A Geochemistry study of the Sargelu Formation (Middle Jurassic) in terms of original mineralogy and palaeotemperature in the Lorestan area

Document Type : Research Paper

Authors

1 Assistant Professor, Faculty of Science, Department of Geology, University of Hormozgan, Bandar-Abbas, Iran

2 Assistant Professor, Department of Earth Sciences, Institute for Advanced Studies in Basic Sciences (IASBS), Zanjan, Iran

3 Ph.D. Student in Sedimentology and Sedimentary Petrology, Department of Geology, Research Institute of Petroleum Research (RIPI), Tehran, Iran

4 National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Tehran, Iran.

Abstract

Abstract
The carbonate Sargelu Formation (Middle Jurassic) in the Lorestan area mainly consists of black calcareous shales and thin- to thick-bedded limestones with remarkable organic material. Integrated binary diagrams of trace elements and stable isotopes such as Na-Mn, Sr-Na, Sr/Na-Mn and petrography, SEM and CL suggest an original low Mg calcite  (LMC) composition of the carbonate Sargelu Formation. Deep-sea sedimentation of the Sargelu Formation and its outer ramp to basin depositional settings are consistent with the formation and preservation of the LMC carbonate sediments. Binary diagrams of 1000Sr/Ca-Mn and δ18O-Mn as well as the presence of the framboidal and cubic pyrites, organic material and pseudocement infilling the bivalves display a predominant anoxic to the sub-oxic condition of the sedimentary substrate of the Sargelu Basin and marine and burial diagenetic effects in a closed to the semi-closed diagenetic system. The high content of the Mn of the studied sediments supports the anoxic condition in the sedimentary substrate as this condition facilitates incorporating Mn within calcite composition. Greenhouse condition in the Middle Jurassic period, which led to the stratification of the seawater of the Sargelu Basin and as a function of low water circulation, poor ventilation and formation of the anoxic condition, caused this high-temperature degree.
Keywords: Zagros, Sargelu Formation, Jurassic, Geochemistry, Palaeotemperature
 
 
Introduction
The palaeoecology condition of the sedimentary basin and characterizations of the water column such as temperature, salinity, water circulation, redox condition could be identified by some variable sedimentary and geochemical parameters as type, abundance and diversity of the components, texture, and the content of the major and trace elements and stable isotopes (e.g., 18O, 13C) (e.g., Adabi & Rao 1996; Adabi et al. 2010; LaGeange et al. 2019; Grabowski et al. 2019; Briard et al. 2020). Such studies are important to the reconstruction of the environmental condition of the sedimentary basin, especially about the carbonate sediments as they are sensitive to salinity, temperature, pCO2, bathymetry, etc. (e.g., Hay 2008; Kennedy et al. 2014; Rudko et al. 2014; Kalanat & Vaziri-Moghaddam 2019). In the studied area, the Sargelu Formation (Middle Jurassic) includes bituminous, black, thin-bedded limestone, dolomitic limestone, and black fissile shale with high organic materials, known as source rock in the Zagros Basin. An integrated approach including petrography, cathodoluminescence, SEM, trace elements and stable isotopes was used to evaluate the primary mineralogy and palaeotemperature of the marine water of the Sargelu Formation during the Middle Jurassic in the Lurestan area.
 
Material & Methods
Seven sections of the Sargelu Formation including, Bizel, Kezi, Dowdan, Homajgah, Hawandeh, Mahpareh and Tenge-mastan in the Lorestan area of the Zagros fold-thrust belt were studied in this research. One hundred and eighty thin sections were examined to identify the composition, components, and the texture of the studied succession. Thirty-five samples were analyzed by SEM in the Razi Metallurgical Research Center (Tehran) to recognize the organic material, framboidal and cubic pyrites, as well as the degree of preservation of the fossils. Twelve samples were studied by CL in the RIPI to evaluate diagenetic processes in the selected samples. Thirty-one samples were analyzed by ICP-MS in the Actalabs (Canada) for the trace elements and stable isotopes. Finally, fifty-one samples were analyzed by XRF in the Zarazma Company to assess the content of the major and trace elements in the selected samples.  
 
Discussion of Results & Conclusions
Petrography, CL and SEM analyses of the studied samples of the Sargelu Formation display that the selected samples have good quality for the geochemical analysis. The samples do not show heavy diagenetic imprints such as calcite cementation, as proved by the non-luminescence character of these samples. The SEM analysis of the studied samples displayed a nearly compact fabric for the micritic matrix of the studied samples. The bivalves, as the main components of the studied sediments, also show a well preservation mode. In this context, the major diagenetic process in the studied samples is framboidal and cubic pyrites, which were formed in the sedimentary substrate and burial stage, respectively. The binary cross-plots including Na-Sr, Na-Mn and Mn-Sr/Na reflect an original LMC mineralogy for the Sargelu sediments in the studied area, as the selected samples were located within Permian subpolar cold-water carbonate and recent temperate bulk carbonate sediment fields. This interpretation is consistent with the bathymetry of the Sargelu sediments, which were deposited in the outer ramp to basin settings of a distally steepened ramp carbonate platform. The binary cross-plots of 1000Sr/Ca-Mn and δ18O-Mn indicate a closed to semi-closed diagenetic system for the Sargelu sediments as supported by the presence of the framboidal and cubic pyrites. The palaeotemperature of the Sargelu Basin was calculated as 27° C by using Anderson & Arthur (1983) equation. The calculated temperature is consistent with the climate conditions of the Middle Jurassic, which is known as a greenhouse period. In this relation, an increase in the CO2 concertation in the atmosphere and within marine water resulted in dominant low water circulation and stratification of the marine and oceanic waters around the world. This special condition normally led to intensive deposition of the high organic sediments in the Sargelu environment in the Lurestan area of Zagros Basin.
 
 

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

شرایط اکولوژی محیط دیرینۀ ته‌نشست رسوبات و ویژگی‌های توده‌های آبی مانند دما، شوری، میزان گردش آب، اکسیداسیون و احیا با استفاده از فاکتورهای مختلف رسوب‌شناسی و ژئوشیمیایی مانند نوع (کربناته، سیلیسی- آواری و تبخیری)، فراوانی و تنوع اجزای تشکیل‌دهندۀ رسوبات، بافت، ترکیب عناصر فرعی، اصلی، ایزوتوپ‌های پایدار کربن و اکسیژن ارزیابی‌شدنی است (Adabi & Rao 1996; Adabi et al. 2010; Khatibimehr et al. 2013; LaGeange et al. 2019; Grabowski et al. 2019; Briard et al. 2020). این مطالعات به‌ویژه دربارۀ رسوبات کربناته، جایگاه ویژه‌ای دارد که ترکیب آنها به‌شدت متأثر از درجۀ شوری، دما، فشار CO2، عمق و دمای آب است (Hay 2008; Shushtarian et al. 2011; Kennedy et al. 2014; Rudko et al. 2014; Kalanat & Vaziri-Moghaddam 2019). امروزه محققان به‌واسطۀ مطالعات پتروگرافی کربنات‎‍ها، همراه با تجزیه‌وتحلیل عناصر اصلی، فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار به نتایج و اطلاعات ارزنده‎‍ای از شرایط محیط‎‍رسوبی، تاریخچۀ دیاژنتیکی رسوبات، توسعۀ مخازن هیدروکربنی و سنگ منشأ آنها دست یافته‎‍اند. ازجمله این اطلاعات ارزشمند، عبارتند از: تعیین نوع محیط‎‍رسوبی، میزان دگرسانی، تعیین دمای قدیم، ترکیب کانی‎‍شناسی اولیه، محیط و روندهای دیاژنتیکی (متئوریک، دریایی، دفنی)، شناسایی کربنات‎‍های مناطق مختلف حاره‎‍ای، معتدله و قطبی، تفکیک توالی‎‍های رسوبی ازنظر شرایط اکسیداسیون-احیا، تعیین زون‎‍های حداکثری تمرکز مواد آلی منشأ هیدروکربنی، شناسایی و بررسی زون‎‍های انقراض مرتبط با وقایع احیایی اقیانوسی، بررسی منشأ و تشخیص برخاستگاه سنگ‎‍های سیلیسی- آواری، تغییرات نسبی سطح آب دریا، بازسازی تاریخچۀ تکامل، پرشدگی حوضه، مطالعات چینه‎‍نگاری، سن‎‍سنجی و تفکیک مرز بین سازندها (Adabi et al. 2010; LaGeange et al. 2019; Grabowski et al. 2019; Briard et al. 2020). انواع مختلف رسوبات کربناته در وضعیت آب‌وهوایی مختلف (حاره‌ای، معتدل و قطبی) تشکیل می‌شود؛ به‌طوری که نحوۀ تشکیل رسوبات قدیم، با استفاده از بررسی تغییرات عناصر فرعی بین رسوبات کربناتۀ عهد حاضر آب‎‍های گرم و سرد تشخیص‌دادنی است. در این ارتباط تغییرات عناصر فرعی در رسوبات کربناتۀ محیط‎‍های آب‌وهوایی مختلف، به‌دلیل تغییر در عرض جغرافیایی، دمای آب و درنتیجه تغییر در ترکیب کانی‎‍شناسی آنهاست. علاوه بر کاربردهای ذکرشده در بالا، تفکیک انواع محیط‎‍های دیاژنتیکی (متئوریکی، تدفینی، دریایی اولیه) ازطریق آنالیزهای ایزوتوپی امکان‎‍پذیر است. شرایط تشکیل، ترکیب کانی‎‍شناسی اولیه و نوع محیط دیاژنزی کربنات‎‍ها با رسم مقادیر ایزوتوپ‎‍های کربن- اکسیژن و عنصری نمونه‎‍ها در مقابل هم، تشخیص‌دادنی است و این به‌دلیل تأثیر عوامل مختلف، ازقبیل ترکیب کانی‎‍شناسی، دما، ترکیب سیالات، شرایط اکسیداسیون و احیا، بر توزیع عناصر اصلی، فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار در سنگ‎‍های کربناته است (Kennedy et al. 2014; Hay 2008; Rudko et al. 2014; Kalanat & Vaziri-Moghaddam 2019)؛ ازاین‌رو، علاوه بر مطالعات متداول تعیین اجزای تشکیل‌دهنده، ترکیب و فراوانی فونای موجود و رخساره‌های رسوبی، بررسی تغییرات میزان عناصر اصلی، فرعی و ایزوتوپ‌های پایدار، اطلاعات ارزشمندی دربارۀ وضعیت حوضۀ رسوبی، فرآیندهای عمل‎‍کننده در آن، شرایط پالئواکولوژیکی، تغییرات نسبی سطح آب دریا و نحوۀ گسترش حوضۀ رسوبی به دست می‎‍دهد (Adabi & Rao 1996; Hay 2008; Shushtarian et al. 2011; Khatibimehr et al. 2013; Rudko et al. 2014; Kennedy et al. 2014; Kalanat & Vaziri-Moghaddam 2019; LaGrange et al. 2020; Grabowski et al. 2019; Briard et al. 2020). به‌طورکلی بازه‌های زمانی اردویسین-کربونیفر زیرین و ژوراسیک میانی-کرتاسه، با توسعۀ دریاهای کلسیتی شناخته می‎‍شوند؛ در حالی که کربونیفر بالایی-تریاس با توسعۀ دریاهای آراگونیتی مشخص می‎‍شود (Sandberg 1983). به‌طورکلی سازند سرگلو (ژوراسیک میانی) در ناحیۀ لرستان، متشکل از سنگ آهک‌های سیاه‌رنگ نازک تا ضخیم لایۀ بیتومن‌دار، سنگ آهک‌های دولومیتی و شیل‌های آهکی متورق سیاه‌رنگ دارای مقادیر فراوان کربن آلی است که به‌عنوان سنگ منشأ در حوضۀ زاگرس مطرح است (Motiie 1993). در این مطالعه با استفاده از ابزارهای مطالعات پتروگرافی، میکروسکوپ‌های کاتدلومینسانس و الکترونی، آنالیز عناصر فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار و تلفیق نتایج این مطالعات با یکدیگر، ترکیب کانی‎‍شناسی اولیۀ رسوبات سازند سرگلو، محاسبۀ دمای آب دریا در زمان ته‌نشست رسوبات و میزان اثرگذاری فرآیندهای دیاژنتیکی بر این رسوبات بررسی شده است. در انتها مجموعۀ نتایج به‌دست‌آمده از این مطالعات، با نتایج حاصل از مطالعات پتروگرافی و تفسیر محیط‎‍های رسوبی سازند سرگلو انطباق داده شده و اثر نوع محیط رسوبی و شرایط پالئواکولوژیکی (مانند شوری، دما، میزان گردش آب، اکسیداسیون- احیا) حاکم بر آن، در زمان ته‌نشست این رسوبات بررسی شده است.

 

زمین‌شناسی، موقعیت جغرافیایی و رسوب‌شناسی سازند سرگلو

رشته‌کوه‌های زاگرس در جنوب غرب ایران، بخشی از کمربند کوهزائی آلپ-هیمالیا است و روند کلی شمال غرب- جنوب شرق دارد و از جنوب شرق کشور ترکیه تا تنگۀ هرمز ایران گسترش دارد (Stocklin 1968; Alavi 2004). حوضۀ زاگرس به‌دلیل برخورداری از گسترۀ وسیع و ضخامت درخور توجه رسوبات غنی از مواد آلی، وجود سیستم‌های نفتی متعدد و عظیم، جزء بااهمیت‌ترین زون‌های رسوبی ایران و جهان معرفی شده است. به‌طورکلی ازنظر جغرافیایی، زاگرس به نواحی لرستان، خوزستان و فارس تقسیم می‌شود. همچنین در راستای شمال خاور به جنوب باختر، حوضۀ زاگرس متشکل از زاگرس مرتفع (زاگرس داخلی)، زاگرس چین‎خورده (زاگرس بیرونی) و دشت خوزستان است (Alavi 2004). برش‌های مطالعه‌شدۀ سازند سرگلو در ناحیۀ لرستان و در زون زاگرس چین‌خورده قرار گرفته است (شکل 1).

به عقیدۀ علوی (Alavi 1991, 2004)، سنگ‌های زاگرس بر مبنای ترکیب کلی رخساره‎های سنگی و پیامد رویدادهای زمین‎ساختی، به سه واحد زمین‎ساختی-چینه‎شناختی تقسیم می‌شود: الف) رخساره‌های سکویی قارۀ گندوانا (پرکامبرین پسین-تریاس‌ میانی)، رخساره‌های فلات قارۀ جنوب تتیس جوان (ژوراسیک- کرتاسه) و رسوب‌های فورلند (سنوزوییک). در زمان ته‌نشینی سازند سرگلو (ژوراسیک میانی)، صفحۀ عربستان که دربرگیرندۀ حوضۀ زاگرس در بخش شمال خاوری بوده، به‌صورت یک حاشیۀ قاره‎‍ای غیرفعال توسعه داشته است (Sharland et al. 2001). در زمان کرتاسۀ بالایی (سنومانین) و به‌دلیل فرورانش پوستۀ اقیانوسی به زیر صفحۀ ایران، اقیانوس نئوتتیس شروع به بسته‌شدن کرده است و به این ترتیب صفحۀ ایران و حوضۀ زاگرس، به یک حاشیۀ فعال تبدیل می‎‍شوند (Sharland et al. 2001; Heydari 2008).

سازند سرگلو در ناحیۀ مطالعه‌شده، با مرز ناپیوسته بر رسوبات تبخیری سازند سورمه (ژوراسیک زیرین) قرار می‌گیرد و توسط رسوبات تبخیری سازند‎‍ گوتنیا (ژوراسیک بالایی) با مرز ناپیوسته پوشیده می‌شود (شکل 2a). سازند سرگلو در ناحیۀ مطالعه‌شده، متشکل از سنگ آهک‌های سیاه‌رنگ نازک تا متوسط لایۀ بیتومین‌دار، سنگ آهک‌های دولومیتی و شیل‌های آهکی متورق سیاه‌رنگ است (Sharafi et al. 2021) (شکل 2، b-d). رسوبات سازند سرگلو در ناحیۀ مطالعه‌شده، از نوع پلاژیک و همی پلاژیک است و اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آنها، شامل دوکفه‌ای‌های پلاژیک پوسیدونیا و اجزای فرعی شامل خرده‌های اکینودرم و آمونیت است. وجود مقادیر فراوان مواد آلی، پیریت‌های خوشه‌ای و مکعبی درشت بلور از مشخصات ویژۀ این رسوبات است که تقریباً در تمامی رخساره‌ها مشاهده می‌شود. موارد بسیار اندکی از آشفتگی‌های زیستی در این رسوبات مشاهده می‌شود. رخساره‎‍های رسوبی در این سازند، عمدتاً شامل شیل‎‍ آهکی پلاژیک، مادستون (وکستون) حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک، وکستون/پکستون (فلوتستون-ردستون) حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک و پکستون بایوکلاستیک حاوی خرده‌های دوکفه‌ای پلاژیک و اکینودرم است (Sharafi et al. 2021) (شکل‌های 3 و 4). این رسوبات در بخش‌های رمپ بیرونی و کف حوضه، از یک سیستم رمپ کربناته و در یک شرایط کم‌اکسیژن تا احیایی با میزان گردش آب اندک ته‌نشین شده‌اند (Sharafi et al. 2021).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1- A) تقسیم‌بندی ساختاری-زمین‌شناسی جنوب غرب صفحۀ ایران (Stocklin 1968)، B) نقشۀ جغرافیایی و راه‎‍های دسترسی ناحیۀ مطالعه‌شده و محل برش‌های مدنظر در ناحیۀ لرستان (نقشۀ سادۀ زمین‌شناسی برگرفته از نقشۀ 1:2500000 ایران، شرکت ملی نفت ایران، 1976).

Fig- 1- A) Geological-structural division of the Iran Plate (Stocklin 1968), B) Location map of the studied sections of the Sargelu Formation in the Lorestan area (Simplified geological map from base map: 1:2500000, NOIC, 1976).

 

 

 

شکل 2- تصاویر صحرایی رسوبات سازند سرگلو در ناحیۀ مطالعه‌شده. a) نمای باز سازند سرگلو که بر سازند سورمه قرار می‌گیرد و نهشته‌های تبخیری سازند نجمه آن را می‌پوشاند؛ b) تناوب سنگ آهک‌های نازک لایه و شیل‌های آهکی سیاه‌رنگ؛ c) سنگ آهک‌های نازک- متوسط لایۀ سیاه‌رنگ در برش کزی؛ d) شیل آهکی سیاه‌رنگ، برش بیزل.

Fig 2- Filed photo of the Sargelu Fm. in the studied area. a) Open view of the Sargelu Fm. overlain the Surmeh Fm. and is overlain by evaporate sediments of the Nagmeh Fm., b) Alternation of the black thin-bedded limestone and black calcareous shale, c) Black thin- to medium-bedded limestone in the Kezi locality, d) black calcareous shale, Bizel locality.

 

شکل 3- رخساره‌های سازند سرگلو در ناحیۀ لرستان. a) رخسارۀ مادستون آهکی؛ b) رخسارۀ مادستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک؛ c) نمای نزدیک از رخسارۀ مادستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک؛ d) رخسارۀ مادستون-وکستون دوکفه‌ای‌های پلاژیک؛ e) رخسارۀ پکستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک؛ f) رخسارۀ وکستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک و مقادیر فراوان مادۀ آلی که موجب رنگ سیاه زمینه شده است.

Fig 3- Microfacies of the Sargelu Fm. in the Lorestan area. a) Limy mudstone, b) Mudstone with sporadic pelagic bivalves, c) Close-up of the mudstone facies with sporadic pelagic bivalves, d) Mudstone-wackestone facies with pelagic bivalves, e) Plagic bivalve packstone facies, f) Wackestone facies with pelagic bivalves and high content of organic material cause black color in the context.

شکل 4- رخساره‌های سازند سرگلو در ناحیۀ لرستان. a) رخسارۀ فلوتستون-ردستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک؛ b) نمونۀ دستی رخسارۀ فلوتستون-ردستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک؛ c) رخسارۀ فلوتستون-ردستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک و مقادیر فراوان مادۀ آلی درزمینه که موجب رنگ سیاه در این رخساره شده است.

Fig 4- Microfacies of the Sargelu Fm. in the Lorestan area. a) Pelagic bivalve float-rudstone, b) Pelagic bivalve float-rudstone, c) Pelagic bivalve float-rudstone with high content of the organic material cause black color of the context.

 

 

روش مطالعه

در این مطالعه برش‎‍های بیزل، کزی، دودان، هماجگه، هاوندران، ماه‌پاره و تنگ مستان از سازند سرگلو در ناحیۀ لرستان و زون چین‌خورده-گسلیدۀ زاگرس بررسی شده است (شکل‌های 1 و 2). تعداد 180 مقطع نازک برای تعیین ترکیب اجزای تشکیل‌دهنده و بافت مطالعه شده است. تعداد 35 نمونه با میکروسکوپ الکترونی برای شناسایی مواد آلی، پیریت‌های خوشه‌ای، کوبیک و میزان حفظ‌شدگی دیوارۀ پوسته‌های فسیلی در موسسۀ متارلوژی رازی مطالعه شده است. علاوه بر مطالعات میکروسکوپی و برای تأیید و انتخاب نهایی نمونه‌های فاقد آثار مشخص دیاژنتیکی، تعداد 12 نمونه با میکروسکوپ کاتدلومینسانس (CL) در پژوهشگاه صنعت نفت ارزیابی شده است. به‌منظور آنالیز ژئوشیمیایی رسوبات سازند سرگلو، پس از مطالعۀ دقیق مقاطع نازک و ارزیابی با میکروسکوپ الکترونی و CL، تعداد 31 نمونه از رخساره‌های شیل‎‍آهکی و مادستون (وکستون) انتخاب و با متۀ دندان‌پزشکی نمونه‌گیری شدند که بافت یکنواخت و کمترین شواهد دیاژنتیکی را داشتند (جدول 1). نمونه‌های نهایی برای تعیین عناصر فرعی، اصلی و ایزوتوپ‌های پایدار کربن و اکسیژن به مرکز آزمایشگاهی بین‌المللی Actalabs در کشور کانادا ارسال شده است. برای آنالیز عنصری (اصلی و فرعی) مقدار 25/0 گرم از هر نمونه، به‌ترتیب توسط اسیدهای هیدروفلوریک، مخلوط نیتریک و پر‎‍کلریک حل می‌شود، سپس با استفاده از یک برنامۀ کنترل‌شده، نمونه‎‍ها در گرمایش قرار می‌گیرد تا نمونه‎‍های خشک به دست آید. بعد از خشک‌شدن، نمونه‎‍ها مجدداً در اسیدهای نیتریت و هیدروکلریک حل شده‌ است. در این بخش چنانچه کانی‎‍های مقاوم در برابر حل‌شدن موجود باشد، فرآیند حل‌شدن کامل نبوده است. عناصر آرسنیک، آنتیموان و کروم ممکن است تا حدی فرار باشند. برای کنترل کیفیت، از یک استاندارد آزمایشگاهی یا مرجع معتبر تأییدشده، استفاده شده است. در ادامه نمونه‎‍های حل‌شده، رقیق شده و با دستگاه ICP-MS مدل Perkin Elmer Sciex ELAN 6000, 6100, 9000 آنالیز شده‌‎‍ است. در این بین، کنترل هم‎‍زمان بعد از هر بیست نمونه آنالیز انجام شده است. بررسی استاندارد نمونه‎‍های حل‌شدۀ هر 80 نمونه و آنالیز نمونۀ هضم تکراری هر 15 نمونه انجام شده است. علاوه بر این، ابزارهای استفاده‌شدۀ هر 80 نمونه مجدداً کالیبره شده است. به‌منظور آماده‎‍سازی نمونه‎‍های پودری برای انجام آنالیزهای ایزوتوپی اکسیژن-کربن، 15 میلی‌گرم از پودر هر نمونه به مدت 24 ساعت در معرض اسیدفسفریک 100درصد و در دمای 25درجۀ سانتیگراد قرار می‌گیرد تا گاز CO2 متصاعدشده از هر نمونه، به کمک دستگاه طیف‌سنج جرمی اندازه‎‍گیری شود. خطای اندازه‎‍گیری در این روش ‰ 1/0± بوده است. ترکیب ایزوتوپ اکسیژن-کربن یک نمونه، به‌صورت δ و برحسب قسمت در هزار بیان می‎‍شود و مقدار آن نسبت به استاندارد مرجع V-PDB اندازه‎‍گیری می‎‍شود. همچنین 51 نمونه از رسوبات سازند سرگلو نیز برای تعیین عناصر اصلی و فرعی با استفاده از دستگاه XRF، در آزمایشگاه زرآزما آنالیز شده است (جدول 2).

 

شکل 5- ستون چینه‌شناسی برش‌های سازند سرگلو در ناحیۀ مطالعه‌شده.

Fig 5- Stratigraphy column of the Sargelu Formation of the studied area.

 

 

جدول 1- عناصر اصلی، فرعی و ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن در نمونه‌های سازند سرگلو در ناحیۀ مطالعه‌شده.

Table 1- Major and trace elements and stable isotopes of the Sargelu Fm. in the studied area.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

جدول 2- عناصر اصلی و فرعی رسوبات سازند سرگلو در ناحیۀ مطالعه‌شده (آنالیز XRF).

Table 2- Major and minor elements the Sargelu Fm. in the studied area (XRF analysis).

 

 

 

 

آنالیز میکروسکوپ کاتدلومینسانس (CL) و الکترونی (SEM)

همان‌طور که بیان شد نمونه‌های انتخاب‌شده برای آنالیز ژئوشیمیایی، عمدتاً از نوع شیل آهکی و مادستون (وکستون) بوده که در مطالعات پتروگرافی کمترین شواهد دیاژنتیکی را داشته‌اند. بررسی‌های صورت‌گرفته با میکروسکوپ CL و میکروسکوپ الکترونی بر نمونه‌ها، برای تأیید نهایی کیفیت مناسب نمونه‎‍های انتخاب‌شده بوده است. مطالعۀ نمونه‌های سازند سرگلو نشان می‌دهد زمینۀ میکریتی فاقد هرگونه لومینسانس است که بیانگر اثرنداشتن فرآیندهای دیاژنتیکی بر  آنهاست (شکل 6a-h). پوسته‌های دوکفه‌ای نیز مانند زمینۀ میکریتی فاقد لومینسانس است؛ بنابراین بیانگر اثرنداشتن فرآیندهای دیاژنتیکی بر آنهاست (شکل 6c-h). در تصاویر میکروسکوپی، دیوارۀ دوکفه‌ای‌های پلاژیک درجۀ حفظ‌شدگی خوبی را نشان می‌دهد که این موضوع تأییدکنندۀ تفسیر بالا (میکروسکوپ CL) دربارۀ اثرنداشتن فرآیندهای دیاژنتیکی بر نمونه‌های انتخاب‌شده است (شکل 6a, c, e, g). پدیدۀ درخور توجه دیگر، سیمان پرکنندۀ داخل دوکفه‌ای‌هاست (شکل 6 c, g). سیمان پرکنندۀ داخل دوکفه‌ای‌ها در تصاویر CL، ویژگی لومینسانس مانند ماتریکس میکریتی دارد؛ بنابراین شرایط مشابه با آنها و اثرنداشتن دیاژنز متئوریک را نشان می‌دهد (شکل 6d, h). این سیمان‌ها در میکروسکوپ الکترونی مرزهای صاف، مشخص و شارپ دارد (شکل 7h) که نشان‌دهندۀ توسعۀ پدیدۀ دیاژنتیکی تبلور مجدد میکریت، در شرایط دفن نیمه‌عمیق و ایجاد سیمان دروغین است. نمونه‌های مطالعه‌شده در میکروسکوپ الکترونی، عمدتاً بافت فشرده دارد (شکل 7a-c)؛ اگرچه تخلخل‌های میکرونی به‌ویژه در نمونه‌های دارای مادۀ آلی مشاهده‌شدنی است (شکل 7d-g). توسعۀ این تخلخل‌ها با تولید اسیدهای کربوکسیلیک در اثر فرآیند پختگی مواد آلی، در دفن نیمه‌عمق مرتبط و موجب انحلال و توسعۀ تخلخل می‌شود (Mansurberg et al. 2012). در مواردی به‌صورت پراکنده، دولومیت‌های ریز بلور (50 تا 100 میکرون) نیمه‌شکل‌دار (planar-s) تا شکل‌دار (planar-e) نیز در رسوبات سازند سرگلو مشاهده می‌شوند که در ماتریکس میکریتی شناورند (شکل 6i-k). در تصاویر CL،‌ این دولومیت‌ها زون‌بندی متشکل از مرکز تیره و حاشیۀ قرمز روشن دارند (شکل 6j). با توجه به اندازۀ کوچک و شکل این دولومیت‌ها، حالت مسطح آنها و پرکندگی در ماتریکس میکریتی، تشکیل آنها در دمای نسبتاً پایین (کمتر از 50 تا 60 درجه) و تدفین نیمه‌عمیق در نظر گرفته می‌شود (Mahboubi et al. 2010; Aghaei et al. 2014). تغییرات لومینسانس و وجود زون‌بندی در بلورهای دولومیت، بیانگر تغییرات شیمیایی سیالات دولومیت‌ساز در طی مراحل مختلف تشکیل آنهاست (Mahboubi et al. 2010; Aghaei et al. 2014).

 

       

 

 

 

 

 

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی و CL از نمونه‌های سازند سرگلو در ناحیۀ لرستان. a و b) تصاویر میکروسکوپی و CL‌ رخسارۀ وکستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک که در تصویر CL حالت یکدست بدون لومینسانس زمینۀ میکریتی و دیوارۀ دوکفه‌ای‎‍ها مشخص است؛ c -h) تصاویر میکروسکوپی و CL‌ رخسارۀ وکستون حاوی دوکفه‌ای‌های پلاژیک که در تصویر CL دیوارۀ دوکفه‌ای‌ها و سیمان پرکننده، لومینسانس مشابه با میکریت دارد (فلش)؛ i و j) تصاویر میکروسکوپی و CL‌ رخسارۀ مادستون آهکی که در تصویر CL‌ حالت یکدست زمینه، بدون لومینسانس و دولومیت‌های ریز بلور پراکنده با لومینسانس حاشیه‌ای قرمز روشن مشخص‌اند (فلش‌ها)؛ k) تصویر SEM از دولومیت‌های شکل دار.

Fig 6- Microscopic and CL images of the Sargelu Formation of the Lorestan area. a, b) Microscopic and CL images of the pelagic bivalve wackestone, which display homogenous non-luminescence character of the micritic matrix and bivalves, c-h) Microscopic and CL images of the pelagic bivalve wackestone, which display homogenous non- luminescence character of the micritic matrix, bivalves and infilling calcite cement (arrow), i, j) Microscopic and CL images of the lime mudstone, which display homogenous non-lominacace character of the micritic matrix including fine-crystals of the dolomite with rim light red luminescence (arrows), k) SEM of planar dolomite.

 

شکل 7- تصاویر SEM‌ و انالیز SEM-EDX نمونه‌های سازند سرگلو در ناحیۀ لرستان. a-c) رخسارۀ مادستون، دارای بافت متراکم و تخلخل پراکنده (فلش)؛ d) وجود مادۀ آلی فراوان (o) و تخلخل‌های میکرونی (فلش) در رخسارۀ مادستون (وکستون)؛ e) آنالیز SEM-EDX از مادۀ آلی در تصویر d، f و g) تخلخل‌های میکرونی (فلش) که تا حدی با یکدیگر مرتبط‌اند؛ h) بلورهای کلسیت شکل‌دار با حاشیۀ صاف و مسطح که در مرکز پوسته اسکلتی رشد کرده اند.

Fig 7- SEM and SEM-EDX analysis of the Sargelu sediments of the Lorestan area. a-c) Tight mudstone facies with sporadic porosity (arrows), d) Presence of the abundant organic material (o) and micro-porosity (arrow) in the mudstone (wackestone) facies, e) SEM-EDX of the organic material in Fig. 7d, f, g) Relatively connected micro-porosity (arrows), e) Planar calcite cement with straight boundaries infilling the fossils chamber. 

 

 

نتایج و بحث

کانی‌شناسی اولیه

شناسایی ترکیب کانی‎‍شناسی اولیۀ کربنات‎‍های قدیم، حائز اهمیت فراوانی است؛ زیرا با دانستن ترکیب کانی‎‍شناسی اولیه، ارزیابی شرایط اکولوژی محیط دیرینه مانند دما، شوری و اثر فرآیند‎‍های دیاژنتیکی با اطمینان بیشتری انجام می‌شود (Adabi et al. 2010). برای شناسایی ترکیب کانی‎‍شناسی اولیه، از مطالعات ژئوشیمیایی عناصر فرعی (به‌ویژه نسبت‎‍های Sr/Na و Sr/Mn‌) و ایزوتوپ‎‍های اکسیژن و کربن استفاده می‌شود (Mahboubi et al. 2010; Adabi et al. 2010; Shushtarian et al. 2011; Aghaei et al. 2014).

 

عناصر اصلی و فرعی

سدیم (Na)

عواملی همچون درجۀ شوری، تفریق بیوشیمیایی (biochemical differentiation)، آثار جنبشی (kinetic)، ترکیب کانی‎‍شناسی و عمق آب، با تمرکز سدیم در رسوبات کربناتۀ عهد حاضر در ارتباط‌اند (Royer et al. 2001; Mahboubi et al. 2010; Wendler et al. 2013; Rudko et al. 2014)؛ چنان‌که با افزایش شوری، عمق آب و میزان آراگونیت، مقدار سدیم افزایش می‎‍یابد (Adabi 2004). تغییرات سدیم در رسوبات آراگونیتی غیر بایوتیک حاره‎‍ای عهد حاضر، بین 1500 تا 2700 پی‎‍پی‎‍ام (میانگین 2500 پی‎‍پی‎‍ام) است (Rao & Amini 1995). در سنگ‎‍های کربناته‎‍ای که تحت تأثیر فرآیندهای دیاژنتیکی متئوریک قرار می‎‍گیرد، محتوای سدیم پایین خواهد بود (Adabi et al. 2010). میزان سدیم در رسوبات سازند سرگلو، بین 222 تا 1187 پی‎‍پی‎‍ام با میانگین 417 پی‎‍پی‎‍ام است (جدول‎‍های 1 و 2). چنان‌که نمودارهای Na-Mn و Sr-Na نشان می‌دهند، نمونه‎‍های سازند سرگلو نیز در محدودۀ کربنات‎‍های نیمه‌قطبی ساب پولار قرار می‌گیرند (شکل 8a, b) و ترکیب کلسیتی اولیه را برای آنها تأکید می‎‍کنند. بالابودن میزان Na در نمونه‌های سازند سرگلو با عمق ته‌نشینی این رسوبات سازگار است که در بخش‌های رمپ خارجی و کف حوضه است.

 

استرانسیم (Sr)

میزان تمرکز Sr‌ در مطالعۀ شرایط دیاژنتیکی و تعیین ترکیب کانی‎‍شناسی اولیۀ محیط‎‍های قدیم رسوبات کربناته استفاده می‎‍شود (Mahboubi et al. 2010; Aghaei et al. 2014)؛ به‌طوری که مقدار استرانسیم با افزایش میزان آراگونیت افزایش و با افزایش میزان کلسیت کاهش می‎‍یابد (Adabi et el. 2010). علاوه بر این، میزان استرانسیم با دمای آب دریا ارتباط مستقیم دارد (Mahboubi et al. 2010; Khatibimehr et al. 2013; Aghaei et al. 2014). در آراگونیت‎‍ معمولاً میزان Sr بالا و میزان Mn‌ پایین است (Adabi & Assadi 2008؛ Rao & Jayawardane 1994). در این ارتباط در شبکۀ کلسیت غیر بایوتیک، حداکثر میزان Sr،‌ ppm 1000 است (Adabi 2004). در آب‎‍های متئوریک، استرانسیم تمرکز پایینی دارد و درنتیجه در کربنات‎‍هایی که تحت تأثیر این آب‌ها قرار می‎‍گیرد، باعث کاهش میزان Sr در این کربنات‎‍ها می‎‍شود. مقدار Sr در نمونه‎‍های کل کربناتۀ عهد حاضر، در مناطق حاره‎‍ای بین 8000 تا 10000 پی‎‍پی‎‍ام (Rao & Amini 1995) و در مناطق معتدل بین 1642 تا 5007 پی‎‍پی‎‍ام (به‌طور متوسط 3270 پی‎‍پی‎‍ام) است (Adabi & Assadi 2008; Aghaei et al. 2014). میزان Sr در رسوبات سازند سرگلو بین 85 تا 1350 پی‎‍پی‎‍ام (میانگین 200 پی‎‍پی‎‍ام) تغییر می‎‍کند (جدول‎‍های 1 و 2). چنان‌که در جدول‎‍های 1 و 2 مشاهده می‎‍شود، محتوای Sr‌ در رسوبات کربناتۀ سازند سرگلو پایین است. ازطرفی در نمودار Sr-Na، پایین‌بودن میزان استرانسیم در نمونه‎‍های سازند سرگلو، با کانی‎‍شناسی اولیۀ کلسیت کم‎‍منیزیم ارتباط دارد. در این ارتباط پوسته‌های Posodonids که از جنس کلسیت کم‎‍منیزیم است، گسترش فراوانی در این سازند دارد که تاییدکنندۀ تفسیر بالاست. عمق بالای ته‌نشینی این رسوبات با ترکیب اولیۀ کلسیت کم‌منیزیم منطبق است.

 

شکل 8- a) نمودار دوتایی مقادیر Na در برابر Mn. b) تغییرات مقادیر سدیم در برابر استرانسیم؛ c) نمودار دوتایی تغییرات Sr/Na در برابر Mn؛ d) نمودار دوتایی تغییرات مقادیر Mn در برابر Sr/Ca. در این شکل‌ها محدودۀ سنگ‌های آهکی سازند سرگلو با محدوده‎‍های ارائه‌شده برای سنگ‌های آهکی مزدوران، مربوط به بخش کم‌عمق حوضه (Adabi & Rao 1991)، سنگ‎‍های آهکی گوردون اردویسین تاسمانیا (Rao 1990)، سنگ‎‍های آهکی نیمه‌قطبی پرمین تاسمانیا (Adabi & Rao 1996)، نمونه‌های کل کربنات معتدلۀ عهد حاضر تاسمانیا (Rao & Amini 1995) و محدودۀ آراگونیتی حاره‌ای عهد حاضر (Milliman 1974) مقایسه شده است. نمونه‎‍های سازند سرگلو در محدودۀ سنگ آهک‎‍های ساب پولار پرمین و معتدله قرار می‌گیرد که بیانگر ترکیب اولیۀ کلسیتی برای آنهاست. در شکل d با توجه به محدوده‎‍های که برند و وایزر (Brand & Veizer 1980) برای روندهای دیاژنتیکی آراگونیت (A)، کلسیت با منیزیم بالا (HMC) و کلسیت کم‌منیزیم (LMC) و پراکندگی نسبی نمونه‎‍ها تعریف کرده‌اند، نمونه‎‍های آهکی سازند سرگلو تا حدی تحت تاثیر دیاژنز اولیۀ دریایی و تدفینی در یک محیط بسته تا نیمه‌بسته قرار داشته‌اند.

Fig 8- a) Binary plot of Na vs. Mn of the Sargelu Formation, b) Variations of Sr vs. Na of the Sargelu Formation, c) Binary plot of Sr/Na vs. Mn in the Sargelu Fm, d) Mn and Sr/Ca variations in the Sargelu carbonates. These plots compared with fields of shallow marine Mozdoran limestones (Adabi & Rao 1991), Ordovician carbonate sediments of Tasmania (Rao 1990), subpolar cold-water Permian limestone (Adabi & Rao 1996), recent temperate bulk carbonate (Rao & Amini 1995), recent tropical shallow-marine aragonite (A, Milliman 1974). Note that all Sargelu samples fall within the sub-polar Permian and temperate displaying original LMC mineralogy. In Fig. 8d, trend shows that carbonate sediments of the Sargelu Fm. were affected by marine phreatic and burial fluids in a closed to semi-closed diagenetic system (Brand & Veizer 1980).

 

 

منگنز (Mn)

مقادیر Fe و Mn‌ در رسوبات کربناتۀ آراگونیتی تروپیکال عهد حاضر، کمتر از ppm 20 (Rao & Amini 1995) و در کربنات‎‍های معتدلۀ عهد حاضر بیش از 300 پی‎‍پی‎‍ام است (Rao & Amini 1995). مقدار آهن و منگنز در کلسیت‎‍های ارگانیکی و آراگونیت‎‍های ارگانیکی متفاوت است. وجود شرایط اکسیدان، افزایش میزان رسوب‌گذاری، وجود ترکیب کانی‎‍شناسی اولیۀ آراگونیتی و عدم دیاژنز متئوریکی، موجب کاهش میزان منگنز می‎‍شود (Adabi & Rao 1991; Adabi & Assadi 2008; Mahboubi et al. 2010; Aghaei et al. 2014). به‌دلیل ضریب بالای توزیع منگنز (حدود 15) (Adabi et al. 2010) و بالابودن میزان این عنصر در آب‎‍های متئوریکی، کربنات‎‍های متأثر از دیاژنز متئوریکی مقادیر منگنز بالایی خواهند داشت. همچنین حاکمیت شرایط احیایی در محیط رسوبی، موجب غنی‌شدن این عناصر در سنگ‌های کربناته می‌شود (Asadi & Adabi 2013; LaGrange et al. 2020). میزان منگنز در نمونه‎‍های مطالعه‌شدۀ سازند سرگلو، بین 14 تا 1210 پی‎‍پی‎‍ام (میانگین 262 پی‎‍پی‎‍ام) است (جدول‎‍های 1 و 2). در نمودار Na-Mn، نمونه‌های سازند سرگلو در محدودۀ کربنات‎‍های پرمین ساب پولار تاسمانیا قرار می‎‍گیرد که ترکیب اولیۀ کلسیتی را برای این نمونه تأکید می‎‍کند (شکل 8a). قرارگیری در این محدوده، با وجود غلبۀ رخساره‎‍های پلاژیک حاوی دوکفه‌ای‌های پوسیدونیا در نمونه‎‍های سازند سرگلو همخوانی دارد.

 

آهن (Fe)

مقادیر آهن در رسوبات سازند سرگلو، بین 200 تا 45390 پی‎‍پی‎‍ام (میانگین 4100 پی‎‍پی‎‍ام) است (جدول‌های 1 و 2). میانگین عنصر آهن در آراگونیت‎‍های مناطق حاره‎‍ای عهد حاضر، 20 پی‎‍پی‎‍ام و در کربنات‎‍های مناطق معتدلۀ عهد حاضر 1000 پی‎‍پی‎‍ام است؛ ولی اثر محلول‎‍های متئوریک سبب افزایش میزان آهن در سنگ‌های کربناته می‎‍شود (Adabi 2004). دیاژنز متئوریک، شرایط احیایی و دیاژنز دفنی سبب افزایش مقدار آهن در سنگ‎‍های کربناته می‌شود. با توجه به نتایج‎‍ بررسی‌شده دربارۀ عناصر Sr، Na و Mn که پیش‌تر توضیح داده شد و همچنین وجود مقادیر فراوان مواد آلی، پیریت‎‍های خوشه‎‍ای و کوبیک (شکل‌های 7b و 9) که نشان‌دهندۀ وجود شرایط احیایی در زمان ته‌نشست رسوبات سازند سرگلو و در مراحل دیاژنز تدفینی است (Sharafi et al. 2012, 2021)، می‎‍توان نتیجه گرفت که این غنی‌شدگی عنصر آهن در رسوبات مطالعه‌شده در سازند سرگلو، متأثر از شرایط احیایی در بستر رسوبی و تا حدی عملکرد دیاژنز تدفینی است.

 

نسبت استرانسیم به سدیم (Sr/Na)

تفکیک کربنات‎‍های حاره‎‍ای و غیر حاره‎‍ای قدیم و عهد‎‍حاضر، با استفاده از نسبت استرانسیم به سدیم و مقدار منگنز امکان‌پذیر است (Adabi & Assadi 2008; Adabi et al. 2010; Shushtarian et al. 2011; Khatibimehr et al. 2013). در سنگ‎‍های آراگونیتی حاره‎‍ای عهد حاضر، مقدار Mn پایین و نسبت Sr/Na بالا (حدود 3 تا 5) است؛ در حالی که در سنگ آهک‎‍های کلسیتی مناطق معتدلۀ عهد‎‍حاضر، مقدار Mn بالا و نسبت Sr/Na‌ پایین (حدود 1) است (Adabi & Rao 1991). مقادیر Sr/Na در نمونه‎‍های سازند سرگلو، بین 06/0 تا 55/4 (میانگین 717/0) است. با توجه به نمودار Sr/Na-Mn، نمونه‎‍های سازند سرگلو در برش‎‍های مطالعه‌شده، در محدودۀ کربنات‎‍های کلسیتی ساب پولار تاسمانیا و مناطق معتدله قرار می‌گیرد و Sr/Na کمتر از یک و Mn حوالی 100 و بیشتر دارد که مشخصۀ ترکیب کانی‎‍شناسی کلسیتی برای این رسوبات است.

 

سیستم دیاژنتیکی

نسبت استرانسیم به کلسیم (Sr/Ca)

با استفاده از نمودار دوتایی Sr/Ca، برحسب Mn روند دیاژنز در سیستم‎‍های باز و بسته تعیین می‌شود (Adabi & Assadi 2008; Mahboubi et al. 2010; Khatibimehr et al. 2013; Aghaei et al. 2014). در این نمودار روندهای دیاژنتیکی برای آراگونیت، کلسیت پرمنیزیم و کلسیت کم‎‍منیزیم مشخص شده‌اند (Brand & Veizer 1980). زیادبودن تبادل آب-سنگ در سیستم‎‍های دیاژنتیکی باز، باعث کاهش نسبت استرانسیم به کلسیم و افزایش مقادیر منگنز می‎‍شود؛ در حالی که پایین‌بودن این تبادلات در سیستم‎‍های دیاژنتیکی بسته و نیمه‌بسته باعث می‎‍شود که مقادیر Sr/Ca در فازهای دیاژنزی، تغییرات محسوسی نسبت‌به ترکیبات اولیه نداشته باشد؛ به‌طورکلی کاهش منگنز در کلسیت دیاژنتیکی، نمایانگر بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی است. چنان‌که در شکل‎‍ 8d مشخص است، نمونه‎‍های کربناتۀ سازند سرگلو در محدودۀ سیستم دیاژنتیکی بسته تا نیمه‌بسته قرار گرفته است. تغییرات میزان منگنز در نمونه‌ها و غنی‌شدگی در تعدادی از نمونه‌ها، با شرایط احیایی در بستر رسوبی و دیاژنز تدفینی مرتبط است که موجب تسهیل ورود Mn به درون ترکیبات کربناته شده است. وجود مقادیر فراوان مواد آلی، پیریت‌های خوشه‌ای و کوبیک درشت بلور در نمونه‌های سازند سرگلو، تأییدکنندۀ شرایط احیایی در بستر رسوبی و محیط دیاژنز تدفینی است (Sharafi et al. 2012, 2021) (شکل‌های 7b و 9). شناسایی دولومیت‌های ریزبلور تشکیل‌شده در محیط دفن نیمه‌عمیق و سیمان دروغین ناشی از تبلور دوبارۀ میکریت، اثر نسبی دیاژنز تدفینی نیمه‌عمیق در یک سیستم بسته-نیمه‌بسته را تأیید می‌کند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 9- a و b) به‌ترتیب تصاویر SEM-BSE از پیریت‎‍های خوشه‌ای و کوبیک درشت بلور در سازند سرگلو.

Fig 9- a, b) SEM-BSE image of the framboidal and cubic pyrites in the Sargelu Fm., respectively.

 

 

تغییرات ایزوتوپ‌های اکسیژن و کربن در سازند سرگلو

نسبت ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن همراه با عناصر فرعی، اطلاعات ارزشمندی را در ارتباط با تغییرات دمای محیط رسوب‌گذاری، دما در فازهای مختلف دیاژنتیکی و تفکیک کربنات‌ها در عرض‌های مختلف جغرافیایی به دست می‌دهد (Adabi & Assadi Mehmandosti 2008; Adabi et al. 2010; Wendler et al. 2013; Aghaei et al. 2014; Coimbra et al. 2016; Grabowski et al. 2019; Briard et al. 2020).

 

ایزوتوپ اکسیژن 18 در برابر منگنز

تغییرات نسبت اکسیژن 18 در برابر منگنز، در شکل 10 ترسیم شده است. در این نمودار روندهای دیاژنتیکی در ترکیبات کلسیت کم‎‍منیزیم، کلسیت با منیزیم بالا و آراگونیت برای سازنده‎‍های عهد حاضر، محدوده‎‍های برلینگتون در ایالت می‎‍سی‎‍سی‎‍پی آمریکا و آهک‎‍های Readbay سیلورین کانادا نشان داده شده‎‍اند (Brand & Veizer 1980). چنان‌که در شکل 10 مشاهده می‎‍شود نمونه‎‍های سازند سرگلو در محدودۀ سنگ آهک‎‍های Redbay قرار می‌گیرد و نشان‌دهندۀ سیستم دیاژنتیکی بسته برای این نمونه‌هاست. چنان‌که در بخش پیش توضیح داده شد پراکندگی نسبی نمونه‌ها به‌دلیل اثر شرایط احیایی در بستر محیط رسوبی بر میزان منگنز نمونه‌ها، در زمان تشکیل رسوبات سازند سرگلو است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 10- نمودار دو‎‍تایی تغییرات نسبت ایزوتوپ اکسیژن 18 به منگنز برای نمونه‎‍های سازند سرگلو. در این نمودار روندهای دیاژنتیکی در کلسیت کم‌منیزیم (LMC)، کلسیت با منیزیم بالا (HMC) و آراگونیت (A) برای متشکله‎‍های عهد حاضر (R)، محدوده‎‍های برلینگتون (Burlington) می‌سی‌سی‌پی در ایالت آمریکا (CM) و آهک‎‍های Readbay سیلورین کانادا (CS) نشان داده شده‌اند (Brand & Veizer 1980). همان‌طور که ملاحظه می‌شود، نمونه‎‍های کربناتۀ سازند سرگلو در برش‎‍های مطالعه‌شده، در سیستم دیاژنتیکی بسته تا نیمه‌بسته قرار می‌گیرد.

Fig 10- Binary plot of 18O vs. Mn including diagenetic trend of the LMC, HMC and aragonitic carbonates for the recent components, Burlington, Misissipi, USA, and Cilurian Readbay, Canada (Brand & Veizer 1980). The carbonate sediments of the Sargelu Fm. place within closed to semi-closed diagenetic system.  

 

 

به‌طور خلاصه می‌توان بیان کرد که نتایج ژئوشیمی عناصر فرعی، ایزوتوپ‌های پایدار و آنالیز با میکروسکوپ‌های کاتد و SEM، نشان‌دهندۀ ترکیب کلسیتی اولیه برای رسوبات سازند سرگلو است. عمق بالای ته‌نشینی رسوبات سازند سرگلو این تفسیر را تأیید می‌کند که با وجود فراوانی رخساره‌های پلاژیک و همی‌پلاژیک غنی از دوکفه‌ای‌های پلاژیک، پوسیدونیا با پوستۀ کلسیتی خوب حفظ‌شده، مشخص می‌شود. ایجاد چینه‌بندی در آب، تهویه و گردش آب ضعیف در حوضۀ رسوبی سرگلو ناشی از شرایط گلخانه‌ای در دورۀ ژوراسیک میانی، موجب توسعۀ یک حوضۀ رسوبی راکد (مشابه با شرایط حاکم بر اقیانوس‌های ژوراسیک) شده و دانه‌ریزبودن رسوبات سازند سرگلو، مانع اثر شدید فرآیندهای دیاژنتیکی بر آنها شده است؛ به‌طوری که تنها دیاژنز اولیۀ دریایی در سطح بین آب-رسوب و دیاژنز تدفینی در یک سیستم بسته تا نیمه‌بسته بر این رسوبات عمل کرده است. 

 

تخمین دمای دیرینه

تعیین دمای دیرینۀ آب دریا در زمان ته‎‍نشست کربنات‎‍ها، یکی از کاربردهای مهم ایزوتوپ 18O است (Adabi & Assadi 2008; Adabi et al. 2010; Aghaei et al. 2014; Kalanat & Vaziri-Moghaddam 2019). به‌منظور تعیین دمای آب دریا در زمان ته‎‍نشست رسوبات یا به عبارتی دمای اولیۀ دیاژنتیکی (هنگامی که رسوبات نزدیک سطح بوده است) از نمونه‌های با کمترین دگرسانی و یا سنگین‎‍ترین ایزوتوپ اکسیژن 18 و برای محاسبۀ دمای دیاژنتیکی، از سبک‎‍ترین ایزوتوپ اکسیژن 18 استفاده می‎‍شود (Adabi 1996). برای محاسبۀ دمای آبی که کلسیت در آن نهشته شده است، از معادلۀ Anderson & Arthur (1983) استفاده می‎‍شود:

T° C= 16 – 4.14 × (δc – δw) + 0.13 × (δc – δw)2

که در این معادله T: درجۀ حرارت برحسب درجۀ سانتیگراد.

 δc: مقدار ایزوتوپ اکسیژن 18 محاسبه‌شده در کلسیت، برحسب PDB‌ توسط دستگاه اسپکترومتر جرمی.

δw: مقدار ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در زمان تشکیل کلسیت برحسب SMOW.    

مقدار δw برای دوره‎‍های مختلف زمین‎‍شناسی متفاوت است و برای ژوراسیک مقدار آن -1.2 ‰ SMOW است (Grocke et al. 2003). دمای محاسبه‌شده با استفاده از سنگین‎‍ترین ایزوتوپ‎‍های اکسیژن 18 برای سازند سرگلو 27 درجۀ سانتیگراد است.

حوضۀ مطالعه‌شده در زمان ته‎‍نشینی رسوبات کربناتۀ سازند سرگلو (ژوراسیک میانی)، در حدود عرض 20-25درجۀ جنوبی قرار داشته و آب‌وهوای گرم و مرطوب منتج از فعالیت‎‍های شدید ولکانیکی، توسعۀ ایالت‌های ولکانیکی متعدد در اقیانوس تتیس و خروج مقادیر درخور توجه گاز CO2 در دورۀ‎‍ ژوراسیک حکمرانی می‎‍کرده است (Jenkyns 2010; Korte et al. 2015) و بنابراین با داده‎‍های درجه حرارت در چنین شرایطی انطباق نشان می‎‍دهد. چنین وقایعی معمولاً با رسوب‌گذاری وسیع و گستردۀ رسوبات غنی از کربن آلی، در محیط‎‍های پلاژیک و همی‎‍پلاژیک همراه بوده است (Jenkyns 2010). شرایط گلخانه‌ای شدید و بالاآمدگی جهانی سطح آب دریاها، موجب توسعۀ اقیانوس‌های راکد (stagnant ocean) با حداقل میزان گردش جریانات اقیانوسی، ایجاد تهویۀ ضعیف و شرایط احیایی در حوضه‌های رسوبی شده است که ماحصل آن، تشکیل رسوبات غنی از مواد آلی در حوضه‌های رسوبی مختلف، مانند حوضۀ سرگلو است (Erbacher et al. 2001; Jenkyns 2010; Sharafi et al. 2021). مجموع این عوامل، موجب افزایش درجۀ حرارت آب‌های اقیانوسی در زمان ژوراسیک میانی شده است. چنان‌که در بخش زمین‌شناسی اشاره شد، رسوبات سازند سرگلو به‌طور کامل از رخساره‎‍های پلاژیک و همی‎‍پلاژیک ریزدانه با مقادیر فراوان دوکفه‌ای‌های پوسیدونیا و مواد آلی تشکیل شده است که در یک محیط دریایی عمیق با میزان رسوب‎‍گذاری پایین و در شرایط آرام با گردش آب اندک ته‎‍نشست یافته‎‍اند. مقادیر بسیار اندک موجودات کف‌زی، فراوانی بسیار اندک آشفتگی‌های زیستی، وجود مقادیر فراوان مواد آلی و پیریت‌های خوشه‌ای در این رسوبات، نشان‌دهندۀ وجود یک شرایط کم‌اکسیژن تا احیایی در بستر رسوبی حوضۀ گرو بوده است (Sharafi et al. 2012, 2021). 

نظریۀ کلی بر این است که در بازۀ‎‍ زمانی ژوراسیک میانی، نیمکرۀ جنوبی یک شرایط آب‌وهوایی گرمسیری و نیمه‎‍گرمسیری داشته است که تا عرض‎‍های جغرافیایی بالا نیز کشیده می‎‍شده است (Hesselbo 2000; Hay 2008; Jenkyns 2010). مثال‌های مشابه از افزایش درجۀ حرارت آب‌های اقیانوسی در عرض‌های جغرافیایی بالا گزارش شده است که از آن جمله به اقیانوس‎‍های جنوبی در زمان ژوراسیک میانی- کرتاسه (Jenkyns 2010)، گذرگاه دریایی بین دریای Boreal و اقیانوس نئوتتیس در ژوراسیک میانی در عرض‎‍های جغرافیایی 30-45 درجۀ شمالی (Korte et al. 2015) اشاره می‌شود.

 

نتیجه‌

در این مطالعه، کانی‌شناسی اولیۀ رسوبات و تعیین دمای دیرینۀ حوضۀ رسوبی سازند کربناتۀ سرگلو در ناحیۀ لرستان با استفاده از تغییرات عناصر فرعی، ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن، آنالیز میکروسکوپ کاتد و SEM ارزیابی شده است.

ترسیم نمودارهای دوتایی Na-Mn، Sr-Na، Sr/Na-Mn و میزان پایین تمرکز استرانسیم، نشان‌دهندۀ ترکیب اولیۀ کلسیت با منیزیم پایین برای رسوبات سازند سرگلو است. عمق بالای ته‌نشینی رسوبات سازند سرگلو و حفظ‌شدگی بالای فابریک پوستۀ دوکفه‌ای‌های پلاژیک کلسیتی این تفسیر را تأیید می‌کند.

ترسیم نمودارهای Sr/Ca-Mn و ایزوتوپ اکسیژن 18 به منگنز، نشان‌دهندۀ اثر نسبی دیاژنز تدفینی در یک سیستم بسته تا نیمه‌بسته بر رسوبات سازند سرگلو است. همچنین فراوانی پیریت‌های خوشه‌ای در این رسوبات، بیانگر اثر دیاژنز دریایی (در سطح بین آب-رسوب) بر این رسوبات است. در بعضی موارد پراکندگی نمونه‎‍ها، بیانگر اثر فازهای مختلف دیاژنتیکی (دریایی کم‌عمق و تدفینی) است که با وجود مقادیر بالای پیریت‌های خوشه‌ای و کوبیک مشخص می‌شود و به‌ترتیب نشان‌دهندۀ وجود شرایط احیایی در بستر رسوبی (که تسهیل‌کنندۀ ورود منگنز به ترکیب کربنات‌هاست) و اثر دیاژنز تدفینی بر رسوبات است.

دمای محاسبه‌شده برای محیط دیرینۀ رسوبات سازند سرگلو، با استفاده از سنگین‎‍ترین ایزوتوپ‎‍ 18O، حدود 27 درجۀ سانتیگراد است که منطبق با جایگاه جغرافیایی دیرینۀ حوضۀ سرگلو، در زمان ژوراسیک میانی در عرض 25درجۀ جنوبی است. شرایط گلخانه‌ای غالب در زمان ژوراسیک میانی و افزایش شدید فشار دی‌اکسید کربن اتمسفر، موجب ایجاد چینه‎‍بندی در آب دریای حوضۀ رسوبی سرگلو و درنتیجه مانع از گردش آب مناسب، راکدشدن آن، ایجاد تهویۀ ضعیف و ایجاد شرایطی احیایی غالب در بستر حوضۀ رسوبی و درنهایت افزایش دمای آب دریا در این حوضه شده است.

References

Adabi M.H. 1996. Sedimentology and geochemistry of Upper Jurassic (Iran) and Precambrian (Tasmania) carbonates. Unpublished Ph.D. Thesis, University of Tasmania, Australia, 407 p.
Adabi M.H. 2004. Sedimentary geochemistry. Arian Zamin, 448p.
Adabi M.H. and Asadi-Mehmandosti E. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tange-E Rashid area, Izeh, S.W. Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33: 267-277.
Adabi M.H. and Rao C.P. 1991. Petrographic and geochemical evidence for original aragonite mineralogy of Upper Jurassic carbonate (Mozduran Formation), Sarakhs Area, Iran. Sediment Geology, 72: 253–267.
Adabi M.H. and Rao C.P. 1996. Petrographic elemental and isotopic criteria for the recognition of carbonate mineralogy and climates during the Jurassic (e.g., from Iran and England): 13th Geol. Conv., Australia, (abst.), p. 6.
Adabi M.H. Salehi M. 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.
Aghaei A. Mahboubi A. Harami R.M. Nadjafi M. and Chakrapani G.J. 2014. Carbonate diagenesis of the Upper Jurassic successions in the west of Binalud—Eastern Alborz (NE Iran). Journal of the Geological Society of India, 83(3): 311-328.
Alavi M. 1991. Sedimentary and Structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in north eastern Iran. G.S.A.Bulletin, 103: 983-992.
Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304: 1-20.
Anderson T.F. Arthur M.A. 1983. Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems. In: Arthur, M. A. (Ed.), Stable isotopes in sedimentary geology. SEPM short course, 10: 1-151.
Asadi 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.
Bates N.R. and Brand U. 1990. Secular variation of calcium carbonate mineralogy; an evaluation of ooid and micrite chemistries. Geologische Rundschau, 79: 27-46.
Brand U. and Veizer J. 1980. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system; 2, Stable isotopes. Journal of Sedimentary Petrology, 51: 987-997.
Briard J. Puceat E. Vennin E. Daeron M. Chavagnac V. Jaillet R. Merle D. and de Rafelis M. 2020. Seawater paleotemperature and paleosalinity evolution in neritic environments of the Mediterranean margin: Insights from isotope analysis of bivalve shells. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 543: 109582.
Casciello E. Verges J. Saura E. Casini G. Fernandes N. Blanc E. Homke S. and Hunt D.W. 2009. Fold patterns and multilayer rheology of the Lurestan Provience, Zagros Simply Folded Belt (Iran). Journal of the Geological Society, 166: 947-959.
Coimbra R. Azerêdo A.C. Cabral M.C. and Immenhauser A. 2016. Palaeoenvironmental analysis of mid-Cretaceous coastal lagoonal deposits (Lusitanian Basin, W Portugal). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 446: 308–325.
Erbacher J. Huber B.T. Norris R.D. and Markey M. 2001. Increased thermohaline stratification as a possible cause for an ocean anoxic event in the Cretaceous period. Nature, 409: 325-327.
Grabowski J. Bakhmutov V. Kdýr S. Krobicki M. Pruner P. Reháková D. Schnabl P. Stoykova K. and Wierzbowski H. 2019. Integrated stratigraphy and palaeoenvironmental interpretation of the Upper Kimmeridgian to Lower Berriasian pelagic sequences of the VelykyiKamianets section (Pieniny Klippen Belt, Ukraine). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 532: 109216.
Grocke D.R. Price G.D. and Ruffell A.H. 2003. Isotopic evidence for late Jurassic–Early Cretaceous climate change, Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 202, 1–2: 97–118.
Hay W.W. 2008. Evolving ideas about the Cretaceous climate and ocean circulation. Cretaceous Research, 29(5): 725-753.
Hesselbo S.P.  et al. 2000. Massive dissociation of gas hydrate during a Jurassic Oceanic anoxic event. Nature, 406: 392–395. 
Heydari E. 2008. Tectonics versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountains of Iran. Tectonophysics, 451(1): 56-70.
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. AAPG Bulletin, 49 (12): 2182-2245.
Jenkyns H.C. 2010. Geochemistry of oceanic anoxic events. Geochemistry Geophysics Geosystems, 11: 1-30.
Kalanat B. and Vaziri-Moghaddam H. 2019. Ecological changes and depositional sequences during Cenomanian/Turonian platform evolution in the Zagros Basin, SW Iran; an interplay between tectonics and aquifer-eustasy. Sedimentary Geology, 390: 31–44.
Kennedy W.J. Gale A.S. Huber B.T. Petrizzo M.R. Bown P. Barchetta A. and Jenkyns H.C. 2014. Integrated stratigraphy across the Aptian/Albian boundary at Col de Pré-Guittard (southeast France): A candidate global boundary stratotype section. Cretaceous Research, 51: 248-259.
Khatibimehr M. Adabi M.H. Moussavi R.M. Vaziri-Moghaddam H. and Sadeghi A. 2013. Microfacies, geochemistry and sedimentary environment of the Jahrum Formation in the Gach Kuh, SE Lar. Iranian Journal of Geology, 26: 97-118.  
Korte C. Hesselbo S.P. Ullmann C.V. Dietl G. Ruhl M. Schweigert G. Thibault N. 2015. Jurassic climate mode governed by ocean gateway. Nature Communications, 6:1-7.
LaGrange M.T. Konhauser K.O. Catuneanu O. Harris B.S. Playter T.L. and Gingras M.K. 2020. Sequence stratigraphy in organic-rich marine mudstone successions using chemostratigraphic datasets. Earth-Science Reviews, 203: 103137.
Mahboubi A. Moussavi-Harami R. Carpenter S.J. Aghaei A. and Collins L.B. 2010. Petrographical and geochemical evidences for paragenetic sequence interpretation of diagenesis in mixed siliciclastic–carbonate sediments: Mozduran Formation (Upper Jurassic), south of Agh-Darband, NE Iran. Carbonates and Evaporates, 25(3): 231-246.
Mansurbeg H. Morad S. Bjorklund P.P. El-ghali M.A.K. Caja M.A. and Marfil R. 2012. Diagenetic alterations related to falling stage and lowstand systems tracts of shelf, slope and basin floor sandstones (Eocene Central Basin, Spitsbergen). International Association Sedimentologists Spec. Publ., 45: 353–378.
Milliman J.D. 1974. Recent sedimentary carbonates, part 1. Marine carbonates. Berlin, Springer, 379p.
Motiie H. 1993. Geology of Iran (stratigraphy of Zagros). Geological Survey of Iran, 536p.
Rao C.P. 1990. Geochemical characteristics of cool-temperate carbonates, Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 5: 209-222.
Rao C.P. and Amini Z.Z. 1995. Faunal relationship to grain-size, mineralogy and geochemistry in recent temperate shelf carbonate, western Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 10: 114–123.
Rao C.P. and Jayawardane M. 1994. Mineralogy and geochemistry of modern temperate carbonates from King Island, Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporates, 8: 170-180.
Royer D.L. and Berner R.A. Beerling D.J. 2001. Phanerozoic atmospheric CO2 change: evaluating geochemical and paleobiological approaches. Earth-Science Reviews, 54(4): 349-392.
Rudko S.V. Kuznetsov A.B. and Piskunov V.K. 2014. Sr isotope chemostratigraphy of Upper Jurassic carbonate rocks in the Demerdzhi Plateau Crimean Mountains). Stratigraphy and Geological Correlation, 22(5): 494-506.
Sandberg F.A. 1983. An oscillating trend in Phanerozoic non-skeletal carbonate mineralogy. Nature, 305: 19-22.
Sharafi M. Ashuri M. Mahboubi A. and Moussavi-Harami R. 2012. Stratigraphic application of Thalassinoides ichnofabric in delineating sequence stratigraphic surfaces (Mid-Cretaceous), Kopet-Dagh Basin, northeastern Iran. Palaeoworld, 21: 202-216.
Sharafi M. Bayet-Goll A. Bagheri Tirtashi R. Kavoosi M.A. Rashidi M. Daryabandeh M. and Zamani Z. 2021. Facies analysis, depositional environments and palaecological analysis of deep marine deposits from the Sarglu Formation (Middle Jurassic) in Zagros Basin. Researches in Earth Sciences, in press.
Sharafi M. Biranvand B. Zeinalzadeh A. Bayet-Goll A. Moradpour M. and Kohansal P. 2021. Sedimentary facies and depositional environment of the Aitamir Formation in the Gorgan Plain: A wave-dominated shoreface model. Journal of Stratigraphy and Sedimentary Researches, 37 (2): 51-76.
Sharland P.R. Archer R. Casey D.M. Davies R.B. Hall S.H. Heward A.P. Horbury A.D. and Simmon M.D. 2001. Arabian Plate sequence stratigraphy. GeoArabia, Special Publication, 2: 371.
Shushtarian F. Adabi M.H. Sadeghi A. Hosseini Barzi M. and Lotfpour M. 2011. Original mineralogy of the Ilam Formation, based on geochemical data in type locality, Payun Anticline and subsurface section DA # a. Journal of Stratigraphy and Sedimentary Researches, 44: 39-68.
Stocklin J. 1968. Structural history and tectonic of Iran: a review. Bulletin of American Association of Petroleum Geology, 52: 1229-1258.
Wendler I. Huber B.T. MacLeod K.G. and Wendler J.E. 2013. Stable oxygen and carbon isotope systematics of exquisitely preserved Turonian foraminifera from Tanzania—understanding isotopic signatures in fossils. Marine Micropaleontology, 102: 1-33.
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 38, Issue 1 - Serial Number 86
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 38, Issue 1 No. 86, َSpring 2022
March 2022
Pages 21-44

Files

Cited by

Share

How to cite

Statistics