تأثیر تکتونیک نمک در تاقدیس کورده بر تغییرات ضخامت، رخساره‌ها، محیط رسوبی و دیاژنز سازند سروک (فارس، زاگرس)

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

2 استاد گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد ، ایران

3 استادیار گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

4 دکترای رسوب‌شناسی وسنگ‌شناسی رسوبی، مدیریت اکتشاف نفت، ایران

چکیده

برای بررسی تأثیر گنبد نمکی بر رخساره‌ها، محیط رسوبی و دیاژنز سازند سروک در تاقدیس کورده، سه برش در نزدیکی گنبد نمکی کورده برداشت و مطالعه شده است. سازند سروک در این سه برش، ضخامت‌های 25 (نزدیک به گنبد)، 90 و 185 متر (دورتر از گنبد) دارد که بیشتر از لایه‌های سنگ آهک تشکیل شده است. براساس آنالیز رخساره‌ای و ویژگی‌های سنگ‌شناختی، 10 ریزرخسارة کربناته شناسایی شدند. آنالیز رخساره‌ها، شیب زیاد رسوبات، اختلاف ضخامت‌، کاهش میان لایه‌ای رسوبات شیلی و کم‌عمق‌شدن محیط به‌سمت گنبد نمکی نشان می‌دهد رخسار‌ه‌های سازند سروک در سه کمربند رخساره‌ای شلف خارجی، میانی و داخلی نهشته شده است. با نزدیک‌شدن به گنبد نمکی، رخساره‌ها کم‌عمق می‌شوند؛ به‌طوری‌که ریزرخسارة پهنه جزرومدی در حاشیة گنبد قرار گرفته و ریزرخسارة عمیق در دورترین فاصله از گنبد تشکیل شده است. فرایندهای دیاژنزی تأثیرگذاشته بر این سازند، میکریتی‌شدن، نئومورفیسم، انحلال، فشردگی، شکستگی، جانشینی (سیلیسی‌شدن، دولومیتی‌شدن، هماتیتی‌شدن و پیریتی‌شدن) و سیمانی‌شدن (سیمان هم‌بعد، دروزی، بلوکی، رو رشدی هم‌محور و حاشیه‌ای هم‌ضخامت) است که همراه تغییراتی مانند شکستگی و دولومیتی‌شدن بایوکلست‌ها، کاهش‌انحلال، افزایش فشردگی و سیلیسی‌شدن به‌سمت گنبد نمکی در سه مرحلة ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز تشکیل شده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Effect of salt tectonics on theKourdeh Anticline on the thickness varriations, facies, depositional environment and diagenesis of the Sarvak Formation (Fars, Zagros)

نویسندگان [English]

  • Rana Parvaresh 1
  • sayed reza mosavi harami 2
  • Mohammad Khanehbad 3
  • Alireza Pyreai 4
  • Mohammadhossein Asilian 4
1 University of Ferdowsi Mashhad, Iran
2 University of Ferdowsi Mashhad, Iran
3 University of Ferdowsi Mashhad, Iran
4 Ph.D
چکیده [English]

In order to understand the impact of salt plug on facies, depositional environment and diagenesis of the Sarvak Formation in the Kourdeh Anticline, three sections close to the salt plug measured and studied. The thickness of Sarvak Formation in three sections are 25 (close the salt plug), 90 and 185m (away from the salt plug) and is composed of limestone. Based on facies analysis and petrography, 11 microfacies identified. Microfacies analysis, high dip of sediments, differences in thickness, reducing of interbedded shale and shallowing environment toward the salt plug show that the Sarvak Formation deposited in three facies belts including outer, middle and inter shelf. Approaching to the salt plug, facies are shallower so that tidal flat facies have been in the margin of salt plug and deeper facies formed away from the salt plug. Digenetic processes affected this formation include micritization, neomorphism, dissolution, compaction, fracture, replacement (silicification, dolomitization, hematitization and pyritization) and cementation (equant, darusy, blocky, overgrowth and isopachous). The salt plug caused changes such as fracture and dolomitization of the bioclasts, reduction of dissolution, increases compaction and silicification that are operated in three Eogenetic, mesogenesis and telogenetic stages

کلیدواژه‌ها [English]

  • Facies and depositional environment
  • Diagenesis
  • Sarvak Formation and Kourdeh Anticline

مقدمه

حوضة زاگرس یکی از مهم‌ترین مناطق نفت‌خیز در جهان است که بیش از 50% ذخایر نفتی خاورمیانه در سنگ‌های آهکی این حوضه ذخیره شده است (Ehrenberg et al. 2008). بعد از سازند آسماری، سازند سروک مهم‌ترین سنگ مخزن نفت در جنوب غرب ایران است(Asadi mehmandosti et al. (2013; Soleimani and Aleali 2016. پهنة فارس بخشی از کمربند سادة چین‌خوردة زاگرس است که در محدودة بین گسل زاگرس بلند در شمال، خط ساحلی خلیج فارس در جنوب، پهنة گسل کازرون در باختر و گسل میناب در خاور واقع شده است. گسل‌های با روند شمالی ـ جنوبی (گسل کازرون - هندیجان) در زمان‌های مختلف فعال بودند که منطقة فارس را از فروافتادگی دزفول و ناحیة لرستان جدا کرده است (Vincent et al. 2015). پلیر (Player 1969)، بسیاری از دیاپیرهای زاگرس را مطالعه کرده و اظهار داشته است که قدیمی‌ترین رخنمون فعالیت نمک به فعالیت دیاپیرها پیش از چین‌خوردگی زاگرس مربوط است. جهانی و همکاران (Jahani et al. 2009) با مطالعات روی دیاپیرهای نمکی به این نتیجه رسیدند مدت اندکی پس از تشکیل نمک سری هرمز، این نمک‌ها در زمان پالئوزوئیک پیشین به‌سمت بالا شروع به حرکت کرده‌اند. همچنین موقعیت دیاپیرها نسبت به چین‌های موجود در زاگرس و تأثیر این دیاپیرهای نمکی را نسبت به چین‌های زاگرس بررسی کرده‌اند. حسن‌پور (1392)، ارتباط ساختاری دیاپیرهای نمکی سلامتی، سیاه‌سرخ و دادنجان با گسل کره بس و چین‌های هم‌جوار (جنوب باختری شیراز) را مطالعه کرد و نتیجه گرفت دیاپیرهای نمکی گسترة مطالعه‌شده، پیش از چین‌خوردگی نئوژن زاگرس وجود داشته است و پس از نخستین حرکت نمک، سازوکار اصلی خیزش و رشد دیاپیرها تا زمان چین‌خوردگی زاگرس یک پدیدة فروسازش بوده و فروسازش در داخل مراکز رسوب‌گذاری حاشیة دیاپیرها فضای مناسبی برای رسوب‌گذاری ایجاد کرده است. هدف از این پژوهش، مطالعه تأثیر گنبد نمکی بر ریزرخساره‌ها، محیط رسوبی و دیاژنز سازند سروک است.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقة مطالعه‌شده در حوضة زاگرس استان فارس است (شکل1). در برش‌های مطالعه‌شده در تاقدیس کورده، مرز پایینی سازند سروک با سازند کژدمی به‌صورت تدریجی و مرز بالایی آن با سازند ایلام به‌صورت ناپیوستگی فرسایشی است (شکل 2). در منطقة مطالعه‌شده، سازند سروک (سنومانین) از جنس سنگ آهک با ضخامت‌های 185 متر (دورتر ازگنبد نمکی، Kourdeh3)، 90 متر (Kourdeh 2) و 25 متر دولومیت (نزدیک به گنبدنمکی، Kourdeh1) است (شکل3 و 4). فعالیت تکتونیکی عملکرد نوسانات مکرر سطح آب دریا به ایجاد ناپیوستگی در زمان سنومانین - سانتونین بین سازندهای سروک و ایلام منجر شده است (Rahimpour-Bonab et al. 2013). کوه‌های زاگرس درنتیجة برخورد بین صفحة عربستان و بلوک ایران (Sherkati and Letouzey 2004; Jahani et al. 2009) و در رژیم فشردگی در میوسن - پلیوسن تشکیل شده است (Vincent et al., 2015). در زمان سنومانین پسین، اقیانوس نئوتتیس شروع به بسته‌شدن کرده و فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر صفحة ایران مرکزی در حاشیة فعال صورت گرفته است (Piryaei et al. 2010, 2011; Assadi et al. 2016). در زمان آلبین پسین سنومانین به‌دلیل پسروی، پلاتفرم‌های کربناتة محیط کم‌عمق سازند سروک در تمام مناطق فارس و خوزستان تشکیل شده‌اند (Setudehnia 1978). تشکیل بلندای قدیمی در زمان کرتاسه میانی (Hajikazemi et al. 2012; Rahimpour- Bonab et al. 2013) و بالاآمدگی ناحیه‌ای در پایان سنومانین به‌طور ناحیه‌ای به فرسایش و نازک‌شدگی بخش بالایی سنومانین منجر شده است. بعد از این ناپیوستگی پلاتفرم کربناته محیط کم‌عمق خوزستان بخش بالایی و در بعضی مکان‌ها همة سازند سروک، درنتیجه فرسایش مربوط به ناپیوستگی زمان تورونین میانی برداشته شد (Assadi et al. 2016). گنبد نمکی کورده در قسمت جنوب شرقی تاقدیس کورده واقع شده است و سازندهای قدیمی گروه خامی، بنگستان، گورپی و تاربور در قسمت شمال و شمال غرب گنبد و سازند بختیاری در جنوب شرق آن رخنمون دارد که دو بلوک بزرگ از گروه خامی به‌صورت شناور در قسمت جنوبی و شرقی گنبد مشاهده می‌شود و روند گنبد شمال شرق جنوب غربی است (حاجیان و همکاران. 1389). برش الگوی این سازند در تنگ سروک واقع در یال جنوبی تاقدیس کوه بنگستان در شمال غربی شهرستان بهبهان قرار گرفته است (James & Wynd 1965).

 

روش مطالعه

پس از انجام بررسی‌های اولیه، تعداد 3 برش چینه سنگی (نزدیک گنبد نمکی کورده) از سازند سروک در تاقدیس کورده (زاگرس، فارس) انتخاب و با فاصلة تقریبی 1000-500 متر در نزدیک به گنبد نمکی برداشت شده است. از این سه برش، تعداد 85 مقطع نازک تهیه شده که نمونه‌برداری‌ها در جهت عمود بر لایه و براساس تغییراتی نظیر جنس، رنگ، ساخت و لایه‌بندی صورت گرفته است. برای شناسایی نوع کانی‌های کربناته (تشخیص کلسیت از دولومیت)، تعدادی از نمونه‌ها با محلول آلیزارین قرمز مطابق روش دیکسون(Dickson 1966)رنگ‌آمیزی شده است. در این مطالعه، ویژگی‌هایی مانند اجزای تشکیل‌دهنده، نوع رخساره، محیط رسوبی و فرایندهای دیاژنزی مطالعه شدند. برای نام‌گذاری رخساره‌هایکربناته از روش دانهام (Dunham 1962) و امبری و کلوان(Embry and Klovan 1971)در مقاطع نازک استفاده شده است.


 

 


شکل 1- (A قسمتی از نقشة زمین‌شناسی 1:100000 لار که در آن کوه کورده و سازندهای اطراف مشخص شده است (اقتباس ازاویسی و یوسفی 1385)، (B موقعیت ناحیة مطالعه‌شده و (C راه‌های دسترسی به منطقة مطالعه‌شده.

 

 

 


شکل 2- تصاویر صحرایی از سازندهای سروک در برش‌های مطالعه‌شده. A) نمایی دور از گنبد نمکی کورده، B) موقعیت سازندهای سروک و ایلام در برش Kurdeh 3 و C) مرز بالایی سازند ایلام با گورپی در برش Kurdeh 3.

 

شکل 3- ستون چینه‌سنگی سازند سروک در برش‌های Kourdeh 1، Kourdeh 2 و Kourdeh 3


رخساره‌ها و محیط رسوبی

براساس مطالعات میکروسکوپی، 10 ریزرخساره در سازند سروک در تاقدیس کورده، شناسایی که در سه مجموعة شلف داخلی، میانی و خارجی نهشته شده‌اند. این ریزرخساره‌ها از خشکی به‌سمت دریای باز به شرح زیر هستند:

رخساره‌های شلف داخلی

دولومادستون (Mf1)

این ریزرخساره از بلورهای خیلی ریز تا ریز دولومیت بی‌شکل 10 تا 30 میکرون تشکیل شده است و اجزای اسکلتی و غیراسکلتی ندارد. به‌طورکلی ژیپس‌ها در زمینه به‌صورت پراکنده دیده می‌شوند (شکل A5).

وکستون آلوئولینادار (Mf2)

اجزای تشکیل دهندة اصلی این ریزرخساره (شکل B5)، فرامینیفر بنتیک از نوع آلوئولینا بوده است که در اندازة حدود 75/3- 1 میلی‌متر و به‌صورت سالم و حفظ‌شده دیده می‌شود. از اجزای اسکلتی دیگر جلبک‌های سبزداسی کلاداسه‌آ هستند که به‌صورت خرده‌هایی در زمینة گلی دیده می‌شوند و اجزای دیگر خرده‌های رودیست، گاستروپود و اکینودرم هستند که اجزای بایوکلستی درمجموع 30‌‌% را شامل و به‌صورت پراکنده در مقطع سنگ دیده می‌شوند. این رخساره، زمینة‌ میکریتی دارد.

 

 


شکل 4- تصویر ماهواره‌ای از گنبد نمکی کورده و برش‌های برداشت‌شده از سازند سروک در موقعیت‌های Section 1 (برش K1Section 2 (برش K2) و Section 3 (برش K3).

 


گرینستون با فرامینیفر بنتیک (Mf3)

اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، فرامینیفر بنتیک است. فرامینیفرهای بنتیک از نوع اربیتولین است که در این ریزرخساره، مخروطی شکل (Conical) بوده است و نسبت طول به ارتفاع پایین‌تری نسبت به اربیتولین‌‌های کشیده دارند. اندازة این اربیتولین‌ها 3- 5/2 میلی‌متر تغییر می‌کند و فراوانی آنها حدود 20‌% است. علاوه بر اربیتولین‌ها، فرامینیفر‌های بنتیک از نوع میلیولیده با اندازة 25/1- 5/0 میلی‌متر با فراوانی حدود 25‌%، روتالیا، تکستولاریا، نزازاتا و آلوئولینا با فراوانی 20‌% و اکینودرم با فراوانی 5 % و اجزای غیراسکلتی این ریزرخساره، اینترا‌کلست‌های میکریتی با اندازة 25/1- 5/0 با فراوانی 10 % را شامل می‌شود (شکل ‌ C‌5).

 

گرینستون / رودستون رودیستی با فرامینیفر بنتیک (Mf4)

اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، قطعات رودیستی با اندازة 5/2- 5/0 میلی‌متر با فراوانی‌60‌ % است. از اجزای دیگر فرامینیفرهای بنتیک از نوع میلیولیده با اندازة 75/0 – 25/0 میلی‌متر و تکستولاریا با فراوانی 20 % هستند و همچنین اجزای‌ غیر‌اسکلتی این ریزرخساره را اینتراکلست‌های میکریتی با فراوانی 10- 5 % و پلوئید‌ها با اندازة 125/0 تا 25/0 میلی‌متر با فراوانی 5 % تشکیل می‌دهند (شکل  D5).

 

پکستون با فرامینیفر بنتیک (Mf5)

زمینة این ریزرخساره از میکریت تشکیل شده است. اجزای اسکلتی اصلی این ریزرخساره اکینودرم با اندازة 5/ 0- 25/0 میلی‌متر با فراوانی 5 %، فرامینیفرهای بنتیک از نوع میلیولیده با اندازة 1 - 25/0 میلی‌متر با فراوانی 25 % و تکستولاریا وروتالیا 10% هستند. رودیست‌های مشاهده‌شده در این ریزرخساره با اندازة 5/2 - 25/1 میلی‌متر با فراوانی20 % و نیز از اجزای غیر‌اسکلتی پلوئیدهای در اندازة حدود 125/0 – 25/0 میلی‌متر با فراوانی در حدود 5 % است (شکل E ‌5).

 

پکستون / وکستون بایوکلستی اربیتولیتن‌دار (Mf6)

این ریزرخساره، اجزای اسکلتی از نوع گاستروپود در اندازة حدود 5/2- 25/0 میلیمتر با فراوانی 10 % دارند و بیشتر حجرههای تشکیل دهندة آنها با گل پر شده است. علاوه بر گاستروپود، اجزای اسکلتی دیگر مانند اربیتولین با اندازة حدود 75/3- 5/2 میلیمتر به‌صورت دیسکی شکل با فراوانی 10 %، جلبک سبز به‌صورت خردههایی با فراوانی 5 %، رودیست با اندازة حدود 75/0- 1 میلیمتر و با فراوانی 5 % واکینودرم 5/0 میلی‌متر و فراوانی 2- 3 % را شامل میشوند. زمینة این ریزرخساره از میکریت است (شکل  F5).

 

پکستون اینترا کلست‌دار (Mf7)

زمینة این ریزرخساره را گل تشکیل داده است که اینتراکلست‌ها در آن به‌صورت پراکنده با اندازة حدود 2 تا 7 میلیمتر است. این اینتراکلستها به‌صورت قطعاتی حاوی فرامینیفرهای بنتیک هستند که در زمینة سیمانی‌شده قرار گرفته‌اند (شکل G 5).

 

تفسیر

وجود دولومیت‌های ریزبلور در این مجموعة رخساره‌ای نشان‌دهندة رسوب‌گذاری در محیط‌های پهنة جزرومدی است (Heidari et al. 2014). تبخیری‌ها در حاشیة ناپایدار گنبد بر اثر بالاآمدگی گنبد و قرار گرفتن در بالای سطح آب دریا تشکیل می‌شوند (Giles and Rowan 2012). نبود فسیل در این ریزرخساره نشان‌دهندة چرخش محدود آب و نبود شرایط مناسب برای زیست موجودات است. رخساره‌های لاگونی، بیشتر گل پشتیبان بوده و از موجودات محیط‌های محدود و دانه‌های غیر‌اسکلتی شکل‌گرفته در این محیط‌ها تشکیل شده‌اند. آب‌وهوای نیمه‌خشک و چرخش آبِ محدود به ایجاد شرایط نسبتاً شور با موجودات محدود منجر می‌شود. ویژگی‌های بافتی، فراوانی میلیولیده و نبود فرامینیفرهای بزرگ، وجود دوکفه‌ای، خرده‌های جلبک سبز، اینتراکلست و میکریتی‌شدن خرده‌های اسکلتی در بسیاری از رخساره‌های وکستونی و پکستونی نشان‌دهندة یک لاگون نیمه‌محصور با نوسانات بالای شوری و دما است (Flugel 2010). پلوئیدها از اجزای غیراسکلتی تشکیل‌دهندة این رخساره‌ها هستند که وجود آنها در زمینة گل آهکی نشان‌دهندة محیط کم‌انرژی است (Palma et al. 2007). رخسارة لاگونی با نسبت گل و درصدی از فراوانی فرامینیفرهای بنتیک، گاستروپود و دوکفه‌ای تشخیص داده می‌شود (Aghaei et al. 2012). میلیولیده، آلوئولینا، پلوئیدها و فراوانی خرده‌های رودیستی توصیف‌کنندة محیط لاگون هستند (Razin et al. 2010). حاشیة پلاتفرم کربناته با وجود گرینستون رودیستی مشخص می‌شود (Ghabeishavi et al. 2010). وجود اربیتولین‌های مخروطی شکل نشان‌دهندة وجود شرایط کم‌عمق است (Pittet et al. 2002). اجزای موجود در داخل قطعات اینتراکلستی از فرامینیفرهای بنتیک (Nezzata, Textularia, Rutalia, Miliolid) بخش کم‌عمق شلف داخلی هستند که این قطعات به بخش‌های مذکور مرتبط هستند؛ درنتیجه، این قطعات اینتراکلست نابرجا یا اکستراکلست هستند که در ریزرخساره با زمینة گلی مشاهده می‌شوند.

 

رخساره‌های شلف میانی

پکستون / رودستون رودیستی با مرجان (Mf8)

اجزای اصلی تشکیل‌دهندة این ریزرخساره، خرده‌های رودیستی با اندازة 3- 25/0 میلی‌متر با فراوانی 30% و مرجان با فراوانی 20% را شامل می‌شود. اجزای غیراسکلتی تشکیل‌دهندة این رخساره، اینتراکلست‌ها هستند که اندازة آنها از 75/0- 75/1 میلی‌متر تغییر می‌کند و فراوانی حدود 10% دارد (شکل A 6).

 

وکستون بایوکلست‌دار (Mf9)

این ریزرخساره با زمینة گلی بوده و یکی از اجزای تشکیل‌دهندة آن روزنداران بنتیک شامل روتالیا، تکستولاریا بوده است و دیگر اجزا کلسی اسفر‌ها هستند. فراوانی بایوکلست‌ها در این ریزرخساره به 30 تا 40 % می‌رسد. بایوکلست‌هایی مانند روتالیا و تکستولاریا کلسیتی شده‌اند. بایوکلست‌ها به‌طور واضح مشخص نیستند (شکل B 6).

 

تفسیر

وجود خرده‌های رودیستی در اندازة بزرگتر از 2 میلی‌متر و خرده‌های مرجان در همان اندازه نشان‌دهندة تشکیل این ریزرخساره در بخش جلویی ریف است (Wilson 1975). وجود فرامینیفرهای پلاژیک در رخسارة وکستون و پکستون نشان‌دهندة تشکیل این رخساره در بخش‌های عمیق یا دورتر بخش میانی حوضه است (Mehrabi et al. 2015).

 

مجموعه رخسارة شلف خارجی

وکستون / پکستون حاوی فرامینیفر پلاژیک (Mf10)

روزنداران پلانکتونی (شکل  C6) از نوعFavusella Washitensis در یک زمینة میکریت تقریباً 50 % اصلی‌ترین اجزای تشکیل‌دهندة این ریزرخساره است. این ریزرخساره، فونای آب‌های کم‌عمق، ذرات آواری و اجزای غیر‌اسکلتی ندارد.

 

تفسیر

وجود مقدار فراوانی فرامینیفر پلاژیک نشان‌دهندة شرایط محیط دریای باز عمیق است (Schulze et al. 2005). تغییرات رخساره‌ای از گنبد نمکی به‌سمت حوضه از رخساره‌های کم‌عمق تا عمیق تغییر می‌کند؛ به‌طوری‌که در برش دورتر از گنبد رخساره حوضه عمیق تشکیل می‌شود (Aschoff and Giles 2005). این ریزرخساره در فاصلة دور از گنبد نمکی تشکیل شده است.

 

 


شکل 5- تصاویر میکروسکوپی رخساره‌های شلف داخلی سازند سروک (A ریزرخسارة دولومادستون با زمینة دولومیت‌های ریز و ژیپس (با فلش در شکل نشان داده شده است). (B ریزرخساره وکستون آلوئولینادار (با فلش نشان داده شده است).(C  ریزرخسارة گرینستون با فرامینیفر بنتیک (اربیتولین‌ها با فلش نشان داده شده‌اند) (D ریزرخسارة گرینستون / رودستون رودیستی با فرامینیفر بنتیک (رودیست‌ها در شکل نشان داده شده‌اند) E) ریزرخسارة پکستون با فرامینیفر بنتیک (میلیولیده‌ها با فلش نشان داده شده‌اند) F) ریزرخسارة پکستون / وکستون بایوکلستی اربیتولین‌دار (اربیتولین‌های دیسکی شکل با فلش نشان داده شده‌اند) G) ریزرخسارة پکستون اینتراکست‌دار (اینتراکلست‌های حاوی فرامینیفر بنتیک با فلش نشان داده شده‌اند).

 

 

 


شکل 6- تصاویر میکروسکوپی رخساره‌های رسوبی شلف میانی و خارجی سازند سروک (A ریزرخسارة پکستون / رودستون رودیستی مرجان‌دار (رودیست (c) و مرجان (a) نشان داده شده است)- شلف میانی (B ریزرخسارة وکستون بایوکلست‌‌دار - شلف میانی (C ریزرخسارة وکستون / پکستون حاوی فرامینیفر پلاژیک (فرامینیفر پلاژیک در شکل مشخص شده است) شلف خارجی.

 


محیط رسوبی

در ناحیة کورده، برش‌های برداشت‌شده در نزدیکی گنبد نمکی، کاهش ضخامت سازند سروک را نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای که کمترین ضخامت (25 متر، دولومیت) به برش نزدیک به گنبد نمکی (Kourdeh 1)و بیشترین ضخامت (185 متر) که سنگ آهک استبه برشدور از گنبد نمکی (Kourdeh 3) مربوط است (شکل 7). با دورشدن از گنبد،ضخامت رسوبات تشکیل‌شده بیشتر تغییر کرده است و ضخامت افزایش می‌یابد (Aschoff & Giles, 2005). در منطقة مطالعه‌شده در برش نزدیک به گنبد نمکی فقط رخساره‌های محیط کم‌عمق و در فاصلة دورتر، رخساره‌های محیط کم‌عمق و عمیق دریا تشکیل شده است و همچنین کاهش و ناپدیدشدگی رسوبات شیلی (در میان آهک‌های سازند سروک در برش K3) به‌سمت گنبد نمکی، کم‌عمق‌شدگی و تغییرات زیاد شیب حوضه را نشان می‌دهد. مطالعات مشابهی در خلیج مکزیک در رسوبات سازند Potrerillos به سن کرتاسه بالایی - پالئوژن و سازند Carroza به سن ائوسن در نزدیکی دیاپیرEl Papalote در حوضه La Papa انجام شده است که تغییرات رخساره‌ای به‌طور محلی از گنبد نمکی به‌سمت حوضه از رخساره‌های کم‌عمق تا عمیق است؛ به‌طوری‌که در فاصلة دورتر از گنبد نمکی، رخسارة حوضه عمیق و به‌سمت گنبد نمکی، رخساره‌های کم‌عمق تشکیل می‌شوند (Giles & Lawton 2002; Andrie et al. 2012). هرچند ممکن است براساس تغییرات رخساره‌ای یک رمپ کربناته را نشان دهد، با یک نگاه ناحیه‌ای و تغییرات رخساره‌ای و تغییر ضخامت‌های بزرگ مقیاس متوجه می‌شویم که تنوع محیطی در تشکیل سازند سروک بسیار زیاد بوده است که از حالت رمپ کربناته در بعضی از نقاط حوضة زاگرس تا پلاتفرم کربناته از نوع شلف به‌طور محلی مربوط به بالاآمدگی گنبد نمکی (ناحیه کورده) در تغییر بوده است. پس سازند سروک به‌طور محلی و بر اثر پدیدة بالاآمدگی گنبد نمکی در ناحیة کورده در محیط شلف کربناته نهشته شده است (شکل 8) که به شرایط تشکیل رسوبات در زمان کرتاسه بالایی - پالئوژن در نزدیکی دیاپیر El Papalote در خلیج مکزیک شباهت زیادی دارد (Giles & Lawton 2002; Kernen et al. 2012). نمک‌های هرمز، هستة دیاپیرهای نمکی را تشکیل می‌دهند که در پایان پروتروزوئیک ته نشست یافته‌اند و بالاآمدگی آن در زمان پالئوزوئیک پیشین صورت گرفته است (Perotti et al. 2016). آخرین فعالیت گنبد نمکی کورده براساس رخنمون‌های سطحی به زمان میوسن (Harrison 1930; Jahani et al, 2007) و پلیوسن ـ عهد حاضر مربوط است (حاجیان و همکاران 1389). بر اثر حرکت و بالاآمدگی گنبد نمکی کورده در زمان سنومانین، رسوبات سازند سروک در محیطی با شیب بیشتر (محیط شلف کربناته) تشکیل شده‌اند که با تأثیر این بالاآمدگی، تغییرات ضخامتی (کاهش ضخامت) و رخساره‌ای (تشکیل و تبدیل رخساره‌های عمیق به کم‌عمق به‌سمت گنبد نمکی) صورت گرفته است. باید توجه داشت که نبود رسوب‌گذاری در سنومانین ممکن است نشان‌دهندة این مطلب باشد که به‌طور محلی با بالاآمدن نمک در ارتباط است. گفتنی است بالاآمدن نمک به‌دلیل خاصیت پلاستیکی آن است که محیط کم‌عمق را در محدودة گنبد و عمیق را دورتر از آن ایجاد می‌کند. همچنین تأثیر کاهش عمق بر سیالات محبوس در خلل و فرج رسوبات مؤثر است و فرایندهای دیاژنزی را کنترل می‌کند.

 

 


شکل 7- تغییرات ضخامت و رخساره‌ای در سه برش برداشت‌شده در نزدیکی گنبد نمکی - رسوبات کربناته سازند سروک کاهش ضخامت A) Kourdeh 1 (25 m)، B) Kourdeh 2 (90 m) و C) Kourdeh 3 (185 m) به‌سمت گنبد نمکی را نشان می‌دهد.

 

 


شکل 8- مدل رسوبی پیشنهادی برای سازند سروک در تاقدیس کورده (فارس، زاگرس).

 

 

دیاژنز

ازجمله فرایندهای دیاژنزی مشاهده‌شده در سازند سروک، میکریتی‌شدن، نئومورفیسم، انحلال، فشردگی (فیزیکی و شیمیایی)، شکستگی و پرشدگی، جانشینی (سیلیسی‌شدن، دولومیتی‌شدن، هماتیتی‌‌شدن و پیریتی‌شدن)، سیمانی‌‌شدن (بلوکی، موزائیک دروزی، رورشدی هم‌محور و حاشیه‌ای هم‌ضخامت) را شامل می‌شود.

 

میکریتیشدن

در برش‌های مطالعه‌شده، میکریتی‌شدن (شکل ‌ A9) بیشتر در رخساره‌های لاگونی وگرینستونی به‌خصوص در فرامینیفرهای بنتیک یا در حاشیة اجزای اسکلتی مانند پوسته‌های دوکفه‌ای دیده می‌شود. این فرایند بر رودیست‌ها و فرامینیفرهای بنتیک مانند میلیولیدها، تکستولاریا و اربیتولین را تأثیر گذاشته است؛ به‌گونه‌ای‌که در بعضی جاها میکریتی‌شدن، پلوئیدی‌شدن آنها را موجب شده است. میکریتی‌شدن در برش‌های نزدیک به گنبد نمکی نسبت به برش‌های دورتر کاهش یافته است؛ به‌گونه‌ای‌که در برش‌های دورتر از گنبدهای نمکی، بیشتر فرامینیفرهای بنتیک و در حاشیة رودیست‌ها و در برش نزدیک، بیشتر فرامینیفرهای بنتیک و کمتر رودیست‌ها تحت‌تأثیر این فرایند قرار گرفته‌اند.

 

نئومورفیسم

در نمونه‌های مطالعه‌شده، نئومورفیسم تشکیل‌شده از نوع افزایشی است که بیشتر در رخساره‌های وکستون - پکستون - گرینستونی و تبدیل میکرایت به اسپار و درشت‌شدگی اندازة بلورهای اسپار دیده می‌شود. این فرایند بر اجزای اسکلتی با ترکیب ناپایدار مانند پوسته‌های دوکفه‌ای و گاستروپود تأثیرگذار است. در این فرایند، بلورهای اولیه پوسته به بلورهای درشت کلسیت تبدیل شده است (شکل B 9) و همچنین تبدیل میکریت به کلسیت و درشت بلور در بعضی مقاطع دیده می‌شود. با دورشدن از گنبد نمکی، نئومورفیسم کاهش می‌یابد. در برش‌های دورتر به‌صورت کلسیتی‌شدن پوسته‌های فسیلی و در برش نزدیک‌تر به‌صورت تبدیل میکریت به اسپار در رخسارة پکستون - گرینستون دیده می‌شود.

 

انحلال

در برش‌های مطالعه‌شده، انحلال قالبی بایوکلست‌ها (رودیست و فرامینیفرهای بنتیک مانند آلوئولینا، میلیولیده، تکستولاریا) و در بعضی موارد پرشدگی با سیمان کلسیتی، انحلال در بین دانه‌ها و در امتداد شکستگی‌ها به‌صورت کانالی صورت گرفته که در بعضی موارد با کلسیت هم‌بعد و دروزی پر شده ‌است (شکل C 9). در برش دورتر از گنبد نمکی، انحلال‌های کانالی در امتداد شکستگی‌ها، انحلال اجزای بایوکلستی مانند آلوئولینا، رودیست و انحلال قالبی و حفره‌ای صورت گرفته است؛ ولی در برش نزدیک‌تر، میزان انحلال کاهش یافته است و به‌صورت انحلال اجزای بایوکلستی، حفره‌ای و در امتداد شکستگی‌ها دیده می‌شود.

 

فشردگی

فشردگی فیزیکی

شواهد این فشردگی در نمونه‌های مطالعه‌شده به‌صورت آرایش نزدیک دانه‌ها در بایوکلست‌های فرامینیفر‌های بنتیک و شکستگی در بایوکلست‌هایی مانند رودیست‌ها و آلوئولینا دیده می‌شود که در بعضی جاها این شکستگی‌ها با سیمان کلسیتی پر شده است که در پکستون و رودستون‌های سازند سروک مشاهده می‌شود (شکل‌های D, E9). برش نزدیک به گنبد نمکی در مقایسه با برش دورتر، فشردگی فیزیکی بیشتر صورت گرفته است که این فشردگی بیشتر به‌صورت شکستگی اجزای اسکلتی و جهت‌دارشدن رودیست‌ها دیده می‌شود.

 

فشردگی شیمیایی

در نمونه‌های مطالعه‌شده از سازند سروک، استیلولیتی‌شدن در رخسارة پکستون / وکستون دیده می‌شود (شکل  F‌9).

 

شکستگی و پرشدگی

در بیشتر نمونه‌های مطالعه‌شده، شکستگی‌ها و رگه‌ها با کلسیت هم‌بعد، دروزی و در بعضی موارد با دولومیت‌های رومبوهدر پرشده‌‌اند (شکل ‌‌ A‌10). بعضی از شکستگی‌ها در مقیاس بزرگ و بعضی در مقیاس کوچک به‌صورت رگه‌های نازک وجود دارند. شکستگی‌ها بیشتر در رخساره‌های وکستون، پکستون و رودستون دیده می‌شوند. به‌طورکلی دو نوع شکستگی شناسایی شد که شکستگی‌های نسل اول در شرایط تدفینی کم‌عمق به‌صورت رگه‌های پرشده با کلسیت و قطع‌کردن فسیل‌ها شناخته شده‌اند و شکستگی نسل دوم در شرایط تدفینی عمیق و پرشدگی بر اثر بالاآمدگی صورت گرفته است که با قطع‌شدگی وسیع زمینه سنگ و تمام فرایندهای دیاژنزی مشخص می‌شود. شکستگی و پرشدگی در برش K3 بیشتر به‌صورت انحلال‌یافته یا پرشده با سیمان کلسیتی (هم‌بعد و دروزی) دیده می‌شود؛ ولی در برش K2 این شکستگی‌ها با سیمان (کلسیت و دولومیت) پر شده‌اند.

 

جانشینی

سیلیسی‌شدن

سیلیسی‌شدن در سازند سروک در برشهای دورتر از گنبد دیده نشده است و تنها در نزدیک‌ترین برش به گنبد نمکی دیده میشود؛ به‌طوری‌که سیلیسیشدن فقط بر فضای خالی تأثیرگذار است (شکل B 10). منشأ سیلیس برای سیلیسی‌شدن در نزدیکی گنبد نمکی ممکن است حاصل از سیالات هیدروترمال داغ باشد که در این‌صورت با دیاژنز عمیق همراه است (حاجیان و همکاران 1389).

 

دولومیتی‌شدن

دولومیتهای مشاهده‌شده در سازند سروک به‌صورت ریزبلور در رخسارة گل پشتیبان به‌صورت پراکنده در زمینة گلی هستند که جانشین گل آهکی می‌شوند و در بعضی موارد دولومیتها در پوستههای فسیلی مانند مرجان جانشین شدهاند. دولومیتیشدن بر مرجانها در برش دورتر از گنبد تأثیرگذار نیست؛ ولی در نزدیک‌ترین برش به گنبد نمکی، دولومیتی شدهاند. دولومیت‌های درشت بلور (به‌صورت ثانویه) و شکلدار در برش نزدیک به گنبد نمکی دیده می‌شوند (شکل  C10). پدیدة دیاژنزی سیلیسی‌شدن و دولومیتی‌شدن بیشتر به منطقة تأثیر گنبد نمکی محدود می‌شود (Garcia-Garmilla and Elorza 1996). به نظر می‌رسد سیالات خارج‌شده از گنبد نمکی بر دولومیتی‌شدن و تبلور مجدد بلورهای دولومیت تأثیر گذاشته است.

 

هماتیتی‌شدن

این فرایند در سازند سروک به‌صورت پراکنده در زمینه در اطراف بعضی اجزای کلسیتی در امتداد شکستگی‌های پرشده با سیمان کلسیتی در حاشیة بلورهای دولومیت و در داخل اجزای بایوکلستی دیده می‌شود (شکلD  10). هماتیتی‌شدن با نزدیک‌شدن به گنبد نمکی افزایش می‌یابد.

 

پیریتی‌شدن

در نمونه‌های مطالعه‌شدة سازند سروک، پیریت‌ها به‌صورت کوبیک جانشین‌شده در گل آهکی، استیلولیت‌ها، تخلخل‌های حفره‌ای و همراه با سیمان‌های کلسیتی پرکنندة حفرات و در پوسته‌های فسیلی حل‌شده دیده می‌شوند (شکل E 10). پیریتی‌شدن به‌سمت گنبد نمکی کاهش یافته است.

 

 

 


شکل 9- فرایندهای دیاژنزی سازند سروک (A میکریتی‌شدن حاشیه رودیست (با فلش در شکل نشان داده شده است)- XPL(B نئومورفیسم ایجادشده در پوسته فسیلی -XPL(C انحلال آلوئولینا XPL(D فشردگی خرده‌های رودیستی و جهت‌دارشدن آنها- XPLE) شکستگی رودیست و پرشدگی آن با سیمان کلسیتی- XPL(F استیلولیتی‌شدن در رخسارة پکستون XPL.

 

 

 


شکل 10- فرایندهای دیاژنزی سازند سروک (A شکستگی و پرشدگی آن با سیمان کلسیت هم‌بعد - XPL(B سیلیسی‌شدن در برش نزدیک به گنبد نمکی کورده - XPL(C تشکیل دولومیت های ثانویه در برش نزدیک به گنبد نمکی - PPl(D هماتیتی‌شدن در حاشیة شکستگی‌های انحلال‌یافته XPL(E پیریتی‌شدن در حاشیة حفرات و پوسته‌های پرشده با سیمان کلسیتی XPL.

 


سیمانی‌شدن

مهم‌ترین سیمان‌های تشکیل‌شده در سازند سروک، سیمان بلوکی، سیمان هم‌بعد، کلسیت دروزی، سیمان هم‌ضخامت و سیمان پرکنندة شکستگیها و رگهها را شامل می‌شود. در حالت کلی سیمانی‌شدن به‌سمت گنبد نمکی افزایش یافته است. در برش دورتر از گنبد نمکی، سیمان موجود (بلوکی، هم‌بعد و دروزی) پرکنندة شکستگی همراه با انحلال است؛ ولی در برش دور از گنبد نمکی، سیمان پرکننده با انحلال کمتری همراه است. در برش نزدیک به گنبد نمکی، بیشتر حفرات انحلال‌یافته با سیمان کلسیتی هم‌بعد یا بلوکی پر شده‌اند؛ ولی در برش دور، بیشتر حفرات انحلال‌یافته سیمانی نشده‌اند.

 

سیمان کلسیتی

سیمان بلوکی

این سیمان در سازند سروک، بیشتر در رخسارههای کم‌عمق (وکستون، پکستونی و گرینستونی) به‌صورت پرکنندة فضای بین آلوکمها و حفرات یا به‌صورت پرکنندة حفرات در اثر انحلال بایوکلستها و پرشدگی آنها با سیمان دیده میشود. در بعضی نمونهها در رنگآمیزی با محلول آلیزارین فروسیانید پتاسیم به رنگ قرمز دیده میشوند که نشاندهندة نبود آهن در آنها است. این سیمان به‌صورت فابریک پویکیلوتاپیک نیز دیده میشود. اندازة این بلورها ممکن است به چندین میلیمتر و بیشتر برسد. این سیمان به مقدار کمی در رخسارهها وجود داشته و در رخسارة پکستون - گرینستونی دیده شده است که چند فرامینیفر بنتیک را دربرگرفتهاند (شکلهای  A, B11).

 

سیمان موزائیک دروزی

در نمونه‌های مطالعه‌شده، سیمان دروزی در شکستگی‌ها و حفرات انحلال‌یافته وجود دارد. درشت‌شوندگی بلورهای کلسیت به‌طرف مرکز حفره و شکستگی با مرزهای بین کریستالی مشخص دیده می‌شود (شکل  C11).

 

سیمان موزائیک هم‌بعد

در نمونه‌های مطالعه‌شده از سازند سروک، بلورهای این نوع سیمان شکل هندسی خاصی ندارند و اندازة بلورهای آن تقریباً مساوی است. این سیمان در داخل فضای بین دانه، شکستگی‌ها، حفرات و پوسته‌های فسیلی انحلال‌یافته پر شده‌اند. در رخساره‌های وکستون و پکستون بیشتر به‌صورت پرکنندة شکستگی‌ها (شکل D 11)، پوسته‌های فسیلی انحلال‌یافته، حفرات و در رخساره‌های گرینستونی به‌صورت پرکننده بین فضای بایوکلست‌ها دیده می‌شوند.

سیمان رو رشدی هم‌محور

در نمونه‌های مطالعه‌شده سازند سروک این سیمان در اطراف خرده‌های اکینودرم در ریزرخساره‌های پکستون - گرینستون در محیط‌های کم‌عمق شلف داخلی تشکیل شده است (شکل  E11).

 

سیمان حاشیه‌ای هم‌ضخامت

در نمونه‌های مطالعه‌شده، سیمان هم‌ضخامت در رخساره‌های گرینستونی تشکیل شده است. این سیمان معمولاً به‌صورت سوزنی و رشته‌ای در اطراف بایوکلست‌ها و به مقدار اندک در سازند سروک دیده می‌شود (شکل  F11).

 


شکل 11- فرایندهای دیاژنزی سازند سروک (A سیمان بلوکی پرکنندة حفره - XPL(B تشکیل فابریک پویکیلوتاپیک که فرامینفر‌های بنتیک را دربرگرفتهاست (با فلش نشان داده شده است) - XPL(C سیمان دروزی که اندازة بلورها به‌سمت مرکز درشت شده‌اند - XPL(D پرشدگی شکستگی با سیمان کلسیت هم‌بعد - XPL(E تشکیل سیمان رورشدی هم‌محور در اطراف اکینودرم - XPL(F تشکیل سیمان حاشیه هم‌ضخامت در اطراف بایوکلست‌ها در ریزرخسارة گرینستون - XPL.

 


توالی پاراژنتیکی

فرایندهای دیاژنزی شناسایی‌شده در سنگ‌های کربناته سازند سروک و بررسی ارتباط زمان نسبی عملکرد آنها نشان می‌دهد این فرایندها در سه مرحلة ائوژنز (محیط دیاژنز دریایی و متئوریک)، مزوژنز (محیط تدفینی کم‌عمق و عمیق) و تلوژنز (بالاآمدگی و متئوریک) دیده می شوند (شکل 12).

ائوژنز: واکنش مجموعه رسوبی با آب‌های منفذی در عمق تخمینی کمتر از 2 کیلومتر و دمای کمتر از 70 درجة سانتی‌گراد و تحت‌تأثیر سیستم رسوبی ائوژنز نامیده می‌شود. از فرایندهای دیاژنزی در مرحلة اول میکریتی‌شدن، سیمانی‌شدن (ایزوپکوس - رورشدی)، فشردگی فیزیکی، میکریتی‌شدن و پیریتی‌شدن در محیط دیاژنزی دریایی صورت می‌گیرد. در دیاژنز محیط متئوریک، بعضی فرایندهای دیاژنزی مثل سیمانی‌شدن (رورشدی، هم‌بعد، بلوکی)، فشردگی فیزیکی، هماتیتی‌شدن و نئوموفیسم دیده می‌شود (Heidari et al. 2014). انحلال‌های به‌صورت قالبی، حفره‌ای و بین دانه‌ای مشاهده‌شده به مرحلة دیاژنز اولیه مربوط است.

مزوژنز: این مرحله از دیاژنز به دنبال افزایش عمق دفن رسوبات (عمق دفن بیشتر از 2 کیلومتر) و افزایش فشار و دما (بیش از 70 درجه سانتی‌گراد) صورت می‌گیرد (Morad et al. 2000). از فرایندهای دیاژنزی صورت گرفته در این مرحله به فشردگی مکانیکی و شیمیایی، نئومورفیسم، تشکیل سیمان بلوکی، هم‌محور، سیمان پرکنندة حجره‌های فسیلی، نسل اول شکستگی‌ها، شکستگی برخی از اجزای فسیلی (مانند اربیتولین و رودیست)، فشردگی شیمیایی یا انحلال فشاری (تشکیل استیلولیت‌ها)، پیریتی‌شدن، سیلیسی‌شدن، دولومیتی‌شدن اشاره می‌شود.

تلوژنز: مرحلة تلوژنز آخرین مرحلة دیاژنز بوده است و در این مرحله از دیاژنز، فرایند شکستگی‌ و ایجاد رگه در حین بالاآمدگی صورت می‌گیرد (Heidari et al. 2014). شکستگی‌ها بر اثر بالاآمدگی، انحلال سیمان‌های کلسیتی، تخلخل‌های ایجادشده در شکستگی‌ها در اثر نفوذ آب‌های متئوریک و فرایند سیلیسی‌شدن صورت گرفته‌ است.

این سازند به‌دلیل وجود ناپیوستگی فرسایشی میان سازند سروک در برش‌های  k2و K3 (شکل2) به دو بخش زیر سطح ناپیوستگی (Unit1) و بالای سطح ناپیوستگی (Unit2) تقسیم شده است. در دو برش K2 و K3، زیر سطح ناپیوستگی را سنگ آهک ضخیم لایه و بالای سطح ناپیوستگی را سنگ آهک نازک لایه تشکیل داده است. فرایندهای دیاژنزی مؤثر در زیر و بالای سطح ناپیوستگی در دو برش به‌سمت گنبد نمکی تغییر می‌کند. در زیر سطح ناپیوستگی، فرایندهای دیاژنزی فشردگی و شکستگی بایوکلست‌هایی مانند رودیست، اربیتولین، اینتراکلست و آلوئولینا افزایش یافته است. شکستگی و پرشدگی در برش K3 بیشتر به‌صورت انحلال‌یافته یا پرشده با سیمان کلسیتی (هم‌بعد و دروزی) دیده می‌شود؛ ولی در برش K2 این شکستگی‌ها با سیمان (کلسیت و دولومیت) پر شده‌اند. انحلال‌های ایجادشده مانند انحلال قالبی بایوکلست‌ها، حفره‌ای، کانالی و سیمانی‌شدن (بلوکی، هم‌بعد و دروزی) در برش K2 نسبت به K3 کاهش یافته است. در بالای این ناپیوستگی با نزدیک‌شدن به گنبد نمکی در برش K2‌ نسبت به K3، انحلال، دولومیتی‌شدن و هماتیتی‌شدن (در امتداد شکستگی) افزایش و سیمانی‌شدن (بلوکی) کاهش یافته است. در برش نزدیک به گنبد، حالت فشردگی شیمیایی همراه با سیمان هماتیت در ریزرخساره دولومیتی‌شده (متوسط بلور) دیده می‌شود؛ ولی در برش دور از گنبد، دولومیت‌های متوسط بلور به‌صورت پراکنده در زمینة گلی قرار گرفته است. در برش K1 (نزدیک‌ترین برش به گنبد نمکی) سیلیسی‌شدن و دولومیتی‌شدن (درشت بلور) دیده می‌شود. تغییرات فرایندهای دیاژنزی در برش‌ها با نزدیک‌شدن به گنبد نمکی ممکن است با بالاآمدگی نمک و تأثیر سیالات غنی از منیزیم، شور و گرم حاصل از گنبدهای نمکی در ارتباط باشد و همچنین این تغییرات در اطراف گنبد نمکی نشان‌دهندة نفوذ مایعات در مجاورت گنبد و تأثیرات حرارت بالا در ارتباط با ساختار نمک (به‌دلیل هدایت رسانایی بالای نمک بر رسوبات اطراف) و سیالات داغ حاصل از گنبدهای نمکی است.

 

نتیجه‌

سازند سروک در منطقة تاقدیس کورده (ناحیة فارس) از 10 ریزرخساره تشکیل شده که در محیط‌های شلف داخلی، میانی و خارجی نهشته شده است. به‌دلیل شیب زیاد رسوبات، اختلاف ضخامت موجود بین سه برش برداشت‌شده، کاهش رسوبات شیلی با نزدیک‌شدن به گنبد نمکی، کم‌عمق‌شدگی محیط و تغییر رخساره‌های عمیق به رخساره‌های مناطق کم‌عمق با نزدیک‌شدن به گنبد نمکی محیط رسوبی آن از نوع شلف کربناته است. در منطقه، فرایندهای دیاژنزی تأثیرگذاشته، میکریتی‌شدن، نئومورفیسم، انحلال، فشردگی (فیزیکی و شیمیایی)، شکستگی، فرایندهای جانشینی (سیلیسی‌شدن، دولومیتی‌شدن، هماتیتی‌شدن و پیریتی‌شدن) و فرایند سیمانی‌شدن (سیمان هم‌بعد، دروزی، پویکیلوتاپیک، هم‌بعد، رو‌رشدی هم‌محور و حاشیه‌ای هم‌ضخامت) را شامل می‌شود. شکستگی بایوکلست‌ها، کاهش انحلال، افزایش فشردگی، دولومیتی‌شدن، سیلیسی‌شدن با نزدیک‌شدن به گنبد نمکی بیشتر شده است.

 

 

شکل 12- توالی پاراژنتیکی پیشنهادی برای سازند سروک در تاقدیس کورده. خطوط ممتد نشان‌دهندة عملکرد فرایند و خطوط منقطع نشان‌دهندة احتمال عملکرد فرایند است.

 

 


تشکر و قدردانی

از گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد و مدیریت اکتشاف نفت برای فراهم‌کردن امکانات موردنیاز و از معاونت پژوهشی دانشگاه فردوسی به‌دلیل حمایت مالی طرح پژوهشی به شماره 38477/3 و نیز از داوران محترم این مقاله برای توجهشان تشکر و قدردانی می‌شود.

حاجیان م. فرزانه ف. باقری ج. طایفه م. خالقی م. 1389. چینه‌نگاری و ژئوشیمی توالی‌های رسوبی رخنمون یافته در گنبدهای نمکی نواحی فارس و هرمزگان(بخش اول جلد اول): گزارشات مدیریت اکتشاف نفت. 327.

حسن‌پور ج. 1392. ارتباط ساختاری دیاپیرهای نمکی سلامتی، سیاه سرخ و دادنجان با گسل کره بس و چین‌های همجوار (جنوب باختری شیراز). پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی تهران، 225.

Aghaei A. Mahboubi A. Moussavi- Harami R Nadjafi M. and Chakrapani G.J. 2014. Carbonate Diagenesis of the upper Jurassic succession in the west of Binalud- Esastern Alborz (NE Iran). Journal Geological society of India, 83: 311-328.

Aghaei A. Mahboubi A. Moussavi-Harami R. Heubeck C. and Nadjafi M. 2012. Facies analysis and sequence stratigraphy of an Upper Jurassic carbonate ramp in the Eastern Alborz range and Binalud Mountains, NE Iran. Facies,27p.

Andrie J. R. Giles K.A. Lawton, T. F. Rowan, M. G. 2012. Halokinetic-sequence stratigraphy, fluvial sedimentology and structural geometry of the Eocene Carraza Formation along Lapopa Salt well, Lapopa Basin, Mexico: In: G. I. Aslop, S. G. Archor, A. J. Hartley and N. T. Grant (Ed.), Salt Tectonics, Sediments and Prospectivity. Geological Society, London, Special Publication, 363: 59-79.

Asadimehmandosti E. Adabi M.H. and Wood A.D. 2013. Microfacies and geochemistry of the Middle Cretaceous Sarvak Formation in Zagros Basin Izeh Zone, SW Iran. Sedimentary Geology, 293: 9-20.

Aschoff J. L. and Giles K. A. 2005. Salt diaper-influenced, shallow-marine sediment dispersal patterns: Insights from outcrop analogs. AAPG Bulletin, 84(4): 447-469.

Assadi A. Honarmand J. Moallemi, S.A and Abdollahie-Fard, I. 2016. Depositional environments and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in an oil field in the Abadan Plain, Sw Iran. Facies, 62: 22 p.

Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture, in W.E. Ham (Ed.), Classification of carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists: 108 – 121.

Ehrenberg S.N. Aqrawi A.A.M and Nadeau P.H. 2008. An overview of reservoir quality in producing Cretaceous strata of the Middle East. Petroleum Geoscience, 14: 307-318.

Embry A. F and Klovan, J.E. 1972. A Late Devonian reef tract on Norheastern Banks Island, NWT. Canadian Petroleum Geology Bulletin, 19: 730-781.

Flugel E. 2010. Microfacies of carbonate rock, analysis interpretation and application. Berlin-Heidelberg, New York, Springer, 976 p.

Garcia-Garmilla. F. and Elorza. J. 1996. Dolomitization and Synsedimentary salt tectonics: the upper Cretaceous Cueva Formation at El Ribero, Northern Spain. Geological Magazin, 133(6): 721-737.

Ghabeishavi A. Vaziri-Moghadam H. Taheri A. and Taati F. 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline. SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 37(3): 275-285.

Giles K. A. and Lawton,T.F. 2002. Halokinetic sequence stratigraphy adjacent to the El Papalote diapire, northeastern Mexico. AAPG Bulletin. 85(5): 823-840.

Giles. K. A. Rowan. M. G. 2012. Concepts in halokinetic-sequence deformation and stratigraphy, In: G. I. Aslop, S. G. Archor, A. J. Hartley and N. T. Grant (Eds.), Salt Tectonics, Sediments and Prospectivity. Geological Society, London, Special Publication, 363: 7-31.

Hajikazemi H. Al-Aasm I. S and Coniglio M. 2012. Chemostratigraphy of Cenimanian-Turonian Carbonates of the Sarvak Formation, Southern Iran. Journal of Petroleum Geology, 35(2):187-206.

Harrison J.V. 1930. The geology of some salt plugs in Laristan (Southern Persia). Quarterly Journal of the Geological Society, 86: 463-522.

Heidari A. Gonzalez, L.A. Mahboubi A. and Moussavi-Harami R. 2014. Diagenetic Model of Carbonate Rocks of Guri Member of Mishan Formation (Lower to Middle Miocene) SE Zagros Basin, Iran. Geological Society of India, 84: 87-104.

Jahani S. Callot J. P. Letouzey J. and Lamotte D.F.D. 2009. The eastern termination of the Zagros Fold- and-Thrust Belt, Iran: Structures, evolution, and relationships between salt plugs, folding, and faulting. Tectonics, 28: 22.

Jahani S. Callot J. P. Frizon de Lamotte D. Letouzey J. Leturmy P. 2007. The salt diapirs of the eastern Fars Province (Zagros, Iran): A brief outline of their past and present. Springer Berlin Heidelberg, 289-308.

James G. A. and Wynd J. G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. Am. Ass. Petrolum Geolo, 49: 2182–2245.

Kernen R. A. Giles K. A. Rowan M. G. Lawton T. F. and Hearon T. E. 2012. Depositinal and halokinetic-sequence stratigraphy of the Neoproterozic Wonoka Formation adjacent to Patawarta allochthonous salt sheet, Central Finders Ranges, South Australia. Geological Society, London, Special Publication, 363: 81-105.

Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Hajikazemi E. and Jamalian A. 2015. Controls on depositional facies in upper Cretaceous carbonate reservoirs in the Zagros area and the Persian Gulf, Iran. Facies, 61: 24p.

Morad S. Ketzer J. M. and De Ros L. F. 2000. Spatial and temporal distribution of diagenetic alterations in siliciclastic rocks: implications for mass transfer in sedimentary basins. Sedimentology, 47(1): 95-120.

Palma R. Lopez-gomez J. And Piethe, R. 2007. oxfordian ramp system (La Manga Formation) in the Baradas Blancas area (Mendoza Province) Neaquen Basin, ArgentiA. Facies an depositional sequences Sedimentary Geology, 195: 113 -134.

Perotti C. Chiariotti L. Bresciani I. Cattaneo L. Toscani G. 2016. Evolution and timing of salt diapirism in the Iranian sector of the Persian Gulf. Tectonophysics, 679: 180-198.

Piryaei A. Reijmer J. J. G. Borgomano J. and Van Buchem F. S. P. 2011. Late Cretaceous tectonic and sedimentary evolution of the Bandar AbbasArea, Fars Region, Southern Iran. Journal Petroleume Geology, 34: 157-180.

Piryaei A. Reijmer J. J. G. Van Buchem F. S. P. Yazdi-Moghadam M.  Sadouni J. and Danelian T. 2010. The influence of Late Cretaceous tectonic processes on sedimentation pattern along the Norteastern Arabian Plate Margin (Fars Province, Sw Iran). Geological Society, London. Special Publications, 330: 211-251.

Pittet B. Van Buchem F. S. P. Hillgarther H Razin. P. Grotsch J. and Droste H. 2002. Ecological succession, Palaeoenvironmental change, and depositional sequences of Barremian-Aptian shallow-water carbonates in Northern Oman. Sedimentology, 49: 555-581.

Player R. A. 1969. Salt diapirs study, National Iranian Oil Company, Exploration Division, Report No. 1146. (unpublished).

Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Navidtalab A. Omidvar M. Enayati-Bidgoli A. H. Sonei R. Sajjadi F. Amiri-Bakhtyari H. Arzani N. and Izadi-Mazidi E. 2013. Palaeo-Exposure surfaces in Cenomanian-Santonian Carbonate resarvoirs in the Dezful Embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 36(4): 335-362.

Razin, P. Taati F. Van Buchem F. S. P. 2010. Sequence stratigraphy of Cenomanian-Turonian Carbonate platform margins (Sarvak Formation) in the High Zagros, SW Iran: an outcrop refrence model for the Arabian Plate. Geological Society, London, Special Publications, 329: 187-218.

Schulze. F. Kuss. J. and Morzouk. A. 2005. Platform configuration, microfacies and cyclicities of the upper Albian to Turonian of West-Central Jordan. Facies, 50: 505-527.

Setudehnia A. 1978.The Mesozoic sequence in South-West Iran and Adjacent Areas: Journal of Petroleum Geology, 1: 3-42.

Sherkati Sh. and Letouzey J. 2004. Variation of structural style and basin evolution in the Central Zagros (Izeh Zone and Dezful Embayment), Iran: Marine and Petroleum Geology, 21: 535-554.

Soleimani Asl Sh. and Aleali M. 2016. Microfacies patterns and depositional environments of the Sarvak Formation in the Abadan Plain, Southwest of Zagros, Iran. Scientific Research Publishing, 6(3): 201-209.

Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Black-Well, Oxford: 482 p.

Vincent B. Van Buchem F. S. P. Bulot L. G. Jalali M. Swennen R. Hosseini A. S. and Baghbani D. 2015. Depositional sequences, diagenesis and structural control of the Albian to Turonian carbonate platform systems in Coastal Fars (SW Iran). Mrine and Petroleum Geology, 63: 64-67.

Wilson. J. L. 1975. Carbonate facies in geologic history. Springer Verlag, Newyork: 439 p.