An investigation on sedimentary facies and hydrochemistry characteristics of carbonate deposits in the Ab-e Ask region, Southeast of Damavand volcano
Subject Areas :S. Rahmani Javanmard 1 , Mohsen Ranjbaran 2 , V. Amiri 3
1 -
2 - Tehran University
3 - Yazd University
Keywords: Ab-e Ask, Carbon and oxygen stable isotopes, Thermogene travertines, Sedimentary facies, Hydrochemistry.,
Abstract :
Calcareous springs of Ab-e Ask are located 85 km northeast of Tehran, in the southern range of the Damavand volcano. Microscopic studies represent the existence of four abiotic and two microbialite facies in the Ab-e Ask travertines. The travertines are the main deposit types of these springs. Based on sedimentation sequence and lithofacies these travertines are categorized as first type (vent and channel), second type (pound, dam, and cascade), and third type (laminated) travertines. On a δ18O versus δ13C plot (VPDB), these travertines are plotted in the oncoid and crystalline crust lithofacies fields. These facies show the character of hydrothermal spring and set the spring in the thermogenic group. Positive values of the Langelier Saturation Index (LSI) for Pashnak, Nadaali, and Zagh springs indicate that these water samples are supersaturated with respect to calcium carbonate, which leads to considerable sedimentation around the springs. In contrast, a negative LSI value at the Sare Pole spring indicates the water is undersaturated with respect to calcium carbonate. Therefore, this spring has a lesser role in travertine deposition compared to the other springs. Also, the position of the samples on the modified Gibbs and Van Wirdum diagrams, suggests that the interaction of water with carbonate and to some extent silicate rocks is considered as the most important source of Ca and Na.
اسکویی، ب. و امیدیان، ص.، 1393. بررسي ساختاري گسل‌هاي ايرا و نوا در جنوب شرق آتشفشان دماوند با استفاده از روش مغناطيس سنجي. مجله فیزیک زمین و فضا، 2، 83-96.
- امیدیان، ص.، 1386. تعیین جایگاه زمین‌ساختی آتشفشان دماوند بر اساس شواهد ساختاری و ژئوشیمیایی. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده زمین‌شناسی، دانشگاه تهران، 167.
- رحمانی جوانمرد، س.، 1390. مطالعه زايش و ژنز تراورتن‌هاي آب اسک در شرق آتشفشان دماوند با بهرهگيري از نسبت‌های ايزوتوپي، پتروگرافي و دورسنجی. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده زمین‌شناسی، دانشگاه تهران، 158.
- رحيم‌پور بناب، حسين.، 1384. سنگ‌شناسي کربناته، ارتباط دياژنز و تكامل تخلخل. انتشارات دانشگاه تهران، 487.
- Allen, M., Ghassemi, M.R., Shahrabi, M. and Qorashi, M., 2003. Accommodation of late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology, 25, 659–672.
- Allenbach, P. and Shteiger, R., 1966. Geological map of Damavand, scale 1:100 000, 1 sheet. Tehran, Iran: Geological Survey of Iran.
- Amiri, V. and Berndtsson, R., 2020. Fluoride occurrence and human health risk from groundwater use at the west coast of Urmia Lake, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 13, 921.
- Amiri, V., Bhattacharya, P. and Nakhaei, M., 2021a. The hydrogeochemical evaluation of groundwater resources and their suitability for agricultural and industrial uses in an arid area of Iran. Groundwater for Sustainable Development, 12, 100527.
- Amiri, V., Li, P., Bhattacharya, P. and Nakhaei, M., 2021b. Mercury pollution in the coastal Urmia aquifer in northwestern Iran: potential sources, mobility, and toxicity. Environmental Science and Pollution Research, 28, 17546–17562.
- Amiri, V., Nakhaei, M., Lak, R. and Li, P., 2021c. An integrated statistical-graphical approach for the appraisal of the natural background levels of some major ions and potentially toxic elements in the groundwater of Urmia aquifer, Iran. Environmental Earth Sciences, 80, 1–17.
- Ansari, M.R., 2013. Hydrochemistry of the Damavand Thermal springs, North of Iran. Life Science Journal, 10(7s), 866–873.
- Braithwaite, C., 1979. Crystal textures of recent fluvial pisolites and laminated crystalline crusts in Dyfed, South Wales. Journal Sedimentary Petrology, 49, 181–194.
- Chafetz, H.S., Wilkinson, B.H. and Love, K.M., 1985. Morphology and composition of nonmarine carbonate cements in near-surface settings: In: Schneidermann, N., and Harris, P.M., eds., Carbonate cements, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, 36, 337–347.
- Chafetz H.S. and Folk, R.L., 1984. Travertines: depositional morphology and the bacterially constructed constituents. Journal of Sedimentary Petrology, 54, 289–316.
- Chafetz, H.S. and Meredith J.C., 1983. Recent travertine pisolites (pisoids) from southeastern Idaho, U.S.A. 450–455. In: Peryt TM (ed) Coated Grains. New York, Springer-Verlag, 655.
- Chon, F., 1864. Uber die Entstehung des travertine in der Wasserfallen von Tivoli. Neues Jahrbuch fur Mineralogie, Geologie und Palaeontilogie Abhandlung, 40, 580–610.
- Cipriani, N., Ercoli, A., Malesani, P. and Vannucci, S., 1972. I travertini di Rapolano Terme. Memorie della Società Geologica Italiana, 11, 31–46.
- Domenico, P.A. and Schwartz, F.W., 1990. Physical and chemical hydrogeology. John Wiley and Sons, New York, 824.
- Esmaeili-Vardanjani, M., Rasa, I., Amiri, V., Yazdi, M. and Pazand, K., 2015. Evaluation of groundwater quality and assessment of scaling potential and corrosiveness of water samples in Kadkan aquifer, Khorasan-e-Razavi Province, Iran. Environmental monitoring and assessment, 187, 1–18.
- Folk, R.L., Chafetz, H.S. and Tiezzi, P.A., 1985. Bizarre forms of depositional and diagenetic calcite in hot-spring travertines, central Italy. In Carbonate cements. Edited by N. Schneidermann and P.M. Harris. SEPM (Society of Economic Paleontologists and Mineralogists), Special Publication 36, 349–369.
- Fouke, B.W., Bonheyo G. T., Sanzenbacher B. and Frias-Lopez J., 2003. Partitioning of bacterial communities between travertine depositional facies at Mammoth Hot Springs, Yellowstone National Park, USA. Canadian Journal Earth Sciences, 40, 1531–1548.
- Fouke, B.W., Farmer, J.D., Des Marais, D.J., Pratt, L., Sturchio, N.C., Burns, P.C. and Discipulo, M.K., 2001. Reply-Depositional facies and aqueous-solid geochemistry of travertine-depositing hot springs (Angel Terrace, Mammoth Hot Springs, Yellowstone National Park, USA). Journal of Sedimentary Research, 71, 497–500.
- 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, U.S.A). Journal of Sedimentary Research, 70, 565–585.
- Freytet, P. and Plet, A., 1996. Modern freshwater microbial carbonates: The Phormidium stromatolites (Tufa-Travertine) of southeastern Burgundy (Paris basin, France). Facies, 34, 219– 237.
- Gandin, A. and Capezzuoli, E., 2014. Travertine: distinctive depositional fabrics of carbonates from thermal spring systems. Sedimentology, 61, 264–290.
- Gandin, A. and Capezzuoli, E., 2008. Travertine versus calcareous tufa: distinctive petrologic features and related stable isotopes signature. Italian Journal of Quaternary Sciences, 21, 125–136.
- Geurts, M.A., Frappier, M. and Tsien, H.H., 1992. Morphogenèse des barrages de travertin de Coal River Springs, Sud-est du territoire du Yukon, Geographie physique et quaternaire, 46, 221–232.
- Gibbs, R.J., 1970. Mechanisms controlling world water chemistry. Journal of Science, 17, 1088–1090.
- Gonfiantini, R., Panichi, C. and Tongiorgi, E., 1968. Isotopic disequilibrium in travertine deposition. Earth Planetary Sciences Letter, 5, 55–58.
- Gruszczynski, M., Kowalski, B.J., Soltysik, R. and Hercman H., 2004. Tectonic origin of the unique Holocene travertine from the Holy Cross Mts.: microbially and abiologically mediated calcium carbonate, and manganese oxide precipitation. Acta Geologica Polonica, 54, 61–76.
- Guo, L. and Riding, R., 1998. Hot-spring travertine facies and sequences Late Pleistocene, Rapolano Terme, Italy. Sedimentology, 45, 163–180.
- Hassanzadeh, J., Omidian, S. and Davidson, J., 2006. A late Pliocene tectonic switch from transpression to transtension in the Haraz sector of central Alborz: implications for the origin of Damavand volcano. Philadelphia Annual Meeting, Geological Society of America, 171–28.
- Inskeep, W.P. and McDermott, T.R., 2005. Geomicrobiology of acid-sulfate-chloride springs in Yellowsotne National Park. In: Geothermal Biology and Geochemistry in Yellowstone National Park (Eds W.P.Inskeep and T.R.McDermott), 143–162. Montana State University Publications, Bozeman.
- Janssen, A., Swennen, R., Podoor, N. and Keppens, E., 1999. Biological and diagenetic influence in recent and fossil tufa deposits from Belgium, Sedimentary Geology, 126, 75–95.
- Jones, B. and Renaut ,R.W., 2010. Calcareous spring deposits in continental settings. In: Continental Settings: Facies, Environments and Processes. (Eds A.M. AlonsoZarza and L.H. Tanner), Elsevier, Amsterdam. 177–224.
- Kele, S., Demeny, A., Siklosy, Z., Nemeth, T., Maria, T. and Kovacs 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, 53–72.
- Kitano, Y., 1962. A study of the polymorphic formation of calcium carbonate in thermal springs with an emphasis on the effect of temperature. Bulletin of the Chemical Society of Japan, 35, 1980–1985.
- Lippmann, F., 1973. Sedimentary carbonate minerals. Springer-Verlag, Heidelberg–New York, 228.
- Love, K.M. and Chafetz, H.S., 1988. Diagenesis of laminated travertine crusts, Arbuckle Mountains, Oklahoma. Journal of Sedimentary Research, 58, 441–445.
- Mohanty, M. and Das, S., 1997. Microbial signatures in lacustrine and fluvial carbonates; In: Gondwana (Permian) and Holocene examples India. Facies, 36, 234–238.
- Monty, C.L.V., 1976. The origin and development of cryptalgal fabrics. In: Walter, M.R. (Ed.), Stromatolites. Developments in Sedimentology, 20, 193–249. Elsevier, Amsterdam.
- Nelson J., 1990. Experimental investigation of control on cementation on carbonates. Journal of the Geological Society (London), 147, 949–958.
- Özkul, M., Varol, B. and Alçiçek, M. C., 2002. Depositional environments and petrography of Denizli travertines. Bulletin of the Mineral Research and Exploration, 125, 13–29.
- Pedley, H.M., 1987. The Flandrian (Quaternary) Caerwys tufa, North Wales: an ancient barrage tufa deposit. Proceedings of the Yorkshire Geological Society, 46, 141–152.
- Pentecost, A., 2005b. Travertine. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 446
- Pentecost, A., 1995a. The microbial ecology of some Italian hot-spring travertines. Microbios, 81, 45–58.
- Pentecost, A., 1995b. Significance of the biomineralizing microniche in a lyngbya (cyanobacterium ) travertine. Geomicrobiology Journal, 13, 213–222.
- Pentecost, A. and Viles, H., 1994. A review and reassessment of travertine classification. Geographie physique et Quaternarie, 48, 305–314.
- Rahmani Javanmard, S., Tutti, F., Omidian, S. and Ranjbaran, M., 2012. Mineralogy and stable isotope geochemistry of the Ab Ask travertines in Damavand geothermal field, Northeast Tehran, Iran. Central European Geology, 55, 187–212.
- Ranjbaran, M., Rahmani Javanmard, S. and Sotohian, F., 2019. Petrography and Geochemistry of Quaternary travertines in the Ab-Ask region, Mazandaran Province- Iran. Geopersia, 9, 351–365.
- Roshanak, R., Zarasvandi, A.R., Pourkaseb, H. and Moore, F., 2018. Investigations on Northern Urmia-Dokhtar travertines and comparison with north Sanandaj-Sirjan travertines using 18O and 13C stable isotopes. Geosciences Journal, 27, 143–152 (in Persian with English abstract).
- Sanders, J.E. and Friedman, G.M., 1967. Origin and occurrence of limestones. In: Chillingar, G.V., Bissel, H.J. and Fairbridge, R.W., (Eds), Carbonate Rocks, 169–265.
- Tanaskovic, I., Golobocanin, D. and Miljevic, N., 2012. Multivariate statistical analysis of hydrochemical and radiological data of Serbian spa waters. Journal of Geochemical Exploration, 112, 226–234.
- Turi, B., 1986. Stable isotope geochemistry of travertines, in: Fritz, P., Fontes, J.Ch. (Eds.), Handbook of Environmental Isotope Geochemistry, 2. Elsevier, Amsterdam, 207–238.
بررسی رخساره‌های رسوبی و مشخصه‌های هیدروشیمیایی نهشته‌های کربناته آب اسک، جنوب شرق آتشفشان دماوند
سميه رحماني جوانمرد (1 و *)، محسن رنجبران2 و وهاب امیری3
1. استاد مدعو، گروه جغرافیا، مؤسسه آموزش عالی الشتر، لرستان، الشتر، ایران
2. دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران
3. استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه یزد، یزد، ایران
چکیده
چشمه‌های آهک‌ساز آب اسک در فاصله 85 کیلومتری شمال شرقی تهران در دامنه شرقی آتشفشان دماوند واقع شده‌اند. نهشته‌های این چشمه‌ها، بیشتر به‌صورت تراورتن دیده می‌شوند. بررسي‌های میکروسکوپی حاکی از وجود چهار رخساره غیرزیستی و تعداد دو رخساره زیستی در تراورتنهای آب اسک است. بر اساس توالی رسوبگذاری و رخساره‌های سنگی و همچنین با دور شدن از چشمه‌ها سه نوع مختلف تراورتن در منطقه شناسایی شد (تراورتنهای نوع اول با مورفولوژی دهانه‌ای و کانالی، تراورتنهای نوع دوم با مورفولوژی حوضچه‌ای، سدی و آبشاری و تراورتنهای نوع سوم یا لامینه‌ای). بر روی نمودار δ13C در مقابل δ18O (VPDB)، این تراورتن‌ها در دو رده اُنکویید و قشرهاي بلورین از نظر سنگ‌رخساره قرار می‌گیرند. براساس رخساره‌های شناسایی شده، این چشمه‌ها گرمابي هستند و در رده چشمه‌هاي ترموژن قرار مي‌گیرند. مقادیر مثبت ضریب اشباع شدگی لانژلیه (LSI) برای چشمه‌های پشنک، نادعلی و زاغ بیانگر فوق اشباع بودن این نمونه‌ها نسبت به کربنات کلسیم است و همین موضوع موجب رسوبگذاری قابل توجه در اطراف چشمه‌های مورد نظر شده است. در مقابل، مقدار LSI منفی در چشمه سر پل به تحت اشباع بودن آب نسبت به کربنات کلسیم اشاره دارد. بنابراین به نظر می‌رسد نقش این چشمه در رسوبگذاری تشکیلات تراورتنی در این منطقه کمتر از سایر چشمه‌ها است. همچنین موقعیت نمونه‌ها بر روی نمودار بهینه شده گيبس و نمودار ون ویردام نشان می‌دهد، برهمکنش آب با سنگ‌های کربناته و تا حدودی سیلیکاته به‌عنوان مهم‌ترین منبع تأمین عناصر کلسیم و سدیم در این منطقه شناخته می‌شوند.
واژه‌های کلیدی: آب اسک، ایزوتوپ‌هاي پایدار کربن و اکسيژن، تراورتنهای گرمازاد، رخساره رسوبی، هيدروشيمي.
* نویسنده مرتبط: rahmani.somaye@gmail.com
مقدمه
مجموعه چشمه‌های معدنی آب اسک (واقع در ۸۵ کیلومتری شمال شرق تهران) در ترازهای پایین ارتفاعی جاده هراز رخنمون دارند. این منطقه از نواحی شناخته شده در دامنه جنوب شرقی آتشفشان دماوند است و بواسطه ظهور بیش از ده چشمه سرد و دمادار مورد توجه ویژه گردشگران و همچنین پژوهشگران می‌باشد. نهشته‌های این چشمه‌های آهک‌ساز، بیشتر تراورتن می‌باشد. اصطلاح تراورتن پیش‌تر توسط کوهن (Cohn, 1864) به كار رفته است و در وسیع‌ترین معنای آن به همه رسوبات کربناته غیر‌دریایی تشکیل شده در یا نزدیک چشمه‌های زمینی، رودخانه‌ها، دریاچه‌ها و غارها اشاره دارد (Sanders and Friedman, 1967). طبق تعریف پنتکاست (Pentecost, 2005b) تراورتن یک سنگ آهک قارهای رسوب کرده در اطراف چشمه‌هاست و از کلسیت یا آراگونیت با تخلخل بین بلورین پایین تا متوسط، تخلخل قالبی یا داربستی بالا تشکیل شده است. تراورتن در محیط وادوز یا اساساً فراتیک تشکیل می‌شود و رسوبگذاری آنها از طریق انتقال دیاکسیدکربن از منابع زیرزمینی که منجر به فوق اشباع شدن کربنات کلسیم می‌شود؛ صورت می‌گیرد. در مورد رده‌بندی تراورتن‌ها، طبقه‌بندی جامعی بر مبنای خصوصیات سنگ‌شناسی و ارتباط ژنتيکي اين ويژگي‌ها با محيط رسوبي ارائه نشده و تاکنون بیشتر طبقه‌بندی‌ها برمبنای ویژگی‌های زمین‌شيميايي و کانيشناسي بوده است Jones and Renaut, 2010; Guo and Riding, 1998; Folk et al., 1985; Chafetz) (and Folk, 1984; Cipriani et al., 1972; Gonfiantini et al., 1968. بیشتر تحقیقات انجام شده در سطح جهانی حاکی از ارتباط محیط تشکیل تراورتن‌ها به سيستم گرمابي و در سه سيستم رسوبي (تراورتنهای گرمازاد1) و متشکل از هشت نوع رسوب کربناته است (جدول1). تراورتن‌ها متشکل از رسوبات متنوعي می‌باشند و ناشی از دو فرايند اصلي هستند (Gandin and Capezzuoli, 2008): 1) رسوبات کربناتهای که از آب‌هاي جاری منشأ می‌گیرد و در طي رسوب‌گذاري که هم در شرايط اپي‌ژن (سيستم‌هاي گرمابي زيرجوي) و هم در شرايط هيپوژن (کانال‌هاي زمين گرمايي عميق) می‌تواند رخ می‌دهد، به‌صورت پوسته‌هاي سخت دچار سنگ‌شدگي مي‌شوند (رخساره‌های کربناته زیستی و غیرزیستی)؛ 2) رسوباتي که مانند کربنات‌هاي دريايي در محيط‌هاي زيرآبي نظیر درياچه‌ها، باتلاق‌ها، رودخانه‌ها و حوضچه‌هاي موقتي ته‌نشين شده و به ترتیب از طريق فرایندهایی مانند تعليق يا حمل و نقل به شکل دانه‌هاي سست و مجزا، رسوب‌گذاري و در نهایت دفن‌شدن به سنگ تبديل مي‌شوند. رخساره‌های تراورتنی به ته‌نشینی تراورتن‌ها در طیفی از شرایط محیطی مانند درجه حرارت، عمق نسبی آب، دما، pH، سرعت و غیره اشاره دارد. به دلیل تغییر مکان چشمه‌ها که ناشی از تغییر سرعت جریان آب چشمه‌ها و باز و بسته بودن دهانه چشمه‌هاست رخساره‌ها به‌طور نسبی جانشین هم شده و به‌طور مداوم بازسازی می‌شوند (Fouke et al., 2003; Fouke et al., 2001; Fouke et al., 2000). از سوی دیگر براساس مورفولوژی و کانی‌شناسی، در تراورتن‌ها پنج رخساره رسوبی (دهانه2، کانالی3، حوضچه‌ای4، دامنه نزدیک به منشأ5 و دامنه دور از منشأ6) شناسایی شده است Inskeep and McDermott, 2005;) (Fouke et al., 2000; Chafetz and Folk, 1984 (شکل1). پنتکاست و وایلز (1994 Pentecost and Viles,) و پنتکاست (1995a, b Pentecost,) تراورتن‌ها را براساس شکل و محیط رسوبی به هفت گروه رده‌بندی کرده‌اند (شکل2): الف) پشته‌ای- شکافی، ب) آبشاری، پ) سدی، ت) قشرهای رودخانه‌ای، ث) قشرهای دریاچه‌ای با اُنکویید، ج) مردابی و چ) رودایت‌های سطحی سیمانی شده. اوزکول و همکاران (2002 Özkul et al.,) با استفاده از مقادیر ایزوتوپ‌های پایدار کربن و اکسیژن تراورتن‌ها را براساس سنگ‌رخساره به نه گروه زیر، رده‌بندی کرده‌اند: 1) قشرهای بلورین، 2) بوته‌ای، 3) اُنکوییدی یا پیزولیتی، 4) تیغه‌ای، 5) پوشیده شده از حباب گاز، 6) نی‌مانند، 7) سنگ آواری، 8) قلوه‌ای و 9) خاک‌های دیرینه7. خصوصیات فیزیکی و شیمیایی چشمه‌های آب گرم بستگی به ترکیب محلول نفوذ کننده، عمق مهاجرت، زمان اقامت آب‌های گرم در مسیر مهاجرت و واکنش‌های آب/سنگ در عمق سازند‌ها (اختلاط با رسوبات هوا نزده) دارد (Kele et al., 2008). این ویژگی‌ها ترکیب رسوبات کربناته مانند تراورتن را که از این آب‌ها تشکیل می‌شود تحت تأثیر قرار می‌دهد.
انصاری (2013 Ansari,)، رحمانی جوانمرد (1390)، رحمانی جوانمرد و همکاران (Rahmani Javanmard et al., 2012) و رنجبران و همکاران (2019 Ranjbaran et al.,) به ترتیب با بررسی فاکتورهای فیزیکو شیمیایی آب چشمه‌ها، مطالعات زمین‌شیمیایی و ایزوتوپی نهشته‌های کربناته ناشی از فعالیت چشمه‌ها و همچنین نتایج حاصل از مطالعات دورسنجی به بررسی عوامل مؤثر در ظهور چشمه‌های این ناحیه پرداختند. اما تاکنون مطالعات جامعی برای رده‌بندی و بررسی رخساره‌های رسوبی تراورتنهای آب اسک و سازوکار تشکیل آنها انجام نشده است. از‌این‌رو، در بررسی‌های پیشبینی شده در طی این پژوهش، با استفاده از نتایج حاصل از مطالعات میکروسکوپی و از دید ایزوتوپ‌های پایدار کربن و اکسیژن به توصیف و بررسی رخساره‌های رسوبی تراورتنهای مورد مطالعه پرداخته مي‌شود. علاوه بر اين، در راستای درک بهتر ارتباط رخساره‌های تراورتنی با شیمی آب، تجزيه و تحليل نمونه‌های آب چشمه‌های تراورتن‌ساز نيز انجام خواهد شد.
جدول1. رده‌بندی بافتی کربناتهای گرمابی (سنگ آهک‌های تراورتنی) (Gandin and Capezzuoli, 2014)
قشرهای بلورین غیرزیستی | قشرهای زیستی |
بلورهاي پرمانند | بايندستون |
بلورهاي شعاعي- بادبزني | ميکرايت لختهاي )ترومبوليت( |
سنگهاي اسفنجي | استروماتوليت |
| بوتههای دندريتی |
| طبقه‌هاي ميکروبي |
شکل1. مقطع عرضی از رخساره‌های تراورتنی و جهت جریان آب چشمه (al., 2000 Fouke et)
شکل2. رده‌بندی تراورتن‌ها براساس شکل و محیط رسوبی Pentecost and Viles, 1994; Pentecost,) (1995a, b
روش مطالعه
برای انجام این تحقیق از داده‌های نمونه‌های آبی منتشر شده توسط انصاری (2013 Ansari,) استفاده شد. همچنین در طی تحقیق حاضر، پارامترهای فیزیکوشیمیایی مانند درجه حرارت،EC و pH بعضی از چشمه‌های اسک اندازه‌گیری شد (جدول4). به منظور تعیین رخساره‌های رسوبی، از تراورتن‌ها در امتداد مسير جريان چشمه‌هاى آب نمونه‌بردارى (50 نمونه) انجام گرفت و تصاوير لازم از ويژگي‌هاي صحرايي و ماکروسکوپي منطقه تهيه شد. در راستای بررسي دقيق‌تر ويژگي‌هاي بافتي و رخساره‌اي، تعدادی مقطع نازک از نمونه‌ها تهيه و با میکروسکوپ پلاریزان مورد مطالعه قرار گرفتند. سپس به‌منظور مطالعه دقيق‌تر با میکروسکوپ الکترونی روبشی8 مورد بررسی واقع شدند. با توجه به اینکه این تراورتن‌ها از زمانی که شروع به رسوبگذاری کرده‌اند به طور مستقیم در معرض آب‌های جوی9 قرار دارند بنابراین پتانسیل لازم برای تحمل فرایندهای دیاژنزی را پیدا کرده‌اند. بر اساس مطالعات پتروگرافی، دیاژنز در این تراورتن‌ها به‌وسیله وجود کلسیت ثانویه یا کلسیت تبلور یافته، قابل شناسایی است. به همین منظور با استفاده از دستگاه Craftsman Rotary مدل EX 22 M 22000 RPM، کلسیت ثانویه جدا شد و آنالیزهای ایزوتوپی 13C و 18O بر روی تراورتنهای مورد مطالعه انجام گرفت. مقدار ایزوتوپ‌ها با استفاده از دستگاه طیف‌سنج جرمی Thermo Fisher DELTA- V با دقت 2/0 پرمیل و برحسب استاندارد پی‌دی بلمنیت (PDB) در آزمایشگاه ایزوتوپ پایدار ETH (زوریخ، سوئیس) انجام شد. انجام آنالیزSEM در دانشکده برق دانشگاه تهران محقق شد.
زمین‌شناسی منطقه
منطقه آب اسک بین طول جغرافیایی ′08 °52 تا ′10 °52 شرقی و عرض جغرافیایی ′51 ° 35 تا ′52 °35 شمالی واقع شده است (شکل3). از نظر زمین‌شناسی این منطقه در حد فاصل بین سازندهای دوران پالئوزوییک، مزوزوییک تا نهشته‌های آذرآواری و توده‌های آذرین قرار دارد (شکل3). سازندهای پالئوزویيک موجود در منطقه، متشکل از سنگ آهک میلا و سنگ آهک دورود هستند. از جمله سازندهای مزوزویيک موجود در منطقه می‌توان به سنگ آهک الیکا، ماسه‌سنگ‌ها و شیلهای سازند شمشک و سنگ آهک سازند لار اشاره کرد. این منطقه بخشی از پهنه ساختاری البرز مرکزی است و دو روند ساختاری شرق- شمال شرق (البرز شرقی) و غرب- شمال غرب (البرز غربی) در منطقه کوه آتشفشانی دماوند به هم می‌رسند. گسل‌های فعال و توانمند فشارشی (مانند گسل مشا) و چین‌خوردگی‌های عظیم کم و بیش شرقی- غربی در پهنه ۶۰۰ کیلومتری البرز حاکی از کوهزایی فعال این ناحیه است. پی‌سنگ رسوبی حاشیه غیرفعال پالئوزوییک- مزوزوییک این منطقه همراه با تظاهرات رسوبی- آتشفشانی سنوزوییک به دلیل این کوهزایی فعال که ناشی از فشارش مداوم صفحه عربستان به صفحه ایران است، از نظر تکتونیکی به شدت متحول شده است. چرخش راستگرد بلوک خزر در ۲±۵ میلیون سال پیش منجر به تغییر روند گسلش فشارشی راستگرد این ناحیه به چپگرد شده است (Allen et al., 2003). امیدیان (۱۳۸۶) با بررسی‌های پالئو‌استرس دراطراف آتشفشان دماوند و تحلیل شواهد متعدد ثبت خش‌لغزهای گسلی فشارشی دارای مؤلفه امتدادی چپگرد که بر روی خش‌لغزهای فشاری با مؤلفه امتدادی راستگرد حک شده بودند، روند تنشی این منطقه را همخوان با سیستم تراکششی معرفی کردند. حسن‌زاده و همکاران (2006 Hassanzadeh et al.,) و امیدیان (۱۳۸۶) معتقدند که تغییر جهت رژیم تنشی در این زمان، عامل تکتونیکی برای ایجاد درز و شکاف‌های عمیق در ناحیه شکننده خمشی البزر مرکزی می‌باشد و موجب فوران دماوند در یک محیط تراکششی شده است. به نظر می‌رسد که فعالیت سیستم‌های جدید تکتونیکی حاکم بر البرز مرکزی، ظهور چشمه‌های متعدد اطراف آتشفشان دماوند و نهشته‌های تراورتنی ناشی از آن را فراهم کرده است (امیدیان، ۱۳۸۶). بر اساس اطلاعات نقشه زمين‌شناسي، گسل‌هاي ساختاري ايرا و نوا با روند ESE و دارا بودن مکانيسم معکوس در شرق آتشفشان دماوند، جزء سيستم تکتونيکي البرز مرکزي محسوب مي‌شوند. ادامه روند اين گسل‌ها به سمت غرب، با افزایش شاخه‌هاي فرعي فعالي همراه است و با تغيير جهت بارز به زير گدازه‌هاي دماوند در منطقه آب اسک محو مي‌شوند (اسکویی و امیدیان، ۱۳۹3).
شکل3. نقشه زمین‌شناسی خلاصه شده منطقه مورد مطالعه که در آن موقعیت زمین‌شناسی تراورتن‌ها و چشمه‌های تراورتن‌ساز مشخص شده است (Allenbach and Shteiger, 1966)
بحث
رخساره‌های رسوبی
تراورتن‌ها تقریباً شامل دو گونه اصلی کربنات کلسیم، آراگونیت و کلسیت هستند. این کانیها اطلاعاتی را در مورد محیطهای گذشته ارائه می‌دهند. شرایطی که براساس آن این کانیها می‌توانند تشکیل شوند متغیر است و شامل ترکیب شیمیایی منبع آب، درجه حرارت، فعالیت‌های میکروبی Fouke et al., 2000; Turi,) (1986 ، فشار، نرخ رسوبگذاری، تلاطم و نرخ انتشار دیاکسیدکربن می‌باشد Lippmann, 1973; Kitano,) (1962. در منطقه مورد مطالعه و با فاصله گرفتن از دهانه چشمه‌ها، پنج رخساره تراورتنی بر اساس شکل و ترکیب کانی‌شناسی تشخیص داده شده است:
دهانه10: این رخساره از بلورهای سوزنی کلسیت با اندازه کمتر از 100 میکرومتر تشکیل شده است (شکل 4-الف).
کانالی11: این رخساره از بلورهای سوزنی کلسیت تشکیل شده است و به‌صورت افقی در کانال‌های رودخانه‌ای گسترش پیدا کرده و یک شکل پلکانی به نام تختانک12 یا تراس‌های پلکانی شکل را تشکیل داده است (شکل 4-ب).
دامنه نزدیک به منشأ13: در امتداد این رخساره حوضچه‌ها (شکل 4-پ)، تراورتنهای سدی (شکل 4-ت و ث) و تراورتنهای آبشاری14 بر روی سراشیبیهای تند تشکیل شده است (شکل 4-ج و چ). از نظر ترکیب کانی‌شناسی این رخساره از بلورهای کلسیت ستونی یا رشته‌ای تشکیل شده است (شکل 4-ح). این عقیده وجود دارد که اسپار ستونی تا حد بسیار زیادی مربوط به اوایل دیاژنز و نئومورفیسم هستند Braithwaite,) (1979; Love and Chafetz, 1988; Janssen et al., 1999. رخساره حوضچه‌ای15 ناشی از افت شدید در جریان آب چشمه‌هاست (شکل 4-پ) و به دلیل پایین بودن درجه حرارت آب از کلسیت تشکیل شده است. تراورتنهای سدی16 در اطراف یکی از چشمه‌های آب گرم موجود در منطقه به نام چشمه ییلاق تشکیل شده‌اند (شکل 4-ت). این نوع تراورتن‌ها از تراورتنهای نوع آبشاری به‌وسیله افزایش موضعی عمودی خود که منجر به تشکیل آبگیر شده است تشخیص داده می‌شوند. اصطلاح سد در اینجا به سدهای سرریز مصنوعی اطلاق می‌شود. در سدها، جریان آب مقدار زیادی از قطعات و خردههای گیاهان را جمع می‌کند و باعث رشد جلبکها و پوشش آهکی می‌شوند و این خود باعث گسترش تراورتنزایی و بزرگ شدن سدها می‌شود. از انواع سدها می‌توان به سدهای کوچک17 در منطقه مورد مطالعه اشاره کرد (شکل 4-ث) که دارای مقیاس کوچک هستند و اغلب در تراورتنهای گرمازاد دیده می‌شوند (Geurts et al., 1992). تعدادی از تراورتنهای منطقه مورد مطالعه نیز به شکل آبشاری و به دو صورت فعال و غیرفعال دیده می‌شوند (شکل4-ج و چ). این نوع از تراورتن‌ها بر روی سراشیبیهای تند در اثر افت سرعت جریان و فشار آب به وجود آمدهاند. بعضی از آنها در فواصل متغیری از منشأ آب توسعه پیدا کرده‌اند و حالت تودهای دارند. در منطقه مورد مطالعه این رسوبات بر اساس طبقه‌بندی پنتکاست (Pentecost, 2005b) از نوع رسوبات فرسایشی18 هستند. مورفولوژی این نوع از آبشار‌ها تا حد بسیار زیادی به‌وسیله مسیر سیلاب آب کنترل شده است و بر روی دیوارهای قائم گسترش یافته‌اند (شکل 4-ج و چ).
دامنه دور از منشأ19: در نهایت انتقال تدریجی به رخساره دامنه دور از منشأ، جایی که تراورتنهای لامینه‌ای رخنمون دارند صورت می‌گیرد (شکل 4-خ). این رخساره از کلسیت بلوکی تشکیل شده است (شکل 4-خ).
شکل4. تصاویری از رخساره‌های تراورتنی منطقه مورد مطالعه. الف) رخساره دهانه، ب) رخساره کانالی، پ) رخساره حوضچه‌ای، ت) رخساره سدی، ث) نمایی از سدهای کوچک در تراورتنهای مورد مطالعه، ج و چ) رخساره آبشاری، ح) تصویر SEMاز کلسیت رشته‌ای یا ستونی، خ) رخساره دامنه دور از منشأ
در ادامه، به بررسی رخساره‌هاي شناسايي شده در تراورتن‌هاي آب اسک در دو گروه رخساره‌هاي غیرزيستي20 و رخساره‌هاي زيستي21 پرداخته خواهد شد (جدول2).
جدول2. رخساره‌های کربناته زیستی و غیرزیستی شناسایی شده در چشمه‌های تراورتن‌ساز آب اسک
قشرهای بلورین غیرزیستی | قشرهای زیستی |
بلورهاي سوزني | بايندستون )استروماتوليت( |
بلورهای شعاعی- بادبزنی | طبقه‌هاي ميکروبي |
قشر بلورین |
|
سنگهاي اسفنجي |
|
رخساره‌های غیرزیستی
در منطقه مورد مطالعه، رخساره‌هاي بلورين غيرزيستي متشکل از بلورهاي کلسيت می‌باشد و به‌صورت بلورهاي سوزنی، بادبزنی- شعاعی، قشر بلورین و سنگهاي اسفنجي قابل مشاهده است (شکل5).
رخساره توفا22
در منطقه مورد مطالعه، این رسوبات نرم و سست، با سطوح سبز و به شکل ندولار در کانال‌های رودخانه‌ای دیده می‌شوند، به‌صورت لایهای نازک بر روی اشیای مختلف ته‌نشین شده‌اند و نهشته‌های عهد حاضر کربنات کلسیم در منطقه محسوب می‌شوند (شکل 5-الف). مطالعات میکروسکوپی نشان می‌دهد این رسوبات نرم و سست از بلورهای خیلی ریز کربنات کلسیم یا لوبلینایت تشکیل شده‌اند و حاوی حدود 35 تا 75 درصد آب هستند. به هنگام رسوبگذاری حالت پلاستیکی دارند، ولی بعد از خشک شدن به‌صورت پودر در میآیند (رحیم پور بناب، 1384؛ شکل 5-ب).پدلی (1987 Pedley,) اشکال یک کلسیت تیغه‌ای با یک ماکل پلکانی23 که لوبلینایت24 نامیده می‌شود را از منطقه Caerwys که احتمال دارد در ارتباط با خشکی باشد توصیف کرده است. منشأ بلورهای لوبلینایت به نظر می‌رسد در ارتباط با مراحل انتهایی سیمانی شدن در توفا باشند (Gruszczyski et al., 2004). فولک و همکاران (1985 Folk et al.,) گزارش کردند، بلورهای لوبلینایت در طی تبخیر، زمانی که پوشش‌های باکتریایی بطور کامل خشک شده باشند تشکیل می‌شوند. تصاویر SEM این رسوبات نشان می‌دهد که فعالیت‌های جلبکی مانند دیاتومهها در نهشته شدن آنها نقش بسزایی داشته است (شکل 5-پ). این بلورها شاخص محیط متئوریک- وادوز هستند و در جایی که نرخ اشباع‌شدگی نسبت به کربنات کلسیم افزایش یافته و جریان آب آشفته است تشکیل می‌شوند Nelson, 1990; Chafetz et al.,) (1985.
بلورهای بادبزنی- شعاعی25
در تراورتنهای مورد مطالعه اين بلورها به شکل بادبزني و شعاعی قابل مشاهده هستند (شکل 5-ت و ث). در این رخساره، شکل بادبزنی و شعاعی، به دلیل قرار گرفتن وجود بلورهای کشیده کلسیت است که با زوایه غیر از90 درجه نسبت به سنگ بستر قرار دارند.
رخساره قشر بلورین26
در این نوع سنگ‌رخساره، بلورهاي کلسيت عمود بر لایه‌هاي ميکرایتی رشد کرده‌اند (شکل 5-ج و چ). با فاصله گرفتن از دهانه چشمه‌ها این رخساره بيشتر به‌صورت تناوبی از لایه‌هاي روشن کلسيت اسپاریتی و لایه‌هاي تيره رنگ اکسید آهن قابل مشاهده است (شکل 5-ج و چ).
سنگ‌های اسفنجی27
برخی از این عوارض در اثر خروج گازهایی که به‌صورت محلول در آب وجود دارد و یا دارای منشأ ارگانیکی (گیاهان، باکتریها و جلبکها) هستند، به وجود میآیند. این اشکال همواره بعد از نهشتگی بسته شده و به‌صورت کره یا اُاُلیت کوچکی در سطح رسوب ظاهر می‌شود و آنها را به‌عنوان سنگ اسفنجی یا سنگ لانه زنبوري28 نامگذاری میکنند (شکل 5-ح).
شکل5. الف و ب) توفا در مقیاس صحرایی و در مقطع میکروسکوپی که در آن بلورهای ریز کربنات کلسیم یا لوبلینایت نشان داده شده است (نور پلاریزه)، پ) تصویر SEMاز توفا، ت و ث) بلورهای بادبزنی- شعاعی در مقیاس صحرایی و میکروسکوپی (نور پلاریزه)، ج و چ) سنگ‌رخساره قشرهاي بلورین در تراورتنهای مورد مطالعه، ح) پوششی از حباب‌های گازی در سطح تراورتنهای لامینه‌ای که بر اثر خروج گاز به وجود آمده است
رخساره‌های زیستی29
رخساره‌هاي بلورين زيستي در منطقه مورد مطالعه به‌صورت بایندستون- استروماتولیت و تجمع میکروبی قابل مشاهده هستند (شکل6).
رخساره بایندستون استروماتولیتی30
این رخساره به‌صورت تناوبی از پوشش‌های جلبکی و کلیست میکرایتی- اسپارایتی قابل مشاهده است (شکل 6-الف). رشد جلبک‌های سبز در چشمه‌های آب گرم اسک و تشکیل تراورتن بر روی آنها باعث ایجاد نوعی ساخت استروماتولیتی شده است. لامیناسیونهای میکرایتی بیشتر در این تراورتنهای جلبکی، جایی که بیشتر در رابطه با رشد فصلی جلبکها می‌باشند، آشکار هستند. میکرایتها در اطراف و شاید در کلونی باکتریها و در اطراف جلبکها و اساساً سیانوباکتریها ته‌نشین می‌شوند Monty, 1996; Freytet and Plet,) (1976. برخی از این جلبکها با بافت کلوفورم31 در مقاطع میکروسکوپی دیده می‌شوند (شکل 6-الف).
رخساره گرینستون پلوئیدی32
این رخساره در تراورتنهای مورد مطالعه از پلوئیدها با بافت لخته‌ای تشکیل شده است و به احتمال زیاد دارای منشأ میکروبی هستند (شکل 6-ب). تجمعاتی از پلوئیدها با ساختار لخته‌ای33 در طیف گسترده‌ای از انواع تراورتن‌ها به‌ویژه آنهایی که در ارتباط با کلونی باکتریها و سیانوباکتریها هستند گزارش شده است (Mohanty and Das, 1997).
شکل6. الف) رخساره بايندستون )استروماتوليت( (نور پلاریزه)، ب) پلوئیدها در مقاطع میکروسکوپی تراورتنهای لامینه‌ای (نور پلاریزه)
تعیین سنگ‌رخساره تراورتن‌ها با استفاده از ایزوتوپ های پایدار
به‌منظور تعیین سنگ‌رخساره تراورتنهای آب اسک آنالیزهای δ13C و δ18O بر روی آنها انجام شده است (جدول3). تراورتنهای منطقه مورد مطالعه، دارای مقادیر δ13C در حدود 6+ تا 79/9+ پرمیل و مقدار δ18O در گسترهای بین 02/13- تا 34/6- پرمیل بر اساس استاندارد VPDB می‌باشند. نمونه‌های مورد مطالعه از نظر مقدار δ13C غني‌شدگي قابل توجهي نشان مي‌دهند. اين غني‌شدگي به کربنات‌زدايي سنگ آهک، فعاليت‌هاي جلبکي و گاز زدايي سریع چشمه‌هاي آب گرم نسبت داده شده است (Rahmani Javanmard et al., 2012). ایزوتوپ‌های اکسیژن نسبت به ایزوتوپ‌های کربن بیشتر تحت تأثیر دیاژنز قرار می‌گیرند و تفسیر آنها نسبت به ایزوتوپ کربن از صحت کمتری برخوردار است (Pentecost, 2005b). بنابراین، انواع تفریق دیاکسیدکربن بهتر از ایزوتوپ‌های اکسیژن شناخته شده است و این امر ناشی از تبادل اکسیژن کربناتها با اکسیژن مولکولهای آب است (Pentecost, 2005b). در نمودار مقادیر ایزوتوپی اکسیژن و کربن، نمونه‌های آب اسک در دو رده قشر بلورین و اُنکویید (پیزولیت) قرار می‌گیرند (شکل7). وجود پیزولیت‌ها در نهشته‌های تراورتنی بسیار متداول است و در ارتباط با فعالیت جلبک‌های سبز- آبی هستند (Chafetz and Meredith, 1983). وجود رشته‌هاي جلبکي در مقاطع نازک و تصاویر میکروسکوپ الکترونی روبشی34 نشان مي‌دهد، فعاليت‌هاي بيولوژيکي مانند جلبک‌های سبز- آبی در تشکيل این تراورتن‌ها نقش قابل توجهی داشته‌اند.
جدول3. داده‌های ایزوتوپی کربن و اکسیژن تراورتن‌ها در منطقه ژئوترمال آب اسک
شماره نمونه | δ18O (VPDB) | δ13C (VPDB) | δ18O (VSMOW) |
SR T1 | 58/12- | 61/6 | 92/18 |
SR M 13 | 02/13- | 6 | 43/17 |
SR Z 14 | 59/12- | 48/6 | 88/17 |
SR A 22 | 84/11- | 72/6 | 65/18 |
SR A 12 | 08/11- | 35/7 | 43/19 |
SR A 15 | 13/10- | 54/7 | 41/20 |
SR A 60 | 57/9- | 92/7 | 99/20 |
SR A 9 | 29/9- | 79/9 | 28/21 |
SR B 32 | 34/6- | 14/8 | 32/24 |
شکل7. مقادیر δ13C و δ18O تراورتنهای آب اسک با توجه به سنگ‌رخساره (Roshanak et al., 2018)
تحلیل هیدروژئوشیمیایی
آنالیز فیزیکوشیمیایی آب زیرزمینی می‌تواند اطلاعات ارزشمندی در مورد فاصله طی شده توسط آب‌های زیرزمینی از منطقه تغذیه تا محل برداشت و همچنین مدت زمان تماس آن با کانی‌های انحلال‌پذیر را در اختیار قرار دهد (Domenico and Schwartz, 1990). عوامل مختلفی می‌توانند ترکیب شیمیایی آب را کنترل کنند. برخی از مهم‌ترین آنها شامل برهمکنش آب با سازندهای زمین‌شناسی در مسیر حرکت، تبادلات یونی، واکنش‌های ژئوشیمیایی و همین طور آلودگی‌های انسانی است (Amiri et al., 2021b, 2021c).
در این مطالعه، از نتایج آنالیز فیزیکوشیمیایی برای تحلیل رفتار هیدرودینامیکی چشمه‌های مورد مطالعه (جدول4؛ شکل8) استفاده شده است. به‌منظور تعیین اعتبار نتایج آنالیز شیمیایی آب، درصد خطای بیلان بار35 که به صورت فرمول زیر بیان می‌شود را می‌توان برای آنالیزهای هر نمونه آب مورد استفاده قرار داد:
معادله (1) 
که در آن، غلظت کاتیون‌ها و آنیون‌ها برحسب meq/l می‌باشد. بررسی مقدار CBE برای آنالیز شیمیایی نمونه‌های مورد مطالعه نشان می‌دهد که برخی در دامنه خطای ترجیحی ۵± درصدی و برخی نیز با دارا بودن بیشینه خطای قابل قبول ۱۰± می‌توانند برای تحلیل‌ها مورد استفاده قرار گیرند.
جدول4. پارامترهای فیزیکوشیمیایی چشمه‌های مورد مطالعه
نام چشمه‌ها | pH | EC | HCO3 | Cl | SO4 | K | Na | Mg | Ca | Fe | SiO2 | T |
نادعلی | 6/6 | 3160 | 8/1256 | 5/426 | 8/101 | 3/27 | 9/229 | 36 | 6/376 | 2/1 | 5/17 | 28 |
زاغ | 7/6 | 3000 | 7/1134 | 9/437 | 9/98 | 3/27 | 9/229 | 4/67 | 6/322 | 91/0 | 15 | 25 |
سر پل | 6 | 3110 | 5/1238 | 7/400 | 5/95 | 3/29 | 5/211 | 6/51 | 370 | 04/1 | 5/16 | 32 |
پشنک | 8/6 | 2600 | 793 | 117 | 106 | 28 | 215 | 73 | 680 | 5/0 | 7/26 | 31 |
قل قل | 28/6 | 1390 | - | - | - | - | - | - | - | - | - | 4/23 |
جنب مخابرات | 38/6 | 3640 | - | - | - | - | - | - | - | - | - | 2/29 |
ییلاق | 6 | - | - | - | - | - | - | - | - | - | - | 30 |
* مقدار EC بر حسب μS/cm، دما بر حسب درجه سانتیگراد و سایر مؤلفه‌ها بر حسب mg/L است. توجه شود که برخی از اطلاعات پس از رفع خطا و صحت سنجی از انصاری (2013 Ansari,) برگرفته شده است
شکل8. الف) زاغ چشمه، ب) چشمه قل قل (آب اسک)
pH که قدرت واکنش آب با مواد اسیدی یا قلیایی موجود در آب را نشان می‌دهد، یکی از مهم‌ترین اطلاعات مورد نیاز برای محاسبه‌های مربوط به تعادلات ژئوشیمیایی و نرخ حلالیت مواد مختلف است. مقدار pH نمونه‌های آب بین شش تا 8/6 تغییر می‌کند و این بیانگر حالت اسیدی اندک آب‌های این چشمه‌ها است. از این پارامتر به همراه تغییرات دما، غلظت یون‌های بیکربنات، کلسیم و TDS برای تعیین تمایل آب برای انحلال بیشتر محیط انتقال آب و یا ته‌نشینی املاح آب استفاده می‌شود. بررسی ضریب اشباع شدگی لانژلیه36 می‌تواند وضعیت اشباع‌شدگی آب از نظر میزان کربنات کلسیم و همین طور پتانسیل انحلال بیشتر ترکیبات کربناته و یا پتانسیل ته‌نشینی آب را نشان دهد (Esmaeili-Vardanjani et al., 2015). محاسبه‌های انجام شده نشان می‌دهد، مقدار LSI برای چشمه‌های پشنک، نادعلی و زاغ به ترتیب برابر 86/0، 45/0 و 51/0 است و این بیانگر فوق اشباع37 بودن این نمونه‌ها از نظر مقدار کربنات کلسیم هستند. همین موضوع منجر به رسوبگذاری قابل توجه در اطراف چشمه‌های مورد نظر شده است (Amiri et al., 2021a). از سوی دیگر، مقدار LSI در نمونه تهیه شده از چشمه سر پل برابر با 023/0- است که این به تحت اشباع38 بودن آب از نظر محتویات کربنات کلسیم اشاره دارد. بنابراین به نظر می‌رسد نقش این چشمه در رسوب سنگ‌های تراورتنی در این منطقه کمتر از سایر چشمه‌های مورد نظر است.
بررسی ترکیب شیمیایی منابع آب مورد مطالعه نشان می‌دهد، کلسیم و بیکربنات به ترتیب کاتیون و آنیون غالب هستند. این بدان معناست که تیپ شیمیایی این نمونه‌ها بیکربنات کلسیم است. از آنجایی که بیکربنات کلسیم به‌عنوان تیپ غالب آب زیرزمینی در مناطق تغذیه قلمداد می‌شود، به نظر می‌رسد منابع آب مورد مطالعه دارای چرخه کوتاهی از محل تغذیه تا تخلیه هستند. این بدان معناست که تمایل هیدروژئوشیمیایی آب از بیکربنات به سولفات و در نهایت کلروره مشاهده نمی‌شود. این رخداد می‌تواند با توجه به ساختارهای درز و شکافدار منطقه و نقشی که در ایجاد مسیرهای ترجیحی حرکت آب زیرزمینی داشته باشند، قابل توجیه باشد.
منبع و منشأ یون‌های موجود در نمونه‌های آب این چشمه‌ها را مي‌توان بوسيله تغيير در نسبت Na/(Na+Ca) به‌عنوان تابعي از کل املاح محلول جامد (TDS) به طور جامع مورد ارزيابي قرار داد Gibbs,) (1970. لازم به ذکر است که در این مطالعه با توجه به اینکه تیپ شیمیایی نمونه‌های مورد مطالعه، بیکربنات کلسیم است، مقدار TDS به‌عنوان ضریبی از EC محاسبه شده است. به همین منظور از رابطه
استفاده شده است که در آن، TDS برحسب mg/l، EC برحسب S/cmµ (در 25 درجه سانتیگراد) و α ثابت تبدیل است. مقدار α در دامنه ۵۴/۰ تا ۹۶/۰ تغییر می‌کند. در آب‌های تازه (تیپ بیکربناته کلسیم) این ضریب پایین و هر چه بر املاح آب افزوده می‌شود مقدار α نیز بالاتر می‌رود.
بررسی موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار بهینه شده گیبس (Amiri and Berndtsson, 2020) نشان می‌دهد که این نمونه‌های در مسیر تکامل اندک ژئوشیمیایی و در راستای شور شدن قرار گرفته‌اند (شکل 9-الف). با توجه به مقادیر EC نزدیک به هم در این نمونه‌ها، این جایگاه و روند تکاملی بیشتر به دلیل تغییر در نسبت Na/(Na+Ca) رخ می‌دهد. جهت مکانیسم‌های غالب کنترل کننده ترکیب شیمیایی این نمونه‌ها نشان می‌دهد، برهمکنش آب با سنگ‌های کربناته و تا حدودی سیلیکاته به‌عنوان مهم‌ترین منبع تأمین عناصر کلسیم و سدیم در این منطقه شناخته می‌شوند. در این زمینه می‌توان به قرارگیری نمونه‌ها در میانه برهمکنش آب- سنگ (کربناته- سیلیکاته) توجه کرد (شکل 9-الف).
علاوه بر موقعیت نمونه‌ها بر روی نمودار بهینه شده گيبس، نمودار ون ویردام39 نيز براي تعيين منشأ ترکیبات شیمیایی موجود در چشمه‌های مورد مطالعه مورد استفاده قرار گرفت (شکل 9-ب). بر اساس نمودار ون ويردام، آب زيرزميني را مي‌توان در يکي از موقعيت‌هاي اتمسفري (آب باران)، ليتولوژيک (آب شيرين غني از کلسيم) و تالاسوتروپيک40 (آب دريا) متصور شد (Tanaskovic et al., 2012). به عبارتی در چرخه هیدرولوژیکی، همه نمونه‌های آبی در گستره یکی از این سه نوع منشأ اصلی قرار می‌گیرند. موقعیت نمونه آب چهار چشمه دارای آنالیز کامل شیمیایی بر روی این نمودار (شکل 9-ب) نشان می‌دهد، لیتولوژی منطقه دارای نقش قابل توجهی در کنترل ترکیب شیمیایی این چشمه‌ها است. این مورد بیشتر برای چشمه پشنک مشاهده می‌شود. از سوی دیگر، سه نمونه دیگر شامل سر پل، نادعلی و زاغ چرخه اندکی متفاوت را نشان می‌دهند. به عبارتی دیگر، این نمونه‌ها بین سه بخش اتمسفری، لیتولوژیک و تالاسوتروپیک قرار گرفته و تا حدودی می‌تواند افزایش شوری ناشی از افزایش نرخ آزاد‌سازی و ورود ترکیبات شیمیایی را نشان دهد. این تغییرات به دلیل عدم تعادل بیشتر به دلیل تغییر در توزیع یون‌های کلسیم و کلراید است به ترتیبی که نمونه‌های سر پل، نادعلی و زاغ دارای مقدار کلسیم کمتر ولی کلراید و بیکربنات بیشتری در مقایسه با نمونه تهیه شده از چشمه پشنک دارند. یکی در تحلیل این رفتار هیدروشیمیایی آب چشمه‌ها و یافتن دلیل منطقی برای این تغییر شیمیایی می‌توان از مقدار HCO3+SO4 استفاده کرد. با توجه به اینکه مجموع غلظت سولفات و بیکربنات بيشتر از پنج ميلي اکي والان بر ليتر باشد، علاوه بر انحلال کلسيت و سایر ترکیبات کربناته، برهمکنش آب با سایر تشکیلات را به‌عنوان منشأ ثانویه سولفات و بیکربنات در نظر گرفت. این مورد علی رغم اینکه چندان قابل ملاحظه نیست ولی با توجه به تنوع سازندهای رسوبی در منطقه می‌تواند منطقی به نظر برسد.
|
|
شکل9. الف) موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه بر روی نمودار بهینه شده گیبس (Amiri and Berndtsson, 2020)، ب) نمودار ون ویردام (Tanaskovic et al., 2012)
نتیجه‌گیری
در دامنه‌های جنوب شرقی آتشفشان دماوند (85 کیلومتری شرق تهران واقع در پهنه البرز مرکزی) در منطقه آب اسک، چندین چشمه آهک‌ساز وجود دارد. با فاصله گرفتن از مظهر چشمه‌ها، نهشته‌های ذکر شده را می‌توان از دید رخساره به انواع تراورتنهای نوع اول با مورفولوژی دهانه و کانالی، تراورتنهای نوع دوم با مورفولوژی حوضچه‌ای، سدی و آبشاری و تراورتنهای نوع سوم یا لامینه‌ای تفکیک کرد. بررسي‌های میکروسکوپی، وجود چهار رخساره غیرزیستی شامل توفا، بلورهای بادبزنی- شعاعی، رخساره قشر بلورین و سنگ‌های اسفنجی و همچنین تعداد دو رخساره زیستی شامل رخساره بایندستون استروماتولیتی و گرینستون پلوئیدی را در تراورتنهای آب اسک نشان می‌دهد. بر اساس مقادیر ایزوتوپ‌های پایدار کربن و اکسیژن، این تراورتن‌ها از دید سنگ‌رخساره در دو رده اُنکویید و قشرهاي بلورین قرار می‌گیرند. نتایج حاصل از مطالعات پتروگرافی و ایزوتوپی نشان می‌دهد، فعالیت‌های بیولوژیکی و باکتریایی مانند جلبک‌های سبز- آبی، دیاتومهها و گاز زدايي سریع چشمه‌هاي آب گرم در تشکیل سنگ‌رخساره تراورتنهای مورد مطالعه نقش بسزایی داشته‌اند. به‌منظور ارزیابی کیفی پتانسیل آب چشمه‌های مورد مطالعه در تشکیل نهشته‌های کربناته پارامتر ضریب اشباع‌شدگی لانژلیه (LSI) محاسبه شد. نتایج حاصل از این اندازه‌گیری نشان داد، بیشترین مقادیر ضریب اشباع شدگی لانژلیه (LSI) مربوط به چشمه‌های پشنک، نادعلی و زاغ هستند و به ترتیب برابر 86/0، 45/0 و 51/0 است و این حاکی از فوق اشباع بودن این نمونه‌ها از نظر مقدار کربنات کلسیم هستند. نتایج مطالعه حاضر همچنین نشان داد، کمترین مقادیر ضریب اشباع شدگی لانژلیه (LSI) مربوط به چشمه سر پل و برابر با 023/0- است و این به تحت اشباع بودن آب از نظر محتویات کربنات کلسیم اشاره دارد. بنابراین نقش چشمه سر پل در تشکیل نهشته‌های کربناته کمتر از سایر چشمه‌ها است. نمودار بهینه شده گيبس و نمودار ون ویردام نشان دادند، برهمکنش بین آب با سنگ از عوامل اصلی کنترل کننده شیمی آب در منطقه هستند.
منابع
اسکویی، ب. و امیدیان، ص.، 1393. بررسي ساختاري گسل‌هاي ايرا و نوا در جنوب شرق آتشفشان دماوند با استفاده از روش مغناطيس سنجي. مجله فیزیک زمین و فضا، 2، 83-96. ##- امیدیان، ص.، 1386. تعیین جایگاه زمین‌ساختی آتشفشان دماوند بر اساس شواهد ساختاری و ژئوشیمیایی. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده زمین‌شناسی، دانشگاه تهران، 167. ##- رحمانی جوانمرد، س.، 1390. مطالعه زايش و ژنز تراورتن‌هاي آب اسک در شرق آتشفشان دماوند با بهرهگيري از نسبت‌های ايزوتوپي، پتروگرافي و دورسنجی. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده زمین‌شناسی، دانشگاه تهران، 158. ##- رحيم‌پور بناب، حسين.، 1384. سنگ‌شناسي کربناته، ارتباط دياژنز و تكامل تخلخل. انتشارات دانشگاه تهران، 487. ##- Allen, M., Ghassemi, M.R., Shahrabi, M. and Qorashi, M., 2003. Accommodation of late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology, 25, 659–672. ##- Allenbach, P. and Shteiger, R., 1966. Geological map of Damavand, scale 1:100 000, 1 sheet. Tehran, Iran: Geological Survey of Iran. ##- Amiri, V. and Berndtsson, R., 2020. Fluoride occurrence and human health risk from groundwater use at the west coast of Urmia Lake, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 13, 921. ##- Amiri, V., Bhattacharya, P. and Nakhaei, M., 2021a. The hydrogeochemical evaluation of groundwater resources and their suitability for agricultural and industrial uses in an arid area of Iran. Groundwater for Sustainable Development, 12, 100527. ##- Amiri, V., Li, P., Bhattacharya, P. and Nakhaei, M., 2021b. Mercury pollution in the coastal Urmia aquifer in northwestern Iran: potential sources, mobility, and toxicity. Environmental Science and Pollution Research, 28, 17546–17562. ##- Amiri, V., Nakhaei, M., Lak, R. and Li, P., 2021c. An integrated statistical-graphical approach for the appraisal of the natural background levels of some major ions and potentially toxic elements in the groundwater of Urmia aquifer, Iran. Environmental Earth Sciences, 80, 1–17. ##- Ansari, M.R., 2013. Hydrochemistry of the Damavand Thermal springs, North of Iran. Life Science Journal, 10(7s), 866–873. ##- Braithwaite, C., 1979. Crystal textures of recent fluvial pisolites and laminated crystalline crusts in Dyfed, South Wales. Journal Sedimentary Petrology, 49, 181–194. ##- Chafetz, H.S., Wilkinson, B.H. and Love, K.M., 1985. Morphology and composition of nonmarine carbonate cements in near-surface settings: In: Schneidermann, N., and Harris, P.M., eds., Carbonate cements, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, 36, 337–347. ##- Chafetz H.S. and Folk, R.L., 1984. Travertines: depositional morphology and the bacterially constructed constituents. Journal of Sedimentary Petrology, 54, 289–316. ##- Chafetz, H.S. and Meredith J.C., 1983. Recent travertine pisolites (pisoids) from southeastern Idaho, U.S.A. 450–455. In: Peryt TM (ed) Coated Grains. New York, Springer-Verlag, 655. ##- Chon, F., 1864. Uber die Entstehung des travertine in der Wasserfallen von Tivoli. Neues Jahrbuch fur Mineralogie, Geologie und Palaeontilogie Abhandlung, 40, 580–610. ##- Cipriani, N., Ercoli, A., Malesani, P. and Vannucci, S., 1972. I travertini di Rapolano Terme. Memorie della Società Geologica Italiana, 11, 31–46. ##- Domenico, P.A. and Schwartz, F.W., 1990. Physical and chemical hydrogeology. John Wiley and Sons, New York, 824. ##- Esmaeili-Vardanjani, M., Rasa, I., Amiri, V., Yazdi, M. and Pazand, K., 2015. Evaluation of groundwater quality and assessment of scaling potential and corrosiveness of water samples in Kadkan aquifer, Khorasan-e-Razavi Province, Iran. Environmental monitoring and assessment, 187, 1–18. ##- Folk, R.L., Chafetz, H.S. and Tiezzi, P.A., 1985. Bizarre forms of depositional and diagenetic calcite in hot-spring travertines, central Italy. In Carbonate cements. Edited by N. Schneidermann and P.M. Harris. SEPM (Society of Economic Paleontologists and Mineralogists), Special Publication 36, 349–369. ##- Fouke, B.W., Bonheyo G. T., Sanzenbacher B. and Frias-Lopez J., 2003. Partitioning of bacterial communities between travertine depositional facies at Mammoth Hot Springs, Yellowstone National Park, USA. Canadian Journal Earth Sciences, 40, 1531–1548. ##- Fouke, B.W., Farmer, J.D., Des Marais, D.J., Pratt, L., Sturchio, N.C., Burns, P.C. and Discipulo, M.K., 2001. Reply-Depositional facies and aqueous-solid geochemistry of travertine-depositing hot springs (Angel Terrace, Mammoth Hot Springs, Yellowstone National Park, USA). Journal of Sedimentary Research, 71, 497–500. ##- 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, U.S.A). Journal of Sedimentary Research, 70, 565–585. ##- Freytet, P. and Plet, A., 1996. Modern freshwater microbial carbonates: The Phormidium stromatolites (Tufa-Travertine) of southeastern Burgundy (Paris basin, France). Facies, 34, 219– 237. ##- Gandin, A. and Capezzuoli, E., 2014. Travertine: distinctive depositional fabrics of carbonates from thermal spring systems. Sedimentology, 61, 264–290. ##- Gandin, A. and Capezzuoli, E., 2008. Travertine versus calcareous tufa: distinctive petrologic features and related stable isotopes signature. Italian Journal of Quaternary Sciences, 21, 125–136. ##- Geurts, M.A., Frappier, M. and Tsien, H.H., 1992. Morphogenèse des barrages de travertin de Coal River Springs, Sud-est du territoire du Yukon, Geographie physique et quaternaire, 46, 221–232. ##- Gibbs, R.J., 1970. Mechanisms controlling world water chemistry. Journal of Science, 17, 1088–1090. ##- Gonfiantini, R., Panichi, C. and Tongiorgi, E., 1968. Isotopic disequilibrium in travertine deposition. Earth Planetary Sciences Letter, 5, 55–58. ##- Gruszczynski, M., Kowalski, B.J., Soltysik, R. and Hercman H., 2004. Tectonic origin of the unique Holocene travertine from the Holy Cross Mts.: microbially and abiologically mediated calcium carbonate, and manganese oxide precipitation. Acta Geologica Polonica, 54, 61–76. ##- Guo, L. and Riding, R., 1998. Hot-spring travertine facies and sequences Late Pleistocene, Rapolano Terme, Italy. Sedimentology, 45, 163–180. ##- Hassanzadeh, J., Omidian, S. and Davidson, J., 2006. A late Pliocene tectonic switch from transpression to transtension in the Haraz sector of central Alborz: implications for the origin of Damavand volcano. Philadelphia Annual Meeting, Geological Society of America, 171–28. ##- Inskeep, W.P. and McDermott, T.R., 2005. Geomicrobiology of acid-sulfate-chloride springs in Yellowsotne National Park. In: Geothermal Biology and Geochemistry in Yellowstone National Park (Eds W.P.Inskeep and T.R.McDermott), 143–162. Montana State University Publications, Bozeman. ##- Janssen, A., Swennen, R., Podoor, N. and Keppens, E., 1999. Biological and diagenetic influence in recent and fossil tufa deposits from Belgium, Sedimentary Geology, 126, 75–95. ##- Jones, B. and Renaut ,R.W., 2010. Calcareous spring deposits in continental settings. In: Continental Settings: Facies, Environments and Processes. (Eds A.M. AlonsoZarza and L.H. Tanner), Elsevier, Amsterdam. 177–224. ##- Kele, S., Demeny, A., Siklosy, Z., Nemeth, T., Maria, T. and Kovacs 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, 53–72. ##- Kitano, Y., 1962. A study of the polymorphic formation of calcium carbonate in thermal springs with an emphasis on the effect of temperature. Bulletin of the Chemical Society of Japan, 35, 1980–1985. ##- Lippmann, F., 1973. Sedimentary carbonate minerals. Springer-Verlag, Heidelberg–New York, 228. ##- Love, K.M. and Chafetz, H.S., 1988. Diagenesis of laminated travertine crusts, Arbuckle Mountains, Oklahoma. Journal of Sedimentary Research, 58, 441–445. ##- Mohanty, M. and Das, S., 1997. Microbial signatures in lacustrine and fluvial carbonates; In: Gondwana (Permian) and Holocene examples India. Facies, 36, 234–238. ##- Monty, C.L.V., 1976. The origin and development of cryptalgal fabrics. In: Walter, M.R. (Ed.), Stromatolites. Developments in Sedimentology, 20, 193–249. Elsevier, Amsterdam. ##- Nelson J., 1990. Experimental investigation of control on cementation on carbonates. Journal of the Geological Society (London), 147, 949–958. ##- Özkul, M., Varol, B. and Alçiçek, M. C., 2002. Depositional environments and petrography of Denizli travertines. Bulletin of the Mineral Research and Exploration, 125, 13–29. ##- Pedley, H.M., 1987. The Flandrian (Quaternary) Caerwys tufa, North Wales: an ancient barrage tufa deposit. Proceedings of the Yorkshire Geological Society, 46, 141–152. ##- Pentecost, A., 2005b. Travertine. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 446##- Pentecost, A., 1995a. The microbial ecology of some Italian hot-spring travertines. Microbios, 81, 45–58. ##- Pentecost, A., 1995b. Significance of the biomineralizing microniche in a lyngbya (cyanobacterium ) travertine. Geomicrobiology Journal, 13, 213–222. ##- Pentecost, A. and Viles, H., 1994. A review and reassessment of travertine classification. Geographie physique et Quaternarie, 48, 305–314. ##- Rahmani Javanmard, S., Tutti, F., Omidian, S. and Ranjbaran, M., 2012. Mineralogy and stable isotope geochemistry of the Ab Ask travertines in Damavand geothermal field, Northeast Tehran, Iran. Central European Geology, 55, 187–212. ##- Ranjbaran, M., Rahmani Javanmard, S. and Sotohian, F., 2019. Petrography and Geochemistry of Quaternary travertines in the Ab-Ask region, Mazandaran Province- Iran. Geopersia, 9, 351–365. ##- Roshanak, R., Zarasvandi, A.R., Pourkaseb, H. and Moore, F., 2018. Investigations on Northern Urmia-Dokhtar travertines and comparison with north Sanandaj-Sirjan travertines using 18O and 13C stable isotopes. Geosciences Journal, 27, 143–152 (in Persian with English abstract). ##- Sanders, J.E. and Friedman, G.M., 1967. Origin and occurrence of limestones. In: Chillingar, G.V., Bissel, H.J. and Fairbridge, R.W., (Eds), Carbonate Rocks, 169–265. ##- Tanaskovic, I., Golobocanin, D. and Miljevic, N., 2012. Multivariate statistical analysis of hydrochemical and radiological data of Serbian spa waters. Journal of Geochemical Exploration, 112, 226–234. ##- Turi, B., 1986. Stable isotope geochemistry of travertines, in: Fritz, P., Fontes, J.Ch. (Eds.), Handbook of Environmental Isotope Geochemistry, 2. Elsevier, Amsterdam, 207–238.##
An investigation on sedimentary facies and hydrochemistry characteristics of carbonate deposits in the Ab-e Ask region, Southeast of Damavand volcano
Rahmani Javanmard, S. 1, Ranjbaran, M.2 and Amiri ,V. 3
1. Visiting Professor, Department of Geography, Institution of Higher Education, Aleshtar, Lorestan, Iran
2. Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Tehran, Tehran, Iran
3. Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Yazd University, Yazd, Iran
Abstract
Calcareous springs of Ab-e Ask are located 85 km northeast of Tehran, in the southern range of the Damavand volcano. Microscopic studies represent the existence of four abiotic and two microbialite facies in the Ab-e Ask travertines. The travertines are the main deposit types of these springs. Based on sedimentation consequence and lithofacies these travertines are categorized as first type (vent and channel), second type (pound, dam, and cascade), and third type (laminated) travertines. On a δ18O versus δ13C plot (VPDB), these travertines plotting in the oncoid and crystalline crust lithofacies fields. These facies show the character of hydrothermal spring and set the spring in the thermogenic group. Positive values of the Langelier Saturation Index (LSI) for Pashnak, Nadaali, and Zagh springs indicate that these water samples are supersaturated with respect to calcium carbonate, which leads to considerable sedimentation around the springs. In contrast, a negative LSI value at the Sare Pole spring indicates the water is undersaturated with respect to calcium carbonate. Therefore, this spring has a lesser role in travertine deposition compared to other springs. Also, the position of the samples on the modified Gibbs and Van Wirdum diagrams, suggesting that the interaction of water with carbonate and to some extent silicate rocks is considered as the most important source of Ca and Na.
Keywords: Ab-e Ask, carbon and oxygen stable isotopes, thermogene travertines, sedimentary facies, hydrochemistry.
[1] Thermogene travertines
[2] Vent
[3] Channel
[4] Pound
[5] Proximal slope
[6] Distal slope
[7] Palaeosols
[8] Scanning electron microscope
[9] Meteoric water
[10] Vent
[11] Channel
[12] Terracette
[13] Proximal slope
[14] Cascade
[15] Pound
[16] Dam travertines
[17] Mini dam
[18] Erosively-shaped
[19] Distal slope
[20] Abiotic
[21] Microbialites
[22] Tufa
[24] Lublinite
[25] Fan-ray crystals
[26] Crystalline crust
[27] Foam rocks
[28] Honeycomb rock
[29] Microbialite
[30] Stromatolitic bindstone
[32] Peloidal grainstone
[34] Scanning electron microscope
[35] Charge Balance Error- CBE
[36] Langelier Saturation Index(LSI)
[37] Supersaturation
[38] Undersaturation
[39] Van Wirdum
[40] Thalassotrophic
