Petrography, geochemistry and mechanism of dolomitization of late Precambrin succession in Chopoghlu Section, South East of Zanjan

Document Type : Research Paper

Authors

1 Shahrood University of Technology, Iran

2 Uuniversity of Zanjan, Iran

Abstract

Introduction     
Dolomite is mainly composed of internal structures and geochemical properties that usually indicate the conditions of formation environments and can be formed through the different mechanisms. For all these mechanisms, fluid flow and suitable amount of the magnesium in the fluid are required. During recent years, studies of dolomites have been one of the most important issues in the international sediment researches. Most of the Precambrian carbonate sequences are affected by dolomitization. Due to the spread amount of dolomites in the late Precambrian rocks of the Alborz Basin, carbonate systems of Chopoghlu section which are located in the southeast of Zanjan into the Soltanieh Mountains have been discussed in this research. Despite the significant presence of dolomite in the late Precambrian carbonate platforms of the Chopoghlu section, no work has been done up to now related to the texture, geochemical properties and also the origin of the late Precambrian dolomitization in this section. Therefore, this study was carried out to determinate the textural, mineralogical and geochemical characteristics of the late Precambrian dolomites in Chopoghlu section to determinate its dolomitization mechanism and the nature of dolomite fluids.
Material & Methods    
Different fieldwork and laboratory methods were used in this research. During the fieldwork studies, 50 rock samples from carbonate deposits (limestone and dolomite) have been taken for petrography and geochemical studies of these dolomites to determinate dolomitization mechanisms. The thickness of the layers is measured and the stratigraphic column of this section drowns. For the petrography study, 18 thin sections of these dolomites have been prepared. After petrography studies, 14 samples of these dolomites were selected for geochemical analysis to determinate the mechanisms of dolomitization by ICP-OES method. Also, 4 samples were analyzed for mineralogy studies and the determination of major and minor minerals by XRD method.
Discussion of Results & Conclusions    
The study of dolomite in the Chopoghlu section identified five types of dolomite including: very fine-crystalline, fine-crystalline, medium-crystalline, medium to coarse-crystalline and also dolomitic cement. It should be noted that the fine-crystalline dolomites is the most abundant type of dolomite in the region. In this section, dolomite cements which filled the vugs and fractures have been distinguished into the some of the studied samples. XRD results from dolomite samples in the region indicate that the most abundant mineral is dolomite, and calcite, quartz and muscovite minerals are present as minor and trace minerals in the studied rocks.  
The results of this study clearly show that the very fine-crystalline dolomite is related to primary diagenesis and is formed under a sabkha dolomitization model in a shallow and saline environment (average of sodium is around 478 ppm). The low amount of the strontium content into the coarse-crystalline dolomite in this section (average of 43 ppm) relative to sea water and the present-day dolomites, and even related to the very fine-crystalline dolomites, clearly shows that the coarse crystalline dolomites are formed during greater burial depths. Second type of dolomite or fine-crystalline dolomite is formed under shallow burial depth. These dolomites are formed via marine fluids with normal salinity and are interpreted from the progressive recrystallization of previous dolomite. The presence of stylolite is the main characteristic of this type of dolomite into the studied section. Third to fifth type dolomites formed during the last stages of diagenesis and are related to deep burial and impact of hypersaline interstitial fluids. The higher amount of iron and manganese into the chopoghlu late Precambrian dolomites in comparison with modern dolomites and seawater probably indicate that the formation of these kinds of dolomites may be associated with reduction conditions and the presence of sulfate-reducing bacteria. In general, the dolomitization mechanism for the first-type of dolomite is related to Sabkha model, for the second-type of dolomite is related to shallow burial dolomitization and finally for the third to fifth-types of studied dolomites are related to deep burial dolomitization.  

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

دولومیت‌ها دارای ساختارهای داخلی و ویژگی‌های ژئوشیمیایی هستند که معمولاً شرایط محیط تشکیل را نشان می‌دهند
(Jin et al. 2006; Du et al. 2018). دولومیت کانی پیچیده‌ای است زیرا از راه سازوکارهای جایگزینی کانی دیاژنزی یا هیدروترمال و یا دگرگونی تشکیل می‌شود؛ گردش سیال و مقدار منیزیم کافی در سیال برای سازوکارهای یادشده ضروری است. بحث در زمینۀ این پیچیدگی طی دهه‌های اخیر به تفسیرهای مختلف دربارۀ منشأ دولومیت در ساختارهای زمین‌شناسی منجر شده است (Mckenzie & Vasconcelos 2009; Jacquemyn et al. 2014)؛ مطالعۀ دولومیت‌ها یکی از مهم‌ترین مسائل پژوهش‌های رسوبی بین‌‌المللی طی 30 سال گذشته بوده است. دولومیتی‌شدن سیستم‌های کربناته فرایند دیاژنزی رایجی است که سازوکار تشکیل آن هنوز کاملاً مشخص نشده است؛ بنابراین، پژوهش برای درک فرایندهای دولومیتی‌شدن توجه بسیاری را به خود جلب کرده است (Kiırmaci et al. 2018). دولومیتی‌شدن بر بسیاری از توالی‌های کربناتۀ پرکامبرین تأثیر داشته است (Altermann & Corcoran 2002; Eriksson et al. 2005)؛ ازاین‌رو، شرایط تشکیل دولومیت‌های پرکامبرین در زمین‌شناسی رسوبی بسیار مهم است (Zentmyer et al. 2011). برش چپقلو در جنوب‌شرق زنجان و در کوه‌های سلطانیه واقع شده است و باوجود حضور گستردۀ دولومیت در پلت‌فرم‌های کربناتۀ تشکیل‌شده در این برش، پژوهشی در زمینۀ ویژگی‌های بافتی و ژئوشیمیایی آن ازنظر منشأ تشکیل دولومیت‌های پرکامبرین پسین انجام نشده است؛ ازاین‌رو، مطالعۀ حاضر با هدف تعیین ویژگی‌های بافتی، کانی‌شناختی و ژئوشیمیایی دولومیت‌های پرکامبرین پسین در برش چپقلو به‌منظور تعیین سازوکار دولومیتی‌شدن آن و ماهیت سیالات دولومیتی انجام شده و به بررسی سیستم‌های کربناتۀ برش چپقلو پرداخته است.

 

 

زمین‌شناسی و چینه‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده.

برش چپقلو ازنظر تقسیمات رسوبی- ساختاری ایران (Aghanabati 2010) در زون البرز مرکزی واقع شده است (شکل 1). زون البرز شامل بلندی‌های شمال صفحۀ ایران است که در راستای عمومی خاوری باختری از آذربایجان تا خراسان امتداد یافته است (Aghanabati 2010). منطقۀ مطالعه‌شده در برش چپقلو اطراف روستای چپقلو با مختصات جغرافیایی ´56˚48 طول خاوری و ´12˚36 عرض شمالی در 90 کیلومتری جنوب‌شرقی زنجان قرار گرفته است. منطقۀ مطالعه‌شده ازنظر زمین‌ساختی در زمان تکتونیسم پان- آفریکن (حدود 900 تا 550 میلیون سال پیش) در حاشیۀ شمال‌شرقی گندوانا و حاشیۀ جنوبی اقیانوس پروتوتتیس قرار داشته است (Hassanzadeh et al. 2008)؛ نقشۀ زمین‌شناسی و راه‌های دسترسی به منطقه در شکل 2 مشخص شده است. رسوبات کربناتۀ پرکامبرین پسین در منطقۀ جنوب‌شرق زنجان دربرگیرندۀ سازندهای کهر، بایندور و بخش‌های قاعده‌ای سازند سلطانیه است (شکل 3). قدیمی‌ترین نهشته‌های موجود در منطقۀ مطالعه‌شده سازند کهر نام دارد که در این برش از شیل‌های اسلیتی، شیل‌های ماسه‌دار، ماسه‌سنگ‌های کوارتزیتی و لایه‌هایی از دولومیت و آهک‌های تیره همراه با چرت و جلبک‌های سبز- آبی (استروماتولیت) تشکیل شده است؛ دولومیت‌ها و آهک‌های یادشده بیشتر در بخش‌های پایینی این سازند جای دارند (Hamdi 1995). سازند بایندور به ضخامت 605 متر با سطح تماس هم‌شیب روی سازند کهر قرار گرفته (شکل A4) و شامل میان‌لایه‌هایی از دولومیت همراه با ندول‌های چرت و استروماتولیت است که گاهی فسفات‌ها هم بین این لایه‌های دولومیت دیده می‌شوند (شکل‌های C4 و E4). میان‌لایه‌های دولومیتی سازند بایندور که همراه با لایه‌های گل‌سنگی و ماسه‌سنگی مشاهده می‌شوند حدود 70 متر ضخامت دارند. سازند بایندور در بالا با سازند سلطانیه به‌شکل هم‌شیب پوشیده شده است (شکل B4). بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه به ضخامت 100 متر متشکل از دولومیت‌های نازک تا ضخیم‌لایه و تودۀ استروماتولیت‌دار حاوی ندول‌های لایه‌لایۀ چرت است (شکل‌های D4 و F4).


 

شکل 1- پهنۀ رسوبی ساختاری البرز و موقعیت منطقۀ مدنظر در نقشه که با علامت ستاره نشان داده شده است )برگرفته با تغییراتی از (Etemad-Saeed et al. 2015

 

 

شکل 2- موقعیت جغرافیایی، نقشۀ راه‌های دسترسی و نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده (Babakhani & Sadeghi 2005; Pilekouhi et al. 2018)

 

شکل 3- ستون چینه‌شناسی توالی مطالعه‌شده در برش چپقلو

 

 

 

 

شکل 4- A. مرز بین دو سازند کهر و بایندور- دید به‌سمت شرق، B. مرز بین دو سازند بایندور و سلطانیه- دید به‌سمت جنوب‌غربی،
C. میان‌لایۀ دولومیت قهوه‌ای‌رنگ در سازند بایندر که حاوی ساختارهای استروماتولیتی است،D. لایه‌های دولومیت توده‌ای در سازند سلطانیه، E. لایه‌های چرت روی سطح دولومیت (سازند بایندور)، F. آثار لامینه‌های استروماتولیتی روی دولومیت‌های سازند سلطانیه

 

 

روش مطالعه

روش‌های مختلف صحرایی و آزمایشگاهی برای انجام پژوهش حاضر استفاده شدند. ابتدا نقشه‌های زمین‌شناسی ورقۀ 1:100000 منطقه (Babakhani & Sadeghi 2005) مورد مطالعه قرار گرفت و سپس مسیر پیمایش برای نمونه‌برداری و مطالعه‌های صحرایی مشخص شد. منطقۀ مطالعه‌شده بازدید شد و پس‌از انجام مطالعه‌های صحرایی تعداد 50 نمونۀ سنگی از نهشته‌های کربناته (سنگ‌آهک و دولومیت) برای بررسی پتروگرافی و ژئوشیمیایی دولومیت‌ها و تعیین سازوکارهای دولومیتی‌شدن این دولومیت‌ها برداشت شدند. در بازدید انجام‌شده، ضخامت حقیقی لایه‌ها برای ترسیم ستون چینه‌شناسی سازندهای برش یادشده اندازه‌گیری شد. برای مطالعه‌های پتروگرافی، مقطع نازک 18 نمونه از دولومیت‌های برداشت‌شده در کارگاه تهیۀ مقطع نازک دانشکدۀ علوم زمین دانشگاه صنعتی شاهرود تهیه شد. به‌منظور تشخیص کانی کلسیت از دولومیت، تعدادی از مقاطع نازک تهیه‌شده با محلول آلیزارین سرخ (Red-S) به روش (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی شدند. برای تقسیم‌بندی دولومیت‌های این برش از روش (Mazzullo 1992)، (Gregg & Sibely 1984) و (Sibley & Gregg 1987) استفاده شد. پس‌از انجام مطالعه‌های پتروگرافی، تعداد 14 نمونه از دولومیت‌های انتخاب‌شده
(6 نمونه از سازند بایندور و 8 نمونه از بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه) برای تجزیه ‌و تحلیل‌های ژئوشیمیایی به آزمایشگاه زرآزمای زنجان ارسال شدند. نمونه‌ها به روش (ICP-OES) ازنظر ژئوشیمیایی تجزیه‌و‌تحلیل و نتایج برای تعیین سازوکارهای دولومیتی‌شدن دولومیت‌ها استفاده شدند. تعداد 4 نمونه نیز برای مطالعه‌های کانی‌شناسی کانی‌های اصلی و فرعی به روش پراش پرتو ایکس در آزمایشگاه (XRD) دانشگاه دامغان تجزیه‌وتحلیل شدند.

 

انواع دولومیت‌ها در برش چپقلو

با مطالعۀ دولومیت‌های توالی پرکامبرین پسین در برش چپقلو مشخص شد پنج نوع دولومیت بسیار ریزبلور، ریزبلور، متوسط‌بلور، متوسط تا درشت‌بلور و سیمان دولومیتی در این برش وجود دارند که دولومیت‌های ریزبلور فراوان‌ترین آنها هستند. بیشتر دولومیت‌ها در سازند بایندور از نوع دولومیت‌های متوسط ‌بلور هستند و دولومیت‌های بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه بیشتر از نوع ریزبلور یا دولومیکرواسپارایت هستند. همچنین در چند نمونه از نمونه‌های مطالعه‌شده در این بخش سیمان‌های دولومیتی مشاهده شدند که حفره‌ها و شکستگی‌های زمینۀ ریزبلور را پر کرده‌اند. دولومیت‌های تشخیص داده شده در برش یادشده عبارتند از:

 

دولومیت‌های بسیار ریزبلور

این دولومیت‌ها در نمونۀ دستی به رنگ قهوه‌ای تا خاکستری همراه با استروماتولیت مشاهده می‌شوند (شکل A5) و در مقاطع نازک به‌شکل موزاییک‌های بسیار ریزبلور (microcrystalline mosaics) با مرزهای مسطح نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل (anhedral) و مرز بین‌بلوری از نوع planar-s دیده می‌شوند (Sibley & Gregg 1987). دولومیت‌های بسیار ریزبلور دارای اندازۀ 4 تا 16 میکرون (میانگین 10 میکرون) هستند و در مقاطع نازک، اکسیدهای آهن اطراف رگه‌های کلسیت را پر کرده‌اند. دولومیت‌های بسیار ریزبلور متراکم و همگن با 3 درصد تخلخل هستند (شکل B5). لامیناسیون‌های ظریف میکروسکوپی (استروماتولیت) در این دولومیت‌ها دیده می‌شوند (شکل C5). شواهد جذرومدی و وجود تبخیری‌ها از دیگر ویژگی‌های این نوع دولومیت است (شکل D5). ازنظر فراوانی، دولومیت‌های بسیار ریزبلور در برش چپقلو کم هستند و 10 درصد دولومیت‌های این برش را تشکیل می‌دهند (جدول 1). دولومیت‌های بسیار ریزبلور بیشتر در بخش‌های بالایی سازند بایندور و قسمت‌‌های پایین بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه و عمدتاً همراه با دولومیت‌های متوسط‌لایه دیده می‌شوند.

 

 

 

 

 

شکل 5- دولومیت نوع اول (دولومیکرایت) بسیار ریزبلور، بی‌شکل و دارای مرزهای مسطح نیمه‌شکل‌دار؛ A. دولومیت در نمونۀ دستی همراه با لامیناسیون استروماتولیت موجود در سطح آن، B. بلورهای ریز و متراکم دولومیت (نور معمولی)، C. لایه‌های کوارتز که با رگۀ کلسیت قطع شده‌اند و دانه‌های پراکندۀ کوارتز در زمینۀ بلور، D. قطعات دولومیت برشی شده که نشان‌دهندۀ تبخیری‌بودن محیط تشکیل دولومیت است (نور معمولی). تصاویر به نمونۀ B24 از سازند بایندور مربوط هستند.

 

جدول 1- توصیف ویژگی‌های پتروگرافی انواع دولومیت‌های شناسایی‌شده در برش چپقلو

نوع دولومیت

اندازۀ بلور

شکل مرز بلورها

فابریک

بافت

تخلخل میان‌بلوری

فراوانی حجمی

(درصد)

دولومیت نوع اول

بسیار ریزبلور

(μm 16-4)

بی‌شکل

جانشینی

مسطح

3 درصد

10

دولومیت نوع دوم

ریزبلور

(μm 62-16)

بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار

تبلور دوباره دولومیکرایت‌ها

مسطح

3 درصد

45

دولومیت نوع سوم

متوسط‌بلور

(μm 250-62)

نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار

تبلور دوباره

مسطح

5 درصد

30

دولومیت نوع چهارم

متوسط تا درشت‌بلور

(μm 1100-250)

شکل‌دار

تبلور دوباره

غیرمسطح

5 درصد

10

دولومیت نوع پنجم

درشت‌بلور

(μm 250<)

بی‌‌شکل تا شکل‌‌‌دار

سیمان پرکنندۀ حفره‌ها

مسطح

3 درصد

5

 


دولومیت‌های ریزبلور

این دولومیت‌ها در نمونه‌های دستی به رنگ قهوه‌ای تا روشن دیده می‌شوند و به‌دلیل ریزبلوربودن، آثار بافت رسوبی اولیه ازجمله پلوئید در مقاطع نازک میکروسکوپی آنها مشاهده می‌شود (شکل A6). استیلولیت‌ها در این مقاطع دیده می‌شوند (شکل B6) و با رگه‌های کلسیت قطع شده‌اند (شکل C6) و داخل شکستگی‌ها با اکسیدهای آهن پر شده است. بلورها در مقطع نازک دارای رنگ روشن و اندازه‌ای بین 16 تا 62 میکرون (میانگین 36 میکرون) هستند. اغلب این دولومیت‌ها متراکم و همگن هستند و دارای تخلخل کم (حدود 3 درصد) و مرزهای مسطح بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار (planar-s crystal (subhedral to anhedral به‌شکل موزاییک‌های هم‌اندازه هستند. دولومیت‌های ریزبلور فراوان‌ترین دولومیت در برش چپقلو هستند که حدود 50 درصد دولومیت‌های این برش را تشکیل می‌دهند و عمدتاً در سازند سلطانیه دیده می‌شوند (جدول 1).

 

 

شکل 6- دولومیت نوع دوم (دولومیکرواسپارایت) ریزبلور و بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار؛ A. دانه‌های پلوئید در زمینۀ بلورهای دولومیت (نمونۀ B17 مربوط به سازند بایندور) B. دولومیت ریزبلور دارای استیلولیت و اکسیدهای آهن که رگه‌ها و فضاهای خالی را پر کرده‌اند (نمونۀ S17 مربوط به سازند سلطانیه در نور معمولی) C. رگه‌های درشت‌بلور کلسیت که استیلولیت را قطع کرده‌اند (نمونۀ S17 مربوط به سازند سلطانیه در نور معمولی)

 


دولومیت‌های متوسط‌بلور

این دولومیت‌ها در نمونۀ دستی به رنگ خاکی تا قهوه‌ای دیده می‌شوند. رگه‌های کلسیت در مقاطع نازک وجود دارند و اکسیدآهن شکستگی‌های اطراف این رگه‌ها را پر کرده است (شکل A7). لامیناسیون تیره‌رنگ استروماتولیت با فراوانی کمتری نسبت به دولومیت‌های بسیار ریزبلور و ریزبلور در این نوع دولومیت‌ها مشاهده می‌شود. شکستگی‌های ایجادشده لامیناسیون‌ها را قطع کرده‌اند و با کلسیت پر شده‌اند و اکسیدهای آهن اطراف این شکستگی‌ها را پر کرده‌اند (شکل B7). این نوع دولومیت‌ها متراکم با مرزهای مسطح نیمه‌شکل‌دار (planar-s) تا شکل‌دار و به‌شکل بلورهای موزاییکی هم‌اندازه هستند که اندازه‌ای بین 62 تا 250 میکرون (میانگین 135 میکرون) دارند و دارای حدود 5 درصد تخلخل هستند. دولومیت‌های متوسط‌بلور پس‌از دولومیت‌های ریزبلور فراوان‌ترین نوع دولومیت در برش چپقلو هستند و ازنظر فراوانی حجمی حدود 30 درصد دولومیت‌های برش چپقلو را شامل می‌شوند. این دولومیت‌ها در بخش‌های میانی سازند بایندور و همچنین در قسمت‌های میانی بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه شامل دولومیت‌های متوسط تا ضخیم‌لایه فراوان هستند.

 

 

 

شکل 7- دولومیت نوع سوم (دولواسپارایت) متوسط‌بلور، نیمه‌‌شکل‌دار تا شکل‌دار؛ A. دولومیت متوسط‌بلور همراه با رگۀ کلسیت درشت‌بلور (نور معمولی)؛ B. لامیناسیون تیره‌رنگ استروماتولیت که با رگۀ کلسیت قطع شده است و شکستگی‌هایی که با اکسید‌آهن پر شده‌اند در تصویر کاملاً نمایان هستند (نور پلاریزان). تصاویر به نمونۀ S5 از سازند سلطانیه مربوط هستند.

 


دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور

این دولومیت‌ها در نمونۀ دستی به رنگ روشن دیده می‌شوند و اندازۀ آنها در مقاطع نازک بین 250 تا 1100 میکرون (میانگین600 میکرون) است. بلورهای درشت دولومیت که با اکسیدهای آهن احاطه شده‌اند در شکل A8 به‌وضوح دیده می‌شوند. این دولومیت‌ها دارای رگه‌های فراوان با مرز مشخص و آشکار هستند که در بسیاری از نمونه‌ها خاموشی موجی مشابه با دولومیت زین‌اسبی (saddle dolomite) از خود نشان می‌دهند. اطراف شکستگی‌ها و رگه‌های موجود در این نوع دولومیت‌ها با اکسیدهای آهن پر شده است (شکل B8). دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور دارای بلورهای بی‌شکل تا شکل‌دار (anhedral) در اندازه‌های مختلف ((poly modal و مرزهای بلوری غیرمسطح (non planar) هستند و حدود 5 درصد تخلخل بین‌بلوری نشان می‌دهند. دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور در سازند بایندور شناسایی نشده‌اند و بیشتر در بخش‌های میانی و انتهایی بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه مشاهده می‌شوند و حدود 10 درصد فراوانی دولومیت‌های این بخش و برش را تشکیل می‌دهند.

 

 

 

شکل 8- دولومیت نوع چهارم متوسط تا درشت‌بلور و نیمه‌شکل‌‌دار تا شکل‌دار (نور معمولی)؛ A. دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور با خاموشی موجی سطح بلورها، B. بلورهای درشت دولومیت که به‌شکل لوزی کاملاً مشخص هستند (نور پلاریزان). تصاویر به نمونۀ S15 از سازند سلطانیه مربوط هستند.


سیمان دولومیتی

این گروه از دولومیت‌ها در نمونه‌های دستی روشن‌ هستند و در مقاطع نازک خاموشی موجی دارند، مرز بین بلورها کاملاً مشخص است و حدود 3 درصد تخلخل دارند (شکل A9) و بیشتر به‌شکل سیمان درون فضاها و شکستگی‌های سنگ را پر کرده‌اند. بلورهای بی‌شکل تا شکل‌دار این سیمان‌ها درون رگه‌ها و شکستگی‌ها در زمینه‌ای از انواع دولومیت‌های بسیار ریز تا درشت‌بلور مشاهده می‌شوند که اندازۀ بلورهای آنها بزرگ‌تر از 1100 میکرون است (شکل B9). این سیمان‌ها تنها 5 درصد دولومیت‌های برش چپقلو را شامل می‌شوند. سیمان‌های دولومیتی در بخش‌های انتهایی سازند بایندور و همچنین قسمت‌های میانی بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه (جایی که دولومیت‌های ضخیم‌لایه و توده‌ای بیشتر هستند) مشاهده می‌شوند.

 

 

  

شکل 9- دولومیت نوع پنجم (دولومیت حفره‌پرکن) درشت‌بلور، بی‌شکل تا شکل‌دار؛ A. سیمان‌های درشت‌بلور تشکیل‌شده در فضاهای خالی که دارای مرزهای مشخص هستند و رخ‌ها روی سطح دولومیت کاملاً مشخص هستند (نور معمولی)، B. سیمان‌های درشت‌بلور دولومیت که روشن و دارای خاموشی موجی هستند (نور معمولی). نمونه‌ها به نمونۀ S13 از سازند سلطانیه مربوط هستند.

 

 

تجزیۀ پراش پرتو ایکس

پس‌از انجام مطالعه‌های پتروگرافی، تعداد 4 نمونه از نمونه‌های دولومیتی سازند بایندور و بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه در برش مطالعه‌شده برای تجزیۀ فازهای تشکیل‌دهندۀ نمونه‌ها با دستگاه پراش پرتو ایکس (XRD) انتخاب شدند؛ نتایج تجزیۀ دولومیت‌های یادشده در شکل (10) دیده می‌شوند و همان‌طور که مشخص است دولومیت فراوان‌ترین کانی موجود در نمونه‌های دولومیتی است و کانی‌های کلسیت، کوارتز و مسکوویت به‌شکل کانی‌های فرعی و جزئی در سنگ‌های مطالعه‌شده حضور دارند. همچنین با بررسی نتایج تجزیه‌وتحلیل یادشده مشخص شد بیشتر نمونه‌های سازند بایندور از دولومیت همراه با مقادیری کلسیت تشکیل شده‌اند؛ در‌حالی‌که نمونه‌های بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه کاملاً از دولومیت تشکیل و دولومیتی شده‌اند.

 

 

شکل 10- نتایج تجزیۀ پراش پرتو ایکس (XRD) در انواع دولومیت‌های شناسایی‌شده در برش چپقلو، دولومیت نوع سوم (نمونۀ شمارۀ B29)؛ براساس تصویر دولومیت کانی غالب در برش مطالعه‌شده است.

 

 

مطالعه‌های ژئوشیمیایی

یکی از اساسی‌ترین مراحل در مطالعۀ ژئوشیمیایی دولومیت‌ها، تعیین مقادیر عناصر اصلی و فرعی آنها است که از آن اطلاعات باارزشی دربارۀ منشأ دولومیت (اولیه یا ثانویه)، زمان تشکیل، ترکیب سیال دولومیت‌ساز، الگوی دولومیتی‌شدن و روند دیاژنز کسب می‌شود. پژوهشگران بسیاری ازجمله (Adabi 2009; Guo et al. 2016; Du et al. 2018) تشکیل دولومیت و سازوکارهای دولومیتی‌شدن را با استفاده از مطالعه‌های ژئوشیمیایی بررسی کرده‌اند.

 

عناصر اصلی و فرعی در دولومیت‌ها

شناسایی فرایندهای دیاژنزی در دولومیت‌ها به ترکیب سیال دولومیت‌ساز بستگی دارد (Rao 1996; Huang et al. 2008; (Xiong et al. 2017؛ ترکیب سیالات دولومیت‌ساز با شناسایی ترکیب عناصر کلسیم، منیزیم، سدیم، استرانسیم، منگنز و آهن در دولومیت‌ها مشخص می‌شود. توزیع عناصر یادشده به عمق آب، شوری و اکسیژن بستگی دارد (Frimmel 2009). عناصر اصلی و فرعی حاصل از آزمایش‌های ژئوشیمیایی ICP-OES نمونه‌های دولومیت برش مطالعه‌شده در جدول (2) آورده شده و برای بررسی تغییرات ژئوشیمی عناصر اصلی و فرعی از نمودار تغییرات عمودی عناصر استفاده شده است (شکل 11).

کلسیم (Ca) و منیزیم (Mg)

غلظت کلسیم با افزایش اندازۀ بلور دولومیت کاهش می‌یابد (Warren 2000). مقدار کلسیم در سازند بایندور از 2/16 تا 9/34 درصد (میانگین 44/22 درصد) و در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه از 96/19 تا 4/28 درصد (میانگین 48/23 درصد) متغیر است (جدول 2). مقدار منیزیم در سازند بایندور از 73/0 تا 72/11 درصد (میانگین 91/7 درصد) و در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه از 22/4 تا 6/12 درصد (میانگین 3/10 درصد) متغیر است؛ مقدار منیزیم در دولومیت‌های متوسط‌بلور (دولواسپارایت) دولومیت زیرین سازند سلطانیه نسبت به سازند بایندور بیشتر است. مقدار کلسیم در انواع دولومیت‌های این برش از دولومیت‌های نوع اول تا چهارم در محدودۀ 15/20 تا 14/26 درصد و مقدار منیزیم از 03/8 تا 9/10 درصد متغیر است (جدول 3). منیزیم در شرایط تدفینی از منابع مختلفی مانند آب دریا و حل‌شدن منیزیم‌های موجود در فسیل‌های آلی به وجود می‌آید (Montes-Hernandez et al. 2016). مقدار منیزیم در دولومیت‌های متوسط بلور (دولواسپارایت) در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه نسبت به سازند بایندر بیشتر است.

 

 

جدول 2- نتایج تجزیه‌وتحلیل ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی در سازند بایندور و بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه در برش چپقلو با استفاده از نتایج تجزیه ICP-OES (اعداد ستاره‌دار حد تشخیص دستگاه را نشان می‌دهند)

Number

Formation

Sample No.

Dolomite Type

Ca (%)

Mg (%)

Sr (ppm)

Na (ppm)

Mn (ppm)

Fe (ppm)

0.05* %

0.05* %

2* ppm

100* ppm

5* ppm

100* ppm

1

Bayandor

B24

Very Fine Crystalline

16.5

6.72

71

408

1239

17156

2

Bayandor

B17

Fine Crystalline

21.51

10.7

53

206

1282

14433

3

Bayandor

B21

Fine Crystalline

16.2

6.68

69

302

1285

17481

4

Bayandor

B27

Fine Crystalline

21.63

11.72

83

343

629

7607

5

Bayandor

B07

Calcareous Medium Crystalline

34.9

0.73

82

143

2498

41877

6

Bayandor

B29

Medium Crystalline

23.92

10.2

43

429

1370

11988

-

Mean

-

-

22.44

7.91

66.83

305.16

1384

18424

7

Soltanieh

S03

Very Fine Crystalline

23.79

9.34

124

548

756

10739

8

Soltanieh

S07

Fine Crystalline

28.4

4.22

111

283

1100

21981

9

Soltanieh

S17

Fine Crystalline

21.7

12.28

34

424

587

3363

10

Soltanieh

S05

Medium Crystalline

23.34

11.34

87

699

476

3534

11

Soltanieh

S12

Medium Crystalline

22.39

12.6

50

532

541

2479

12

Soltanieh

S13

Medium to  Coarse Crystalline

19.96

11.36

40

347

791

4319

13

Soltanieh

S15

Medium to  Coarse Crystalline

23.91

10.87

42

380

589

5976

14

Soltanieh

S22

Medium to  Coarse Crystalline

24.37

10.46

47

989

653

6903

-

Mean

-

-

23.48

10.3

66.88

525.25

686.6

7412

 

شکل 11- نمودار تغییرات انواع دولومیت‌ها و تغییرات عناصر اصلی و فرعی در برش چپقلو؛ برای بررسی تغییرات ژئوشیمی در دو سازند بایندور و بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه از این نمودار استفاده شده است.

جدول 3- میانگین عناصر اصلی و فرعی در انواع دولومیت‌های برش چپقلو

Dolomite Type

Ca (%)

Mg (%)

Mn (ppm)

Fe (ppm)

Sr (ppm)

Na (ppm)

Mg/Ca

Very Fine Crystalline

20.15

8.03

997.5

13948

97.5

478

0.4

Fine Crystalline

21.88

9.12

976.6

12973

70

311.6

0.41

Medium Crystalline

26.14

8.72

1221.25

14970

65.5

451

0.37

Medium to Coarse

22.74

10.9

678

5733

43

678

0.48

 

 

استرانسیم (Sr)

میزان استرانسیم با میزان کلسیم ارتباط مستقیم و با میزان منیزیم ارتباط عکس دارد (Li et al. 2015). عنصر استرانسیم در میان عناصر فرعی موجود در دولومیت‌ها دارای بیشترین اهمیت است و از مقدار این عنصر برای تعیین نوع سیال دولومیت‌ساز استفاده می‌شود (Korte et al. 2006). غلظت استرانسیم در دولومیت‌هایی که به‌طور مستقیم از آب دریا تشکیل می‌شوند بین 470 تا 550 پی‌پی‌ام (Veizer 1983a; Smith 2006; Li et al. 2015)، در دولومیت‌های عهد حاضر بین 500 تا 2000 پی‌پی‌ام (Behrens & Land 1972; Last and Last (2012، در سازند بایندور بین 43 تا 83 پی‌پی‌ام (میانگین 83/66 پی‌پی‌ام) و در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه از 34 تا 124 پی‌پی‌ام (میانگین 88/66 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند که در دو سازند یادشده بسیار کمتر از مقدار میانگین این عنصر در دولومیت‌های عهد حاضر است. طبق مطالعه‌های (Adabi 1996)، استرانسیم در دولومیت‌های نوع اول (دولومیت‌های بسیار ریزبلور) و دوم (دولومیت‌های ریزبلور) بیشتر از دولومیت‌های نوع سوم و چهارم است. با مطالعه‌های انجام‌شده دربارۀ دولومیت‌های برش چپقلو مشخص شد میانگین مقدار عنصر استرانسیم از دولومیت‌های بسیار ریزبلور (5/97 پی‌پی‌ام) به دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور (43 پی‌پی‌ام) کاهش می‌یابد و نشان می‌‌دهد میزان استرانسیم با افزایش اندازۀ بلورهای دولومیت کاهش می‌یابد (شکل C12).

 

سدیم (Na)

سدیم فراوان‌ترین کاتیون موجود در آب دریا است و غلظت آن در دولومیت‌ها درجۀ شوری سیالات دولومیت‌ساز را تعیین می‌کند ((Warren 2000; Suzuki et al. 2006). مقدار سدیم در دولومیت‌های عهد حاضر بین 100 تا 2500 پی‌پی‌ام (Sass & (Bein 1988 و در دولومیت‌های دریایی با شوری طبیعی 110 تا 160 پی‌پی‌ام است (Veizer 1983b). این مقدار در سازند بایندور از 143 تا 429 پی‌پی‌ام (میانگین 16/305 پی‌پی‌ام) و در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه از 283 تا 989 پی‌پی‌ام (میانگین 25/525 پی‌پی‌ام) متغیر است. مقدار این عنصر در انواع دولومیت‌های نوع اول تا چهارم در محدودۀ 6/311 تا 678 پی‌پی‌ام است. مقدار بیشتر سدیم در دولومیت‌های درشت‌بلور نسبت به دولومیت‌های بسیار ریزبلور نشان می‌دهد دولومیت‌های درشت‌بلور طی تبلور دوباره تشکیل شده‌‌‌اند و احتمالاً شورابه‌های حوضه‌ای در فرایند دولومیتی‌شدن این دولومیت‌ها طی تدفین عمیق نقش داشته‌اند. باتوجه‌به مقادیر یادشده در برش چپقلو، میانگین مقدار سدیم در این برش بیشتر از مقدار سدیم دریاهای دارای شوری طبیعی است و شوری بیشتر سیالات دولومیت‌ساز در دولومیت‌های این برش را نشان می‌دهد.

 

آهن (Fe) و منگنز (Mn)

در سازند بایندور، غلظت آهن در بازۀ 7607 تا 41877 پی‌پی‌ام (میانگین 18424 پی‌پی‌ام) و غلظت منگنز از 629 تا 2498 پی‌پی‌ام (میانگین 1384 پی‌پی‌ام) تغییر می‌کند و در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه، غلظت آهن در بازۀ 2479 تا 21981 پی‌پی‌ام (میانگین 7412 پی‌پی‌ام) و غلظت منگنز از 476 تا 1100 پی‌پی‌ام (میانگین 687 پی‌پی‌ام) متغیر است. میانگین مقدار آهن در انواع مختلف دولومیت‌های نوع اول تا چهارم برش چپقلو به‌ترتیب بین 5733 تا 14970 پی‌پی‌ام و میانگین مقدار منگنز در این نوع دولومیت‌ها به‌ترتیب بین 678 تا 25/1221 پی‌پی‌ام نوسان دارد. اطلاعات مهمی دربارۀ شرایط تشکیل سیالات دولومیت‌ساز از مقادیر آهن و منگنز دولومیت‌ها دریافت می‌شود (Sen 2007; Kirmaci et al. 2018) و ازآنجاکه ضریب توزیع آهن و منگنز بیشتر از 1 است، مقدار آنها در دولومیت‌ها نسبتاً زیاد است (Morse & Bender 1990; Kirmaci 2008)؛ مقدار آهن و منگنز در دولومیت‌های آب دریا به‌ترتیب 3 تا 50 پی‌پی‌ام و 1 پی‌پی‌ام گزارش شده است (Veizer 1983a) اما در دولومیت‌های برش چپقلو بسیار بیشتر از مقدار یادشده است. مقدار آهن از بخش‌های پایینی به بخش‌های بالایی سازند بایندور روند کاهشی نشان می‌دهد (شکل 11). مقدار آهن و منگنز در بخش‌های پایینی سازند بایندور و نزدیک به مرز با سازند کهر فوق‌العاده زیاد است. مقدار آهن و منگنز سازند بایندور بیشتر از مقادیر مشابه آن در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه است. مقادیر زیاد آهن و منگنز در دولومیت‌های این منطقه نسبت به دولومیت‌های عهد حاضر نشان می‌دهد سیالات غنی از منگنز در شرایط احیایی با افزایش عمق تدفین بر دولومیت‌های این برش تأثیر گذاشته است.

 

سازوکارهای دولومیتی‌شدن

دولومیت در اثر رسوب اولیه، جانشینی دیاژنزی و یا فاز هیدروترمال تشکیل می‌شود؛ تمام این موارد به گردش سیال و عرضۀ منیزیم کافی نیاز دارند. دولومیت ممکن است از آب دریا، آب دریاچه و یا مخلوط‌شدن آب‌های جوی با آب دریا تشکیل شود (Warren 2000)؛ علاوه‌بر‌این، مشخص شده است فعالیت میکروبی در محل‌هایی که گونه‌های احیاکنندۀ سولفات وجود دارند تشکیل دولومیت‌های اولیه را کنترل می‌کند (Vasconcelos &  McKenzie 1997; Bontognali et al. 2010). باوجوداینکه مطالعۀ دولومیت‌ها نزدیک به 200 سال قدمت دارد هنوز دربارۀ سازوکار تشکیل دولومیت‌های قدیمی بین زمین‌شناسان بحث است (Du et al. 2018). با مطالعه‌های انجام‌شده دربارۀ دولومیت‌های برش چپقلو در زمینۀ تشکیل دولومیت و الگوهای دولومیتی‌شدن در زمان پرکامبرین پسین الگوهایی به شرح زیر در این برش ارائه شده‌اند:

 

الگوی سبخا

با مشاهده‌های صحرایی و پتروگرافی انجام‌شده وجود لامیناسیون‌های ظریف میکروسکوپی (استروماتولیت)، آثار شواهد جذرومدی و وجود تبخیری‌ها در دولومیت‌های بسیار ریزبلور مشخص شدند که نشان از الگوی دولومیتی سبخایی این نوع دولومیت دارند. همچنین حضور قطعات دولومیت برشی شده در مطالعات صحرایی و مقاطع نازک میکروسکوپی بیان‌کنندۀ انحلال سنگ‌های تبخیری است که در نتیجۀ حل‌شدن، ازبین‌رفتن، سقوط و ریزش لایه‌های بالایی این برش‌ها تشکیل شده‌اند. دولومیت‌های نوع اول یا بسیار ریزبلور با عنوان دولومیت‌های هم‌زمان با رسوب‌گذاری (Penecontemporaneous) یا دولومیت‌های دیاژنزی اولیه نام برده می‌شوند. تشکیل دولومیت‌های اولیه در شرایط آب‌و‌هوای گرم‌و‌خشک و در شرایط تبخیری و محیطی فوق‌العاده شور انجام می‌شود (Warren 2000; Machel 2004; Adabi 2009). بلورهای دولومیت با مرز مسطح معمولاً در درجه‌حرارت بحرانی 50 تا 60 درجۀ سانتی‌گراد تشکیل می‌شوند که دولومیتی‌شدن در شرایط شوری زیاد و دمای کم را نشان می‌دهد ((Gregg & Sibley 1984)؛ علاوه‌بر‌این، وجودنداشتن شکستگی و یا گسل داخل یا نزدیک این نوع دولومیت در برش مطالعه‌شده، منفی‌بودن منشأ هیدروترمال آن را تأیید می‌کند (Middleton et al. 1993). (Anan & Wanas (2015 این روند را برای دولومیت‌های سازند واتا در شمال‌شرق مصر گزارش کرده‌اند. غلظت سدیم در دولومیت‌ها درجۀ شوری سیالات دولومیت‌ساز را تعیین می‌کند (Warren 2000; Suzuki et al. 2006)؛ زیادبودن میانگین مقدار سدیم (92/430 پی‌پی‌ام) در این برش که بیشتر از میانگین مقدار در دریاهای دارای شوری طبیعی (110 تا 160 پی‌پی‌ام) است، شوری بیشتر سیالات دولومیت‌ساز در دولومیت‌های این برش را نشان می‌دهد. سولفات (SO4) یک مهار‌کنندۀ شناخته‌شده برای هستۀ همگن و رشد مداوم دولومیت است و کاهش غلظت سولفات در سیالات دولومیت‌ساز تشکیل دولومیت را تسهیل می‌کند (Warthmann et al. 2005; Deng et al. 2010; (Loyd et al. 2012. مطالعه‌ها نشان داده‌اند فعالیت باکتریایی و باکتری‌های احیاکنندۀ سولفات (BSR) با کاهش موانع انرژی که مانع تشکیل دولومیت از محلول‌های اشباع‌شده می‌شوند نقش مهمی در تحول کربنات‌های پلت‌فرم قدیمی ایفا می‌کنند (Burns et al. 2000; Loyd et al. 2012; Meister et al. 2013). نتایج مطالعه‌های یادشده نشان می‌‌دهند فعالیت‌های میکروبی به غلبه بر موانع انرژی محدود‌کنندۀ هسته‌سازی دولومیت کمک می‌کنند و شاخصی اساسی برای تشکیل دولومیت در دماهای کم هستند (Vasconcelos et al. 1995; Land 1998; (Warthmann et al. 2005; Deng et al. 2010. تشکیل دولومیت در اثر فعالیت باکتری‌های احیاکنندۀ سولفات به محیط‌های فوق‌العاده شور محدود نیست (Deng et al. 2010)؛ افزایش اسیدیته و قلیائیت کربنات‌ها ارتباط بین فعالیت باکتری‌های احیاکنندۀ سولفات و تشکیل دولومیت را نشان می‌دهد (Deng (et al. 2010.باکتری‌های احیاکنندۀ سولفات و سایر میکروب‌ها، سیانوباکتری‌ها و دیگر مواد آلی را اکسید می‌کنند و با انجام این واکنش باعث افزایش اسیدیته و قلیائیت کربنات‌ها می‌شوند. این واکنش‌ها ارتباط ژئوشیمیایی غلظت‌های زیاد کربنات و تشکیل دولومیت در شرایط سطحی و کم‌عمق را نشان می‌دهند (Warthmann et al. 2000; Van Lith et al. 2003; Wright & Wacey 2005; Nash et al. 2011)؛ علاوه‌بر‌این، سطوح سلولی ریزموجودات فعال ممکن است نقش مهمی به‌عنوان مکان‌های هسته‌زایی برای تجمع و تشکیل دولومیت ایفا کنند (Sanchez-Roman et al. 2009)؛ازاین‌رو، غلظت زیاد آهن (131/12 پی‌پی‌ام) و منگنز (57/628 پی‌پی‌ام) در دولومیت‌های مطالعه‌شده نسبت به دولومیت‌های آب دریا (3 تا 50 پی‌پی‌ام آهن و 1 پی‌پی‌ام منگنز) حضور فعال باکتری‌ها در تشکیل دولومیت را نشان می‌دهد. بسیاری از نمونه‌های دولومیت حاوی مقادیر زیاد استرانسیم هستند که نشان می‌دهد آنها از طریق سیالات دیاژنزی به‌طور مستقیم وارد ترکیب دولومیت شده‌اند و از تبلور دوباره متأثر نشده‌اند (Jacobsen & Kaufman 1999; (Derry 2010; Zhang et al. 2014؛ مقادیر بیشتر استرانسیم در دولومیت‌های بسیار ریزبلور (میانگین 5/97 پی‌پی‌ام) نسبت به دولومیت‌های درشت‌بلورتر (میانگین 34 پی‌پی‌ام) در این برش از ریزبلورتر‌بودن و متأثرنشدن از دیاژنز و تبلور دوباره ناشی می‌شود. با‌توجه‌به آثار و شواهد، دولومیت‌های بسیار ریزبلور در برش چپقلو از این نوع الگوی دولومیتی‌شدن هستند.

 

الگوی تدفینی کم‌عمق

دولومیت‌های نوع اول (دولومیت‌های بسیار ریزبلور) با افزایش عمق از شرایط محیطی سطحی به محیط‌های تدفینی کم‌عمق تبلور دوباره می‌یابند و دولومیت‌های نوع دوم به وجود می‌آیند (Warren 2000; Deng et al. 2010; Anan and Wanas 2015) و اندازۀ بلورهای دولومیت بزرگ‌تر می‌شود. با مطالعه‌های انجام‌شده دربارۀ دولومیت‌های این برش آثاری از بافت اولیۀ پلوئید در برخی نمونه‌های این دولومیت مشاهده شده است. تشکیل استیلولیت‌ها در سنگ‌های کربناته از عمق حدود 500 متر شروع می‌شود (Fabricius 2000; Fabricius and (Borre 2007 و استیلولیت‌ها با رگه‌هایی قطع می‌شوند که اطراف آنها با اکسیدهای آهن پر شده است. دولومیت‌های ریزبلور در محیط‌های با عمق تدفین کم، دمای کم و در مراحل اولیۀ دیاژنز تشکیل می‌شوند؛ همچنین حضور استیلولیت‌ها نشان‌دهندۀ تشکیل این نوع دولومیت پیش‌از شکل‌گیری استیلولیت‌ها است (Kirmaci et al. 2018). استیلولیت‌ها ویژگی اصلی برای نشان‌دادن این نوع دولومیت هستند که به‌واسطۀ تراکم رسوبات و فشار ناشی از آن ایجاد می‌شوند (Mountjoy et al. 1999; Fabricius & Borre 2007). (Kirmaci et al. 2018) چنین روندی را برای دولومیت‌های سازند بردیگا (Berdiga Formation) در جنوب‌شرق ترکیه گزارش کرده‌اند. رشد بلورهای دولومیتی در رسوباتی که قبلاً دولومیتی شده‌اند بسیار سریع و آسان است. مقادیر نسبتاً زیاد منگنز در برخی دولومیت‌ها در مقایسه با دولومیت‌های دریایی نشان می‌دهد این دولومیت‌ها از سیالات غنی از منگنز در شرایط احیایی منشأ می‌گیرند (Montenez 1994; Smith 2006; Li et al. 2015). با‌توجه‌به شواهد یادشده، دولومیت‌های ریزبلور (دولومیکرواسپارایت‌ها) در برش چپقلو از الگوی تدفینی کم‌عمق هستند و با‌توجه‌به شکل‌های D)12)، (E12) و F)12) با افزایش مقدار آهن و منگنز از مقدار منیزیم کاسته می‌شود که نشان‌دهندۀ همبستگی منفی بین آهن و منگنز و منیزیم است. مقادیر زیاد آهن و منگنز در دولومیت‌های ریزبلور (به‌ترتیب 12973 و 977 پی‌پی‌ام) در نمونه‌های دولومیت نشان‌دهندۀ فعالیت باکتری‌ها در تشکیل این دولومیت‌ها است (Deng et al. 2010; Qiu et al. 2017). این دولومیت‌ها در شرایط تدفین کم‌عمق تشکیل شده‌اند و سیال دولومیت‌ساز آن احتمالاً آب دریا بوده است. دولومیت‌های ریزبلور فراوان‌ترین نوع دولومیت در برش چپقلو محسوب و حدود 45 درصد دولومیت‌های برش چپقلو را شامل می‌شوند. مقدار فراوانی حجمی دولومیت‌های ریزبلور در بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه بیشتر از مقدار آن در سازند بایندور است.

 

الگوی تدفینی عمیق

در الگوی دولومیتی‌شدن عمیق،  اندازۀ بلورهای دولومیت با افزایش عمق تدفین نسبت به محیط‌های تدفینی کم‌عمق و محیط‌های سطحی بزرگ‌تر می‌شود. این نوع دولومیت‌ها دارای بافت‌های غیرمسطح و بی‌شکل (Kaczmarek & Sibley 2011; Guo et al. 2016) هستند که نشان‌دهندۀ تشکیل آنها در دماهای بیشتر از دمای بحرانی 50 تا 100 درجۀ سانتی‌گراد و عمق بیشتر از 1000 متر است (Suzuki et al. 2006; Azmy et al. 2009; Olanipekun & Azmy 2016). بیشتربودن دمای محیط تشکیل این نوع دولومیت‌ها نسبت به دولومیت‌های پیشین و بافت‌های غیرمسطح مؤید دولومیتی‌بودن تدفینی است. (Mazzullo 1992) پیشنهاد کرده است سیمان‌های دولومیتی حفره‌پرکن که در دمای بیشتر از حد بحرانی تشکیل می‌شوند به‌طور موضعی بلورهای موزاییکی شکل‌دار با مرزهای مسطح تشکیل می‌دهند؛ این دولومیت‌ها به‌طور کامل یا بخشی حفره‌های شکستگی‌های دولومیت‌های اولیه را پر می‌کنند. در الگوی تدفینی، دولومیتی‌شدن در امتداد شکستگی‌ها و یا در اثر تبلور دوبارۀ دولومیت‌های دیگر انجام می‌شود (Du et al. 2018)؛ این دولومیت‌ها دارای رگه‌های فراوان با مرز مشخص و آشکار هستند که در بسیاری موارد خاموشی موجی مشابه با دولومیت زین‌اسبی (saddle dolomite) از خود نشان می‌دهند و این امر بیان‌کنندۀ تشکیل آنها در دمای بیش از 100 درجۀ سانتی‌گراد است (Radke & Mathis 1980). دولومیت‌های نوع سوم (متوسط‌بلور)، دولومیت‌های نوع چهارم (دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور) و دولومیت‌های نوع پنجم (سیمان‌های دولومیتی) حاصل دیاژنز تدفینی و از الگوی دولومیتی تدفینی عمیق هستند. باتوجه‌به شواهد ژئوشیمیایی، مقدار غلظت استرانسیم از دولومیت‌های اولیه (5/97 پی‌پی‌ام) به دولومیت‌های تأخیری (43 پی‌پی‌ام) روند کاهشی نشان می‌دهد که نشان‌دهندۀ افزایش اندازۀ بلورهای دولومیت همراه با افزایش عمق تدفین است؛ همچنین مقدار فوق‌العاده زیاد آهن و منگنز (به‌ترتیب 14970 و 1221 پی‌پی‌ام) در دولومیت‌های نوع سوم (متوسط‌بلور) نشان‌دهندۀ شرایط احیایی برای فعالیت باکتری‌ها است. میزان استرانسیم کم در دولومیت‌های تدفینی نشان می‌دهد دولومیت نوع متوسط تا درشت‌‌بلور ناشی از تبلور دوبارۀ دولومیت‌های پیشین طی دیاژنز است (Kirmaci & Akdag 2005; Du et al. 2018). نبود شواهد هیدروترمالی در تشکیل دولومیت‌های درشت‌بلور در برش مطالعه‌شده نشان می‌دهد این دولومیت‌ها در همان ابتدا به‌شکل درشت‌بلور تشکیل نشده‌اند و از طریق تبلور دوبارۀ دولومیت های پیشین به وجود آمده‌اند. (Li et al. 2015) در مطالعه‌های خود روند کاهش مقدار استرانسیم را در دولومیت‌های حوضۀ تاریم در شمال‌غرب چین گزارش کرده‌اند.


 

 

شکل 12- تغییرات عناصر فرعی در برابر یکدیگر در انواع مختلف دولومیت‌های برش چپقلو در جنوب باختر زنجان؛ A. تغییرات کلسیم در برابر منیزیم، B. تغییرات سدیم در برابر منیزیم، C. تغییرات استرانسیم در برابر منیزیم،
D. تغییرات منگنز در برابر منیزیم که نشان‌دهندۀ همبستگی منفی بین این دو عنصر است، E. تغییرات آهن در برابر منیزیم با همبستگی منفی که نشان‌دهندۀ افزایش مقدار آهن همراه با کاهش مقدار منیزیم است F. تغییرات آهن در برابر منگنز که همبستگی مثبت و حضور این دو عنصر با یکدیگر را در محیط نشان می‌دهد. نشانه‌های توپر مربوط به بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه و نشانه‌های توخالی مربوط به سازند بایندور هستند.

 


نتیجه‌

سازند بایندور در برش چپقلو عمدتاً شامل شیل با میان‌لایه‌هایی از دولومیت است که به‌شکل هم‌شیب روی سازند کهر قرار گرفته و در بالا به‌شکل هم‌شیب با سازند سلطانیه پوشیده شده است. بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه دارای لایه‌های نازک تا ضخیم‌لایه از دولومیت است. با مطالعۀ دولومیت‌های میان‌لایه‌های سازند بایندور و بخش دولومیت زیرین سازند سلطانیه مشخص شد دولومیت یکی از مهم‌ترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این برش است و در اثر سازوکارهای مختلف دولومیتی‌شدن کاملاً دولومیتی شده است. این برش چپقلو دارای پنج نوع دولومیت است:
1. دولومیت‌های بسیار ریزبلور؛ 2. دولومیت‌های ریزبلور؛
3. دولومیت‌های متوسط‌بلور؛ 4. دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور؛ 5. سیمان دولومیتی. دولومیت‌های ریز‌بلور فراوان‌ترین نوع دولومیت در منطقه هستند. دولومیت‌های بسیار ریز‌بلور مربوط به دیاژنز اولیه هستند و در اثر الگوی دولومیتی سبخایی در شرایط محیطی کم‌عمق و شور (میانگین سدیم 478 پی‌پی‌ام) تشکیل شده‌اند. مقدار کم استرانسیم در دولومیت‌های درشت‌بلور این برش (میانگین 43 پی‌پی‌ام) نسبت به آب دریا و دولومیت‌های عهد حاضر و حتی نسبت به دولومیت‌های بسیار ریزبلور نشان‌دهندۀ درشت‌بلور‌شدن و عمق تدفین بیشتر این دولومیت‌ها است.دولومیت نوع دوم یا ریزبلور تحت شرایط الگوی تدفینی کم‌عمق قرار گرفته است و در محیط دریایی با شوری طبیعی و از تبلور دولومیت نوع اول تشکیل شده است؛ وجود استیلولیت ویژگی اصلی این نوع الگوی دولومیتی‌شدن است. دولومیت‌های نوع سوم تا پنجم در مراحل آخر دیاژنز طی شرایط تدفینی عمیق و در اثر سیالات دولومیت‌ساز (احتمالاً آب‌های بین‌حفره‌ای) تشکیل شده‌اند. مقدار فوق‌العاده زیاد آهن (میانگین 14/12131 پی‌پی‌ام) و منگنز (میانگین 57/628 پی‌پی‌ام) نسبت به دولومیت‌های عهدحاضر و آب دریا تشکیل این دولومیت‌ها در شرایط احیایی و حضور باکتری‌های احیاکنندۀ سولفات را نشان می‌دهد.

References

Adabi M. H. 1996. Sedimentology and geochemistry of carbonates from Iran and Tasmania, Ph.D. thesis (Unpublished), University of Tasmania, Australia, 470 p.
Adabi M. H. 2009. Multistage dolomitization of upper Jurassic Muzduran Formation, Kopet-Dagh basin, N. E. Iran: Carbonates and evaporates, 24(1): 16-32.
Aghanabati A. 2010. Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. 606 p. [In Persian]
Altermann W. and Corcoran P. L. 2002. Precambrian sedimentary environments: a modern approach to ancient depositional systems. Oxford, Blackwell, 450 pp.
Anan T. and Wanas H. 2015. Dolomitization in the Carbonate Rocks of the Upper Turonian Wata Formation, West Sinai, NE Egypt: Petrographic and Geochemical Constraints. Journal of African Earth Sciences, 111: 127-137.
Azmy K. Knight I. Lavoie, D. and Chi G. 2009. Origin of dolomites in the boat harbor formation, St. George group, in western newfoundland, Canada: implications for porosity development. Bulletin of Canadian Petroleum Geology 57: 81–104.
Babakhani A. R., and Sadeghi A. 2005. Geological map of Zanjan. Geological Survey of Iran, Scale 1:10
Behrens E. W. and Land, L. S. 1972. Subtidal Holocene dolomite, Baffin Bay, Texas. Journal of Sedimentary Research, 42(1).
Bontognali T. R. Vasconcelos C. Warthmann R. J. Bernasconi S. M. Dupraz C. Strohmenger, C. J. and McKenzie J. A. 2010. Dolomite formation within microbial mats in the coastal sabkha of Abu Dhabi (United Arab Emirates). Sedimentology 57: 824-844.
Burns S. J. McKenzie, J. A. and Vasconcelos C. 2000. Dolomite formation and biogeochemical cycles in the Phanerozoic. Sedimentology 47 (s1): 49-61.
Deng S. Dong H. Lv G. Jiang H. Yu, B. and Bisho M. 2010. Microbial dolomite precipitation using sulfate reducing and halophilic bacteria: Results from Qinghai Lake, Tibetan Plateau, NW China, Chemical Geology 278: 151–159
Derry L. A. 2010. A burial diagenesis origin for the Ediacaran Shuram-Wonoka carbon isotope anomaly. Earth and Planetary Science Letters, 294(1-2): 152-162.
Dickson J. A. D. 1965. A modified staining technique for carbonate in thin section. Nature, 205-587.
Du Y. Fan T. Machel, H. G. and Gao Z. 2018. Genesis of Upper Cambrian-Lower Ordovician dolomites in the Tahe Oilfield, Tarim Basin, NW China: Several limitations from petrology, geochemistry, and fluid inclusions. Marine and Petroleum Geology 91: 43-70.
Eriksson P. G. Catuneanu O. Sarkar, S. and Tirsgaard H. 2005. Patterns of sedimentation in the Precambrian. Sedimentary Geology 176 (1-2): 17-42.
Etemad-Saeed N. Hosseini-Barzi M. Adabi M. H. Sadeghi, A. and Houshmandzadeh A. 2015. Provenance of Neoproterozoic sedimentary basement of northern Iran, Kahar Formation. Journal of African Earth Sciences 111: 54-75.
Fabricius I. L. 2000. Interpretation of burial history and rebound from loading experiments and occurrence of microstylolites in mixed sediments of Caribbean Sites 999 and 1001. In Proceedings of the Ocean Drilling Program, scientific results, 165: 177-190.
Fabricius I. L. and Borre M. K. 2007. Stylolites, porosity, depositional texture, and silicates in chalk facies sediments. Ontong Java Plateau–Gorm and Tyra fields, North Sea. Sedimentology, 54(1): 183-205.
Frimmel H. E. 2009. Trace element distribution in Neoproterozoic carbonates as palaeoenvironmental indicator. Chemical Geology, 258(3-4): 338-353.
Gregg J. M. and Sibley D. F. 1984. Epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture. J. Sediment. Petrology 54: 908-931.
Guo C. Chen D. Qing H. Dong S. Li G. Wang D. Qian, Y. and Liu C. 2016. Multiple dolomitization and later hydrothermal alteration on the Upper Cambrian-Lower Ordovician carbonates in the northern Tarim Basin, China, Marine and Petroleum Geology 72: 295-316.
Hamdi, B. 1995. Precambrian-Cambrian sedimentary rocks in Iran. Treatise on the geology of Iran. 354 p. [In Persian]
Hassanzadeh J. Stockli D.F. Horton B.K. Axen G.J. Stockli L.D. Grove M. Schmitt A.K. Walker J.D. 2008. U–Pb zircon geochronology of late Neoproterozoic-Early Cambrian granitoids in Iran: implications for paleogeography, magmatism, and exhumation history of Iranian basement. Tectonophysics 451: 71–96.
Huang S. Qing H. Huang P. Hu Z. Wang Q. Zou, M. and Liu H. 2008. Evolution of strontium isotopic composition of seawater from Late Permian to Early Triassic based on study of marine carbonates, Zhongliang Mountain, Chongqing, China. Science China Earth Sciences 51 (4): 528-539.
Jacobsen S. B. and Kaufman A. J. 1999. The Sr, C and O isotopic evolution of Neoproterozoic seawater. Chemical Geology, 161(1-3): 37-57.
Jacquemyn C. El Desouky H. Hunt D. Casini, G. and Swennen R. 2014. Dolomitization of the Latemar platform: fluid flow and dolomite evolution. Marine and Petroleum Geology 55: 43-67.
Jin Z. J. Zhu D. Y. Hu W. X. Zhang X. F. Wang, Y. and Yan X. B. 2006. Geological and geochemical signatures of hydrothermal activity and their influence on carbonate reservoir beds in the Tarim Basin. Acta Geologica Sinica 80 (2): 245-253.
Kiırmaci M. Z. 2008. Dolomitization of the late cretaceous-paleocene platform carbonates, gölköy (ordu), eastern Pontides, NE Turkey. Sedimentry Geology, 203: 289–306.
Kirmaci M. Z. and Akdag K. 2005. Origin of dolomite in the Late Cretaceous-Paleocene limestone turbidites, Eastern Pontides, Turkey. Sedimentary Geology, 181: 39-57.
Kirmaci M. Z. Yildiza M. Kandemir, R. and Gumruka E T. 2018. Multistage dolomitization in Late Jurassic Early Cretaceous platform carbonates (Berdiga Formation), Başoba Yayla (Trabzon), NE Turkey: Implications of the generation of magmatic arc on dolomitization, Marine and Petroleum Geology 89: 515-529.
Korte C. JaspermT. Kozur, H. W. and Veizer J. 2006. 87Sr/86Sr record of Permian seawater. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 240 (1-2): 89-107.
Land L.S. 1998. Failure to precipitate dolomite at
25 °C fromdilute solution despite 1000. fold oversaturation after 32 years. Aquatic Geochemistry, 4(3): 361-368.
Last F. M. and Last W. M. 2012. Lacustrine carbonates of the northern Great Plains of Canada. Sedimentary Geology, 277: 1-31.
Li Q. Jiang Z. Hu W. You X. Hao G. Zhang, J. and Wang X. 2015. Origin of dolomites in the Lower Cambrian Xiaoerbulak Formation in the Tarim Basin, NW China: Implications for porosity development. Journal of Asian Earth Sciences 115: 557-570.
Loyd S. J. Berelson W. M. Lyons T. W. Hammond, D. E. and Corsetti F. A. 2012. Constraining pathways of microbial mediation for carbonate concretions of the Miocene Monterey Formation using carbonate-associated sulfate. Geochimica et Cosmochimica Acta 78: 77-98.
Machel H. G. 2004. Concepts and models of dolomitization, a critical reappraisal. Geological Society, London, Special Publications, 235(1): 7-63.
Mazzullo S. J. 1992. Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: a review. Carbonates and evaporites, 7(1): 21.
Mckenzie J. A. and Vasconcelos C. 2009. Dolomite mountains and the origin of the dolomite rock of which they mainly consist: historical developements and new perspectives. Sedimentology, 56: 205-219.
Meister P. McKenzie J. A. Bernasconi, S. M. and Brack P. 2013. Dolomite formation in the shallow seas of the Alpine Triassic. Sedimentology 60: 270–291.
Middleton K. Coniglio M. Sherlock, R. and Frape S. K. 1993. Dolomitization of Middle Ordovician carbonate reservoirs, southwestern Ontario. Bulletin of Canadian Petroleum Geology 41(2): 150-163.
Montanez I. P. 1994. Late diagenetic dolomitization of Lower Ordovician Upper Knox carbonates: A record of the hydrodynamic evolution of the southern Appalachian Basin. Advancing the World of Petroleum Geosciences Bulletin 78: 1210-1239.
Montes-Hernandez G. Findling, N. and Renard F. 2016. Dissolution precipitation reactions controlling fast formation of dolomite under hydrothermal conditions. Applied Geochemistry 73: 169-177.
Morse J. W. and Bender M. L. 1990. Partition coefficients in calcite: examination of factors influencing the validity of experimental results and their application to natural systems. Chemical Geology, 82: 265–277.
Mountjoy E. W. Machel H. G. Green D. Duggan, J. and Williams-Jones A. E. 1999. Devonian matrix dolomites and deep burial carbonate cements: a comparison between the Rimbey-Meadowbrook reef trend and the deep basin of westcentral Alberta. Bulletin of Canadian Petroleum Geology 47: 487–509.
Nash M. C. Troitzsch U. Opdyke B. N. Trafford J. M. Russell, B. D. and Kline D. L. 2011. First discovery of dolomite and magnesite in living coralline algae and its geobiological implications. Biogeosciences 8: 3331-3340.
Olanipekun B. J. and Azmy K. 2016. Genesis and morphology of intracrystalline nanopores and mineral micro inclusions hosted in burial dolomite crystals: application of Broad Ion Beam-Scanning Electron Microscope (BIB-SEM). Marine and Petroleum Geology, 74: 1–11.
Pilekouhi J. Jafarzadeh M. Taheri, A. Zohdi A. 2018. Petrography of late Precambrian dolomite (Bayandor Formation and base of Soltanieh Formation) in Chopoghlu section. 25th Symposium of Crystallography and Mineralogy of Iran, Yazd. 872-879. [In Persian]
Qiu X. Wang H. YanchenYao, Y. and Duan Y. 2017. High salinity facilitates dolomite precipitation mediated by Haloferax volcanii DS52, Earth and Planetary Science Letters 472: 197–205.
Radke B. M. and Mathis R. L. 1980. On the formation and occurrence of saddle dolomite. Journal of Sedimentary. Research, 50(4): 1149-1168.
Rao C. P. 1996. Modern carbonates, tropical, temperate, polar: introduction to sedimentology and geochemistry, carbonates. Hobart, Australia.
Sanchez-Roman M. McKenzie J. A. de Luca Rebello Wagener A. Rivadeneyra, M. A. and Vasconcelos C. 2009. Presence of sulfate does not inhibit low-temperature dolomite precipitation. Earth and Planetary Science Letters 285 (1–2): 131–139.
Sass E. and Bein, A. 1988. Dolomites and Salinity: A Comparative Geochemical Study. In: Shukla, V. and Baker, P.A., Eds., Sedimentology and Geochemistry of Dolostones, Society for Sedimentary Geology, Special Publications, 43: 223-233.
Şen. C. 2007. Jurassic volcanism in the Eastern Pontides: is it rift related or subduction related? Turkish Journal of Earth Sciences, 16: 523–539.
Sibley D. F. and Gregg J. M. 1987. Classification of dolomite rock textures. Journal of Sedimentary Research, 57(6).
Smith L.B. 2006. Origin and reservoir characteristics of Upper Ordovician Trenton-Black River hydrothermal dolomite reservoirs in New York. Advancing the World of Petroleum Geosciences Bulletin, 90: 1691-1718.
Kaczmarek S. E. and Sibley D . F. 2011. On the evolution of dolomite stoichiometry and cation order during high-temperature synthesis experiments: an alternative model for the geochemical evolution of natural dolomites. Sedimentary Geology, 240(1-2): 30-40.
Suzuki Y. Iry Y. Inagaki S. Yamada T. Aizawa, S. and Budd D. A. 2006. Origin of atoll dolomites distinguished by geochemistry and crystal chemistry: Kita-daito-jima, northern Philippine Sea. Sedimentary Geology 183(3-4): 181-202.
Van Lith Y. Vasconcelo C. Warthmann, R. and McKenzie J. A. 2003. Sulphate-reducing bacteria induce low-temperature Ca-dolomite and high Mg-calcite formation. Geobiology 1: 71–79.
Vasconcelos C. and McKenzie J. A. 1997. Microbial mediation of modern dolomite precipitation and diagenesis under anoxic conditions (Lagoa Vermelha, Rio de Janeiro, Brazil). Journal of sedimentary Research, 67: 378-390.
Vasconcelo C. McKenzie J. A. Bernascon S.M. Grujic, D. and Tien A. J. 1995. Microbial mediation as a possiblemechanismfor natural dolomite formation at low temperatures Nature 377: 220–222.
Veizer J. 1983a. Chemical diagenesis of carbonates: theory and application. Stable isotopes in sedimentary geology, 10: 3-100.
Veizer J. 1983b. Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 11(1): 265-299.
Warren J. 2000. Dolomite: occurrence, evolution and economically important associations. Earth-Science Reviews, 52 (1): 1-81.
Warthman R. Lith Y. V. Vasconcelos C. McKenzie, J.A. and Karpoff A.M. 2000. Bacterially induced dolomite precipitation in anoxic culture experiments. Geology 28 (12): 1091–1094.
Warthmann R. Vasconcelos C. Sass, H. and McKenzie J. A. 2005. Desulfovibrio brasiliensis sp. nov., a moderate halophilic sulfate-reducing bacterium from Lagoa Vermelha (Brazil) mediating dolomite formation. Extremephiles 9 (3): 255–261.
Wright D. T. and Wacey D. 2005. Precipitation of dolomite using sulphate reducing bacteria from the Coorong Region, South Australia: significance and implications. Sedimentology, 52(5): 987-1008.
Xiong L. Yao G. Xiong S. Wan J. Ni S.  Shen, A. and Hao Y. 2017. Origin of dolomite in the Middle Devonian Guanwushan Formation of the western Sichuan Basin, western China. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Available online 2 January 2018.
Zentmyer R. A. Pufahl P. K. James, N. P. and Hiatt E. E. 2011. Dolomitization on an evaporitic Paleoproterozoic ramp: Widespread synsedimentary dolomite in the Denault Formation, Labrador Trough, Canada, Sedimentary Geology 238: 116–131.
Zhang W. Guan P. Jian X. Feng, F. and Zou C. 2014. In situ geochemistry of Lower Paleozoic dolomites in the northwestern Tarim basin: Implications for the nature, origin, and evolution of diagenetic fluids. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 15(7): 2744-2764.

Files

Share

How to cite

Statistics