فهرست نشریات علمی دسترسی آزاد ایران

مقدمهغارها یکی از محصولات کارستی شدن هستند که در طی آن سنگ‌های نسبتاً محلول مانند سنگ‌های آهکی توسط آب‌های جوی در حال نفوذ رو به پایین که با یک افق خاکی حاوی سطوح بالای CO2 برهم‌کنش داشته‌اند، حل می‌شوند. اسپلئوتم­ها یا غارسنگ­ها کربنات­های ثانویه تشکیل شده در غارها مانند استالاکتیت­ها و استالاگمیت­ها هستند. اسپلئوتم­ها که عمدتاً ترکیب کلسیتی دارند هنگامی تشکیل می­شوند که آب­های زیرزمینی اشباع شده از کربنات با نفوذ به سمت پایین، با فشار جزئی CO2 بیش از جو غار، وارد غار شده و با گاززدایی یا تبخیر نسبت به کربنات کلسیم فوق اشباع می­شوند (Harmon et al, 2004). ترکیبات ایزوتوپ کربن و اکسیژن آنها از مهم‌ترین ردیاب‌ها در مطالعات اقلیم دیرینه و بازسازی محیط زمین شناسی دیرینه هستند (Valley and Cole, 2001). به دلیل هندسه ساده، نرخ رشد نسبتاً سریع و تمایل به رسوب نزدیک به تعادل ایزوتوپی استالاگمیت با آب­چکه­های غار، مطالعات ایزوتوپی بیشتر بر روی آنها انجام می­شود. ایزوتوپ‌های اکسیژن منعکس کنندۀ δ18O آب جوی چکنده در غار و وابستگی دمایی تفکیک ایزوتوپی آب-کلسیت است.مواد و روش­هاغار کونابا در شمال شرق عراق در استان سلیمانیه واقع در اقلیم کردستان در شمال غرب شهرستان دربندیخان قرار گرفته است. این منطقه بر اساس تقسیم­بندی واحدهای ساختاری عراق (Fouad and Sissakian, 2011) بر روی کمربند چین­خورده زاگرس مرتفع واقع شده است. توسعه این کمربند در کرتاسه پسین با فرورفتن پوسته حاشیه پلیت عربی از زمان کامپانین تا پالئوسن آغاز شد و در نئوژن با برخورد قاره­ای بین بلوک عربی و ایران مرکزی به اوج خود رسید (Saura et al, 2015). توالی سازند Pila Spi که دو یال تاقدیس Golan را تشکیل می­دهد نمایانگر بخش بالایی از ابرتوالی چینه­شناسی صفحه عربی است در دوره ائوسن میانی و پسین بر روی یک زون بالاآمده در طول مرحله نهایی فرورانش و بسته شدن باقیمانده اقیانوس نئوتتیس نهشته شده است (Al-Banna et al, 2015). در طی بازدید میدانی از سازند Pila Spi و اسپلئوتم­ها شامل دو استالاگمیت با نواربندی خوب از داخل غار کونابا نمونه برداشت شد. آنالیز XRD بر روی یک نمونه برای تعیین ترکیب کانی­شناسی اسپلئوتم­ها انجام شد. به منظور تعیین δD سیال سازندۀ استالاگمیت­ها دو نمونه سیال درگیر با استفاده از روش طیف سنجی Cavity-Ring-Down مورد آنالیز قرار گرفت. برای تعیین مقادیر ایزوتوپ­های کربن و اکسیژن، 14 نمونه از سازند Pila Spi و 2 نمونه از دو لایۀ مشخص از هر استالاگمیت آنالیز شدند. برای تعیین سن، مقادیر و نسبت­های ایزوتوپی U و Th در 2 نمونه استالاگمیت با استفاده از طیف سنجی جرمی یونیزاسیون حرارتی (TIMS) تعیین شد.نتایج و بحثسازند Pila Spi در مقطع تیپ خود از دو بخش تشکیل شده است. بخش فوقانی که 57 متر ضخامت دارد از آهک بیتومینه لایه­ای سفید بلورین با نوارهایی از مارن سبز کم رنگ یا مارن گچی حاوی نودول­های چرت با آثار فسیلی خوب تشکیل شده است. بخش زیرین که 28 متر ضخامت دارد از آهک با لایه­بندی خوب سفید یا بیتومینه متخلخل با آثار ضعیف فسیلی تشکیل شده است. بررسی سنگ‌نگاری واحدهای کربناته در سازند Pila Spi حضور دانه‌های اسکلتی و غیراسکلتی را نشان می‌دهد. عمده‌ترین زمینه سنگ‌های کربناته سازند Pila Spi گل کربناته (میکریت) است که به شدت در معرض دولومیتی شدن قرار گرفته و در اثر نئومورفیسم به میکرواسپار تبدیل شده است. فراوانی میکریت و فورامینیفرهای کف­زی در رخساره­های سازند Pila Spi نشان دهندۀ رسوب آن در یک محیط کم عمق دریایی است (Ali and Mohamed, 2013). غار کونابا با مختصات جغرافیایی 45°38′47″E و 35°09′32″N بر روی تاقدیس Golan واقع شده است. این تاقدیس که از سازند Pila Spi تشکیل شده است ساختاری باریک به عرض حدود 1 کیلومتر و طول 10 کیلومتر با روند شمال شرقی - جنوب غربی است. دهانه ورودی غار کونابا بسیار باریک و کوچک است. اما در ادامه به تالارهایی باز می­شود که با رسوبات بسیار زیبا و چشم­نواز شامل انواع استالاکتیت، استالاگمیت و آبشارهای آهکی پوشانده شده­اند. هیچ اطلاعات روشنی در مورد معابر اصلی این غار که تنها کمتر از یک کیلومتر از آن اکتشاف شده است وجود ندارد. آنالیز XRD نشان داد که اسپلئوتم­ها از کلسیت تشکیل شده­اند. نمونه­ها در مقاطع میکروسکوپی ساختار لایه­ای دارند که رسوب سالانه کلسیت را نشان می­دهند. تجزیه و تحلیل نسبت‌های ایزوتوپی پایدار کربن و اکسیژن یک روش پرکاربرد در مطالعات محیط دیرینه است، زیرا این نسبت‌ها محیط رسوبی را منعکس کرده و معمولاً در سراسر مرزهای چینه‌شناسی تغییر می‌کنند (Guo et al, 2010). در آب دریا، مقدار δ18O با افزایش شوری افزایش می‌یابد (Wang et al, 2014). زیرا 16O ترجیحاً تبخیر شده و به بارش جوی تبدیل می‌شود. در نتیجه آب دریای باقی مانده، که در حال حاضر در شوری بالاتر است، در 18O غنی می­شود. با استفاده از معادله تجربی کیث و وبر (Keith and Weber, 1964) (Z = 2.048 × (δ13C(PDB) + 50) + 0.498 × (δ18O(PDB) + 50)) که معیاری برای تمایز بین کربنات‌های دریایی و غیردریایی با استفاده از مقادیر δ13C و δ18O در سنگ­های آهکی است مشخص شد که سازند Pila Spi منشأ دریایی دارد (Z> 120). مقادیر δ13C و δ18O نمونه­های سازند Pila Spi منفی و به ترتیب با مقدار میانگین ‰34/0- و ‰5/0- است. مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در این سازند، سنگین­تر از مقدار آن در رسوبات کربناته دریایی است. مقادیر سنگین­تر ایزوتوپ اکسیژن در سازند Pila Spi می­تواند ناشی یک شورآب منیزم­دار مرتبط با یک حوضۀ تبخیری باشد که در طی آن محتوای ایزوتوپی اکسیژن حوضه سنگین­تر از آب دریا می­شود. در یک محیط بسته آب شور، مقادیر δ13C و δ18O سنگ‌های کربناته همبستگی معنا‌داری دارند. هر چه سیستم بسته­تر باشد، ضریب همبستگی نیز بالاتر است (Wang et al, 2014). ضریب همبستگی در کربنات سازندPila Spi  (r = 0.921) نشان‌دهنده همبستگی قوی قابل توجه و بسته بودن سیستم است. ایزوتوپ‌های اکسیژن و کربن، مبنای اصلی بازسازی دما یا تاریخچه بارش یک مکان را از اسپلئوتم­ها فراهم می‌کنند. زمانی که حرکت هوا و آب در غار نسبتاً آهسته است، یک تعادل حرارتی بین دمای سنگ بستر و هوای غار برقرار می‌شود (Bradley, 2015). در نتیجه هنگامی که اسپلئوتم­ها تحت شرایط تعادل ایزوتوپی رسوب کنند، δ18O کلسیت اسپلئوتم هم منعکس‌کننده تغییرات در δ18O آب­چکۀ تراوش کننده آن و هم تغییرات دمای هوای غار است. در نتیجه از این اصل می­توان برای بازسازی دمای هوای غار استفاده کرد که در بسیاری از غارها به دمای سالانه هوای سطحی مربوط می­شود (Wigley and Brown, 1976). تعیین دمای دیرینه مبتنی بر مطالعات ایزوتوپی فقط در صورتی قابل اتکا است که کلسیت (یا آراگونیت) در تعادل ایزوتوپی با آب­چکه رسوب کند. این موضوع را می­توان با تعیین اینکه آیا مقادیر δ18O در طول یک لایه رشد ثابت است یا خیر، ارزیابی کرد. اگر مقادیر برای همان لایه متفاوت باشد، نشان می‌دهد که رسوب تحت تأثیر تبخیر قرار گرفته است، نه فقط گاززدایی آهسته CO2، و این رابطه ساده شکنش وابسته به دما را تغییر می‌دهد (Bradley, 2015). حد قابل قبول برای اسپلئوتم­های ته نشین شده در تعادل ایزوتوپی، 5/0 ‰ برای تغییرات δ18O و حداکثر 7/0 برای ضریب همبستگی خطی بین δ18O و δ13C در امتداد یک لایه است (Lauritzen, 1995; Linge et al, 2001). نتایج آنالیز ایزوتوپی استالاگمیت­ها نشان دهندۀ تشکیل آنها را در شرایط تعادلی و طی فرآیند گاززدایی آهسته CO2 است. مزیت کلیدی اسپلئوتم­ها در حوزۀ مطالعات اقلیم دیرینه، امکان سن­سنجی دقیق آنها تا نیم میلیون سال با استفاده از روش­های مبتنی بر U–Th است (Cheng et al, 2013). سن استالاگمیت­ها با استفاده از مقادیر و نسبت­های ایزوتوپی U و Th در دو استالاگمیت 1 ± 30 و 1 ± 25 هزار سال برآورد شده است. سن نمونه­ها با استفاده از نرم­افزار Isoplot/Ex (نسخه 3.0) (Ludwig, 2003) که یک برنامه رسم و رگرسیون طراحی شده برای داده­های ایزوتوپی پرتوزا است محاسبه شده است.نتیجه­گیریبا توجه به تشکیل استالاگمیت­ها تحت شرایط تعادل ایزوتوپی، می­توان از داده­های ایزوتوپ اکسیژن آنها برای تعیین دمای غار در دو بازه زمانی به دست آمده از نتایج U–Th استفاده کرد. برای این منظور از معادله شارپ (Sharp, 2007) که مبتنی بر تفکیک ایزوتوپ اکسیژن بین اسپلئوتم (δ18Oc) و آب چکه (δ18Ow) بر اساس دمای محیط (T, °C) است استفاده شده است:T (°C) =15.75 – 4.3(δ18Ocalcite(PDB) – δ18Owater(SMOW)) + 0.14(δ18Ocalcite(PDB) – δ18Owater(SMOW))2از آنجایی که این معادله شامل دو مجهول (T و δ18Owater) و تنها یک مقدار اندازه‌گیری شده (δ18Ocalcite) است، برای به دست آوردن دما نیاز به داده­های ایزوتوپی قطرات آب در زمان تشکیل استالاگمیت است. از آنجا که ممکن است مقدار δ18O سیال درگیر تحت تبادل ایزوتوپی با کلسیت اطراف قرار گرفته باشد، از مقدار δD سیال درگیر برای محاسبه مقدار δ18O آن با استفاده از معادلۀ ترکیب ایزوتوپی آب سیال درگیر اسپلئوتم­ها (δD = 7.68 Í δ18O + 6.26) (Affolter et al, 2025) استفاده شده است. مقادیر δD به دست آمده از سیالات درگیر دو استالاگمیت به ترتیب 21/54- و 17/57- به دست آمد. به این ترتیب مقادیر δ18O سیال دو استالاگمیت به ترتیب 87/7- و 26/8- تعیین شد. با جایگذاری مقادیر در رابطۀ شارپ، دمای غار در بازه زمانی تشکیل دو استالاگمیت به ترتیب 9/10 و 1/12 به دست آمد. در حال حاضر میانگین دمای سالانه هوا در محدودۀ دربندیخان در طی دو دهۀ گذشته بین سال­ها 2000-2020 معادل 41/22 درجه سانتی­گراد ثبت شده است (Kalloshy and Sharbazhery, 2023). میانگین دمای جهانی در این بازه زمانی معادل 72/0 درجه سانتی­گراد بوده است (NOAA, 2024). به نظر می­رسد که علی­رغم داده­های محدود، دماهای محاسبه شده برای میانگین سالانه در بازۀ 25 و 30 هزار سال پیش برای منطقه مورد مطالعه با میانگین دمای جهانی حدود 8- درجه سانتی­گراد (Petit et al, 1999) در این دو بازه زمانی انطباق قابل قبولی دارند.