special Publication. 149: 205-227.

Swart P.K. 2015. The geochemistry of carbonate diagenesis: the past, present and future. Sedimentology. 62: 1233–1304.

Tasli K. O. Zer E. Koc H. 2006. Benthic foraminiferal assemblages of the Cretaceous platform carbonate succession in the Yavca area (Bolkar Mountains, S Turkey). biostratigraphy and paleoenvironment. Geobios. 39: 521–533.

Tucker M. E. Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Scientific Publications. Oxford. 482p.

Van Buchem F. S. P. Baghbani D. Bulot L. Caron M. Gaumet F. Hosseini A. Keyvani F. Schroeder R. Swennen R. Vedrenne V. and Vincent B. 2010. Barremian – Lower Albian sequence-stratigraphy of southwest Iran (Gadvan, Dariyan and Kazhdumi formations) and its comparison with Oman, Qatar and the United Arab Emirates. GeoArabia Special Publication. 4(2): 503-548.

Van Wagoner J.C. Posamentier H.W. Mitchum R.M. Vail P.R. Sarg J.F. Loutit T.S. and Hardenbol J. 1988. An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. In: Wilgus C.K.  Hastings B.J.  Posamentier H. Van Wagoner J.C. Ross C.A.  and Kendall C.G.St.C. (Eds). Sea-Level Change: An Integrated Approach. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists. Special Publication. 42: 39-46.

Veizer J. 1983. Trace elements and Stable isotopes in sedimentary carbonates. In: Reeder R.J. Carbonates. Mineralogy and chemistry. Reviews in Mineralogy. 11: 265-299.

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

Wray J.L. 1977. Calcareous Algae: Developments in Paleontology and Stratigraphy. Elsevier. Amsterdam. New York. 4: 185p.

Yarijoo A. Hamdi B. and Vaziri. S. H. 2010. The study of Jurassic-Cretaceous boundary in central part of northern Alborz, Pol-e-Zoghal Section (Road of Chaloos). Journal of the Earth. 4 (3): 21-36.

Yarijoo A. Hamdi B. and Vaziri. S. H. 2008. Bio-Lithostratigraphy of Cretaceous system in the Pol-e-Zoghal section, Central Alborz, North Iran. International Geological Congress Oslo.

Yavari M. Yazdi M. Adabi M.H. and Ghalavand H. 2016. Microfacies, depositional model and sequence stratigraphy of Dariyan Formation in Northern high Zagros fault. Scientific Quarterly Journal. Geosciences. 25: 281-290.

Yavarmanesh H. Vaziri S.H. Aryaei A.A. Jahani D. and Pourkermani M. 2017. Microfacies and Morphotectonic of the Tirgan Formation in Ghorogh Syncline (North of Chenaran). International Journal of Geography and Geology. 6 (4): 79-93.

Zhang K.J. Li Q.H. Yan L.L. Zeng L. Lu L. Zhang Y.X. Hui J. Jin X. and Tang X.C. 2017. Geochemistry of limestones deposited in various plate tectonic settings. Earth-Science Reviews. 167: 27-46.