Sedimentary environment, sequence stratigraphy, diagenesis and geochemistry of the carbonate Ruteh Formation in north of Mahabad section

Document Type : Research Paper

Authors

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Sciences, Tabriz branch, Islamic Azad University, Tabriz, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Tabriz branch, Islamic Azad University, Tabriz, Iran

3 Associate Professor, Department of Geology, Payame Noor University of Tabriz, Iran

Abstract

Abstract
The Ruteh Formation is the second sedimentary cycle in Alborz basin. The petrography and laboratory studies of these deposits led to the identification of 15 microfacies which were deposited in seven sub-environments including supratidal, intertidal, lagoon, shoal, open marine, middle ramp, and outer ramp. Since there were no turbidity deposits, the lack of marginal reef belt and the gradual changes of facies, it turned out that these sediments were deposited in a homoclinal carbonate ramp. The study of relative sea level changes was done according to vertical distribution of facies and their stacking patterns. These studies lead to identification of four depositional sequences. The petrography data and geochemical analyzes were used in order to identify the diagenetic processes and geochemical changes. The recognized diagenesis processes include micritization, cementation, compaction, stylolitization, silicification, ferrugenation and neomorphysm. These diagenetic processes took place in three diagenetic environments: marine-phreatic, meteoric-phreatic and burial. Geochemical analyzes confirms that the carbonate sediments of Ruteh Formation were originally composed of aragonite, which was eventually recrystallized to calcite during diagenesis. Plotting Sr/Ca versus Mn diagram approved that sediments was subjected to a meteoric diagenesis in a semi-closed to open diagenetic system. The results of this research can be used to provide a sedimentary model for these deposits which completes the palaeogeographical data for the Tethys Ocean.
 
 



Introduction
The geological observations indicating a coherent Iranian-Gondwanaland continental landmass during the Late Precambrian to Permian are consistent with palaeomagnetic data (Berberian and King 1980). Palaeomagnetic evidences from the Upper Precambrian rocks and iron ores of Bafq area in central Iran (Becker et al. 1973), the Lower Paleozoic rocks of kuh-e-Gahkom and Surmeh of the Zagros (Burek and Furst 1975), the Cambrian purple sandstone of the salt range of Pakistan (McElhiny 1970), the Upper Devonian–Lower Carboniferous of the Alborz Mountain in north Iran (Geiroud Formation; Wensink et al. 1978) and from the Upper Precambrian, Ordovician and Permian rocks of central Iran (Soffel et al. 1975; Soffel and Forster 1977) show similar geomagnetic poles with those of Afro-Arabia. These data and the widespread similarity of Paleozoic sedimentary succession indicate that during the Late Precambrian and Paleozoic, Central Iran, the Alborz in northern Iran and the Zagros in south Iran were parts of Gondwana (Berberian and King 1981). In the Late Carboniferous–Early Permian, continental rifting separated these lands from Gondwana due to the expansion of Neo-Tethys Ocean. Due to the glaciers growth and Hercynian orogeny movements in that time (Berberian and King 1981; Lasemi 2000), the Early Permian sedimentary facies in Iran are mainly siliciclastic (Dorud Formation in Alborz–Azarbaijan zone). In the Late Permian, after deposition of the Droud Formation, glaciers regression, tectonic tension activities and increasing volume of mid ocean ridges led to the sea progress and carbonate platforms restoring in the southern margin of Paleo-Tethys (Lasemi 2000). The carbonate rocks of the Upper Permian Ruteh (Asserto 1963) and Nesen (Glaus 1964) formationsin the Alborz–Azarbaijan zone and the Jamal Formation in central Iran, record the development of these carbonate platforms. The Ruteh Formation studied here is exposed about 15 km north of Mahabad city. Since no studies have been carried out on the Ruteh Formation in this area so far, this research aims to identify the sedimentary environment, sequence stratigraphy, diagenesis and geochemistry of this formation.
 
Material & Methods
After literature review and preliminary visits of the study area, for the most complete and appropriate succession in the field was selected. Then, its rock units were delineated by means of horizontal and vertical scrolling. Based on the geometric features of sedimentary units, stratigraphic planes, sedimentary structures and biotic and abiotic components, the existing sedimentary units were divided and separated into diverse facies. In order to determine the microfacies and sedimentary environment of the Ruteh Formation 101 rock samples were collected systematically, and by taking into account the changes in the facies. To analyze the microfacies, textures, depositional environments, the facies components, the ratio between its components and various diagenesis processes, the samples were sent to the laboratories, and a thin microscopic section was made from the collected rock samples. Thin sections were studied under polarizing microscopes. In order to determine the frequency of allochems, the comparison charts (Bacelle and Bosellini 1965) were used. The microfacies naming was done by means of Folk’s (1962) and Danham’s (1962) methods, environmental energy detection based on Flügel's method (2010), texture studies based on Tucker's (2002) method, diagenesis evidences, energy detection and sedimentary environments were done by means of Wilson’s (1975) and Flügel’s (2010) methods. To detect depositinal sequences, the models presented by Hunt and Tucker (1992) were also used. To study the early mineralogy of the Permian carbonate rocks in northern region of Mahabad, after thoroughly studying thin sections petrography, eight limestones samples with the highest micritic matrix and least alternation and lowest fossil contents were selected. Then they were subjected to elemental analysis using ICP-MS (Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) and alkali melting methods in laboratory of Zarazma Company (Tehran), then geochemical values plotted in geochemical diagrams for early mineralogy determination.
 
Discussion of Results & Conclusions
With regard to the identified microfacies, the process of the basin deepening from the carbonate platform towards the deep basin, the absence of oncoids, pisoid and aggregate grains, which are specific to carbonate shelf and rarely found in carbonate ramps (Flügel 2010), also, lack of re-deposited carbonate facies, sediments related to gravity flow processes in sediments of the Ruteh Formation indicates sedimentation of these sediments in a low-slope and approximately uniform gradient in the basin floor slope a homoclinal ramp profile can be predicted for the deposits of the Ruteh Formation in this study area (Wilson 1975; Read 1985; Lee et al. 2001; Flugel 2010). Due to the low expansion of the reefs in the carbonate ramp compared to the rimmed carbonate platforms, the lack of widespread barrier reef and the presence of patch reef in the Ruteh Formation is another reason for this fact that the sedimentary environment of this formation is a homoclinal carbonate ramp (Bastami 2016). On the other hand, by reviewing of distributed facies in sub-environments and their constituents it can be concluded that Ruteh Formation depositional environment is a bioclastic carbonate ramp similar to that introduced by Kolodka (2012) for Dalan Formation in Fars province. Based on the vertical distribution of facies, relative sea level changes these studies lead to identification of four depositional sequences. Early marine diagenetic processes like micritization and marginal micrite cements well represente transgression of sea level. During the sea level regression (sequence boundaries), sediments have been affected by meteoric diagenetic processes such as granular calcite cement, blocky calcite cement, syntaxial cement, ferrugination and neomorphism. Also the evidences of deep burial diagenetic process observed by physical compaction, druzy calcite cement, stylolization, poikilotopic calcite cement and silisification processes. Geochemical analyzes confirms that the carbonate sediments of Ruteh Formation were originally composed of aragonite, which was eventually recrystallized to calcite during diagenesis. Plotting Sr/Ca vs. Mn diagram approved that sediments was subjected to a meteoric diagenesis in a semi-closed to open diagenetic system.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

شواهد زمین‌شناسی و پالئومگنتیکی نشان می‌دهند از پرکامبرین بالایی تا پرمین ایران بخشی از گندوانا بوده است (Berberian and King 1980). شواهد پالئومگنتیکی موجود از سنگ‌های پرکامبرین بالایی و کانه‌های آهن بافق در ایران مرکزی (Becker et al. 1973)، سنگ‌های پالئوزوئیک پایینی کوه گهکم و سورمه در کمربند کوه‌زایی زاگرس (Burek and Furst 1975)، ماسه‌سنگ‌های ارغوانی‌رنگ کامبرین منطقۀ نمکی پاکستان (McElhiny 1970)، کربنات‌های دونین بالایی- کربونیفر پایینی سازند جیرود در کوه‌های البرز در شمال ایران (Wensink et al. 1978) و سنگ‌های پرکامبرین بالایی- اردویسین و سنگ‌های پرمین در ایران مرکزی (Soffel et al. 1975; Soffel and Forster 1977) قطب‌های ژئومغناطیسی مشابهی با سازندهای معادل خود در عربستان نشان می‌دهند؛ این داده‌ها و تشابه‌های گستردۀ رسوب‌گذاری در پرکامبرین بالایی و پالئوزوئیک نشان می‌دهند ایران مرکزی، کوه‌های البرز در شمال ایران و زاگرس در جنوب و غرب ایران در گندوانا بوده‌اند (Berberian and King 1981). در کربونیفر بالایی- پرمین پایینی، ریفت‌زایی درون‌قاره‌ای این زمین‌ها را به‌علت پیدایش اقیانوس نئوتتیس از گندوانا جدا کرده است و به‌علت گسترش یخچال‌ها و جنبش‌های کوه‌زایی هرسینین در آن زمان (Berberian and king 1981; Lasemi 2000)، رخساره‌های پرمین آغازین در ایران عمدتأ سیلیسی آواری‌اند (سازند دورود در البرز- آذربایجان). در پرمین پایانی، پس‌از رسوب‌گذاری سازند دورود، پسروی یخچال‌ها، فعالیت‌های تکتونیکی کششی و افزایش حجم پشته‌های میان‌اقیانوسی باعث پیشروی دریاها و تشکیل پلت‌فرم‌های کربناته در حواشی جنوبی اقیانوس پالئوتتیس شده است (Lasemi 2000)؛ سنگ‌های کربناتۀ سازند روته (Asserto 1963) و سازند نسن (Glaus 1964) در زون البرز- آذربایجان و سازند جمال در ایران مرکزی شواهدی از ایجاد این پلت‌فرم‌های کربناته در آن زمان هستند. از‌نظر دیرینه‌شناسی، سازند روته یکی از پرفسیل‌ترین واحدهای سنگی پرمین در البرز- آذربایجان است که ضخامت‌های متغیری در نقاط مختلف دارد. پژوهشگران بسیاری مرجان‌ها، بازوپایان، جلبک‌ها، روزن‌داران و سایر فسیل‌های سازند روته را مطالعه کرده‌اند و سن آن را معادل بخش زیرین پرمین بالایی (مرغابین) دانسته‌اند. توالی رسوبی پرمین بالایی در برش چینه‌شناسی شمال مهاباد در 15 کیلومتری شمال شهرستان مهاباد و در موقعیت جغرافیایی 45 درجه و 46 دقیقۀ طول شرقی و 36 درجه و 70 دقیقۀ عرض شمالی رخنمون دارد. شکل 1 موقعیت جغرافیایی منطقۀ مطالعه‌شده را نشان می‌دهد. سازند روته در این برش روی سازند میلا به سن کامبرین قرار گرفته و با سازند قم پوشیده شده است. مطالعه‌های مختلفی که به بررسی محیط رسوبی و چینه‌نگاری سازند روته در دیگر مناطق البرز و آذربایجان پرداخته‌اند (Mokhtarpoor 1997; Noorafkan Kondroud 2000; Lankarani et al. 2008; Hosni et al. 2012; Babakhouie et al. 2013; Bastami et al. 2016)، محیط رسوبی این سازند را رمپ هموکلینالی مشابه با محیط‌های رسوبی سواحل جنوبی خلیج فارس عهد حاضر دانسته‌اند. ازآنجاکه تاکنون مطالعه‌ای در زمینۀ سازند روته در برش شمال مهاباد انجام نشده است، پژوهش حاضر با هدف شناسایی محیط رسوبی، ژئوشیمی، دیاژنز و چینه‌نگاری سکانسی این سازند انجام شد.

 


شکل 1- نقشۀ زمین‌شناسی ناحیۀ موردمطالعه و راه‌های دسترسی به آن(Eftekhar Nezhad 1980)

 

 

روش مطالعه

پس‌از مطالعۀ پژوهش‌های انجام‌شده در زمینۀ موضوع موردبررسی، محل دقیق مقطع رسوبی و کامل‌ترین و مناسب‌ترین برش در صحرا انتخاب و سپس با پیمایش افقی و قائم به توصیف واحدهای سنگی آن پرداخته شد. واحدهای رسوبی موجود بر اساس ویژگی‌های هندسی، سطوح چینه‌ای و اجزای زیستی و غیرزیستی به رخساره‌های مجزایی در سطح زمین تقسیم و تفکیک شدند. به‌منظور تعیین دقیق رخساره‌ها و محیط رسوب‌گذاری نهشته‌های سازند روته، علاوه‌بر توصیف صحرایی، تعداد 101 نمونۀ سنگی به‌طور سیستماتیک و با درنظرگرفتن تغییرات رخساره‌ای نمونه‌برداری شدند. به‌منظور توصیف ریزرخساره‌ها، بافت‌ها، شرایط و محیط تشکیل رخساره، اجزای تشکیل‌دهندۀ رخساره و نسبت اجزای آن و انواع فرایندهای دیاژنزی، نمونه‌ها به آزمایشگاه فرستاده شدند و مقطع نازک میکروسکوپی هر‌یک از آنها تهیه شد. مقاطع نازک میکروسکوپی زیر میکروسکوپ‌های پلاریزان مطالعه شدند. به‌منظور تعیین فراوانی آلوکم‌ها از نمودارهای مقایسه‌ای (Bacelle and Bosellini 1965) کمک گرفته شد؛ سپس محیط تشکیل هرکدام از ریزرخساره‌های شناسایی‌شده بر اساس نوع اجزای تشکیل‌دهنده، انرژی محیط تشکیل و ویژگی‌های بافتی آنها تخمین زده شد. نام‌گذاری ریزخساره‌ها بر اساس روش‌های فولک (Folk 1962) و دانهام (Dunham 1962)، تشخیص انرژی محیط بر اساس روش فلوگل (Flugel 2010)، مطالعه‌های بافتی بر اساس روش تاکر (Tucker 2002)، شواهد دیاژنزی و تشخیص انرژی و محیط رسوبی بر اساس روش‌های ویلسون (Wilson 1975) و فلوگل (Flugel 2010) انجام شد؛ همچنین برای تشخیص و تفکیک سکانس‌ها و سیستم ‌تراکت‌ها از مدل‌هایی بهره گرفته شد که هانت و تاکر (Hunt and Tucker 1992) ارائه‌ کرده‌اند. به‌منظور مطالعۀ ژئوشیمی سنگ‌های کربناتۀ رسوبات پرمین برش شمال مهاباد، پس‌از مطالعۀ دقیق پتروگرافی مقاطع نازک، تعداد 8 نمونه سنگ‌آهک که بیشترین زمینۀ میکرایتی را داشتند، انتخاب و بخش‌های مناسب آنها که کمترین دگرسانی و کمترین آلوکم‌های فسیلی را داشتند، مشخص و سپس با روش‌های ICP-MS Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry)) و ذوب قلیایی در آزمایشگاه مطالعه‌های مواد معدنی شرکت زرآزما (تهران) تجزیه‌وتحلیل عنصری شدند.

 

بحث

چینه‌شناسی سازند روته

نخستین‌بار، آسرتو (Asserto 1963) سازند روته را برای توالی‌های کربناتۀ نهشته‌های پرمین در البرز معرفی کرد. رسوبات سازند کربناتۀ روته در برش شمال مهاباد روی سازند میلا به سن کامبرین زیرین قرار گرفته‌اند و مرز سازند روته با سازند میلا به‌شکل ناپیوستگی فرسایشی است. سازند روته در انتها به‌شکل ناپیوستگی زاویه‌دار با سازند قم به سن الیگومیوسن پوشیده شده است. سازند روته ازنظر سنگ‌شناسی عمدتاً از سنگ‌آهک‌های تیره و روشن فسیل‌دار تشکیل شده است و در برخی از مناطق نیز میان‌لایه‌های سنگ‌آهک قرمزرنگ معادل افق‌های لاتریتی پرمین در ناحیۀ البرز مشاهده می‌شوند. ستبرای سنگ‌های سازند روته در این منطقه 201 متر است. سازند روته در برش مطالعه‌شده بر اساس مطالعه‌های صحرایی، ویژگی‌های سنگ‌شناسی و ماکروسکوپی ازجمله رنگ و ضخامت لایه‌ها به 8 واحد سنگی مختلف به شرح زیر تقسیم‌بندی می‌شود:

واحد سنگی a: این واحد با ضخامت 26 متر از سنگ‌آهک‌های ضخیم تا متوسط‌لایه به رنگ کرم تا خاکستری روشن تشکیل شده و با ناپیوستگی فرسایشی روی دولومیت و آهک تیره‌رنگ سازند میلا قرار گرفته است.

واحد سنگی b: این واحد با ضخامت 20 متر از سنگ‌آهک‌های متوسط تا ضخیم‌لایۀ کرم و قرمزرنگ پرفسیل تشکیل شده است.

واحد سنگی c: این واحد متشکل از 34 متر سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایۀ کرم‌رنگ فسیل‌دار است.

واحد سنگی d: این واحد از 16 متر سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایۀ مرجانی و فسیل‌دار به رنگ خاکستری روشن تا کرم‌رنگ تشکیل شده است.

واحد سنگی e: این واحد از یک توالی سنگ‌آهک قرمزرنگ به ضخامت 5 متر تشکیل شده است.

واحد سنگی f: این واحد به ضخامت 28 متر از سنگ‌آهک‌های خاکستری تیرۀ ضخیم‌ تا متوسط‌لایه تشکیل شده است.

واحد سنگی g: این واحد از 30 متر سنگ‌آهک‌های ضخیم‌لایۀ خاکستری تیرۀ مرجانی تشکیل شده است.

واحد سنگی h: این واحد از 40 متر سنگ‌آهک‌های متوسط‌لایۀ کرم‌رنگ تشکیل شده است و در رأس به سازند قم منتهی می‌شود.

شکل 2 مرزهای زیرین و بالایی و شکل 3 ویژگی‌های صحرایی واحدهای سنگی سازند روته در برش شمال مهاباد را نشان می‌دهد.


 

شکل 2- a. تصویر صحرایی مرز زیرین سازند روته، b. تصویر صحرایی مرز بالایی سازند روته

 

 

شکل 3- ویژگی‌های صحرایی واحدهای سنگی سازند روته در برش شمال مهاباد؛ a. سنگ‌آهک‌های ضخیم تا متوسط‌لایۀ کرم‌رنگ، b. سنگ‌آهک‌های متوسط تا ضخیم‌لایۀ کرم و قرمزرنگ، c. سنگ‌آهک فسیل‌دار واحد c. d و e. سنگ‌آهک‌های مرجانی کرم‌رنگ، f. سنگ‌آهک قرمزرنگ، g. سنگ‌آهک‌های خاکستری تیرۀ مرجانی، h. سنگ‌آهک‌های متوسط‌لایۀ کرم رنگ

 

 

شرح ریزرخساره‌ها

مطالعۀ مقاطع نازک میکروسکوپی تهیه‌شده از سازند روته در برش شمال مهاباد نشان‌دهندۀ نهشته‌شدن این رسوبات در 7 کمربند رخساره‌ای پهنۀ بالای جزرومدی، پهنۀ بین جزرومدی، لاگون، پشته‌های کربناته (سد)، دریای باز، رمپ میانی و رمپ خارجی است. ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در این کمربندها از بخش‌های کم‌عمق حوضه به‌سمت بخش‌های عمیق حوضه به‌ترتیب عبارتند از:

رخساره‌های رمپ داخلی

رمپ داخلی شامل زون یوفوتیک است که بین حاشیۀ ساحلی و قاعدۀ امواج عادی، جایی که کف دریا دائماً توسط امواج تحت‌تأثیر قرار می‌گیرد، واقع شده است (Wilson 1975).

 

رخسارۀ پهنۀ بالای جزرومدی (سوپراتایدال)

توصیف: گلسنگ آهکی خالص با بافت حفره‌ای و دولومادستون معرف این زیرمحیط است. گلسنگ آهکی متشکل از میکرایت خالص و بدون هر نوع فسیل است و کوارتزهای پراکنده در اندازۀ سیلت به میزان 5 درصد در آن مشاهده می‌شوند. این رخساره در صحرا به‌شکل سنگ‌آهک‌های عمدتاً متوسط‌لایه و خاکستری‌رنگ مشاهده می‌شود. رخسارۀ دولومادستون از بلورهای دولومیت کاملاً ریزدانه تشکیل شده است (شکل 4).

تفسیر: بافت حفره‌ای در رخسارۀ گل آهکی ممکن است شاهدی بر در معرض هوا قرار گرفتن این رخساره باشد؛ همچنین ممکن است درنتیجۀ انقباض و انبساط، تشکیل حفره‌های گاز، خروج هوا، حبس‌شدن هوا بین رسوبات یا درنتیجۀ حفاری توسط موجودات حفار و کرم‌ها تشکیل شده باشد (Sheen 1983)؛ وجود این نوع بافت از ویژگی‌های شاخص رخساره‌های تشکیل‌شده در این زیرمحیط رسوب‌گذاری است (Shin et al. 1965; Ginsburg and Hardy 1975; Adabi and Asadi 2008; Adabi et al. 2010). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 19 فلوگل (RMF19) در مدل رمپ کربناتۀ استاندارد است که در زیرمحیط سوپراتایدال ته‌نشست می‌شود. در رخسارۀ دولومادستون به‌علت فابریک و اندازۀ ریز بلورهای تشکیل‌دهنده و وجودنداشتن هر گونه فسیل نتیجه گرفته می‌شود این نوع دولومیت از نوع دولومیت‌های اولیه است که در شرایط دمای کم و محیط‌های کم‌عمق تشکیل شده است (زیرمحیط سوپراتایدال) (Adabi 2004). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ شمارۀ 22 فلوگل (RMF19) در مدل رمپ کربناتۀ استاندارد است که در مناطق بالایی زیرمحیط سوپراتایدال ته‌نشست می‌شود.


 

 

شکل 4- رخساره‌های سوپراتایدال؛ a. مادستون حفره‌دار، b. دولومادستون

 

 

رخسارۀ پهنۀ بین جزرومدی (اینترتایدال)

اینتراکلست گرینستون

توصیف: آلوکم‌های اصلی این رخساره شامل اینتراکلست‌ها و دیگر ذرات غیر‌اسکلتی مانند پلت‌های مدفوعی‌اند. اگرچه تنوع ذرات اسکلتی اندک است، استراکد و اکینودرم به مقدار اندک در این رخساره مشاهده می‌شوند. اینتراکلست‌ها و پلوئیدها در شکل و اندازه‌های متفاوتی دیده می‌شوند، اما به‌طور عمده گردشدگی ضعیفی دارند؛ به‌طوری‌که شکل لبۀ آنها کاملاً زاویه‌دار است و ساختار داخلی ندارند؛ این آلوکم‌ها درمجموع حدود 40 درصد از اجزای تشکیل‌دهندۀ رخساره را تشکیل می‌دهند. از اجزای فرعی این رخساره می‌توان به حضور جلبک‌ها (کمتر از 5 درصد) اشاره کرد. اندازۀ تقریبی اینتراکلست‌ها و پلوئیدها در این رخساره به‌ترتیب 2 و 5/0 میلی‌متر است. اجزای تشکیل‌دهندۀ این رخساره جورشدگی متوسط تا ضعیفی دارند و سیمان بین آلوکم‌های این رخساره عمدتاً از نوع کلسیت گرانولار است که به‌شکل متصل بین ذرات تشکیل‌دهندۀ رخساره ته‌نشست شده است (شکل 5). این رخساره در طول توالی سازند روته گسترش کمی دارد و تقریباً در بخش‌های انتهایی چرخه‌های رسوبی مشاهده می‌شود (شکل 14).

تفسیر: اینتراکلست‌ها در اثر خشک‌شدگی، تخریب و فرسایش ساحل از رسوبات کربناتۀ قبلاً ته‌نشین‌شده تشکیل و معمولاً در محیط‌های دریایی کم‌عمق یافت می‌شوند. محیط‌های دریایی کم‌عمق که در آنها اینتراکلست‌ها تشکیل می‌شوند با رژیم‌های جریانی و جزرومدی پرانرژی شناسایی می‌شوند که به‌طور مداوم کربنات‌های ساحل را جابه‌جا می‌کنند. اینتراکلست‌ها معمولاً رسوباتی شناخته می‌شوند که در اثر فرسایش رسوبات مختلف قبلاً ته‌نشین‌شده توسط امواج طوفانی حمل و در محیط‌های کم‌عمق دریایی ته‌نشت می‌شوند (Flugel 2010). اکینودرم و استراکد نیز شوری طبیعی محیط رسوب‌گذاری و چرخش خوب آب را در محیط نشان‌ می‌دهند. وجودنداشتن میکرایت در این رخساره نشان می‌دهد انرژی محیط در زمان رسوب‌گذاری به‌قدری بوده که ماتریکس بین‌دانه‌ای را شسته و به محیط‌های کم‌انرژی منتقل کرده است.


 

 

شکل 5- رخسارۀ اینترتایدال؛ a. بافت ژئوپتال در رخسارۀ گرینستون، b. اینتراکلست گرینستون

 

 

رخسارۀ لاگون

توصیف: سه رخسارۀ زیر معرف زیرمحیط لاگون هستند:

آلگال بایوکلست وکستون

این رخساره در صحرا بیشتر به‌شکل کالکارنایت و به رنگ خاکستری تیره مشاهده می‌شود. بایوکلست‌های اصلی این رخساره عبارتند از: گاستروپودها، فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ تیره (با درصد فراوان) و جلبک‌های قرمز. بایوکلست‌های این ریزرخساره عمدتاً پوسته‌های فسیلی سالم و خردنشده دارند. در مواردی، اندازۀ جلبک‌ها و گاستروپودها در این رخساره به‌ترتیب تا حدود 5/0 و 1 میلی‌متر می‌رسد. فضای بین ذرات از ماتریکس آهکی تشکیل شده و رخساره دارای بافت گل پشتیبان است.

آلگال پلوئید پکستون

این رخساره در صحرا عمدتاً به‌شکل سنگ‌آهک‌های نازک تا متوسط‌لایه و گاهی صخره‌ساز مشاهده می‌شود. پلوئید با درصد فراوانی تقریبی 30 تا 40 درصد از اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این رخساره است. ویژگی اصلی این رخساره، تنوع زیاد آلوکم‌های اسکلتی مانند جلبک‌های آهکی به‌ویژه جنس Vermiporella و همچنین فرامینیفرهای بنتیک کوچک با پوستۀ تیره است. اندازۀ پلوئیدها کمتر از 5/0 میلی‌متر است که بیشتر آنها تحت فرایند میکرایتی‌شدن قرار گرفته‌اند. اکینودرم، استراکد و فرامینیفرهای بنتیک از دیگر بایوکلست‌های این رخساره‌اند که در زمینه‌ای کاملاً میکرایتی قرار گرفته‌اند.

Poorly washed biosparite

در این رخساره، بایوکلست‌ها با هر دو نوع زمینۀ سیمان اسپارایتی و میکرایت احاطه شده‌اند؛ بایوکلست‌ها عمدتاً فرامینیفرند.

تفسیر: تنوع کم آلوکم‌های کربناته، فراوانی زیاد گل آهکی و بقایای سالم پوسته‌های فسیلی معرف انرژی اندک محیط رسوب‌گذاری است؛ همچنین وجود گاستروپودها و فرامینیفرهای بنتیک به‌عنوان فسیل‌های غالب مانند میلیولیدها معرف مناطق داخلی زیرمحیط لاگون و زون یوفوتیک است. تنوع ریزموجودات استنوهالین به‌علت تغییرات منظم شوری کاهش یافته و محیط‌های مساعدی برای رشد ریزموجودات یوری‌هالین مانند گاستروپودها و استراکدها ایجاد شده است (Washard et al. 2002). در محیط‌های پرتنش مانند محیط‌های با شوری زیاد، گاستروپودها می‌توانند اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ رخساره‌ها باشند (Scholle and Scholle  2006). گل آهکی در این رخساره به مقدار زیاد یافت می‌شود که ممکن است جلبک‌ها منشأ آن باشند. میکروفاسیس‌هایی که آلوکم‌های اصلی آنها، داسی‌کلاداسه‌آ و فرامینیفرهای با پوستۀ تیره‌اند، به بخش‌های مرکزی زیرمحیط لاگون تعلق دارند (Mamet 1991). هر دو فرامینیفرهای منفذدار و بدون منفذ در رخسارۀ Poorly washed مشاهده می‌شوند که نشان می‌دهد رسوب‌گذاری این رخساره در مناطق پرانرژی‌تر محیط لاگون باز با چرخش طبیعی آب دریا و آب‌های دارای اکسیژن کافی انجام شده است (Pomar 2001; Romero et al 2002; Renma 2006). شکل‌های 6 و 7 به‌ترتیب ویژگی‌های صحرایی و ریزرخساره‌های زیرمحیط لاگون را نشان می‌دهند.

 

 


 

شکل 6- ویژگی‌های صحرایی رخسارۀ لاگون

شکل 7- ریزرخساره‌های زیرمحیط لاگون؛ a و b. آلگال بایوکلست وکستون، c و d. آلگال پلوئید پکستون e. بافت ژئوپتال در رخسارۀ Poorly washed ، f. Poorly washed biosparite

 

 

رخساره‌های بار کربناته

توصیف: سه رخسارۀ زیر معرف زیر‌محیط بار کربناته‌اند‌:

اائید گرینستون

این رخساره در مطالعه‌های صحرایی به‌شکل سنگ‌آهک‌های متوسط‌لایه و عمدتاً به رنگ خاکستری روشن تا کرم مشاهده می‌شود و در مقطع مطالعه‌شده ضخامت کمی دارد. اائیدهای با فابریک مماسی و شعاعی و فراوانی تقریبی 30 درصد اجزای اصلی این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند. هستۀ برخی از اائیدها در‌نتیجۀ فرایند دیاژنزی میکرایتی‌شدن از بین رفته و تشخیص آنها دشوار شده است. اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره در زمینۀ کاملاً سیمان اسپارایتی شفاف قرار گرفته‌اند. متوسط اندازۀ ذرات تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره حدود 5/0 میلی‌متر است. اائیدهای تشکیل‌دهندۀ این رخساره در مواردی تحت‌تأثیر فرایند آهن‌دارشدن قرار گرفته‌اند و به رنگ تیره مشاهده می‌شوند.

 

بایوکلست گرینستون

بایوکلست‌ها اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این رخساره‌اند و دانه‌های اسکلتی متنوع مانند جلبک‌ها، بریوزوآ، دوکفه‌ای‌ها، براکیوپود، فوزولینید، اکینودرم و در مقادیر کمتر استراکد و فرامینیفرها نیز حضور دارند. جلبک‌‌های قرمز و ریزموجودات دیگر با منشأ نامشخص از دیگر اجزای تشکیل‌دهندۀ این رخساره‌اند و پلوئیدها نیز با درصد فراوانی تقریبی 5 درصد مشاهده می‌شوند. فضای بین آلوکم‌ها در این ریزرخساره با سیمان اسپارایتی ریزبلور اشغال شده و دارای بافت دانه پشتیبان است.

 

آلگال گرینستون

دانه‌های اسکلتی با غالبیت جلبک‌های قرمز و فراوانی 30 تا 35 درصد، آلوکم‌های اصلی تشکیل‌دهندۀ این رخساره‌‌اند. از دیگر اجزای این ریزرخساره که به مقدار بسیار کم مشاهده می‌شوند، عبارتند از: جلبک‌های Vermiporella، فرامینیفرهای با پوسته‌های آهک هیالین و براکیوپودها که به‌شکل پراکنده در برخی از مقاطع مربوط به این رخساره مشاهده می‌شوند. اکینودرم و پلوئید نیز در مقادیر کمتر مشاهده می‌شوند.

 

تفسیر

رخسارۀ اائید گرینستون: بیشتر اائیدهای سطحی غالباً در محیط‌های دریایی پرانرژی تشکیل می‌شوند (Flugel 2010). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 29 (RMF 29) در مدل استاندارد رمپ کربناتۀ فلوگل است که در محیط‌های رو به دریای بارهای کربناته تشکیل می‌شود.

بایوکلست گرینستون: حضور فرامینیفر فوزولینید در این رخساره معرف جریان آب دریا با شوری طبیعی و ضروری برای زنده‌ماندن آنهاست (Kak Mam 2013). حضور پلوئیدهای حمل‌شده، بافت گرینستونی، وجود جلبک‌های آهکی و جورشدگی خوب این آلوکم‌ها تأییدی بر محیط پرانرژی برای این رخساره است. انرژی زیاد این رخساره، میکرایت بین آلوکم‌ها را شسته و سیمان اسپارایتی در فضای خالی بین آلوکم‌ها رسوب کرده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 26 (RMF 26) در مدل رمپ کربناتۀ فلوگل است که در مناطق با انرژی متوسط و پرانرژی بار کربناته ته‌نشست می‌شود؛ همچنین این رخساره در مدل کمربندهای رخساره‌ای استاندارد ویلسون (Wilson 1975) در کمربند رخساره‌ای FB5 قرار می‌گیرد.

وجودنداشتن میکرایت در رخسارۀ آلگال گرینستون نشان‌ می‌دهد انرژی محیط به حدی بوده که میکرایت را شسته و از محیط دور کرده است. جلبک‌های قرمز در محیط‌های کم‌عمقی زندگی می‌کنند که بالای بیشترین عمق نفوذ نور قرار می‌گیرند (Kak Mam 2013). از زمینۀ اسپارایتی کامل و فراوانی جلبک قرمز در این رخساره نتیجه گرفته می‌شود این رخساره در محیط کم‌عمق و پرانرژی ته‌نشست شده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 27 (RMF 27) در مدل رمپ کربناتۀ فلوگل است که در محیط‌های بار کربناته تشکیل می‌شود. نکتۀ درخور توجه در این رخساره، وجود بافت ژئوپتال و استیلولیت به‌ویژه در رخسارۀ بایوکلست گرینستون است. شکل 8 ریزرخساره‌های زیرمحیط بار کربناته را نشان می‌دهد.


 

 

شکل 8- ریزرخساره‌های بار کربناته؛ a. اائید گرینستون، b. بیوکلست پلوئید گرینستون، c. آلگال گرینستون، d. استیلولیت در رخسارۀ گرینستون، e. بافت ژئوپتال، f. فوزولینید در رخسارۀ گرینستون

 

رخساره‌های دریای باز

سه رخسارۀ زیر معرف زیر‌محیط دریای باز هستند:

پکستون/وکستون فرامینیفردار

حدود 80 درصد آلوکم‌ها، فرامینیفرهایی با پوسته‌های بزرگ و خوب‌حفظ‌شده‌اند که در زمینۀ کاملاً میکرایتی قرار گرفته‌اند. اندازۀ تقریبی فرامینیفرها حدود 1 میلی‌متر است که در برخی از مقاطع به 2 میلی‌متر نیز می‌رسد. دوکفه‌ای‌ها و استراکدها از دیگر آلوکم‌های تشکیل‌دهنده‌اند که به مقدار بسیار اندک حضور دارند. جنس پوستۀ فرامینیفرها در این ریزرخساره عمدتاً از نوع آهک هیالین است که زیر میکروسکوپ به‌شکل کاملاً شفاف دیده می‌شود. مجموع آلوکم‌های این ریزرخساره در زمینۀ گل آهکی همراه با مقدار اندکی سیمان اسپارایتی قرار گرفته‌اند.

 

بایوکلست پکستون

آلوکم‌های این رخساره شامل انواع مختلفی از بایوکلست‌ها مانند پوسته‌های فرامینیفرها و دوکفه‌ای‌ها و همچنین بایوکلست‌های با منشأ نامعلوم هستند. بایوکلست‌ها با فراوانی تقریبی 35 تا 40 درصد، اجزای اصلی این رخساره را تشکیل می‌دهند. زمینۀ این رخساره کاملاً از گل آهکی تیره‌رنگ تشکیل شده و دارای بافت گل پشتیبان است. بایوکلست‌ها اکثراً حمل‌شده‌‌اند و پوسته‌های خرد‌شده دارند.

 

بایوکلست وکستون

بایوکلست‌ها در این رخساره عمدتاً فرامینیفرهای بنتیک کوچک هستند و اکینودرم و صدف‌های دوکفه‌ای در مقادیر کمتر مشاهده می‌شوند. مقدار آلوکم‌ها در این رخساره کمتر از 30 درصد است. مشابه ریزرخسارۀ قبل، آلوکم‌ها در زمینه‌ای کاملاً میکرایتی قرار گرفته‌اند. اندازۀ پوستۀ فرامینیفرها در این ریزرخساره به‌مراتب کمتر از ریزرخسارۀ پکستون/وکستون فرامینیفردار است و بیشترین اندازۀ آنها به 5/0 میلی‌متر می‌رسد.

در رخسارۀ اول، بایوکلست‌های فرامینیفر خوب حفظ شده‌اند و پوسته‌های خرد‌نشده دارند؛ همچنین زمینۀ میکرایتی در این رخساره نشان می‌دهد این آلوکم‌ها در محیط آرام و به‌شکل درجا در محیط ته‌نشست شده‌اند. فراوانی ماتریکس نشان‌دهندۀ وجودنداشتن انرژی کافی برای انتقال گل آهکی است؛ همچنین حضور مقادیر اندک سیمان در برخی از بخش‌های آن نشان‌دهندۀ محیط دریای باز با انرژی ببیشتر است (Folk 1962). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 13 (RMF 13) در مدل رمپ کربناتۀ فلوگل است که در مناطق بالایی دریای باز ته‌نشین می‌شود.

معیارهای حفظ‌شدگی شامل شکل، گردشدگی، شکستگی، اندازه و جورشدگی فسیل‌ها نشانه‌های خوبی برای میزان حمل فسیل‌ها و رسوبات نابرجا هستند (Flugel 2010). در رخسارۀ بایوکلستیک پکستون، افزایش آلوکم‌های حمل‌شده و خرد‌شده و کاهش میزان میکرایت نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری این رخساره در محیط دریای باز است. در رخسارۀ بایوکلستیک وکستون، کاهش آلوکم‌ها، افزایش میکرایت و کاهش اندازۀ بایوکلست‌ها نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در محیط با انرژی کمتر (محیط عمیق‌تر) نسبت به رخساره‌های قبلی در مناطق عمیق‌تر دریای باز است. شکل 9 میکروفاسیس‌های زیرمحیط دریای باز را نشان می‌دهد.


 

 

شکل 9- رخساره‌‌های دریای باز؛ a. پکستون/وکستون فرامینیفردار، b، بایوکلستیک پکستون، c. بایوکلستیک وکستون

 

 

رخساره‌های رمپ میانی

توصیف: بایوکلستیک وکستون میکروفاسیس معرف این زیرمحیط رسوب‌گذاری است. این رخساره در صحرا به‌شکل سنگ‌آهک‌های نازک تا متوسط‌لایۀ خاکستری تیره‌رنگ مشاهده می‌شود. ویژگی درخور توجه این رخساره، حضور قطعه‌های خارپوست به مقدار زیاد و با فراوانی تقریبی 40 درصد است. دوکفه‌ای، براکیوپود، فرامینیفر و در مقادیر کمتر استراکدها با فراوانی تقریبی کمتر از 10 درصد از دیگر اجزای فسیلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره‌اند. فرایند میکرایتی‌شدن و آشفتگی زیستی در زمینۀ گلی این ریزرخساره مشاهده می‌شود. اندازۀ قطعه‌های فسیلی گاهی به چندین سانتی‌متر می‌رسد؛ به‌طوری‌که در مشاهده‌های صحرایی با چشم غیرمسلح دیده می‌شوند (شکل 10، a). فراوانی این قطعه‌ها در برخی از موارد به حدیست که کل سنگ از این قطعه‌ها تشکیل شده است. در مقاطع میکروسکوپی نیز قطعه‌های فراوان خارپوست‌ها با فواصل کم در زمینۀ میکرایتی قرار گرفته‌اند.

 

کورال باندستون

این رخساره در صحرا به‌شکل سنگ‌آهک‌های ریفی خاکستری تیره مشاهده می‌شود. همان‌طور که در شکل 10، d دیده می‌شود، این سنگ‌آهک‌های ریفی برخلاف سنگ‌آهک‌های ریفی مربوط به پلت‌فرم‌های کربناتۀ لبه‌دار معمولاً در سطح زمین به‌طور ناپیوسته و منقطع مشاهده می‌شوند. این رخساره به‌طور کامل از مرجان تشکیل شده است.

تفسیر: رخسارۀ اول معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 7 (RMF 7) در مدل رمپ کربناتۀ فلوگل است که در محیط‌های کم‌عمق رمپ میانی تشکیل می‌شود.

رخسارۀ کورال باندستون به‌طور کامل از مرجان‌های روگوزا که در زمینۀ کاملاً اسپارایتی قرار گرفته‌اند، تشکیل شده است. در مطالعه‌های صحرایی انجام‌شده، سنگ‌آهک‌های مرجان‌دار به‌شکل پیوسته روی زمین، مشابه آنچه در ریف‌های سدی مشاهده می‌شود، وجود ندارند، بلکه به‌شکل انفرادی و مجزا هستند (ریف‌های کومه‌ای). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 12 (RMF 12) در مدل رمپ کربناتۀ فلوگل است که به‌عنوان ریف کومه‌ای در محیط رمپ میانی ته‌نشست شده است. شکل‌های 10 و 11 به‌ترتیب ویژگی‌های صحرایی و میکروسکوپی این رخساره را نشان می‌دهند.


 

شکل 10- ویژگی‌های صحرایی رخساره‌های رمپ میانی؛ a و b. سنگ‌آهک‌های اکینودرم‌دار، c و d. سنگ‌آهک مرجانی

 

 

شکل 11- ریزرخساره‌های رمپ میانی؛ a. بایوکلستیک پکستون، b. باندستون

 

 

رخسارۀ رمپ خارجی

مادستون فسیل‌دار میکروفاسیس معرف این زیرمحیط رسوبی است. این رخساره شامل گل آهکی حاوی قطعه‌های فسیلی بسیار ریز از دوکفه‌ای‌های دارای دیوارۀ نازک و خارپوست است؛ سوزن‌های اسفنج نیز به مقدار بسیار کم و به‌طور پراکنده در برخی از مقاطع میکروسکوپی مشاهده می‌شوند. این ریزرخساره تنها در طول توالی مربوط به چرخۀ رسوبی دوم از رسوبات سازند روته در برش شمال مهاباد (شکل 14) مشاهده شده است. در این چرخۀ رسوبی، دسته رخساره‌های مربوط به مرحلۀ پیشروی سطح آب دریا با رخساره‌های معرف محیط بار کربناته شامل گرینستون فرامینیفردار و کرینوئیددار آغاز شده و سپس با پیشروی بیشتر آب دریا به‌سمت ساحل با رخساره‌های پکستون/وکستون فرامینیفر و جلبک‌دار که شاخص محیط دریای باز هستند، ادامه یافته است؛ به‌طوری‌که شواهد تغییرات تدریجی رخساره‌ها از رخساره‌های شاخص محیط بار کربناته به رخساره‌های شاخص محیط دریای باز با کاهش تدریجی انرژی محیط (میکرایتی‌شدن رخساره‌ها) و همچنین افزایش میزان آلوکم‌های شاخص محیط دریای باز مانند فرامینیفرهای بنتیک با پوسته‌های سالم و درشت‌دانه به‌خوبی مشهود است. با افزایش عمق آب در طول توالی قائم این چرخۀ رسوبی، اندازۀ آلوکم‌ها کاهش و درصد گل آهکی رخساره‌ها افزایش یافته و بافت رخساره‌ها به‌طور تدریجی از دانه‌‌پشتیبان به گل‌پشتیبان تغییر کرده است؛ این روند تا جایی ادامه یافته که رخساره به گل آهکی با مقادیر بسیار اندک فسیل‌های بسیار ریز مانند پوسته‌های خردشدۀ دوکفه‌ای‌ها و مقدار بسیار کمی از قطعه‌های خارپوست‌های پراکنده تبدیل شده است. این ریزرخساره به‌عنوان ریزرخسارۀ معرف محیط رمپ خارجی شناسایی و سطح حداکثر سیلابی در چرخۀ رسوبی دوم در نظر گرفته شده است. این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد شمارۀ 5 فلوگل (Flugel 2010) است که در بخش‌های ابتدایی رمپ خارجی ته‌نشست می‌شود. در زمینۀ سنگ، سطوح موازی انحلال شیمیایی و میکرواستیلولیت وجود دارند. استیلولیت‌ها عموماً درنتیجۀ فشار حاصل از وزن طبقه‌های بالایی در رسوبات به وجود می‌آیند. در مناطق عمیق پلت‌فرم‌های کربناته که گل‌های کربناته رسوب می‌کنند، فشار حاصل از وزن ستون آب بالایی سبب فشردگی و انحلال شیمیایی در کربنات‌کلسیم می‌شود. شکل 12 میکروفاسیس معرف این محیط را نشان می‌دهد.


 


 

شکل 12. میکروفاسیس رمپ خارجی؛ گلسنگ آهکی با سطوح انحلال فشاری در آن

 

 

محیط رسوب‌گذاری

مشابه بسیاری از مناطق خاورمیانه، رسوب‌گذاری پالئوزوئیک بالایی در ایران در محیط دریایی کم‌عمق رخ داده است (Brberian and King 1981). رمپ‌های کربناته معمولاً در بسترهای کم‌عمق مانند حوضه‌های فورلند و حواشی غیرفعال قاره‌ای تشکیل می‌شوند (Burchette and Wright 1992). هم‌زمان با تکامل بستر اقیانوس پالئوتتیس در دونین میانی، حاشیۀ شمالی خرده‌قارۀ ایران به حاشیۀ غیرفعال تبدیل شده و این شرایط تا تریاس پایانی ادامه یافته است؛ بنابراین در زمان رسوب‌گذاری سازند روته، شرایط برای توسعۀ پلت‌فرم کربناته از نوع رمپ مناسب بوده است. به‌علت شیب کم بستر رمپ‌های کربناته، رخساره‌‌های کم‌عمق به‌تدریج به رخساره‌های عمیق‌تر تبدیل می‌شوند؛ همچنین در‌رابطه‌با گسترش عمودی رخساره‌ها در سازند روته (که در شکل 14 نشان داده شده است)، رخساره‌های پهنۀ بالای جزرومدی و پهنۀ جزرومدی به‌تدریج به رخساره‌های لاگون، بار، دریای باز، رمپ میانی و رمپ خارجی تبدیل می‌شوند. در پلت‌فرم‌های کربناتۀ حاشیه‌دار به‌علت تغییر ناگهانی شیب، بستر مرزهای رخساره‌ها معمولاً شارپ است.

درارتباط‌با رخساره‌های شناسایی‌شده در سازند مطالعه‌شده، فرایند عمیق‌شدگی حوضه از پلت‌فرم کربناته به‌سمت حوضۀ عمیق (شکل‌های 13 و 14)، حضورنداشتن آنکوئید، پیزوئید و دانه‌های آگرگات که مختص شلف‌های کربناته‌اند و به‌ندرت در رمپ‌های کربناته یافت می‌شوند (Flugel 2010)، وجودنداشتن رخساره‌های دوباره‌ته‌نشست‌شدۀ کربناته، وجودنداشتن مقاطع و رسوبات مربوط به جریان‌های ثقلی در رسوبات سازند روته نشان می‌دهند رسوب‌گذاری این رسوبات در بستری با شیب کم انجام شده است؛ بنابراین، رمپ هموکلینال کربناته به‌عنوان محیط رسوب‌گذاری این سازند در منطقۀ مطالعه‌شده پیشنهاد می‌شود (Wilson 1975; Read 1985; Lee et al. 2001; Flugel 2010). گسترش کم ریف‌ها در پلت‌فرم‌های کربناته از نوع رمپ نسبت به پلت‌فرم‌های حاشیه‌دار، وجودنداشتن ریف‌های سدی گسترده و وجود ریف‌های کومه‌ای در رسوبات سازند روته دلیل دیگری برای رسوب‌گذاری این رسوبات در رمپ کربناته است (Bastami 2016)؛ به عبارتی، با مرور رخساره‌های گسترش‌یافته در زیرمحیط‌های رسوبی و اجزای تشکیل‌دهندۀ آنها می‌توان نتیجه گرفت محیط رسوب‌گذاری این سازند، رمپ کربناتۀ بایوکلستی است (مشابه آنچه Kolodka برای سازند دالان در منطقۀ فارس معرفی کرده است) (Kolodka et al. 2012). شکل 13 محیط رسوب‌گذاری پیشنهادی برای سازند روته در منطقۀ شمال مهاباد را نشان می‌دهد.


 

 

شکل 13- توزیع رخساره‌های سازند روته در منطقۀ برش موردمطالعه

 

 

چینه‌نگاری سکانسی

در پژوهش حاضر از میان روش‌های چینه‌نگاری سکانسی، روش هانت و تاکر (Hunt and Tucker 1992) به‌منظور شناسایی تغییرات نسبی سطح آب دریا در حوضۀ رسوبی مربوطه استفاده شد. در این روش، هر سکانس رسوبی متشکل از چهار بخش سیستم تراکت است: سیستم تراکت تراز پایین (LST)، سیستم تراکت پیش‌رونده (TST)، سیستم تراکت بالا و سیستم تراکت تراز افت (FRST). پسروی سطح آب دریا در بسیاری از حوضه‌های رسوبی به‌شکل ته‌نشست رسوب ثبت نمی‌شود؛ بنابراین به‌علت وجودنداشتن شواهد کافی، تشخیص سطوح پس‌رونده (RS) و پیش‌رونده (TS) در این سکانس‌ها بسیار مشکل است؛ به‌ عبارتی، سطوح مرزی سکانس‌ها (SB) و سطوح حداکثر سیلابی (mfs) مهم‌ترین سطوح در تشخیص مرزهای سکانسی‌اند (Galloway 1989). توزیع جانبی رخساره‌ها به محیط رسوب‌گذاری بستگی دارد؛ درحالی‌که تغییرات سطح آب دریا، توزیع عمودی رخساره‌ها را کنترل می‌کند. در پژوهش حاضر، سطوح یادشده به‌منظور شناسایی چرخه‌های رسوبی استفاده و به عبارتی، الگوهای پس‌رونده و پیش‌روندۀ سطح آب دریا از شیوۀ توزیع عمودی رخساره‌ها استنباط شدند؛ به‌ این منظور، مرزهای چرخه‌های رسوبی توسط رخساره‌های معرف پهنه‌های سوپراتایدال و سطوح حداکثر سیلابی توسط رخساره‌های معرف عمیق‌ترین نواحی حوضه شناسایی شدند؛ بر این اساس، چهار چرخۀ رسوبی از قاعدۀ سازند روته تا انتهای آن به‌‌شکل زیر شناسایی شدند:

چرخۀ رسوبی اول: این چرخه با ضخامت حدود 64 متر بین دو مرز چرخه‌ای نوع اول (SB-1) با شاخصۀ رخسارۀ مادستون روزنه‌دار که معرف پهنه‌های بالای جزرومدی است، قرار دارد. مجموعه رخساره‌های پیش‌روندۀ این چرخۀ رسوبی (TST) 26 متر ضخامت دارد و با رخسارۀ وکستون اینتراکلست و پلوئیددار آغاز می‌شود. به‌علت پیشروی آب دریا در روند عمیق‌شدگی، رخساره‌های پکستون بایوکلست‌دار، گرینستون بایوکلست‌دار و گرینستون اینتراکلست‌دار شاخص محیط سدی رسوب کرده‌اند و سپس رخسارۀ وکستون بایوکلست‌دار روی آنها رسوب کرده است. با پیشروی آب دریا به‌سمت ساحل و افزایش عمق آب در محیط‌های رسوبی مربوط به رخساره‌های ته‌نشست‌شدۀ یادشده، فرایندهای دیاژنزی دریایی روی آنها اثر کرده‌اند؛ به‌طوری‌که فرایندهای سیمان میکرایتی حاشیۀ دانه‌ها به‌وضوح در اطراف فرامینیفرهای بنتیک مربوط به رخساره‌های وکستونی دریای باز و میکرایتی‌شدن روی آلوکم‌های مربوط به رخساره‌های گرینستونی بار کربناته مشاهده می‌شوند (شکل 14، b). ازآنجاکه رخساره‌های وکستون بایوکلست‌دار معرف عمیق‌ترین محیط در این چرخۀ رسوبی‌اند، سطح حداکثر غرقابی در نظر گرفته می‌شوند. در بالای این سطح، دسته رخساره‌های رسوبی تراز بالا (HST) قرار گرفته‌اند که با پسروی آب دریا در روند کاهش عمق به‌ترتیب سبب ته‌نشست‌شدن رسوبات مربوط به محیط‌های سدی (گرینستون اینتراکلست و بایوکلست‌دار)، لاگون و رخساره‌های شاخص پشت بار و اینترتایدال شده است. گسترۀ سیستم تراز پایین آب دریا یکی از مهم‌ترین موقعیت‌های زمین‌شناسی برای دیاژنز است؛ زیرا رسوبات دریایی عمدتاً با کانی‌های نیمه‌پایدار در معرض آب‌های جوی قرار می‌گیرند و به‌این‌ترتیب، تغییرات زیادی را در پیشبرد دیاژنز در سیستم کربناته به وجود می‌آورند. طی موقعیت تراز پایین آب دریا و پسروی خط ساحلی به‌سمت دریا در رمپ‌های کربناته، گسترۀ وسیعی از رسوبات رمپ‌های کربناته در معرض دیاژنز جوی قرار می‌گیرند. به‌علت اشباع‌بودن آب‌های جوی از کربنات‌کلسیم، در منطقۀ وادوز عمدتاً فرایندهای انحلال و توسعۀ کارست‌ها و در منطقۀ فریاتیک بیشتر فرایندهای انحلال و سیمانی‌شدن انجام می‌شوند. در رخساره‌های مربوط به سیستم تراز پایین این چرخۀ رسوبی، شواهد دیاژنز جوی عمدتاً به‌شکل ته‌نشست سیمان بلوکی بین آلوکم‌های تشکیل‌دهندۀ رخساره‌های گرینستونی مشاهده می‌شوند. ضخامت دسته رخساره‌‌های پس‌رونده 38 متر است. مرز بالای این چرخۀ رسوبی به رخسارۀ مادستون روزنه‌دار منتهی می‌شود که به‌عنوان مرز چرخۀ نوع اول (SB-1) تشخیص داده شده است.

چرخۀ رسوبی دوم: مرز زیرین این چرخۀ رسوبی با رخسارۀ مادستون و مرز بالایی آن با رخسارۀ دولومادستون روزنه‌دار مشخص می‌شود و ضخامت آن حدود 36 متر است. رخساره‌های مربوط به سیستم تراکت تراز پایین 20 متر ضخامت دارند و از پایین به بالا شامل رخساره‌های دولومادستون، گرینستون فرامینیفر و کرینوئیددار، پکستون/وکستون گاستروپود، فرامینیفر و جلبک‌دار هستند. رخسارۀ مادستون استیلولیت‌دار مربوط به دریای عمیق روی این رخساره‌ها قرار گرفته است و سطح آن، سطح حداکثر غرقابی در نظر گرفته می‌شود. با افزایش پیشروی آب دریا به‌سمت ساحل، فرایندهای دیاژنزی دریایی اثرکرده روی رسوبات رخساره‌های قبلی ازجمله فرایندهای میکرایتی‌شدن آلوکم‌ها در رخساره‌های گرینستونی به‌وضوح مشاهده می‌شوند. فرایند میکرایتی‌شدن در برخی از آلوکم‌ها به‌قدریست که آلوکم کاملاً میکرایتی و تشخیص آن کمی دشوار شده است. در بالای سطح حداکثر سیلابی، رسوبات مربوط به دسته رخساره‌های پس‌رونده با ضخامت 16 متر رسوب کرده‌اند. با پسروی دریا، رسوبات روند کم‌عمق‌شوندگی را که از پایین به بالا شامل رخساره‌های دریای باز، بار، ریف و لاگون است، نشان می‌دهند. این رخساره‌ها معادل دسته رخساره‌های سیستم تراکت تراز بالا هستند. شواهد پسروی آب دریا از طریق فرایندهای دیاژنزی انجام‌شده روی رخساره‌های مربوط به دسته رخساره‌های پس‌رونده به‌وضوح مشاهده می‌شوند. مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی جوی انجام‌شده در این چرخۀ رسوبی، تشکیل سیمان بلوکی و سیمان گرانولار بین آلوکم‌ها و فرایند آهن‌دار‌شدن به‌شکل ته‌نشست هماتیت به‌ویژه در طول استیلولیت‌ها و آغشتگی آهن در رخساره‌های گرینستونی است. روی این رخساره‌ها، رخسارۀ مادستون روزنه‌دار به‌عنوان مرز چرخه‌ای نوع اول قرار گرفته است.

چرخۀ رسوبی سوم: مرز زیرین و بالایی این چرخۀ رسوبی با رخسارۀ شاخص محیط سوپراتایدال مشخص می‌شود. ضخامت این چرخۀ رسوبی حدود 60 متر است. دسته رخساره‌های پیش‌روندۀ این چرخه با ضخامت 24 متر با رخسارۀ گرینستون پلوئیددار شاخص محیط سدی آغاز می‌شوند و پس‌از‌آن، رخساره‌های باندستون مرجانی که شاخص محیط‌های کم‌عمق هستند، قرار دارند؛ روی آن، رخساره‌های دریای باز شامل وکستون و پکستون‌های فرامینیفر و خارپوست‌دار قرار می‌گیرند. رخسارۀ اخیر، سطح حداکثر غرقابی در نظر گرفته شده است. در گسترۀ سیستم‌های پیش‌رونده، دیاژنز تحت‌الجوی تنها روی بخش‌های بالایی هر چرخه مؤثر است. فضای رسوب‌گذاری با افزایش پیشروی خط ساحلی به‌سمت خشکی افزایش و درنتیجه، دیاژنز دریایی غلبه می‌یابد (Rahimpoor Bonab 2010). در بالای سطح حداکثر غرقابی، دسته رخساره‌های پس‌رونده شامل رخساره‌های مادستون و وکستون گاستروپوددار و فرامینیفردار قرار گرفته‌اند که شاخص محیط لاگون هستند. مجموعه رسوبات این دسته 36 متر ضخامت دارد. مرز بالایی این چرخۀ رسوبی با رخسارۀ مادستون روزنه‌دار مشخص می‌شود که مرز چرخه‌ای نوع اول تشخیص داده شده است. شواهد دیاژنز جوی در این دسته رخساره‌ عمدتاً به‌شکل فرایندهای نئومورفیسم در پوسته‌های بایوکلست‌هایی مانند گاستروپودها و همچنین نئومورفیسم در گل آهکی در رخساره‌های میکرایتی مربوط به محیط لاگون به‌وضوح مشاهده می‌شوند (شکل 15، J، k و l).

چرخۀ رسوبی چهارم: این چرخۀ رسوبی با ضخامت حدود 20 متر بین دو مرز سکانسی نوع اول با شاخصۀ دولومادستون‌های روزنه‌دار قرار گرفته است. این سکانس با رخساره‌های شاخص دریای باز شامل وکستون و پکستون بایوکلستی که بیشتر آلوکم‌های آنها را خارپوست تشکیل می‌دهد، آغاز می‌شود. با‌توجه‌به اینکه این رخساره عمیق‌ترین رخسارۀ این سکانس است، سطح حداکثر غرقابی تشخیص داده شده است. رخساره‌های وکستون و پکستون پلوئید و فرامینیفردار روی این رخساره قرار گرفته‌اند و مجموعه رخساره‌های پس‌روندۀ این سکانس را تشکیل داده‌اند. انتهای این سکانس بر رخسارۀ مادستون روزنه‌ای منطبق است که مرز سکانسی شناخته شده است. شکل 13 سیستم تراکت‌ها، سکانس‌ها و تغییرات نسبی سطح آب دریا را در حوضۀ مربوط به نهشته‌های سازند روته در برش شمال مهاباد نشان می‌دهد.


 

 

شکل 14- ستون چینه‌شناسی، سکانس‌های رسوبی و تغییرات نسبی سطح آب دریا در رسوبات سازند کربناتۀ روته در برش شمال مهاباد

 

 

فرایندهای دیاژنزی

رسوبات کربناتۀ سازند روته در برش مطالعه‌شده تحت‌تأثیر فرایندهای دیاژنزی مختلفی قرار گرفته‌اند؛ این فرایندها از مراحل اولیۀ رسوب‌گذاری آغاز شده‌اند و تا مرحلۀ بالاآمدگی رسوبات ادامه داشته‌اند. مهم‌ترین فرایندهای دیاژنتیکی شناسایی‌شده در این برش عبارتند از: میکرایتی‌شدن، سیمان میکرایتی حاشیۀ دانه، سیمان رورشدی هم‌محور، سیمان کلسیتی گرانولار، سیمان کلسیتی بلوکی، سیمان پویکیلوتوپیک، سیمان دروزی، فشردگی، جانشینی و نئومورفیسم افزایشی (شکل 14).

 

میکرایتی‌شدن

در اثر هجوم موجودات حفار به سطح دانه‌های اسکلتی در مقیاس میکروسکوپی و به‌ویژه در مناطق کم‌عمق، حفره‌های ریزی در سطح دانه‌ها به‌ وجود می‌آیند که بعداً رشته‌های سیانوباکترها، جلبک‌های قرمز، جلبک‌های سبز و قارچ‌ها روی این سطوح کلنی‌زایی می‌کنند (Flugel 2010). در بسیاری از موارد، برخی از جلبک‌ها در اوایل رسوب‌گذاری دانه‌ها را حفر و به درون آنها نفوذ می‌کنند و پس‌از آغاز فعالیت، دانه‌ها را میکرایتی می‌کنند (Tucker and Wright 1990: Clari and Martire 1996)؛ این فرایند ممکن است سرانجام یک دانۀ کاملاً میکرایتی‌شده را تولید کند. میکرایتی‌شدن فرایندی است که در مراحل اولیۀ دیاژنز دریایی و در حدفاصل آب دریا و رسوب رخ می‌دهد (Macneil and Jones, 2003: Samankassou et al. 2005). در نمونه‌های مطالعه‌شده، پوشش میکرایتی در اطراف دانه‌های اسکلتی نظیر فرامینیفرها، گاستروپودها و دوکفه‌ای‌ها ایجاد شده است؛ اما برخی از دانه‌های غیراسکلتی نظیر اائیدها و اینتراکلست‌ها به‌طور کامل میکرایتی شده‌اند (شکل 15، a). در نمونه‌های مطالعه‌شده، این فرایند در آلوکم‌های گرینستون‌های محیط بار و به مقدار کمتر در وکستون‌ها و پکستون‌های محیط لاگون دیده می‌شود. در رخسارۀ سدی، اائیدها اغلب در اثر میکرایتی‌شدن، فابریک اولیۀ خود را از دست داده‌اند و به پلوئیدهای نوع باهامیت تبدیل شده‌اند. ازآنجاکه میکرایتی‌شدن دانه‌ها سبب افزایش مقاومت آنها در برابر انحلال و تراکم شیمیایی و مکانیکی در طول دیاژنز تدفینی و جوی می‌شود (Bathurst 1975: Jordan and Abdullah 1988)، اغلب آلوکم‌های اسکلتی نمونه‌های مطالعه‌شده که به‌طور کامل میکرایتی شده‌اند (به‌ویژه در رخساره‌های بایوکلستی رمپ داخلی) به‌شکل سالم و خردنشده مشاهده می‌شوند.

 

سیمان میکرایتی اطراف دانه

در محیط‌های کربناتۀ کم‌عمق به‌علت فراوانی هسته‌ها و زیادبودن حالت فوق اشباع از کربنات‌کلسیم، نهشت سیمان‌های دریایی سریع‌تر و بیشتر است. در محیط‌هایی که هسته‌های زیادی وجود دارند، رشد روی تعداد زیادی از این هسته‌ها انجام می‌شود و شانس کافی برای رشد زیاد بلورهای سیمان وجود ندارد و بلورهای حاصل کوچک خواهند بود؛ به‌این‌ترتیب، سیمان‌های میکرایتی تشکیل می‌شوند. ترکیب کانی‌شناسی این سیمان‌ها در مراحل اولیۀ رسوب‌گذاری اغلب آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم است. این سیمان معمولاً در اطراف دانه ها و فضاهای خالی تشکیل می‌شود (Haijun et al. 2006). سیمان‌های حاشیه‌ای اطراف دانه‌ها مؤید تشکیل در محیط‌های دیاژنزی اولیۀ دریایی‌اند و جزو سیمان‌های نسل اول محسوب می‌شوند (Sanders 2001: Haijun et al. 2006). در نمونه‌های مطالعه‌شده، این سیمان عمدتاً در رخساره‌های گرینستون بایوکلستی محیط سدی به‌خوبی گسترش یافته است (شکل 15، b).

 

سیمان رشد اضافی هم‌محور

این سیمان به‌شکل رورشدی در اطراف دانه‌های کربناته‌ای (معمولاً خرده‌های اکینودرم) که اغلب از جنس کلسیت پرمنیزیم هستند، تشکیل می‌شود. سیمان‌های رورشدی هم‌محور معمولاً با دانۀ میزبان اختلاف رنگ دارند. این سیمان در محیط‌های دیاژنزی مختلف مانند محیط‌های دریایی، جوی، منطقۀ اختلاط و محیط دیاژنزی تدفینی عمیق تشکیل می‌شوند. سیمان‌های سین‌تکسیال مربوط به محیط‌های دریایی نزدیک سطح، وادوز دریایی و فریاتیک جوی اینکلوژن‌دار هستند (Flugel 2010). در نمونه‌های مطالعه‌شده، این سیمان در محیط‌های بار کربناته و دریای باز به‌ویژه در ریزرخساره‌های گرینستونی غنی از قطعه‌های خارپوست توسعه یافته است. اغلب این سیمان‌ها نسبت به آلوکم اسکلتی شفاف‌تر دیده می‌‌شوند (شکل 15، c).

 

سیمان گرانولار

این نوع سیمان اغلب به‌شکل بلورهای کوچک و هم‌اندازه دیده می‌شود و عمدتاً در محیط‌های آب شیرین و دفنی تشکیل و جزو سیمان‌های نسل دوم محسوب می‌شود (Tucker 2001: Flugel 2010). در نمونه‌های مطالعه‌شده، این نوع سیمان به‌شکل بلورهای کلسیتی کوچک نسبتاً هم‌اندازه و بدون جهت‌یافتگی دیده می‌شود و مرز بین بلورها صاف است. این سیمان در اغلب نمونه‌ها، فضای بین آلوکم‌ها را پر کرده است (شکل 15، m).

 

سیمان بلوکی

در سیالاتی که نسبت منیزیم به کلسیم کم است، رشد جانبی بلورهای کلسیت به‌خوبی انجام می‌شود و طول و عرض بلورها کم‌و‌بیش باهم برابر است؛ علت دیگر هم‌بعد‌بودن این بلورها، نرخ کم ورود یون کربنات و درنتیجه نرخ کم رشد بلورهاست (Rahimpoor Bonab 2010: Ahmad et al. 2006). این سیمان به‌شکل بلورهای درشت با حاشیۀ نسبتاً مشخص، فضای بین ذرات را پر می‌کند. این نوع سیمان علاوه‌بر محیط‌های آب شیرین، در محیط‌های تدفینی نیز تشکیل (Tucker 2001: Flugel 2010: Heidari et al. 2009) و سیمان نسل دوم و سوم محسوب می‌شود. این سیمان گاهی به‌شکل پرکنندۀ شکستگی‌ها دیده می‌شود و می‌تواند نشان‌دهندۀ تشکیل آنها در محیط دیاژنزی آب شیرین باشد (Seeling et al. 2005). در نمونه‌های سازند روته در منطقۀ مطالعه‌شده، بلورهای این سیمان بیشتر به‌شکل بلورهای درشت‌دانۀ شفاف، هم‌بعد و هم‌اندازه دیده می‌شوند که اغلب شکستگی‌ها را پر کرده‌اند (شکل 15، d). بیشترین گسترۀ تشکیل این نوع سیمان در برش مطالعه‌شده در ریزرخساره‌های گرینستونی ته‌نشست‌شده طی پسروی سطح آب دریا به‌ویژه در چرخۀ رسوبی اول مشاهده می‌شود.

 

سیمان دربرگیرنده

این نوع سیمان بلورهای بزرگی دارد که چند دانه را در بر می‌گیرد. اندازۀ بلورها تا چند میلی‌متر هم می‌رسد و اینها حاصل هسته‌زایی با نرخ بسیار کم بلورهای کلسیت و رشد بسیار آهسته‌اند (شکل 15، e).

 

سیمان دروزی

این سیمان به‌شکل بلورهای کلسیت پرکنندۀ حفره‌های بین دانه‌ها، آلوکم‌های اسکلتی و شکستگی‌ها دیده می‌شود و ویژگی شاخص آن، بلورهای کلسیت بدون آهن بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار است که اندازۀ آنها معمولاً بزرگ‌تر از 10 میکرومتر است (شکل 15، f). اندازۀ بلورها به‌سمت مرکز حفره افزایش می‌یابد. این نوع سیمان شاخص محیط‌های دیاژنزی تدفینی و همچنین متئوریک نزدیک سطح است (Flugel 2010).

 

فشردگی

فشردگی به مجموعه فرایندهایی گفته می‌شود که حجم تودۀ سنگ را کاهش می‌دهند (Flugel 2010). این وضعیت ناشی از فشار بیش از حدیست که از وزن رسوبات و سنگ‌های بالایی حاصل می‌شود؛ فشار ناشی از تنش‌های تکتونیکی نیز باعث ایجاد این فرایند می‌شود. مهم‌ترین عوامل مؤثر بر تراکم عبارتند از: عمق تدفین، دمای تدفین، فشار آب‌های منفذی و ترکیب شیمیایی آب‌های منفذی (Flugel 2010). در نمونه‌های مطالعه‌شده، آثار فشردگی به دو شکل فیزیکی و شیمیایی مشاهده می‌شوند. در نمونه‌های پکستونی، تراکم زیاد دانه‌ها ممکن است در اثر تراکم مکانیکی باشد که به‌شکل فشردگی و خردشدگی دانه‌های اسکلتی، خردشدگی و تغییر شکل اائیدها و اینتراکلست‌ها مشاهده می‌شود. افزایش عمق تدفین به ایجاد تراکم شیمیایی منجر می‌شود که در نمونه‌های برش مطالعه‌شده به‌شکل تماس‌های محدب- مقعر، مضرس (میکرواستیلولیت) و استیلولیتی‌شدن نمایان شده است (شکل 15، g). فشردگی شیمیایی یا انحلال فشاری پس‌از عملکرد فشردگی فیزیکی روی می‌دهد که در آن، ضخامت لایه‌های آهکی ممکن است بین 20 تا 35 درصد کاهش یابد. طی این فرایند، مواد لازم برای تشکیل سیمان‌های دفنی فراهم می‌شوند (Tucker and Wright 1990: Lambert et al. 2006). استیلولیت‌ها در اعماق متوسط تا کم تشکیل می‌شوند و یکی از شواهد خاص محیط‌های دیاژنزی دفنی‌اند (Tucker 1993: Budd et al. 2000). استیلولیت‌های کم‌و‌بیش موازی در ریزرخساره‌های گرینستونی و مادستونی مشاهده می‌شوند.

 

جانشینی

فرایند جانشینی در رسوبات سازند روته به‌شکل‌های آهن‌دار‌شدن و سیلیسی‌شدن دیده می‌شود:

 

آهن‌دار‌شدن

ترکیبات آهن‌دار بیشتر در امتداد استیلولیت‌ها، رگچه‌های انحلالی، داخل حجره‌های فسیلی یا در فضای متخلخل دیده می‌شوند. هماتیت طی هوازدگی و اکسیداسیون پیریت یا سایر کانی‌های سولفیدی آهن تشکیل می‌شود (Scholle and Scholle 2006). در سازند روته، آهن‌دار‌شدن رسوبات فراوان است و عمدتاً به‌شکل پرکنندۀ حفره‌های داخل اسکلتی، حفره‌های انحلالی، آغشتگی زمینۀ میکرایتی، پرکنندۀ رگه‌ها و در امتداد استیلولیت‌ها مشاهده می‌شود. تصور کلی بر اینست که واردشدن آهن به سیستم‌های رسوبی در اثر آزاد‌شدن آن از سنگ منشأ و سپس فعالیت تحت‌تأثیر شاخص‌های کنترل‌کنندۀ ژئوشیمیایی در محیط‌های رسوبی است. حلالیت آهن در شرایط مختلف ژئوشیمیایی، سازوکار حمل‌ونقل این عنصر و ترکیبات آن را کنترل می‌کند؛ در این میان، شاخص‌های ژئوشیمیایی مانند Eh، pH و پتانسیل یونی اهمیت دارند. به‌طور‌کلی، آهن سه‌ظرفیتی در Eh احیایی و محیط اسیدی به‌شکل محلول است و در محیط اکسیدی به‌شکل اکسیدآهن رسوب می‌کند. از سویی، تغییرات سطح آب دریا در کنترل‌کردن مقدار آهنی اهمیت دارد که می‌تواند در اثر حرکت مجدد تولیدات حاصل از هوازدگی خشکی به محیط‌های دریایی تأمین شود. در محیط‌های رسوبی دریایی کم‌عمق نزدیک به ساحل، در شرایط آب‌وهوای گرم و مرطوب و محیط اکسیدان، آهن به‌شکل کانی هماتیت ته‌نشین می‌شود؛ همچنین تمرکز آهن در آب‌های جوی معمولاً زیاد است؛ به‌طوری که سنگ‌آهک‌هایی که تحت دیاژنز جوی قرار می‌گیرند، معمولاً مقادیر آهن در آنها افزایش نشان می‌دهد. تجزیه‌وتحلیل شیمیایی نمونه‌های کربناتۀ رسوبات سازند روته در برش شمال مهاباد نیز نشان داد مقدار میانگین آهن در آنها افزایش چشمگیری نسبت به معادل‌های آراگونیتی عهد حاضر خودشان نشان می‌دهد (جدول 1). فرایند آهن‌دارشدن در رسوبات برش مطالعه‌شده اغلب در رخساره‌های گرینستونی حاوی سیمان‌های کلسیتی شفاف که مختص محیط‌های دیاژنتیکی جوی‌اند، مشاهده می‌شود. به نظر می‌رسد ورود آهن به محیط رسوبی در نمونه‌های مطالعه‌شده، ورود آب‌های متئوریکی غنی از آهن به محیط رسوبی و دیاژنز در محیط اکسیدان بوده است. در نهشته‌های برش مدنظر، فابریک ژئوپتال نیز مشاهده می‌شود. در فابریک ژئوپتال، بخش پایین حفره‌ها با گل آهکی و بخش بالایی با سیمان اسپارایتی پر شده است. فابریک ژئوپتال شاخص خوبی برای تعیین بخش بالایی لایه است. این ساختارها سطح افقی را در زمان رسوب‌گذاری ثبت می‌کنند و در برخی از موارد، شیب اولیه را نشان می‌دهند (Tucker ad Wright 1990).

 

سیلیسی‌شدن

سیلیسی‌شدن فرایند دیاژنزی مهمی در سنگ‌های رسوبی کربناته است؛ زیرا مطالعۀ سیلیس‌ها و چرت‌های تشکیل‌شده در این فرایند، بسیاری از جنبه‌های تاریخچۀ دیاژنز سنگ میزبان را مشخص می‌کند. برخی از مسائل محیط دیاژنزی نظیر میزان غلظت سیلیس در سیالات درون حفره‌ها و زمان سیلیسی‌شدن نسبت به سایر فرایندهای دیاژنزی را می‌توان با بررسی سیلسیسی‌شدن مشخص کرد (Hese 1990). سوزن‌های اسفنجی همراه با دیاتومه‌ها و رادیولرها منابع اصلی سیلیس هستند. شکل 15، i سیلیسی‌شدن را به‌شکل تشکیل بلورهای میکروکوارتز نشان می‌دهد.

 

نئومورفیسم افزایشی

نئومورفیسم افزایشی نوعی نئومورفیسم و تبلور مجدد است که در آن، اندازۀ بلورها افزایش می‌یابد و موزائیک بلورهای ریزتر توسط موزائیک بلورهای درشت‌تر از جنس همان کانی یا پلی‌مورف آن و بدون ایجاد تخلخل بین‌ذره‌ای جایگزین می‌شود (Bathurst 1975)؛ این فرایند می‌تواند به‌شکل کلسیتی‌شدن بایوکلست‌های آراگونیتی (Ahmad et al. 2006) (شکل 15، j) یا تبدیل کلسیت‌های ریزبلور به درشت‌بلور باشد (Flugel 2004) (شکل 15، k). در بسیاری از موارد، بایوکلست‌های نئومورف‌شدۀ فابریک انتخابی نشان می‌دهند در آنها، بلورهای سیمان تنها داخل پوستۀ فسیلی تشکیل شده و زمینه بدون تغییر مانده است (Ahmad et al. 2006) (شکل 15، l).

 


 

شکل 15- فرایندهای دیاژنزی شناسایی‌شده در سازند روته؛ a. میکرایتی‌شدن، b. سیمان میکرایتی حاشیۀ دانه، c. سیمان سین‌تکسیال، d. سیمان کلسیتی بلوکی، e. سیمان پویکیلوتوپیک، f. سیمان دروزی، g. تراکم شیمیایی (استیلولیت) و آهن‌دارشدن، h. سیمان آهن‌دار i. سیلیسی‌شدن، j. نئومورفیسم افزایشی (در پوستۀ فسیلی)، k. نئومورفیسم افزایشی (در زمینۀ میکرایتی و داخل حجرۀ فسیلی)، l. نئومورفیسم افزایشی (تنها داخل حجرۀ فسیلی)، m. سیمان گرانولار، n. بافت ژئوپتال و سیمان سین‌تکسیال

 

 

مطالعه‌های ژئوشیمیایی

نوع و میزان اجزای صدفی (اسکلتی و زیستی) و غیرصدفی (غیرآلی) و فراوانی کانی‌های مختلف کربناته از عوامل کنترل‌کنندۀ فراوانی عناصر فرعی در کربنات‌ها هستند (Tucker and Wright 1990; Morse and Mackenzie 1990). طی مراحل دیاژنز، کانی‌شناسی و ترکیب کربنات‌ها به‌سوی پایداری بیشتر پیش می‌رود و کانی‌های کربناته مانند آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم ناپایدار به کلسیت کم‌منیزیم و دولومیت پایدار تغییر می‌یابند. داده‌های ژئوشیمیایی تنها زمانی در دیاژنز رخساره‌ها استفاده می‌شوند که روند دیاژنز و نیز اختصاصات سنگ‌شناسی شناخته شده باشند. اگر انواع رخساره‌ها با استفاده از شاخص‌‌های عمدۀ رخساره‌ای تعریف شده باشند، انطباق داده‌های ژئوشیمیایی و میکروفاسیس‌ها موفق خواهد بود (Flugel 2004). جدول 1 مقادیر عناصر اصلی و فرعی نمونه‌های کربناتۀ سازند روته در منطقۀ موردمطالعه را نشان می‌دهد.


 

جدول 1- مقادیر عناصر اصلی و فرعی اندازه‌گیری‌شدۀ سنگ‌های کربناتۀ سازند روته در منطقۀ موردمطالعه

Fe (ppm)

Mn (ppm)

Na (ppm)

Sr (ppm)

Mg (%)

Ca (%)

Sample no

607

37

140

404

0.74

55.08

p.t.23

514

49

114

748

0.69

54.03

p.t.41

663

27

92

631

0.84

54.24

p.t.56

938

73

100

367

0.45

54.42

p.t.59

1062

44

111

448

0.58

54.46

p.t.61

1491

60

111

559

0.62

54.03

p.t.68

915

42

113

664

0.65

54.14

p.t.75

1165

56

100

581

0.69

54.08

p.t.84

919.37

48.5

110.12

550

65.75

54.31

Average

 

 

استرانسیم

در نمونه‌های برش موردمطالعه، کمترین و بیشترین مقدار استرانسیم به‌ترتیب 367 و 748 پی‌پی‌ام و میانگین استرانسیم 550 پی‌پی‌ام است. مقدار استرانسیم در نمونه‌های کل کربناتۀ مناطق حاره‌ای بین 8000 تا 10000 پی‌پی‌ام متغیر است (Milliman 1974). مقدار استرانسیم با افزایش میزان آراگونیت، افزایش و با افزایش میزان کلسیت، کاهش می‌یابد. معمولاً کانی‌های نیمه‌پایدار کربنات‌کلسیم هنگام دیاژنز متئوریک یا تدفینی به کلسیت تغییر می‌یابند و ازاین‌رو، میزان استرانسیم در کلسیت دیاژنتیکی عمدتاً به ضریب توزیع و تمرکز آن در محلول‌های دیاژنزی بستگی دارد. ازآنجاکه ضریب توزیع استرانسیم کمتر از 1 و تمرکز آن در آب‌های متئوریکی ناچیز است، کلسیت دیاژنتیکی حاصل ازنظر میزان استرانسیم تمرکز کمی خواهد داشت (Adabi and Rao 1991). توالی کربناتۀ سازند روته در برش موردمطالعه شامل چهار چرخۀ رسوبی است. مرزهای چرخه‌های رسوبی تشخیص‌داده‌شده در طول این توالی معرف بیشترین پسروی آب دریا و به‌تبع آن، بیشترین رخنمون جوی این رسوبات هستند. شواهد دیاژنز جوی در ریزرخساره‌های مطالعه‌شده به‌شکل انواع سیمان‌های محیط جوی، نئومورفیسم و آهن‌دارشدن به‌خوبی مشاهده می‌شود؛ به عبارتی، کاهش میزان استرانسیم در نمونه‌های برش موردمطالعه‌ به‌علت تأثیر دیاژنز غیردریایی و متئوریکی است (شکل 16، A).

 

سدیم

مقدار سدیم در سنگ‌آهک‌های سازند روته در برش شمال مهاباد بین 92 تا 140 پی‌پی‌ام و میانگین آن 12/110 پی‌پی‌ام است. ضریب توزیع سدیم کمتر از 1 است و تمرکز کمی در آب‌های متئوریکی دارد؛ ازاین‌رو، مقدار آن در سنگ‌های کربناته‌ای که تحت‌تأثیر دیاژنز متئوریکی قرار می‌گیرند، بسیار کم خواهد بود (Adabi and Rao 1991). یکی از عواملی که در کاهش مقدار سدیم در سنگ‌های آهکی نقش اساسی دارد، ورود آب‌های متئوریک و تأثیر دیاژنز جوی به‌دنبال رخنمون‌یافتن رسوبات به‌علت افت سطح آب دریاست (مرز چرخه‌های رسوبی تشخیص‌داده‌شده). مقدار سدیم با افزایش شوری و عمق آب و میزان آراگونیت افزایش می‌یابد؛ ازاین‌رو، معمولاً آب‌های شیرین جوی برخلاف آب‌های شور دریا فقیر از سدیم هستند و با ورورد به سیستم‌های کربناته باعث تخلیۀ سدیم از محیط می‌شوند. مشابه عنصر استرانسیم، مقدار سدیم در این نمونه‌ها کمتر از معادل‌های کربناتۀ عهد حاضر آنهاست. همان‌طور که در شکل 16 مشاهده می‌شود، مقادیر دو عنصر سدیم و استرانسیم نسبت به معادل‌های آراگونیتی عهد حاضر کاهش درخور توجهی نشان می‌دهد. قرارگیری مقادیر استرانسیم و سدیم نمونه‌های سازند روته در محدودۀ مقادیر منتسب به نمونه‌های سازندهای آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) و گوردون تاسمانیا (Rao 1990) تأییدی بر ترکیب کانی‌شناسی آراگونیتی این سازند است. شکل 16، B و C تغییرات مقادیر سدیم در برابر منگنز و استرانسیم را در سنگ‌آهک‌های سازند روته نشان می‌دهد.

 

منگنز

میانگین مقدار منگنز در برش شمال مهاباد 5/48 پی‌پی‌ام است. هما‌ن‌طور که در شکل‌ها مشاهده می‌شود، مقدار منگنز نسبت به نمونه‌های کربناتۀ آب گرم عهد حاضر افزایش یافته و روند افزایش آن بر الگوی ترسیم‌شده برای سازندهای گوردون تاسمانیا و مزدوران دقیقاً منطبق است. ضریب توزیع منگنز حدود 15 است و تمرکز بسیار زیادی در آب‌های متئوریکی دارد. با مشاهدۀ شواهد دیاژنز متئوریکی در ریزرخساره‌های مطالعه‌شده می‌توان دریافت ورود آب‌های قاره‌ای و به دنبال آن، دیاژنز متئوریکی در فضای دیاژنتیکی باز، علت افزایش چشمگیر مقدار منگنز است. این فرایند به تبدیل آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم به کلسیت کم‌منیزیم و افزایش سیمان اسپاری در رسوبات منجر می‌شود که کنترل‌کنندۀ میزان منگنز است (Brand and Veizer 1980; Al-Aasm and Veizer 1986; Rao 1989).

 

آهن

طی دیاژنز، هنگامی که رسوبات در اعماق و شرایط محیطی احیایی قرار می‌گیرند، کاتیون آهن وارد شبکۀ کلسیت می‌شود و در صورت قرارگرفتن در محیط اکسیدان به‌شکل سیمان آهن‌دار در رسوبات کربناته تشکیل می‌شود (شکل15، g و h). تمرکز آهن در نمونه‌های سازند روته در منطقۀ موردمطالعه بین 514 تا 1491 پی‌پی‌ام متغیر است (میانگین 37/919 پی‌پی‌ام). روند تغییرات مقادیر آهن در نمونه‌های موردمطالعه ارتباط مستقیمی با تغییرات مقادیر منگنز دارد؛ به‌طوری‌که با افزایش مقدار منگنز طی دیاژنز، مقادیر آهن نیز افزایش می‌یابد.

 

نسبت استرانسیم به سدیم (Sr/Na) در برابر منگنز

در سنگ‌آهک‌های آراگونیتی حاره‌ای عهد حاضر، مقدار منگنز کم و نسبت استرانسیم به سدیم زیاد (حدود 3 تا 5) است؛ درحالی‌که در سنگ‌های آهکی کلسیتی مناطق معتدلۀ عهد حاضر، مقدار منگنز زیاد و نسبت استرانسیم به سدیم کم (حدود 1) است. سنگ‌آهک‌های سازند روته، نسبت استرانسیم به سدیم زیاد (بیشینه 8/5 و میانگین 8/4) و منگنز متوسط تا زیاد دارند؛ این مقادیر با نمونه‌های آهکی آراگونیتی حاره‌ای اردویسین تاسمانیا مشابه است. نسبت‌های استرانسیم به سدیم زیاد سنگ‌آهک‌های سازند روته با رسوبات آراگونیتی دریاهای آب گرم عهد حاضر نیز مشابه است. نمودار تغییرات استرانسیم به سدیم در برابر منگنز (شکل 16، D) نشان می‌دهد همۀ نمونه‌های سنگ‌آهک‌های روته درون محدودۀ تعیین‌شده برای سنگ‌آهک‌های آراگونیتی حاره‌ای گوردون قرار می‌گیرند. تشابه بین عناصر فرعی کربنات‌های آراگونیتی دیرینه و عهد حاضر تأییدی بر اینست که سنگ‌آهک‌های سازند روته (واقع در بخش کم‌عمق حوضه) کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی داشته‌اند.

 

نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca) در برابر منگنز

بر اساس نسبت استرانسیم به کلسیم و مقادیر منگنز می‌توان روند دیاژنز غیردریایی در سیستم‌های باز و بسته و نسبت فعل‌و‌انفعالات آب به سنگ و شرایط اکسیداسیون و احیا را مشخص کرد (Brand and Veizer 1980; Cicero and Lohman 2001). افزایش‌یافتن میزان منگنز در کلسیت دیاژنتیکی نشان‌دهندۀ بازبودن سیستم و تأثیر آب‌های احیاکننده است (Cicero and Lohman 2001; Knorich and Mutti  2006). در سیستم دیاژنزی باز، با افزایش تبادلات آب به سنگ (Water-rock interaction)، میزان استرانسیم به کلسیم نسبت به ترکیبات اولیه کاهش می‌یابد؛ اما در سیستم‌های دیاژنزی نیمه‌بسته (Partly closed) که فعل‌و‌انفعالات آب و سنگ کمتر از سیستم‌های دیاژنزی باز است، فازهای دیاژنزی تغییرات محسوسی نسبت به ترکیبات اولیه ندارند. مقادیر منگنز در نمونه‌های سازند روته اندکی نسبت به نمونه‌های آراگونیتی اولیه افزایش نشان می‌دهد؛ همچنین نسبت استرانسیم به کلسیم در این نمونه‌ها کاهش یافته است (شکل 16، E). اگرچه میزان تغییرات این عناصر روی نموار محسوس است، به حدی نیست که به محدودۀ ترسیم‌شده برای نمونه‌هایی که تحت‌تأثیر دیاژنز در سیستم باز قرار گرفته‌اند، وارد شود؛ بنابراین استنباط می‌شود این رسوبات تحت‌تأثیر دیاژنز متئوریک در سیستم دیاژنزی نیمه‌بسته قرار گرفته‌اند.

 

 

شکل 16- A. مقایسۀ تغییرات مقادیر استرانسیم و منگنز در سازند روته با محدوده‌های مربوط به سازندهای آراگونیتی مزدوران (adabi and Rao 1991)، سنگ آهک‌های گوردون تاسمانیا (Rao 1990)،سنگ‌آهک‌های قطبی پرمین (Rao 1991)و آراگونیت‌های آب گرم عهد حاضر (Milliman 1974)، B. تغییرات مقادیر سدیم و منگنز در سنگ‌آهک‌های سازند روته همراه با محدوده‌های تعیین‌شده برای سنگ‌آهک‌های حاره‌ای گوردون تاسمانیا (Rao 1990)، سنگ‌آهک‌های مزدوران و آراگونیت‌های آب‌های گرم عهد حاضر، C. تغییرات سدیم و استرانسیم در سنگ‌آهک‌های سازند روته؛ داده‌ها درون محدودۀ ترسیم‌شده برای سنگ‌آهک‌های حاره‌ای گوردون با کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی قرار گرفته‌اند، D. تغییرات منگنز در برابر نسبت استرانسیم به سدیم در سنگ‌آهک‌های سازند روته، E. تغییرات میزان منگنز در برابر نسبت استرانسیم به کلسیم در سنگ‌آهک‌های سازند روته

 

 

توالی دیاژنتیکی

بر اساس شواهد پتروگرافی و تجزیه‌وتحلیل‌های عنصری، فرایندهای دیاژنتیکی سنگ‌آهک‌های سازند روته در برش شمال مهاباد طی سه مرحلۀ ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز انجام شده‌اند.

ائوژنز (محیط دیاژنزی دریایی)

شواهد دیاژنز دریایی توسط فرایندهای دیاژنزی میکرایتی‌شدن، سیمان سین‌تکسیال و سیمان میکرایتی حاشیۀ دانه تشخیص داده شده‌اند. تشکیل سیمان سین‌تکسیال در برخی از موارد در‌رابطه‌با دیاژنز اولیۀ دریایی است (Ahmad et al. 2006)؛ اشباع‌شدگی محیط، آزادشدن گاز دی‌اکسیدکربن، فوق‌اشباع‌شدن محیط از بیکربنات و عبور آب و سیالالت از داخل رسوبات ازجمله شرایط تشکیل این نوع سیمان در رسوبات به شمار می‌آیند (Tucker and Wright 1990). در نمونه‌های موردمطالعه، در بسیاری از رخساره‌های گرینستونی تشکیل‌شده در محیط بار کربناته، پوشش میکرایتی در اطراف آلوکم‌ها مشاهده می‌شود و برخی از آلوکم‌ها (به‌ویژه اائیدها و بایوکلست‌ها) به‌طور کامل میکرایتی شده‌اند. سیمان میکرایتی اطراف دانه‌ها عمدتاً در رخساره‌های گرینستونی مربوط به بار و همچنین رخساره‌های پکستونی مشاهده شده است.

 

مزوژنز (محیط دیاژنزی تدفینی)

در نمونه‌های موردمطالعه، آثار دیاژنز تدفینی به‌‌شکل فشردگی فیزیکی، سیمان کلسیتی دروزی، استیلولیتی‌شدن، سیمان کلسیتی پویکیلوتوپیک و سیلیسی‌شدن مشاهده شده‌اند. در برخی از نمونه‌های گرینستونی، استیلولیت‌هایی مشاهده می‌شوند که هر دوی آلوکم‌ها و سیمان را قطع کرده‌اند. آلوکم‌های خرد‌شده و خمیده‌شده و تماس‌های بین‌دانه‌ای محدب- مقعر معرف فشردگی مکانیکی حاصل از افزایش فشار ناشی از افزایش عمق تدفین است.

 

تلوژنز (محیط دیاژنزی متئوریک)

شیوۀ گسترش عمودی رخساره‌های سازند روته در برش شمال مهاباد (شکل 14) نشان می‌دهد این رسوبات درمجموع چهار بار رخنمون جوی یافته‌اند و در معرض آب‌های متئوریک قرار گرفته‌اند. این آب‌ها معمولاً شوری کمی (چندین میلی‌گرم‌درلیتر) دارند و میزان کلسیم در این آب‌ها متفاوت، اما معمولا ًمقادیر منیزیم و سدیم در آنها کم است (Rahimpoor Bonab 2010). همان‌طور که در بخش ژئوشیمی گفته شد، اثر آب‌های جوی در محیط دیاژنزی متئوریک باعث غنی‌شدن این رسوبات از آهن و منگنز و تخلیۀ سدیم و استرانسیم شده است. در محیط‌های فریاتیک آب شیرین، فضاهای خالی بین آلوکم‌ها همیشه پر از آب است و ممکن است باعث انحلال کانی‌های ناپایدار مانند آراگونیت کلسیت پرمنیزیم شود. عوامل تأثیرگذار بر فرایندهای دیاژنزی در این محیط‌ها عبارتند از: اندازۀ دانه‌ها، تخلخل و نفوذپذیری رسوبات، شیمی آب‌های درون‌حفره‌ای، آب‌وهوا، پوشش گیاهی و موقعیت جغرافیایی (James and Choquete 1990; Tucker and Wright 1990). در نمونه‌های موردمطالعه، آثار دیاژنز متئوریک به‌شکل فرایندهای سیمان کلسیتی بلوکی، سیمان کلسیتی غیرآهن‌دار، سیمان سین‌تکسیال، کلسیت اسپاری، انحلال، نئومورفیسم و آهن‌دار‌شدن مشاهده می‌شود. Halley and Harris (1979) وLongman (1980) معتقدند در این مرحله، برخی از سیمان‌های نسل دوم شامل موزائیک سیمان هم‌بعد، سیمان بلوکی و سیمان سین‌تکسیال ممکن است ته‌نشست شوند؛ نئومورفیسم افزایشی به‌شکل تبدیل میکرایت به میکرواسپار نیز ممکن است در این مرحله اتفاق افتد (Heidari 2009)؛ وجود اکسیدآهن به‌شکل آهن‌دار‌شدن و سیمان آهن بین آلوکم‌ها و فسیل‌ها این واقعیت را تأیید می‌کند (شکل 15، g و h). شکل 17 فرایندهای دیاژنزی اصلی سازند روته و محیط‌های دیاژنتیکی آنها را در سازند روته نشان می‌دهد.


 

 

شکل 17- فرایندهای دیاژنزی اصلی سازند روته و محیط‌های دیازنتیکی آنها

 

 

نتیجه‌‌

سازند روته در برش شمال مهاباد متشکل از سنگ‌های کربناتۀ عمدتاً متوسط تا ضخیم‌لایۀ کرم تا خاکستری‌رنگ است. مطالعه‌های پتروگرافی و میکروسکوپی رخساره‌ها به شناسایی 15 ریزرخساره منجر شدند که در 7 کمربند رخساره‌ای سوپراتایدال، اینترتایدال، لاگون، بار، دریای باز، رمپ میانی و رمپ خارجی ته‌نشین شده‌اند. محیط رسوبی این سازند به‌‌علت وجودنداشتن رخساره‌های دوباره‌نهشته‌شده، مقاطع و رسوبات مربوط به جریان‌های ثقلی در این رسوبات، وجودنداشتن آنکوئیدها، پیزوئیدها و آگرگات‌ها و وجودنداشتن ریف‌های پیوستۀ سدی به‌عنوان رمپ کربناتۀ هموکلینال تشخیص داده شد. توزیع عمودی رخساره‌های تشکیل‌دهندۀ سازند روته به شناسایی دسته رخساره‌های معرف پیشروی و پسروی آب دریا و به دنبال آن، شناسایی توالی‌ها، سیستم‌تراکت‌ها و مرزهای سکانسی منجر شد؛ بر این اساس، چهار چرخۀ رسوبی شناسایی شدند. شواهد پیشروی آب دریا و روند عمیق‌شوندگی توسط فرایندهای دیاژنزی دریایی انجام‌شده به‌ویژه در رخساره‌های معرف سیستم تراکت پیش‌رونده (TST) به‌خوبی مشاهده شدند. این فرایندها اغلب شامل میکرایتی‌شدن و سیمان میکرایتی حاشیۀ دانه‌ها هستند. طی پسروی آب دریا (مرز چرخه‌های رسوبی)، رسوبات رخنمون جوی یافته‌اند و تحت‌تأثیر دیاژنز متئوریک قرار گرفته‌اند. شواهد دیاژنز جوی بیشتر به‌شکل فرایندهای سیمان کلسیتی گرانولار، سیمان کلسیتی بلوکی، سیمان سین‌تکسیال، آهن‌دار‌شدن و نئومورفیسم و شواهد تدفین عمیق توسط فرایندهای فشردگی فیزیکی، سیمان کلسیتی دروزی، استیلولیتی‌شدن، سیمان کلسیتی پویکیلوتوپیک و سیلیسی‌شدن مشاهده می‌شوند. ورود آب‌های جوی باعث غنی‌شدن این رسوبات از منگنز و آهن و تهی‌شدن آنها از سدیم و استرانسیم شده است. مقایسۀ تغییرات عناصر فرعی سازند روته با عناصر فرعی سازندهای مشابه روی نمودار‌های ژئوشیمیایی نشان می‌دهد کانی‌شناسی اولیۀ این رسوبات آراگونیت بوده است. طی پسروی سطح آب دریا در مرز چرخه‌های رسوبی، دیاژنز جوی در حضور آب‌های اشباع از کربنات‌کلسیم باعث تبدیل آراگونیت ناپایدار به کلسیت کم‌منیزیم پایدار شده است. نمودار نسبت استرانسیم به کلسیم در برابر منگنز نیز تأثیر دیاژنز متئوریک را در سیستم دیاژنزی نیمه‌بسته تا باز تأیید می‌کند.

References

Adabi M.H. and Rao C.P. 1991. Petrographic and geochemical evidence for original mineralogy of upper Jurassic carbonate (Mozduran formation), Sarakhs area, Iran. Sedimentary Geology, 72: 253-267.
Adabi M. H. Salehi M.A. and Ghabeishavi A. 2010. Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of lower cretaceous carbonates (Fahlian Formation), southwest Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 39:148-160.
Ahmad A.H.M. Bhat G.M.M. and Azim Khan H. 2006. Depositional environments and diagenesis of the kuldhar and Keera Dome carbonates (Late Bathonian-Early Callovian) of western India. Journal of Asian Earth Sciences, 27: 765-778
Al-Aasm I.S. and Veizer J. 1986. Diagenetic stabilization of aragonite and low-Mg calcite, II. Stable isotopes in Rudists. Jour, Sedimentary Petrology, 56:763-770.
Angiolini L.M. Balini E. Garzanti A. Nicora A. Tintori S. Crasquin-Soleau. and Muttoni G. 2003. Permian climatic and paleo geographic changes in northern Gondwana: the Khuf Formation of interior Oman. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 191:269-300.
Asserto R. 1963. The Paleozoic formations in central Elborz (Iran). Preliminary Note Rivista Italian a di Paleontology Stratigraphic, 69:503-543.
Babakhoie G. Adabi M.H. Jahani D. and Zobeyri M. 2013. Sedimentary environment and sequential stratigraphy of the Ruteh Formation in the Sibestan region (Central Alborz). Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 29(1):43-58.
Bacelle L. and Bosellini A. 1965. Diagrami per lastima visiva della composizione percentuale nelle rocce sedimentary. Science Geologic he e Paleontologiche, 4: 59-62.
Bastami L. M. Mousavi R. Hosseini Barzi M. 2016. Microfacies, sedimentary environment and relative changes in sea level in the Ruteh Formation, Sangsar and Makarood sections, Central Alborz, Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 32(65):1-28
Bastami Bandpei L. Mousavi Tasouj M. and Hosseini Barzi M. 2017. Diagenesis and geochemistry processes of Ruteh Formation in Khor, Sangsar (Southern Range of Central Alborz) and Makarood (Northern Range of Central Alborz). Earth Knowledge Researches, 34: 53-74.
Bathurst R.G.C 1971. Carbonate sediments and their diagenesis. Elsevier, Amsterdam, p. 620.
Bathurst R.G.C. 1975. Carbonate sediments and their diagenesis. New york, Elsevier Science Publication Company, p. 658.
Becker H. Forste H. and Soffel H. 1973. Central Iran, a former part of Gondwana? Paleomagnetic evidence from Infra Cambrian rocks and iron ores of the Bafq area, Central Iran. Zeitschrift fur Geophysics, 39: 953-963.
Berberian M. and King G.C.P. 1981. Toward a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Science, 18: 210-265.
Brand U. Veizer J. 1980. Chemical diagenesis of multicomponent carbonate system, Stable isotopes. Journal of sedimentary Petroleum, 51:987-997.
Budd D.A. 1992. Dissolution of high-Mg calcite fossils and the formation of biomolds during mineralogical stabilization. Carbonates and Evaporites, 7: 74-81.
Budd D.A. Hammes U. and Ward W.B. 2000. Cathodoluminescence in calcite, New insights on Mn-activation, Fe-quenching and sensitizing by Pb and Zn using synchrotron X-ray fluorescence. Journal of Sedimentary Petrology, 70: 217-226.
Burchette T.P. Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79: 3-5
Burek P.J. and Furst M. 1975. Paleo magnetic implications of the Lower Paleozoic uplifts (Kuh-e-Kahkum and Surmeh) in the Zagros mountains, Iran. Proceedings of Tehran Symposium, Geodynamics of SW Asia. Geological Survey of Iran (abstract).
Cicero A. and Lohman K.C. 2001. Sr/Mg variation during rock-water interaction: Implication for secular changes in the elemental chemistry of ancient seawater. Geochimical et Cosmochimical Acta, 65: 741-761.
Clari P.A. Martire L. 1996. Interplay of cementation, mechanica, compaction and chemical compaction in nodular limestone of the resso ammonitico veronese (Middli-Upper Jurassic, Northeast Italy). Journal of Sedimentary Research, 66: 447-458.
Dunham, R.G. 1962. Classification of carbonate rocks According to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists, 108-121.
Eftekhar Nezhad j. 1980. Geological map of Mahabad, 1:100000, Geological survey of Iran, Tehran.
Flugel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks, Springer, 984 p.
Folk R.L. 1962. Practical petrographic classification of lime stones. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 43:1-38.
Ghasemi Nejad E. 2002. Biostratigraphy and depositional history of the Paleozoic deposits in the south of Alborz basin, Based on foraminifera. Iranian International Journal of Science, 3(1): 93-114.
Ginsburg R.N. and Hardie L.A. 1975. Tidal and storm deposits northwestern Andros Island, Bahamas. In: Ginsburg, R. (Ed.), Tidal Deposits,  23: 201-208.
 Glaus M. 1964. Trias und oberperm in zentralen Elburs (Persian). Eclogue Geol, Helv. 57(2): 497-508.
Halley R.B. and Harris P.M. 1979. Fresh water cementation of a 1000 year-old oolite. Journal of Sedimentary Petrology, 49: 969-988.
Haijun Zh. Lin D. Xulian W. Qingshan W. and Guoyin X. 2006. Carbonate diagenesis controlled by glacioeustatic sea-level changes, A case study from Carboniferous-Permian boundary section at Xikou, Chia. Journal of China University of Geosciences, 17(2): 103-114.
Heidari A. Mahboobi A. Mousavi Harami R. 2009. Diagenesis history of Carbonate rocks from Chehel Kaman Formation (Late Paleocene) in western Kopeh-Dagh sedimentary basin. Geology of Iran, 12: 13-28.
Hesse R. 1990. Silioca diagenesis, Origin of Inorganic and replacement cherts, In: Mcllreath A. Morrow D.W. (Eds.), Diagenesis. Geosciences Canada, 4: 253-275.
Hosni R. Mousavi M. Lankarani M. and Aharipur R. 2010. Facies, sedimentation environments and sequential stratigraphy of Permian deposits in the Khosh Yeylagh region: Iran Geology, 24, pp. 19-32.
Hunt D. and Tucker M.E. 1992. Stranded Para- sequences and the forced regressive wedge systems tract deposition during base-level fall. Sedimentary Geology, 81: 1-9.
James N.P. and Choquette P.W. 1990. Limestones, the meteoric environment. In, McIlreath I.A. Morrow D.W. (Eds.) Diagenesis. Geoscience Canada, 7:13-34.
Jordan C.F. and Abdullah M.V. 1988. Arun field, a giant gas-condenste field producing from Miocene reef facies, North Sumatra basin, Indonesia. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, Tulsa, 72: 203.
Kak Mam O. Adabi M.H. Sadeghi A. and Nikandish A.A. 2013. Assessment of microfacies, diagenetic processes and sedimentary environment of Asmari Formation in southern Rig anticline. Earth Science Researches, 4:76-94
Knorich A.C. and Mutti M. 2006. Missing aragonitic biota and the diagenetic evolution of hetorozoan carbonates, a case study from the Oligo-Miocene of the cetral Mediterranean. Journal of Sedimentary Research, 76: 871-888.
Lambert L. Durlet C. loreau J.P.  and Marnier G. 2006. Burial dissolution of micrite in Middle East carbonate reservoirs (Jurassic-Cretaceous), Keys for recognition and timing. Marine and Petroleum Geology, 23:79-92.
Lankarani M. and Amini A.H. 2008. Sequence stratigraphy of Permian deposits (middle absaroka super sequence) in Gaduk area, central Alborz, Iran. Iranian Journal of Geology, 2(8): 29-45.
Lasemi Y. (2000). Facies, sedimentary environments, and sequential stratigraphy of Upper Precambrian and Paleozoic sediments of Iran, Geological Survey & Mineral Explorations of Iran, p.180
Lee Y.I. Hyeong K. and Yoo C.M. 2001. Cyclic sedimentation across a middle Ordovician carbonate ramp (Suwibong Formation), Korea. Facies, 44:61-74
Longman M.W. 1980. Carbonate diagenetic textures from near surface diagenetic environments. American Association of Petroleum Geology Bulletin, 64: 461-487.
Macneil A. and Jones B. 2003. Dolomitization of the Pedrocastle Formation (Pliocene), Cayman Brac, British West Indies. Sedimentary Geology, 162: 219-238.
Maliva R.G. Siever R. 1989. Nodular chert formation in carbonate rocks. J. Geol, 97: 421-433.
Mamet B. 1991. Carboniferous calcareous algae, In: R. Riding, Calcareous algae and stromatolits (Ed.). Springer-Verlag, Berlin, 370-451.
Mc Elhinny M.W. 1970. Paleo magnetism of the Cambrian purple sandstone from the salt range, West Pakistan. Earth and Planetary Science Letters, 8:149-156.
Meyers W.J. 1977. Chertification in the Mississipian Lake Valley Formation, Sacramento mountains, New Mexico. Sedimentology, 24: 75-105.
Milliman J.D. 1974. Marine carbonates. Springer-Verlag, New York.
Milliman J.D. Freile D. Steinen R.P. and Wilber R.J. 1993. Creat Bahama bank aragonite muds: Mostly inorganically precipitated, mostly exported. Journal of Sedimentary Petrology, 63:589-595.
Mokhtarpour H. 1997. Petrography, sedimentary environments and sequences of Permian rocks in Alborz area, north of Iran: Ph.D. thessis, Islamic Azad University, Science and Research Branch, 229 p.
Noble J.P.A. and Van Stempvoort D.R. 1989. Early burial quartz authigenesis in Silurian platform carbonates, New Brunswick, Canada. J, Sidimentary Petrology, 59:65-76.
Noorafkan Kondrood Kh. 2000. Facies, sedimentary environment and upper Permian rocks sequences in the Ajbashir region, East Azarbaijan, Master's thesis, Tarbiat Moallem University.
Partoazar H. 1995. Permian System in Iran: Geological Survey & Mineral Explorations of Iran, 340 pp.
Pomar L. 2001. Types of carbonate platforms: a genetic approach. Basin Research, 13: 313-334.
Rahimpoor Bonab H. 2010. Carbonate Petrology. Tehran Uiversity Press, p. 550.
Rao C.P. 1981. Geochemical differences between tropical (Ordovician) and subpolar (Permian) carbonates, Tasmania, Australia. Geology, 9: 205-209.
Rao C.P. 1989. Geochemistry of Gordon limestone (Ordovician), Mole Creek, Tasmania, Australia. Aust. Journal of Earth Sciences, 36: 65-71.
Rao C.P. 1990. Geochemical characteristics of cool-temperate carbonates, Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 5: 209-221.
Rao C.P. 1991. Geochemical differences between subtropical (Ordovician), Temperate (Recent and Pleistocene) and subpolar (Permian) carbonates, Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, v. 6, p. 83-106.
Rao C.P. and Adabi M.H. 1992. Carbonate minerals, Major and minor elements and oxygen and carbon isotopes and their variation with water depth in cool, temperate carbonates, Western Tasmania, Australia. Marine Geology, 103: 249-272
Robertson A. H. F. 1977. The origin and diagenesis of cherts from Cyprus. Sedimentology, 24: 11-30.
Read F. 1985. Carbonate platform facies models. American Association of Petroleum Geologist Bulletin, 69(1): 1-21.
Renema W. 2006. Large benthic foraminifera from the deep photic zone of a mixed siliciclastic-carbonate marine. Micropaleontology, 58: 73-82.
Romero J. E. Caus. and Rossel J. 2002. A model for the palaeoenviromental distribution of larger foraminifera based on Late-middle Eocene deposits on the margin of the south pyrenea basin. Paleogeography, paleoclimatology, Paleoecology, 179: 43-56.
Ross C.A. and Rosss J.P.R. 1987. Paleozoic sea level and depositional sequences. Cushman Foundation for Foraminiferal Research, Special Publications, 24:137-149.
Samankassou E. Tresch J. and Strasser A. 2005. Origin of peloids in early Cretaceous deposits, Dorset. South England Facies, 51: 264-273.
Sanders D. 2001. Burrow-mediated carbonate dissolution in rusidt biostromes (Aurisina, Italy), Implications for taphoomy in tropical, shallow subtidal carbonate enviroments. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 168: 39-74.
Scholle P.A. and Scholle D.S. 2006. A Colore Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, Textures, Porosity, Diagenesis. American Association of Petroleum Geologists, Tulsa, Oklahoma, U.S.A, p. 459.
Seelin M. Emmeric A. Bechsta T. and Zuhlke R. 2005. Accommodation/sedimentation development and massive eraly marine cementation, Latemarvs Concarena (Middle-Upper Triassic, Southern Alps). Sedimentary Geology, 175: 439-457.
Shinn E. R. Ginsburg N. Lyuod R.M. 1965. Recent supratidal dolomite from Andros island, Bahamas. Paleontologists and Mineralogists, 180 p.
Shinn E. 1983. Tidal X ats, In: Acholle P.A. et al. (Eds.), Carbonate depositional environments. American Association Petroleum Geology, 33: 171-210.
Soffel H. and Forster H.G. 1977. Preliminary polar wander path of central Iran and Lut block (abstract). American Geophysical Union, 58 (9): 898.
Soffel H. Forster H. and Becker H. 1975. Preliminary polar wander path of central Iran. Journal of Geophysics (Zeitschrift fur Geophysics), 41: 541-543.
Stocklin J. 1974. Passive ancient continental margins in Iran. In: Burk C. A. Drake C. L. (Eds.), The Geology of Continental Margins. Springer- Verilog, New York, p. 873-887
Tucker M.E. 2001. Sedimentary petrology: An introduction to the origin of sedimentary rocks. Blackwell Science, p. 272
Tucker M.E. Wright V.P. 1990. Carbonate sedimentology. Blackwell, Oxford, p. 482.
Vachard D.P. Lavein S. Zhang G. and  Lemoigene Y. 1991. Calcareous microfossils from the upper Visean of Jinhu near Guangzhou, republic of China. Geobis, p. 675-681.
Vachard D. and Flores A. 2002. Discovery of Late Devonian/Earliest Mississippian microfossil in Salvador patlanoay (Pueblo, Mexico): Biogeographic and Geodynamic Consequences. Geosciences, 15:1094-1101.
Veizer J. 1983. Trace element and isotopes in sedimentary carbonate. Review in Mineralogy, 11: 265-300
Weedman Suzanne D. Brantley Susan L. Shiraki R. and Simon R. 1996. Diagenesis, compaction and fluid chemistry modeling of sandstone near a pressure seal, Lower Tuscaloosa Formation, Gulf coast. American Association of Petroleum Geologists, 80:1045-1063.
Wendt J. Kaufmann B. Belka Z. Farsan N. and Karimi Bavandpur K. 2002. Devonian/lower Carboniferous stratigraphy, facies patterns and paleogeography of Iran, part I, Southeastern Iran. Acta Geological Polonica, 52: 129-168.
Wensink H. Zuderveld J.D.A. and Varekamp J.C. 1978. Paleomagnetism and ore mineralogy of some basalts of the Geiroud Formation of late Devonian-early Carboniferous age from the southern Alborz, Iran. Earth and Planetary Science Letters, 41 (4): 441-450.
Wilson J.L. 1975. Carbonate facies in Geological history, Springer, 471 p.

Files

Share

How to cite

Statistics