تکامل محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در منطقۀ الشتر (شمال لرستان)

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه زنجان، ایران

2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه زنجان، ایران

3 دکتری چینه‌شناسی و فسیل‌شناسی، شرکت ملی نفت ایران، تهران، ایران

چکیده

سازند سروک یکی از سنگ ‌مخزن‌های مهم حوضۀ رسوبی زاگرس است که عمدتاً از سنگ ‌آهک تشکیل شده است. مطالعه‌های صحرایی و بررسی‌های میکروسکوپی 100 مقطع نازک به شناسایی 12 ریزرخساره در 3 کمربند رخساره‌ای متعلق به پهنۀ جزرومدی، لاگون و دریای باز منجر شدند. ریزرخساره‌های معرفی‌شده و تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها در بخش‌های پایینی سازند سروک در مقایسه با تغییرات ناگهانی ریزرخساره‌ها و حضور گستردۀ رودیست‌ها در بخش‌های بالایی توالی نشان می‌دهند بخش‌های پایینی و بالایی سازند سروک در دو محیط رسوبی متفاوت رسوب‌گذاری کرده‌اند. رسوب‌گذاری سازند سروک در بخش‌های پایینی در پلت‌فرم کربناته از نوع رمپ و در بخش‌های بالایی آن در شلف کربناته انجام شده است. سه سکانس رسوبی ردۀ سوم بر اساس روند عمیق‌شدن و کم‌عمق‌شدگی ریزرخساره‌ها مشخص شدند. دسته رخساره‌های پیش‌رونده عمدتاً از ریزرخساره‌های متعلق به محیط رسوبی لاگون و دریای باز حاوی فرامینیفرهای بنتیک، اکینوئید و الیگوستژنید تشکیل شده است. دسته رخساره‌های پس‌رونده عمدتاً از ریزرخساره‌های متعلق به محیط لاگونی غنی از جلبک سبز و فرامینیفرهای بنتیک و همچنین ریزرخساره‌های متعلق به پهنه‌های جزرومدی غنی از استروماتولیت و پیزوئید تشکیل شده‌ است. سطح بیشترین پیش‌روی در سکانس‌های رسوبی 1 و 2 با ریزرخساره‌های غنی از اکینوئید و خرده رودیست و در سکانس رسوبی 3 با ریزرخساره‌های غنی از الیگوستژنید مشخص شد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Evolution of sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in Aleshtar area (north of Lorestan)

نویسندگان [English]

  • Elham Asadolahi 1
  • Afshin Zohdi 2
  • Ali Rahmani, 3
  • Majid Mirzaie Ataabadi 2
1 University of Zanjan, Zanjan, Iran
2 University of Zanjan, Zanjan, Iran
3 National Iranian Oil Company, Tehran, Iran
چکیده [English]

Introduction:
The Sarvak Formation is mainly composed of limestone and is one of the most important rock reservoirs in the Zagros sedimentary basin. This formation has been studied extensively in many parts of the Zagros; however the information about various aspects of this formation in northern Lorestan is limited. Due to the discovery of a pycnodont fish tooth plate from Aleshtar area, and because of scarce data on Cretaceous deposits in this region, we conducted this research.
Material &Methods:
In order to study the age, sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation, field and microscopic studies of 100 thin sections from an outcrop near Aleshtar (north of Lorestan) has been carried out.
Discussion of Results &Conclusions:
The Sarvak Formation in the studied section is Cenomanian in age and is 835 meters thick. It is bounded by Garu and Surgah formations at the base and top respectively. It is mainly composed of thick, medium, and thin bedded limestone rich in chert nodules, bioturbation and rudists. The studied outcrops can be subdivided into four units litho-stratigraphically. The first unit is 200 meters of thick, grey limestone with benthic foraminifera and echinoids. Second unit is 320 meters of mainly grey, medium bedded limestone with reddish intercalation of shale, containing benthic foraminifera, rudist debris and bioturbation. 180 meters of thick bedded, grey limestone with rudist and other bivalve debris forms the third unit. The last litho-stratigraphic unit consists of 135 meters of medium to thin bedded, grey limestone with interlayers of dolomitic limestone and rudist/bivalve debris and bioturbation. Benthic foraminifera are less abundant here.
Our study led to the identification of 12 microfacies and 3 facies-belts, which belong to tidal flat, lagoon, and open marine environments. These microfacies are differentiated based on abundance and diversity of skeletal and non skeletal remains and rock texture. These facies, ordered from shallower to deeper environments, include: bioclastic stromatolite wackestone to bindstone, and pisoid rudstone in tidal-flat facies belt; bioclast peloid intraclast grainstone, bioclast green algae wackestone to packstone, peloid ooid grainstone to packstone, bioclast echinoderm benthic foraminifera wackestone, rudist benthic foraminifera wackestone, orbitolina miliolid wackestone to packstone, bioclast miliolid wackestone, and benthic foraminifera rudist floatstone to rudstone in lagoon facies belt; and rudist floatstone to rudstone, and bioclast oligosteginid wackestone within open marine facies belt.
According to type and gradual changes of microfacies in lower parts of the Sarvak Formation, and compared to abrupt changes of microfacies and presence of extensive rudists in the upper parts of this formation, lower and upper parts of the Sarvak Formation are deposited in two different sedimentary environments. Presence of micrite in most of microfacies, formation of sedimentary textures such as wackestone to packstone and absence of traceable reefs on the ground, shows that the carbonate sediments of the Sarvak Formation in the lower parts in the studied section were deposited in a ramp carbonate platform. Widespread distribution of rudists in the field, abundance of oligosteginids, and abrupt changes of microfacies along the section; like alteration of pisoid and stromatolite facies to oligosteginids in a short interval, indicates that the upper parts of the studied section were deposited in a carbonate shelf.
Three third-order depositional sequences were determined based on the deepening and shallowing trend of facies. The transgressive systems tract consists mainly of microfacies belonging to the lagoon and open marine sedimentary environments, which contain the benthic foraminifera, echinoids and oligosteginids. The highstand systems tract consists mainly of microfacies belonging to the lagoon with green algae and the benthic foraminifera, and also to the microfacies belonging to the tidal flat, which contain stromatolite and pisoid. The maximum progression level in sediment sequences 1 and 2 was determined by microfacies rich in echinoid and rudist debris. In sedimentary sequence 3 it is identified with oligosteginid rich microfacies.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Sedimentary environment
  • Sequence stratigraphy
  • Sarvak Formation
  • Aleshtar
  • Lorestan
  • Zagros

مقدمه

سازند سروک به سن آلبین- تورونین یکی از سنگ ‌مخزن‌های مهم حوضۀ رسوبی زاگرس است که عمدتاً از سنگ‌های آهکی سرشار از فسیل تشکیل شده است. سازند یادشده بخشی از گروه بنگستان است که در پلت‌فرم کربناتۀ وسیعی در حاشیۀ جنوبی نئوتتیس نهشته شده است (Motiei 1993). این سازند در برش نمونه و فارس ساحلی عمدتاً از رخساره‌های کم‌عمق حاوی فسیل‌های رودیست و گاستروپودا و در ناحیۀ لرستان از رخساره‌های عمیق‌تر دربرگیرندۀ الیگوستژینا تشکیل شده است (James and Wynd 1965). مرزهای زیرین و بالایی سازند سروک در مناطق مختلف حوضۀ رسوبی زاگرس متفاوت هستند؛ به‌طوری‌که مرز زیرین این سازند در برش نمونه با سازند کژدمی به شکل پیوسته و تدریجی و مرز بالایی آن با سازند گورپی به شکل ناپیوستگی فرسایشی است و با رسوبات لاتریتی مشخص می‌شود (Motiei 1993). در بخش‌هایی از لرستان که سازند سروک رخنمون دارد، مرزهای زیرین و بالایی آن با سازندهای گرو و سورگاه مشخص می‌شوند. ازآنجاکه سازند سروک پس از سنگ‌ آهک آسماری مهم‌ترین سنگ ‌مخزن حوضۀ زاگرس است، زمین‌شناسان داخلی و خارجی متعددی از دیرباز به زیست‌چینه‌نگاری و شناسایی رخساره‌ها، محیط‌های رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی آن در بخش‌های مختلف حوضۀ رسوبی زاگرس توجه کرده‌اند. در منطقۀ لرستان، لاسمی و جلیلیان (Lasemi and Jalilian 1997) محیط‌های رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در کوه سفید در شمال‌غرب خرم‌آباد را مطالعه کردند. آنها چرخۀ بزرگ پس‌رونده‌ای برای این ناحیه مشخص کردند و الگوی رسوبی نهشته‌های مطالعه‌شده را پلت‌فرم مجزا (Isolated platform) تشخیص دادند. لاسمی و کاووسی (Lasemi and Kavoosi 2005) چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در بخش جنوب خاوری لرستان را مطالعه و چهار سکانس از کربنات‌های پلت‌فرمی، پلاژیک و دوباره نهشته‌شده به سن سنومانین - تورونین در این ناحیه شناسایی کردند. لاسمی و همکاران (Lasemi et al. 2006) محیط رسوبی و چینه‌نگاری سازند سروک در شمال‌شرق الشتر (برش کهمان) را بررسی کردند. در مطالعۀ یادشده، محیط‌های پهنه کشندی، تالاب، سد و دریای باز نیمه‌عمیق/عمیق شناسایی و سه سکانس رسوبی مشخص شدند و سن این رخنمون، سنومانین در نظر گرفته شد. دانشیان و همکاران (Daneshian et al. 2013) ریزرخساره‌های سازند سروک در تنگ چنارباشی حوضۀ لرستان (جنوب‌شرق ایلام) را مطالعه و الگوی رسوبی برای توالی‌های عمیق آن ارائه کردند. بیواستراتیگرافی سازند سروک در برشی در شمال‌غرب خرم‌آباد بررسی و چهار بیوزون برای نهشته‌های آلبین بالایی - سنومانین این ناحیه ارائه شد ((Ghaedi Rahmat et al. 2013. مطالعه‌های انجام‌شده در تاقدیس بنگستان (Ghabeishavi et al. 2010)، غرب فروافتادگی دزفول (Mehrabi et al. 2012)، زون ایذه (Asadi Mehmandosti et al. 2013)، زاگرس مرتفع در منطقۀ سمیرم (Vaziri Moghadam and Safari 2003, Razin et al. 2010)، منطقۀ گچساران (Rahiminezhad et al. 2006, Mahmoodi and Taheri (2011، میدان نفتی سیری (Shahverdi et al. 2014, Khanjani et (al. 2014 و میادین نفتی دشت آبادان (Assadi et al. 2016) ازجمله مطالعه‌های انجام‌شده دربارۀ زیست‌چینه‌نگاری، محیط رسوبی و سکانس استراتیگرافی سازند سروک در سال‌های اخیر هستند که در نواحی دیگر زاگرس انجام شده‌اند. به‌تازگی و در پی کشف قطعه‌هایی از ماهیان استخوانی در نهشته‌های کربناتۀ الیگوستژنیددار منطقۀ الشتر لرستان (Mirzaie Ataabadi et al. 2017)، انجام بررسی‌های بیشتر دربارۀ محیط رسوبی و چینه‌نگاری این نهشه‌ها در شمال منطقۀ الشتر ضروری شده است؛ ازاین‌رو، مقطع جدیدی از رسوبات سازند سروک در این ناحیه در گرکان علیا (درۀ آش) مطالعه و بررسی شد. برش الشتر در 7 کیلومتری شمال شهر الشتر و با مختصات جغرافیایی N: 33° 55' 14" و E: 48° 14' 38" انتخاب و چینه‌شناسی، رخساره و محیط رسوبی آن به‌‌دقت مطالعه شد (شکل 1).

 

 

شکل 1- منطقۀ مطالعه‌شده و راه‌های دسترسی به آن

 


روش مطالعه

به‌منظور مطالعۀ ریزرخساره‌ها و شرایط حاکم بر رسوب‌گذاری سازند سروک در شمال لرستان، رخنمون چینه‌شناسی مناسبی در شمال ناحیۀ لرستان و نزدیکی شهر الشتر با استفاده از نقشۀ زمین‌شناسی چهار‌گوش شهر الشتر 1:100000 و پس از انجام مطالعه‌های صحرایی مقدماتی انتخاب شد (شکل 2). در مطالعه‌های صحرایی به ضخامت لایه‌ها، مرز بین لایه‌ها، ساختمان رسوبی و محتوای فسیلی توجه و تعداد 120 نمونه برداشت شد. تعداد 100 مقطع نازک میکروسکوپی از نمونه‌های برداشت‌شده تهیه و برای تعیین درصد آلوکم‌ها و زمینۀ‌ سنگ به‌دقت مطالعۀ رسوب‌شناسی شدند. نام‌گذاری سنگ بر اساس رده‌بندی‌های متداول سنگ‌های کربناته نظیر تقسیم‌بندی دانهام (Dunham 1962) و امبری وکلوان (Embry and Klovan 1971) انجام شد. ریزرخساره‌های تعیین‌شده نیز با ریزرخساره‌های استاندارد فلوگل (Flugel 2010) مطابقت داده شدند. در مطالعۀ حاضر، سکانس‌های رسوبی (Depositional sequence) سازند سروک بر اساس روش حق و همکاران (Haq et al. 1987) و پوسامنتیر و همکاران (Posamentier et al. 1988) مشخص و تفکیک شدند.

 

 

 

 

شکل 2- نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده (برگرفته از نقشۀ زمین‌شناسی1:100000 الشتر شرکت ملی نفت ایران)


زمین‌شناسی و چینه‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده

رشته‌کوه زاگرس در بخش میانی کمربند کوه‌زایی آلپ- هیمالیا قرار گرفته است و با 1800 کیلومتر طول و امتداد شمال‌غربی- جنوب‌شرقی از کوههای تاروس (Taurus) در شمال‌شرق ترکیه تا تنگۀ هرمز در ایران گسترش دارد
(Alavi 1994). حوضۀ رسوبی زاگرس از شمال‌شرق به جنوب‌غرب شامل سه بخش اصلی زاگرس مرتفع، زاگرس چین‌خورده و دشت خوزستان است (Aghanabati 2004). زاگرس مرتفع در بخش شمال‌شرقی رشته‌کوه‌های زاگرس و به شکل دیواره‌ای بلند اما با پهنای نسبتاً کم (حداکثر ۸۰ کیلومتر) از شمال‌غرب به جنوب‌شرق کشیده شده است. زاگرس چین‌خورده در بخش غربی و جنوبی رشته‌کوه زاگرس با طولی حدود ۱۳۷۵ کیلومتر و عرضی بین ۱۲۰ تا ۲۵۰ کیلومتر گسترش دارد. دشت خوزستان ازنظر ساختمانی بسیار ساده است و تنها چین‌خوردگی بسیار ملایمی با روند شمالی‌جنوبی در آن مشاهده می‌شود که از روند کلی پلت‌فرم عربی تبعیت می‌کند. ناحیۀ مطالعه‌شده در پژوهش حاضر بخشی از زون زاگرس مرتفع است که در برگیرندۀ رخنمون‌های گسترده‌ای از سازندهای آهکی متعلق به زمان مزوزوئیک به‌ویژه در بخش‌های شمالی و شمال‌شرقی الشتر است. گسل‌خوردگی‌ها و راندگی‌های متعددی بین رسوبات زمان مزوزوئیک (عمدتاً گروه بنگستان) و سازندهای جوان‌تر و متعلق به زمان سنوزوئیک مشاهده می‌شوند. رخنمون مطالعه‌شده از سازند سروک 835 متر ضخامت دارد و ازنظر سنگ‌شناسی عمدتاً از سنگ‌ آهک‌های ضخیم‌لایۀ به رنگ خاکستری، متوسط تا نازک‌لایۀ حاوی ندول‌های چرتی با میان‌لایه‌های شیلی قرمز‌رنگ و آشفتگی زیستی تشکیل شده است (شکل 3). رخنمون سازند سروک از قاعده به سمت رأس به چهار واحد تقسیم می‌شود که عبارتند از:

واحد 1: 200 متر سنگ آهک‌های ضخیم‌لایۀ به رنگ خاکستری و حاوی فرامینیفرهای بنتیک و خارپوست؛

واحد 2: 320 متر سنگ آهک‌های عمدتاً متوسط‌لایۀ به رنگ خاکستری با میان‌لایه‌های شیلی قرمز‌رنگ حاوی فرامینیفرهای بنتیک و خرده‌های رودیست به همراه آشفتگی زیستی؛

واحد 3: 180 متر سنگ آهک‌های ضخیم‌لایۀ به رنگ خاکستری حاوی رودیست و خرده‌های دوکفه‌ای؛

واحد 4: 135 متر سنگ آهک‌های متوسط تا نازک‌لایۀ به رنگ خاکستری با بین‌لایه‌هایی از سنگ آهک دولومیتی حاوی خرده‌های رودیست و دوکفه‌ای به همراه فرامینیفرهای بنتیک به میزان کمتر؛ آشفتگی زیستی در این واحد مشاهده می‌شود.

 

 

شکل 3- a. نمایی کلی از بخش‌های زیرین سازند سروک در برش الشتر (شمال لرستان)، b. آهک‌هایی با میان‌لایه‌های شیلی قرمز‌رنگ در برش الشتر (شمال لرستان)، C. نمایی کلی از بخش‌های بالایی سازند سروک در برش الشتر (شمال لرستان)، d. مرز سازند سروک و سورگاه در منطقۀ مطالعه‌شده

 


تجزیه‌وتحلیل ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی

مطالعه‌های صحرایی و بررسی میکروسکوپی مقاطع نازک سازند سروک در رخنمون مطالعه‌شده به شناسایی 12 ریزرخساره منجر شدند. این ریزرخساره‌ها در 3 کمربند رخساره‌ای متعلق به پهنۀ جزرومدی (Tidal flat)، لاگون (Lagoon) و دریای باز (Open marine) تشکیل شده‌اند. تفکیک ریزرخساره‌ها بر اساس فراوانی و تنوع اجزای اسکلتی، غیراسکلتی و بافت سنگ است. این رخساره‌ها به‌ترتیب از بخش‌های کم‌عمق‌تر به مناطق عمیق‌تر به شرح زیر هستند:

 

کمربند رخساره‌ای پهنۀ جزرومدی(Tidal-flat facies belt):

2 ریزرخسارۀ شناسایی‌شده در این کمربند رخساره‌ای عمدتاً از استروماتولیت و پیزوئید تشکیل شده‌اند.

 

T1- وکستون تا بایندستون حاوی استروماتولیت و بایوکلست(Bioclastic stromatolite wackestone to bindstone)

این ریزرخساره به بخش‌های بالایی سازند سروک تعلق دارد و در حدفاصل ضخامت 540 تا 760 متری تشکیل شده است. سنگ‌شناسی غالب آن سنگ آهک‌های ضخیم تا متوسط‌لایۀ به رنگ خاکستری است. استروماتولیت‌ها با فراوانی حدود 25 تا30 درصد، بیشترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره و خرده‌های دوکفه‌ای، استراکود و فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ بدون منفذ (شامل Chrysalidina و Miliolids) با فراوانی حدود 10 درصد از اجزای فرعی هستند. پیزوئید با فراوانی حدود 5 درصد از اجزای غیراسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره است. بخش بزرگ مقاطع میکروسکوپی مربوط به این ریزرخساره با بافت بایندستونی مربوط به لایه‌های تیره و روشن استروماتولیت مشخص می‌شود، اگرچه ذره‌های اسکلتی و غیراسکلتی شناور در زمینه‌ای از میکرایت در قالب بافت وکستونی در بخش‌هایی از مقاطع نازک میکروسکوپی قرار گرفته‌اند (شکل a4). فرایندهای دولومیتی‌شدن به میزان ناچیز و همچنین رگه‌های کلسیتی از پدیده‌های دیاژنتیکی مشاهده‌شده در این ریز‌رخساره هستند. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 20 فلوگل (Flugel 2010) است. نظیر چنین ریزرخساره‌ای را (Taheri and Soradeghi 2011) برای نهشته‌های کربناتۀ سازند سروک در جنوب‌غرب بروجن شناسایی و معرفی کرده‌اند.

 

T2- رودستون حاوی پیزوئید (Pisoid rudstone)

این ریزرخساره تنها در ضخامت 708 متری سنگ آهک‌های متوسط‌لایۀ سازند سروک تشخیص داده شده است. پیزوئید با فراوانی حدود 20 درصد از اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره است که اندازۀ آن بیش از 2 میلی‌متر و بافت آن به دلیل درشت‌بودن، پیزوئید رودستون در نظر گرفته می‌شود. فرامینیفرهای بنتیک، استراکود، خرده‌های دوکفه‌ای با فراوانی حدود 10 درصد از اجزای فرعی این ریزرخساره هستند. پلویید با فراوانی حدود 6 درصد از اجزای غیراسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره محسوب می‌شود (شکل b4). این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 26 فلوگل
(Flugel 2010) است.

 

کمربند رخساره‌ای لاگون (Lagoon facies belt):

در این کمربند رخساره‌ای، 8 ریزرخساره در سازند سروک شناسایی شده‌اند که عمدتاً از دانه‌های غیراسکلتی، انواع فرامینیفرهای بنتیک، جلبک سبز و خرده‌های رودیست تشکیل شده‌اند.

 

L1- گرینستون حاوی اینتراکلست، پلویید و بایوکلست (Bioclast peloid interaclast grainstone)

این ریزرخساره در بخش‌های پایینی سازند سروک و در حدفاصل ضخامت 40 تا 180 متری سنگ آهک‌های ضخیم‌لایه شناسایی ‌شده است. اینتراکلست با فراوانی حدود 15 تا 18 درصد، پلویید با فراوانی حدود 10 تا 15 درصد، دانه‌های اسکلتی شامل فرامینیفرهای بنتیک (Trocholina، Textularids و Miliolids) با فراوانی 8 درصد و جلبک سبز با فراوانی 7 درصد بیشترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند. خرده‌های اکینوئید، استراکود و الیگوستژنید با فراوانی حدود 10 درصد از اجزای فرعی هستند. اووئید و اگرگات‌ها با فراوانی حدود 8 درصد از اجزای غیراسکلتی این ریزرخساره هستند که در زمینه‌ای از سیمان اسپاری روشن و در برخی مقاطع در زمینۀ میکرایتی مشاهده می‌شوند (شکل c4). استیلولیتی‌شدن از پدیده‌های دیاژنتیکی موجود در این ریزرخساره است. در برخی موارد، کانی پیریت به میزان ناچیز در این ریزرخساره مشاهده می‌شود. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 16 Non-Laminated فلوگل (Flugel 2010) است. مشابه این ریزرخساره از سازند سروک در جنوب‌غرب فیروزآباد (Safdari Adimi et al. 2010) و ناحیه خوزستان (Ghabeishavi (et al. 2010 گزارش شده است.

 

L2- وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و بایوکلست (Bioclast green algae wackestone to packstone)

این ریزرخساره در بخش‌های میانی توالی مطالعه‌شده و حدفاصل ضخامت 130 تا 450 متری سازند سروک شناسایی شده است. جلبک سبز با فراوانی حدود 20 درصد و فرامینیفرهای بنتیک (شامل Chysalidina، Valvulinids و Textularids) با فراوانی حدود 10 درصد مهم‌ترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند. خرده‌های اکینوئید و دوکفه‌ای و نیز سوزن‌های اسفنج در مجموع به میزان
15 درصد از دیگر اجزای این ریزرخساره هستند. بافت این ریزرخساره از وکستون تا پکستون متغیر است و در محیط‌های با انرژی کم، وکستون (غالب‌بودن گل) است و در محیط‌های با انرژی متوسط به پکستون تغییر می‌یابد و در زمینه‌ای از میکرایت جای گرفته است (شکل d4). استیلولیت و دولومیتی‌شدن ثانویه از پدیده‌های دیاژنتیکی و ثانویۀ موجود در این ریزرخساره هستند. پیریتی‌شدن و حضور کانی‌های فسفاته در برخی مقاطع مربوط به این ریزرخساره مشاهده می‌شود. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 18 فلوگل (Flugel 2010) است. مشابه این ریزخساره از سازند سروک در جنوب‌غرب فیروزآباد (Safdari Adimi et al. 2010) و میدان نفتی آب تیمور (Mehrabi et al. 2012) گزارش شده است.

 

L3- گرینستون تا پکستون حاوی اووئید و پلویید
 (Peloid ooid grainstone to packstone)

این ریزرخساره در سنگ آهک‌های ضخیم‌لایۀ به رنگ خاکستری و در ضخامت 190 متری سازند سروک شناسایی شده است. اووئید با فراوانی 28 درصد و پلویید با فراوانی
8 درصد مهم‌ترین اجزای غیراسکلتی این ریزرخساره و آنکویید و اینتراکلست با فراوانی حدود 10 درصد از دیگر اجزای غیراسکلتی هستند. فرامینیفرهای بنتیک و استراکود با فراوانی حدود 5 درصد از اجزای اسکلتی این ریزرخساره هستند. بافت از گرینستون تا پکستون متغیر و در محیط‌های با انرژی متوسط، پکستون است و در محیط‌های پرانرژی‌تر به گرینستون تغییر می‌یابد (شکل e4). استیلولیت، تنها پدیدۀ دیاژنتیکی شناسایی‌شده در این ریزرخساره است. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 15 R فلوگل (Flugel 2010) است.

 

L4- وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک، اکینویید و بایوکلست (Bioclast echinoderm benthic foraminifera wackestone)

این ریزرخساره در سنگ آهک‌های ضخیم‌لایۀ خاکستری‌رنگ از قاعده تا ضخامت 170 متری سازند سروک شناسایی شده است. فرامینیفرهای بنتیک (Iraqia، Textularids و Valvulinids) با فراوانی حدود 15 درصد و خرده‌های اکینویید با فراوانی حدود 7 درصد که در زمینه‌ای از میکرایت قرار گرفته‌اند اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند. از اجزای فرعی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره، خرده‌های دوکفه‌ای، بریوزوآ، الیگوستژنید و جلبک سبز با فراوانی حدود 12 درصد هستند. پلویید با فراوانی حدود 8 درصد از اجزای غیراسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره است. این ریزرخساره در برخی مقاطع نازک میکروسکوپی تا حدود 55 درصد از فرایند دولومیتی‌شدن متأثر شده است (شکل f4). پدیده‌های پیریتی‌شدن و فسفاتی‌شدن به میزان محدود از دیگر فرایندهای مشاهده‌‌شده در این ریزرخساره هستند. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 9 فلوگل (Flugel 2010) است.

 

L5- وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک و رودیست
(Rudist benthic foraminifera wackestone)

این ریزرخساره در حدفاصل ضخامت 390 تا 560 متری سازند سروک و در سنگ آهک‌های ضخیم‌لایۀ به رنگ خاکستری شناسایی شده است. فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی حدود 15 تا 20 درصد (شامل Orbitolina، Alveolinids، Miliolids، Textularids، Chrysalidina و Nezzazata) و خرده‌های رودیست با فراوانی حدود 10 درصد اجزای اصلی این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند. خرده‌های اکینویید، خرده‌های دوکفه‌ای و سوزن اسفنج با فراوانی حدود
12 درصد از مهم‌ترین اجزای فرعی هستند. پلویید با فراوانی حدود 6 درصد از اجزای غیراسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره است که در زمینه‌ای از میکرایت قرار گرفته است (شکل g4). گفتنی است فراوانی رودیست و اجزای فرعی در این ریزرخساره، متغیر و مقدار آنها در برخی مقاطع کاهش یافته است. استیلولیتی‌شدن و دولومیتی‌شدن از پدیده‌های دیاژنتیکی موجود در این ریزرخساره هستند. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 9 فلوگل (Flugel 2010) است.

 

L6- وکستون تا پکستون حاوی میلیولید و اربیتولین (Orbitolina miliolid wackestone to packstone)

این ریزرخساره در سنگ آهک‌های ضخیم تا متوسط‌لایۀ به رنگ خاکستری در حدفاصل 570 تا 745 متری سازند سروک شناسایی شده است. میلیولید و اربیتولین با فراوانی 20 درصد فراوان‌ترین اجزای اصلی هستند. خرده‌های رودیست، خرده‌های دوکفه‌ای استراکود با فراوانی 12 درصد مهم‌ترین اجزای فرعی این ریزرخساره هستند که در زمینه‌ای از میکرایت قرار گرفته‌اند (شکل h4). گفتنی است فراوانی اربیتولین و میلیولید در مقاطع بررسی‌شدۀ این ریزرخساره متغیر است؛ در برخی مقاطع، مقدار اربیتولین بر مقدار میلیولید غالب است و در برخی مقاطع، مقدار میلیولید افزایش می‌یابد. فرایند دولومیتی‌‌شدن (حدود 40 درصد در برخی مقاطع) ازجمله پدیده‌های دیاژنتیکی موجود در این ریزرخساره است. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 9 فلوگل (Flugel 2010) است.

 

L7- وکستون حاوی میلیولید و بایوکلست
 (Bioclast miliolid wackestone)

این ریزرخساره به بخش انتهایی سازند سروک تعلق دارد و در ضخامت 800 تا 835 متری تشخیص داده شده است. سنگ‌شناسی غالب آن سنگ آهک‌های متوسط‌لایۀ به رنگ خاکستری است. اجزای اصلی این ریزرخساره را میلیولید با فراوانی حدود 18 درصد تشکیل می‌دهد و کلسی‌اسفر، خرده‌های اکینوئید و استراکود با فراوانی حدود 12 درصد از اجزای فرعی آن هستند. پلویید با فراوانی 5 درصد از اجزای غیراسکلتی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره است (شکل i4). اجزای یادشده در زمینه‌ای از میکرایت قرار دارند و طی دیاژنز، تبلور مجدد یافته‌اند و اندازۀ بلورها درشت‌تر شده است. استیلولیتی‌شدن ازجمله پدیده‌های دیاژنتیکی موجود در ریزرخسارۀ یادشده است. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 9 فلوگل (Flugel 2010) است.

 

L8- فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست و فرامینیفر بنتیک (Benthic foraminifera rudist floatstone to rudstone)

این ریزرخساره در حدفاصل ضخامت 500 تا 680 متری سازند سروک در سنگ آهک‌های ضخیم تا متوسط‌لایۀ شناسایی شده است. خرده‌های درشت رودیست با فراوانی 25 تا 30 درصد و فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی 10 درصد (شامل Orbitolina، Miliolids، Nezazzata و Cuneolina) در زمینه‌ای از میکرایت، اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند (شکل‌های l4 و m4). خرده‌های اکینویید و دوکفه‌ای به همراه براکیوپودها با فراوانی 12 درصد از مهم‌ترین اجزای فرعی همراه هستند. استیلولیتی‌شدن و سیلیسی‌شدن قطعه‌هایی از رودیست‌ها ازجمله پدیده‌های دیاژنتیکی موجود در این ریزرخساره هستند. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 9 فلوگل (Flugel 2010) است.

 

کمربند رخساره‌ای دریای باز  (Open marine facies belt)

2 ریزرخسارۀ شناسایی‌شده در این کمربند رخساره‌ای در سازند سروک عمدتاً از رودیست، الیگوستژنید و به میزان کمتر فرامینیفرهای بنتیک تشکیل شده‌اند.

 

O1- فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست
(Rudist floatstone to rudstone)

این ریزرخساره در ضخامت 658 تا 688 متری و داخل سنگ آهک‌های متوسط تا نازک‌لایۀ سازند سروک تشخیص داده شده است. اجزای اصلی این ریزرخساره عمدتاً خرده‌های رودیست با فراوانی حدود 20 تا 25 درصد هستند که در زمینه‌ای از گل آهکی قرار گرفته‌اند. خرده‌های اکینویید و دوکفه‌ای و همچنین جلبک قرمز با فراوانی حدود 12 درصد سایر اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره هستند (شکل k4). دولومیتی‌شدن و استیلولیتی‌شدن از‌جمله پدیده‌های دیاژنتیکی موجود در ریزرخسارۀ یادشده هستند. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 7 فلوگل (Flugel 2010) و مشابه آن در ناحیۀ خوزستان گزارش شده است (Ghabeishavi et al. 2010).

 

O2- وکستون حاوی الیگوستژنید و بایوکلست
(Bioclast oligosteginid wackestone)

این ریزرخساره از ضخامت 710 تا 730 متری سازند سروک در سنگ آهک‌های متوسط‌لایۀ به رنگ خاکستری تشخیص داده شده است و عمدتاً از الیگوستژنید با فراوانی 12 درصد و خرده‌های اسکلتی رودیست، اکینویید و استراکود در مجموع به میزان 10 درصد تشکیل شده است که در زمینه‌ای از میکرایت جای گرفته‌اند (شکل n4). فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتون از اجزای فرعی این رخساره هستند که به مقدار کمتر از 5 درصد دیده می‌شوند. فراوانی الیگوستژنید در برخی مقاطع بررسی‌شده از این ریزرخساره متغیر است. دولومیتی‌شدن از پدیده‌های دیاژنتیکی موجود در این ریزرخساره است. این ریزرخساره معادل رخسارۀ SMF 3 فلوگل (Flugel 2010) و مشابه آن از محیط دریای باز سازند سروک در جنوب‌غرب فیروزآباد گزارش شده است
(Safdari Adimi et al. 2010).

 

 

 

شکل 4- تصاویر ریزرخساره‌های شناسایی‌شدۀ سازند سروک در منطقۀ الشتر (شمال لرستان). a. وکستون تا بایندستون حاوی استروماتولیت و بایوکلست (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 250b. رودستون حاوی پیزوئید (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 710c. گرینستون حاوی اینتراکلست، پلویید و بایوکلست (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 50d. وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و بایوکلست (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 140e. گرینستون تا پکستون حاوی اووئید و پلویید (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 190f. وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک، اکینویید و بایوکلست (شمارۀ نمونۀ مقطع:AS 20g. وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک و رودیست (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 560h. وکستون تا پکستون حاوی میلیولید و اربیتولین (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 600i و j. وکستون حاوی میلیولید و بایوکلست (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 835k. فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 665l. فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست و فرامینیفر بنتیک (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 500m. عکس روی زمین - رودیست سازند سروک در رخنمون مطالعه‌شده، n. وکستون حاوی الیگوستژنید و بایوکلست (شمارۀ نمونۀ مقطع: AS 710)


محیط رسوبی

محیط دیرینه‌تشکیل نهشته‌های کربناتۀ سازند سروک در منطقۀ الشتر را می‌توان با بررسی روند تغییرات ریزرخساره‌ها و توزیع فرامینیفرهای بنتیک، الیگوستژنید و استروماتولیت بازسازی کرد؛ به‌طوری‌که حضور الیگوستژنید و فرامینیفرهای پلانکتون بیان‌کنندۀ محیط رسوبی عمیق نظیر رمپ یا شلف میانی و خارجی است (Ahmadi Heidari et al. (2016 و حضور استروماتولیت‌ها و پیزوئید از نشانه‌های رسوب‌گذاری در پهنای کم‌عمق و جزرومدی در نظر گرفته می‌شود (Aguilera-Franco and Hernandez-Romano 2004; Taheri and Soradeghi 2011). تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها، وجود میکرایت در بیشتر ریزرخساره‌ها، تشکیل بافت‌های رسوبی از نوع وکستون تا پکستون و فقدان ریف‌های قابل تعقیب در صحرا نشان می‌دهند بخش‌های زیرین سازند سروک در رخنمون مطالعه‌شده روی پلت‌فرمی کربناته از نوع رمپ ته‌نشست شده است؛ نظیر چنین پلت‌فرم کربناته‌ای برای نهشته‌های سازند سروک در میدان نفتی گچساران نیز شناسایی شده است (Rahiminezahd et al. (2006. در الگوی رسوبی بخش‌های پایین سازند سروک دلیلی بر شیب‌داربودن رمپ (رمپ کربناته با انتهای پرشیب) وجود ندارد، زیرا تنها ریزرخساره‌های رمپ داخلی در توالی مطالعه‌شده شناسایی شده‌اند و ریزرخساره‌های رمپ میانی و خارجی و بخش‌های عمیق دریای باز با ویژگی بارز وجود فرامینیفر‌های پلانکتون مشاهده نشده‌اند (شکل 5)؛ در این پلت‌فرم کربناته، ریزرخساره‌های متعلق به زیرمحیط رسوبی رمپ داخلی عمدتاً از فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ بدون منفذ، اینتراکلست، پلویید و اووئید همراه با سایر اجزای اسکلتی مانند جلبک سبز و اکینوئید تشکیل شده‌اند. در این پلت‌فرم کربناته، حضور رخساره‌های حاوی فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ بدون منفذ و جلبک سبز در زمینۀ میکرایتی نشان‌دهندۀ شرایط کم‌انرژی در بخش‌های رمپ داخلی (Hottinger 1997; Geel 2000) و حضور اینتراکلست و پلویید با زمینه‌ای از سیمان اسپاریتی نشان‌دهندۀ محیط پرانرژی و نزدیک به ساحل است. با گذشت زمان و ‌توجه به مجموعه شواهد صحرایی و آزمایشگاهی نظیر حضور گسترده و قابل تعقیب رودیست‌ها در صحرا، فراوانی الیگوستژنید و تغییرات ناگهانی ریزرخساره‌ها در طول توالی نظیر تبدیل‌شدن ریزرخساره‌‌های پیزوئیدی و استروماتولیت به الیگوستژنید در فاصلۀ بسیار کم (شکل 6)، نتیجه گرفته می‌شود که احتمالاً بخش‌های بالایی سازند سروک برخلاف بخش‌های پایینی آن در پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع شلف رسوب‌گذاری کرده‌ا‌ند. این بخش از پلت‌فرم کربناتۀ سازند سروک با‌توجه‌به ویژگی‌های رسوب‌شناسی ریز‌رخسارۀ دربرگیرندۀ رودیست و گسترش درخور توجه این ریزرخساره طی مطالعه‌های صحرایی و جورشدگی به‌نسبت خوب ذره‌های تشکیل‌دهندۀ آن، زیرمحیطی رسوبی متعلق به سدهای بیوکلستی معرفی می‌شود که تا حدودی سبب جداشدن بخش‌های کم‌عمق‌تر و لاگونی از محیط‌های دریای باز می‌شود؛ نظیر چنین پلت‌فرم کربناته‌ای برای مخزن سروک در یکی از میادین بزرگ نفتی واقع در دشت آبادان شناسایی شده است (Assadi et al. 2015). الگوی رسوبی در نظر گرفته شده برای سازند سروک در این بخش شامل سه کمربند رخساره‌ای (پهنۀ جزرومدی، لاگون و دریای باز) است (شکل 7). همچنین باتوجه‌به درصد فراوانی ریز‌رخساره‌های شناسایی‌شده، احتمالاً ریز‌رخساره‌های متعلق به زیر‌محیط رمپ داخلی و محیط‌های لاگونی غالب‌ترین ریز‌رخساره‌های رسوبی در کربنات‌های سازند سروک در رخنمون مطالعه‌شده هستند (شکل 8).

 

 

 

شکل 5- الگوی رسوبی ارائه‌شده برای بخش‌های زیرین سازند سروک در منطقۀ مطالعه‌شده

 

 

شکل 6- a و b. نمایی کلی از بخش‌های بالایی سازند سروک در برش الشتر (شمال لرستان)، a. بخش HST از سکانس‌های رسوبی دوم و سوم در شکل نمایش داده شده است، c. عکس مقاطع نازک لایه‌های استروماتولیتی، d. الیگوستژنید

 

شکل 7- الگوی رسوبی بخش بالایی سازند سروک در منطقۀ مطالعه‌شده

 

 

شکل 8- نمودار درصد فراوانی ریزرخساره‌های مشاهده‌شدۀ سازند سروک در منطقۀ الشتر (شمال لرستان)

 


چینه‌‌‌نگاری سکانسی

در علم چینه‌نگاری سکانسی، نهشته‌های رسوبی در حوضۀ رسوبی به سکانس‌هایی رسوبی تقسیم می‌شوند که بین ناپیوستگی‌ها یا پیوستگی‌های هم‌ارز آنها قرار دارند. این تفکیک با بررسی تغییرات عمودی ریزرخساره‌ها و شناسایی محیط‌های رسوبی مرتبط با تغییرات نسبی سطح آب دریا انجام می‌شود (Emery and Mayres 1996). در مطالعه‌های لاسمی و همکاران ((Lasemi et al. 2006 سن سازند سروک در منطقۀ الشتر (منطقۀ مطالعه‌شده در پژوهش حاضر)، سنومانین در نظر گرفته شده است. در تاقدیس بنگستان نیز سن سازند سروک باتوجه‌به محتوای فسیلی ارزشمند آن (نظیر خرده‌های رودیست، انواع مختلف فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ بدون منفذ نظیر آلوئولینید، میلیولید، اربیتولین و نزازاتا، فرامینیفرهای پلانکتون و الیگوستژنید) به زمان سنومانین نسبت داده شده است (Ghabeishavi et al. 2010). رزین و همکاران (Razin et (al. 2010 با انجام مطالعه‌های جامع دربارۀ سازند سروک در منطقۀ لرستان، سه سکانس رسوبی ردۀ سوم در بخش‌های متعلق به زمان سنومانین این سازند شناسایی کردند. مطالعه‌های چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در منطقۀ الشتر نیز به شناسایی سه سکانس رسوبی ردۀ سوم منجر شدند. سکانس‌های رسوبی شناسایی‌‌شده از پایین به بالا عبارتند از:

سکانس رسوبی 1: ضخامت این سکانس 250 متر است و در بخش‌های قاعده‌ای سازند سروک قرار دارد. طی مطالعه‌های صحرایی مشخص شد این سکانس از سنگ ‌آهک با لایه‌بندی ضخیم تشکیل شده و شامل 180 متر دستۀ رسوبی پیش‌رونده (TST) متشکل از ریزرخسارۀ وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک، اکینوئید و بایوکلست و ریزرخسارۀ گرینستون حاوی اینتراکلست، پلویید و بایوکلست است. دستۀ رسوبی وابسته به سکون و آغاز پس‌روی (HST) در این سکانس با ضخامت 70 متر از ریزرخساره‌های وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و بایوکلست و ریزرخساره‌های گرینستون تا پکستون حاوی اووئید و پلویید تشکیل شده است که معرف سکون و آغاز پس‌روی آب دریاست. سطح بیشترین پیش‌روی آب دریا (MFS) با ریزرخسارۀ وکستونحاوی فرامینیفر بنتیک، اکینویید و بایوکلست مشخص می‌شود. مرز بالایی این سکانس از نوع یک است و در ریزرخسارۀ وکستون تا بایندستون حاوی استروماتولیت و بایوکلست قرار دارد (شکل 9).

سکانس رسوبی 2: این سکانس رسوبی با 450 متر ضخامت در بخش‌های میانی سازند سروک قرار دارد و از دستۀ رسوبی پیش‌رونده (TST) با ضخامت 260 متر و دستۀ رسوبی HST با ضخامت 190 متر تشکیل شده است. دستۀ ریزرخساره‌ای TST متشکل از ریزرخساره‌های لاگون (وکستون تا پکستون حاوی جلبک سبز و بایوکلست، وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک و رودیست) و پشتۀ زیرآبی (فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست و فرامینیفر بنتیک) است. سطح بیشترین پیش‌روی آب دریا با ریزرخسارۀ فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست و فرامینیفر بنتیک مشخص شده است. دستۀ ریزرخساره‌ای HST دربردارندۀ ریزرخساره‌های متنوعی از لاگون، پشتۀ زیرآبی و پهنۀ جزرومدی است. طی مطالعه‌های صحرایی مشخص شد تغییرات مشخصی در سنگ‌شناسی طی تبدیل سطح بیشترین پیش‌روی به دسته رخسارۀ پس‌رونده (HST) مشاهده می‌شود؛ به شکلی که سنگ آهک‌های متوسط‌لایه با میان‌لایه‌های شیلی به سنگ آهک‌های ضخیم‌لایه تبدیل می‌شوند (ریزرخساره‌های سطح بیشترین پیش‌روی از سنگ آهک‌های متوسط‌لایه با میان‌لایه‌های شیلی تشکیل شده‌اند و ریز‌رخساره‌های پس‌رونده متشکل از سنگ آهک‌های ضخیم‌لایه هستند). مرز بالایی سکانس دوم از نوع یک است و در ریزرخسارۀ رودستون حاوی پیزوئید قرار دارد (شکل 9).

سکانس رسوبی 3: این سکانس در مجموع 135 متر از کل توالی سازند سروک را به خود اختصاص داده و در بخش‌های بالایی سازند سروک شناسایی شده است. این سکانس از دستۀ رسوبی پیش‌رونده (TST) با ضخامت 35 متر و دستۀ رسوبی وابسته به سکون و آغاز پس‌روی (HST) با ضخامت 100 متر تشکیل شده است. دستۀ ریزرخساره‌ای TST دربردارندۀ ریزرخسارۀ دریای باز (وکستون حاوی الیگوستژنید و بایوکلست) است. بیشترین پیش‌روی سطح آب دریا با سنگ آهک‌های حاوی الیگوستژنید مشخص می‌شود. تغییرات مشخصی در سنگ‌شناسی طی تبدیل ریزرخسارۀ پیش‌رونده به سطح بیشترین پیش‌روی مشاهده می‌شود؛ به شکلی که سنگ آهک‌های متوسط‌لایۀ TST به سنگ آهک‌های نازک‌لایه تبدیل می‌شوند. دستۀ ریزرخسارۀ HST دربردارندۀ ریزرخساره‌های لاگون (وکستون حاوی میلیولید و بایوکلست) و پهنۀ جزرومدی (وکستون تا بایندستون حاوی استروماتولیت و بایوکلست) است. مرز بالایی این سکانس رسوبی نیز از نوع یک است (شکل 9).

 

 

شکل 9- تغییرات ریزرخساره‌ها، محیط رسوبی و سکانس‌های رسوبی سازند سروک در برش الشتر (شمال لرستان). ریزرخساره‌ها در طول توالی سازند سروک از بخش‌های پایین به بالا مرتب شده است.

 


نتیجه‌

به‌منظور تعیین ریز‌رخساره‌ها و نوع محیط رسوب‌گذاری سازند سروک، برشی چینه‌شناسی از این سازند با ضخامت 835 متر عمدتاً متشکل از سنگ‌های کربناتۀ ضخیم، متوسط و نازک‌لایه ازنظر چینه‌شناسی و رسوب‌شناسی به‌‌دقت مطالعه شد. مطالعه‌های صحرایی و بررسی 100 مقطع نازک میکروسکوپی به شناسایی 12 ریزرخساره در 3 کمربند رخساره‌ای متعلق به پهنۀ جزرومدی، لاگون و دریای باز منجر شد. باتوجه‌به ریز‌رخساره‌های معرفی‌شده و شواهد صحرایی به نظر می‌رسد بخش‌های زیرین و بالایی سازند سروک در منطقۀ مطالعه‌شده در دو محیط به‌نسبت متفاوت نهشته شده‌اند؛ رسوب‌گذاری در بخش‌های زیرین در رمپ کربناته و رسوب‌گذاری بخش بالایی در شلف کربناته انجام شده است. ریزرخساره‌های لاگونی غالب‌ترین ریزرخساره‌های موجود در کربنات‌های مطالعه‌شده هستند. سه سکانس رسوبی ردۀ سوم در سازند سروک بر اساس روند عمیق‌شدن و کم‌عمق‌شدگی رخساره‌ها تشکیل شده‌اند که با مرزهای سکانسی نوع یک (حضور ریزرخساره‌های حاوی استروماتولیت و پیزوئید) از یکدیگر تفکیک می‌شوند. در هریک از سکانس‌های رسوبی تشکیل‌شده، دسته رخساره‌های پیش‌رونده از ریزرخساره‌های متعلق به زیرمحیط دریای باز و دسته رخساره‌های پس‌رونده عمدتاً از ریزرخساره‌های متعلق به زیرمحیط لاگون و پهنۀ جزرومدی تشکیل شده‌اند.

Aghanabati A. 2004. Geology of Iran, Geological Survey of Iran, Tehran, 586 p.

Aguilera-Franco N. and Hernandez-Romano U. 2004. Cenomanian-Turonian facies succession in the Guerrero-Morelos Basin, Southern Mexico. Sedimentary Geology, 170(3): 135-162.

Ahmadi Hydari A. Vaziri Moghadam H. Seyrafian A. and Taheri A. 2016. Biostratigraphy and sequence Stratigraphy of Sarvak Formation in Fahliyan anticline (south Yasuj), Iranian Joural of Petrolum Geology, 11: 22-42.

Aleshtar Geology map, No. 20809 W (1:100000 scale). National Iranian Oil Company

Alavi M. 1994. Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran. new data and interpretation. Tectonophysics, 229: 211-238.

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

Assadi A. Honarmand J. Moallemi S.A. and Abdollahie-Fard I. 2016. Depositional environments and sequence stratigraphy of theSarvak Formation in an oil field in the Abadan Plain, SW Iran. Facies, 62 (4): DOI 10.1007/s10347-016-0477-5.

Assadi A. Honarmand J. Rahmani A. and Reisi A. R. 2015. Identification and interpretation of sedimentary and diageneses facies from logs, a case study of Sarvak reservoir in one of big oil fields of southwest Iran, Applied Sedimentology 6:103-119.

Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate Rocks According to Depositional Texture. In: classification of carbonate Rocks. Ed. by E, Hom. Mem. Journal of American Assocition Petroleum Geology. 1: 121-188.

Daneshian J. Moallemi S. and Yunesi K. 2013. Microfacies of Sarvak Formation in Tang-e-Chenar Bashi, Lorestan basin: toward introducing a sedimentary model for the deep sequences. Earth Science Research, 13: 101-111

Embry A. F. and Klovan J. E. 1971. A Late Devonian reef tract on northeastern Banks Island, Northwest territories. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19: 730 - 781.

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

Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application, Second Edition, Springer, Heidelberg, 984 p.

Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposits. Empirical models based on microfacies analysis of paleogene deposits in southeastern Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 155: 211-238.

Ghabeishavi A. Vaziri-Moghaddam 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: 275-285.

Ghaedi Rahmat A. Arefi Fard S. Vakil Baghmisheh F. and Gholami zadeh P. 2013. Biostratigraphy and biozonation of Sarvak Formation in NW Khoramabad. Proceedings of 17th Geological Society of Iran meeting, p. 17-25.

Hottinger L. 1997. Shallow benthonic foraminiferal assemblages as signals for depth of their deposition and their limitations. Bulletin de la Societe Geologique de France, 168: 491- 505.

Haq B.U. Hardenbol J. and Vail P.R. 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic (250 million years ago to present). Science, 235: 1156-1166.

James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium, agreement area.American Association of Petroleum Geologists Bullten, 49: 2118-2245.

Khanjani M. Moussavi-Harami S. Rahimpour-Bonab H. And Kamali M. 2014. Sedimentary environment, diagenesis and sequence stratigraphy of upper Sarvak Formation (Mishrif Equivalent) in Siri oil fields. Geosciences, 24 (94): 263-274.

Lasemi Y. Kavoosi M. and Mahmoodi S. 2006. Sedimentary environments and sequence stratigraphy of Sarvak Formtion in Aleshtar section and Khaneh sorkh-1 well, NE Lorestan. Proceedings of 10th Geological Society of Iran meeting, p. 1781-1787.

Lasemi Y. and Kavoosi M. 2005. Sequence stratigraphy of Sarvak Formtion in SE Lorestan and north of Izeh zone and their application in hydrocarbon exploration. Proceedings of 9th Geological Society of Iran meeting, p. 598-602.

Lasemi Y. and Jalilian A. 1997. Carbonate microfacies and sedimentary environment of the Sarvak Formation in Khuzestan and Lorestan regions. Geosciences, 25-26: 48-59.

Motiei H. 1993. Geology of Iran (Stratigraphy of Zagros). Geological Survey of Iran, Tehran, 536 p.

Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Omidvar M. and Haji Mashhadi H. 2012. Sedimentary environments, diagenesis and sequence stratigraphy of Sarvak Formation in Ab Teymour oil field, west of Dezful embayment. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 47: 25-50.

Mahmoudi Renani E. and Taheri A. 2011. Microfacies and sequence stratigraphy of Sarvak Formation in north east of Gachsaran (Tange – Gorgodar). Sedimentary Facies, 4 (2): 188-198

Mirzaie Ataabadi M. Asadollahi E. Zohdi A. and Rahmani A. 2017. A pycnodont (Neopterygi) tooth plate from the Cretaceous deposits of Aleshtar area (Lorestan). Proceeding of the 11th meeting of Paleontological Society of Iran, 9-13

Posamentier H.W. Jervey M.T. and Vail P.R. 1988. Eustatic controls on clastic deposition I - conceptual framework. In: Wilgus C.K. Hastings B.S. Kendall C.G.St.C. Posamentier H.W. Ross C.A. Van Wagoner J.C. (Eds.), Sea Level Changes-An Integrated Approach. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists. Special Publication 42: 110-124.

Rahimi Nezhad A. Vaziri Moghadam H. and Seyrafian A. 2006. Biostratigraphy and Microfacies of Sarvak Formation in Gachsaran oil field (Well No. 55), Isfahan University Research Bulletin, 21:87-103.

Razin P. Taati F. and Van Buchem F. S. P. 2010. Sequence stratigraphy of Cenomanian-Turonian carbonate platform margins (Sarvak Formation) in the High Zagros, SW Iran: an outcrop reference model for the Arabian Plate. In: van Buchem F.S.P., Gerdes K.D. Esteban M. (Eds.), Mesozoic and Cenozoic carbonate systems of the Mediterranean and the Middle East: Stratigraphic and diagenetic reference models. Geological Society, London, Special Publication, 329: 1-7.

Safdari Adimi H. Vaziri Moghadam H. and Seyrafian, A. 2010. Sequence stratigraphy and Microfacies of Sarvak Formation southwest of Firouzabad, Sediemntary Facies, 3(1):48-60.

Shahverdi N. Rahimpour-Bonab H. and Kamali M. 2014. Sedimntary environment, diagenesis and reservoir quality of upper Sarvak Formation in Siri Esfand oil field. Journal of Petroleum Research, 84: 99-114.

Taheri A. and Soradeghi H. 2011. Microfacies and Sequence stratigraphy of Sarvak Formation, SW Borujen. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 42: 27- 40.

Vaziri moghadam H. and Safari A. 2003. Facies and Sedimentary environments of Sarvak Formation in Semirom area. Research Bulletin of Isfahan University, 18: 59-74.