Stratigraphy, sedimentary environment and geochemistry of the Ruteh Formtaion in Qharkhotlou region, south-west of the Zanjan

Document Type : Research Paper

Authors

1 MSc Student of Geology, Department of Geology, University of Zanjan, Zanjan, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Iran

3 Associate professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Zanjan, Iran

4 Associated Professor, Geology department, Faculty of Sciences, University of Zanjan

Abstract

Abstract
The Ruteh Formation in the Qharkhotlou region (southwest of Zanjan) mainly consists of 52 m sandy limestones and cream to grey thin to medium-bedded limestones. In this area, the Routh Formation overlies the quartz-bearing sandstones of the Doroud Formation and is overlain by laterite-bauxite horizon. Based on fieldwork and microscopic studies, six carbonate microfacies is identified in the Routh Formation in the Qharkhotlou area. The interpretation of microfacies and the lack of coral great barrier reefs, absence of turbidite deposits as well as the presence of skeletal allochmes such as green algae, bivalve, brachiopoda, benthic foraminifera and echinoderm debris indicate that these microfacies possibly were deposited inside the shallow parts of a carbonate ramp . In order to study the geochemical characteristics of the Ruteh Formation and also to determinate the original carbonate mineralogy, the main (Mg and Ca) and trace (Sr, Na, Mn and Fe) elements were analyzed on 15 samples of these limestones (mainly micrite). Based on the two-variable diagrams such as Sr vs. Na, Mn vs. Sr/Na, Na vs. Mn and also Sr/Mn vs. Mn, it can be stated that the original carbonate mineralogy of these studied limestones in the Ruteh Formation are calcite-aragonite mixture which is consistent with the formation enviroment of these studied carbonates at the Palaeo-Tethys southern margin during the Permian.

 
Introduction
The Ruteh Formation is one of the most fossiliferous carbonate units in the Alborz Mountains. Lithostratigraphically, the Ruteh Formation in Alborz Mountains was correlated with the Jamal Formation in Central Iran Basin. This formation, defined in Alborz Mountains by Assereto (1963), displays a carbonate sequence relatively homogeneous of grey to dark limestones with intercalated marls. The type section of the Ruteh Formation is located in central Alborz near the village of Ruteh (North of the Tehran), where it has a thickness of 230 meters and consists of dark grey, medium-bedded to massive fossiliferous limestones (Assereto 1963). Lasemi (2001) characterized the sedimentary palaeoenvironments of the Ruteh Formation as equivalents of modern carbonate environments of the southern Persian Gulf with open sea, shoal, lagoon and tidal flat, respectively. The erosional lower boundary of the Ruteh Formation rests everywhere unconformably on the older lithological units (mostly Doroud Formation) and the upper boundary of the Ruteh Formation is regionally marked by a bauxite-laterite deposits (Aghanabati 2010), in the most areas of Central Iran. In this research for the first time depositional conditions and elemental geochemistry of the Ruteh Formation in the Zanjan province (Qharkhotlou section) have been evaluated.
 
Material & Methods
In this research to recognize the sedimentary environment and original carbonate mineralogy of the Ruteh Formation, we used one unique outcrop at the Qharkhotlou region located in the southwest of Zanjan. The section measured a total thickness of 52 m and consists of sandy limestone and cream to grey thin to medium-bedded limestones. In this area, the Routh Formation overlies the quartz-bearing sandstones of the Doroud Formation and is overlain by laterite-bauxite horizon. During the fieldwork studies, 35 rock samples from carbonate deposits have been taken for petrographic studies and geochemical analysis. In order to differentiate ferroan and non-ferroan calcite from ferroan and non-ferroan dolomite in thin sections, the staining method of Dickson (1965) was applied. Carbonate rocks were classified according to the schemes of Dunhum (1962). Flügel (2010) facies belts and sedimentary models were also used in this research. The composition of associated fauna and non-skeletal grains was considered. Sedimentologic texture and structure have been described in a semi-quantitative manner. Elemental geochemistry analyses (major and trace elements) were performed on 15 samples of these carbonates through the succession. The concentration of Ca, Mg, Fe, Mn and Sr of samples was measured at the Zarmazma Mineral Studies Company, Tehran.
 
Discussion of Results & Conclusions
Based on the field and petrographic studies, the microfacies and depositional environment of the Ruteh Formation were recognized in the studied section. This formation has been made of six microfacies which deposited in a shallow open marine environment. These facies mainly consists of different kinds of benthic foraminifers with microgranular and porcelaneous shells (such as: miliolid), algae, echinoids, brachiopods and bivalve debris, along with some non-skeletal components (e.g., aggregates and intraclasts). These recognized microfacies from shallowest to deepest environments included as follow: (1) aggregate bioclast sandy wackestone, (2) peloid small benthic foraminifera wackestone, (3) bivalve green algae wackestone to packstone, (4) intraclast bioclast packstone to grainstone, (5) green algae brachiopoda packstone and finally (6) echinoderm brachiopoda wackestone. Gradual microfacies change, abundant micrites, the absence of calciturbidites and lack of extensive barrier reefs with considerable thickness, confirms a carbonate ramp for the studied carbonates succession. The microfacies mostly deposited in a distal inner ramp. The five microfacies (MF1–MF5), belong to distal inner ramp and just one is located in the proximal middle ramp (MF6: echinoderm brachiopoda wackestone). Whether carbonate ramps were distally steepened or homoclinal cannot be confirmed by the current study, since we are focusing on the shallowest environments. In the studied area, the boundary between Routeh and Shemshak formations is identified by thick laterite-bauxite layers with a thickness of about 20 m which clearly show an erosional surface forming during a warm and humid climatic condition. The geochemical results show that the samples are completely composed of limestones. Geochemical analysis of the limestones such as Ca, Mg, Sr (147–-582 ppm), Na (262–-974 ppm), Mn (101–-577 ppm) and Fe (400–-14100 ppm), and their bivariate plots (such as Sr, Sr/Na and Sr/Ca) indicate that the original carbonate mineralogy is calcite-aragonite mixture which is consistent with the formation of these studied carbonate deposits at the Palaeo-Tethys southern margin during the Permian. Geochemical studies also confirm that Ruteh carbonates were deposited in a shallow warm-water environment in the study area.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

نخستین‌بار آسرتو در سال 1963 (Asseretto 1963)، سازند کربناتۀ روته به ضخامت 230 متر را به‌عنوان دومین چرخۀ رسوبی پرمین البرز- آذربایجان در درۀ روته مطالعه و معرفی کرد. این سازند که یکی از پرفسیل‌ترین واحدهای سنگی ازنظر دیرینه‌شناسی است، در گستره‏های وسیعی از البرز خاوری تا آذربایجان رخنمون دارد و شامل ردیف‏هایی از سنگ‌آهک‏های لایه‏ای خاکستری تا تیره با تناوبی از لایه‏های نازک مارن است (Aghanabati 2010). این سازند یکی از آخرین تشکیلات پالئوزوئیک است که اهمیت بسزایی دارد و میزبان بسیاری از کانسارهای رسوبی متداول است (e.g. Alipour et al. 2014; Shamanian et al. 2015). تاکنون مطالعه‌های فسیل‏شناسی و رسوب‏شناسی (Babaei Khu et al. 2013; Kafshduz et al. 2014)، محیط رسوبی، ریزرخساره‏ها و چینه‏نگاری سکانسی (Hasani et al. 2014; Bastami et al. 2017) متعددی دربارۀ سازند روته در مناطق مختلف البرز انجام شده‌اند؛ باوجوداین، سازند روته در منطقۀ زنجان کمتر مدنظر قرار گرفته است؛ در همین راستا و برای نخستین‌بار، بُرش چینه‏شناسی مناسبی از سازند روته در منطقۀ قارخوتلو در فاصلۀ حدود 25 کیلومتری جنوب‌باختر زنجان با مختصات جغرافیایی˝2 ´30 ˚36 عرض شمالی و˝82 ´28 ˚48 طول خاوری برای مطالعه‌های دقیق چینه‏شناسی، محیط رسوبی و ژئوشیمیایی انتخاب شد. نتایج پژوهش حاضر می‌توانند برای انطباق بهتر این سازند بین بخش‌های البرز مرکزی و باختری و بازسازی جغرافیای دیرینۀ زمان پرمین در حوضه‌های رسوبی البرز و ایران مرکزی استفاده شوند.

 

روش مطالعه

ابتدا با بررسی و مطالعۀ نقشه‏ها و تصاویر ماهواره‏ای، برش مناسبی از سازند روته در منطقۀ مطالعه‌شده انتخاب شد و سپس پیمایش‏های صحرایی برای شناخت ساختمان‏های رسوبی، یافتن مرز سازندها و اندازه‏گیری ضخامت بُرش انتخاب‌شده انجام شدند. نقشۀ 1:5000 زمین‏شناسی منطقۀ مد‌نظر با پیمایش‏های صحرایی منظم و همچنین استفاده از تصویر ماهواره‏ای Google Earth ترسیم شد. ضخامت سازند در منطقۀ مطالعه‌شده 52 متر اندازه‌گیری شد و پس‌از انجام بررسی‌های صحرایی، تعداد 35 نمونۀ سنگی از نهشته‌های کربناتۀ سازند روته برداشت شدند؛ نمونه‌ها با‌توجه‌به تغییر ویژگی‌های رسوب‌شناسی و رخساره‌ای برداشت شدند. ویژگی‌های فسیل‌شناسی، سنگ‌شناسی و ریزرخساره‌ای نمونه‌‎های کربناته پس‌از رنگ‌آمیزی با محلول آلیزارین قرمز (Dickson 1966) روی 16 مقطع نازک مطالعه شدند. مقاطع نازک تهیه‌شده در آزمایشگاه و با میکروسکوپ پلاریزان ازنظر محتوای فسیلی، ویژگی‌های بافتی و رسوب‌شناسی بررسی شدند. نام‌گذاری سنگ‌های کربناته بر اساس تقسیم‌بندی‌ رایج و متداول دانهام (Dunham 1962) انجام شد. در تفسیر ریزرخساره‌ها و تعیین محیط رسوبی سنگ‌های کربناته از روش فلوگل (Flügel 2010) استفاده شد. در مرحلۀ بعد، به‌منظور تعیین ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کربنات‌های مطالعه‌شده، تعداد 15 نمونه از سنگ‌آهک‌های سازند روته (عمدتاً از بخش‌های میکرایتی نمونه‌ها) انتخاب و برای اندازه‌گیری عناصر اصلی و فرعی به آزمایشگاه شرکت زرآزما در تهران ارسال و به روش‌های ICP-MS و XRF تجزیه‌وتحلیل شدند.

 

زمین‏شناسی و چینه‏شناسی

منطقۀ مطالعه‌شده در تقسیم‌بندی پهنه‌های زمین‌‌ساختی- رسوبی ایران (Aghanabati 2010)، بخشی از بخش‌های شمال‌باختری پهنۀ‏ ایران مرکزی محسوب می‌شود. این منطقه جزء کوچکی از ورقۀ زمین‌شناسی مقیاس 1:100000 زنجان (Babakhani and Sadeghi 2004) را در بخش‌های جنوب‌باختری آن به خود اختصاص می‌دهد. بر اساس پیمایش‏های صحرایی انجام‌شده، نقشۀ زمین‌شناسی با مقیاس 1:5،000 از منطقۀ قارخوتلو تهیه شد (شکل 1). واحدهای سنگی موجود در این منطقه شامل سازندهای میلا، دورود، روته، افق لاتریتی- بوکسیتی و شمشک هستند که با واحدهای کواترنری پوشیده شده‏اند (شکل‌های 1 و 2).

 

 

شکل 1- نقشۀ زمین‏شناسی 1:5000تهیه‌شده از منطقۀ قارخوتلو

 

 

سازند روته در منطقۀ قارخوتلو 52 متر ضخامت دارد (شکل 3). تغییرات سنگ‌شناسی این سازند از پایین به بالا به‌ترتیب عبارتند از: 1. چهار متر سنگ‌آهک‏های ماسه‏ای ضخیم‌لایۀ کرم‌رنگ حاوی ذرات آواری (کوارتز)؛ 2. بیست متر سنگ‌آهک‏های نازک‌لایۀ کاملاً تیره‌رنگ دارای آلوکم‏های اسکلتی براکیوپود و خارپوست؛ 3. پنج متر سنگ‌آهک‏های خاکستری‌رنگ متوسط تا ضخیم‌لایۀ دارای مقادیر فراوان خرده‏های اسکلتی جلبک سبز و دوکفه‏ای؛ 4. بیست متر سنگ‌آهک‏های خاکستری‌رنگ متوسط‌لایه همراه با نودول‏ها و باندهای چرتی؛ 5. سه متر سنگ‌آهک‏های خاکستری‌رنگ روشن متوسط تا نازک‌لایۀ دارای مقادیر فراوان خرده‏های اسکلتی براکیوپود و جلبک سبز. توالی چینه‌شناسی سازند روته در بُرش قارخوتلو در شکل 3 نمایش داده شده است. امتداد لایه‏های این سازند، شمال‌باختری- جنوب‌خاوری با شیب حدود 35 درجه به‌سمت جنوب‌باختر است. سازند روته به‌طور هم‏شیب روی سازند دورود قرار دارد (شکل‌های 2 و 3) و خود به‌طور هم‌شیب با ‏افق لاتریتی- بوکسیتی به ضخامت تقریبی 20 متر و به‌شکل ناپیوستگی فرسایشی پوشیده شده است (شکل‌های 2 و 3). افق لاتریتی- بوکسیتی مطالعه‌شده با رنگ قرمز و در برخی بخش‏ها با رنگ زرد در منطقه رخنمون دارد (شکل 2، ت) و به سه بخش پیزوئیدی قرمز زیرین، بخش قرمز میانی و بخش زرد آجری بالایی تقسیم می‏شود. بافت‏های پیزوئیدی و اووئیدی از بافت‏های غالب این افق هستند (شکل 2، ث تا چ)؛ البته طی مطالعه‌های صحرایی، یک واحد تراکی آندزی‌بازالت به رنگ سبز تا خاکستری مایل به سبز و با ضخامت کم (حدود یک متر) زیر افق لاتریتی- بوکسیتی شناسایی شده است که گسترش جانبی ندارد و در دیگر برش‌های سازند روته در منطقۀ زنجان مشاهده نشده است (Zohdi 2018). ضخامت کم سازند روته در برش مطالعه‌شده ممکن است به‌علت تأثیر ناپیوستگی فرسایشی بزرگ‌مقیاس مرز پرمین و تریاس باشد که درنتیجۀ آن، بخش اعظمی از رسوبات متعلق به سازند روته از بین رفته‌اند. همان‌طور که گفته شد، این افق فرسایشی 20 متر ضخامت دارد و روی آن به‌جای سازند الیکا، نهشته‌های شیلی و ماسه‌سنگ سبز‌رنگ سازند شمشک رسوب‌گذاری کرده‌اند که خود می‌تواند به‌‌علت تأثیر این فاز فرسایشی باشد.

ریزرخساره‏‌ها و محیط رسوبی

بر اساس مشاهده‌های صحرایی و بررسی مقاطع نازک میکروسکوپی و با‌توجه‌به زمینۀ سنگ و اجزای تشکیل‌دهنده، شش ریزرخسارۀ رسوبی برای نهشته‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو شناسایی شد (شکل‌های 4 و 5 و جدول 1). در ادامه، توصیف هر‌یک از این ریزرخساره‌ها که از بخش‌های کم‌عمق‌تر حوضۀ رسوبی به‌سمت بخش‌های عمیق‌تر آن گسترش یافته‏اند، بیان و به تفسیر محیط رسوبی آنها پرداخته می‌شود.

 

 

 

 

شکل 2- تصاویر صحرایی سازند روته در بُرش قارخوتلو؛ الف. نمایی کلی از سازند روته و دیگر سازندهای پالئوزوئیک پایینی در منطقۀ ‌مطالعه‌شده (دید به‌سمت شمال)، ب. نمایی نزدیک‏تر از مرز زیرین سازند روته با سازند دورود (دید به‌سمت جنوب)، پ. نمایی از مرز بالایی سازند روته با افق لاتریتی- بوکسیتی در منطقۀ ‌مطالعه‌شده (دید به‌سمت جنوب‌باختر)، ت. افق لاتریتی- بوکسیتی با ضخامت درخور توجه درمنطقۀ مطالعه‌شده، ث تا چ. تصاویر میکروسکوپی از افق لاتریتی- بوکسیتی در توالی مطالعه‌شده که در این تصاویر، حضور پیزوئیدها به‌عنوان یکی از اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این افق مشخص است.

 

شکل 3- ستون سنگ‌چینه‌ای سازند روته در منطقۀ قارخوتلو، جنوب‌باختر زنجان

 

 

 

جدول 1- ریزرخساره‏های شناسایی‌شده در سازند روته در برش قارخوتلو

Facies Code

Facies Name

Main Lithology

Main Allochems

Minor Allochems

Sedimentary Environment

Facies 1

Aggregate bioclastsandy wackestone

Thick- bedded Sandy limestone

Quartz (15%)

Aggregate (8%)

Red algae (5%)

Benthic foraminifera (3%)

Gastrapoda (2%)

Echinoderm (2%)

Brachiopoda (2%)

 

Distal inner ramp

Facies 2

Peloid small benthic foraminifera wackestone

Thin to thick- bedded limestone

Small benthic foraminifera (14%)

Peloid (10%)

Quartz (6%)

Echinoderm (5%)

Brachiopoda (5%)

Ostracoda (4%)

Distal inner ramp

Facies 3

Bivalve green algae wackestone to packstone

Thin to thick- bedded limestone

Green algae (15%)

Bivalve (10%)

Echinoderm (5%)

Intraclast (5%)

Brachiopoda (2%)

Distal inner ramp

Facies 4

Intraclast bioclast packstone to grainstone

Medium-bedded limestone

Intraclast (10%)

Green algae (7%)

Bivalve (7%)

Echinoderm (5%)

Gastropoda (2%)

Benthic foraminifera (2%)

Distal inner ramp

Facies 5

Green algae brachiopoda packstone

Medium bedded limestone

Brachiopoda (20%)

Green algae (10%)

Bivalve (5%)

Peloid (5%)

Oncoid (3%)

Distal inner ramp

Facies 6

Echinoderm brachiopoda wackestone

Thin to medium-bedded limestone

Brachiopoda (20%)

Echinoderm (10%)

Benthic foraminifera (5%)

Bryozoans (2%)

Proximal middle ramp

 


ریزرخسارۀ وکستون ماسه‏ای حاوی بایوکلست و اگرگات (Aggregate bioclast sandy wackestone)

توصیف: این ریزرخساره در بخش‏های قاعده‏ای سازند روته به‌شکل یک واحد آهک‏های ماسه‏ای ‏ضخیم‌لایه دیده می‌شود. ویژگی‏ شاخص این ریزرخساره، وجود مقادیر نسبتاً زیادی از دانه‏های درشت کوارتز در حد ماسه (حدود 15 درصد) است که غالباً تک‌بلوری‌اند و خاموشی موجی دارند. آلوکم‏های اسکلتی موجود در این ریزرخساره شامل جلبک قرمز (5 درصد)، فرامینیفر بنتیک (3 درصد)، گاستروپود (2 درصد)، خارپوست (2 درصد) و براکیوپود (2 درصد) هستند و از آلوکم‌های غیراسکلتی غالب آن می‏توان به آگرگات (حدود 8 درصد) اشاره کرد (شکل‌های 4، الف و 5). آلوکم‏ها در این ریزرخساره در زمینه‏ای از ماتریکس میکرایتی و به حالت وکستون قرار گرفته‏اند. دولومیتی‌شدن مهم‌ترین فرایند دیاژنتیکی در این ریزرخساره است که حدود 8 درصد ریزرخساره را به خود اختصاص می‌دهد (شکل 4، ب). دولومیت‏های این ریزرخساره عمدتاً ریزبلور و نیمه‌شکل‏دارند. بلورهای دولومیت به‌طور پراکنده در بخش‌های مختلف مقطع نازک میکروسکوپی شناسایی شده‌اند و توزیع اندازۀ بلور در آنها یکنواخت است؛ این دولومیت‌ها متراکمند و تخلخل ناچیزی دارند.

تفسیر: حضور دانه‏های درشت کوارتز و آلوکم‏هایی مانند آگرگات و همچنین قرار‌گرفتن این آلوکم‏ها در زمینه‏ای از ماتریکس میکرایتی در این ریزرخساره بیان‌کنندۀ محیط کم‏عمق با انرژی متوسط تا زیاد است. حضور دانه‏های درشت کوارتز (در اندازۀ ماسه) به همراه ذرات اگرگاتی، نزدیکی مجموعه را به محیط‏های ساحلی نشان می‏دهد (Flügel 2010; Leda et al. 2014; Kansun et al. 2018). به‌طور‌کلی، ریز‏رخساره‏های کربناتۀ دارای کوارتزهای آواری دانه‌درشت غالباً به محیط رسوب‏گذاری دریایی کم‌عمق نسبت داده می‌شوند (Flügel 2010). ریزرخسارۀ وکستون ماسه‏ای حاوی بایوکلست و اگرگات با‌توجه‌به اجزای تشکیل‌دهندۀ آن و به‌ویژه نوع فسیل‏های تشکیل‌دهنده، عمدتاً در بخش‏های انتهایی پلت‏فرم کربناته‌ای از نوع رمپ رسوب‏گذاری کرده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 20 (Flügel 2010) است.

 

 

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی ریزرخساره‏های سازند روته؛ الف. ریزرخسارۀ وکستون ماسه‏ای حاوی بایوکلست و آگرگات (نور پلاریزۀ متقاطع)، ب. دولومیتی‌شدن در ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست (نور پلاریزۀ متقاطع)، پ. ریزرخسارۀ وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک کوچک و پلوئید (نور پلاریزۀ متقاطع)، ت. ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفه‏ای (نور پلاریزۀ عبوری)، ث. ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون حاوی بایوکلست و اینتراکلست (نور پلاریزۀ متقاطع)، ج. ریزرخسارۀ پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز (نور پلاریزۀ متقاطع)، چ. ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست (نور پلاریزۀ متقاطع)، ح. فرایند سیلیسی‌شدن روی پوستۀ براکیوپود (نور پلاریزۀ متقاطع). Aggr:اگرگات،Ben. Fora : فرامینیفر بنتیک،Bio : بایوکلست، Biv: دوکفه‏ای،Bra : براکیوپود، Echi: خارپوست،Gr. Alg : جلبک سبز، Intra: اینتراکلست، Pel: پلوئید، Qz: کوارتز

 


ریزرخسارۀ وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک کوچک و پلوئید (Peloid small benthic foraminifera wackestone)

توصیف: این ریزرخساره در بخش‏های پایینی و میانی سازند روته و داخل سنگ‌آهک‏های نازک تا متوسط‌لایه دیده می‌شود. وجود فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ تیره (پورسلانوز) از ویژگی‏های بارز این ریزرخساره است که اغلب طی فرایند میکرایتی‌شدن به ذرات غیراسکلتی پلوئید تبدیل شده‏اند. فرامینیفرهای بنتیک تیره حدود 14 درصد از ریزرخساره را به خود اختصاص می‌دهند؛ پلوئید حدود 10 درصد و دانه‏های کوارتز تک‌بلوری با خاموشی موجی و فراوانی حدود 6 درصد از دیگر اجزای تشکیل‌دهنده این ریزرخساره‌اند. از بایوکلست‏هایی که در این ریزرخساره مشاهده می‌شوند می‏توان به قطعه‌ها و خرده‏های خارپوست (5 درصد)، براکیوپود (5 درصد) و استراکود (4 درصد) اشاره کرد (شکل 4، پ)؛ همچنین، درصد کمی (حدود 2 درصد) از این ریزرخساره دولومیتی شده است. دولومیت‏های این ریزرخساره، ریزبلور و عمدتاً نیمه‌شکل‏دارند. وجود رگه‏های کلسیتی از دیگر ویژگی‏های این ریزرخساره است.

تفسیر: حضور فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ تیره، پلوئیدها، دانه‏های درشت کوارتز و قرار‌گرفتن این آلوکم‏ها در زمینه‏ای از ماتریکس میکرایتی گواه روشنی بر رسوب‏گذاری این ریزرخساره در بخش‏های انتهایی محیط رسوبی رمپ کربناته است (Davydov et al. 2014). دانه‏های کوارتز و فراوانی اجزای غیراسکلتی نظیر پلوئیدها و وجود گل آهکی در زمینه نشان‌دهندۀ محیطی آرام با تأثیر کمتر امواج در بخش‏های کم‌انرژی رمپ کربناته است (Papazzoni and Trevisani 2006; Flügel 2010)؛ البته پلوئیدها در گسترۀ وسیعی می‏توانند حضور داشته باشند، اما حضور غالب آنها به محیط رسوبی با انرژی کم تا متوسط مربوط می‏شود (Adachi et al. 2004). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 20 (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفه‏ای (Bivalve green algae wackestone to packstone)

توصیف: این ریزرخساره جزء بخش‏های میانی سازند روته است و در واحدهای سنگ‌آهکی نازک تا ضخیم‌لایۀ این سازند مشاهده ‏می‌شود. فراوانی جلبک سبز و دوکفه‏ای ویژگی مهم این ریزرخساره است. خرده‏های اسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره اغلب جلبک‏های سبز (15 درصد) و دوکفه‏ای (10 درصد)، مقادیر کمتری خرده‏های اسکلتی خارپوست (5 درصد) و براکیوپود (2 درصد) و آلوکم‏های غیراسکلتی نظیر اینتراکلست (5 درصد) هستند (شکل 4، ت)؛ این دانه‏ها عمدتاً در زمینۀ میکرایتی قرار گرفته‏اند و وجود رگه‏های کلسیتی پُر‌شده با کلسیت و دانه‏های چندبلوری کوارتز با خاموشی موجی (5 درصد) دیگر ویژگی این ریزرخساره است. بخش‏هایی از این ریزرخساره (حدود 5 درصد) طی فرایندهای دیاژنتیکی، دولومیتی شده است؛ این نوع دولومیت از موزائیک‌های متوسط متراکم (میانگین تخلخل 2 درصد)، نیمه‌شکل‌دار با توزیع اندازۀ غیریکنواخت تشکیل ‌شده‌ است. این ریزرخساره همراه با ریزرخسارۀ شمارۀ 2 فراوانی درخور توجهی در منطقۀ مطالعه‌شده دارد و به‌شکل وکستون تا پکستون مشاهده می‌شود.

تفسیر: این ریزرخساره همانند دو ریزرخسارۀ قبلی به‌علت حضور آلوکم‏هایی نظیر جلبک سبز، دوکفه‏ای و دانه‏های کوارتز، احتمالاً در بخش‏های انتهایی رمپ داخلی پلت‌فرم کربناتۀ سازند روته رسوب‌گذاری کرده است. زمینۀ میکرایتی ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفه‏ای نیز گویای تشکیل آن در محیطی با انرژی کم تا متوسط است (Laya and Tucker 2012). باتوجه‌به بافت این ریزرخساره و اجزای تشکیل‌دهندۀ آن می‌توان بیان کرد رسوب‌گذاری این ریزرخساره عمدتاً در مناطق با انرژی کم تا متوسط و کم‌عمق حوضۀ رسوبی انجام شده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 17 (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون حاوی بایوکلست و اینتراکلست  (Intraclast bioclast packstone to grainstone)

توصیف: این ریزرخساره در بخش‏های بالایی توالی مطالعه‌شده‌ و داخل سنگ‏های آهکی متوسط‌لایۀ سازند روته مشاهده می‏شود. آلوکم‏های اسکلتی موجود در این ریزرخساره شامل جلبک سبز (7 درصد) و دوکفه‌ای (7 درصد) است. خارپوست (5 درصد)، گاستروپود (2 درصد) و فرامینیفر بنتیک (2 درصد) نیز همراه با جلبک سبز و دوکفه‌ای در این ریزرخساره مشاهده می‌شود (شکل 4، ث). اینتراکلست با فراوانی حدود 10 درصد از آلوکم‏های غیراسکلتی این ریزرخساره است. این ریزرخساره به‌شکل پکستون تا گرینستون مشاهده می‌شود و آلوکم‌ها در زمینه‏ای از سیمان پراکنده هستند. فرایند دیاژنتیکی دولومیتی‌شدن (حدود 5 درصد) نیز در این ریزرخساره مشهود ‏است. دولومیت‏های این ریزرخساره، ریزبلور و عمدتاً نیمه‌شکل‏دارند. این ریزرخساره نسبت به ریزرخساره‏های قبلی فراوانی کمتری در منطقۀ ‌مطالعه‌شده دارد و تنها ریزرخسارۀ حاوی سیمان است که به‌شکل گرینستون مشاهده می‌شود.

تفسیر: وجود اینتراکلست و سیمان اسپاریتی نشان‌دهندۀ انرژی متوسط تا نسبتاً زیاد محیط رسوب‏گذاری در زمان تشکیل این ریزرخساره است (Flügel 2010; de Wet et al. 2012; Abdolmaleki et al. 2016). محیط تشکیل این ریزرخساره به‌علت حضور اینتراکلست و همچنین حضور جلبک سبز به‌شکل رمپ داخلی (Inner ramp) تفسیر می‌شود که این ریزرخساره در بخش‏های انتهایی (Distal) آن تشکیل شده است. فراوانی سیمان اسپاری، نبود میکرایت و پُر‌شدن فضای خالی بین دانه‏ها با سیمان اسپاری نشان‌دهندۀ انرژی متوسط تا نسبتاً زیاد در زمان رسوب‏گذاری این ریزرخساره ‏است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF-17 (Flügel 2010) است.

 

5- ریزرخسارۀ پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز (Green algae brachiopoda packstone)

توصیف: این ریزرخساره در بخش‏های بالایی توالی ‌مطالعه‌شده و در واحدهای آهکی متوسط‌لایۀ سازند روته مشاهده می‌شود. براکیوپود (20 درصد) و جلبک سبز (10 درصد) از آلوکم‏های اسکلتی شاخص و فراوان این ریزرخساره‌اند و از دیگر آلوکم‏‏های اسکلتی این ریزرخساره عبارتند از: فرامینیفر بنتیک (10 درصد)، خارپوست (10 درصد)، دوکفه‏ای (5 درصد) و گاستروپود (2 درصد) (شکل 4، ج)؛ از آلوکم‏های غیراسکلتی نیز می‏توان به حضور پلوئید (5 درصد) اشاره کرد. وجود درصد کمی (حدود 3 درصد) ذرات آنکوئید در اندازه‏ای حدود 5 میلی‏متر با هسته‏ای درشت در حدود 2/2 میلی‏متر متشکل از بلورهای درشت کلسیت یکی از ویژگی‏های شاخص این ریزرخساره است. در لایه‏های متحدالمرکز تشکیل‏دهندۀ ذرات آنکوئید، بایوکلست‏هایی نظیر قطعه‌های دوکفه‏ای به‌شکل پراکنده مشاهده می‏شوند؛ لایه‏های متحدالمرکز این ذرات، جلبک قرمز هستند. گفتنی است ذرات آنکوئید تنها در این ریزرخسارۀ رسوبی شناسایی شده‌اند. سیلیسی‌شدن و دولومیتی‌شدن فرایندهای دیاژنتیکی شاخصی‌اند که در این ریزرخساره ‌مشاهده می‌شوند. ویژگی بلورهای دولومیت در این ریزرخساره مشابه با ریزرخساره‌های قبلی است و به‌طور متوسط‌بلور و نیمه‌شکل‌دار مشاهده می‌شوند. آلوکم‏های موجود در این ریزرخساره در ماتریکس میکرایتی و بعضاً سیمان اسپارایتی پراکنده‌اند. این ریزرخساره نسبت به دیگرریزرخساره‏های موجود در منطقۀ ‌مطالعه‌شده فراوانی بسیار زیادی دارد.

تفسیر: وجود آلوکم‏هایی نظیر براکیوپود، جلبک سبز، فرامینیفر بنتیک و پلوئید در این ریزرخساره بیان‌کنندۀ رسوب‏گذاری و تشکیل آن در محیط کم‌عمق است که می‏توان محیط رسوبی رمپ داخلی را برای آن در نظر گرفت. گفتنی است ریزرخسارۀ پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز در بخش‏های انتهایی این رمپ رسوب‏گذاری کرده است. فراوانی و حضور جلبک‏ها ازجمله جلبک سبز و ماکروفسیل‏های کف‏زی مانند گاستروپودها، دوکفه‏ای‏ها و خرده‏های خارپوست گواهی بر رسوب‏گذاری این ریزرخساره در محیط رمپ داخلی است (Blomeier et al. 2013)؛ همچنین وجود آنکوئید از ویژگی‌های شاخص این ریزرخساره است که آنکوئیدهای با اندازۀ بزرگ‏تر و قشر میکرایتی ضخیم‏تر در شرایط محیطی آرام و کم‌انرژی تشکیل می‏شوند (Flügel 2010; Peryt et al. 2014). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 17 (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست (Echinoderm brachiopoda wackestone)

توصیف: این ریزرخساره تقریباً در بخش‏های بالایی توالی مطالعه‌شده و همراه با سنگ‌آهک‏های نازک تا متوسط‌لایۀ سازند روته مشاهده می‌شود. وجود درصد درخور توجهی از براکیوپود (حدود 20 درصد) و خارپوست (حدود 10 درصد) از ویژگی‏های این ریزرخساره است و از دیگر آلوکم‏های شاخص موجود در این ریزرخساره می‏توان به فرامینیفر بنتیک (حدود 5 درصد) و بریوزوا (حدود 2 درصد) اشاره کرد (شکل 4، چ). فرایند دیاژنتیکی دولومیتی‌شدن، سیلیسی‌شدن (شکل 4، ح) و وجود رگه‏های کلسیتی از دیگر ویژگی‌های این ریزرخساره است. گفتنی است دولومیت‏های این رخساره غالباً ریزبلور و نیمه‌‏شکل‏دارند. تمام آلوکم‏های این ریزرخسارۀ رسوبی در زمینۀ گلی و به‌شکل وکستونی مشاهده می‌شوند.

تفسیر: ریزرخسارۀ وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست ازنظر محیط رسوب‏گذاری متفاوت‏تر از پنج ریزرخسارۀ دیگر است. حضور آلوکم‏هایی مانند براکیوپود، خارپوست و بریوزوا گواهی روشن بر تشکیل این ریزرخساره در محیط‏های رسوبی عمیق‏تر و در بخش‏های ابتدایی رمپ میانی (Proximal middle ramp) است (Flügel 2010). تجمع اجزای اسکلتی مانند خارپوست و براکیوپود در محیط رمپ میانی معمول است و در اثر فرایندهای مختلف شامل جریان‏ها و امواج ایجاد می‏شود (Flügel 2010; Blomeier et al. 2013) ؛ همچنین در رمپ میانی به‌علت انرژی زیاد در زمان طوفانی‌بودن، رخساره‏های پکستون تا گرینستون طی زمان‏ کوتاه برجای گذاشته می‏شوند (Burchette and Wright 1992) که این حالت در تعدادی از مقاطع مربوط به این ریزرخساره مشاهده شده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ RMF- 7 (Flügel 2010) است.

 

 

 

شکل 5- نمودار پراکندگی عمودی ریزرخساره‌ها و تغییرات محیط رسوبی سازند روته در برش قارخوتلو


محیط رسوبی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو

تجزیه‌وتحلیل محیط‏های رسوب‏گذاری بهترین روش برای تعیین شرایط و چگونگی ته‏نشست رسوبات در زمان تشکیل آنهاست که در آن، عوامل مؤثر بر محیط رسوب‏گذاری بررسی می‌شوند و مدل‏های رسوب‏گذاری با استفاده از یافته‏ها و اطلاعات حاصل از مطالعه‌های سنگ‌نگاری و ریزرخساره‌ای به‌منظور درک ساده‏تر محیط رسوب‏گذاری ارائه می‏شوند (Flügel 2010).

با‌توجه‌به مطالعه‌های صحرایی و ریزرخساره‏های شناسایی‌شده و تغییرات تدریجی ریزرخساره‏ها به یکدیگر (شکل 5)، نبود آثار ریف‏های بزرگ سدی مرجانی، نبود رسوبات توربیدایتی، ریزشی و لغزشی که بیان‌کنندۀ شیب زیاد محیط رسوبی هنگام رسوب‏گذاری است، می‌توان گفت سازند روته در منطقۀ مطالعه‌شده در پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ رسوب‌گذاری کرده است (شکل 6). حضور اجزای اسکلتی نظیر جلبک سبز، دوکفه‏ای و فرامینیفرهای بنتیک کوچک با پوستۀ تیره در توالی رسوبی مطالعه‌شده احتمالاً رسوب‌گذاری در بخش‌های کم‏عمقی از پلت‌فرم کربناتۀ سازند روته در بخش‏های جنوب‌باختری زنجان را بیان می‌کند (شکل 5). گفتنی است پلت‌فرم کربناتۀ رمپ‏ به سه بخش رمپ داخلی (Inner ramp)، رمپ میانی (Middle ramp) و رمپ خارجی (Outer ramp) تقسیم می‏شود (Burchette and Wright 1992). رخساره‏های شناسایی‌شده در بُرش ‌مطالعه‌شده احتمالاً در دو بخش رمپ داخلی و رمپ میانی تشکیل شده‌اند (شکل 6). همان‌طور که در بخش توصیف ریزرخساره‌ها گفته شد، ریزرخسارۀ اول که در بخش قاعده‏ای توالی ‌مطالعه‌شده تشکیل شده است، عمدتاً از بایوکلست (جلبک و فرامینیفر بنتیک) و اگرگات تشکیل شده است؛ این مجموعه بیان‌کنندۀ رسوب‌گذاری در بخش‏های کم‏عمق و انتهایی رمپ داخلی از پلت‌فرم کربناتۀ سازند روته است (شکل 6، الف). در طول زمان و در بخش‏های میانی تا بالایی توالی مطالعه‌شده، با حضور آلوکم‏هایی نظیر جلبک سبز، دوکفه‌ای، فرامینیفر بنتیک با پوستۀ تیره و همچنین ذرات غیراسکلتی شامل پلوئید و اینتراکلست (در‌برگیرندۀ ریزرخساره‌های دوم تا پنجم شناسایی‌شده)، رسوب‌گذاری در همین بخش‌های کم‌عمق و پرانرژی حوضه ادامه یافته است (شکل 6، ب)؛ درنهایت با بالا‌آمدن تدریجی سطح آب دریا در بخش‌های انتهایی توالی ‌مطالعه‌شده، ریزرخسارۀ ششم تشکیل شده است که در برگیرندۀ مقادیر زیادی براکیوپود و خارپوست است (شکل 6، پ)؛ پژوهشگران دیگر (Mousavi et al. 2009; Hasani et al. 2014; Bastami et al. 2017) نظیر چنین پلت‌فرم کربناته‌ای را برای نهشته‏های سازند روته در دیگر مناطق حوضۀ رسوبی البرز شناسایی و معرفی کرده‌اند؛ گفتنی است بخش‌های کم‌عمق‌تر این حوضۀ رسوبی (نظیر محیط‌های جزر‌ومدی و بخش ابتدایی رمپ داخلی) با‌توجه‌به حضور استروماتولیت‌ها، اُاُئیدها و ذرات اینتراکلستی، در بخش‌های شمالی‌تر منطقۀ زنجان قرار گرفته‌اند (e.g. Zohdi 2018). افق لاتریتی- بوکسیتی با ضخامت درخور توجه (به ضخامت تقریبی 20 متر) توالی کربناتۀ مطالعه‌شده از سازند روته را پوشانده است که احتمالاً بیان‌کنندۀ کاهش سریع سطح آب دریا در مرز پرمین- تریاس است؛ این افق فرسایشی احتمالاً سبب از‌بین‌رفتن بخشی از توالی بالایی سازند روته در منطقۀ مورد‌مطالعه شده است؛ هرچند تغییرات محیطی از قاعده تا رأس سازند روته مشهود نیست و محیط رسوبی ریزرخساره‌های شناسایی‌شده به هم نزدیک است. این افق لاتریتی- بوکسیتی روی نهشته‌های کربناتۀ سازند روته در دیگر بخش‌های حوضۀ رسوبی البرز نیز شناسایی شده است (e.g. Faramarzi et al. 2012; Shamanian et al. 2015).

 

 

 

شکل 6- مدل پیشنهادی برای محیط رسوبی سازند روته در منطقۀ مطالعه‌شده که موقعیت ریزرخساره‏های شناسایی‌شده روی آن مشخص شده است. موقعیت ریزرخساره‌های شناسایی‌شده و مدل رسوبی سازند روته در طول زمان و طی ته‌نشست ریزرخساره‌ها از حالت الف تا پ در پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ متغیر بوده است.

 


ژئوشیمی

مطالعۀ ویژگی‏های ژئوشیمیایی سنگ‏ها و بررسی نتایج تجزیه‌وتحلیل نمونه‏های سنگی اهمیت بسیار زیادی دارد. 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 این علم در مطالعه‌های سنگ‏های کربناته، تعیین ترکیب کانی‏شناسی اولیۀ سنگ‏ها و تعیین میزان انحلال سنگ‌های آهکی است؛ در این راستا، مطالعۀ حاضر دربارۀ کربنات‏های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو انجام شده است.

 

تعیین ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ سنگ‌آهک‌های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو

مطالعه‌های پژوهشگران مختلف نشان می‏دهند تأثیر فرایندهای دیاژنتیکی روی سنگ‏های آهکی موجب می‏شود شناسایی ترکیب کانی‏شناسی اولیۀ آنها تنها باتوجه‌به مطالعه‌های سنگ‌نگاری امکان‌پذیر نباشد؛ به‌طوری‌که طی فرایند دیاژنز، ترکیب کانی‏شناسی و بافت اولیۀ سنگ با تبدیل آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم به کلسیت کم‌منیزیم و در‌نهایت به کلسیت کم‌منیزیم دیاژنتیکی تغییر می‌کند و شناسایی ترکیب کانی‏شناسی اولیۀ آنها با مشکل روبه‌رو می‏شود (Adabi 2004). استفاده از روش‏های ژئوشیمیایی نظیر تجزیه‌وتحلیل‌های عنصری (منیزیم، کلسیم، آهن، منگنز، سدیم و استرانسیم) و حتی ایزوتوپی (اکسیژن و کربن) در تعیین ترکیب کانی‏شناسی اولیۀ کربنات‏ها و همچنین تأثیر فرایندهای دیاژنزی غیردریایی (متائوریک و تدفین) روی کربنات‌ها توصیه می‏شود (Adabi and Rao 1991; Gao et al. 1996; Adabi et al. 2010; Kavoosi, 2014)؛ ازاین‌رو در مطالعۀ حاضر برای نخستین‌بار به‌منظور بررسی ویژگی‌های ژئوشیمی سازند روته در منطقۀ‌ قارخوتلو و تعیین ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آن، تجزیه‌وتحلیل‌های عناصر اصلی (کلسیم و منیزیم) و فرعی (آهن، منگنز، سدیم و استرانسیم) روی 15 نمونه از سنگ‌آهک‌های این سازند انجام شدند. نتایج تجزیه‌وتحلیل‌های یادشده در جدول 2 ارائه شده است.

 

 

جدول 2- نتایج تجزیه‌های شیمیایی عناصر اصلی و فرعی برای سنگ‌آهک‌های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو؛ مقادیر منیزیم و کلسیم بر حسب درصد وزنی و سایر عناصر بر حسب پی‌پی‌ام است.

 

Facies code

Ca (%)

Mg (%)

Sr (ppm)

Na (ppm)

Fe (ppm)

Mn (ppm)

Sr/Na

Sr/Mn

D.L.

 

0.05

0.05

100

100

100

100

-

-

Q-7

F1

29.53

0.21

259

451

14100

577

0.57

0.44

Q-8

F2

38.9

0.37

563

452

3700

181

1.24

3.11

Q-9

F2

38.03

0.31

508

667

1800

157

0.76

3.23

Q-10

F3

38.5

0.29

516

806

900

101

0.64

5.1

Q-11

F3

38.75

0.33

582

852

900

167

0.68

3.48

Q-12

F3

39.19

0.25

487

807

800

215

0.6

2.26

Q-13

F2

38.55

0.34

434

765

1500

386

0.56

1.12

Q-14

F6

38.25

0.29

519

815

2100

166

0.63

3.12

Q-15

F3

38.77

0.29

432

828

1000

109

0.52

3.96

Q-16

F4

39.75

0.08

147

689

400

116

0.21

1.26

Q-17

F5

37.77

0.34

436

917

3200

171

0.47

2.54

Q-18

F5

39.07

0.3

271

974

1800

413

0.27

0.65

Q-20

F6

38.8

0.29

487

262

1400

185

1.85

2.63

Q-21

F5

37.63

0.24

575

353

900

143

1.62

4.02

Q-22

F5

38.27

0.27

432

444

1400

223

0.97

1.93

 


استرانسیم (Sr): تمرکز استرانسیم در رسوبات کربناتۀ مناطق گرمسیری عهد حاضر بین 8000 تا 10000 پی‌پی‌ام متغیر است (Milliman 1974) و این مقدار در نمونه‏های کربناتۀ مناطق معتدله بین 5007 تا 1642 پی‌پی‌ام (به‌طور متوسط 3270 پی‌پی‌ام) نوسان دارد (Adabi 2004). مقدار استرانسیم با افزایش میزان آراگونیت، افزایش و با افزایش میزان کلسیت، کاهش می‏یابد (Rao and Adabi 1992; Salehi et al. 2007; Asadi Mehmandosti et al. 2013)؛ همچنین، فراوانی استرانسیم با افزایش دمای آب دریا ارتباط مستقیم دارد (Morse and Mackenzie 1990). نتایج بررسی تجزیه‌وتحلیل‌های عنصری سنگ‌آهک‏های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان می‌دهند مقادیر استرانسیم نمونه‏ها بین 147 تا 582 پی‌پی‌ام (به‌طور متوسط 2/443 پی‌پی‌ام) متغیر است. مقدار استرانسیم در نمونه‏های مطالعه‌شده کمتر از معادل‏های کربناتۀ عهد حاضر آنهاست که احتمالاً به‌علت کاهش بسیار شدید استرانسیم طی فرایندهای دیاژنز غیردریایی است (Adabi et al. 2010).

سدیم (Na):تمرکز سدیم در رسوبات کربناته به درجۀ شوری، تفکیک ژئوشیمیایی، آثار جنبشی و نقص ساختار بلوری، ترکیب کانی‏شناسی و عمق آب دریا بستگی دارد. مقدار سدیم با افزایش شوری، عمق آب دریا و میزان آراگونیت افزایش می‏یابد (Land and Hoops 1973; Rao 1996). میزان سدیم در کربنات‏های حاره‏ای عهد حاضر بین 1500 تا 2700 پی‌پی‌ام (Veizer 1983) و در سنگ‌آهک‏های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 262 تا 974 پی‌پی‌ام (به‌طور متوسط 13/672 پی‌پی‌ام) متغیر است؛ این مقدار سدیم کمتر از معادل‏های آراگونیتی آب‏های گرم عهد حاضر است. کم‌بودن غلظت سدیم نشان‌دهندۀ تأثیر دیاژنز متائوریکی روی کربنات‏های سازند روته است که به ازدست‌رفتن سدیم آنها منجر شده است (Asadi Mehmandosti and Adabi 2013; Khatibi Mehr and Adabi 2014).

نمودار استرانسیم- سدیم (Sr-Na): نمودار استرانسیم در برابر سدیم برای تفکیک کربنات‏های حاره‏ای از غیرحاره‏ای استفاده می‌شود (Winfield et al. 1996). ترسیم داده‌های تجزیه‌وتحلیل‌های سنگ‌آهک‌های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی این نمودار نشان می‏دهد بیشتر نمونه‏های تجزیه‌وتحلیل‌‌شده در محدودۀ سنگ‌آهک‏های آب‏های سرد نیمه‌قطبی پرمین تاسمانیا قرار می‌گیرند (شکل 7) که این امر، تشابه کانی‏شناسی این سنگ‌آهک‏ها با یکدیگر و ترکیب کانی‏شناسی اولیۀ مخلوط کلسیتی- آراگونیتی آنها در زمان رسوب‏گذاری ‏را نشان می‌دهد.

نمودار منگنز در برابر نسبت استرانسیم به سدیم(Sr/Na-Mn): با استفاده از نمودار (Sr/Na-Mn)می‌توان کربنات‌های حاره‌ای دیرینه و عهد حاضر را از معادل‌های غیرحاره‌ای آنها تفکیک کرد (Adabi and Rao 1991; Winefeld et al. 1996; Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Adabi et al. 2010; Khatibi and Adabi 2013). ترسیم مقادیر Mn در برابر نسبت Sr/Na نشان می‌دهد نسبت Sr/Na در نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 21/0 تا 85/1 (میانگین 77/0) است؛ به‌طوری‌که اغلب نمونه‌ها داخل محدودۀ نمونه‏های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر و برخی خارج از این محدوده و داخل محدودۀ سنگ‏های آهکی آراگونیتی مزدوران قرار می‏گیرند (شکل 8). بر اساس این نمودار، سنگ‌های آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو احتمالاً ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کلسیتی همراه با مقادیر متغیر آراگونیت دارند. موقعیت منطقۀ مطالعه‌شده روی نقشۀ جغرافیای دیرینۀ زمان پرمین بیان‌کنندۀ قرارگیری این منطقه در عرض جغرافیایی 25 تا 30 درجۀ شمالی است؛ این امر تأییدی بر رسوب‌گذاری سازند قم در منطقۀ متعلق به کربنات‌های مناطق معتدله (temperate carbonate) و دلیلی بر ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ مخلوط آراگونیتی- کلسیتی برای کربنات‌های این سازند است که با نتایج مطالعه‌های ژئوشیمیایی همخوانی دارد.

 

 

شکل 7- موقعیت نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار استرانسیم در برابر سدیم؛ به‌منظور مقایسه، محدوده‌های مربوط به کربنات‏های پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002)،کربنات‏های معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، آهک‏های آب‏های سرد نیمه‌قطبی پرمین تاسمانیا (Rao 1991)، آراگونیت‏های حاره‏ای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975)و آهک‏های آراگونیتی حاره‏ای سازند مزدوران با سن ژوراسیک بالایی (Adabi and Rao 1991)نیز ارائه شده‌‌‌اند. این نمودار نشان‌دهندۀ تشابه کانی‏شناسی نمونه‏های آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو با آهک‏های آب‏های سرد نیمه‌قطبی پرمین تاسمانیا و بیان‌کنندۀ ترکیب کانی‏شناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی آنها در زمان رسوب‏گذاری است.

 

 

شکل 8- موقعیت نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار Mn در مقابل Sr/Na؛ به‌منظور مقایسه، محدوده‌های مربوط به کربنات‏های معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، فسیل‏ها و سنگ‌آهک‏های آب‏های سرد نیمه‌قطبی پرمین تاسمانیا (Rao 1991)، کربنات‌های آراگونیتی حاره‌ای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975)و آهک‏های آراگونیتی حاره‏ای سازند مزدوران با سن ژوراسیک بالایی (Adabi and Rao 1991) نیز ارائه شده‌اند. این نمودار بیان‌کنندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی برای نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو است.

 

منگنز (Mn): مقادیر منگنز در نمونه‏های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر بین 1 تا 311 پی‌پی‌ام متغیر است؛ در‌حالی‌که این مقدار در کربنات‏های آراگونیتی دریاهای گرم و کم‏عمق حدود 20 تا 30 پی‌پی‌ام است (Rao and Adabi 1992). مقدار منگنز با افزایش درصد آراگونیت، کاهش و با افزایش تأثیر آب‏های متائوریک، افزایش می‏یابد (Brand and Veizer 1980). ضریب توزیع منگنز حدود 15 است (Pingitor et al. 1988)؛ همچنین تمرکز منگنز با افزایش سرعت رسوب‏گذاری، کاهش و با افزایش عمق آب یا افزایش مسافت از ساحل، افزایش می‏یابد.تمرکز منگنز در سنگ‌آهک‏های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 101 تا 577 پی‌پی‌ام (میانگین 66/220 پی‌پی‌ام) متغیر است. تمرکز زیاد منگنز در نمونه‏های آهکی سازند روته در این منطقه در مقایسه با نمونه‏های کربناتۀ معتدلۀ عهد حاضر آن ممکن است به‌علت وجود شرایط احیایی رسوبات طی دیاژنز و افزایش مقادیر مواد آواری به داخل حوضه باشد (Brand and Veizer 1980; Rao 1990)؛ وجود دانه‏های درشت کوارتز (حدود 10 تا 15 درصد) در سنگ‌‏آهک‏های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو مؤید مطلب یادشده است. معمولاً به‏علت فراوانی مواد آواری در کربنات‏های نزدیک به ساحل، مقادیر آهن و منگنز افزایش چشمگیری دارند.

مقایسۀ تغییرات سدیم در برابر منگنز در سنگ‌های آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو با محدودۀ‏ سنگ‌های کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002)، سنگ‏های آهکی آراگونیتی و کلسیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991)، نمونه‏های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995) و نمونه‏های آراگونیتی مناطق حاره‏ای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975) نشان می‏دهد اغلب نمونه‏های آهکی مطالعه‌شده، بالا و بعضاً داخل محدودۀ سنگ‏های آهکی آراگونیتی مزدوران واقع می‏شوند (شکل 9). این نمودار نیز ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی را برای سنگ‌های آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان می‌دهد.

مقایسۀ تغییرات استرانسیم در برابر منگنز معیار مناسبی برای تخمین درجۀ انحلال سنگ‌آهک‏هاست (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Hossinabadi et al. 2016). مقایسۀ این تغییرات در سنگ‌های آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان‏دهندۀ قرارگیری اکثر این نمونه‏ها در محدودۀ آراگونیتی کربنات‏های مزدوران است (شکل 10)؛ این نمودار، ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی را برای سنگ‌های آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو نشان می‌دهد. موقعیت قرارگیری نمونه‌های آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار نسبت Sr/Mn در برابر Mn (شکل 11) نیز نشان‌دهندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی برای این نمونه‌هاست. گفتنی است انحلال، دولومیتی‌شدن (با فراوانی کمتر از 10 درصد) و سیلیسی‌شدن (به‌شکل نودول‏ها و باندهای چرتی در بخش‌های بالای توالی) از فرایندهای دیاژنزی قابل‌مشاهده در کربنات‌های سازند روته هستند که تا حدودی این کربنات‌ها را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند. هریک از این فرایندها می‌تواند با ناپیوستگی فرسایشی بزرگ‌مقیاس در بخش بالایی سازند روته مرتبط باشد که درنتیجۀ تأثیر آب‌های متائوریک، هریک از این فرایندها در سازند روته به‌ویژه در بخش‌های بالایی آن تأثیرگذار بوده است. مطالعه‌های ژئوشیمیایی نیز آشکارا تأثیر دیاژنز غیردریایی (متائوریک) را روی کربنات‌های سازند روته نشان می‌دهند؛ به‌طوری‌که ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ این کربنات‌ها در طول زمان و طی فرایندهای دیاژنزی تغییر کرده و از مخلوط آراگونیت- کلسیت به کلسیت کم‌منیزیم تغییر یافته است.

 

 

شکل 9- موقعیت نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار سدیم در برابر منگنز؛ به‌منظور مقایسه، محدوده‌های مربوط به نمونه‌های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، سنگ‌های کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002)،سنگ‏های آهکی و کلسیتی آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) و نمونه‏های آراگونیتی مناطق حاره‏ای عهد حاضر(Milliman and Barretto 1975) نیز ارائه شده‌اند. این نمودار بیان‌کنندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولبۀ کلسیتی- آراگونیتی برای نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو است.

 

شکل 10- موقعیت نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار استرانسیم در برابر منگنز؛ به‌منظور مقایسه، محدوده‌های مربوط به نمونه‌های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، سنگ‌های کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab; 2002)، سنگ‏های آهکی و کلسیتی آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) و نمونه‏های آراگونیتی مناطق حاره‏ای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975) نیز ارائه شده‌اند. این نمودار بیان‌کنندۀ ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی برای نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو است.

آهن (Fe): اطلاعات بسیار کمی دربارۀ مقدار آهن موجود در کربنات‏های دریایی کم‏عمق آراگونیتی آب‏های گرم عهد حاضر موجود است. متوسط میزان آهن در آراگونیت‏های مناطق حاره‏ای عهد حاضر 20 پی‌پی‌ام و در کربنات‏های مناطق معتدلۀ عهد حاضر 1000 پی‌پی‌ام است (Adabi 2004). در سنگ‏های کربناته به‌علت افزایش تأثیر دیاژنز متائوریک، مقادیر آهن با افزایش منگنز افزایش می‏یابد (Mucci and Morse 1983). تمرکز آهن معمولاً با افزایش درصد مواد غیرقابل‌حل (Insoluble residue) در اسید افزایش می‏یابد؛ زیرا آهن ممکن است از طریق انحلال مواد غیرقابل‌حل در اسید به محلول اضافه شود (Adabi 2004). مقادیر آهن در سنگ‌آهک‏های سازند روته در منطقۀ قارخوتلو بین 400 تا 14100 پی‌پی‌ام (میانگین 2333 پی‌پی‌ام) متغیر است. ترسیم نمودار مقادیر آهن در برابر منگنز (شکل 12) روند نسبی افزایش خطی بین مقادیر آهن و منگنز را نشان می‌دهد؛ به‏طوری‌که با افزایش مقدار آهن، منگنز نیز افزایش می‏یابد. تمرکز زیاد آهن در نمونه‏های مطالعه‌شده ممکن است به‌علت شرایط احیایی رسوبات طی دیاژنز و افزایش درصد مواد غیرقابل‌حل در اسید و همچنین افزایش مقدار منگنز تحت‌تأثیر دیاژنز غیردریایی باشد.

 

 

شکل 11- موقعیت نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار نسبت Sr/Mnدر برابر Mn؛ به‌منظور مقایسه، محدوده‌های مربوط به نمونه‌های کل کربناتۀ مناطق معتدلۀ عهد حاضر (Rao and Adabi 1992; Rao and Jayawardane 1994; Rao and Amini 1995)، سنگ‌آهک‌های آراگونیتی و کلسیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991)، نمونه‏های آراگونیتی مناطق حاره‏ای عهد حاضر (Milliman and Barretto 1975) و سنگ‌های کربناتۀ پرمین سازند روته در البرز مرکزی (Adabi and Arbab 2002) نیز ارائه شده‌اند.

 

شکل 12- موقعیت نمونه‌های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو روی نمودار آهن در برابر منگنز؛ تغییرات آهن در برابر منگنز در این نمودار بیان‌کنندۀ ارتباط مثبت این عناصر با یکدیگر است و روند نسبی افزایش خطی را نشان می‏دهد.

 

نتیجه‏

سازند روته در منطقۀ قارخوتلو 52 متر ضخامت دارد و از پنج واحد سنگ‌چینه‏ای شامل سنگ‌آهک‌های نازک تا ضخیم‌لایۀ فسیل‌دار تشکیل شده است. با‌توجه‌به ویژگی‏های سنگی منطقه و بررسی مقاطع نازک و همچنین بر اساس وجود اجزای اسکلتی و غیراسکلتی، شش ریزرخسارۀ رسوبی کربناته در سازند روته شناسایی شد که به‌ترتیب عمق رسوب‏گذاری شامل ریزرخساره‏هایوکستون ماسه‏ای حاوی بایوکلست و اگرگات، وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک کوچک و پلوئید، وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و دوکفه‏ای، پکستون تا گرینستون حاوی بایوکلست و اینتراکلست، پکستون حاوی براکیوپود و جلبک سبز و ریزرخساره وکستون حاوی براکیوپود و خارپوست است. با‌توجه‌به توالی و تغییرات ریزرخساره‏های سازند روته می‏توان نتیجه گرفت رسوبات این سازند در منطقۀ مطالعه‌شده در بخش‌های کم‌عمق پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ نهشته شده‏اند. بر اساس نتایج تجزیه‌وتحلیل‌های عناصر اصلی و فرعی روی 15 نمونه از سنگ‌آهک‏های این سازند، ترکیب کانی‏شناسی اولیۀ کلسیتی- آراگونیتی نمونه‏های سنگ‌آهکی سازند روته در منطقۀ قارخوتلو مشخص شد. این کربنات‌ها طی تدفین تحت‌تأثیر فرایندهای دیاژنزی غیر‌دریایی و متائوریک احتمالاً در‌نتیجۀ ناپیوستگی فرسایشی بزرگ‌مقیاس بین سازند روته و نهشته‌های لاتریتی- بوکسیتی بالای این توالی قرار گرفته‌اند.

References

Abdolmaleki J.  Tavakoli V. and Asadi-Eskandar A. 2016. Sedimentological and diagenetic controls on reservoir properties in the Permian-Triassic successions of Western Persian Gulf, Southern Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering, 141: 90-113.
Adabi M.H. 2004. Sedimentary Geochemistry, Ariyan Zamin Pub. Co., Tehran, 503.
Adabi M.H. and Arbab B. 2002. Determination of Primary Mineralogy, Reconstructing the sedimentary environment of the deposits of the Ruteh Formation in the Central Alborz basin using petrographic and geochemical studies, Scientific Quarterly Journal, Geoscience, 12 (46-45): 64-75.
Adabi M.H. and Asadi Mehmandosti E. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33 (3-4) :267-277.
Adabi M.H. and Rao C.P. 1991. Petrographic and geochemical evidence for original aragonite mineralogy of Upper Jurassic carbonates (Mozduran Formation), Sarakhs area, Iran. Sedimentary Geology, 72 (3-4): 253-267.
Adabi M.H. Salehi M.A. and Ghabeishavi A. 2010. Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of Lower Cretaceous carbonates (Fahliyan Formation), south-west Iran, Journal of Asian Earth Sciences, 39 (3): 148-160.
Adachi N. Ezaki Y. and Liu J. 2004. The fabrics and origins of peloids immediately after the end-Permian extinction, Guizhou Province, South China. Sedimentary Geology, 164 (1):161-178.
Aghanabati A. 2010. Geology of Iran. Ministry of Industry and Mines, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran. 606 p. (In Persian).
Alipour S. Abedini A. and Abdali S. 2014. Mineralization and Geochemistry of Rare Earth Elements of Heydar Abad Laterite Horizon, South of Urmia, West Azarbaidjan Province, Iran. Scientific Quarterly Journal, Geoscience, 23 (91): 195-204.
Asadi Mehmandosti E. Adabi M.H.  and Woods A.D. 2013. Microfacies and geochemistry of the Middle Cretaceous Sarvak Formation in Zagros Basin, Izeh Zone, SW Iran. Sedimentary Geology, 293: 9-20.
Asadi Mehmandosti E. and 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.
Asseretto R. 1963. The Paleozoic Formation in central Elburz (Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 69: 503-543.
Babaei Khu G. Adabi M.H. Jahani D. and Vaziri H.2013. Sedimentary Environment and Sequential Stratigraphy of the Rute Formation in the Sibestan Region (Central Alborz), Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 29 (50): 43-58.
Babakhani A. and Sadeghi A. 2004. Geological map of scale 1:100000 Zanjan, Geological Survey and Mineral Exploration of Iran.
Bastami L. Mousavi M.R. and Hosseini Barzi M. 2017. Microfacies, sedimentary environment and relative changes in seawater level in the Ruteh Formation, Sangsar and Makarood Sections (Central Alborz), Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 32 (4): 1-28.
Blomeier D. Dustira A.M. Forke H. and Scheibner C. 2013. Facies analysis and depositional environments of a storm-dominated, temperate to cold, mixed siliceous-carbonate ramp: The Permian Kapp Starostin Formation in NE Svalbard. Norsk Geologisk Tidsskrift, 93 (2):75-93.
Brand U. and Veizer J. 1980. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system; 1, trace elements. Journal of Sedimentary Research, 50 (4): 1219-1236.
Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79 (1-4): 3-57.
Davydov V. 2014. Warm water benthic foraminifera document the Pennsylvanian–Permian warming and cooling events -The record from the Western Pangea tropical shelves. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 414: 284-295. 
de Wet C.B. Hopkins D. Rahnis M. Murphy M. and Dvoretsky R. 2012. High-energy shelf-margin carbonate facies: Microbial sheet reefs, endolites, and intraclast grainstoneLedger Formation (Middle Cambrian), Pennsylvania: In Derby J.R. Fritz R.D.  Longacre S.A.  Morgan W.A. and Sternbach C.A. (Eds.), The great American carbonate bank: The geology and economic resources of the Cambrian–Ordovician Sauk megasequence of Laurentia: American Association of Petroleum Geologists Memoir, 98: 421-450.
Dickson, J. A. D., 1965- A modified staining technique for carbonate in thin section. Nature, 205, 587.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Ham, W.E. (Eds.), Classification of carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 1: 108-121.
Faramarzi R. Shamanian G.H. and Shafiei Bafti B. 2012. Mineralogy, geochemistry and genesis of the Gheshlagh bauxite deposit, southeast of Gorgan. Journal of Economic Geology, 1 (4): 29-45.
Flügel E. 2010. Microfacies of carbonate Rocks. Analysis, interpretation and application. Springer-Verlog, 976 p.
Gao G. Dworkin S. Land L.S and Douglas Elmore R. 1996. Geochemistry of Late Ordovician Viola Limestone, Oklahoma: Implications for Marine Carbonate Mineralogy and Isotopic Compositions. The Journal of Geology, 104 (3): 359-367.
Hasani R. Mousavi M.R. Lankarani M. and Aharipour R.2013. Facies, sedimentation environments and sequential stratigraphy of sedimentary sequence of Permian in Khoshyalagh area. Quarterly Iranian Journal of Geology, 6 (24): (19-32).
Kafshduz S. Shabaniyan R. Mahari R. and Shahinfar S. 2014. Microfacies and depositional environment of Ruteh Carbonated Formation in Kord Kandi Section, (East of Shahindezh). Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 1 (1):  59-75.
Kansun G. Zedef V. and Koçak K. 2018. Some geological features of limestone aggregates produced from Central Anatolian Carbonate Formations. Hittite Journal of Science and Engineering, 5 (1): 57-61.
Kavoosi, M.A., 2014. Inorganic control on original carbonate mineralogy and creation of gas reservoir of the Upper Jurassic carbonates in the Kopet-Dagh Basin, NE, Iran. Carbonates and Evaporites, 29 (4), 419-432.
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, 29 (2): 155-175.
Land L.S. and Hoops G.K. 1973. Sodium in carbonate sediments and rocks; a possible index to the salinity of diagenetic solutions. Journal of Sedimentary Petrology, 43 (3): 614-617.
Laya J.C. and Tucker M. 2012. Facies analysis and depositional environments of Permian carbonates of the Venezuelan Andes: Palaeogeographic implications for Northern Gondwana. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 331-332:1-26.
Leda L. Korn D. Ghaderi A. Hairapetian V. Struck U. and Reimold W.U. 2014. Lithostratigraphy and carbonate microfacies across the Permian–Triassic boundary near Julfa (NW Iran) and in the Baghuk Mountains (Central Iran). Facies, 60 (1): 295-325.
Milliman J.D. and Barretto H.T. 1975. Relict magnesian calcite oolite and subsidence of the Amazon shelf. Sedimentology, 22 (1): 137-145.
Morse J.W. and Mackenzie F.T. 1990. Geochemistry of sedimentary carbonates, Elsevier, 706 p.
Mousavi M.J. and Nouroozi A. 2009. Facies and depositional environment of the Ruteh Formation in the north of Shahroud, (Eastern Alborz), Journal of Sediment and Sedimentary Rock, 2 (4): 73-85.
Mucci A. and Morse J.W. 1983. The incorporation of Mg2+ and Sr2+ into calcite overgrowths: influences of growth rate and solution composition. Geochimica et Cosmochimica Acta, 47 (2): 217-233.
Papazzoni C.A. and Trevisani E. 2006. Facies analysis, palaeoenvironmental reconstruction, and biostratigraphy of the “Pesciara di Bolca” (Verona, northern Italy): An early Eocene Fossil-Lagerstätte. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 242 (1-2): 21-35.
Peryt T.M. Hałas S. and Peryt D. 2014. Carbon and oxygen isotopic composition and foraminifers of condensed basal Zechstein (Upper Permian) strata in western Poland: environmental and stratigraphic implications. Geological Journal, 50 (4): 446-464. 
Pingitore Jr, Nicholas E. Eastman M.P. Sandidge M. Oden K. and Freiha B. 1988. The coprecipitation of manganese (II) with calcite: an experimental study. Marine Chemistry, 25 (2): 107-120.
Rao C.P. 1996. Modern carbonates, tropical, temperate, polar: introduction to sedimentology and geochemistry. Howrah, Tasmania: Carbonates, 206 p.
Rao C.P. and Amini Z.Z. 1995. Faunal relationship to grain-size, mineralogy and geochemistry in recent temperate shelf carbonates, western Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 10 (1): 114-123.
Rao C.P. and Jayawardane M.P.J. 1994. Major minerals, elemental and isotopic composition in modern temperate shelf carbonates, Eastern Tasmania, Australia: implications for the occurrence of extensive ancient non-tropical carbonates. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 107 (1-2): 49-63.
Romero J. Caus E. and Rossel J. 2002. A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on Late Middle Eocene deposits on the margin of the south Pyrenean basin (SE Spain). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 179 (1-2): 43-56.
Salehi M.A. Adabi M.H. Ghalavand H. and Khatibi Mehr M. 2010. Sedimentary environment, Diagenesis and geochemistry of the Fahliyan Formation in the type Section (Fahliyan Anticline) and Gachsaran Oil Field. Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 19 (76): 33-44.
Shahraki J. Javdan M.J. Hashemi S.M.P. Jami M. Nastooh M. and Kalvandi S.M. 2015. Facies Analysis, Depositional Environment of the Lower Permian Deposits of Chili Formation in Kalmard Block, Eastern Central Iran (Darin Section). Open Journal of Geology, 5 (08): 539-551.
Shamanian G.H. Monfared Z. and Omrani H. 2015. Stratigraphic, petrographic and facies characteristics of the Tash and Astaneh Bauxitic-Lateritic deposits in easthern Alborz: Paleoenvironmental implications. Sedimentary Facies, 8 (1): 71-86.
Swart P.K. 2015. The geochemistry of carbonate diagenesis: The past, present and future. Sedimentology, 62 (5): 1233-1304.
Veizer J. 1983. Chemical diagenesis of carbonates: theory and application of trace element technique: In Arthur M.A. Anderson T.F. Kaplan I.R. Veizer J. and Land L.S (Eds.), Stable isotopes in sedimentary geology: SEPM Society for Sedimentary Geology, 10: 3-100.
Winefield P.R. Nelson C.S. and Hodder A.P.W. 1996. Discriminating temperate carbonates and their diagenetic environments using bulk elemental geochemistry: a reconnaissiance study based on New Zealand Cenozoic limestones. Carbonates and Evaporites, 11: 19-31.
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.
Zohdi A. 2018. Sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Routeh Formation in the west of Zanjan (Agh-Bolagh section). Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 27 (108): 133-144.

Files

Share

How to cite

Statistics