محیط رسوب‌گذاری و چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری در برش‌های سطحی کوه آسماری و کوه گورپی

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری دانشگاه شهبد بهشتی تهران، ایران

2 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

3 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

4 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه شهید بهشتی تهران، ایران

5 دکتری زمین‌شناسی، شرکت نفت مناطق نفت خیز جنوب، اهواز، ایران

چکیده

این پژوهش به بررسی توالی رسوبی سازند آسماری به سن الیگو- میوسن در دو برش سطح الارضی کوه آسماری واقع در شمال فروافتادگی دزفول با ضخامت 349 متر و تاقدیس گورپی (تنگ پابده) در زون ایذه با ضخامت 342 متر می‌پردازد تا با انجام مطالعات سنگ‌چینه‌ای، تعیین ریز رخساره‌ها، محیط رسوبی و تفکیک سکانس‌های رسوبی امکان مقایسه شرایط نهشت سازند آسماری در دو ناحیه مذکور فراهم گردد. بر اساس مطالعات پتروگرافی، در مجموع 16 ریز رخساره رسوبی شناسایی گردید که در سه محیط رسوبی رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی نهشته شده‌اند. بررسی‌های مذکور نشان داد که سازند آسماری در برش کوه آسماری عمدتاً در محیط رمپ داخلی شکل گرفته است و این در حالی‌ است که در تنگ پابده رسوب‌گذاری علاوه بر رمپ داخلی در بخش‌های عمیق‌تر حوضه یعنی رمپ میانی و خارجی نیز رخ داده است. در برش کوه آسماری، واحدهای رسوبی در قالب 3 سکانس رسوبی درجه سه دسته‌بندی شدند، در حالی که آنالیز چینه‌نگاری سکانسی در برش تنگ پابده نشان می‌دهد که نهشته‌های سازند آسماری شامل 5 سکانس رسوبی رده سوم هستند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Depositional environment and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in Kuh-e Asmari and Kuh-e Gurpi surface sections

نویسندگان [English]

  • Mahnaz Dehghanzadeh 1
  • Mohammad Hossein Adabi 2
  • Mir Reza Moussavi 3
  • Abbas Sadeghi 4
  • Shahram Avarjani 5
چکیده [English]

In this research the sedimentary successions of the Asmari Formation with the age of Oligocene – Miocene in two outcrops of kuh–e Asmari, located in the Dezful embayment with a thickness of 349 m and kuh–e Gurpi (Pabdeh valley), located at the Izeh zone with a thickness of 352m have been studied. The aim of this study is to provide the possibility of comparing Asmari depositional condition in both mentioned area based on lithological studies, determination of microfacies, sedimentary environment and separation of sedimentary sequences. Based on petroghraphic studies, 18 microfacies were identified that were deposited in the three sedimentary environments such as inner ramp, mid ramp and outer ramp. The result of this study showed that Oligo-Miocene carbonates in the kuh–e Asmari section mainly formed in inner ramp environment while in the Pabdeh valley sedimentation occurred in the deeper waters of outer and mid ramp and shallow parts of inner ramp. In the kuh–e Asmari section, sedimentary units shows three third–order depositional sequences, while sequence stratigraphic analysis in the Pabdeh valley shows deposition of the Asmari Formation contains five third–order depositional sequences.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Asmari Formation
  • Depositional environment
  • Sequence stratigraphy
  • Kuh–e Asmari
  • Kuh–e Gurpi

مقدمه

توالی کربناته سازند آسماری در سری زمانی الیگو - میوسن عنوان بااهمیت‌ترین سنگ مخزن نفتی حوضه زاگرس را به خود اختصاص داده است. ریچاردسون (Richardson 1924) برش الگوی سازند آسماری را در تنگ گل ترش، واقع در کوه آسماری توصیف کرده است. این سازند در بیشتر نواحی حوضه زاگرس دارای ترکیب سنگ‌شناسی غالباً آهکی و بعضاً دولومیتی است، اما در برخی نقاط همچون زیر حوضه خوزستان واجد رسوبات تخریبی (بخش ماسه‌سنگی اهواز) و در زیر حوضه لرستان حاوی رسوبات تبخیری (بخش ژیپس و انیدریت کلهر) است (مطیعی 1372). پژوهشگران مختلفی همچون وایند (Wynd 1965)، آدامز و بورژوآ (Adams and Bourgeois 1967)، اهرنبرگ و همکاران (Ehrenberg et al. 2007)، کریمی مصدق و همکاران (Karimi Mossadegh et al. 2008)، رحمانی و همکاران (Rahmani et al. 2009)، لارسن و همکاران (Laursen et al. 2009)، ون بوخم و همکاران (Van Bukhem et al. 2010)، امیرشاهکرمی و همکاران (Amirshahkarami et al. 2010)، وزیری‌مقدم و همکاران (Vaziri-Moghaddam et al. 2010)، صیرفیان و همکاران (Seyrafian et al. 2011)، آورجانی و همکاران (Avarjani et al. 2014; 2015)، شب‌افروز و همکاران (Shabafrooz et al. 2015)، (آدابی و بهزادی 1381)، (آدابی و همکاران 1387)، (رنجبران 1388)، (معلمی 1388) به بررسی سازند آسماری از جهات مختلف پرداخته‌اند. شوشتریان (شوشتریان 1382)، محیط رسوبی، دیاژنز و ژئوشیمی سازند آسماری را در تنگ گل‌ترش از برش سطحی کوه آسماری مطالعه نموده است و کیمیاگری (کیمیاگری 1384)، به مطالعه چینه‌نگاری زیستی، رخساره‌های میکروسکوپی و چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری در کوه گورپی پرداخته است. با این وجود مطالعه سازند آسماری در برش‌های سطحی به منظور مقایسه با برش‌های زیرسطحی به‌ویژه در میادین نزدیک بسیار حائز اهمیت است. در مطالعه حاضر توصیف و تحلیل رخساره‌ها، ارائه مدل رسوبی و تعیین واحدهای سکانسی بر مبنای تغییرات عمقی ریز رخساره‌ها در دو برش کوه آسماری و تنگ پابده مد نظر است تا بر اساس بررسی‌های مذکور بتوان مقایسه جامعی میان دو برش سطحی در دو زون ساختاری متفاوت انجام داد. درک بهتر جغرافیای دیرینه در هنگام ته‌نشست سازند آسماری و تفسیر تغییرات این حوضه رسوبی در طی زمان الیگو - میوسن و مقایسه دو رخنمون از دیدگاه رسوب شناختی و چینه‌نگاری سکانسی از اهداف اصلی این پژوهش هستند. لازم به ذکر است که این پژوهش بخشی از پروژه کامل‌تری است که به بررسی محیط رسوبی، دیاژنز، چینه‌نگاری سکانسی و ژئوشیمی سازند آسماری در دو سکشن سطحی مذکور به همراه 3 مقطع زیر سطحی از میادین مسجد سلیمان، کارون و لالی می‌پردازد با این هدف که تغییرات سازند آسماری را از دیدگاه‌های لیتولوژیکی، چینه­نگاری سکانسی، ژئوشیمیایی و محیط ته‌نشست در امتداد شمال غربی – جنوب شرقی مورد مطالعه قرار داده و مقایسه نماید.

 

موقعیت جغرافیایی مناطق مورد مطالعه

به منظور دستیابی به اهداف فوق یک پروفیل در فروافتادگی دزفول و یک پروفیل در زون ساختاری ایذه انتخاب و نمونه‌برداری شد که در شکل یک موقعیت جغرافیایی نواحی مورد مطالعه مشخص گردیده است.

 

سازند آسماری در برش کوه آسماری

برش مذکور در کوه آسماری واقع در غرب روستای گلگیر، در 28 کیلومتری جنوب شرقی شهرستان مسجد سلیمان و در شمال استان خوزستان واقع شده است. منطقه مورد نظر در حدفاصل36 49 طول شرقی و44 31 عرض شمالی قرار دارد. در این ناحیه سازند آسماری به انضمام لایه انیدریت قاعده‌ای، با ستبرایی در حدود 349 متر رخنمون دارد. لایه انیدریتی مذکور با ضخامتی در حدود 5 متر مارل‌های عمیق سازند پابده با سن انتهای الیگوسن را از توالی‌های کربناته آسماری جدا می‌کند (شکل 2). از لحاظ سنگ چینه‌ای سازند آسماری در این برش اساساً از لایه‌های نازک، متوسط تا ضخیم آهکی تشکیل شده است که در برخی نواحی میان لایه‌های آهک مارلی و مارل جدا کننده توالی‌های کربناته می‌باشند. دولومیتی شدن نیز به صورت بخشی در برخی از لایه‌ها مشاهده می‌گردد.

 

 

 

 

 

شکل 1- الف: موقعیت کوه آسماری در فروافتادگی دزفول و کوه گورپی در زون ایذه (اقتباس از مدیریت اکتشاف 1390) ب: موقعیت جغرافیایی، زمین‌شناسی و نقشه راه‌های دستیابی به برش کوه آسماری، ج: موقعیت جغرافیایی، زمین‌شناسی و نقشه راه‌های دستیابی به برش کوه گورپی (تنگ پابده)


 

 

 

 

شکل 2- نمایی از رخنمون سازند آسماری در برشکوه آسماری به همراه انیدریت قاعده‌ای (دید به سمت شمال غرب)

 

 

سازند آسماری در برش تنگ پابده

برش سطح الارضی تنگ پابده در کوه گورپی با مختصات جغرافیایی30 13 49 عرض شمالی و2732 طول شرقی، در 250 کیلومتری شمال شرق اهواز، در نزدیکی روستای حتی و در فاصله 60 کیلومتری از مرکز شهر لالی قرار دارد. از نظر تقسیم‌بندی زمین‌شناسی ساختمانی نیز برش مذکور در زون ایذه در کمربند چین خورده - رورانده زاگرس واقع شده است. در این رخنمون رسوبات آهکی آسماری با ضخامتی در حدود 342 متر به صورت تدریجی، پیوسته و هم‌شیب مارل‌های عمیق پابده را می‌پوشانند (شکل 3). نهشت لایه‌های متوالی آهک شیلی و مارلی بخش آغازین سازند آسماری را در کوه گورپی شکل می‌دهد. لایه‌های نازک تا ضخیم لایه آهکی همراه با میان لایه‌هایی از آهک شیلی، آهک مارلی و آهک دولومیتی سازندگان اصلی این سازند در تنگ پابده هستند. وجود حفرات کارستی و ندول‌های چرت از ویژگی‌هایی است که در این رخنمون مشاهده می‌گردد. گسترش اکسید آهن در دو سطح چینه‌ای، نشانه‌ای از پسروی آب دریا و بیرون زدگی رسوبات در طی رسوب‌گذاری سازند در این ناحیه است. حضور افق قرمز رنگ اکسید آهن همراه با آثار انحلال و هوازدگی بروی آن نشانه خروج از آب در برش مورد مطالعه است (شکل 4).

 

            

 

 

 

شکل 3- نمایی از رخنمون سازند آسماری در کوه گورپی (تنگ پابده)، دید به سمت شمال غرب، (مرز سازند با فلش مشخص شده است)

 


 

 

شکل 4- تصویر صحرایی از حضور اکسید آهن در برش کوه گورپی (تنگ پابده) که با فلش مشخص شده است.

 

 

روش مطالعه

پس از پیمایش صحرایی و ترسیم ستون سنگ چینه‌نگاری از سازند آسماری، در هر دو پروفیل سطحی، در مجموع تعداد 313 نمونه سنگی با رعایت فاصله 2 متری و با در نظر گرفتن تغییرات لیتولوژیکی و رخساره‌ای برداشت گردید. لازم به ذکر است که در هر دو مقطع به منظور تشخیص دقیق‌تر مرز سازند آسماری و پابده، نمونه‌برداری از نهشته‌های سازند پابده نیز صورت گرفت. با تهیه مقاطع نازک، مطالعات سنگ‌نگاری با هدف شناخت ویژگی‌های بافتی، شناسایی رخساره‌ها و ریز رخساره‌ها صورت پذیرفت. سپس تمامی مقاطع نازک تهیه شده به منظور تشخیص کانی کلسیت از دولومیت و محیط احیایی از اکسیدان توسط معرف آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم به روش دیکسون (1965) رنگ آمیزی شدند. تقسیم‌بندی ریز رخساره‌ها بر مبنای الگوی ارائه شده توسط فلوگل (2010) و شناسایی بافت‌ها بر اساس رده‌بندی دانهام (1962) و طبقه‌بندی امبری و کلوان (1971) انجام گرفته است. چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری نیز بر اساس روش‌ها و اصول چینه‌نگاری سکانسی کاتنو و همکاران (2011) بررسی شده است.

 

رخساره‌های رسوبی

بررسی رخساره‌های مختلف رسوبی ابزاری مهم جهت شناسایی محیط‌های رسوبی و تعبیر و تفسیر فرایندهای رسوب‌گذاری اثر گذار در نواحی متفاوت است. مطالعه ریز رخساره‌ها در بازسازی شرایط محیط قدیمه و تحلیل سکانس‌های رسوبی نقش مؤثری دارد. در این تحقیق بر اساس مشاهدات صحرایی و آزمایشگاهی در دو برش تنگ پابده و کوه آسماری جمعاً 16 ریز رخساره شناسایی گردید (شکل‌های 5 و 6) که تفسیر و توصیف آن‌ها با دور شدن از خط ساحل به صورت زیر است:

 

رخساره‌های غیر کربناته سازند آسماری

(A انیدریت

این ریز رخساره فاقد فسیل و به طور محلی همراه با ژیپس، مربوط به انیدریت قاعده آسماری است که تنها در برش سطحی کوه آسماری در قاعده توالی‌های مربوط به این سازند قرار دارد. آهک‌های مارلی حاوی فونای پلانکتون سازند پابده و آسماری به ترتیب در بخش پایینی و بالایی این ریز رخساره قرار داشته و انیدریت قاعده آسماری را همراهی می‌نمایند (شکل -A5).

تفسیر محیطی: با توجه به ضخامت و ناپیوسته بودن رسوبات انیدریتی ته‌نشین شده در کوه آسماری، رسوب‌گذاری درحوضچه‌های بسته با شوری بالا محتمل به نظر می‌رسد. جدا شدن حوضه رسوب‌گذاری سازند آسماری از نئوتتیس در مرز الیگوسن - میوسن به علت افت سطح آب دریا در طی آکیتانین، به تشکیل حوضچه‌های مجزا و بسیار شور منجر گردیده که رسوب انیدریت اولیه را به دنبال داشته است (Van Bukhem et al. 2010). انجام آنالیز ایزوتوپ استرانسیوم توسط اهرنبرگ (Ehrenburg et al. 2007) نیز بر تشکیل انیدریت قاعده آسماری در حوضچه‌های شور بسته دلالت دارد.

 

رخساره‌های کربناته سازند آسماری

1- ریز رخساره‌های کمربند رخساره‌ای رمپ داخلی

الف - ریز رخساره‌های حاشیه ساحلی رمپ داخلی[1]

(B بایندستون استروماتولیتی با تخلخل چشم پرنده‌ای

این ریز رخساره از لایه‌های استروماتولیتی مسطح تا موجی که به طور محلی دولومیتی شده‌اند تشکیل شده است. فابریک چشم پرنده‌ای نیز به صورت موضعی در این ریز رخساره به چشم می‌خورد. این ریز رخساره در هر دو برش مورد مطالعه وجود دارد (شکل -B5).

تفسیر محیطی: استروماتولیت‌ها در اثر فعالیت‌های میکروبی و به تله افتادن رسوبات توسط سیانوباکتری‌های آهکساز در محیطی کم انرژی تشکیل می‌شوند (Tucker and Wright 1990; Adabi et al. 2015). وجود بافت استروماتولیتی همراه با ساختار دیاژنزی حفرات چشم پرنده‌ای می‌تواند نشان‌دهنده رسوب این ریز رخساره در پهنه جزر و مدی باشد که با توجه به توالی رخساره‌های همراه در این مطالعه این ریز رخساره معادل RMF – 23 فلوگل (Flugel 2010) در نظر گرفته شده است.

 

(C مادستون - دولومادستون با تخلخل چشم پرنده‌ای

این ریز رخساره حاوی مادستون با حفرات چشم پرنده‌ای است که در برخی از نواحی به دولومیکرایت تا دولواسپارایت تبدیل شده است. اندازه حفرات بین 3/0 تا 2 میلی‌متر (متوسط اندازه 5/1 میلی‌متر) در تغییر است که در تعدادی از مقاطع کاملاً خالی از سیمان و در برخی دیگر گاهی با سیمان تبخیری ژیپس و انیدریت پر شده است. میکروفاسیس C در هر دو برش سطحی مشاهده گردید (شکل -C5).

تفسیر محیطی: ساختارهای چشم پرنده‌ای عمدتاً حاصل شکل‌گیری حباب‌های گاز به علت تجزیه ارگانیکی و فرار هوا در طی غرق شدن رسوبات هستند (Ginsburg and Hardie 1975; Shinn 1983). عدم وجود اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی و وجود فابریک چشم پرنده‌ای، شکل‌گیری این ریز رخساره را در پهنه جزر و مدی تقویت می نماید. علاوه بر این، گسترش دولومیت های ریز بلور نیز نشانه افت سطح آب و خارج شدن رسوبات از آب است که با تبخیر شورابه‌های غنی از منیزیم، دولومیتی شدن رخساره‌های آهکی رخ می‌دهد. اصولاً تشکیل دولومیت‌های دانه ریز همزمان با رسوب‌گذاری بوده و یا به عبارتی به مراحل اولیه دیاژنز نسبت داده می‌شوند (Adabi 2009). بنابراین این ریز رخساره معادلRMF – 22  فلوگل (Flugel 2010) و نشان‌دهنده محیط رسوبی جزر و مدی است.

 

ب - ریز رخساره­های محیط لاگون

(D مادستون - دولومادستون

مادستون تا دولومادستون فاقد فسیل دارای حفرات انحلالی بزرگ که برخی به طور بخشی با سیمان بلوکی تا گرانولار کلسیتی پر شده‌اند این ریز رخساره را ایجاد می‌نماید. ریز رخساره D تنها در برش سطحی تنگ پابده موجود است (شکل -D5).

تفسیر محیطی: فقدان آثار خروج از آب نظیر حفرات چشم پرنده‌ای و ترک‌های گلی، عدم حضور فسیل و همراهی این ریز رخساره با رخساره‌های لاگون رو به ساحل نشانگر تشکیل این ریز رخساره در شرایط دریایی محدود همراه با شوری آب بالا است. دولومیکرایت موجود احتمالاً حاصل دولومیتی شدن گل‌های آهکی است که در محیط‌هایی نظیر پهنه‌های بالای جزر و مدی تا بین جزر و مدی حین دیاژنز اولیه در حوضچه‌های کم عمق به وجود می‌آیند (Sibley and Gregg 1987; Khalifa 2005). با توجه به شواهد رسوبی موجود، این ریز رخساره در بخش ابتدایی زیر محیط لاگون تشکیل شده است و با RMF – 19 فلوگل (Flugel 2010) انطباق دارد. 

 

E) پکستون - وکستون حاوی روزنداران بدون منفذ

بافت این ریز رخساره عمدتاً شامل پکستون، وکستون است که حاوی روزنداران کف‌زی کوچک پرسلانوز از قبیل
sp.  Borelis، Dendritina sp.،Peneroplis sp. ،Archaias sp.  وMiliolids  است. سازندگان دیگر زیستی همچون خارداران، دوکفه‌ای، بریوزوئر، همراه با پلت مدفوعی و پلویید حاصل میکریتی شدن اجزای زیستی نیز به میزان بسیار کم در این ریز رخساره حضور دارند. مجموعه‌های فسیلی و آلوکم‌های موجود در این ریز رخساره از نظر اندازه در حد ماسه ریز تا درشت بوده که دارای جورشدگی ضعیف تا متوسط هستند و از نیمه زاویه‌دار تا نیمه گرد شده متغیرند. زمینه سنگ در برخی مقاطع دولومیتی شده و در برخی دیگر تبدیل میکرایت به میکرواسپارایت مشاهده می‌گردد. این ریز رخساره در هر دو برش وجود دارد (شکل -E5).

تفسیر محیطی: با توجه به حضور روزن‌داران پرسلانوز از قبیل میلیولیدها، پنروپلیدها، آلوئولینیدها و سوریتیدها که نشان‌دهنده محیط‌هایی با شوری بالا هستند و حضور کمرنگ ارگانیسم‌های دریای نرمال، محیط لاگون شلف محدود برای رسوب‌گذاری این ریزرخساره پیشنهاد می‌گردد
 .(Hallock and Glenn 1986) این ریزرخساره شاخص کم عمق‌ترین بخش در بالای زون نورانی با نور فراوان بوده (Geel 2000; Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003) و با RMF – 20 فلوگل (Flugel 2010) معادل است.

 

ج - ریز رخساره‌های محیط سد یا شول

F) پکستون - گرینستون فاورینادار

آلوکم غالب در این ریز رخساره نوعی پلت مدفوعی[2] به نام فاورینا[3] است. فاورینا در واقع مدفوع یک نوع سخت پوست به نام خرچنگ دکاپود است که توسط اشکال گرد و استوانه‌ای و کانال‌های طولی موجود در پلت‌ها شناسایی می‌گردد. اندازه این پلت مدفوعی حداکثر 5/2 میلی‌متر بوده که با گردشدگی خوب و فراوانی بالای 90 درصد بخش عمده این ریز رخساره را تشکیل می‌دهد. این ریز رخساره تنها در برش سطحی کوه آسماری مشاهده گردید (شکل -F5).

تفسیر محیطی: این ریز رخساره در محیط‌های جزر و مدی (ساب‌تایدال) دریاهای استوایی در بخش داخلی پلت‌فورم کربناته نوع رمپ با انرژی کم و کاهش نرخ رسوب‌گذاری دیده می‌شود. در صورتی که این قطعات با سیمان به هم متصل گردند و بافت گرینستونی ایجاد شود، این ریز رخساره به محیط‌های پرانرژی به سمت لاگون سد[4] نسبت داده می‌شود. بنابراین این ریز رخساره به رمپ داخلی تعلق داشته (Imbrie and Purdy 1962; Harris 1979) و با
RMF – 27 فلوگل (Flugel 2010) مطابقت دارد.

 

G) بایوکلست گرینستون حاوی روزنداران بدون منفذ و پلویید

در این ریز رخساره که دارای بافت گرینستونی است ذرات فسیلی و پلوییدهای باهامیت (حاصل میکریتی شدن کامل آلوکم‌ها) در حد ماسه ریز تا درشت با جورشدگی و گردشدگی متوسط تا خوب حضور دارند. در مقاطع مربوط به این ریز رخساره فراوانی اجزای سازنده متفاوت بوده به نحوی که گاه بایوکلست، در برخی موارد پلویید و گاهی روزن‌داران بدون منفذ از قبیلMiliolids ،sp.  Austrotrillina، Dendritina sp. وsp.  Chilostomella اصلی‌ترین بخش را به خود اختصاص می‌دهند و درصد بیشتری از متن سنگ را در بر می‌گیرند. این امر موجب جابجایی نام این آلوکم‌ها در عنوان این ریز رخساره می‌گردد. در برخی از مقاطع مربوط به این ریز رخساره روزن‌داران منفذداری همچونsp.  Miogypsinoides دیده می‌شوند. رخساره G در هر دو برش سطحی حضور دارد (شکل -G5). 

تفسیر محیطی: فراوانی روزن‌داران دارای دیواره پرسلانوز همراه با ارگانیسم‌های زیستی دریای نرمال و روزن‌داران منفذدار، نبود گل و جورشدگی نسبتاً خوب دانه‌ها که توسط سیمان اسپارایتی به هم متصل شده‌اند، بر نهشته شدن این ریز رخساره در محیط سد از رمپ داخلی دلالت دارد. محل تشکیل این ریز رخساره آب‌های کم عمق با انرژی محیطی بالاست و معادل RMF – 27 فلوگل (Flugel 2010) است.

 

د- ریز رخساره‌های محیط محصور شده[5] رمپ داخلی

H) بایوکلست پکستون - وکستون حاوی روزن‌داران بدون منفذ

مشخصه اصلی این ریز رخساره حضور انواع روزن‌داران کف‌زی از قبیل Miliolids، sp. Archaias، sp. Meandropsina، sp. Peneroplis، sp. Dendritina،sp.  Borelis،
sp.  Elphidium،sp.  Ammonia، sp. Discorbis، sp. Reussella و Textularids بوده که همراه با اجزای بایوکلستی دیگر همچون دوکفه‌ای، گاستروپد، بریوزوئر، جلبک‌های کورالین، استراکد و خارداران مجموعه ارگانیسم‌های سنگ را تشکیل می‌دهند. بافت سنگ، پکستون تا وکستون حاوی ذرات در حد ماسه ریز تا درشت با جورشدگی و گردشدگی ضعیف تا خوب است. پلوییدهایی با قطری معادل 15/0 تا 1 میلی‌متر (متوسط اندازه 75/0 میلی‌متر) و با گردشدگی متوسط تا خوب در برخی از مقاطع این ریز رخساره حضور دارند. تبدیل زمینه میکرایتی به میکرواسپاریت و میکریتی شدن آلوکم‌ها همراه با پلت‌های مدفوعی از پدیده‌های رایج قابل مشاهده در این ریز رخساره است. فرایند دولومیتی شدن که گاه میکرایت زمینه را درگیر کرده و در پاره‌ای از موارد علاوه بر متن سنگ برخی فسیل‌ها را نیز در بر می‌گیرد در تعدادی از مقاطع مشاهده می‌گردد. بلورهای دولومیتی از نظر اندازه دولومیکرایت تا دولومیت‌هایی با اندازه متوسط و از لحاظ شکل بلوری، غیر شکل‌دار (زینومورف) تا شکل‌دار (ایدیومورف) هستند. این ریز رخساره در هر دو برش مورد مطالعه وجود دارد (شکل -H5).

 

 

 

 

شکل 5- تصاویر ریز رخساره‌های شناسایی شده سازند آسماری (مقیاس ترسیمی 5/0 میلی‌متر)

(A انیدریت (برش کوه آسماری، نمونۀ شماره 3، متراژ 2 متری)، (B بایندستون استروماتولیتی با تخلخل چشم پرنده‌ای (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 143، متراژ 342 متری)، (C مادستون - دولومادستون با تخلخل چشم پرنده‌ای (برش کوه آسماری، نمونۀ شماره 27، متراژ 50 متری)، (D مادستون دولومادستون (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 74، متراژ 200 متری)، (E پکستون وکستون حاوی روزن‌داران بدون منفذ (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 60، متراژ 166 متری)، Ar:sp.  Archaias، Mi: Miliolids، (F پکستون - گرینستون فاورینادار (برش کوه آسماری، نمونۀ شماره 21، متراژ 38 متری)، (G بایوکلست گرینستون حاوی روزن‌داران بدون منفذ و پلویید (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 63، متراژ 172 متری)، D: Dendritina rangi، A: Austrotrillina howchini، Mi: Miliolids، Ch:sp.  Chilostomella،  (Hبایوکلست پکستون - وکستون حاوی روزن‌داران بدون منفذ (برش کوه آسماری، نمونۀ شماره 145، متراژ 300 متری)، B: Borelis melo curdica، T: بریوزوئر (Tubucellaria sp.)

 


تفسیر محیطی: حضور روزن‌داران پرسلانوز و فراوانی دیگر بایوکلست‌ها نشان دهنده افزایش تدریجی عمق آب است (Buxton and Pedley 1989). بنابراین این ریز رخساره معادل RMF – 16 فلوگل (Flugel 2010) در محیط محصور شده رمپ داخلی در نظر گرفته شده است.

 

و - ریز رخساره­های محیط دریای باز[6] رمپ داخلی

I) بایوکلست فلوتستون - رودستون

وجود ذرات بایوکلستی درشت در حد و اندازه گراول در کنار ارگانیسم‌های روزن‌دار محدود به ایجاد این ریز رخساره با بافت فلوتستون - رودستون با گردشدگی و جورشدگی ضعیف تا متوسط منجر می‌گردد. از اجزای اسکلتی موجود می­توان به مرجان، جلبک، دوکفه‌ای، خارداران، استراکد، بریوزوئر و گاستروپد اشاره کرد که برخی در اندازه‌های 1 تا بزرگ‌تر از 5 میلی‌متر در سنگ حضور دارند. فسیل‌های همراه این ریزرخساره Neorotalia viennoti، Miliolids، Valvulinids، .sp Heterolepa،Borelis sp. ،sp.  Elphidium،sp.  Reussella و Miogypsina sp. هستند. ایجاد رودولیت توسط جلبک‌های قرمز و در برخی مقاطع همراهی آن‌ها با فرام قشرساز
sp. Acervulina، دولومیتی شدن زمینه و میکرایتی شدن آلوکم‌ها و عناصر زیستی از دیگر موارد مشاهده شده در این ریز رخساره است. ریز رخساره I در تمام مقاطع سطحی وجود دارد (شکل -I6).

تفسیر محیطی: مجموعه روزن‌داران بدون منفذ همراه با خرده‌های جلبک قرمز مشخصه محیط رسوبی رمپ داخلی است (Corda and Brandano 2003). حضور همزمان ارگانیسم‌های دریای نرمال (مرجان و روزن‌داران منفذدار) و اجزای زیستی داخل پلت‌فورم (روزن‌داران بدون منفذ) در این بخش بر نبود یک سد مؤثر دلالت دارد. بنابراین این ریز رخساره متعلق به بخش دریای باز رمپ داخلی است. این ریز رخساره معادل RMF – 15 فلوگل (Flugel 2010) در نظر گرفته شده است.

 

J) بایوکلست وکستون - پکستون حاوی مخلوط روزن‌داران منفذدار و بدون منفذ کوچک کف‌زی

تجمع همزمان روزن‌داران کف‌زی منفذدار و بدون منفذ مشخصه مهم این ریز رخساره است. چندین جنس از روزن‌داران منفذدار همانند Amphistegina sp.، Sphaerogypsina globules، Neorotalia viennoti و Elphidium sp. همراه با انواع روزنداران کف­زی بدون منفذ از قبیل Dendritina sp.، Austrotrillina sp.، Miliolids، Borelis sp.، Textularids، Peneroplis sp. وsp.  Bigenerina در این رخساره با یکدیگر حضور دارند. روزن‌داران منفذداری همچونsp.  Miogypsina وsp. Miogypsinoides نیز در برخی از مقاطع مربوط به این ریز رخساره همراه با سایر گروه‌های زیستی دیده می‌شوند. در کنار این مجموعه‌های زیستی پرسلانوز و هیالین، بایوکلست‌هایی از قبیل اکینودرم، استراکد، دوکفه‌ای، بریوزوئر، جلبک کورالیناسه‌آ و گاستروپد تشکیل‌دهندگان فرعی این ریز رخساره محسوب می‌گردند. انواعی از فسیل‌های پلانکتون از قبیلsp.  Globigerina نیز به میزان بسیار اندک در برخی مقاطع دیده می‌شوند. بافت سنگی در این میکروفاسیس از پکستون تا وکستون در تغییر است که با افزایش اندازه آلوکم‌ها از ماسه به گرانول (ذرات عمدتاً 3 تا بزرگتر از 4 میلی‌متر) در برخی مقاطع حالت رودستون - فلوتستون می‌یابد. جورشدگی آلوکم‌ها ضعیف تا متوسط و گردشدگی آن‌ها متوسط تا خوب بوده و در مواردی تبدیل زمینه میکرایتی به میکرواسپارایت و دولواسپارایت مشاهده می‌گردد. حضور بلورهای لوزوجهی دولومیت با اندازه متوسط بر روی بدنه آلوکم‌ها در تعدادی از مقاطع بر دولومیتی شدن عناصر زیستی علاوه بر زمینه میکرایتی سنگ دلالت دارد. این ریز رخساره در هر دو برش سطحی وجود دارد (شکل-J6).

تفسیر محیطی: میوجیپسینوئیدها در آب‌های کم عمق با شوری نرمال (Geel 2000) وsp.  Amphistegina و نئوروتالیاهای امروزی در آب‌های کم عمق زون نورانی[7] زندگی می‌کنند (Romero et al. 2002)، در حالی که روزن‌داران بدون منفذ از قبیل Miliolids، sp. Borelis و sp. Austrotrillina شاخص محیط لاگون هستند(Geel 2000; Romero et al. 2002; Adabi et al. 2010; Adabi et al. 2015). ترکیب فونا و وضعیت چینه‌شناسی این ریز رخساره بر محیط رمپ داخلی به طرف دریای باز دلالت می‌کند و نشان می‌دهد که رسوب‌گذاری در انتهای رمپ داخلی با چرخش عادی آب اکسیژن‌دار اتفاق افتاده است. حضور فونای پرسلانوز همراه با فونای هیالین عمدتاً کوچک تا متوسط، محیط باز رمپ داخلی را نشان می­دهد (Pomar 2001; Renema 2006). در نتیجه این ریز رخساره معادلRMF – 13 فلوگل (Flugel 2010) است.

 

K) باندستون مرجانی

تنها فونای سازنده این ریز رخساره مرجان است که با ایجاد چارچوبی برجا بدنه اصلی این ریز رخساره را ایجاد نموده است. باکستون و پدلی این رخساره را به بخش ریف کومه‌ای[8] نسبت داده‌اند. این ریز رخساره در هر دو برش سطحی مشاهده گردید (شکل -K6).

تفسیر محیطی: با توجه به تناوب این ریز رخساره با رخساره‌های همراه، محیط تشکیل آن انتهایی‌ترین بخش رو به دریای باز رمپ داخلی، بالای سطح اساس امواج عادی است و با RMF – 12 فلوگل (Flugel 2010) مطابقت دارد.

 

ریز رخساره‌های کمربند رخساره‌ای رمپ میانی

(L فلوتستون - رودستون حاوی جلبک قرمز و روزن‌داران منفذدار

مجموعه‌ای از ارگانیسم‌های زیستی با جورشدگی و گردشدگی متوسط متشکل از جلبک‌های کورالیناسه‌آ و روزن‌داران کف‌زی با پوسته هیالین از قبیل Operculina complanata وsp.  Amphistegina سازندگان اصلی این ریز رخساره هستد. روزن‌دارانی همانند Heterolepa sp.،Textularids ، sp. Elphidium، Neorotalia viennoti،Valvulinids  و
 sp. Planorbulina در کنار بایوکلست‌های دیگری از قبیل اکینودرم، مرجان، استراکد، نرم‌تنان (دوکفه‌ای، گاستروپد) و بریوزوئر درصد کمی از این ریز رخساره را به خود اختصاص داده‌اند. این میکروفاسیس در برخی موارد حالت گرینستونی به خود می‌گیرد که حاکی از افزایش انرژی آب در بخش بالای سراشیب رو به سد است. ریز رخساره مورد نظر تنها در برش سطحی تنگ پابده وجود دارد (شکل -L6).

تفسیر محیطی: با توجه به حضور روزن‌داران هیالین با پوسته‌های عدسی شکل و ضخیم (Operculina sp. –sp.  Amphistegina) به همراه جلبک‌های قرمز از نوع کورالیناسه‌آ و نبود فسیل‌های شاخص لاگون این ریز رخساره را می‌توان به بخش کم عمق دریای باز در رمپ میانی نسبت داد (Pomar 2001). بنابراین می‌توان این ریز رخساره را با RMF – 9 فلوگل (Flugel 2010) مقایسه کرد.

 

(M بایوکلست پکستون حاوی روزن‌داران منفذدار

این رسوبات توسط فراوانی اجزای زیستی نظیر خارداران، دوکفه‌ای، جلبک قرمز (Lithophyllum sp.)، بریوزوئر (Tubucellaria sp.)، Heterolepa sp.، Textularids، Operculina complanata،Neorotalia viennoti ، Lepidocyclina sp. و به میزان بسیار کم Globigerina sp. مشخص می‌گردند که با جورشدگی و گردشدگی متوسط، ریز رخساره‌ای با بافت پکستونی را ایجاد کرده‌اند. پلوییدهایی با اندازه 5/0 تا 1 میلی‌متر (متوسط اندازه 75/0 میلی‌متر) به طور محلی در این ریز رخساره در متن سنگ مشاهده می‌شوند. این ریز رخساره تنها در برش سطحی تنگ پابده وجود دارد (شکل -M6).

تفسیر محیطی: این ریز رخساره در بخش بالایی شیب کربناته در رمپ میانی تشکیل شده است. این مطلب را فراوانی روزن‌داران هیالین عدسی شکل، فونای اسکلتی دریای باز و موقعیت چینه‌شناسی آن تأیید می‌نماید. این ریز رخساره معادل RMF – 8 فلوگل (Flugel 2010) در نظر گرفته می‌شود.

 

(N وکستون - پکستون حاوی روزن‌داران کف‌زی بزرگ

فونای غالب در این ریز رخساره روزن‌داران کف‌زی بزرگ با دیواره‌ای منفذدار از قبیل Operculina complanata،
sp. Eulepidina، Lepidocyclina sp.، sp. Heterostegina و
 sp. Spiroclypeus هستند. سایر بایوکلست‌ها شامل بریوزوئر، اکینودرم، دوکفه‌ای، Heterolepa sp.، جلبک قرمز (Lithophyllum sp.)، لوله کرم (Ditrupa sp.)، Textularids و sp. Planorbulina است. بافت سنگی این ریز رخساره وکستون - پکستون بوده که در برخی مقاطع به علت وجود روزن‌داران هیالین و بایوکلست‌هایی با اندازه‌های بزرگ در حد گرانول (عمدتاً بزرگتر از 4 میلی‌متر) به فلوتستون - رودستون تبدیل می‌گردد. این ریز رخساره تنها در برش سطحی تنگ پابده شناسایی گردید (شکل -N6).

تفسیر محیطی: وجود نمونه‌های روزن‌داران مسطح با دیواره‌های نازک‌تر همگام با افزایش عمق آب نشان دهنده کاهش میزان نفوذ نور در اعماق بیشتر است (Nelbelsick et al. 2005; Barattolo et al. 2007; Khatibi and Adabi 2014; Adabi et al. 2015).

روزن‌داران با پوسته‌های هیالین، کشیده و مسطح رسوب این ریز رخساره در محیط دریای باز، در بخش‌های پایینی زون الیگوفوتیک (پهنه نورگیر کم) را نشان می‌دهند (Romero et al. 2002; Renema 2006). با در نظر گرفتن نتایج فوق این ریز رخساره معادل RMF – 7 فلوگل (Flugel 2010) و معرف شرایط محیطی رمپ میانی است.

(O وکستون - پکستون حاوی مخلوط روزن‌داران پلانکتون و کف‌زی بزرگ

حضور همزمان جانداران کف‌زی و پلانکتون ویژگی بارز این ریز رخساره است. کف‌زی‌ها شامل روزن‌دارانی همانند
sp. Operculina، Heterostegina sp.،sp.  Nephrolepidina، sp. Eulepidina، sp. Lepidocyclina بوده و سایر فسیل‌ها شامل خارداران، بریوزوئر، دوکفه‌ای، استراکد، کورالیناسه‌آ، لوله کرم (Ditrupa sp.)، sp. Haplophragmium و روزن‌داران کوچک هستند. روزن‌داران پلانکتون (Globigerina sp.) بخش دیگر دانه‌های اسکلتی را تشکیل می‌دهند. بافت وکستون - پکستونی این ریز رخساره به علت افزایش طول ارگانیسم‌های موجود (بزرگ‌تر از 4 میلی‌متر) در برخی مقاطع به رودستون - فلوتستون تغییر یافته و به تغییر نام این ریز رخساره به فلوتستون - رودستون منجر می‌گردد. در برخی از مقاطع این ریز رخساره، پلوییدهایی با تنوع اندازه قطری 5/0 تا 2 میلی‌متر (متوسط اندازه 25/1 میلی‌متر) و گردشدگی خوب در بافت سنگ پراکنده هستند. ریز رخساره مذکور تنها در برش سطحی تنگ پابده وجود دارد (شکل -O6).

تفسیر محیطی: حضور همزمان و فراوانی نسبی تقریباً برابر روزن‌داران بزرگ کف‌زی و پلانکتون، بخش پایینی محیط سراشیب را مشخص می‌کند. اشکال بزرگ و پهن روزن‌داران منفذدار همانند لپیدوسیکلینیدها نشان دهنده رسوب‌گذاری در بخش زیرین منطقه نوری هستند (Hottinger 1980, 1983; Hallock 1999). بنابراین ترکیب ارگانیسم‌های موجود نشان می‌دهد که محیط تشکیل این میکروفاسیس حد­واسط محیط تشکیل رخساره‌های کف‌زی و پلانکتون است. این محیط شامل پایین‌ترین بخش شیب پلت‌فورم است که بین قاعده تأثیر امواج عادی و طوفانی قرار می‌گیرد. این ریز رخساره معادل RMF – 3 فلوگل (Flugel 2010) از رمپ میانی است.

 

ریز رخساره‌های کمربند رخساره‌ای رمپ خارجی

 (Pوکستون - مادستون حاوی روزن‌داران پلانکتون

روزن‌داران پلانکتون از قبیلsp.  Globigerina به عنوان اجزای اصلی، همراه با خرده‌های بسیار ریز و کوچک‌تر از 2 میلی‌متر (در حد و اندازه سیلت) بریوزوئر، نرم‌تنان، خارپوستان در یک ماتریکس گلی این ریز رخساره را ایجاد می‌نمایند. حضور پلوییدهایی با قطر 5/0 تا 8/0 میلی‌متر (متوسط اندازه 065/0 میلی‌متر)، وجود روزن‌داران کوچک کف‌زی به میزان بسیار کم و دانه‌های ریز پیریت از دیگر ویژگی‌های این ریز رخساره است. این ریز رخساره در هر دو برش سطحی وجود دارد با این تفاوت که تنوع بایوکلست‌ها در این ریز رخساره در برش کوه آسماری بیشتر بوده و شامل انواع دوکفه‌ای، اکینودرم، گاستروپد، لوله کرم (Ditrupa sp.)، استراکد و بریوزوئر است که همراه با روزن‌داران پلانکتونیک فراوان و تعداد اندکی از روزنداران کف‌زی کوچک مجموعه زیستی این ریز رخساره را تشکیل می‌دهند (شکل -P6).

تفسیر محیطی: فراوانی روزن‌داران پلانکتون، نبود گونه‌های بزرگ همزیست‌دار و موقعیت چینه‌شناسی، نشانه نهشته شدن این رسوبات در محیطی پایین‌تر از پهنه نوری دریای باز است (Cosovic et al. 2004). نبود ساختارهای رسوبی و حضور فسیل‌های روزن‌داران پلانکتونیک نشان می‌دهند که این ریز رخساره در آب‌های ساکن و عمیق دریا با شوری نرمال زیر سطح اساس امواج طوفانی (SWB) تشکیل شده است (Wilson 1975; Bernaous et al. 2002). فراوانی گل آهکی نشان‌دهنده شرایط انرژی هیدرودینامیکی پایین و محیط کم انرژی است (Berigaurd et al. 2009). انرژی کم رژیم هیدرودینامیکی به رسوب‌گذاری در زیر سطح اساس امواج طوفانی دلالت دارد (Cosovic et al. 2004). با توجه به مطالب فوق این ریز رخساره معادل RMF – 1 رمپ خارجی فلوگل (Flugel 2010) است.

 

مدل رسوبی سازند آسماری

بر اساس ماهیت رخساره‌های شناسایی شده، توزیع و پراکندگی آن‌ها، نوع اجزای اسکلتی و مقایسه با محیط‌های قدیمی و امروزی، مدل رسوبی سازند آسماری در نواحی مورد مطالعه بازسازی گردید. با توجه به شواهد موجود چنین استنباط می‌گردد که مجموعه رخساره‌های سازند آسماری در یک دریای کم عمق از نوع رمپ هم‌شیب دارای ریف‌های کومه‌ای و پراکنده، همانند بخش جنوبی خلیج فارس نهشته شده‌اند. تغییر تدریجی رخساره‌ها به یکدیگر، نبود آثار ریف‌های بزرگ سدی پدید آورنده نقطه عطف در نیمرخ پلت‌فورم و نیز فقدان نهشته‌های توربیدایتی[9]و ساخت‌های ریزشی[10]در این توالی‌ها مؤید این موضوع است. با توجه به دسته ریز رخساره‌های موجود در هر برش سطحی این نتیجه حاصل گردید که کربنات‌سازی در برش تنگ پابده در هر سه بخش رمپ داخلی، میانی و خارجی رخ داده است در حالی که محیط رسوب‌گذاری در کوه آسماری، عمدتاً رمپ داخلی است و تنها در بخش ابتدایی سازند آسماری در بالای انیدریت قاعده‌ای ریز رخساره مربوط به رمپ خارجی (RMF 1) وجود دارد که بیانگر افزایش ناگهانی عمق آب دریا در این ناحیه است (شکل­های 7 و 8).

 

 

 

شکل 6- تصاویر ریز رخساره‌‌های شناسایی شده سازند آسماری (مقیاس ترسیمی 5/0 میلی‌متر)

 (I بایوکلست فلوتستون رودستون (برش کوه آسماری، نمونۀ شماره 97، متراژ 198 متری)، A: Algae، B: Bivalve، E: Echinoderm، (J بایوکلست وکستون - پکستون حاوی مخلوط روزن‌داران منفذدار و بدون منفذ کف‌زی کوچک (برش کوه آسماری، نمونۀ شماره 118، متراژ 244 متری)، E: Echinoderm، M:sp.  Miogypsina، Mi: Miliolids، (K باندستون مرجانی (برش کوه آسماری، نمونۀ شماره 75، متراژ 151 متری)، (L فلوتستون - رودستون حاوی جلبک قرمز و روزن‌داران منفذدار (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 136، متراژ 328 متری)، A: جلبک قرمز (Lithophylum sp.Op: Operculina sp.، (M بایوکلست پکستون حاوی روزن‌داران منفذدار (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 26، متراژ 96 متری)، N: Neorotalia viennoti، L: Lepidocyclina sp.، (N وکستون - پکستون حاوی روزن‌داران کف‌زی بزرگ (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 20، متراژ 82 متری)، Eu: Eulepidina sp.، (O وکستون - پکستون حاوی مخلوط روزنداران پلانکتون و کف‌زی بزرگ (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 15، متراژ 57 متری)، O: Operculina sp.، (P وکستون - مادستون حاوی روزن‌داران پلانکتون (برش تنگ پابده، نمونۀ شماره 122، متراژ 298 متری)، G:Globigerina sp.  

 

 

شکل 7- الگوی پراکندگی ریز رخساره‌ها در زیر محیط‌های مختلف رمپ کربناته در نواحی مورد مطالعه اقتباس از مدل فلوگل (Flugel 2010)

 


 

 

 

 

شکل 8- مدل رسوبی پیشنهادی پلت‌فورم کربناته سازند آسماری در نواحی موردمطالعه

 

 

چینه‌نگاری سکانسی

اساس چینه‌نگاری سکانسی، قرارگیری نهشته‌های حوضه‌های رسوبی در قالب سکانس‌های رسوبی است که توسط ناپیوستگی یا پیوستگی هم ارز آن‌ها از یکدیگر تفکیک می‌گردند. این فرایند با بررسی تغییرات عمودی رخساره‌ها و شناسایی محیط‌های رسوبی مرتبط با تغییرات نسبی سطح آب دریا صورت می‌گیرد (Emery and Mayeres 1996). چینه‌نگاری سکانسی ابزاری مؤثر در تطابق‌های ناحیه‌ای و جهانی بوده و به تفسیر تغییرات جغرافیای دیرینه در مقیاس ناحیه‌ای کمک می‌نماید (Catuneanu et al. 2011). هر سکانس رسوبی متشکل از رسوباتی است که به صورت بسته‌های رسوبی پیشرونده (TST) و یا پسرونده (HST) ظهور می‌یابند و توسط سطوح حداکثر غرقابی (MFS) از یکدیگر تفکیک می‌گردند. مطالعات چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری در برش کوه آسماری به شناسایی 3 سکانس رسوبی دسته سوم منجر گردید در حالی که طرح برانبارش رخساره‌ها در تنگ پابده نشانگر 5 سکانس رسوبی رده سوم در سازند آسماری است. تمامی سکانس‌های رسوبی مذکور از فازهای رسوبی مختلفی تشکیل شده‌اند که شامل سیستم تراکت پیشرونده (TST) و سیستم تراکت سکون نسبی تا پسرونده (HST) هستند و در هیچ کدام به استثنای سکانس اول در برش کوه آسماری نشانه‌ای از وجود فاز رسوبی حداقل ایستایی سطح آب دریا (LST) مشاهده نگردید (شکل‌های 9 و 10). در برش‌های سطح الارضی کوه آسماری و تنگ پابده در کنار سایر مطالعات، مجموعه‌های فسیلی مورد مطالعه دقیق قرار گرفتند که با توجه به محدوده گسترش عمودی فسیل‌های شاخص و بر طبق زون‌بندی‌های جدید زیستی صورت گرفته در سازند آسماری مطابق جدول 1، سکانس‌های موجود در دو برش سطحی با یکدیگر و با سکانس‌های صفحه عربی و سایر نواحی زاگرس انطباق داده شدند (شکل11، جدول 2). توصیف سکانس‌های رسوبی شناسایی شده که به ترتیب از پایین به بالا شماره‌گذاری شده‌اند در هر یک از برش­ها به طور جداگانه به شرح زیر است:

 

 

 

 

 

 

شکل 9- پراکندگی رخساره‌ها و چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری در برش سطح الارضی کوه آسماری

TST: transgressive system tract; HST: highstand system tract; LST: lowstand system tract

 

 

 

 

 

شکل 10- پراکندگی رخساره‌ها و چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری در برش سطح الارضی کوه گورپی (تنگ پابده)

TST: transgressive system tract; HST: highstand system tract

 

 

 

 

جدول 1- زون‌های تجمعی زیستی جدید سازند آسماری اقتباس از Laursen et al. 2009; Van Bukhem et al. 2010))

 به همراه سکانس‌های شناسایی شده در برش‌های مورد مطالعه


 

 

 

شکل 11- تطابق چینه‌نگاری سکانسی بین برش‌های سطح الارضی کوه آسماری و کوه گورپی (تنگ پابده) که بر اساس سن سازند انجام پذیرفته است.

 


 

 

 

جدول 2- انطباق چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری بین مطالعه در این پژوهش و سایر مطالعات در فروافتادگی دزفول و صفحه عربی

 


برش کوه آسماری

سکانس اول (آکیتانین زیرین)

این سکانس 50 متر ضخامت داشته و مرز پایینی آن در زیر لایه انیدریتی در قاعده سازند آسماری واقع شده است. رسوبات انیدریتی قاعده آسماری با ضخامت متوسط 5 متر در واقع LST این سکانس را تشکیل می‌دهند. نهشته‌های سیستم تراکت تراز پیشروی سکانس یک، شامل مارن‌های حاوی روزنداران پلانکتون بوده و بیشترین پیشروی سطح آب دریای آن (MFS) بر نقطه تبدیل رسوبات حاوی روزن‌داران پلانکتون به ریز رخساره  فلوتستون - رودستونی حاوی همزیستی جلبک و روزن‌دارsp.  Acervulina (RMF 15) منطبق است. رسوبات تراز بالای این سکانس (HST) با تغییر تدریجی از رخساره‌های لبه رو به دریای رمپ داخلی به گرینستون حاوی فاورینا در محیط شول و رسوبات لاگون محدود شده مشخص می‌گردند و نهایتاً به مادستون دارای حفرات چشم پرنده‌ای که برخی با سیمان ژیپس و انیدریت پر شده‌اند تبدیل می‌شوند. مرز سکانسی بین سکانس 1 و 2 به علت عدم وجود شواهد رخنمون جوی، مرز سکانسی نوع دو تعیین می‌گردد. این سکانس معادل سکانس 4 ون بوخم در فرو افتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) بوده و مرز زیرین و بالایی آن نیز به ترتیب با مرزهای سکانسی 4(SB IV)  و 5(SB V)  در مطالعه ون بوخم معادل است.

 

سکانس دوم (آکیتانین بالایی)

 رسوبات تراز پیشرونده(TST)  سکانس دوم توسط تغییر تدریجی از رخساره‌های لاگون محدود شده به رخساره‌های نهشته شده در لبه رو به دریای رمپ داخلی شناسایی می‌گردند. سطح حداکثر پیشروی آب دریا (MFS) با رسوب باندستون مرجانی در لبه رو به دریای رمپ داخلی انطباق داشته و توسط رسوب رخساره‌های کربناته کم عمق با یک روند کم عمق شونده رو به بالا دنبال می‌گردد. بنابراین بسته رخساره‌های تراز بالای این سکانس (HST) توسط تغییرات رخساره‌ای از لبه رمپ داخلی به رخساره‌های لاگون داخلی مشخص می‌گردد. حضور استروماتولیت در انتهای این سکانس با مرز سکانسی نوع دو منطبق بوده که سکانس دو را از سکانس سه جدا می‌کند. ضخامت سکانس دو 172 متر است. مرز پایین و بالای این سکانس را می‌توان معادل با مرزهای سکانسی 5 (SB V) و 6(SB VI)  در فروافتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) در نظر گرفت.

 

سکانس سوم (بوردیگالین)

این سکانس از عمق 222 متری یعنی پس از پایان افق استروماتولیتی در انتهای سکانس قبلی آغاز شده و با ضخامتی در حدود 127 متر سکانس سوم کوه آسماری را شامل می‌شود. بخش قاعده‌ای سکانس سه (TST) شامل ریز رخساره‌های ته‌نشین شده در لبه رو به دریای رمپ داخلی است. در بالای این بسته رسوبی باندستون مرجانی متعلق به انتهای رو به دریای رمپ داخلی حضور دارد که معادل حداکثر پیشروی سطح آب دریا (MFS) در این سکانس است. افت نسبی سطح آب دریا در اواخر این سکانس سبب شده تا نهشته‌های بخش دریای باز رمپ داخلی و سپس پکستون – وکستون‌های رخساره لاگونی بر روی باندستون مرجانی (MFS) قرار گیرند. بالاترین بخش سازند آسماری در این برش شامل توالی‌های کربناته متعلق به محیط لاگون داخلی و میان لایه‌های مادستون دولومیتی پهنه جزر و مدی است که با رسوب دولومیت‌های ریز بلور ناحیه پریتایدال به پایان می‌رسد. توالی مذکور که نشان‌دهنده افت نسبی سطح آب دریا در اواخر این سکانس است به نهشته‌های سیستم تراکت مرحله افت سطح آب دریا(FSST)  نسبت داده می‌شود. مرز بالای این سکانس منطبق بر مرز سازندهای آسماری و گچساران بوده که یک ناپیوستگی به سن میوسن میانی است و با مرز سکانسی نوع یک انطباق دارد(Vaziri-Moghaddam et al. 2006). مرزهای در برگیرنده این سکانس با مرزهای 6 (SB VI) و 7 (SB VII) در فروافتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) معادل هستند.

 

برش کوه گورپی (تنگ پابده)

سکانس اول (شاتین زیرین)

با توجه به وجود رخساره‌های آهک شیلی و مارنی (مشابه رخساره سازند پابده) در قاعده سازند آسماری، مرز این سازند با سازند پابده در کوه گورپی یک مرز تدریجی و پیوسته است. با توجه به این که زون نومولیتی در قاعده سازند آسماری در این پروفیل مشاهده نگردید، لذا آشکوب روپلین در این برش وجود نداشته و رسوب آسماری با آشکوب شاتین آغاز می‌گردد. مرز پایینی سکانس اول آسماری در تنگ پابده به علت عدم وجود تغییرات رخساره‌ای و یا شواهد نشان دهنده رخنمون جوی در حد فاصل سازند آسماری و پابده احتمالاً در سازند پابده قرار داشته و قابل مشاهده نیست. دسته رخساره‌های تراز پیشرونده این سکانس (TST) شامل آهک‌های شیلی و مارنی حاوی روزن‌داران پلانکتون است که نشان‌دهنده رسوب‌گذاری در زیر سطح اساس امواج طوفانی در رمپ خارجی است. حداکثر پیشروی سطح آب دریا (MFS) در بالای این رخساره‌های آهک شیلی دریای عمیق حاوی روزن‌داران پلانکتون قرار دارد. رسوبات تراز بالای این سکانس (HST) از وکستون - پکستون رمپ میانی حاوی روزن‌داران بنتیک بزرگ با پوسته هیالین و مسطح تشکیل شده است. رسوب آهک‌هایی با بافت فلوتستون تا گرینستون متشکل از خرده‌های درشت جلبک‌های کورالین و مرجان که نشان‌دهنده بخش کم عمق رمپ میانی و نزدیک به سد است، انتهای این سکانس را مشخص می‌نماید. مرز سکانس یک و دو مرز سکانسی نوع دو بوده که کم عمق شدن به سمت بالای رسوبات، سیستم تراکت تراز بالا (HST) را نشان می‌دهد. این سکانس معادل سکانس دوم ون بوخم بوده و مرزهای پایین و بالای آن به ترتیب با مرزهای سکانسی 2 (SB II) و 3 (SB III) در فروافتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) معادلند.

 

سکانس دوم (شاتین بالایی)

 بخش پایینی سکانس دو (TST) شامل رسوبات ته‌نشین شده در نواحی میانی رمپ میانی است که عمدتاً توسط وجود روزن‌داران هیالین با پوسته ضخیم و لنزی شکل مشخص می‌گردد. افزایش عمق آب با تغییر شکل روزن‌داران از اشکال لنزی به فرم‌های مسطح‌تر همراه است که انتهای این روند، سطح حداکثر پیشروی آب دریای (MFS) این سکانس را مشخص می‌نماید. بخش بالای سکانس دو (HST) از آهک‌های حاوی هر دو نوع روزن‌داران منفذدار (با اندازه متوسط) و بدون منفذ تشکیل شده است که نشان‌دهنده نواحی حدفاصل رمپ داخلی و میانی و لبه رو به دریای رمپ داخلی است. مرز سکانس دو با سکانس سه توسط رسوب پکستون حاوی روزن‌داران میلیولید فراوان از رمپ داخلی مشخص می‌گردد. ضخامت این سکانس کم و در حدود 28 متر است که مرز بالایی آن با توجه به شواهد موجود مرز سکانسی نوع دو است. این سکانس می‌تواند با سکانس سوم و مرزهای آن نیز با مرزهای سکانسی 3 (SB III) و 4 (SB IV) در فروافتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) معادل در نظر گرفته شود.

 

سکانس سوم (آکیتانین زیرین)

این سکانس با 29 متر ضخامت توسط رسوب آهک‌های لاگونی حاوی روزنداران پرسلانوز آغاز می‌گردد. رسوبات تراز پیشرونده این سکانس (TST) توسط تغییر از زیر محیط لاگون محصور شده به رسوبات بخش رو به دریای رمپ داخلی نشان داده می­شوند. بایوکلست وکستون - پکستون حاوی مخلوط روزن‌داران منفذدار و بدون منفذ کوچک کف‌زی (RMF 13)، نشان‌دهنده سطح حداکثر پیشروی آب دریا (MFS) در این سکانس است. رسوبات سیستم تراکت تراز بالا (HST) شامل نهشته‌های بخش محدود شده رمپ داخلی تا نواحی نزدیک به ساحل هستند که با الگوی کم عمق شونده به سمت بالا رسوب کرده‌اند. مرز بالایی این سکانس توسط رسوب دولومیکرایت حاوی حفرات چشم پرنده‌ای مشخص می‌شود که مرز سکانسی نوع دوم است. این سکانس با سکانس چهارم ون بوخم و مرزهای سکانسی نیز با مرزهای سکانسی 4(SB IV)  و 5 (SB V) در فروافتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) هم ارز در نظر گرفته می‌شوند.

 

سکانس چهارم (آکیتانین بالایی)

با افزایش فضای رسوبگذاری و پیشروی آب دریا، دسته رسوبات پیشرونده (TST) سکانس چهار توسط یک روند تدریجاً عمیق شونده به سمت بالا، شامل رخساره‌های جزر و مدی، رخساره‌های لاگون محدود تا گرینستون سدی در رمپ داخلی مشخص می‌شود. ریز رخساره باندستون مرجانی تشکیل شده در لبه رو به دریای رمپ داخلی، بخش حداکثر پیشروی سطح آب دریای (MFS) این سکانس را تشکیل می‌دهد. بخش بالایی این سکانس (HST) شامل رسوبات ته‌نشین شده در بخش رو به دریای رمپ داخلی تا ریز رخساره‌های لاگون به سمت بالا کم عمق شونده است که مادستون فاقد فسیل(RMF 19) به عنوان مرز سکانسی نوع دو انتهای این روند را مشخص می‌نماید. این سکانس که ضخامتی در حدود 36 متر دارد با سکانس پنجم در فروافتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) معادل است.

 

سکانس پنجم (بوردیگالین)

سکانس 5 در تنگ پابده ضخامتی در حدود 162 متر را به خود اختصاص می‌دهد. رسوبات پیشرونده (TST) این سکانس شامل رخساره‌های به سمت بالا عمیق شونده بوده که از رخساره‌های رمپ داخلی تا رخساره‌های نهشته شده در بخش بالای رمپ میانی و سپس بخش پایینی رمپ میانی تغییر می‌کنند. رسوبات بالایی این بخش آهک‌های حاوی روزن‌داران پلانکتون و روزن‌داران هیالین مسطح و بزرگ است که رسوب‌گذاری در حد فاصل رمپ میانی و خارجی را نشان می‌دهند. وکستون، مادستون با روزن‌داران پلانکتون نهشته شده در رمپ خارجی، سطح حداکثر پیشروی آب دریا (MFS) را در این سکانس به‌وجود می‌آورند. در بخش تراز بالای این سکانس، روند کاهش عمق با حضور رسوبات بخش بالایی رمپ میانی و به دنبال آن رسوبات رمپ داخلی و نهایتاً تشکیل استروماتولیت با تخلخل چشم پرنده‌ای مشخص می‌گردد. مرز بالایی این سکانس منطبق بر مرز میوسن زیرین - میانی و ناپیوستگی موجود بین سازند آسماری و گچساران بوده و مرز نوع اول شناخته می‌شود. این سکانس نیز معادل سکانس ششم در فروافتادگی دزفول و زون ایذه (Van Bukhem et al. 2010) و مرز بالایی آن معادل مرز سکانسی 7(SB VII)  ون بوخم است.

 

بحث

سکانس‌های رسوبی شناسایی شده در برش کوه آسماری از آکیتانین پیشین و در برش کوه گورپی (تنگ پابده) از شاتین آغاز می‌گردند. در برش کوه آسماری تنها بخش میانی و بالایی آسماری وجود دارد و سازند پابده جایگزین بخش‌های زیرین آسماری شده است. رسوب‌گذاری سازند آسماری در هر دو برش تا اواسط بوردیگالین ادامه می‌یابد، سپس حوضه رسوبی آسماری از آب خارج شده و رسوبات تبخیری سازند گچساران به طور هم‌شیب توالی‌های کربناته آسماری را می‌پوشانند. ظهور رخساره انیدریتی در قاعده سازند آسماری تنها در برش کوه آسماری مشاهده می‌گردد و در تنگ پابده هیچ افق انیدریتی وجود ندارد. افت ناگهانی سطح نسبی آب دریا در مرز الیگوسن - میوسن به ایجاد حوضچه‌های رسوبی مجزا با شوری بالا منجر شده است. این پایین افتادگی در بخش‌های شمالی و مرکز حوضه با رسوب انیدریت و در نواحی کم عمق به صورت کانال شدگی، رخنمون و سطوح کارستی ظهور می‌یابد. این مسائل گویای این واقعیت است که حوضه رسوب‌گذاری سازند آسماری در کوه گورپی (تنگ پابده) در زمان شاتین به دلیل قرار گرفتن در لبه حوضه فورلند زاگرس نسبت به کوه آسماری از عمق کمتری برخوردار بوده است. لذا همزمان با شکل‌گیری سازند آسماری در تنگ پابده در بخش کوه آسماری که نزدیکی مکانی بیشتری با مرکز حوضه داشته است رسوب‌گذاری سازند پابده اتفاق افتاده است. نکته حائز اهمیت دیگر که در این مطالعه مشخص گردید، حضور رخساره‌های عمیق رمپ خارجی در بخش بالایی آسماری و در سکانس معرف بوردیگالین است. قرارگیری رسوبات عمیق دریایی همراه با روزن‌داران هیالین از قبیل اپرکولینا و روزن‌داران پلانکتون مانند گلوبیژرینا در میان رسوبات کم عمق رمپ داخلی در برش تنگ پابده حاکی از عمیق شدگی ناگهانی حوضه رسوبی است. این امر به کج شدگی حوضه در اثر پویایی تکتونیکی در ابتدای بوردیگالین مرتبط است که تغییر مکان مرکز تجمع رسوب[11]به گوشه شمال شرقی حوضه و رسوب نهشته‌های ژرف آسماری بالایی از عوارض آن است. رسوب چنین نهشته‌هایی پیشتر نیز در برش دهدز (مطیعی 1372) و برش کتولا (Van Bukhem et al. 2010) در پهنه ایذه گزارش شده است. به منظور بررسی دقیق‌تر سازند آسماری منحنی تغییرات سطح آب دریا در برش‌های مورد مطالعه بر اساس تغییرات رخساره‌های رسوبی ترسیم و با منحنی جهانی تغییرات سطح آب دریا در زمان الیگو - میوسن (Haq et al. 1987) مقایسه شد. این مقایسه نشان می‌دهد که روند تغییرات، تقریباً مشابه یکدیگر بوده و تفاوت‌های مختصر موجود می‌تواند ناشی از تأثیر عوامل محلی باشد (شکل 12).

 

نتیجه­

مطالعه و بررسی سازند آسماری در دو برش سطحی کوه گورپی (تنگ پابده) و کوه آسماری با سن الیگو - میوسن نشان داد که این سازند عمدتاً از آهک‌های نازک لایه تا ضخیم لایه همراه با میان لایه‌های آهک مارلی، مارل، آهک دولومیتی و آهک شیلی تشکیل شده است.

1-         مطالعات صحرایی و پتروگرافی نهشته‌های سازند آسماری در دو برش مذکور، به شناسایی 16 ریز رخساره کربناته منجر گردید که توالی رخساره‌ها مؤید تشکیل آن‌ها در یک محیط پلت­فورم کربناته از نوع رمپ است. بررسی‌ها حاکی از آن است که ته‌نشست کربنات‌های کوه آسماری عمدتاً در محیط رمپ داخلی و بخشی در رمپ خارجی رخ داده است در حالی که نهشته‌های سازند آسماری در تنگ پابده در هر سه محیط رمپ داخلی، میانی و خارجی راسب شده‌اند.

2-         تغییرات نسبی سطح آب دریا طی نهشت توالی مورد مطالعه سبب تشکیل 3 سکانس رسوبی درجه سوم در برش کوه آسماری و 5 سکانس رسوبی رده سوم در برش سطحی تنگ پابده شده است.

3-         وجود لایه انیدریتی در قاعده سازند آسماری که تنها در پروفیل کوه آسماری مشاهده می‌گردد به فروافتادگی سطح آب دریا در طول آکیتانین مربوط است. این حادثه منجر به جدا شدن حوضه رسوب‌گذاری سازند آسماری از اقیانوس نئوتتیس گردیده و در پی آن رسوب انیدریت رخ داده است.

4-         قرارگیری رسوبات دریایی عمیق به روی نهشته‌های ضخیم کربناته کم عمق در بخش بالایی سازند آسماری در برش سطحی تنگ پابده (زون ایذه) را می‌توان به کج شدگی ناحیه‌ای حوضه نهشت سازند آسماری در طول بوردیگالین نسبت داد. این کج شدگی با انتقال مرکز تجمع رسوب[12] به سمت شمال شرق همراه بوده که به فرونشینی کف حوضه و ته‌نشینی رسوبات دریایی عمیق در بخش انتهای توالی آسماری منجر گردیده است.

5-         با توجه به انطباق میان منحنی تغییرات نسبی سطح آب دریا در حوضه رسوب‌گذاری سازند آسماری با منحنی جهانی نوسانات ائوستازی الیگو - میوسن به نظر می‌رسد که تحولات رسوب‌گذاری در این حوضه عمدتاً متأثر از نوسانات جهانی سطح آب دریا بوده است.

 

شکل 12- انطباق نسبی بین منحنی تغییرات سطح آب دریا در برش‌های مورد مطالعه و منحنی سطح آب دریای جهانی در بازه زمانی الیگو - میوسن

 (Hag et al. 1987)



[1]Peritidal

[2]Fecal Pellet

[3]Faverina Asmaricus

[4]Leeward Shoal

[5]Restricted

[6]Open Marine

[7] Photic Zone

[8] Patch Reef

[9]Calciturbidites

[10]Slumps

[11]Depocentre

[12]Depocentre

آدابی، م.ح.، ع. صادقی، م. حسینی برزی، م. لطف پور، ع. معلمی، ا. حسینی، ج. هنرمند، ا. زهدی، م.ع. صالحی، م. جعفرزاده و م. خطیبی مهر، 1387، بررسی گسترش و منشأ افق‌های ماسه‌سنگی سازند آسماری در زون ایذه: گزارش نهایی پروژه پژوهشی و تحقیقاتی، مناطق نفت خیز جنوب، 283 ص.

بهزادی، س.، و م.ح.، آدابی، 1381، مطالعات ژئوشیمیایی نهشته‌های کربناته الیگو - میوسن محدوده غار شاپور (کازرون - شیراز): مجموعه مقالات ششمین همایش سالانه انجمن زمین‌شناسی ایران، دانشگاه کرمان.

رنجبران، م.، 1388، تاریخچه دیاژنزی سازند آسماری در بخش شمال فروافتادگی دزفول: رساله دکتری، دانشگاه تهران، تهران، 189ص.

شوشتریان، ف.، 1382، ژئوشیمی، محیط رسوبی و بررسی روند دیاژنز در نهشته‌های کربناته سازند آسماری واقع در تنگ گل‌ترش در تاقدیس آسماری: پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، 85 ص.

کیمیاگری، م.، 1384، چینه‌نگاری زیستی، رخساره‌های میکروسکوپی و چینه‌نگاری سکانسی سازند آسماری از تاقدیس گورپی (لالی) تا کوه خویز (بهبهان): رساله دکتری، دانشگاه اصفهان، اصفهان، 225ص.

مطیعی، ه.، 1372، زمین‌شناسی ایران، چینه‌شناسی زاگرس: انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 536 ص.

معلمی، س.ع.، 1388، محیط رسوبی، تأثیر عوامل دیاژنزی بر کیفیت مخزنی سازندهای آسماری - جهرم در شرق گسل قطر - کازرون (غرب فارس ساحلی): رساله دکتری، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، 250 ص.

Adabi., M. H., 2009, Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, N.E. Iran: Carbnates and Evaporites, v. 24, Issue: 1, p. 16-32.

Adabi, M. H., M. A. Salehi, and A. Ghabeishavi, 2010, Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of  Lower Cretaceous carbonates (Fahliyan Formation), South-West Iran: Journal of Asian Earth Sciences, v. 39, p. 148-160.

Adabi, M. H., U. Kakemem, and A. Sadeghi, 2015, Sedimentary facies, depositional environment and sequence stratigraphy of Oligocene-Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros basin (SW Iran): Carbonates and Evaporites, p. 1-17.

Adams, T. D., and F. Bourgeois, 1967, Asmari biostratigraphy: Iraninian Oil Operating Companies, Geological and Exploration Division, Report 1074, 34 p.

Amirshahkarami, M., and A. Taheri, 2010, Biostratigraphy characterization of the Rupelian-Burdigalian carbonate succession at the Chaman-Bolbol area in the Zagros basin: Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, v. 40, no, 3, p. 119-136.

Avarjani, Sh., A. Mahboubi, R. Moussavi-Harami, and H, Amiri-Bakhtiar, 2014, Provenance, tectonic setting and geochemistry of Ahwaz Sandstone Member (Asmari Formation, Oligo-Miocene), Marun oilfield, Zagros basin, SW Iran: Acta Geologica Sinica (English Edition), v. 88, p. 801–840.

Avarjani, Sh., A. Mahboubi, R. Moussavi-Harami, and H, Amiri-Bakhtiar, 2015, Facies, depositional sequences, and biostratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari Formation in Marun oilfield, North Dezful Embayment, Zagros Basin, SW Iran: Palaeoworld, v. 24, p. 336-358.

Barattolo, F., D. Bassi, and R. Romero, 2007, Upper Eocene larger foraminiferal-coralline algal facies from the Klokova Mountain (Soth continental Greece): Facies, v. 53, p. 361-375.

Bernaous, J. M., A. Vanneau, and E. Caus, 2002, Carbonate platform sequence stratigraphy in a rapidly subsiding area: the Late Barremian-Early Aptian of the Organia Basin, Spanish Pyrenees: Sedimentary Geology, v. 159, p. 177-201.

Brigaurd, B., C. Durlet, J. F. Deconink, B. Vincent, and E. Puceat, 2009, Facies and climate/environment changes recorded on a carbonate ramp: A sedimentological and geochemical approagh on Middle Jurassic carbonates (Paris Basin, France): Sedimentary Geology, v. 222, p. 181-206.

Buxton, M. W. N., and H. M. Pedley, 1989, A standardized model for Tethyan Tertiary carbonates ramp: Journal of the Geological Society, London, v. 146, p. 746-748.

Catuneanu, O., W. E. Galloway, C. G. St. C. Kendall, A. D. Miall, H. W. Posamentier, A. Strasser, and M. E. Tucker, 2011, Sequence Stratigraphy: Methodology and Nomenclature: Newsletters on Stratigraphy, v. 44/3, p. 173-245.

Corda, L., and M. Brandano, 2003, Aphotic zone carbonate production on a Miocene ramp: Central Apennines, Italy. Sedimentary Geology, v. 161 (1-2), p. 55-70.

Cosovic, V., K. Drobne, and A. Moro, 2004, Palaeoenvironmental model for Eocene foraminiferal limestone of the Adriatic carbonate platform: Facies, v. 50, p. 61-75.

Dickson, J. A. D., 1965, A modified standing techniquefor carbonate in thin section: Nature, v. 205, p. 587.

Dunhum, R. J., 1962, Classification of carbonate rocks according to depositional texture: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 1, p. 108-121.

Ehrenburg, S. N., N. A. H. Pickard, G. V. Laursen, S. Monibi, Z. K. Mossadegh, T. A. Svana, A. A. M. Aqrawi, J. M. McArthur, and M. F. Thirlwall, 2007, Strontium isotope stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene-Lower Miocene), SW Iran: Journal of Petroleum Geology, v. 30, p. 107-128.

Emery, D., and K. J. Myers, 1996, Sequence Stratigraphy: Oxford, Blackwell Science, 297 p.

Embry, A. F. and J. E. Klovan, 1971, A Late Devonian reef tract on Northeastern Banks Island, Canadaian Petroleum Geology, v. 19, p 730-781.

Flugel, E., 2010, Microfacies Analysis of Limestones: Analysis Interpretation and Application: Springer, Berlin, 976 p.

Geel, T., 2000, Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposites: empirical models based on microfacies analysis of palaeogene deposits in Southeastern Spain: Palaeogeoghraphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 155, p. 211-238.

Ginsburg, R. N., and L. A. Hardie, 1975, Tidalland storm deposites Northwestern Andros Island, Bahamas. In: Ginsburg, R.N. (Ed.), TidalDeposits, p. 201-208.

Hallock, P., 1999, Symbiont bearing foraminifera, in Sen Gupta, B. K. (Ed.), Modern Foraminifera: Dordrecht, Kluwer, p. 123-139.

Hallock, P., and E. C. Glenn, 1986, Larger foraminifera: A tool for paleoenvironmental analysis of Cenozoic depositional facies: Palaios, v. l, p. 55-64.

Haq, B. U., J. Hardenbol, and P. R. Vail, 1987, Chronology of fluctuating sea level since the Triassic: Science, v. 235, p. 1156-1167.

Harris, P. M., 1979, Facies Anatomy and Diagenesis of a Bahamian Ooid Shoal: Sediment VI, Comparative Sedimentology Lab, University of Miami, 163 p.

Hottinger, L., 1983, Processes determining the distribution of larger foraminifera in space and time: Utreght Micropaleont, v. 30, p. 239-253.

Hottinger, L., 1980, Repartition compare des grand foraminiferes de lamer rouge et del l, Ocean Indian, Annali dell Universita di Ferrara, 6: 35-51, v. 10, p. 256-283.

Imbrie, J., and E. G. Purdy, 1962, Classification of modern Bahamian carbonate sediments: American Association Petroleum Geology Memoir, v. 1, p. 253-272.

Karimi Mossadegh, Z., D. W. Haig, T. Allan, M. H. Adabi, and A. Sadeghi, 2009, Salinity changes during Late Oligocene to Early Miocene Asmari Formation deposition, Zagros Mountains, Iran: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 272, p. 17-36.

Khalifa, M. A., 2005, Lithofacies, diagenesis and cyclicity of the Lower Member of the Khuff Formation (Late Permian), Al Qasim Province, Saudi Arabia: Journal of Asian Earth Sciences, v. 25, p. 719-734.

Khatibi Mehr, M., and M. H. Adabi, 2014, Microfacies and geochemical evidence for original aragonite mineralogy of a foraminifera-dominated carbonate ramp system in the late Paleocene to Middle Eocene, Alborz basin, Iran: Carbonates and Evaporites, v. 29, p. 155-175.

Laursen, G. V., S. Monibi, T. L. Allan, N. A. Pickard, A. Hosseiney, B. Vincent, Y. Hamon, F. S. P. Van-Bukhem, A. Moallemi, and g. Druillion, 2009, The Asmari Formation revisited: change stratigraphic allocation and new biozonation, Shiraz, First International Petroleum Conference & Exhibition, European Association of Geoscientists and Engineers, Bolletin 29.

Nelbelsick, J. H., M. Rasser, and D. Bassi, 2005, Facies dynamic in Eocene to Oligocene Ciecumalpine carbonates: Facies, v. 51, p. 197-216.

Pomar, L., 2001, Types of carbonate platforms: a genetic approach, Basin Research, v. 13, p. 313-334.

Rahmani, A., H. Vaziri-Moghaddam, and A. Ghabeishavi, 2009, A model for the paleoenvironmental distribution of larger foraminifera of Oligocene-Miocene carbonate rocks at Khaviz Anticline, Zagros basin, SW Iran: Historical Biology, v. 21, p. 215-227.

Renema, W., 2006, Large benthic foraminifera from the deep photic zone of a mixed siliciclastic – carbonate shelf of East Kalimantan, Indonesia: Marine Micropaleontology, v. 58, p. 73-82.

Richardson, R. K., 1924, The geology and oil measures of South West Persia: Journal of Institution, Petroleum, Technology, v. 10, no. 43, p. 256-283.

Romero, J., E. Caus, and J. Rosell, 2002, A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on late Middle Eocene deposite on the margin of the South Pyrenean basin (NE Spain): Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 179, p. 43-56.

Seyrafian, A., H. Vaziri Moghaddam, N. Arzani, and A. Taheri, 2011, Facies analysis of the Asmari Formation in central and North-central Zagros basin, southwest Iran: Biostratigraphy, paleoecology and diagenesis: Revista Mexicana de Ciencias Geologicas, v. 28, no. 3, p. 439-458.

Shabafrooz, R., A. Mahboubi, H. Vaziri-Moghaddam, R. Moussavi-Harami, A. Ghabeishavi, I. S. Al-Aasam, 2015, Asmari Formation in the Gachsaran and Bibi-Hakimeh oilfields and the nearby Mish Anticline, Zagros basin, Iran: Facies, v. 61, p. 121-146.

Sharland, P. R., D. M. Casey, R. B. Davies, M. D. Simmons, and O. E. Sutcliffe, 2004, Arabian plate sequence stratigraphy: Revisions to SP2, GeoArabia, v. 9, p. 199-214.

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: GeoArabia Special Publication, v. 2, p. 371.

Shinn, E., 1983, Tidal flats, In Scholle, P. A. Bebout, D. G. Moore, C. H. (Eds.), Carbonate Depositional Environments: American Association of Petroleum Geologists Memoir, v. 33, p. 171-210.

Sibley, D. F., and J. M. Gregg, 1987, Classification of dolomite rock texture: Journal of Sedimentary Petrology, v. 57, no. 6, p. 967-975.

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

Van Bukhem, F. S. P., T. L. Allan, G. V. Laursen, M. Lotfpour, A. Moallemi, S. Monibi, H. Motiei, N. A. H. Pickard, A. R. Tahmasbi, V. Vedrenne, and B. Vincent, 2010, Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposite in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh Formations) SW Iran: Geological Society, London, Special Publications, v. 329, p. 219-263.

Vaziri-Moghaddam, H., M. Kimiagari, and A. Taheri, 2006, Depositional Environment and sequence stratigraphy of the Oligocene-Miocene Asmari Formation in SW Iran: Facies, Springer Verlag, v. 52, p. 41-51.

Vaziri-Moghddam, H., A. Seyrafian, H. Motiei, 2010, Oligocene-Miocene ramp system (Asmari Formation) in the NW of the Zagros basin, Iran: Microfacies, paleoenvironment and depositional sequence: Revista Mexicana de Ciencias Geologicas, v. 27, no. 1, p. 56-71.

Wilson, J. L., 1975, Carbonate Facies in Geologic History: Springer, Verlag, 471 p.

Wynd, J. G., 1965, Biofacies of Iranian oil consortium agreement area: Iranian Operating Oil Companies, Report 1082, 80 p, Unpublished.