ریزرخساره‌ها، محیط‌رسوبی، چینه‌شناسی سکانسی و فرایندهای دیاژنزی سازند سروک در میدان نفتی مارون

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 هیات علمی

2 کارشناس ارشد، رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی دانشگاه بوعلی سینا همدان

3 کارشناس ارشد، شرکت ملی مناطق نفت‌خیز جنوب ایران، اهواز

چکیده

      سازند سروک به سن آلبین پسین- سنومانین- تورنین پیشین از مهم‌ترین مخازن نفتی میدان مارون می‌باشد. ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی بر پایه بررسی برش‌های نازک تهیه شده از خرده‌های حفاری و مغزه مربوط به چاه‌های شماره 1 و 2 شناسایی شده‌اند. بر این اساس 8 ریزرخساره مشخص گردید که در یک شلف کربناته لبه‌دار کم ژرفا در پنج کمربند رخساره‌ای ) بخش ساحلی، لاگون بسته، لاگون باز، حاشیه شلف و دریای باز ( رسوب نمودند. همچنین به کمک مطالعات پتروگرافی، تغییرات ریزرخساره‌ها و بررسی نمودارهای گاما و صوتی و انطباق آنها با منحنی تغییرات سطح آب دریاها، 4 سکانس مرتبه سه شناخته شد که با سکانس‌های شناسایی شده در حوضه زاگرس و صفحه عربی همخوانی دارد، زیرا در بازه زمانی یاد شده چهار سطح یشینه غرقابی در مقیاس پلیت عربی معرفی شده است. مهم‌ترین عامل پیدایش سکانس‌ها تغییرات سطح آب و ائوستازی است و تکتونیک نقش کمتری دارد. فرایندهای دیاژنزی شاخص در این سازند انحلال متئوریکی و به همراه گسترش شکستگی است که مهم‌ترین عامل در بالا رفتن کیفیت مخزنی سازند سروک در میدان مارون به شمار می‌روند.   

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

-

نویسندگان [English]

  • Hasan Mohseni 1
  • Elham Habibi 2
  • Kiarash Ghonovati 3

مقدمه

توالی‌های ضخیم کربناته کرتاسه میانی (آلبین فوقانی- سنومانین- تورنین زیرین) اولین بار توسط (جیمز و وایند 1965) در ایران به نام آهک سروک معرفی شدند. لایه‌های کربناته هم ارز آن در ورقه عربی شامل سازند میشریف در امارات متحده عربی (الشرحان و نیرن 1990) و در عمان با عنوان سازند ناتیح (ون‌بوچم و دیگران 2002) و در ایران به نام عضو احمدی (جیمز و وایند 1965) شناخته شده‌اند. این مقاله به بررسی سازند سروک در تاقدیس مارون (شکل 1 و 2) می‌پردازد. پیش از این پژوهشگرانی مانند (دانشیان و همکاران 1390؛ هنرمند و مداحی 1390؛ تقوی و همکاران 2006؛ حاجی‌کاظمی و همکاران 2010؛ رحیم‌پور و همکاران 2010؛ رزین و همکاران 2010 و غبیشاوی و همکاران 2010) به مطالعه محیط‌رسوبی، چینه‌شناسی سکانسی و فرایندهای دیاژنزی رخ داده در این سازند پرداخته‌اند. اهمیت توجه به این سازند از جانب پژوهشگران به دلیل کیفیت مخزنی خوب و همچنین نقش هم ارزهای جانبی آن در برخی مناطق به عنوان سنگ مادر است.

 

 

 

شکل 1- الف) موقعیت چین‌خوردگی زاگرس و جایگاه میدان مطالعه شده در جنوب باختری ایران؛ ب) موقعیت تاقدیس مارون (گزارش داخلی شرکت ملی مناطق نفت‌خیز جنوب ایران 1389).

 

 

موقعیت جغرافیایی و جایگاه زمین شناسی منطقه

میدان مارون در جنوب غرب ایران، 40 کیلومتری شرق اهواز در استان خوزستان قرار دارد. این میدان بخشی از چین خوردگی زاگرس (شکل 2) در جنوب غرب ایران در حاشیه شمالی پلتفرم عربی است. این منطقه میزبان مخازن کربناته با ارزشی از زمان کرتاسه میانی است (رزین و همکاران 2010 و غبیشاوی و همکاران، 2010). رسوب‌گذاری در زاگرس از زمان ژوراسیک تا اواخر کرتاسه در محدوده فلات قاره‌ای آب‌های کم ژرفا صورت گرفته است (علوی 2004). در طول کرتاسه پیشین حوضه‌رسوبی کربناته به صورت رمپ‌های کم ژرفا بوده که در کرتاسه میانی به شکل شلف لبه‌دار درآمده است (گرانی‌یر 2008). علت این تغییرات فعالیت تکتونیکی بستر حوضه در این زمان است (عقراوی و دیگران 2007). اواخر آلبین و به دنبال کم شدن ژرفای آب دریا، کربنات‌های آب‌های کم‌ژرفا (سازند سروک) رسوب کرده‌اند. این رسوبات در پیرامون صفحه عربی، در محل سکوهایی که حوضه‌های درون‌ قاره‌ای مختلف را از یکدیگر جدا نموده‌اند، در آب‌های کم‌ژرفا ته‌نشست یافته و از پشته‌های رودیستی (ریف) و رسوبات آهکی تشکیل شده‌اند (مطیعی 1372). در محل بُرش الگو و فارس ساحلی، رخساره‎های کم ژرفای سازند سروک گسترش دارد و در لرستان رخساره‎های ژرف هم ارز آن دیده می‌شوند (ستوده‌نیا 1978). گستره زمانی رسوب سازند سروک نیز در بازه آلبین پسین تا تورونین پیشین گزارش شده است. در این بازه زمانی در سپر عربی چهار سطح بیشینه غرقابی شناسایی شده است. هم ارزی جانبی این سطوح کمک نموده است تا سن سکانس‌های مرتبه سوم شناسایی شده در این سازند به طور نسبی تعیین گردد. با استفاده از نتایج مطالعه شده در منطقه بی‌بی سیدان و پادنا (رزین و همکاران ۲۰۱۰) و آب تیمور (رحیم‌پور و همکاران ۲۰۱۰) و سازند نلاتیح در عمان (الشرحان و نیرن ۱۹۹۰) ۴ سکانس رسوبی به سن آلبین پسین تا تورنین پیشین شناسایی گردید. برای نمونه می‌توان در باره سن آغاز سکانس نخست گفت: قاعده این سکانس مرز سازند سروک با سازند کژدمی است به سن اواخر آلبین و از نوع دو است (حاجی‌حسینی ۲۰۱۰). بهترین گسترش آن در کویت و جنوب عراق گزارش شده که سبب تشکیل کربنات‌های معدود به سن آلبین پسین شده است که در ایران با قاعده سازند سروک همخوانی دارد (شارلند و همکاران ۲۰۰۱).

 

 

 

شکل 2-  نقشه منحنی‌های میزان ساختمانی تاقدیس مارون و موقعیت چاه‌های مطالعه شده در این میدان (گزارش داخلی شرکت ملی مناطق نفت‌خیز جنوب ایران 1389).

 

 

مواد و روش‌ها

در این پژوهش300 برش نازک (تهیه شده از مغزه و خرده حفاری) دو چاه شماره 1 و 2 میدان مارون مورد بررسی قرار گرفتند. قطعات بایوکلاستی و غیر بایوکلاستی، سیمان و ماتریکس، تخلخل، فرایندهای دیاژنزی در برش‌های نازک تعیین شده‌اند. برای نام‌گذاری از روش (دانهام 1962) استفاده شد. ریزرخساره‌ها به روش (ویلسون 1975 و فلوگل 2010) نام‌گذاری شدند. شناسایی و تعیین محیط دیرینه بر اساس ریزرخساره‌ها و تغییرات عمودی آنها انجام شد. شناسایی سکانس‌ها با مطالعه نمودار گاما و صوتی و داده‌های مربوط به تغییرات قائم ریزرخساره‌ها و مقایسه با نتایج پژوهش‌های منتشر شده به‌ویژه مطالعات (تقوی و همکاران 2006؛ رحیم‌پور و همکاران 2010 و رزین و همکاران 2010) و مطالعات (شارلند و همکاران 2001 و ون‌بوچم و همکاران 2001) انجام شده است. بررسی فرایندهای دیاژنزی با استفاده از شواهد برش‌های نازک، بازبینی 12 نمونه مغزه از چاه 305 و بررسی دقیق‌تر برخی از آنها با میکروسکوپ الکترونی مدلJSM- 840A (Geol) دانشکده مهندسی دانشگاه بوعلی‌سینا صورت گرفته است.  برای سن سازند سروک و به طور کلی سن سکانس‌های شناسایی شده نیز اساس کار سن گزارش شده سازند سروک در حوضه زاگرس و مقایسه نسبی سن سکانس‌های شناخته شده در مقیاس سپر عربی و حوضه زاگرس استوار بوده است.

 

ریزرخساره‌ها

8 ریزرخساره در سازند سروک در میدان نفتی مارون شناسایی شدند که در پنج کمربند رخساره‌ای به شرح زیررسوب نموده‌اند:

A- گروه رخساره‌ای پهنه جزر و مدی: ریزرخساره: (Mudstone) مشخصه پهنه جزر و مدی است و آن معادلSMF-23  فلوگل (2010) است. مادستون بدون بایوکلست شاخص این ریزرخساره است (شکل 3-a). در این شرایط به دلیل نوسان شدید سطح آب و شوری جانداران اندکی دوام می‌آورند، و می‌تواند نشانگر پهنه جزر و مدی باشد. مادستون بی‌سنگواره یکدست از گل کربناته تشکیل شده است (شین 1983 و تاکر و رایت 1990).

 

B- گروه رخساره ای لاگون: شامل دو ریزرخساره:B1: Benthic foraminifera bioclast– peloid wackestone to packstone و B2: Peloid grainstone- packstone هر دوی آنها معرف لاگون بسته هستند و به ترتیب معادل SMF- 18 و SMF-16 فلوگل (2010) می‌باشند. در این ریزرخساره میلیولید، خرده‌های جلبک سبز و پلوئید فراوان با گرین استون، پکستون تا وکستون و اینتراکلاست‌های گرد شده که در اثر جریان‌های رفت و برگشتی آب جابجا و گرد شده‌اند، به فراوانی یافت می‌شوند. اندازه دانه‌ها در حد ماسه ریز است و جورشدگی ضعیف تا اندکی موارد جورشدگی خوب دارند. گوناگونی فونا در این بخش زیاد نیست، اما شمار آنها فراوان است (شکل 3-b و c).

 

C- دسته رخساره‌های محیط لاگون باز: ریزرخساره:Rudist debris benthic foraminifera floatstone- wackestone که معادل ریزرخساره SMF-8 فلوگل (2010) و متعلق به لاگون باز است (شکل 3- d و e). در این ریزرخساره فرامینیفرهای بزرگ کف‌زی از جمله Pseudorhipidionina, Pseudolituonella, Praealveolina, Nezzazata همچنین استراکد به مقدار فراوان و با تنوع بالایی دیده می‌شوند. قطعات ریز و درشت رودیست به همراه تکه‌هایی از مرجان هم وجود دارند که احتمالاً پس از کنده شدن از ریف توسط جریان آب به این محیط جابجا شده و لابلای گل رسوب کردند.

D- دسته رخساره‌های منطقه کم ژرفای حاشیه پلتفرم شامل:

D1: Coral boundstone to floatstone، grainstone Ooid:D2 می‌باشند. این ریزرخساره‌ها به ترتیب معادل SMF-7 و SMF-15 فلوگل (2010) هستند. اجزای این ریزرخساره شامل قطعات درشت رودیست و ریف‌های مرجانی می‌باشند. قطعات درشت اینتراکلاست با قطعات اکینودرم، قطعات درشت و گرد شده رودیست شاخص محیط‌های با گردش آب نشان‌دهنده انرژی بالای محیط در منطقه کم ژرفای حاشیه پلتفرم است. اندازه ذرات ماسه متوسط تا گراول (D1) و ماسه متوسط تا ریز (D2) را در بر می‌گیرد. جورشدگی از متوسط (در فلوتستون) تا بسیار خوب (در گرینستون) تغییر می‌کند. وجود انباشته‌های کربناته زیستی مرجانی و رودیستی(build up) از نشانه‌های پلاتفرم حاشیه‌دار است (کاروزی 1989). فرامینیفرهایی مانند Mangashtia, Orbitolina در این ریزرخساره دیده می‌شوند که شاخص کرتاسه میانی هستند. اائید گرین استون احتمالاً در درون کانال‌های جزر و مدی رسوب نموده است. این دسته رخساره در محدوده شلف میانی قرار می‌گیرد (شکل 3-f و g).

 

E- دسته رخساره‌های دریای باز: ریزرخساره‌های: E1: Sponge spicules planktonic microfossils  wackestone to packstone و: Bioclast- intraclast oligosteginid packstoneE2 هستند. این ریزرخساره‌ها به ترتیب E1 معادل SMFٍ، E2 معادل 1 و 4  فلوگل (2010) هستند (شکل 3-h و i). وجود Oligostegina به همراه Rotalipora همچنین فرامینیفرهای پلانکتون مانند Globigerinoides (امیری بختیار و طاهری 1389) و سوزن‌های اسفنج از شاخص‌های این دسته رخساره می‌باشند و نشانه‌ای از ژرف شدن حوضه هستند. سنگواره  Rotaliporaدر زمینه گلی نشانه محیط با کمبود اکسیژن است که در اثر بالا آمدگی آب به وجود آمده است (لوسیانی و کوبیانچی 1999 و غبیشاوی و همکاران 2010). پراکندگی ذرات در زمینه گلی بیانگر جورشدگی بد تا بسیار بد رسوبات این گروه رخساره‌ای است که خود بازتابی از انرژی پایین محیط آرام دریای باز است. اندازه ذرا ت که بیشتر فرامینیفرهای پلانکتونی را شامل می‌گردد از ماسه بسیار ریز تا سیلت درشت تغییر می‌کند. هرچند ریزش ذرات بایوکلستی پلانکتونی از منطقه نفوذ نور به بستر حوضه بازتابی از بلوغ بافتی نیست، اما نشانه محیط دریای باز و کم انرژی بستر حوضه می‌باشد.

 

 

 

شکل 3- a) ریزرخساره1: مادستون، ژرفا 3425 متر، چاه 2؛ b) ریزرخساره 2: پلوئید پکستون تا گرین استون (P: پلوئید)، ژرفا 3496 متر، چاه 2؛ c) ریزرخساره 2) بایوکلاست پلوئید پکستون (M: میلیولید)، ژرفا 3478 متر، چاه 2؛ d) ریزرخساره 3: بایوکلاست پکستون (D: دیسیکلینا)، ژرفا 3626 متر، چاه 2؛ e) ریزرخساره 3: رودیست فلوتستون (R: رودیست)؛ f)، ژرفا 3648 متر، چاه 2؛ ریزرخساره4: کورال باندستون ژرفا 3620 متر، چاه 2؛ g) ریزرخساره 4: اائید گرین استون (O: اائید)، ژرفا 3424 متر، چاه 2؛ h) اینتراکلست پکستون روتالیادار (I: اینتراکلاست، Ru: روتالیا)، ژرفا 3413 متر، چاه 2؛ i) بایوکلاست پلوئید پکستون با سوزن اسفنج و الیگوستجینا (Ol: الیگوستجینا؛ S: سوزن اسفنج، ژرفا 3628 متر، چاه 1)

 

 

محیط رسوبی

با توجه به اصول توالی لایه‌ها و مقایسه نتایج به دست آمده با محیط‌های عهد حاضر محیط رسوبی مدل رسوب‌گذاری سازند سروک یک شلف کربناته لبه‌دار کم ژرفا تفسیر گردیده­است. وجود ریزرخساره D که نشانه تشکیل ریف در حاشیه پلاتفرم کربناته است و نیز خرده‌های بایوکلستی حاشیه پلاتفرم در این ریزرخساره احتمال وجود رمپ کربناته را بعید می‌نماید. مدل پیشنهادی شامل پهنه جزر و مدی، لاگون بسته، لاگون باز، منطقه کم ژرفا حاشیه پلت فرم و دریای باز است (شکل 4). ریزرخساره‌های مشخصه پهنه جزرومدی، لاگون بسته و معرف لاگون باز در بخش شلف درونی انباشته شدند. بخش شلف میانی نیز با توجه به ریزرخساره‌های مشاهده شده به چند بخش قابل تقسیم است. شروع این بخش با رخساره اائید گرین استون است. محیط تشکیل آنها کانال‌های جزرومدی منطقه کم ژرفای حاشیه پلاتفرم بیرونی است که یک محیط پر انرژی می‌باشد. در لبه شلف موجودات ریف ساز مانند مرجان‌ها و قطعات درشت صدف رودیست به همراه اکینودرم به مقدار فراوان مشاهده شده است. این جانداران در محیط‌های کم ژرفا با انرژی هیدرودینامیکی متوسط و شوری متوسط رشد می‌کنند. ژرفای آب در این قسمت کم است و نور به اندازه کافی نفوذ می‌کند. مرجان‌ها سازنده‌های اصلی ریف هستند و در حاشیه شلف متمرکز بوده‌اند (برای مثال تقوی و همکاران 2006). ناحیه جلویی یا پیشانی ریف با تجمعی از تکه‌های درشت رودیست به همراه قطعات اکینودرم و خرده‌های بایوکلاستی فراوان در یک زمینه گلی مشخص می‌شود. Oligostegina و پلوئیدها از اجزای مشاهده شده دیگر در این قسمت هستند. بخش بیرونی حاشیه ریف تکه‌های رودیست و قطعات اکینودرم میکریتی شده به همراه Oligostegina و گاستروپودها و Nezzazata در یک زمینه گلی فراوان دیده می‌شوند. از ویژگی‌های این رخساره حضور فونای ریف ساز مانند رودیست است. ژرفای آب در این قسمت افزایش یافته و پایین‌تر از خط اثر امواج آب است. انرژی هیدرودینامیکی آب در این بخش کم است. این ناحیه متعلق به بخش میانی شلف است. پیش از این (رحیم‌پور و همکاران 2010 و غبیشاوی و همکاران 2010) به نتایج مشابهی اشاره کرده‌اند. ابتدای بخش شلف بیرونی قطعات اکینودرم و رودیست تا حدی گرد شده در زمینه گلی دیده می‌شود که نشانه انرژی محیط بالا بوده و قطعات بایوکلاستی را از ریف کنده و به این بخش حمل کرده است. ساییدگی قطعات در زمینه گلی دلیل بر حمل آنها از یک محیط دیگر است (رزین و همکاران 2010). حضور Oligostegina نشان‌دهنده محیط جلوی حاشیه شلف با ژرفا آب متوسط با شرایط زیستی مناسب است (دانشیان و همکاران 1390). در بخش انتهایی شلف بیرونی سوزن‌های اسفنج در زمینه گل تیره رنگ به همراه میکروفسیل‌های پلانکتون مانند Hedbergella Favusella, دیده می‌شود. کلسی اسفر و پلویید با فراوانی کمتر از اجزای دیگر مشاهده شده در این بخش هستند. شوری آب در ناحیه متوسط و گردش خوب آب باعث شده اکسیژن به بخش‌های عمیق برسد. ریزرخساره‌هایی با این ویژگی در مناطق مختلف زاگرس از سازند سروک گزارش شده است (رحیم‌پور و دیگران 2010؛ رزین و همکاران 2010 و غبیشاوی و همکاران 2010).

 

 

 

شکل 4- مدل محیط رسوبی سازند سروک در منطقه مطالعه شده که به صورت یک شلف لبه‌دار کم ژرفا تفسیر شده است.

 

چینه‌شناسی سکانسی

مطالعات سکانسی بر اساس اصول تعریف شده و مدل‌های ارائه شده (ون‌وگونیر و همکاران 1988؛ بلیک و دریسکول 1995؛ امری و میرز 1996 و شارلند و همکاران 2001) صورت گرفته است. مرزهای سکانسی با بررسی لاگ شناسایی شدند. چهار سکانس مرتبه سوم در سازند سروک در میدان مارون شناسایی شدند (شکل 5) که شامل سیستم تراکت (TST) و (HST) هستند. تغییرات سطح آب دریا مهم‌ترین عامل در پیدایش این سکانس‌ها است.

 

 

 

 

شکل 5- چینه‌شناسی سکانسی دو چاه 1 و 2 و هم ارزی دو چاه با یکدیگر (سازند سروک، میدان نفتی مارون).

 


سکانس 1

قاعده این سکانس مرز سازند سروک با سازند کژدمی است که به سن اواخر آلبین و از نوع دو است (حاجی‌حسینی ۲۰۱۰). بهترین گسترش آن در کویت و جنوب عراق دیده شده که سبب تشکیل سازند معدود به سن آلبین پسین شده است و در ایران با قاعده سازند سروک همخوانی دارد (شارلند و همکاران ۲۰۰۱). آغاز سکانس با رخساره پلوئید پکستون در ژرفای 4125 متری چاه شماره 1مربوط به لاگون بسته است که در بخش‌های فوقانی به بایوکلاست پکستون محیط لاگون باز جایگزین و معرف یک (TST) است. سطح (MFS) در ژرفای 4052 متری تعیین شده که با یک افق بایوکلاست پکستون تا فلوتستون و قطعات فراوان رودیست و مرجان که متعلق به بخش جلویی حاشیه ریف مشخص گردید. سنگواره Orbitolina, Dictyoconus در نزدیکی این سطح نشان بیشینه بالا آمدن آب است. از ژرفای 4052 متری به بالا رخساره حاشیه پلاتفرم به رخساره لاگون باز و در نهایت به رخساره لاگون بسته که با یک افق پلوئید بایوکلاست پکستون با قطعات جلبکی و سنگواره میلیولید مشخص شده، تبدیل می‌شود. این بخش معرف (HST) است. مرز بالایی این سکانس با رخساره محیط لاگون بسته  با افق مادستون دولومیتی در ژرفای3950متری چاه شماره 1 تعیین گردید (شکل 5). از مقایسه منحنی نوسانات آب دریا و ائوستازی چنین برداشت می‌شود که کاهش سطح آب در هر دو منحنی زیاد نمی‌باشد. همچنین به دلیل نبود آثار رخنمون سطحی در چاه‌های مطالعه شده، این مرز را می‌توان مرز سکانسی نوع دو معرفی کرد (رزین و دیگران 2010). ستبرای سکانس نخست 175 متر است. در چاه شماره 2 مخزن بنگستان به طور کامل حفاری نشده است (زون 8 و 9 مخزنی) و داده‌ها تا حدی بر پایه مقایسه با چاه یک استوار است. نمونه‌ای از مرز زیرین سکانس یک در اختیار نیست و به نظر می‌رسد که با هم ارزی با چاه یک و بررسی نمودار گاما و صوتی می‌توان نتیجه گرفت که مرز زیرین سکانس از نوع ІІ است. البته پژوهش‌های پیشین مانند (رحیم‌پور و همکاران 2010 و رزین و همکاران 2010) در جنوب باختری ایران نیز وجود چنین مرز سکانسی را تأیید می‌کند. رخساره محیط لاگون بسته به همراه جلبک‌های سبز و آشفتگی زیستی در نمونه‌های مربوط به این سکانس می‌توانند بیانگر رسوبات HST باشند. مرز بالایی سکانس نیز به همین راه از نوع ІІ تعیین گردید. بررسی منحنی تغییرات جهانی سطح آب نیز افت چندانی را در این مرز نشان نمی‌دهد (الشرحان و نایرن 1990 و حق و هاردنبول 1988) که نشانگر مرز سکانسی ۲ است.

 

سکانس 2

همان گونه که در بخش روش کار آمده است، سن سکانس‌ها با مقایسه و هم ارزی با سکانس‌های شناخته شده در حوضه زاگرس (تقوی و همکاران 2012) یا مناطق همجوار در ورقه عربی برآورد شده است (شارلند و همکاران 2001). از این رو، سن سکانس شماره 2 را می‌توان سنومانین پیشین تا میانی برآورد نمود. این بخش با شیل‌های آهکی غنی از مواد آلی بخش E سازند ناتیح در عمان (شارلند و همکاران 2001) (سنومانین پیشین) هم ارز است. این شیل‌ها در ایران به همراه سازند سروک معادل بخش زیرین عضو احمدی و به سن سنومانین پیشین هم ارز معرفی شده‌اند (شارلند و همکاران ۲۰۰۱). این سکانس با رخساره پلوئید بایوکلاست پکستون به همراه پوسته‌ها و خرده‌های جلبک سبز لاگون بسته از ژرفای3950 متری چاه شماره 1 به سن سنومانین پیشین آغاز می‌شود و به سمت بالا به رخساره‌های بایوکلاست پکستون با فراوانی خرده‌های رودیست و فرامینیفرهای کف‌زی بزرگ لاگون باز و حاشیه ریف تبدیل می‌شود و نشانگر یک (TST) است. سطح بیشینه بالا آمدن آب دریا (MFS) در ژرفای3725 متری چاه شماره 1 همراه فرامینیفرهای پلانکتونی و سنگواره Favusella مشخص می‌شود. روند کاهشی پرتو گاما به سمت بالا و مشاهده رخساره فرامینیفر بایوکلاست پکستون لاگون باز مشخص کننده (HST) است که تا ژرفای 3636 متری چاه شماره 1 ادامه دارد. مرز بالایی سکانس از نوع دو است و اثری از فرسایش و رخنمون سطحی در این مرز دیده نمی‌شود. نمودار پرتو گاما در هر دو چاه به کمینه میزان خویش می‌رسد و با ریزرخساره‌های لاگون بسته پایان می‌یابد اما نمودار صوتی تغییرات آشکاری در این افق نشان نمی‌دهد. (شکل 5). مطالعات (رحیم‌پور و دیگران 2010 و رزین و دیگران 2010) بر سازند سروک در جنوب باختری ایران و مطالعه سازند ناتیح در عمان (الشرحان و نیرن 1990) مرزسکانسی نوع دوم را اثبات می‌کند. ستبرای سکانس دوم 314 متر است. در چاه شماره 2 ستبرای سکانس 230 متر است. رسوبات TST از ژرفای 4065 تا 3935 متری گسترش دارند. نمودار پرتو گاما و صوتی در این بخش به شکل سیکل‌های کوچک افزایشی بوده و در ژرفای 3935 بیشترین میزان را دارند. این سطح را می‌توان بیشینه بالاآمدگی سطح آب و هم ارز K120  به سن سنومانین میانی (شارلند و همکاران 2001) دانست. رسوبات HST از این ژرفا به ستبرای 100 متر روند کاهشی نمودار پرتو گاما به خوبی در شکل 5 دیده می‌شود و در ژرفای 3835 به کم‌ترین میزان می‌رسد. به نطر می‌رسد که این سطح بیانگر مرز بالایی سکانس دو در چاه شماره 2 است. پژوهش‌های پیشین نیز مرز سکانسی نوع ІІ را تأیید می‌کنند.

 

سکانس 3                          

سن این سکانس با توجه مقایسه و هم ارزی آهک‌های الیگوستجینادار سازند سروک با شیل‌های آهکی بخش میانی سازند رومیلا در کویت و آهک‌های گلوکونیتی سازند مهیلبان در عراق (شارلند و همکاران ۲۰۰۱) به سن سنومانین میانی تا پسین برآورد شده است. در این سکانس رخساره بایوکلاست پکستون لاگون در ژرفای 3636 متری چاه شماره 1 به رخساره نسبتاً ژرف با فرامینیفرهای پلانکتونی و سوزن‌های اسفنج تبدیل می‌شود که مشخص کننده (TST) است. پرتو گاما سیکل‌های کوچک افزایشی (پاراسکانس؟) به سمت بالا دارد. با توجه به افزایش نمودار گاما و صوتی در ژرفای 3495 متری چاه شماره 1 این افق به عنوان بیشینه بالاآمدن آب (MFS) تشخیص داده شد در چاه شماره 2 رسوبات TST از ژرفای 3835 تا 3770 متری گسترش دارند و نمودار پرتو گاما نوسان شدیدی نشان می‌دهد و در ژرفای 3770 متری به همراه نموار صوتی افزایش چشمگیری نشان می‌دهند. این سطح می‌تواند موقعیت MFS را نشان دهد. مقایسه این سطح با منحنی بالا آمدگی سطح آب و ائوستازی بالاآمدگی سطح آب را در مقیاس جهانی نشان می‌دهد (حق و همکاران 1988 و زیگلر و همکاران 2001). در چاه شماره یک فرامینیفرهای بزرگ مانند و Ovalveolina, Praealveolina در بالای این افق و در رسوبات مربوط به (HST) گسترش پیدا کرده‌اند. نمودار گاما و صوتی در این قسمت با نوسان زیاد روند کاهش رو به بالا نشان می‌دهند که در چاه شماره 1 در ژرفای3430 متری و در چاه شماره 2 در ژرفای 3660 متری به کم‌ترین میزان می‌رسد. در این چاه از ژرفای 3713 متری به بالا نمونه برش نازک در دسترس بوده است. بررسی دسته رخساره‌های HST در چاه شماره 2 نشان می‌دهدکه از بایوکلاست فلوتستون مربوط به محیط حاشیه داخلی ریف به رخساره فرامینیفر بایوکلاست پکستون محیط لاگون بسته تغییر نموده که نشانه کاهش ژرفا در هنگام انباشت رسوبات مربوط به (HST) سکانس سوم است (شکل 5). مرز بالایی سکانس با رخساره محیط لاگون بسته همراه است. روند کاهشی در نمودار پرتوگاما دیده می‌شود. این مرز سکانسی از نوع ІІ است. با توجه به منحنی تغییر سطح آب و ائوستازی، مرز این سکانس در ژرفای 3430 متری چاه شماره 1 و ژرفای 3660 متری در چاه شماره 2 از نوع ІІ است و مانند آن در سازند ناتیح در عمان (الشرحان و نیرن 1990 و ون‌بوچم و دیگران 2001) در جنوب باختری ایران (رزین و دیگران 2010) هم شناخته شده است. ستبرای سکانس سوم در چاه شماره 1، 110متر و چاه شماره 2، 175 متر است.

 

سکانس 4

با مقایسه با بخش B سازند ناتیح با توجه به گسترش آمونیت‌ها و فرامینیفرهای پلانکتونی که سن تورونین پیشین به آن نسبت داده شده (شارلند و همکاران ۲۰۰۱)، سن سکانس ۴ تورونین پیشن برآورد شده است. بررسی ریزرخساره‌ها در پایه سکانس 4 تغییرات کمی را نشان می‌دهند، به گونه‌ای که ریزرخساره‌های لاگون به سمت رخساره‌های فلوتستون تا باندستون از ژرفای3590 تا 3660 متری چاه شماره 2 مربوط به حاشیه شلف تغییر می‌کنند و معرف (TST) است. رسوبات TST در چاه شماره ۱ با توجه به تغییرات افزایشی نمودار پرتوگاما و صوتی بررسی شده است. رسوبات TST از ژرفای 3435 تا 3335 متری با نمایش سیکل‌های افزایشی رو به بالا در نمودار پرتو گاما و صوتی شناخته شدند تا در ژرفای 3335 متری بیشینه میزان هر دو نمودار به چشم می‌خورد که به عنوان بیشینه بالا آمدگی سطح آب شناسایی گردید که با هم ارزی با سطوح گسترش سطح آب در ورقه عربی می‌تواند هم ارز K140 به سن تورونین پیشین باشد. از این ژرفا از چاه شماره ۱ نمونه وجود ندارد. اما در چاه شماره 2 نمودار گاما و صوتی با شدت کمی در محدوده این سیستم تراکت تغییر می‌کنند و در ژرفای3590 متری به بیشینه میزان می‌رسد که بیانگر بالا آمدن آب و معرف (MFS) است. ریزرخساره این سطح مربوط به بخش بیرونی پیرامون شلف می‌باشد. خرده‌های ریف، رودیست، اکینودرم و فرامینیفرهایی مانند Mangashtia در این افق دیده شده‌اند. حضور فرامینیفرهای پلانکتونیک مانند Oligostegina, Rotalipora در سطح(MFS)  با شرایط بالا آمدن بیشینه سطح آب دریا هماهنگی دارد. در این سطح پرتو گاما و نمودار صوتی نسبت به کل سکانس بیشترین مقدار را نشان می‌دهد. سیستم تراکت (HST) با ریزرخساره‌های بایوکلاست پکستون و پلوئید پکستون با مقدارکمی فرامینیفرهای کف‌زی بزرگ مشاهده می‌شوند. محیط تشکیل این ریزرخساره‌ها لاگون باز تا بسته است که از ژرفای 3425 متری تا 3590 متری چاه شماره 2 گسترش داشته و در بخش بالایی به گل‌های حاشیه کم ژرفا و بخش ساحلی تبدیل می‌گردد. این تغییرات نشانگر کاهش ژرفای آب در این بخش از سکانس است. در چاه شماره ۱، HST از ژرفای ۳۲۸۲ تا ۳۳۳۵ متری به ستبرای ۵۳ متر با کاهش زیاد در مقدار پرتوگاما و نمودار صوتی مشخص می‌شود (شکل 5). رسوبات HST سکانس چهار در چاه شماره یک از 3335 تا 3282 متری گسترش دارند. منحنی تغییر سطح آب و ائوستازی کاهش شدید ژرفای آب را در ژرفای 3425 متری چاه شماره 2 و در ژرفای3282 متری چاه شماره 1 نشان می‌دهند. در این ژرفا نمودار گاما و صوتی به شدت کاهش می‌یابند. با توجه به شواهد رخنمون‌های سطح‌الارضی در این سطح که (الشرحان و دیگران 1990؛ رحیم‌پور و دیگران 2010 و رزین و دیگران 2010) گزارش کرده‌اند، مرز سکانسی نوع یک برابر با ناپیوستگی میان سازند سروک و ایلام معرفی شده است (جیمز و وایند 1965). ستبرای سکانس چهارم در چاه شماره 2، 235 متر و چاه شماره یک 153 متر است. آثار کارستی شدن و فرسایش در برخی نقاط از سوی (تقوی و همکاران 2006؛ حاجی کاظمی و همکاران 2010؛ رحیم‌پور و همکاران 2010 و رزین و همکاران 2010) گزارش گردیده است.

 

دیاژنز

در این بخش مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی شناسایی شده در سازند سروک در میدان مارون معرفی می‌شوند.

سیمانی شدن: فرایند سیمانی شدن شمار گوناگونی از سیمان‌ها را به‌وجود آورده که شامل: سیمان تیغه‌ای (فیبری)، سیمان بلوکی، سیمان حاشیه‌ای، سیمان دروزی (شکل 6- a- b- c و d) است. سیمان تیغه‌ای (شکل 7-a) نخستین نسل سیمان بوده و در محیط دیاژنزی فراتیک دریایی تشکیل گردیده است. تشکیل سیمان اولیه از تراکم و بسته شدن تخلخل جلوگیری نمود. هرچند سیمان‌های بلوکی و دانه‌ای که در گام‌های بعدی تشکیل شده‌اند (شکل 7- b و c) از تخلخل سنگ کاسته‌اند.

انحلال: انحلال در سطوح ناپیوستگی قابل گسترش بوده و بسته به بازه زمانی سطح ناپیوستگی توسعه یافته و نتایج حاصل از انحلال و دیاژنز متئوریکی تغییر می‌کند (اهر 2008). انحلال بیشتر در سکانس سوم و چهارم مشاهده شده است. در سکانس سوم طی سنومانین پسین افت سطح آب به میزانی نبوده (الشرحان و نیرن 1990) که سازند رخنمون پیدا کند. در نتیجه افت سطح آب تولید کربنات محدود شد و قطعات بایوکلاستی با ترکیب آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم حل شدند، پیش از این (رحیم‌پور و همکاران 2010) در میدان آب تیمور و (رزین و همکاران 2010) در بی‌بی سیدان به این نکته اشاره کرده‌اند. نشانه های این پدیده در میدان مارون انحلال پوسته دوکفه‌ای و برخی قطعات بایوکلاستی به صورت انحلال با تبعیت از فابریک است. البته این فضاها توسط سیمان بلوکی و دروزی فرا گرفته شده است (شکل 6- d و e). این فرایندها در بخش‌های بالایی سکانس سوم شناسایی شده‌اند. انحلال محیط متئوریکی و انحلال بدون تبعیت از فابریک در مرز سازند سروک و ایلام رخ داده که در نتیجه بالا آمدگی بستر حوضه در تورنین میانی می‌باشد و به صورت ناپیوستگی در پایان سکانس چهارم مشخص است. پیامد این ناپیوستگی انحلال قطعات بایوکلاستی و غیر بایوکلاستی است. شکل حفرات متنوع بوده و تا چندین متر پایین‌تر از ناپیوستگی گسترش دارد. انحلال در این بخش تأثیر زیادی در بالا بردن تخلخل مخزن داشته و می‌تواند یکی از دلایل افزایش کیفیت مخزنی باشد (شکل 6- b). پژوهشگرانی نظیر (حاجی‌کاظمی و همکاران 2010؛ رحیم‌پور و همکاران 2010 و آدابی و اسدی 2008) این ناپیوستگی را گزارش نموده‌اند. از پیامدهای انحلال توسعه ریز تخلخل در سنگ است که می‌تواند به گسترش تخلخل و توان مخزنی کمک نماید (شکل 7- d) . نشان‌دهنده ریز تخلخل در مخزن سروک است که به خوبی حفظ شده است. ریز تخلخل‌ها در گسترش تخلخل مفید سنگ‌های کربناته نقش بسزایی دارند (فلاویو و همکاران 1998). همچنین (کانترل و دیگران 1999) گسترش ریز تخلخل‌ها در زمان کرتاسه میانی و نقش آن در بالا رفتن کیفیت مخزنی سازند عرب در عربستان را گزارش نموده‌اند. ریز تخلخل در رخساره های حاشیه شلف و لاگون باز به‌ویژه رسوبات بخش قاعده (HST) سکانس سوم دیده می‌شود.

نوشکلی: این فرایند در بیشتر رخساره‌های دارای گل‌های آهکی مربوط به محیط‌های کم ژرفا و لاگونی در سازند سروک دیده می‌شود (شکل 6- f) و (شکل 7- e).

دولومیتی شدن: بلورهای دولومیت در سازند سروک به صورت بلورهای خود شکل بوده و بیشتر در مرزهای انحلال فشاری و زمینه گلی دیده شده است (شکل 6- (g. بلورهای دولومیتی موجود در زمینه گلی با اندازه کوچک (12-13 میکرون) و فراوانی کم (شکل 6- h) و (شکل 7- (f احتمال دارد که به صورت اولیه جانشین زمینه گلی شده‌اند (حائری اردکانی و همکاران 2013).

تراکم: تراکم آثار تراکم مکانیکی در این مخزن کم دیده شده و بیشتر تراکم از نوع شیمیایی و به صورت استیلولیت روی داده است. پهنای سطوح استیلولیتی تشکیل شده معمولاً بیش از 2 میلیمتر است و در انواع رخساره‌های وکستون تا پکستون دیده می‌شود. در امتداد این سطوح سیالات دیاژنزی گذر نموده و بلورهای دولومیتی تشکیل شده­است (شکل 6- g و i).

شکستگی: در سازند سروک شکستگی نقش مؤثری در بالا بردن کیفیت مخزنی دارد. در بخش‌های زیرین مخزن شکستگی در رخساره‌های گلی هم تأثیرگذار بوده است. این فرایند در سازند سروک در نتیجه فعالیت‌های تکتونیکی سنوزوئیک بوده است (علوی 2004 و تقوی و دیگران 2006). در مخزن مطالعه شده شکستگی (شکل 6- c) به عنوان یک عامل مؤثر در کنار انحلال کیفیت مخزنی خوبی (تقوی و دیگران 2006 و رحیم‌پور و دیگران 2010) را به وجود آورده است.

 

 

 

شکل 6- a) سیمان تیغه‌ای هم‌ستبرا به دور دانه‌ها، ژرفا 3424 متر، چاه 1؛ b) سیمان حاشیه‌ای هم محور به دور قطعه اکینودرم، ژرفا 3457 متر، چاه 2؛ c) سیمان بلوکی پرکننده شگستگی، 3532 متر، چاه 2؛ d) انحلال دیواره دو کفه‌ای و پر شدگی آن توسط سیمان دروزی، ژرفا 3710 متر، چاه 2؛ e) تخلخل قالبی پیامد انحلال قطعات بایوکلستی و پر شدگی برخی از آنها توسط سیمان، در این تصویر شکستگی نیز دیده می شود که با سیمان پر شده است. ژرفا 3671 متر، چاه 2؛ f) نوشکلی زمینه گلی، ژرفا 3623 متر، چاه 2؛ g)پراکندگی بلورهای دولومیت در امتداد رگه‌های انحلال فشاری، ژرفا 3571 متر، چاه 2؛ h) دولومیتی شدن در زمینه گل آهکی، به گل باقی مانده و دولومیتی شدن تدریجی توجه شود. ژرفا 3563 متر، چاه 2؛ i) گسترش استیلولیت در اثر انحلال فشاری در محیط دیاژنز دفنی. ژرفا 3676 متر، چاه 2.

 

 

شکل 7- a) بلورهای سیمان حاشیه‌ای اولیه، ژرفا 3443 متر، چاه 2؛ b) سیمان دانه‌ای روی تخلخل اولیه به صورت ثانویه رشد کرده است، ژرفا 3702 متر، چاه 2؛ c) سیمان بلوکی درشت بلورکه پس از انحلال پوسته دوکفه‌ای تشکیل شده است، ژرفا 3646 متر، چاه 2؛d) ریز تخلخل‌های خوب حفظ شده در ریزرخساره حاشیه شلف، ژرفا 3676 متر، چاه 2؛ e) نوشکلی گل آهکی، f) بلور رومبوئدر خود شکل دولومیت در گل. ژرفا 3532 متر، چاه 2.

 

 

نتیجه‌

1- سازند سروک به سن کرتاسه میانی (آلبین پسین- سنومانین- تورنین پیشین) در میدان مارون در یک شلف کربناته کم ژرفا تشکیل شده است. شیب در بخش ژرف به طور ملایم تغییر کرده به گونه‌ای که آثار جابجایی رسوبات به چشم نمی‌خورد. در این شلف کربناته هشت ریزرخساره شناسایی شده است که به ترتیب در بخش ساحلی تا دریای ژرف تشکیل شده‌اند.

2- با توجه به مقایسه تغییرات نسبی سطح آب با ائوستازی و تغییرات سطح جهانی آب دریاها 4 سکانس مرتبه سوم در این مخزن شناسایی شده است. مهم‌ترین عامل در پیدایش این سکانس‌ها تغییرات سطح آب دریاها است. هرچند تغییرات تکتونیکی تأثیر بیشتری بر سکانس چهارم داشته و سبب یک ناپیوستگی مهم در مرز بالائی این سکانس شده است.

3- مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی رخ داده در سازند سروک شامل انحلال با تبعیت از فابریک در بخش‌های بالایی سکانس سوم و انحلال متئوریکی و بدون تبعیت از فابریک که در مرز سکانس 4 رخ داده است. این انحلال در سکانس 3 به دلیل افت نسبی سطح آب، توقف در تولید کربنات و انحلال ترکیبات کربناته ناپایدار است و در مرز سکانس 4 به دلیل بروز ناپیوستگی و خروج کامل از آب می‌باشد. شکستگی در نتیجه فعالیت‌های تکتونیکی سنوزوئیک رخ داده و سبب پیدایش و گسترش تخلخل شده است. این دو عامل باعث شده‌اند که کیفیت مخزنی بالایی در این سازند رخ دهد.

 

سپاسگزاری

از گروه زمین‌شناسی دانشگاه بوعلی‌سینا، که امکانات مورد نیاز برای این پژوهش را در اختیار نویسندگان قرار داده است سپاسگزاری می‌گردد. همچنین از آزمایشگاه SEM دانشکده مهندسی دانشگاه بوعلی سینا به ویژه جناب آقای دکتر کاظمی و سرکار خانم مهندس خانی‌نور که در تهیه تصاویر SEM همکاری نمودند سپاسگزاری می‌شود. از شرکت ملی مناطق نفت‌خیز جنوب ایران برای فراهم نمودن داده‌ها، امکان دسترسی به نمونه‌های مغزه و اجازه چاپ دستاوردهای این پژوهش سپاسگزاری می‌گردد. نظرات سودمند و نقد موشکافانه داوران در افزایش کیفیت مقاله و رفع کاستی‌های آن مایه سپاس فراوان نویسندگان است

اشرف‌زاده، ع.، 1378، بلندی‌های قدیمی، نقش و اهمیت آنها در منطقه دزفول جنوبی: مدیریت اکتشاف، اداره کل زمین شناسی سطح‌الارضی، شرکت ملی نفت ایران، گزارش زمین شناسی 1919، 63 ص.

امیری بختیار، ح. و م.ر. طاهری، 1389، اطلس تصاویر سنگواره‌های ذره‌بینی سازندهای زاگرس ایران (برای زمین‌شناسان تحت الارضی): گزارش شماره پ 65-65 شرکت ملی مناطق نفت‌خیز جنوب، 337 ص.

دانشیان، ج.، ک.، یونسی و ع.، معلمی، 1390، مطالعه محیط دیرینه الیگوستجینیدهای سازند سروک در برش تنگ چنارباشی، جنوب شرق ایلام: نشریه علمی- پژوهشی رخساره‌های رسوبی، ص162-172.

مطیعی، ه.، 1372، زمین‌شناسی ایران، چینه‌شناسی زاگرس: انتشارات سازمان زمین‌شناسی کشور، طرح تدوین کتاب زمین شناسی ایران، تهران: 536 ص.

هنرمند، ج.، و الف. مداحی، 1390، ارتباط رخساره‌های رسوبی با گسترش فرایندهای دیاژنزی و کیفیت مخزنی بخش بالایی سازند سروک در یکی از میادین بزرگ نفتی، جنوب غربی ایران: پژوهش‌های چینه‌نگاری و رسوب‌شناسی، سال بیست و هفتم، شماره پیاپی 42، شماره اول، ص 97-114.

Adabi, M.H., and E. Asadi Mehmandosti, 2008, Microfacies and geochemistry of Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, S.W. Iran: Journal of Asian Earth Sciences, v. 33, p. 267-277.

Ahr, W. M., 2008, Geology of carbonate reservoir, John Wiley& Sons, Inc., 277 P.

Alavi, M., 2004, Regional Stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution: American Journal of Science, v. 304, p. 1–20.

Haji Hosseini, P.S., 2010, The complete sequence stratigraphy of Sarvak and Kajdomi formations in the South Pars gas field, Proceeding of 1st International Applied Geology Congress, Mashhad Free University, Mashhad, Iran, p. 1-5.

Alsharhan, A.S.,  and A. E. M. Nairn, 1990, A review of the Cretaceous formations in the Arabian Peninsula and Gulf: Part III. Upper Cretaceous (Arume group) stratigraphy and paleogeography: Journal of Petroleum Geology, v. 13 (3), p. 247- 266.

Aqrawi, A. A. M., G. A. Thehni, G. H. Shewani and B. M. A. Kareem, 2007, Mid- Cretaceous Rudist- bearing carbonates of the Mishrif Formatin: an important reservoir sequence in the Mesopotamian basin, Iraq: Journal of Petrpleum Geology, v. 21, p. 57-82.

Cantrell, D. L., S. Aramco, R. M. Hagerty, 1999, Microporosity in Arab Formation Carbonates, GeoArabia, v. 4, No. 2. p. 129- 154.

Carozzi, A.V., 1989, Carbonate Rocks Depositional Models, A microfacies approach, Prentice-Hall, New Jersey, 604 p.

Cristie-Blick, N., N. W. Driscoll, 1995, Sequence Stratigraphy, Anne. Rev. Earth Planet. Sci. v. 23, p. 451-78.

Dunham, R. J., 1962, Classification of carbonate rocks according to depositional texture, In: Ham, W.E. (Ed.) Classification of carbonate rocks, AAPG. Mem. No. 1, p. 108-121.

Emery, M., K. Meyers, 1996, Sequence stratigraphy. Blackwell Science, 279 p.

Flavio, S, A., L. Stefan, and P. E. Gregory, 1998, Quantitative characterization of Carbonate pore systems by digital image analysis: AAPG Bulletin, v. 82, p. 1815- 1836.

Flugel, E., 2010, Microfacies of carbonate rocks, analysis interpretation and application, Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg. 976 P.

Ghabeishavi, A., H. Vaziri-Moghaddam, A. Taheri, F. Taati, 2010, Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline SW Iran: Journal of Asian Earth Sciences, v. 37, p. 275-285.

Granier, B.R.C., 2008, Holostratigraphy of the Kahmah regional Series in Oman, Qatar, and the United Arab Emirates, Carnets de Géologie / Notebooks on Geology - Article 2008/07 (CG2008_A07), 33 P.

Hajikazemi, E., I. S., I. S. Al- Aasm and M. Coniglio, 2010, Subaerial exposure and meteoric diagenesis of the Cenomanian- Turonian upper Sarvak Formation, Southwestern: Geological Society London, p. 253-272.

Haeri Ardakani, O., I. Al-Aasm, M. Coniglio and I. Simon, 2013, Diagenetic evolution and associated mineralization in middle Devonian carbonates, southwestern Ontario, Canada: Bulletin of Canadian Petroleum Geology, v. 61, No. 1, p. 41-68.

Haq, B.U., J. Hardenbol and P.R. Vail, 1988, Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles of sea-level change. In, C.K. Wilgus, B.S. Hastings, C.G. St. C. Kendall, H.Posamentier, J. Van Wagoner and C.A. Ross (Eds.), Sea-level changes: an integrated approach. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists: Special Publication, v. 42, p. 71–108.

James, G.A., and J. G. Wynd, 1965, Stratigraphic nomenclature of Iranian Oil Consortium Agreement Area: AAPG. Bull., v. 49 (12), p. 2182-2245.

Luciani, V., and M. Cobianchi, 1999, The Bonarelli level and other black shales in the Cenomanian- Turonian of the northeastern Dolomites (Italy): Calcareous nannofossil and foraminiferal data, Dipartimento di Scienze Geologiche e Paleontologicche, p. 135-167.s

Quarie, N., 2004, Crustal scale geometry of Zagros fold- thrust belt, Iran: Journal of Structural Geology, v. 26, p. 519-535.

Rahimpour-Bonab, H., H. Mehrabi, A. H. Enayati-Bidgoli, M. Omidvar, 2010, Coupled imprints of tropical climate and recurring emergence on reservoir evolution of a mid Cretaceous carbonate ramp, Zagros Basin, Southwest Iran: Cretaceous Research, v. 37, 15-34.

Razin, P., F. Taati and F. S., P. Van Buchem, 2010, Sequence stratigraphy of Cenomanian- Turonian carbonate platform margins (Sarvak Formation) in the High Zagros, SW Iran: an outcrop reference model for the Arabian Plate. In: van Buchem, F.S.P.,Gerdes, K.D., Esteban, M. (Eds.), Mesozoic and Cenozoic Carbonate Systems of the Mediterranean and in the Middle East: Stratigraphic and Diagenetic Reference Models. Geological Society, London, Special Publication, p. 1-7.

Setudehnia, A., 1978, The Mesozoic sequence in southwest Iran and Adjacent areas: Journal of Petroleum Geology, v. 1, p. 3-42

Sharland, P. R., R. Archer, D. M. Casey, R. B. Davies. S. H. Hall, A. P. Heward, A. D. Horbury and M. D. Simmons, 2001, Arabian plate sequence Stratigraphy, Gulf petrolink, Bahrain, Special Publication No. 2, 371p.

Shinn, E.A., 1983, Tidal Flat Environments, in: Scholle, P. A., D. G. Bebout, C. H. Moore, (Eds.) Carbonate Depositional Environments, AAPG Mem. v. 33, p. 171- 210.

Taghavi, A. A., A. Mork and M. A. Emadi, 2006, Sequence stratigraphically controlled diagenesis governs reservoir quality in the carbonate Dehluran Field, Southwest Iran: Petroleum Geoscience, p. 115-126.

Tucker, M. E., 1991, Sedimentary Petrology, Blackwell Scientific Publication, 260 p.

Tucker, M. E., and P.V. Wright, 1990, Carbonate Sedimentology: Blackwell Scientific Pub., Oxford, 482 p.           

VanBuchem, F., J. Letouzey, F. Gaumet, J.L. Rudkiewicez, J.M. Mengus, D. Baghbani, S. Sherkati, H. Asillian, F. Keyvani, R., Ashrafzadeh and M.H. Ehsani, 2001, The Petroleum system of the Dezful Embayment and Northern Fars (Southwest Iran) with especial attention to the Jurassic and Cretaceous Carbonate systems: A joint IFP and NIOC research Project, 131 p.

VanBuchem, F., P. Razin, P. W. Homewood, H. Oterdoom and J. Philip, 2002, Stratigraphic organization of carbonate ramps and organic rich intrashelf basins: Natih Formatin (middle Cretaceous) of north Oman: AAPG Bulletin, v. 86, No. 1, 21-53.

Van Wagoner, J. C., H. W. Posamentier, R. M. Mitchum, P. R. Vail, J. F., Sarg, T. S., Loutit, and J. Hardenbol, 1988, Sea level changes: an integrated approach. Tulsa, Oklahama, SEPM, Special Publication, v. 42, p 37-45.

Wilson, J. L., 1975, Carbonate facies in geologic history: Springer-Verlag, Berlin, 471 p.

Ziegler, M. A., 2001, Late Permian to Holocene Paleofacies Evolution of the Arabian Plate and its Hydrocarbon Occurrences: GeoArabia, v. 6, No. 3, p. 445-504.