بررسي فرايند دولوميتي شدن و تأثير آن بر کيفيت مخزني در بخش بالايي سازند دالان در ميدان پارس جنوبي (خليج فارس)

سميه پرهام، فرج اله فياضي

بيست و چهارمين گردهمايي علوم زمين

سازند دالان با سن پرمين مياني تا بالايي داراي رخساره هاي کربناته با ميان لايه هاي تبخيري است که در نواحي زاگرس چين خورده و بخشهاي وسيعي از خليج فارس به عنوان اصلي ترين سازند کربناته گازدار محسوب مي شود. مطالعات رسوبشناسي نشان مي دهد که گسترش رخساره هاي مخزني (به ويژه االيتي) اين سازند عمدتا به واحد دالان بالايي محدود مي گردد. بررسي پتروگرافي نمونه هاي بخش بالايي سازند دالان در اين منطقه نشان ميدهد كه فرايند دولوميتي شدن به طور عمده اين سازند را تحت تأثير قرار داده است و باعث تغيير در ميزان تخلخل در اين بخش شده است. از آنجا که دولومیت به دلیل پایداری شیمیایی و مقاومت در برابر انحلال فشاری در حین تدفین، تخلخل و نفوذپذیری خود را بهتر از سنگهای آهکی حفظ می کند، اين فرايند نقش مؤثري در افزايش كيفيت مخزني ايفا كرده است. مطالعه ميکروسکوپي سنگهاي اين منطقه نشان ميدهد اين سنگها داراي حداقل 6 نوع دولوميت مختلف است كه انواع آن به قرار زير مي باشد:
   1-دولوميکريت: ريز بلور، بي شکل و هم اندازه، داراي لاميناسيون، قالب کانيهاي تبخيري و فابريک فنسترال.
   2- دولوميکرواسپاريت: ريز تا متوسط بلور، متراکم و هم اندازه كه از تبلور دولوميكريت ها بوجود آمده است.
   3- دولوميتهاي جانشيني:دولوميتي شدن انتخابي عمل نموده است، بطوريكه در يك زمان تحت شرايطي فقط آلوكم ها را تحت تأثير قرار داده و گاهي فقط زمينه و حتي در بعضي قسمتها كل سنگ را تحت تأثير قرار داده است.
   4- دولوميت پرکننده حفره: درشت بلور، روشن(limpid)، اغلب شكلدار تا نيمه شکلدار.
   5- دولوميتهاي پراکنده در ماتريکس آهکي: حاوي بلورهاي شکلدار تا نيمه شکلدار با بافت پورفيروتوپيک.
   6- دولوميتهاي مجاور استيلوليتها: شامل بلورهاي شکلدار تا نيمه شکلداربه رنگ قهوه اي.
   سه مدل دولوميتي شدن در اين بخش شامل: مدل سبخا، مدل تراوش- باز گشت سيال مربوط به محيط تدفين کم عمق، و مدل تدفيني عميق مي باشد

متن اصلي:
     چینه شناسی سازند دالان
سازند دالان با سن پرمین بالایی د ربر گیرنده سنگهای کربناته (دالان بالایی و پایینی) و تبخیری/ آواری (نار) بوده كه در یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ و در شرایط آب و هوای خشک (arid) نهشته شده است (کاووسی،1374). مرز این سازند با سازند کنگان ناپیوسته بوده و با نبود چینه شناسی و دگرشیبی همراه است، مرز زیرین با سازند فراقون تدریجی و همساز است. این سازند سنگ مخزن اصلی گاز میادین گازی جنوب ایران را تشکیل می دهد، گسترش رخساره های مخزنی (به ویژه االیتی) عمدتاً به واحد دالان بالایی محدود می شود که این بخش به طور عمده تحت تأثیر فرایند دولومیتی شدن قرار گرفته است. سازند مذکور دربخش عربی خلیج فارس و عربستان معادل سازند خوف است. در مقاطع خلیج فارس و عربستان این سازند به واحدهای k5،k4،k3 تقسیم می شود. این مطالعه روی بخشk4 متمرکز شده است.

موقعيت جغرافيايي منطقه مورد مطالعه
ميدان پارس جنوبي در فاصله 105 كيلومتري جنوب بندر عسلويه در خليج فارس واقع بوده و با كشور قطر مشترك مي باشد.

روش مطالعه
به منظور انجام مطالعات پتروگرافی تعداد 450 مقطع نازک تهیه شده از نمونه های این بخش از سازند دالان مورد مطالعه میکروسکوپی قرار گرفته است. مقاطع با آلیزارین قرمز (ARS) و فروسیانید پتاسیم به روش دیکسون(1965) جهت تشخیص کانیهای کلسیت و دولومیت رنگ آمیزی شده است و به منظور بررسي دولوميت هاي ريز بلور تعداد 6 نمونه دولومیت توسط دستگاه SEM ورد عکس برداری قرار گرفته است.

مطالعات پتروگرافی
مطالعات پتروگرافی افق K4 نشان میدهد که دولومیت یکی از مهمترین سنگهای تشکیل دهنده این بخش می باشد که در اشکال و انواع مختلف قابل مشاهده است. در این مطالعه از طبقه بندی بافتی دولومیت ارائه شده توسط سیبلی و گرگ (1987)، مازولو (1992) و گرگ و سیبلی (1984) استفاده شده است و برای اندازه بلورهای دولومیت مقیاس ارائه شده توسط فولک (1974) مورد استفاده قرار گرفته است. دولومیتهای مزبور بر اساس اندازه بلورها و شکل مرز بلورها به 6 گروه تقسیم شده اند.

انواع دولومیت
1) دولومیکریت
این نوع دولومیت دارای بلورهای بسیار ریز در اندازه 5تا16میکرون بوده و از بلورهای بی شکل (anhedral) و هم اندازه (unimodal) تشکیل شده است (شكل شماره 1-(A. اشکالی نظیر فیلامنتهای جلبکی (جلبکهای سبز آبی فیلامنتی)، فابریک فنسترال، حفره های باقی مانده از کانیهای تبخیری، ندولهای اندریتی و ترکهای گلی در آن یافت می شود. به کمک این شواهد میتوان نتیجه گرفت که این دولومیت در درجه حرارت کم و نزدیک به سطح تشکیل شده است (1990،Gregg and Shelton). این نوع دولومیت مربوط به رخساره فنسترال مادستون دولومیتی بوده و در بخشهای فوقانی پهنه کشندی از نوع گرم و خشک گسترش دارد (لطف پور، 1384). این بافت معادل بافت xenotopicA گرگ و سیبلی(1984) و nonplanarA مازولو (1992) است. در این دولومیت، آب دریا یا محلولهای بین دانه ای غنی از منیزیوم میتواند عامل دولومیتی شدن باشد (Land,1985). مهمترين نوع تخلخل در اين نوع دولوميت تخلخل فنسترال است كه به طور عمده با اندريت كاهش يافته يا پر شده است. جانشيني دولوميت ريز بلور بجاي گل آهكي باعث توسعه تخلخل ماتريكس مي شود كه تأثير چنداني در خواص مخزني ندارد.

2)دولومیکرواسپاریت
اندازه بلورهای این نوع دولومیت بین 16 تا 64 میکرون بوده و بي شكل، متراکم و هم اندازه هستند (شكل شماره 1- B). این نوع دولومیت معادل بافت nonplanar A مازولو (1992) و xenotopic A گرگ و سیبلی (1984) است. این بافت شبیه آهکهایی است که تحت تأثیر نئومورفیسم قرار گرفته اند (Gregg and sibiey, 1984)، (Bathurst, 1976)، (Folk,1965) و احتمالاً از جانشینی سنگهای آهکی یا از تبلور مجدد دولومیکریت ها بوجود می آیند(Adabi,1996).

3) دولومیتهای جانشینی
جانشین شدن سنگ آهک توسط دولومیت به دو صورت کلی در نمونه های مورد مطالعه دیده میشود.
1-3) دولومیتی شدن تحت کنترل فابریک سنگ استFabric Selective dolomite))
2-3) دولومیتی شدن تحت کنترل فابریک سنگ نیست (Nonfabric Selective dolomite)
1-3) درحالت اول دولومیتی شدن به طور بخشی (partial dolomitization) بعضی قسمتهای سنگ را تحت تأثیر قرار داده است که در نمونه های مورد مطالعه خود به انواع مختلف قابل تقسیم است:
1-1-3) نمونه هایی که تنها الوکم ها(که د راینجا عمدتاً اایید هستند) تحت تأثیر دولومیتی شدن قرارگرفته است و زمینه همچنان آهکی باقی مانده است(شكل شماره 1-C ). در بعضی نمونه ها زمینه آهکی نیز حل شده و تخلخل بین دانه ای ثانویه ايجاد كرده است. اين تخلخل اغلب با اندریت به صورت پوئیکیلوتوپیک پر شده یا کاهش یافته است.این دولومیتها ریز بلور و هم اندازه هستند(شكل شماره 1-(D.

تفسیر: کانی شناسی واکنشگرها مثلاً ( کلسیت، آراگونیت یا کلسیت پر منیزیوم) به خاطر تفاوت در انرژی آزاد واکنشگرها بر سرعت دولومیتي شدن تأثیر می گذارد. بنابراین پیش بینی می شود که آراگونیت با داشتن مکانهای سطحی (surface aera) مشابه سریعتر ازکلسیت دولومیتی شود (Sibley and Gregg, 1987). میتوان نتیجه گرفت که ااییدها آراگونیتی بودند که در زمینه ای از کلسیت منیزیوم دار قرار داشتند، میزان منیزیم در کلسیت به اندازه ای بوده که سرعت واکنش آراگونیت بیشتر از کلسیت منیزیوم دار بوده است در نتیجه ااییدها دولومیتی شدند و زمینه دولومیتی نشده باقی مانده است.

2-1-3) نوع دیگرجانشینی بخشی حالتی است که تنها زمینه با دولومیت جانشین شده است و ااییدها جانشین نشدند و در مراحل بعدی دیاژنز ااییدها حل شده و فضای خالی oomold برجای گذاشتند (شكل شماره 1-E ). اگر زمینه فقط ماتریکس میکریتی داشته باشد دولومیت شدن به صورت یک اندازه ای است ولی اگرزمينه هم داراي ماتریکس و هم سیمان باشد چند اندازه ای و عمدتاً planar s می باشند. این نوع دولومیت در نمونه ها به فراوانی یافت می شود و بهترین نوع تخلخل مفید در بخشهای مخزنی را ایجاد کرده است چون علاوه بر وجود تخلخل قالبی، این حفرات بوسیله تخلخل بین بلوری حاصل از دولومیت شدن زمینه سنگ به هم مرتبط شده و تخلخل قالبی را با تخلخل مفید تبدیل کرده است.

تفسیر: احتمالاً این نوع دولومیت زمانی تشکیل مي شود که محلول دولومیت کننده حالت فوق اشباع شدگی پایین تری نسبت به دولومیت داشته باشد که باعث می شود ماتریکس دولومیتی شود و الوکم ها دولومیتی نشده باقی بماند. چون در حالت فوق اشباع شدگی پایین، تعداد کمتری هسته دولومیت در کلسیت های درشت بلور تشکیل می شود (Sibley and Gregg, 1987). اگر محلول نسبت به دولومیت فوق اشباع و نسبت به کانی تشکیل دهنده آلوکم تحت اشباع باشد تخلخل قالبی تشکیل میشود (Sibley and Gregg, 1987).

2-3) در اين نمونه ها جانشینی تحت کنترل فابريك سنگ نیست و کل سنگ به طور کامل با دولومیت جانشین شده است و به دو صورت در نمونه ها قابل مشاهده است:

1-2-3) جانشینی تقلید کننده فابریک سنگ (Mimic replacement): در این نمونه شکل و ساختار داخلی آلوکم (اایید) حفظ شده است (Sibley and Gregg, 1987) (شكل شماره 1-F ). برای شکل گیری این نوع جانشینی باید تعداد زیادی هسته دولومیت در رسوب تشکیل شود مگر حالتی که بلور منفردی مانند اکینودرم مورد جانشینی قرار گیرد (Sibley and Gregg, 1987). این دولومیت مشخصه جانشینی دولومیت به جای آراگونیت یا کلسیت پر منیزیم است (Macneil et al, 2003).

2-2-3) جانشینی غیر تقلیدی (Nonmimic replacement): این نوع جانشینی زمانی رخ میدهد که تعداد خیلی کمی بلور دولومیت جانشین آهک شود (Sibley and Gregg 1987) و گاهی تنها شبحی از آلوکمها باقی می ماند(شكل شماره 1-G). عقیده بر این است که وجود شبح هایی از آلوکم حاکی از جانشینی آرام سنگ آهکهای قبلی توسط دولومیت است. جاییکه حالت اشباع سیال نسبت به دولومیت پایین (low saturation state) و زمان برای تأثیر سیال دولومیت ساز طولانی بوده است (Sibley and Gregg, 1987). تخلخلهای اولیه در این نمونه ها معمولاحفظ نشده یا در مراحل بعدی دیاژنز با انيدریت پر شده و خواص مخزنی را کاهش داده است.

4) دولوميت هاي پراكنده در زمينه آهكي
بلورهاي شكلدار تا نيمه شكلداردولوميت عمدتاً در زمينه آهكي شناورند. بين بلورهاي دولوميت ميكرواسپاريت قرار گرفته است. بلورها معمولا ًشفاف و روشن هستند (شكل شماره 1-H ). اين بافت معادل Idiotopic P يا پورفيروتوپيك گرگ و سیبلی (1994) و Planar P مازولو (1992) است.

5) سيمان دولوميتي
بلورهاي درشت شكلدار تا نيمه شكلدار با اندازه تقريبي 200-300 ميكرون شفاف در بعضي ازفضاهاي خالي تشكيل شده است. (شكل شماره 1- I). اين نوع دولوميت براساس تقسيم بندي گرگ و سیبلی (1994) Idiotopic C و براساس مازولو (1992) Planar C مي باشد.

6) دولوميتهاي مجاور استيلوليتها
اين دولوميتها داراي بلورهاي با مرزهاي مسطح شكلدار و هم اندازه به رنگ قهوه اي به طور موضعي دراطراف بعضي استيلوليتها ديده مي شوند (شكل شماره 1-J ). احتمالاً سيال حاوي منيزيوم حاصل از فرايند انحلال ناشي از فشار با آهكهاي مجاور درسطح استيلوليت واكنش داده و دولوميت تشكيل شده است (Lee and Friedman1987) يا استيلوليت به صورت مجرايي (conduit) جهت حركت سيالات دولوميت ساز در شرايط تدفين كم عمق (shallow burial) عمل نموده اند (آدابي 1383).

سه نوع دولوميت اخير در نمونه ها به مقدار كم يافت مي شود.
پاراژنز دولوميتها

اندازه بلورها راهنماي خوبي براي تشخيص زمان دولوميت شدن است. اگر سنگ كربناته بطور كامل متشكل از بلورهاي دولوميت باشد، بلورهاي درشتتر مربوط به مراحل بعدي دولوميتي شدن مي باشد (رباني، 1374)

اولين فاز دولوميتزاسيون باعث تشكيل دولوميكريت ها در محيط سبخا (بالاي جذر و مدي و قسمتهاي بالاي بين جذر و مدي) شده است. اين دولوميتها پس ازقرارگيري درمحيط دفني كم عمق تحت تأثير تراكم و افزايش درجه حرارت به دولوميكرواسپاريت تبديل مي شوند. پس از آن دولوميت هاي جانشيني در محيط تدفين كم عمق و تحت تأثير مدل تراوش– بازگشت سيالات تشكيل شده اند. با ادامه روند تدفين و تا قبل از تدفين عميق و قبل از دماي بحراني بلورهاي پراكنده دولوميت در زمينه آهكي و دولوميتهاي شكلدار پركننده حفره و دولوميتهاي مجاور استيلوليتها تشكيل شدند.

مكانيزمهاي دولوميتي شدن
1)مدل سبخا (Sabkha Model)
با توجه به وجود معيارهاي زير (Moor, 1989) دولوميت نوع 1 يا دولوميكريت را مي توان به اين مدل نسبت داد.
1-اين دولوميتها همراه تواليهايي هستند كه از لحاظ رسوبشناسي و كاني شناسي خصوصيات مدل سبخاي را نشان مي دهد از جمله اينكه با رخساره هاي منطقه بالاي جذر و مد (سوپراتايدال) همراه بوده و وداراي ساختهاي چون لاميناسيون جلبكي، فابريك فنسترال و بلورهاي تبخيري همراه هستند (Warren 2000).
2- از نظر اندازه اين نوع دولوميت ريز بلور است. ريز بلور بودن دولوميت نشانگر زياد بودن مكانهاي مناسب جهت هسته گذاري بلورهاي دولوميت در رسوبات دانه ريز سبخايي مي باشد (Sibley and Gregg, 1987).
3-دولوميتي شدن به صورت غير يكدست و همراه با لايه هاي اندريت است.
2)مدل تراوش – باز گشت سيالات (Seepage – Reflux Model)
بر اساس معيارهاي ارائه شده توسط (Moor, 1989) و (Warren, 2000) موارد زير مؤيد تشكيل دولوميتهاي جانشيني بوسيله اين فرايند مي باشد:
ارتباط نزديك با تواليهاي تبخيري مانند اندريت (يا برش انحلالي حاصل از آن).
موقعيت استراتيگرافي تكتونيكي و تبخيريهاي همراه مناسب با توسعه لاگون و حوضه مسدود است.
از آنجا كه محيطي كه مورد دولوميتي شدن جانشيني واقع شده عمدتاً سد االيتي مي باشد تخلخل و تراوايي مناسب و پيوستگي هيدرولوژيكي كافي براي عبور سيال دولوميت كننده وجود داشته است.
اندازه بلورها در اين مورد درشت تر از بلورهايي است كه در تواليهاي سبخايي يافت ميشود. چون اين لايه ها مكانهاي هسته گذاري كمتري دارند.
با دور شدن از منطقه سد االيتي و نزديك شدن به تواليهاي درياي باز از ميزان دولوميتي شدن كاسته مي شود و يك گراديان دولوميت شدن وجود دارد كه با نزديك شدن به منشأ شورابه حجم دولوميتي شدن افزايش مي يابد.

3)مدل تدفيني(Burial model)
دولوميتهاي تدفيني به صورت جانشيني و سيمان د رزير منطقه فراتيك فعال در فواصل نفوذپذير رسوبات كه تحت نفوذ آبهاي گرم غني از منيزيوم حوضه اي و يا هيدروترمال هستند تشكيل مي شود و سپس در اعماق توسط دولوميتهاي مراحل انتهايي پوشيده شده واز بين مي روند (Warren, 2000).

در زير زمين با افزايش درجه حرارت موانع كينتيكي و ترموديناميكي تشكيل دولوميت از بين ميرودو در صورت فراهم بودن يون منيزيوم شرايط تشكيل دولوميت فراهم ميشود (Lee and Friedman,1987). منيزيزيوم از منابع مختلفي قابل تاًمين است كه شامل : واكنش دولوميت هاي قديمي تر، خروج يون منيزيوم در هنگام تبديل مونتموريلونيت به ايليت و انحلال نمكهاي تلخ موجود د رمناطق عميق زير سطحي مي باشد (Warren, 2000). آبهاي فسيل كانيهاي اوليه ناپايدار (آراگونيت و كلسيت پر منيزيوم) فرايند هاي انحلال ناشي از فشار و آبهاي شور حوضه اي نيز مي تواند عامل تأمين منيزيوم باشد(Lee and Friedman,1987).آبهاي شور حوضه اي دفن شده به عنوان منشأ منيزيوم اهميت بيشتري در دولوميتي كردن در اعماق نسبت به بقيه منابع دارد.

سيمانهاي دولوميتي، دولوميتهاي مجاور استيلوليتها و دولوميت هاي پراكنده در ماتريكس آهكي به اين مدل نسبت داده مي شود

 

نتيجه گيري:
     مطالعات ميكروسكوپي نمونه هاي بخش بالايي سازند دالان نشان مي دهد دولوميت يكي از مهمترين اجزاي تشكيل دهنده اين بخش مي باشد. در سنگهاي اين منطقه حداقل 6 نوع دولوميت طي 3 فاز مختلف دولوميتي شدن تشكيل شده اند.نتايج حاصل از اين مطالعات به شرح زير خلاصه ميگردد:
  
   1) اولين فاز دولوميتي شدن د رمحيط سبخايي سبب تشكيل دولوميكريت به طور همزمان با رسوبگذاري شده است. اين نوع دولوميت داراي فابريك فنسترال، لاميناسيون و قالب كانيهاي تبخيري مي باشد.
   2) در محيط تدفين كم عمق در اثر تبلور مجدد دولوميكريتها بلورها درشت شده و دولوميكرواسپاريت تشكيل شده است.
   3) تحت تأثير فرايند تراوش بازگشت- سيالات ، دولوميتهاي جانشيني تشكيل گرديده است.
   4) در محيط دفني نيمه عميق ود ر دماي پايين تر از دماي بحراني (Critical Rouphening Tempreture) دولوميت هاي نوع 4 و 5 و 6 تشكيل شده است.
   5) منيزيوم مورد نياز براي دولوميت نوع 1 به عنوان دولوميت همزمان با رسوبگذاري از آب دريا تأمين شده در حاليكه منيزيوم مورد نياز براي تشكيل دولوميتهاي جانشيني از شورابه هاي حوضه اي نتيجه شده و براي تشكيل دولوميت هاي تدفيني شورابه هاي حوضه اي دفن شده مي باشد.
   6) از آنجا كه فراوانترين نوع دولوميت در اين منطقه دولوميتهاي جانشيني است بيشترين نقش رادر تغييرات تخلخل ايفا كرده است.
   7) تشكيل دولوميكريت به ميزان كم باعث توسعه تخلخل ماتريكس مي شود كه تأثير چنداني در خواص مخزني ندارد.
   8)دولوميتهاي نوع 4 و5 و6 بدليل فراواني كم تأثير ناچيزي بر تخلخل و تغييزات كيفيت مخزني دارند.
   9) بررسي هاي به عمل آمده نشان ميدهد بهترين نوع تخلخل در دولوميتهايي ايجاد شده كه دولوميت شدن به صورت انتخابي رخ داده چه در نمونه هايي كه ماتريكس دولوميت شده چه در نمونه هايي كه آلوكم دولوميت شده است چون قسمتهاي آهكي در مراحل بعدي دياژنز انحلال حاصل كرده و تخلخل قابل ملاحظه اي ايجاد مي كند

اخروي، ر.، رباني ا.ر.،(1374) دولوميتي شدن بخش زيرين سازند اليكا. مجله علوم دانشگاه تهران، جلد 21، شماره 1، صفحه 93-111.
  
   كاووسي، م. ع. (1374) سنگ شناسي رسوبي و محيطهاي رسوبي و فراقان(پرمين زيرين –مياني) دز ناحيه دنا،دانشگاه ازاد اسلامي واحد تهران شمال، پايان نامه كارشناسي ارشد.
  
   رباني، ا. ر.،(1382) مطالعه ژئوشيمي رخساره هاي كربناته – دولوميتي سنگ مخزن گازي دالان و كنگان در ميدان سلمان. همايش سالانه سازمان زمين شناسي كشور.
  
   لطف پور، م.(1384) رخساره ها محيط هاي رسوبي و چينه نگاري سكانسي سازند دالان و كنگان در ناحيه زاگرس و خليج فارس، رساله دكتري، دانشگاه شهيد بهشتي.
  
   455-Adabi, N. H. (1996) Sedimentology and geochemistry of carbonates from Iran and Tasmania. Ph.D thesis (Unpublished). University of Tasmania. Astralia.470p.
  
   6-Adabi, N. H. (2002) Petrographic and geochemical criteria for recegnition of unultered cold water and diagenetically altered, Neoprotrozoic dolomite, western Tasmania, Astralia, 16th AGC, P. 350.
  
   7- Dicson, J.A.D. (1965) A modified staining teqnique for carbonate in the thin section. Nature, 205, 587.
  
   8-Gregg, J.M., and Shelton, K.L., (1990) Dolomitization and neomorohism in the back reef facies of the Bonneterre and Davic Formation (Cambrian), Southern Missoury: Jou. Sed. Petrology, 60, 594-562.
  
   9-Gregg, J.M. and Sibley, D,E. (1984) epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture: Jou. Sed. Petrology, 54, 908-931.
  
   10-Land, L.s., (1985) The origin of massive dolomite.Jour.Geol. Education, 33, 112-125.
  
   11-Lee, Y.L. and Friedman, G.M. (1987) Deep- Burial dolomitization in the lower Ordovician Ellenburger GroupCarbonates in west Texas and southeastern NewMexico: Jou. Sed. Petrology,57, 544-577.
  
   12-Moor, C.H. (1989) Carbonate Diagenesis and Porosity; Elsevier, Amesterdam 338.
  
   13 - Muzzullo, S.J. (1992) Geochemical and neonorphic alteration of dolomite: a review. Carbonate and evoporites. 7, 21-37.
  
   14-Sibley, D,E. and Gregg, J.M. (1984) Classsification of dolomite rock texture: Jou. Sed. Petrology,57,967-975.
  
   15-Wanless, H.R.(1979) Limestone response to stress, Pressure Solution and dolomitizatin: Jou. Sed. Petrology,49, 437-442.
  
   16- Warren, J.H (2000).Dolomite , occurrence, evolution and economically important associations. Elsevier. v.52. n.1-3. p.1-81.