مطالعۀ ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن در نهشتۀ تراورتن مجدر در جنوب شرق اردبیل
الموضوعات :
علی لطفی بخش
1
(محقق اردبیلی)
الکلمات المفتاحية: ایزوتوپ پایدار, تراورتن, ترموژن, مجدر,
ملخص المقالة :
کربناتهای آب شیرین از نظر ویژگیهای ژئوشیمیایی و ایزوتوپی با یکدیگر متفاوت هستند. مطالعۀ ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن یکی از مهمترین ابزارهای مطالعاتی کربناتها از جمله نهشتههای تراورتن است. در گسترۀ مجدر که بر روی کمربند زمین ساختی البرز غربی- آذربایجان قرار دارد، نهشتههایی از تراورتن به سن کواترنر در واحدهای آتشفشانی آندزیت پورفیری به سن ائوسن قرار میگیرند. تراورتنها بر اساس مطالعات کانیشناسی به‌طورکلی از آراگونیت تشکیل یافتهاند. مقادیر میانگین ایزوتوپهای δ13C و δ18O در تراورتنهای پهنه مورد مطالعه به ترتیب در محدودۀ ‰ 47/6+ و ‰ 77/8- قرار داشته و نشان‌دهندۀ منشأ ترموژن تراورتنهای گسترۀ مجدر است. همچنین مقدار میانگین δ13C(CO2) معادل ‰ 73/2- محاسبه شده است و منشأ غیرآلی و درونزادی برای CO2 پیشنهاد میکند. تصور میشود سیالات گرمابی غنی از CO2 پس از چرخش درون واحد آهکی موجود در پهنه و واکنش با آن، یون بیکربنات کلسیم لازم برای تشکیل تراورتن را فراهم کردهاند. سپس این سیالات از طریق سیستم-های گسلی موجود در ناحیه به بالا صعود کرده و در سطح نهشتههای تراورتن را برجای گذاشتهاند.
آدابی، م.، ح.، 1390. ژئوشیمی رسوبی. انتشارات آرین زمین، چاپ دوم، 476.
- آقانباتی، س.ع.، 1383. زمینشناسی ايران. انتشارات سازمان زمینشناسی و اكتشافات معدنی کشور، 586.
- امامی، م.ه.، 1379. ماگماتیسم در ایران. سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، 622.
- حاجیعلیلو، ب. و رضایی، ج.، 1380. نقشۀ زمینشناسی 1:100،000 کیوی. سازمان زمینشناسی و اكتشافات معدنی کشور.
- تقی‌پور، ک.، خطیب، م.م.، هیهات، م.ر.، واعظی هیر، ع. و شبانیان، ا.، 1398. نقش کنترل‌کننده‌های ساختاری در هیدروژئوشیمی چشمههای تراورتنساز منطقه آذرشهر، آذربايجان، شمال باختر ايران. زمینشناسی ایران، 13(52)، 121-105.
- تقی‌پور، ک. و محجل، م.، 1392. ساختار و نحوه تشكيل پشته‌هاى تراورتن در منطقه آذرشهر، آذربايجان، شمال باختر ايران. زمینشناسی ایران، 7(25)، 15-33.
- صالحی، ل. و محمدی سیانی، م.، 1392. مطالعات ژئوشیمیایی ایزوتوپ پایدار کربن و اکسیژن در نهشتههای تراورتن محلات (جنوب شرق اراک). زمینشناسی ایران، 7(21)، 31-40.
- Berardi, G., Vignaroli, G., Billi, A., Rossetti, F., Soligo, M., Kele, S., Baykara, M., Bernasconi, S.M., Castorina, F., Tecce, F. and Shen, C., 2016. Growth of a Pleistocene giant carbonate vein and nearby thermogene travertine deposits at Semproniano, southern Tuscany, Italy: Estimate of CO2 leakage. Tectonophysics, 690, 219–239.
- Blavoux, B., Dazy, J. and Sarrot, J., 1982. Information about the origin of thermomineral waters and gas by means of environmental isotopes in eastern Azerbaijan, Iran, and southeast France. Journal of Hydrology, 56, 23–38.
- Brogi, A. and Capezzuolli, E., 2009. Travertine deposition and faulting: the fault-related travertine fissureridge at Terme S. Giovanni, Rapolano Terme (Italy). International Journal of Earth Sciences, 98, 931–947.
- Caracausi, A., Paternoster, M. and Nuccio, P.M., 2015. Mantle CO2 degassing at Mt. Vulture Volcano (Italy): relationship between CO2 outgassing of volcanoes and the time of their last eruption. Earth and Planetary Science Letter, 411, 268–280.
- Deines, P., Langmuir, D. and Harmon, R.S., 1974. Stable carbon isotope ratios and the existence of a gas phase in the evolution of carbonate groundwaters. Geochimica et Cosmochimica Acta 38, 7, 1147–1164.
- Dreybrodt, W., Buhmann, D., Michaelis, J. and Usdowski, E., 1992. Geochemically controlled calcite precipitation by CO2 outgassing: Field measurements of precipitation rates in comparison to theoretical predictions. Chemical Geology, 97, 3-4, 285–294.
- Fouke, B.W., 2011. Hot-spring systems geobiology: Abiotic and biotic influences on travertine formation at Mammoth hot springs, Yellowstone National Park, USA. Sedimentology, 58, 1, 170–219.
- Fouke, B.W., Farmer, J.D., Des Marais, D.J., Pratt, L., Sturchio, N.C., Burns, P.C. and Discipulo, M.K., 2000. Depositional facies and aqueous-solid geochemistry of travertine-depositing hot springs (Angel Terrace, Mammoth Hot Springs, Yellowstone National Park, USA). Sedimentary Research, 70, 3, 565–585.
- Fournier, R.O., 1989. Geochemistry and dynamics of the Yellowstone National Park hydrothermal system. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 17, 13–53.
- Fritz, P., 1968. Der Isotopengehalt der Mineralwasserquellen von Stuttgart und Umgebung und ihrer ittel pleistozaenen Travertin-Ablagerungen. Jahresberichte und Mitteilungen des Oberrheinischen Geologischen Vereins, 50, 53–69.
- Hoefs, J., 2009. Stable Isotope Geochemistry. 6th Edition. Berlin, Germany: Springer-Verlag. 286.
- Hoefs, J., 2004. Stable Isotope Geochemistry. 5th Edition. Berlin, Germany: Springer-Verlag. 244.
- Ibrahim, K.M., Makhlouf, I.M., El Naqah, A.R. and Al-Thawabteh, S.M., 2017. Geochemistry and stable isotopes of travertine from Jordan Valley and Dead Sea areas, Minerals, 7, 5, 82–98.
- Jamtveit, B., Hammer, Ø., Andersson, C., Dysthe, D.K., Heldmann, J. and Vogel, M.L., 2006. Travertines from the Troll thermal springs, Svalbard. Norwegian. Journal of Geology, 86, 387–395.
- Janssen, A., Swennen, R., Podoor, N. and Keppens, E., 1999. Biological and diagenetic influence in recent and fossil tuffa from Belgium. Sedimentary Geology, 126, 74–95.
- Jones, B. and Renaut, R.W., 2010. Calcareous spring deposits in continental settings. In: Developments in Sedimentology. In: Alonso-Zarza A. M. and Tanner L.H. (Eds.) Carbonates in Continental Settings: Facies, Environments and Processes, Elsevier, Amsterdam, 177–224.
- Karaisaoglu, S. and Orhan, H., 2018. Sedimentology and geochemistry of the Kavakköy Travertine (Konya, central Turkey). Carbonates and Evaporites, 33, 3, 783–800.
- Kele, S., Özkul M. and Fórizs I., 2011. Stable isotope geochemical study of Pamukkale travertines: New evidences of low-temperature non-equilibrium calcite-water fractionation. Sedimentary Geology, 238, 1-2, 191–212.
- Kele, S., Demény, A., Siklósy, Z., Németh, T., Tóth, M. and Kovács, M.B., 2008. Chemical and stable isotope compositions of recent hot-water travertines and associated thermal waters, from Egerszalók, Hungary: depositional facies and non-equilibrium fractionations. Sedimentary Geology, 211, 3-4, 53–72.
- Kele, S., Vaselli O., Szabó C. and Minissale, A., 2003. Stable isotope geochemistry of Pleistocene travertine from Budakalász (Buda Mts, Hungary). Acta Geologica Hungarica, 46, 2, 161–175.
- Lescuyer, J.L. and Riou, R., 1976. Géologie de la région de Mianeh (Azerbaidjan). Contribution à ľ étude du volcanisme tértiaire de ľ Iran. Thèse 3 ème cycle. Grenoble, 233.
- Lotfi Bakhsh, A., 2019. Characteristics of supergene alteration in Binamar Area, Ardabil, NW Iran. Journal of Multidisciplinary Engineering Science Studies, 5, 3, 2535–2539.
- Lotfi Bakhsh, A., 2018. Mineralogy and geochemical characteristics of the propylitic alteration in Mejdar Area, Ardabil, NW Iran. Journal of Multidisciplinary Engineering Science Studies, 4, 12, 2330–2335.
- Milivojevic, M., 2003. Carbogaseous mineral water in Serbia and BiH as indicator of deep hydrogeothermal resources. International Geothermal Association, European Geothermal Conference, Szeged, 1-8.
- Minissale, A., 2004. Origin, transport and discharge of CO2 in central Italy. Earth-Science Reviews, 66, 89-141.
- Mohammadi, Z., Claes, H., Capezzuoli, E., Mozafari, M., Soete, J., Aratman, C. and Swennen, R., 2020. Lateral and vertical variations in sedimentology and geochemistry of sub-horizontal laminated travertines (Çakmak quarry, Denizli Basin, Turkey). Quaternary International, 540, 146–168.
- Panichi, C. and Tongiorgi, E., 1976. Carbon isotopic composition of CO2 from springs, fumaroles, mofettes and travertines of Central and Southern Italy: a preliminary prospection method of geothermal area. Proceedings of the 2nd U.N. Symposium on Development and Use of Geothermal Resources, 1975: San Francisco, 815–825.
- Pedley, M., 2009. Tufas and travertines of the Mediterranean region: a testing ground for freshwater carbonate concepts and developments. Sedimentology, 56, 1, 221–246.
- Pentecost, A., 2005. Travertine. Reader in Geomicrobiology School of Health and Life Sciences King’s College London, Springer, ISBN 978-1-4020-3606-4.
- Pentecost, A., 1995. The Quaternary travertine deposits of Europe and Asia. Quaternary Science Review, 1005–1028.
- Rodrigo-Naharro, J., Delgado, A., Herrero, M.J., Granados, A. and Pérez del Villar, L., 2013.
Current travertines precipitation from CO2-rich groundwaters as an alert of CO2 leakages from a natural CO2 storage at Gañuelas-Mazarrón Tertiary Basin (Murcia, Spain). Informs Técnicos Ciemat, 1279, 1–53.
- Stocklin, J., 1977. Structural correlation of the Alpine ranges between Iran and central Asia, Mem. Ser. Society of Geology of France, 8, 333–353.
- Teboul, P.A., Durlet, C., Gaucher, E.C., Virgone, A., Girard, J.P., Curie, J., Lopez, B. and Camoin, G.F., 2016. Origins of elements building travertine and tufa: new perspectives provided by isotopic and geochemical tracers. Sedimentary Geology, 334, 97–114.
- Turi, B., 1986. Stable Isotope Geochemistry of Travertine. Handbook of Environmental Isotopic Geochemistry, Elsevier Science Publishers, Amsterdam, 207–208.
- Zhu, T. and Dittrich, M., 2016. Carbonate precipitation through microbial activities in natural environment, and their potential in biotechnology: A review. Frontiers in Bioengineering and Biotechnology, 4, 4.
مطالعۀ ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن در نهشتۀ تراورتن مجدر در جنوب شرق اردبیل
علی لطفی بخش1و1
[1] نویسنده مرتبط: lotfibakhsh@gmail.com
1. استادیار گروه زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم دانشگاه محقق اردبیلی، اردبیل
چکیده
کربناتهای آب شیرین از نظر ویژگیهای ژئوشیمیایی و ایزوتوپی با یکدیگر متفاوت هستند. مطالعۀ ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن یکی از مهمترین ابزارهای مطالعاتی کربناتها از جمله نهشتههای تراورتن است. در گسترۀ مجدر که بر روی کمربند زمین ساختی البرز غربی- آذربایجان قرار دارد، نهشتههایی از تراورتن به سن کواترنر در واحدهای آتشفشانی آندزیت پورفیری به سن ائوسن قرار میگیرند. تراورتنها بر اساس مطالعات کانیشناسی به‌طورکلی از آراگونیت تشکیل یافتهاند. مقادیر میانگین ایزوتوپهای δ13C و δ18O در تراورتنهای پهنه مورد مطالعه به ترتیب در محدودۀ ‰ 47/6+ و ‰ 77/8- قرار داشته و نشان‌دهندۀ منشأ ترموژن تراورتنهای گسترۀ مجدر است. همچنین مقدار میانگین δ13C(CO2) معادل ‰ 73/2- محاسبه شده است و منشأ غیرآلی و درونزادی برای CO2 پیشنهاد میکند. تصور میشود سیالات گرمابی غنی از CO2 پس از چرخش درون واحد آهکی موجود در پهنه و واکنش با آن، یون بیکربنات کلسیم لازم برای تشکیل تراورتن را فراهم کردهاند. سپس این سیالات از طریق سیستمهای گسلی موجود در ناحیه به بالا صعود کرده و در سطح نهشتههای تراورتن را برجای گذاشتهاند.
واژههای کلیدی: ایزوتوپ پایدار، تراورتن، ترموژن، مجدر.
مقدمه
تراورتن همراه با توفا و اسپلیوتم مهمترین تهنشستهای کربناتی قارهای هستند و تشکیل آنها به‌وسیلۀ عوامل مختلفی کنترل میشود. تراورتن به تمام رسوبات کربناتی غیر دریایی ایجاد شده در محل چشمهها، رودخانهها، دریاچهها و غارها گفته میشود (Fouke et al., 2000) که در طی تشکیل آن سیالات کلسیمدار و غنی از CO2 در شرایط سطحی و فشار کم قرار میگیرند (Jamtveit et al., 2006). تشکیل تراورتن به دلیل نسبت دادن آن به هر دو فرآیند زیستی و غیر زیستی همواره بحث‌برانگیز میباشد (Fouke et al., 2011; Zhu and Dittrich, 2016) و نهشته شدن آن در سطح زمین میتواند ناشی از کاهش دما، کاهش فشار، آشفتگی جریان سیال و فعالیتهای بیولوژیکی باشد (Pentecost, 2005; Brogi and Capezzuoli, 2009).
برای تفکیک و شناسایی کربناتهای غیردریایی، از شاخصههای ژئوشیمیایی مختلفی میتوان استفاده کرد. به‌طور مثال تراورتنها نسبت به دیگر انواع کربناتهای آب شیرین، دارای مقادیر بالایی از سولفور و عناصر کمیاب هستند و در نتیجۀ فعالیت و ورود محلولهای گرمابی اولیه ایجاد شده است. درحالی‌که توفا نشانگر رسوبات متخلخل محیط آب سرد است و دارای مقادیر بالایی از قطعات گیاهی و جانوری است (Janssen et al., 1999). تراورتن که یک سنگ آهکی قارهای رسوب کرده در اطراف چشمههای آبگرم موجود در مناطق آتشفشانی جوان و سیستمهای زمینگرمایی است و بیشتر از کلسیت و آراگونیت تشکیل شده است (Pentecost, 2005). نهشت تراورتن در اثر تجزیۀ بیکربنات کلسیم و خروج گاز CO2 صورت میگیرد و جوشش آب در چشمههای تراورتنساز نیز به دلیل خروج این گاز است. به‌طورکلی صحبت در مورد شرایط تشکیل و خصوصیات تراورتن و سایر کربناتهای آب شیرین از اواخر قرن نوزدهم آغاز شده است. اما مطالعه در مورد خصوصیات ژئوشیمیایی و ایزوتوپی و همچنین مطالعۀ آب و هوای دیرینه، مربوط به چند دهۀ گذشته است (Kele et al., 2011). با وجود پژوهشهای روزافزون در مورد نهشتههای تراورتن در جهان، مطالعات علمی بر روی ذخایر عظیم تراورتن در ایران اندک است. ایران با داشتن ذخایر و معادن کوچک و بزرگ تراورتن، یکی از کشورهای دارای پتانسیل اقتصادی سنگهای تراورتن و به‌عنوان یکی از بزرگترین صادرکنندگان تراورتن در جهان محسوب میشود. این سنگها در برخی نقاط همچون شهرستان محلات و آذرشهر (تقی‌پور، 1392 و 1398) شهرت جهانی داشته و خصوصیات منحصر به فردی دارند. هدف از این مقاله، بررسی نحوۀ تشکیل و منشأ تراورتن مجدر با استفاده از دادههای ایزوتوپ پایدار کربن و اکسیژن است.
جایگاه زمینشناسی ناحیه
از نظر جغرافیایی گسترۀ مورد مطالعه در استان اردبیل و در 55 کیلومتری جنوب شرق اردبیل در مسیر ارتباطی اردبیل به خلخال در مجاورت روستای مجدر قرار دارد (شکل 1).
47°86ˊ |
38°30ˊ |
N |
37°40ˊ |
48°52ˊ |
|
48°27ˊ17˝ |
37°53ˊ50˝ |
37°54ˊ10˝ |
48°25ˊ29˝ |
شكل 1. موقعيت منطقۀ مورد مطالعه و راههاي ارتباطي آن و تصویر هوایی از روستای مجدر و نهشتههای تراورتن مجاور آن
این گستره بر اساس تقسیمبندی واحدهای ساختاری ایران (آقانباتی، 1383) در روی پهنه البرز غربی- آذربایجان و همچنين بر طبق نقشۀ زير تقسيمات اصلي تكتونيكي ايران (Stocklin, 1977) در پهنه آتشفشاني ترشير- كواترنر واقع ميشود. واحدهای آتشفشانی ائوسن متشکل از آندزيت، آندزي بازالت، بازالت، آگلومرا و توف، ضخيمترين و وسيعترين واحدهاي سنگی ناحیه را تشكيل میدهند (شکل 2). بافت این سنگها اغلب پورفیری تا مگاپورفیری هستند و در سطح آنها درشتبلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن در زمینۀ ریزبلور تا شیشهای پراکندهاند. فعالیت آتشفشانی گسترده در ناحیه همراه با دیگر نواحی البرز غربی- آذربایجان نتیجۀ جنبشهای کششی در طی ائوسن میباشد (امامی، 1379) که در نتیجۀ آن یک خط آتشفشانی به طول 200 کیلومتر در امتداد گسل اردبیل- میانه به وجود آمده است (Lescuyer and Riou, 1976).
N |
شکل 2. نقشۀ زمینشناسی محدودۀ مجدر (با تغییرات از حاجیعلیلو و رضایی، 1380)
قدیمیترین واحد سنگی ناحیه را آهک بیواسپاریتی و سیلیسی تودهای تا ضخیم لایه همراه با میانلایههای شیلی پیریتدار به سن کرتاسه در جنوب غرب گستره مورد مطالعه تشکیل داده است. فعالیتهای گرمابی در گسترۀ مجدر در داخل واحدهای آتشفشانی ائوسن به‌طور کامل آشکار و نمایان است و علاوه بر تشکیل مناطق دگرسانی هیپوژن و سوپرژن در ناحیۀ مورد مطالعه با کانهزایی مس نیز همراه میباشد. دگرسانی هیپوژن شامل دو پهنۀ پروپیلیتی و زئولیتی است و از مجموعه کانیهای کلینوکلر، کلسیت، آنکریت، منگنوکلسیت، مونتموریلونیت، استیلریت و کلینوپتیلولیت تشکیل یافته است. دگرسانی سوپرژن نیز شامل نواحی رسی متشکل از کائولینیت، ایلیت، مونتموریلونیت، کوارتز و اکسید آهن است و با کانیسازی ثانویۀ مس شامل مالاکیت، آزوریت، بروکانتیت و مس طبیعی همراه است (Lotfi Bakhsh, 2018; Lotfi Bakhsh, 2019a, b). همان‌طور که در شکل 1 مشخص است در گسترۀ مورد مطالعه دو تودۀ تراورتن وجود دارد و به فاصلۀ نزدیکی از یکدیگر و در دو سمت رودخانۀ مسگر چای قرار دارند.
روش مطالعه
در طی پیمایش و بازدید میدانی از نهشتههای تراورتن در مجموع تعداد 21 نمونه به‌منظور مطالعات آزمایشگاهی برداشت شد. در مرحلۀ نمونهبرداری، سعی شد علاوه بر در نظر گرفتن پراکنش خوب نمونهها، از سطوح ارتفاعی مختلف نیز نمونهبرداری شود. پس از مطالعۀ مقاطع نازک تهیه شده از سنگها، تعداد 10 نمونه (پنج نمونه از هر تودۀ تراورتن) برای مطالعۀ ایزوتوپ پایدار کربن و اکسیژن انتخاب شدند. نمونهها پس از پودر شدن به دانشگاه فلورانس در ایتالیا ارسال شدند. نمونهها تحت تأثیر اسید فسفریک در دمای بالای 25 درجه سانتیگراد قرار گرفتند تا گاز CO2 متصاعد شده از هر نمونه توسط دستگاه طیف‌سنج جرمی اندازهگیری شود. اندازهگیری با استفاده از دستگاه Finnigan MAT-250 صورت گرفت و دقت آن 05/0 در هزار برای δ13C و 1/0 در هزار برای δ18O است. نتایج نمونهها طبق رابطۀ 1 نسبت به استاندارد مرجع سنجیده شده و برحسب در هزار (‰) بیان شدهاند:
رابطۀ 1. δ13C = [(13C/12C)Sample/(13C/12C)Standard] -1 (1000)
برای δ13C استاندار مرجع 1VPDB است و برای δ18O استاندار مرجع علاوه بر VPDB استاندارد 2SMOW میباشد (آدابی، 1390) که در رابطۀ 1 به‌جای 13C/12C مقادیر 18O/16O جایگزین میشود. مقادیر δ18O بر مبنای استاندارد SMOW طبق رابطۀ 2 (Pentecost, 2005) محاسبه شده و برحسب در هزار بیان شدهاند:
رابطۀ 2. δ18O(SMOW) = 1.0309 δ18O(VPDB) + 30.92
نتایج تجزیۀ ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن نمونهها از دو تودۀ تراورتن در گستره مجدر در جدول 1 ارائه شده است. نمونههای A و B به ترتیب متعلق به تراورتن شمالی و جنوبی هستند.
جدول1. نتایج تجزیۀ ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن نمونهها از دو تودۀ تراورتن مجدر
δ13C(CO2) ‰ | δ18O(SMOW) ‰ | δ18O(VPDB) ‰ | δ13C(VPDB) ‰ | نمونه |
-2.65 | +25.95 | -7.20 | +6.54 | Tra-A1 |
-3.12 | +21.91 | -10.04 | +6.15 | Tra-A2 |
-1.93 | +22.73 | -9.22 | +7.14 | Tra-A3 |
-3.32 | +23.48 | -8.47 | +5.98 | Tra-A4 |
-3.21 | +24.06 | -7.89 | +6.07 | Tra-A5 |
-2.85 | +23.63 | -8.56 | +6.37 | Average |
-2.71 | +22.83 | -9.12 | +6.49 | Tra-B1 |
-2.41 | +23.41 | -8.54 | +6.74 | Tra-B2 |
-1.83 | +20.81 | -11.14 | +7.22 | Tra-B3 |
-1.88 | +24.50 | -7.45 | +7.18 | Tra-B4 |
-4.20 | +23.24 | -8.71 | +5.25 | Tra-B5 |
-2.61 | +22.95 | -8.99 | +6.57 | Average |
بحث
نهشتههای تراورتني به رنگ ليمويي و قرمز در نزديكي روستاي مجدر و در مجاورت گسل اصلی ناحیه تشكيل شدهاند. نهشتۀ شمالی به مقدار قابل توجهی استخراج شده است اما محدود بودن ضخامت نهشتۀ جنوبی، همراه با تخلخل و شکستگی فراوان، استخراج آن را مقرون به‌صرفه نميكند. تراورتنها داراي لايهبندي افقي هستند و حداكثر ضخامت آنها 45 متر است. تراورتنها در سطح دارای لایهبندی مشخص با تخلخل بالا است درحالی‌که در عمق حالت تودهای و متراکم دارند (شکل3).
شکل 3. تعدادی از نمونههای برداشت شده از نهشتههای تراورتن در سطح با ساختار لایهای، دروزی و نواری متحدالمرکز
تراورتنها میتوانند از هر دو کانی کلسیت و آراگونیت تشکیل شوند. به‌طور ترجیهی کلسیت از سیالات با دمای پایینتر و آراگونیت از سیالات با دمای بالاتر ترسیب میشوند (Fouke et al., 2000; Pentecost, 2005). بر اساس دمای آب، کلسیت از سیالات با دمای پایینتر از 30 درجه، کلسیت به همراه آراگونیت از سیالات با دمای 30 تا 43 درجه و آراگونیت تنها از سیالات با دمای بالاتر از 44 درجه رسوب میکنند (Fouke et al., 2000). مطالعۀ مقاطع نازک نشان‌دهندۀ ترکیب غالب آراگونیتی تراورتنها هستند و به‌طور محدود در برخی مناطق به کلسیت تبدیل شدهاند. کربناتهای کلسیم دارای بافت لایهای، تودهای و اُاُئیدی هستند (شکل 4).
شکل 4. مقاطع نازک تهیه شده از تودۀ تراورتن، الف) بلورهای تیغهای آراگونیت با آرایش بادبزنی، ب) نواربندی متناوب بلورهای آراگونیت با اکسیدهای آهن، پ) زمینه متشکل از بلورهای آراگونیت که در برخی نقاط به کلسیت تبدیل شدهاند، ت) زمینه متشکل از بلورهای دانهای کلسیت، ث) اُاُئیدهای کربنات کلسیم، ج) مرز مشخص میان بلورهای آراگونیت در پایین و اُاُئیدهای کربناتهای کلسیم در بالا
تراورتنها دارای شکلهای متنوعی هستند و بر اساس معیارهای مختلفی ردهبندی میشوند. به‌طورکلی فرآیند تهنشست، ژئوشیمی دیاکسید کربن، فابریک و ریختشناسی مهمترین ویژگیهایی هستند و بر مبنای آنها ردهبندی تراورتنها صورت میگیرد (صالحی و محمدی سیانی، 1392). گروه کربناتها همگی دامنۀ وسیعی از تغییرات ایزوتوپ کربن δ13C(VPDB) (‰15+ تا ‰25-) و ایزوتوپ اکسیژن δ18O(SMOW) (‰35+ تا ‰0) را به نمایش میگذارند (Pentecost, 2005). تراورتنها نسبت به δ13C غنیشدگی نسبی نشان داده و این ویژگی یکی از ابزارهای مورد استفاده در تمایز آنها از دیگر سنگهای کربناتی است (Pedley, 2009). همچنین فرآیند تفکیک ایزوتوپی کربن و اکسیژن در نهشتههای تراورتن مهم است. زیرا این تفکیک، اطلاعاتی را در مورد منبع دیاکسید کربن، شرایط فیزیکوشیمیایی ترسیب (نرخ درجۀ حرارت) و تأثیر فرآیندهای زیستی بیان میکند. با توجه به اینکه دیاکسید کربن موجود برای تشکیل تراورتن ممکن است از منابع گوناگونی همچون کربنزدایی سنگ‌آهک، گاززدایی جبه، هیدرولیز و اکسیداسیون کربن احیایی مشتق شده باشد، تفسیر نشانههای ژئوشیمیایی تراورتنها نیاز به توجه خاص دارد (Pentecost, 2005).
تراورتنها را بر اساس ژئوشیمی عنصری، منشأ گاز دیاکسید کربن و ترکیب ایزوتوپهای پایدار، به دو گروه درونزاد یا ترموژن3 و برونزاد یا متئوژن4 تقسیم میکنند (Mohammadi et al. 2020; Jones and Renaut, 2010). مطالعات ایزوتوپهای پایدار کربن و اکسیژن برای شناسایی تراورتن از سال 1950 منشأ آغاز شد (Kele et al., 2003). برای تعیین منشأ و نوع تراورتن، تجزیۀ ژئوشیمیایی ایزوتوپ پایدار نقش اساسی را ایفا میکند. در جدول 2 مشخصات هر دو گروه تراورتن ارائه شده است.
جدول 2. مشخصات تراورتنهای ترموژن و متئوژن (Turi,1986; Pentecost, 1995)
تراورتن نوع ترموژن | تراورتن نوع متئوژن |
مرتبط با محیطهای زمینگرمایی | مرتبط با عوامل آب و هوایی |
-4‰ < δ13C(VPDB) < +8‰
| -11‰ < δ13C(VPDB) < 0‰ |
دارای تمرکز بالایی از کربن غیر آلی | دارای تمرکز بالایی از کربن آلی |
سیال مادر با درجۀ حرارت بالا | سیال مادر با درجۀ حرارت پایین |
نرخ بالای رسوب‌گذاری (بیشتر از 10 میلیمتر در سال) | نرخ پایین رسوب‌گذاری (کمتر از 10 میلیمتر در سال) |
شواهد گاززدایی سریع: ایجاد بلورهای حبابی شکل و شعاعی | لایهبندیهای ظریف فصلی، حفرات زیاد و ساختهای متخلخل |
همواره مرتبط با فعالیتهای تکتونیکی یا آتشفشانی حاضر یا گذشته | همواره مرتبط با آب و جریانهای آشفته (شبیه آبشارها) |
| بستگی وسعت رسوبات به میانگین سالانۀ تهنشست، درجه حرارت و تخلخل خاک |
مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن در تراورتنها در نتیجۀ عواملی نظیر دمای آب، سرعت جریان، فاصله از چشمه و فعالیتهای زیستی میتواند تغییر کند. همان‌گونه که در جدول 1 مشاهده میشود، دامنۀ تغییرات مقادیر ایزوتوپ δ13C(VPDB) نمونهها از ‰25/5+ تا ‰22/7+ متغیر است و میانگین آنها ‰47/6+ میباشد. همچنین تغییرات مقادیر ایزوتوپ δ18O(VPDB) نمونهها دامنهای از ‰20/7- تا ‰14/11- نشان داده و میانگین آنها ‰77/8- است. با توجه به شکل 5 مقادیر و دامنۀ تغییرات δ13C و δ18O دو تودۀ تراورتن نزدیک هم میباشد و در یک محدوده قرار دارند. علاوه بر این، مقادیر δ18O(SMOW) که بر اساس رابطۀ 2 محاسبه شده است، تغییراتی از ‰81/20+ تا ‰50/24+ نشان داده و میانگین آنها ‰ 29/23+ است. مقادیر مثبت ایزوتوپ δ13C(VPDB) نمونهها دلالت بر ترموژن بودن نهشتههای تراورتن مجدر دارد. همچنین این دامنۀ تغییرات با نمودار توزیع δ13C(VPDB) در تراورتنهای ترموژن از نقاط مختلف جهان به‌طور کامل انطباق دارند (شکل 6). مقادیر بالای δ13C میتواند نشان‌دهندۀ ارتباط سیال با منشأ عمیق CO2 مرتبط با کربنزدایی کربناتها، فرآیندهای حرارتی، دگرگونی و ماگمایی و یا انتشار CO2 حاصل از ولکانسیم فعال باشد (Karaisaoglu and Orhan 2018; Teboul et al. 2016; Beradi et al. 2016). همچنین مقادیر بالای δ13C در برخی تراروتنها نتیجۀ افزایش فرآیندهای گاززدایی CO2 و یا وجود آبهای سطحی و زیرزمینی غنی از 13C است (Ibrahim et al., 2017; Turi, 1986).
شکل 5. نمودار تغییرات ترکیب ایزوتوپی δ13C و δ18O دو تودۀ تراورتن در گسترۀ مجدر، نقاط آبی مربوط به تودۀ شمالی و قرمز مربوط به تودۀ جنوبی هستند.
شکل 6. توزیع مقادیر δ13C در تراورتنهای ترموژن از مناطق مختلف جهان و دامنۀ تغییرات آن در تراورتنهای گسترۀ مجدر
مقادیر δ18O(VPDB) به دلیل تغییرات در ترکیب و دمای آب، غلظت کربن و گونۀ یونی (H2CO3, HCO–3, CO3–2) دامنۀ گستردهای دارد (Kele et al., 2008). دامنۀ تغییرات δ18O(VPDB) نمونههای مطالعه شده علاوه بر تراورتنهای ترموژن، با مقادیر سایر کربناتهای آب شیرین نظیر متئوژن، اسپلتوم و مارن دریاچهای نیز انطباق دارد (شکل 7). به همین دلیل تفسیر دادههای δ18O به دلیل امکان تبادل اکسیژن موجود در ساختمان کربناتها با اکسیژن مولکولهای آب تا حدودی پیچیدهتر از تفسیر دادههای δ13C است (Pentecost, 2005). مقادیر پایین 18O با فرآیند تبخیر ضعیف و دمای بالای آب در هنگام تشکیل تراورتن مرتبط است. همچنین کاهش مقدار 18O در نهشتههای ترموژنی میتواند در نتیجۀ تبادل ایزوتوپی با سنگ میزبان صورت بگیرد (Fritz, 1968). به‌طور معمول آبهای ناحیهای عمیق دارای دامنۀ تغییرات δ18O بین ‰5- تا ‰8- هستند (Hoefs, 2004) که با توجه به مقدار میانگین δ18O(VPDB) (‰77/8-) به نظر میرسد آب چشمۀ تراورتنساز در گسترۀ مجدر مرتبط با سیالات عمقی باشند. به‌منظور تعیین نوع تراورتن با استفاده از دادههای ایزوتوپ اکسیژن میتوان از مقادیر δ18O(SMOW) محاسبه شده بر اساس رابطۀ 2 در مقابل δ13C(VPDB) استفاده کرد (شکل 8). همان‌طور که در شکل 8 مشخص است تراروتنهای صرفاً ترموژن دارای مقادیر δ13C بالای 2+ هستند. بنابراین تمامی نمونههای برداشت شده از تروارتنهای مجدر (جدول 1) دارای δ13C بالا و سنگین هستند. با توجه به شکل 8 رسم دادههای ایزوتوپی به دست آمده و محاسبه شده از محدوده مجدر منطبق با تراورتنهای ترموژن است.
شکل 7. توزیع مقادیر δ18O در کربناتهای آب شیرین از مناطق مختلف جهان و دامنۀ تغییرات آن در تراورتنهای گسترۀ مجدر
شکل 8. نمودار مقادیر δ18O(SMOW) در مقابل δ13C(VPDB)، نقاط آبی مربوط به تودۀ شمالی و قرمز مربوط به تودۀ جنوبی هستند (Pentecost, 2005).
منشاء دیاکسید کربن در تشیکل تراورتن
ترسیب کلسیت نتیجۀ کاهش pH حاصل از خروج CO2 در ضمن به تعادل رسیدن سیال با اتمسفر است (Rodrigo-Naharro et al., 2013; Dreybrodt et al., 1992). به نظر میرسد تشکیل تراورتن با تأثیر از دو عامل اصلی است: 1) کاهش سریع فشار هیدرواستاتیک و pCO2 در نتیجۀ یک فرآیند گاززدایی سریع و 2) فعالیت میکروبها و جلبکها (Rodrigo-Naharro et al., 2013). تراورتنهاي ترموژن همواره حاوي برخي از حاملهاي جوي هستند و در ارتباط با انحلال سنگ‌آهک در سيستمهاي هيدروژئولوژيکي عمقي میباشند و حجم زیاد دياکسيد کربن آنها از فرآيندهاي حرارتي درون زمين يا حتي از زير پوستۀ زمين منشأ ميگيرد (Jones and Renaut, 2010; Kele et al. 2011; Beradi et al. 2016). با وجود اين، انواع مختلفي از ساير سنگها ميتوانند به‌عنوان منشأ عناصر سازندۀ تراورتنها نقش داشته باشند. مطالعات بسياري نشان دادهاند، سنگهاي آذرين نظیر بازالت، ريوليت، کربناتيت، الترامافيک، سينيت و گرانيت و ساير سنگهاي رسوبي نظیر آهک، دولوميت، سنگهاي تبخيري و مارن نیز میتوانند به‌عنوان منشأ کلسيم و ساير عناصر سازندۀ تراورتنها ايفاي نقش کنند (Teboul et al. 2016).
از دادههای ایزوتوپی میتوان برای تعیین منشأ CO2 در تراورتنها استفاده کرد. برای این منظور باید δ13C دياکسيد کربن بر اساس رابطۀ 3 محاسبه شود (Panichi and Tongiorgi, 1976; Kele et al., 2011). بر اساس این رابطه، δ13C دياکسيد کربن آزاد شده از آب در هنگام رسوب تراورتن را میتوان از مقادیر اندازهگیری شدۀ δ13C تراورتن به دست آورد (Kele et al. 2003; Minissale, 2004).
رابطۀ 3. δ13C(CO2) = 1.2 δ13C(Travertine) – 10.5
دامنۀ تغییرات مقادیر δ13C(CO2) با توجه به نتایج به دست آمده بر اساس رابطۀ 3 از ‰83/1- تا ‰2/4- متغیر میباشد و میانگین آنها ‰73/2- است (جدول 1). دگرگونی حرارتی سنگهای آهکی (δ13C ~ 0‰, Hoefs, 2009)، اتمسفر (δ13C ~ −7‰, Pentecost, 2005)، ترکیبات آلی (δ13C ~ −20‰, Deines et al., 1974; Hoefs, 2009) و کربن ماگمایی- گوشتهای (−3‰< δ13C >−8‰, Caracausi et al., 2015) منابع احتمالی برای منشأ CO2 در سیال کانیساز هستند. همچنین مقادیر δ13C(CO2) بین 3‰- تا 8‰- نشانگر منشأ غیر آلی و ماگمایی CO2 در سیال کانیساز میباشد و از پوسته مشتق شده است درحالی‌که مقادیر منفیتر نشان دهندۀ منشأ آلی CO2 است (Hoefs, 2004). با توجه به مقدار میانگین δ13C(CO2) میتوان منشأ CO2 را به فرآیندهای ماگمایی نسبت داد. همچنین بر طبق نمودار شکل 9 که منتج شده از مقادیر دادههای δ13C(CO2) و δ18O(VPDB) است نیز CO2 مرتبط با فرآیندهای درونزادی است. به‌این‌ترتیب سیالات گرمابی حاوی CO2 پس از چرخش درون واحد آهکی موجود در گستره و واکنش با آن، یون بیکربنات کلسیم لازم برای تشکیل تراورتن را فراهم کردهاند (رابطه 4 و 5 و شکل 10).
رابطۀ 4. CaCO3(Limestone) + CO2 + H2O = Ca(HCO3)2
Ca(HCO3)2 = CaCO3(Travertine) + CO2 + H2O رابطۀ 5.
شکل 9. نمودار مقادیر δ13C(CO2) در برابر δ18O(VPDB) (Milivojevic, 2003)، 1) CO2 آلی و ارگانیک، 2) CO2 ماگمایی- درونزادی (Fournier, 1989)، 3) CO2 ماگمایی- درونزادی (Blavoux et al., 1982)، 4) CO2 تولید شده به‌وسیلۀ هیدرولیز سنگهای کربناته
شکل 10. انگارۀ بیانگر ارتباط میان ترسیب نهشتههای تراورتن با صعود سیالات گرمابی حاوی CO2 از میان واحد آهکی از طریق مجرای گسلی
نتیجهگیری
با توجه به شباهت نزدیک ترکیب ایزوتوپی نمونههای هر دو تودۀ تراورتن، به نظر میرسد که هر دو آنها متعلق به یک تودۀ واحد است و فقط توسط درۀ رودخانهای به‌مرور زمان فرسایش یافته و تشکیل دو تودۀ مجزا را دادهاند. نتایج حاصل از بررسی مطالعات ایزوتوپی δ13C(travertine) دلالت بر ترموژن بودن تراورتنهای مجدر دارد. همچنین مقادیر δ13C(CO2) محاسبه شده برای نمونهها نشان‌دهنده مرتبط بودن منشأ CO2 با فرآیندهای عمقی و درونزادی دارد. آراگونیتی بودن تراورتنها حکایت از تشکیل آنها در دمای بالاتر از 44 درجه دارد. با توجه به تشکیل اغلب تراورتنهای ترموژن در مناطق آتشفشانی جوان و یا به‌شدت فعال تکتونیکی جدید، میتوان فعالیت گرمابی انجام شده در پهنه که با ایجاد دگرسانی و کانیسازی در سنگهای آتشفشانی ائوسن همراه هستند را نیز به‌عنوان یک دلیل میدانی برای ترموژن بودن تراورتنها در کنار نتایج حاصل از مطالعات ایزوتوپی مطرح کرد. تصور میشود که حضور واحدهای آهکی در منطقه و همبری آنها با سیستم گسلی، امکان نفوذ و چرخش سیالات گرمابی حاوی CO2 در داخل آنها را فراهم نموده و با کربنزدایی کربناتها یون بیکربنات لازم برای تشکیل تراورتنها را تأمین کرده است. به نظر میرسد که سیستم گسلی به‌عنوان مجرایی برای مهاجرت و صعود سیالات حاوی بیکربنات کلسیم به سمت سطح زمین عمل کرده است.
منابع
آدابی، م.، ح.، 1390. ژئوشیمی رسوبی. انتشارات آرین زمین، چاپ دوم، 476. ##- آقانباتی، س.ع.، 1383. زمینشناسی ايران. انتشارات سازمان زمینشناسی و اكتشافات معدنی کشور، 586. ##- امامی، م.ه.، 1379. ماگماتیسم در ایران. سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، 622. ##- حاجیعلیلو، ب. و رضایی، ج.، 1380. نقشۀ زمینشناسی 1:100،000 کیوی. سازمان زمینشناسی و اكتشافات معدنی کشور. ##- تقی‌پور، ک.، خطیب، م.م.، هیهات، م.ر.، واعظی هیر، ع. و شبانیان، ا.، 1398. نقش کنترل‌کننده‌های ساختاری در هیدروژئوشیمی چشمههای تراورتنساز منطقه آذرشهر، آذربايجان، شمال باختر ايران. زمینشناسی ایران، 13(52)، 121-105. ##- تقی‌پور، ک. و محجل، م.، 1392. ساختار و نحوه تشكيل پشته‌هاى تراورتن در منطقه آذرشهر، آذربايجان، شمال باختر ايران. زمینشناسی ایران، 7(25)، 15-33. ##- صالحی، ل. و محمدی سیانی، م.، 1392. مطالعات ژئوشیمیایی ایزوتوپ پایدار کربن و اکسیژن در نهشتههای تراورتن محلات (جنوب شرق اراک). زمینشناسی ایران، 7(21)، 31-40. ##- Berardi, G., Vignaroli, G., Billi, A., Rossetti, F., Soligo, M., Kele, S., Baykara, M., Bernasconi, S.M., Castorina, F., Tecce, F. and Shen, C., 2016. Growth of a Pleistocene giant carbonate vein and nearby thermogene travertine deposits at Semproniano, southern Tuscany, Italy: Estimate of CO2 leakage. Tectonophysics, 690, 219–239. ##- Blavoux, B., Dazy, J. and Sarrot, J., 1982. Information about the origin of thermomineral waters and gas by means of environmental isotopes in eastern Azerbaijan, Iran, and southeast France. Journal of Hydrology, 56, 23–38. ##- Brogi, A. and Capezzuolli, E., 2009. Travertine deposition and faulting: the fault-related travertine fissureridge at Terme S. Giovanni, Rapolano Terme (Italy). International Journal of Earth Sciences, 98, 931–947. ##- Caracausi, A., Paternoster, M. and Nuccio, P.M., 2015. Mantle CO2 degassing at Mt. Vulture Volcano (Italy): relationship between CO2 outgassing of volcanoes and the time of their last eruption. Earth and Planetary Science Letter, 411, 268–280. ##- Deines, P., Langmuir, D. and Harmon, R.S., 1974. Stable carbon isotope ratios and the existence of a gas phase in the evolution of carbonate groundwaters. Geochimica et Cosmochimica Acta 38, 7, 1147–1164. ##- Dreybrodt, W., Buhmann, D., Michaelis, J. and Usdowski, E., 1992. Geochemically controlled calcite precipitation by CO2 outgassing: Field measurements of precipitation rates in comparison to theoretical predictions. Chemical Geology, 97, 3-4, 285–294. ##- Fouke, B.W., 2011. Hot-spring systems geobiology: Abiotic and biotic influences on travertine formation at Mammoth hot springs, Yellowstone National Park, USA. Sedimentology, 58, 1, 170–219. ##- Fouke, B.W., Farmer, J.D., Des Marais, D.J., Pratt, L., Sturchio, N.C., Burns, P.C. and Discipulo, M.K., 2000. Depositional facies and aqueous-solid geochemistry of travertine-depositing hot springs (Angel Terrace, Mammoth Hot Springs, Yellowstone National Park, USA). Sedimentary Research, 70, 3, 565–585. ##- Fournier, R.O., 1989. Geochemistry and dynamics of the Yellowstone National Park hydrothermal system. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 17, 13–53. ##- Fritz, P., 1968. Der Isotopengehalt der Mineralwasserquellen von Stuttgart und Umgebung und ihrer ittel pleistozaenen Travertin-Ablagerungen. Jahresberichte und Mitteilungen des Oberrheinischen Geologischen Vereins, 50, 53–69. ##- Hoefs, J., 2009. Stable Isotope Geochemistry. 6th Edition. Berlin, Germany: Springer-Verlag. 286. ##- Hoefs, J., 2004. Stable Isotope Geochemistry. 5th Edition. Berlin, Germany: Springer-Verlag. 244. ##- Ibrahim, K.M., Makhlouf, I.M., El Naqah, A.R. and Al-Thawabteh, S.M., 2017. Geochemistry and stable isotopes of travertine from Jordan Valley and Dead Sea areas, Minerals, 7, 5, 82–98. ##- Jamtveit, B., Hammer, Ø., Andersson, C., Dysthe, D.K., Heldmann, J. and Vogel, M.L., 2006. Travertines from the Troll thermal springs, Svalbard. Norwegian. Journal of Geology, 86, 387–395. ##- Janssen, A., Swennen, R., Podoor, N. and Keppens, E., 1999. Biological and diagenetic influence in recent and fossil tuffa from Belgium. Sedimentary Geology, 126, 74–95. ##- Jones, B. and Renaut, R.W., 2010. Calcareous spring deposits in continental settings. In: Developments in Sedimentology. In: Alonso-Zarza A. M. and Tanner L.H. (Eds.) Carbonates in Continental Settings: Facies, Environments and Processes, Elsevier, Amsterdam, 177–224. ##- Karaisaoglu, S. and Orhan, H., 2018. Sedimentology and geochemistry of the Kavakköy Travertine (Konya, central Turkey). Carbonates and Evaporites, 33, 3, 783–800. ##- Kele, S., Özkul M. and Fórizs I., 2011. Stable isotope geochemical study of Pamukkale travertines: New evidences of low-temperature non-equilibrium calcite-water fractionation. Sedimentary Geology, 238, 1-2, 191–212. ##- Kele, S., Demény, A., Siklósy, Z., Németh, T., Tóth, M. and Kovács, M.B., 2008. Chemical and stable isotope compositions of recent hot-water travertines and associated thermal waters, from Egerszalók, Hungary: depositional facies and non-equilibrium fractionations. Sedimentary Geology, 211, 3-4, 53–72. ##- Kele, S., Vaselli O., Szabó C. and Minissale, A., 2003. Stable isotope geochemistry of Pleistocene travertine from Budakalász (Buda Mts, Hungary). Acta Geologica Hungarica, 46, 2, 161–175. ##- Lescuyer, J.L. and Riou, R., 1976. Géologie de la région de Mianeh (Azerbaidjan). Contribution à ľ étude du volcanisme tértiaire de ľ Iran. Thèse 3 ème cycle. Grenoble, 233. ##- Lotfi Bakhsh, A., 2019. Characteristics of supergene alteration in Binamar Area, Ardabil, NW Iran. Journal of Multidisciplinary Engineering Science Studies, 5, 3, 2535–2539. ##- Lotfi Bakhsh, A., 2018. Mineralogy and geochemical characteristics of the propylitic alteration in Mejdar Area, Ardabil, NW Iran. Journal of Multidisciplinary Engineering Science Studies, 4, 12, 2330–2335. ##- Milivojevic, M., 2003. Carbogaseous mineral water in Serbia and BiH as indicator of deep hydrogeothermal resources. International Geothermal Association, European Geothermal Conference, Szeged, 1-8. ##- Minissale, A., 2004. Origin, transport and discharge of CO2 in central Italy. Earth-Science Reviews, 66, 89-141. ##- Mohammadi, Z., Claes, H., Capezzuoli, E., Mozafari, M., Soete, J., Aratman, C. and Swennen, R., 2020. Lateral and vertical variations in sedimentology and geochemistry of sub-horizontal laminated travertines (Çakmak quarry, Denizli Basin, Turkey). Quaternary International, 540, 146–168. ##- Panichi, C. and Tongiorgi, E., 1976. Carbon isotopic composition of CO2 from springs, fumaroles, mofettes and travertines of Central and Southern Italy: a preliminary prospection method of geothermal area. Proceedings of the 2nd U.N. Symposium on Development and Use of Geothermal Resources, 1975: San Francisco, 815–825. ##- Pedley, M., 2009. Tufas and travertines of the Mediterranean region: a testing ground for freshwater carbonate concepts and developments. Sedimentology, 56, 1, 221–246. ##- Pentecost, A., 2005. Travertine. Reader in Geomicrobiology School of Health and Life Sciences King’s College London, Springer, ISBN 978-1-4020-3606-4. ##- Pentecost, A., 1995. The Quaternary travertine deposits of Europe and Asia. Quaternary Science Review, 1005–1028. ##- Rodrigo-Naharro, J., Delgado, A., Herrero, M.J., Granados, A. and Pérez del Villar, L., 2013. ##Current travertines precipitation from CO2-rich groundwaters as an alert of CO2 leakages from a natural CO2 storage at Gañuelas-Mazarrón Tertiary Basin (Murcia, Spain). Informs Técnicos Ciemat, 1279, 1–53. ##- Stocklin, J., 1977. Structural correlation of the Alpine ranges between Iran and central Asia, Mem. Ser. Society of Geology of France, 8, 333–353. ##- Teboul, P.A., Durlet, C., Gaucher, E.C., Virgone, A., Girard, J.P., Curie, J., Lopez, B. and Camoin, G.F., 2016. Origins of elements building travertine and tufa: new perspectives provided by isotopic and geochemical tracers. Sedimentary Geology, 334, 97–114. ##- Turi, B., 1986. Stable Isotope Geochemistry of Travertine. Handbook of Environmental Isotopic Geochemistry, Elsevier Science Publishers, Amsterdam, 207–208. ##- Zhu, T. and Dittrich, M., 2016. Carbonate precipitation through microbial activities in natural environment, and their potential in biotechnology: A review. Frontiers in Bioengineering and Biotechnology, 4, 4.##
Carbon and oxygen stable isotope study of the Majdar travertine deposits in southeast Ardabil
Lotfi Bakhsh, A.1
[1] - Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB)
[2] - Standard mean Ocean Water (SMOW)
[3] - Thermogene
[4] - Meteogene
1. Assistant Professor, Department of Economic Geology, Faculty of Science, Mohaghegh Ardabili University, Ardabil
ABSTRACT
Freshwater carbonates differ from each other in isotopic geochemical properties. The study of carbon and oxygen stable isotopes is one of the most important study tools for carbonates, including travertine deposits. In Majdar area, which is located on the West Alborz-Azerbaijan tectonic zone, Quaternary travertine deposits are located in the Eocene porphyry andesite volcanic units. Based on mineralogical studies travertines are mainly composed of aragonite. The mean values of δ13C and δ18O isotopes of travertines in the study area are + 6.47 and -8.77, respectively, which indicates the thermogenic origin of travertines. Also, the mean value of δ13C(CO2) is -2.73, which suggests an inorganic and endogenic origin for CO2. It is thought that CO2-rich hydrothermal fluids have provided the calcium bicarbonate ions needed to form travertine after circulation within the calcareous unit in the area and reaction with it. Then these fluids ascended through the fault systems and deposited travertine on the surface.
Keywords: Mejdar, Thermogene, Travertine, Stable isotope.
