ریزرخساره‎ها و محیط رسوبی سازند سروک در برش تنگ باولک و شاهنخجیر، شهرستان ملکشاهی (ایلام)

نویسندگان

1 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه بوعلی سینا همدان، ایران

2 دانشجوی کارشناسی ارشد، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه بوعلی سینا همدان، ایران

چکیده

به‌منظور مطالعۀ محیط رسوبی سازند سروک، دو برش از رخنمون‎های آن پیرامون شهرستان ملکشاهی (استان ایلام) بررسی شدند. درمجموع، 430 نمونه با فاصلۀ میانگین 3 متر برداشت و برش‎های نازک رنگ‌آمیزی‌شده مطالعه شدند. در نتیجه، 13 ریزرخساره شناسایی شدند که در 5 زیرمحیط رسوبی پهنۀ جزر‌و‌مدی، لاگون، سد، شلف ژرف و شیب‎قاره و حوضۀ ژرف رسوب کرده‌اند. شواهدی مانند توربیدیت و تغییرات ناگهانی در رخساره‎ها وجود پلت‎فرم کربناته از نوع شلف لبه‎دار را نشان می‌دهند که به‌سوی بخش بالایی رسوبات دارای ویژگی‎های شیب و حوضۀ عمیق است. به نظر می‎رسد نخست شرایط یک حوضۀ پلت‎فرمی بر منطقه حاکم بوده است اما پس‌از فاز کوه‌زایی ساب‎هرسینین رسوبات رخنمون یافته‌اند و کارستی شده‌اند؛ سپس حوضه‌ای پیش‎خشکی با بالاآمدن دوبارۀ سطح نسبی آب دریا در زمان تورونین پیشین یا میانی پدید آمده که به نهشته‌شدن 106 متر آهک رسی نازک تا ضخیم‌لایه تا پایان تورونین منجر شده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Microfacies analysis and depositional environment of the Sarvak Formatiom in Tang-e Bawlak and Shahnakhjir sections, Malekshahi County, Ilam

نویسندگان [English]

  • Hassan Mohseni 1
  • Rohollah Zeybaram Javanmard 2
1 Bu-Ali Sina University Hamadan, Iran
2 Bu-Ali Sina University Hamedan, Iran
چکیده [English]

Introduction
The study area is located in the Zagros fold-thrust belt in which numerous amounts of hydrocarbon reserves are trapped in the Sarvak Formation (Cretaceous) and the Asmari Formation (Oligo-Miocene) (Mc Clay et al. 2011). The Sarvak Fm. is an important part of the Bangestan Group and laterally passes into the Garau Formation shales toward the Lorestan zone.  Furthermore its lateral facies equivalents are well appreciated in the surrounding countries (i.e. the Madud and Mishrif formations in Kuwait, the Vasia Group in UAE, the Natih Formation in Oman, the Ahmadi, Madud and Rumayleh formations in Iraq and KSA (Alsharhan and  Kendall 1991; Hajikazemi et al. 2010; Razin et al. 2010; Sadooni et al. 2005). Hence understanding any possible lateral changes of the Sarvak reservoir is crucial. The present study attempts to figure out such changes via examining microfacies characteristics and depositional environment of the Sarvak Fm.
Materials and Methods
Two exposed sections of the Sarvak Formation (Cretaceous) were studied in the Kabirkuh around the Malekshahi city in Ilam province named the Tange- Bawlak and Shahnakhjir sections. A total of 430 samples were collected. Detailed petrographic examinations on the stained thin sections were examined under routine petrographic microscope equipped by digital camera. All field evidences were also carefully recorded which will be briefly introduced in the following section.
Discussion of Results and Conclusion
Examinations of thin sections revealed 17 microfacies in the Sarvak Fm. which were deposited in 5 distinct depositional settings including tidal flat, lagoon, bar, deep shelf and slope as well. These microfacies are:
A-Tidal flat facies association composed of two microfacies barren lime mudstone and dolomitic fenestral packstones to bindstones.
B-Lagoon facies association including peloid bioclast grainstone to packstone containes Nezzazata, Textularia, Murgina apula, Pseudolituonella reicheli, Gavelinella and mudstone to wackestone partially dolomitized with Miliolids and Nezzazata, Spiroplectinata annectene.
C-Shallow water bank, reefs and bars consist of 5 microfacies as allochthonous bioclastic rudstone, peloid bioclast rudstone, grainstone to packstone with large scale cross bedding, bioclastic rudstones with brachiopods shell concentration, glauconitic intraformational conglomerate, bioturbated bioclastic packstone to wackestones with Quinqueloculina, Vidalina, Dorothia, Muricohedbergella andmiliolid.
D-Intrshelf basin (shallow to deep subtidal) that caontain several microfacies such as spiculite wackestone - packstone with a calcisiltite matrix and/or fecal pellets, extensively burrowed bioclastic wackestone- floatstone, glauconitic wackestones and floatstones with infauna and epifauna whole fossils, Oligostegina wackestone with calcisiltite matrix.
E-slope and deep basin facies association that comprises thin-shelled planktonic bivalve (filaments) with intraclastwackestone, globotruncanid and calcisphere wackestone, microbreccia, bioclastic-lithoclastic packstone or rudstone.
Interpretations of these facies associations along with field evidences suggests that the depositional environment of the Sarvak Fm. were twofold including platform and deep foreland basin sediments. The platform margin was characterized by high-energy bar/barrier designated by large-scale cross bedding in grainstone and biogenic carbonate buildups. Sporadic turbidity currents probably were responsible to transport the shallow water carbonates into surrounding intrashelf basins. The intrashelf sediments are rich in planktonic biota interbedded with shale and marls rich in open marine fossils including brachiopods, echinoderms and ammonites. Seemingly, the platform setting uplifted as the consequence of Subhersinian orogeny. The unconformity was recognized by evidences such as brecciation, karstification and conglomeratic horizon.
Subsequent global sea level rise during Early Turonian brought a foreland basin in which about 106 m argillaceous thin to thick bedded limestones capped the interval of the Sarvak Fm. during Late Turonian. These deposits contain Helvetoglobotuncana helvetica, Clavihedbergella, Murginotruncana coronata, Whiteinella, Hedbergella, Rotalipora, Heterohelix, Margnotruncana renzi, Dorotha, Dicarinella.
The Sarvak Fm. is 845m and 412m thick in the Tange-e Bawlak and Shahnakhjir sections respectively. In the both sections it consists of two facies types including platform facies and foreland basin deposits. The platform deposits inturn composed of neritic (shallow water) sediments and platform margin high energy facies. The foreland basin are argillaceous and fine grained displaying evidences of pressure solution and are abouut 106 thick.

کلیدواژه‌ها [English]

  • The Sarvak Formation
  • Microfacies
  • Tange-Bawlak
  • Malekshahi
  • Depositional environment

مقدمه

منطقۀ مطالعه‌شده بخشی از زاگرس چین‎خورده است که میدان‎های نفتی متعدد و بزرگی در مخزن‎های آهکی آن به‌ویژه در دو بازۀ زمانی سنومانین - تورونین (سازند سروک) و الیگوسن - میوسن (سازند آسماری) شکل گرفته‌اند (McClay et al. 2011)؛ به‌طوری‌که این بخش از زاگرس میزبان بیش از نیمی از مخازن هیدروکربنی شناخته‌شده در دنیاست Sepehr and Cosgrove 2005) در (Mobasher 2007؛ برای نمونه، رسوبات در بزرگ‌سکانس ژوراسیک تا تورونین به‌شکلی روی‌هم قرار گرفته‌اند که نخست سنگ منشأ و سپس سنگ مخزن تشکیل شده است (Alavi 2004; Mobasher 2007). در بازۀ زمانی کرتاسۀ میانی تا میوسن میانی شرایط برای مهاجرت نفت به این مخازن فراهم شده است (Cecile  and (Pasca 2010.

در حوضۀ زاگرس، تغییرات رخساره‎ای در سطوح مختلف چینه‎شناسی اعم از لایه‌ها و بخش‌ها تا درون سازندها و سکانس‌ها شناخته شده است؛ برای نمونه، چنین تغییراتی در سازند سروک دیده می‎شود که سنگ مخزن بسیاری از میدان‎های نفتی زاگرس ازجمله میدان نفتی دهلران در استان ایلام، جنوب تنگ باولک است (Taghavi et al. 2012). سازند سروک به‌سمت غرب به سازند گرو تغییررخساره داده است (Alavi 2004) و ضخامت آن در جنوب ایران و خلیج‌فارس کم شده و به‌سوی حوضۀ لرستان افزایش یافته است؛ همچنین این سازند به‌سمت باختر استان ایلام (میدان امام حسن) تغییررخساره داده و به سازند گرو تبدیل شده است (James (and Wynd 1965؛ ازاین‌رو، انجام مطالعه‌های رسوبی به‌منظور شناخت ریزرخساره‎ها و محیط رسوبی این سازند دارای اهمیت است. در پژوهش حاضر، دو برش تنگ باولک و شاهنخجیر از سازند سروک انتخاب و بررسی شدند که به‌ترتیب در شمال خاوری و شمال باختری شهرستان ملکشاهی (استان ایلام) قرار دارند (شکل 1). ضخامت سازند سروک در برش تنگ باولک 845 متر و در برش شاهنخجیر 412 متر است. سازند سروک در برش تنگ باولک به‌شکل هم‎شیب با مرز کارستی‌شده روی سازند گرو قرار دارد. مرز بالایی سازند سروک با سازند سورگاه هم‎شیب است و با یک افق لیمونیتی زردرنگ و تغییر ناگهانی از آهک به شیل مشخص است.

 

موقعیت زمین‌شناسی و جغرافیایی

در زمان کرتاسه، رسوبات کربناته با رخساره‎های گوناگون در حوضۀ لرستان در زاگرس ته‎نشین شدند و گروه بنگستان شامل سازندهای کژدمی، سروک، سورگاه و ایلام در میان آنها دارای اهمیت ویژه‎ای هستند. سازند سروک (به‌عنوان مخزن) عضو مهم گروه بنگستان است که روی لبۀ شمال خاوری ورقۀ عربی و در زمان آلبین تا تورونین نهشته شده است. سازندهای هم‌زمان با سازند سروک در کشورهای هم‌جوار با نام‎های مختلفی ازجمله سازند مدود و میشریف در کویت، گروه واسیا در امارات متحدۀ عربی، سازند ناتیح در عمان، سازند مدود، ورا، احمدی، میشریف و رومیله در عراق و عربستان و دردره در جنوب خاوری ترکیه معرفی شده‌اند (Alsharhan and Kendall 1991; Sadooni et al. 2005; Hajikazemi et al. 2010; Razin et al. 2010). منطقۀ پژوهش حاضر درون کمان پشت‎کوه قرار دارد که بخشی از زاگرس چین‎خورده است و دو برش از کمان یادشده شامل تنگ باولک و وژدرون به‌ترتیب از تاقدیس کبیرکوه و شاهنخجیر در گسترۀ شهرستان ملکشاهی (از توابع استان ایلام) برای انجام پژوهش حاضر‎ برگزیده شدند. تنگ باولک در نزدیکی روستای باولک، در 5 کیلومتری شمال خاوری شهر ملکشاهی و تنگ وژدرون در 21 کیلومتری باختر ملکشاهی و جنوب سد ایلام قرار دارد. راه‎های دسترسی به برش‎های یادشده در شکل (1) نشان داده‌ شده است.

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی برشهای مطالعه‌شده

 

مواد و روش‌ها

پس‌از انتخاب دو برش، بررسی‎های صحرایی برای شناخت ساختمان‎های رسوبی، پیداکردن مرز سازندها، اندازه‌گیری ضخامت برش‌ها و نمونه‎برداری سیستماتیک از سازند سروک انجام شدند، هرچند مرز زیرین سازند در برش شاهنخجیر رخنمون ندارد (شکل 2). سپس برش‎های نازک نمونه‎ها به روش (Dickson 1965) با آلیزارین‌رِداس و پتاسیم‌فروسیانید رنگ‌آمیزی شدند. نام‌گذاری سنگ‎ها به روش دانهم (Dunham 1962; Folk 1959; Embry and Klovan 1971; Carozzi 1988) و توصیف ریزرخساره‎ها به روش Flugel 2010) (Wilson 1975; انجام و ستون چینه‎شناسی با نرم‌افزار لاگ‌پلات تهیه شد (شکل 2). سازند سروک در برش تنگ باولک (از آلبین پسین تا تورونین پسین) با مرز کاملاً مشخصی به‌شکل ناپیوسته اما هم‌شیب با شواهد کارستی قدیمی روی سازند گرو قرار دارد؛ در ادامه، تناوبی از لایه‌های شیلی و آهکی نازک‌لایه دیده می‌شود که افق چندین متری آهک‌های دارای چینه‌بندی مسطح بزرگ‌مقیاس روی آنها رسوب کرده است. بالای این بخش، لایه‌های متناوب آهک و شیل بسیار‌مشخص با افق‌های چرتی قرار دارند که با یک افق گلوکونیتی روی بخش قبلی نهشته شده‌اند. روی افق‌های چرت‌دار، آهک‌های ریزدانه همراه با میان‌لایه‌های شیلی قرار دارند که به یک افق آهک پلوییدی ختم می‌شوند و سپس تناوبی از آهک و شیل‌های تیره (گاهی پیریت‌دار) دیده می‌شود؛ یک افق دربردارندۀ خرده‌های اکینودرم در میانۀ این بخش به چشم می‌خورد و یک افق کاملاً مشخص آهک ماسه‌ای و کنگلومرای درون‌سازندی دارای قطعه‌هایی از جنس فسفات و گلوکونیت در پایان این بخش دیده می‌شود که به ناپیوستگی تورونین میانی مربوط است. بالاترین بخش سازند سروک در این برش شامل تناوبی از آهک‌های آرژیلی و مارن است که به یک لایۀ دارای افق‌هایی از لیمونیت ختم می‌شود؛ این افق مشخص‌کننده مرز بالایی سازند سروک با سازند سورگاه است. مرز زیرین سازند سروک در برش وژدرون (شاهنخجیر) رخنمون ندارد. قدیمی‌ترین لایه‌ها به سن سنومانین هستند و آخرین لایه‌ها نیز مانند برش تنگ باولک سن تورونین پسین را نشان می‌دهند. لایه‌های آهکی ریزدانۀ دربر‌دارندۀ سنگوارۀ آمونیت‌ها و خرده‌های اکینودرم ویژگی این لایه‌ها هستند که روی آنها یک افق پلوییددار (همانند برش تنگ باولک) دیده می‌شود و سپس تناوبی از لایه‌های شیل (گاهی پیریت‌دار) و آهک انباشته شده‌اند. یک افق دارای خرده‌های سنگوارۀ اکینودرم در میانۀ این بخش (همانند برش قبلی) دیده می‌شود و روی این طبقه‌ها، افق کنگلومرای درون‌سازندی با قطعه‌های فسفاتی و گلوکونیتی بسیارمشخص به چشم می‌خورد که مشخص‌کنندۀ سطح ناپیوستگی تورونین میانی است؛ در ادامه، آهک‌های آرژیلی و مارن و شیل رسوب کرده‌اند. سن سازند سروک در برش‌های یاد‌شده بر نتایج (James and Wynd 1965) مستند است که در شکل‌های (4) تا (6) گزارش خویش به‌ویژه در حوضۀ لرستان سن این سازند را از آلبین پسین تا پایان تورونین گزارش کرده‌اند. اگرچه در این بررسی ناپیوستگی تورونین مانند دیگر بخش‌های زاگرس مشاهده شده است، با‌توجه‌به ادامۀ رسوب‌گذاری پیش‌از آغاز سازند سورگاه استنباط شده است که رسوبات تورونین پسین نیز در منطقۀ کبیرکوه تشکیل و حفظ شده‌اند؛ سپس مرز بالایی سازند سروک با سازند سورگاه با یک افق نازک دارای ندول‌های لیمونیتی کاملاً مشخص است.

 

 

شکل 2- ستون چینهشناسی سازند سروک در برشهای تنگ باولک و شاهنخجیر

 


شرح ریزرخسارهها

در برش‎های موردپژوهش، 17 ریزرخساره شناسایی شدند که در 9 کمربند رخساره‎ای و 5 زیرمحیط رسوبی نهشت کرده‌اند. درادامه به شرح ویژگی‎های آنها پرداخته می‎شود:

A. رخسارههای پهنۀ جزرومدی Tidal flat که دربردارندۀ دو ریزرخساره است:

A1. گلسنگ آهکی بی‌سنگواره(Barren lime mudstone)

این ریزرخساره از گل متجانس (homogenous) یا میکرواسپار بدون سنگواره و دارای 10 درصد دولومیت تشکیل شده است که در توالی‎های ستبرشونده و همراه با رخساره‎های لاگون دیده می‌شود (شکل a3).

 

A2: فنسترال پکستون و بایندستون دولومیتی (Dolomitic fenestral packstones to bindstones)

در این ریزرخساره، پلت (50 درصد)، سیمان اسپاری
(29 درصد)، دولومیت (10 درصد)، گلوکونیت‎های گردشده (کمتر از 1 درصد) و گل آهکی (کمتر از 10 درصد) وجود دارد. این رخساره از پلگل آهکی گاهی به‌هم‌چسبیده تشکیل شده است که بین آنها حفره‌های بی‌نظم و کشیده‌ای در اندازه‎های مختلف (fenestral) وجود دارند. وکستون‎های دارای سنگواره نزازاتا ازجمله ریزرخساره‌های همراه است ولی در خود این ریزرخساره سنگواره دیده نمی‌شود (شکل b3).

 

B. رخسارههای زیرمحیط لاگون

B1. گرینستون تا پکستون پلوییدی - بایوکلستی (Peloid bioclast grainstone to packstone))

این ریزرخساره روی زمین توده‎ای، شکسته‌شده و سیمانی‌شده است. اجزای این ریزرخساره شامل دانه‎های ریز و نیمه‌گرد‌شدۀ پلویید (30 درصد)، بایوکلست (34 درصد) که بیشتر خرده‎های اکینویید هستند، سیمان (35 درصد) و 1 درصد فرامینیفرهایی مانند Miliolid، Nezzazata،Textularia،Murgina apula،Pseudolituonella reicheli،Gavelinella و کلسی‎اسفر هستند (شکل c3).

 

B2. مادستون تا وکستون گاهی دولومیتی دارای سنگوارۀ میلیولید و نزازاتا

رسوبات این بخش بسیار ستبرلایه تا توده‎ای با رنگ روشن و جورشدگی بد هستند و اجزای آن شامل 70 درصد گل آهکی، 20 درصد ماتریکس کلسی‌سیلتایت و 10 درصد سنگواره‎های بنتیک مانند سنگواره‎هایNezzazata sp. Miliolid, Reophax sp. و Spiroplectinata annectenes است (شکل g3). گفتنی است گاهی دولومیت نیز (به میزان 5 تا 10 درصد) در رخساره‎های همسان یافت می‎شود.

 

C. گروه رخسارهای آبهای کم‌ژرفا؛ (سکوها (banks، ریف و سدهای بایوکلستی - پلوییدی:

C1. رودستون بایوکلستی با خرده سنگواره و سنگوارههای درسته نابرجا (Allochthonous bioclastic rudstone)

اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره دربرگیرندۀ خرده‎های جلبک قرمز (23 درصد)، صدف‎های دوکفه‎ای و براکیوپود (15 درصد)، خارپوست (18 درصد) همراه با لیتوکلست و پلت (33 درصد)، میلیولید (1 درصد)، گل آهکی (10 درصد) و سیمان (کمتر از 10 درصد) است. درصد زیادی از خرده موجودات همراه ریف مانند جلبک‌های قرمز در این رخساره آشکار هستند که درشت‌دانه و ساییده‌شده هستند (شکل e3).

C2. رودستون، گرینستون تا پکستون پلوییدی - بایوکلستی دارای چینه‎بندی بزرگ‌مقیاس (Peloid bioclast rudstone, grainstone to packstone with large scale cross bedding)

اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره شامل 25 درصد سیمان، 20 درصد خرده‎های خارپوست، 20 درصد پلت، 15 درصد سنگواره‌های بنتیک، 10 درصد لیتوکلست، 5 درصد جلبک قرمز و 5 درصد خرده‎های صدف دوکفه‎ای است. دانه‎های تشکیل‌دهندۀ این رخساره گردشده، گاهی دارای پوشش، جورشده، ساییده‌‎شده، فرسایش‌یافته، دارای رنگ روشن و بدون گل هستند و ساختمان چینه‎بندی مورب بزرگ‌مقیاس در آنها دیده می‎شود. تنوع زیستی آنها کم و شامل دوکفه‎ای‌ها، چند نوع محدود از فرامینیفرها، گاستروپود و جلبک داسی‎کلاد است (شکل‌های i3)

C3. رودستون بایوکلستی با تمرکز صدف براکیوپود(Bioclastic rudstones with brachiopods shell concentration)

این ریزرخساره بسیار شبیه به ریزرخسارۀ گرینستونی سدی است با این تفاوت که دارای 30 درصد صدف‎های بازوپاست و رخسارۀ بسیار نازکی (10 سانتی‎متر) را پدید آورده که به رخساره‎های گرینستونی سدی چسبیده است. اجزای آن شامل 30 درصد صدف بازوپا، 25 درصد سیمان، 15 درصد خرده‎های خارپوست، 10 درصد لیتوکلست، 6 درصد پلت،
4 درصد سنگواره‌های بنتیک، 5 درصد جلبک قرمز و
5 درصد خرده‎های صدف دوکفه‎ای است (شکل h3).

 

C4. کنگلومرای درون‌حوضه ای گلوکونیتی (Glauconitic (intraformational conglomerate

خرده‎های چارچوب‎ساز این ریزرخساره، گراول‎ها و ماسه‎های گلوکونیتی - فسفاتی سایش‌یافته و کروی هستند که فراوانی آنها 40 درصد است، کلسی‎اسفر و خرده‎های اسکلتی (مانند خارپوست) 35 درصد و زمینه گل آهکی و میکرواسپار 25 درصد رسوبات را شامل می‌شوند (شکل‌های l3 و m3). این ریزرخساره روی ناپیوستگی‎های کارستی نهشته شده و حفره‌های کارستی را پر کرده ‎است.

C5. پکستون - وکستون بایوکلستی دارای آثار حفاری (Bioturbated bioclastic packstone to wackestones)

این ریزرخساره توده‌ای است و 5 متر ضخامت دارد. اجزای آن شامل گل آهکی (42 درصد)، دانه‎های ریز و درشت خارپوست (20 درصد)، ماتریکس کلسی‌سیلتایت (15 درصد)، الیگواستژینید (10 درصد)، فرامینیفرهای بنتیک مانند Dorothia sp.Muricohedbergella sp.، Miliolid، Quinqueloculina sp. و sp. Vidalina (8 درصد)، اینتراکلست (کمتر از 5 درصد) و دانه‎های گردشدۀ فسفات و گلوکونیت (کمتر از 1 درصد) است (شکل‌های j3 و k3). آثار سوراخ‌کردن (boring) و حفاری در این ریزرخساره دیده می‌شوند.

 

 

شکل 3- نگاره‌های میکروسکوپی ریزرخساره‌های کمژرفا در سازند سروک؛ همۀ نگاره‌ها به برش کبیرکوه وابسته هستند و با نور طبیعی بررسی شده‌اند. بزرگنمایی همۀ نگارهها یکسان و درازای خط مقیاس برابر 1 میلیمتر است (جز در برشهای k که بزرگنمایی دو برابر و طول خط مقیاس 5/0 میلیمتر است)؛ a. گلسنگ آهکی بی‌سنگواره،b. فنسترال پکستون و بایندستون دولومیتی؛ دانههای سیاه شبه‌پلت، دانههای سپید دولومیت که بدون رنگ باقی‌مانده‌اند و لکه‌های صورتی سیمان هستند که فضای خالی را پر کرده‌اند، c. گرینستون تا پکستون پلوییدی - بایوکلستی؛ دانههای سیاه پلت، دانههای خاکستری بایوکلست و لکههای سپید سیمان هستند، d تا f. نگارههای صحرایی و میکروسکوپی از رودستون بایوکلستی با خرده سنگواره و سنگوارههای درسته نابرجا که دارای زغال سنگ و بلمنیت است. خردههای درشت جلبک قرمز و خارپوست در نگارۀ میکروسکوپی آشکار هستند، g. مادستون تا وکستون گاهی دولومیتی دارای سنگوارۀ میلیولید و نزازاتا، h. رودستون دارای صدف بازوپا، i. تصویر میکروسکوپی رودستون دارای چینهبندی مورب بزرگ‌‌مقیاس، j و k. پکستون - وکستون بایوکلستی دارای خردههای خارپوست، فرامینیفرهای بنتیک مانند Vidalina و گلوکونییت گردشده که به سدهای کم‌انرژی وابسته هستند، l تا m. نگارههای صحرایی و میکروسکوپی از رسوبات مرز فرسایش کارستی وکنگلومرای درون‌حوضه‌ای گلوکونیتی؛ این ریزرخساره به‌وسیلۀ رسوبات به‌جا‌‌مانده پدید آمده است. ریگهای سبز و قهوه‌ای گلوکونیت و فسفات‌های گردشده هستند که در زمینه‌ای از ماسه پراکنده شدهاند. در نگارۀ l تیرگی (مادۀ آلی) و دانههای گلوکونیت و فسفات آشکار هستند. در نگارۀ ماکروسکوپی دانههای گلوکونیت و فسفات گردشده کنگلومرا را ایجاد کردهاند. در نگارۀ m مرز بین رسوبات دیرینه و جوان به‌وسیلۀ سطح فرسایشی نمایان شده است و روی این مرز فرسایش‌یافته، رسوبات به‌جامانده رسوب‌کرده‌اند که دارای فسفات و گلوکونیت هستند.

 

 

D. گروه رخسارۀ زیرمحیط اینتراشلف منطقۀ کم‌ژرف تا ژرف سابتایدال (Intrashelf basin deep to shallow subtidal)

D1. وکستون دارای سوزن اسفنج و ماتریکس کلسیسیلتایت(Spiculite wackestone - packstone with a calcisiltite (matrix

این ریزرخساره دارای لایه‎های 30 تا 50 سانتی‎متری با رنگ تیره است که با رخساره‎های نریتیک همراهی دارند و دربرگیرندۀ
30 درصد سوزن اسفنج، 50 درصد گل آهکی، 10 درصد خرده‎های بسیارریز به‎شکل ماتریکس کلسی‎سیلتایت، 8 درصد کلسی‎اسفر و 2 درصد فونای پلانکتونیک و بنتیک است (شکل a4).

 

D2. وکستون- پکستون پلوییدی دارای سوزن اسفنج (Spiculite wackestone - packstone with fecal pellets)

این ریزرخساره دربرگیرندۀ 35 درصد سوزن اسفنج، 40 درصد گل آهکی، 14 درصد پلت‎های مدفوعی و 1 درصد فونای پلانکتون و بنتیک است. نشانه‌های حفاری در این ریزرخساره به‌فراوانی دیده می‎شوند. این ریزرخساره از چینه‌های متوسط تا نازک‌لایه، خاکستری تیره و به‌شدت حفاری‌شده تشکیل شده و با رخساره‌های شیلی و مارنی همراه است (شکل b4).

 

D3. وکستون - فلوتستون بایوکلستی شدیداً حفاری‌شده(Extensively burrowed bioclastic wackestone-floatstone)

چنین رخساره‎ای را وکستون - فلوتستون‎های نازک تا متوسط‌لایه و دارای نشانه‌های حفاری شدید و ژرف‌شوندگی به‌ بالا پدید آورده‎اند. اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره دربرگیرندۀ 40 درصد گل آهکی، 35 درصد کلسی‎اسفر،
13 درصد خرده‎های بایوکلستی یا خارپوستان کلسی‎سیلتایت، 10 درصد پلت و کمتر از 2 درصد فرامینیفرهای پلانکتونیک هستند. گل آهکی و قطعه‌های اسکلتی در اثر حفاری درهم‌ریخته و حفره‌های ایجادشده با پلت‎های مدفوعی و کلسی‎اسفر پر شده‌اند. خرده‎های بایوکلستی را خارپوستان‌ها و فرامینیفرها تشکیل داده‎اند (شکل‌های c4، d4 و e4).

 

D4. گلوکونیت وکستون و فلوتستون همراه با سنگوارههای درستۀ اینفونا و اپیفونا(Glauconitic wackestones and floatstones with infauna and epifauna whole fossils)

اجزای تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره دربرگیرندۀ خرده‎های اسکلتی (براکیوپود و خارپوستان) به میزان 10 درصد و غیراسکلتی (پلت) به میزان 20 درصد، 60 درصد گل آهکی و 10 درصد ماتریکس (خرده‎های اسکلتی بسیار دانه‌ریز) هستند. پلت‎ها و دیگر خرده‎ها بیشتر گلوکونیتی شده‎اند (شکل‌های f4 و g4)؛ همچنین آثار حفاری معمول است. از دسته سنگواره‎های آشکار در این ریزرخساره سنگواره‎های نکتون‌مانند آمونیت و بلمنیت و سنگواره‎های Lenticulina، Textularia هستند.

 

D5. الیگواستژینا وکستون دارای ماتریکس کلسیسیلتایت (Oligostegina wackestone with calcisiltite matrix)

این رسوبات نازک تا متوسط‌لایه با سطح لایه‎بندی موجی و ندولی دارای میان‌لایۀ مارنی و همچنین کانی پیریت و آثار حفاری هم‎راستا با لایه‎بندی است. ازآنجاکه این ریزرخساره چیره‎ترین رخسارۀ موجود در بخش‎های بالایی سازند سروک است (گسترش زیادی دارد)، اجزای موجود در آن به‌شکل میانگین چندین برش نازک بیان می‎شوند: 40 درصد کلسی‎اسفر که در برخی نمونه‌ها به 80 درصد نیز می‎رسد، 30 درصد گل آهکی، 20 درصد ماتریکس کلسی‎سیلتایت، 5 درصد خرده‎ها و صدف‌‎های کامل خارپوست و آمونیت که گاهی سوراخ شده‌اند، 2 درصد فرامینیفرهای پلانکتون و 3 درصد پلت‎های مدفوعی (شکل‌های h4 و l4). شیل و مارن خاکستری از دسته رخساره‎های همراه هستند.

 

E. گروه رخسارهای شیبقاره و حوضۀ ژرف که شامل سه ریزرخساره است:

E1. وکستون دارای صدفهای نازک دوکفهای پلانکتون و اینتراکلست (Thin-shelled planktonic bivalve (filaments) with intraclast wackestone)

این ریزرخساره از 65 درصد گل آهکی و ماتریکس کلسی‎سیلتایت، 10 درصد خرده‌صدف نازک، 18 درصد کلسی‎اسفر، 2 درصد سنگواره‎های پلانکتونیک و 5 درصد اینتراکلست تشکیل شده است. صدف‎ها جورشدگی خوبی دارند و همراه با الیگواستژینیدها هستند. این ریزرخساره در کمربند رخساره‎ای شمارۀ 3 (FZ 3) یعنی پای‌شیب با ریزرخسارۀ رسوبات توربیدیتی و پلاژیک همراه است.

 

E2. وکستون دارای کلسی‎اسفر و گلوبوترانکانید (Globotruncanid and calcisphere wackestone)

این ریزرخساره از 75 درصد گل آهکی و خرده‎های بسیارریز بایوکلست (کلسی‎سیلتایت)، 20 درصد کلسی‎اسفر و 5 درصد سنگواره‎های پلانکتونیک تشکیل شده است (شکل‌های i3، j3 و o3). لایه‎ها نازک تا متوسط و به‌شکل بین‎لایه‎ای دارای شیل و مارن هستند. همچنین ندول‎های پیریت و سنگوارۀ آمونیت نیز در آنها دیده می‎شوند.

 

E3. پکستون یا رودستون لیتوکلستی - بایوکلستی (Microbreccia, bioclastic-lithoclastic packstone or rudstone)

این ریزرخساره 1 متر ضخامت دارد و با رسوبات نازک تا متوسط‌لایۀ وکستونی احاطه شده است. دانه‎های تشکیل‌دهندۀ موجود در این ریزرخساره شامل خرده‎های اکینودرم در حد سانتی‎متر و لیتوکلست‎های چند سانتی‎متری هستند. این ریزرخساره با ریزرخساره‎های پلانکتونیک دارای سنگواره‎های آمونیت و آثار حفاری موازی با سطح لایه‎بندی همراه است.

جریان‌های توربیدیت دانه‎های دارای منشأهای مختلف (کم‌ژرفا تا ژرف) را روی شیب‎قاره به‌سمت پایین‌دست منتقل می‌کنند و رسوب می‎دهند؛ ازاین‌رو، این دانه‎ها عمدتاً فرسایش‌یافته و گردشده هستند و درنهایت با رسوبات پلاژیک همراه می‎شوند. ریزرخسارۀ شمارۀ 4 (SMF 4) ویلسون 1975 تالوس جلوی شیب را نشان می‎دهد که توسط جریان‎های توربیدیتی نهشته می‌شود و همانند رسوبات توربیدیتی آواری، سکانس بوما را ایجاد می‎کند.

 

 

شکل 4- نگارۀ میکروسکوپی ریزرخساره‌های سازند سروک؛ همۀ نگاره‌ها به برش کبیرکوه وابسته هستند مگر اینکه نام برش دیگری آمده باشد. a. وکستون دارای سوزن اسفنج و ماتریکس کلسیسیلتایت، b. وکستون پلوییدی دارای سوزن اسفنج، c و d. وکستون - فلوتستون بایوکلستی شدیداً حفاری‌شده، e. تودههای پلت مدفوعی در رخسارۀ الیگواستژینا وکستون دارای ماتریکس کلسیسیلتایت، f) گلوکونیت وکستون و فلوتستون همراه با سنگوارههای درستۀ اینفونا و اپیفونا، g. گلوکونیت وکستون و فلوتستون همراه با سنگوارههای درستۀ اینفونا و اپیفونا در بزرگنمایی کمتر و رنگآمیزی‌شده با آلیزارین، h. خرده سوراخ‌شده و بزرگ (بیش از 4 میلیمتر) خارپوست در رخسارۀ الیگواستژینا وکستون، i. وکستون دارای کلسیاسفر و روتالپورید Rotalipora cushmani، j. گلوبوترانکانید و دانۀ اینتراکست، k. دانۀ اینتراکلست (شاهنخجیر)، l. الیگواستژینا وکستون دارای ماتریکس کلسیسیلتایت (شاهنخجیر)، m. وکستون دارای اینتراکلست، n. وکستون دارای صدفهای نازک دوکفهای پلانکتون (شاهنخجیر) که معادل ریزرخسارۀ شمارۀ 3 ویلسون است، o. فرامینیفر وکستون - مادستون دارای گلوبوترانکانید (Helvetoglobotuncana helvetica). همۀ نگارههای میکروسکوپی با نور طبیعی و بزرگنمایی یکسان (به‌جز نگارۀ o که دارای بزرگنمایی دو برابر است) تهیه ‌شده‌اند؛ ازاین‌رو از یک مقیاس در پایین و سمت راست شکل برای همۀ آنها استفاده ‌شده است که درازای خط برای نگارههای f، i، j و o برابر 5/0 میلیمتر و برای سایر نگاره‌ها برابر 1 میلیمتر است.


تفسیر ریزرخسارهها

A. پهنۀ جزرومدی Tidal flat: این زیرمحیط دربردارندۀ ریزرخساره‌های A1 و A2 است.

ریزرخساره‌های این زیرمحیط متشکل از گل‌سنگ آهکی بی‌سنگواره یا گل آهکی دولومیتی دانه‎ریزی هستند که هیچ‌گونه سنگواره‎ای در آن دیده نمی‎شود. نبود سنگواره شرایط نامناسب محیطی برای رشد موجودات را نشان می‌دهد. این ریزرخساره در نزدیکی ساحل یا اعماق دریا ایجاد می‎شود. در دورۀ کرتاسه، زاگرس تقریباً روی مدار استوا قرار داشته (Heydari 2008) و آب‌وهوای گرم‌ومرطوب بر منطقه حاکم بوده است. در چنین شرایطی نباید انتظار داشت دولومیت‎های پهنۀ جزرومدی با تبخیری‎ها همراه باشند (آدابی 1390) زیرا یا کانی تبخیری تشکیل نمی‎شده یا درصورت تشکیل با آب‎های متئوریکی حل می‌شده است. این ریزرخساره در نزدیکی ساحل ایجاد می‎شود و به کمربندهای رخساره‎ای 8 و 9 ویلسون تعلق دارد. محسنی و همکاران (1394) چنین رخساره‎ای را در میدان نفتی مارون از سازند سروک معرفی کرده‌اند. با‌توجه‌به رخساره‌های همراه که نریتیک هستند نتیجه گرفته می‌شود این رسوبات در نزدیکی ساحل نهشته شده‎اند.

فابریک فنسترال و نبود سنگواره و سایر دانه‎ها ممکن است به‌علت فعالیت جلبک‎ها باشد که آنها را به شبه‌پلت تبدیل کرده‌اند (رحیم‌پور بناب 1389). این فرایند در پهنۀ جزرومدی و طی دیاژنز زودهنگام در بستر دریا رخ داده است. دانه‎های پلت که به‌وسیلۀ گل آهکی به‌هم‌چسبیده‌اند یک شبکه (framework) را ایجاد کرده‎اند؛ داخل این شبکه حفره‌های بی‌شکل و نامنظمی (فابریک فنسترال) وجود دارند که تا ده برابر دانه‎های پلت طول دارند و از اسپار پر شده‎اند. بزرگ‎تربودن اندازۀ این حفره‌ها نسبت به اندازۀ دانه‎ها (پلت‎ها)، شکل‌گیری آنها پس‌از رسوب‌گذاری و طی دیاژنز را نشان می‎دهد. این حفره‌ها هنگام خروج گاز از پهنۀ جزرومدی در رسوبات ایجاد و سپس با سیمان پر می‎شوند. بلورهای بی‌شکل و پراکندۀ دولومیت نیز 10 درصد حجم سنگ را تشکیل می‌دهند. این ریزرخساره‌ها در کمربند رخساره‎ای 8 restricted lagoons (FZ 8) و 9 FZ 9A)) از پهنۀ جزرومدی ایجاد می‎شوند. (Du et al. 2015) چنین ریزرخساره‎ای در سازند سروک را گل آهکی فنسترال fenestral mudstone معرفی کرده است.

 

B. زیرمحیط لاگون Lagoon

گرینستون - پکستون پلوییدی - بایوکلستی همراه با سنگواره‎های Miliolid، Nezzazata sp.، Textularia sp.، Murgina apula، Pseudolituonella reicheli،Gavelinella sp. به کمربند رخساره‎ای 7 و 8 ویلسون 1975 (FZ 7 و FZ 8) تعلق دارد. ریزرخسارۀ بدون لامیناسیون (SMF 16-non-laminated) در پلت‎فرم کم‌ژرفای محافظت‌شده (protected shallow-marine environments) با گردش آب متوسط ایجاد می‎شود (Flugel (2010 و شرایط آب‌وهوایی بسیار گرم با چرخش متوسط آب در protected lagoon را نشان می‌دهد. این رسوبات در یک افق 30 متری در برش‎های مطالعه‌شده ظاهر شده‌اند. پیش‌ازاین، موسوی و شیروانی (1388)، محسنی و همکاران (1394)، ((Taghavi et al. 2012 و (Rahimpour-Bonab et al. (2012 این ریزرخساره را معرفی کرده‌اند. نبود سنگواره‎های پلانکتونیک، فراونی گل آهکی و سنگوارۀ بنتیک مانند Spiroplectinata annectenes، Miliolid،Nezzazata sp. و sp.Reophaxبا رخساره‎های محیط لاگون هم‎خوانی دارد. برای نمونه (Flugel 2010) فراوانی گل آهکی به همراه دولومیت را به کمربند رخساره‎ای شمارۀ 8 وابسته می‎داند؛ این رخساره از فراوان‌ترین رخساره‌های سازند سروک (در بخش نریتیک) است و به کمربند رخساره‌ای شمارۀ 8 ویلسون
Platform interior- restricted وابستگی دارد که پیش‌ازاین، Razin et al. 2010; Taghavi et al. 2012 برای سازند سروک گزارش کرده‌اند‎ و آن را به محیط لاگون وابسته دانسته‌اند.

 

C. زیرمحیط آبهای کم‌ژرفا (سکوها banks)، ریف و سدهای بایوکلستی - پلوییدی

رودستون ضخیم‌لایه تا توده‎ای با موجودات کلنی‌ساز همراه ریف و خرده‌های اسکلتی نابرجا می‌‎توانند در بخش جلوی ریف (روی شیب) یا پشت ریف در محیط لاگون تجمع یابند. دانه‎های درشت لیتوکلستی و اسکلتی (جلبک قرمز، بلمنیت، آمونیت، بازوپا و خارپوست) آثار سایش دارند که شرایط پرانرژی را بازگو می‌کنند؛ ازسویی بر پایۀ شواهدی مانند همراهی گل آهکی، موجودات کلنی‌ساز همراه ریف (جلبک قرمز)، فرامینیفرهای بنتیک (میلیولید) با ریزرخساره‌های اینتراشلف نتیجه گرفته می‌شود این ریزرخساره‎ها از ریف منشأ گرفته‌اند و به بخش پشت ریف (درون‌حوضۀ اینتراشلف) سرازیر شده‎اند؛ چون ریف‌ها سدهای مقاومی را در لبۀ شلف پدید می‌آورند که خرده‎های آنها هم روی شیب به‌سوی حوضه سرازیر می‎شوند و هم به‎سوی خشکی و رسوبات لاگون جابه‌جا می‎شوند. این رسوبات در کمربند رخساره‎ای شمارۀ 4 ویلسون 1975 نهشته شده‌اند.

چینه‎بندی مورب بزرگ‌‌مقیاس این لایه‌ها یادآور ماسه‎های سدی کرانۀ پلت‌فرم platform margin sand است. سنگ‌آهک گرینستونی خوب شسته‌شده با رنگ روشن، دارای لایه‎بندی مورب بزرگ‌مقیاس و تنوع زیستی کم (شکل j3)، دانه‎های ماسه از جنس خرده‎های اسکلتی، پلوییدی، لیتوکلست گردشده و جورشده (بلوغ بافتی بالا) هستند که توسط جریان‎های قوی امواج و جزرومد حمل‌ونقل شده‎اند. نبود گل در این ریزرخساره، ژرفای کم آب و سطح بالای انرژی را نشان می‌دهد.

در ادامۀ این بخش، لایه‌های رودستون با صدف‎های فراوان براکیوپود (بیش از 30 درصد) دیده می‌شوند که می‎توانند در محیط‎های مختلف دریایی، کم‌ژرفا تا ژرف توسط جریان‎های توربیدیتی در شیب و پای شیب، توسط امواج معمولی در رمپ داخلی، امواج توفانی در رمپ میانی و یا هنگام پیشروی دریا به‌شکل رسوبات برجای‌مانده (lag) ایجاد شده باشند (Flugel 2010). ازآنجاکه این رسوبات روی رسوبات سدی دارای چینه‎بندی متقاطع نهشته شده‎‌اند و در قاعدۀ یک توالی عمیق‌شونده هستند نتیجه گرفته می‌شود هنگام بالاآمدن سطح آب دریا پس‌از یک دوره پایین‌افتادگی به‌شکل رسوبات به‌جا‌مانده نهشته شده‎اند و در کمربند رخساره‎ای شمارۀ 6 قرار می‎گیرند (شکل g3).

کنگلومرای درون‌حوضه‎ای گلوکونیتی همان ریزرخسارۀ رسوبات به‌جا‌ماندۀ lag deposit ویلسون 1975 و
 lag conglomerate در (Flugel 2010) است که در سازند سروک از کنگلومرای نازک‌لایه همراه با اکسید‎های آهن (لیمونیت) دارای خرده‎های فراوان صدف، دانه‎های فسفات و گلوکونیت گرد، ساییده، شسته و تیره‌شده blackened تشکیل شده‌ است. کنگلومراهای یادشده در برش‎های مطالعه‌شده در چندین افق و گاهی روی سطوح فرسایش‌یافته، کارستی و سوراخ‌شده (boring) قرار دارند. این رسوبات هنگام آغاز بالاآمدگی سطح آب دریا در آب‎های کم‌ژرفا نهشته می‎شوند و بیان‌کنندۀ مرز سکانس هستند. در شرایطی که میزان رسوب‌گذاری برای مدت طولانی کم و ژرفای آب نیز کم باشد محیطی پرانرژی winnowing zone ایجاد می‎شود که دانه‎های ریز و ناپایدار را می‌شوید و دانه‎های درشت (در حد گراول) به‌جا می‎مانند که به‌شکل شیمیایی و فیزیکی مقاوم و بیان‌کنندۀ محیط‎های ساحلی و ریزرخسارۀ شماره 14 ویلسون 1975 هستند که در کمربند رخساره‎ای شمارۀ 6 قرار دارد. این رخساره که با رسوبات پلت‎فرمی همراه است در کمربند رخساره‎ای شمارۀ 6 (FZ 6) قرار دارد (Flugel 2010).

وجود خرده‎های درشت، ساییده‌‌شده و سوراخ‌شدۀ (boring) خارپوست، دانه‎های گردشدۀ فسفات و گلوکونیت، فرامینیفرهای بنتیکی مانند Dorothia sp.، Miliolid، Quinqueloculina sp.، نبود فرامینیفرهای پلانکتونیک نشانۀ شرایط آب‌های کم‌ژرفا است و ازسویی، جورشدگی بد و حضور گل سطح پایین انرژی را بازگو می‌کنند؛ چنین محیطی هنگامی پدید آمده که تراز آب دریاها در زمان سنومانین به بیش از 200 متر تراز کنونی (در پایان سنومانین به 260 متر) رسیده است (Haq et al. 1988)؛ به‌نظر می‎رسد این پدیده باعث پیدایش حوضه‎های اینتراشلف و جاماندن رخساره‎های سدی روی شلف شده باشد زیرا پیشازاین، پیدایش یک حوضۀ اینتراشلف در بیشتر نقاط حوضۀ زاگرس و در طول (کمابیش از آغاز تا پایان) سنومانین مطرح شده است (Ziegler 2001). در سازند ناتیح که ازنظر زمانی هم‎ارز سازند سروک است و محیط اینتراشلف نیز در آن گسترش دارد، رخسارۀ یادشده برابر رخساره‎های سدی (کم‌انرژی) در نظر گرفته شده است (Van Buchem, et al. 1996). در پژوهش‎های پیشین، موسوی و شیروانی (1388) و لاسمی و جلیلیان (1376) چنین رخساره‎ای را به محیط‌های لاگونی نزدیک سد نسبت داده‌اند.

 

 

D. گروه رخسارۀ زیرمحیط اینتراشلف منطقۀ کم‌ژرفا تا ژرف سابتایدال

موجودات دریای آزاد مانند آمونیت، خارپوست، فرامینیفراهای پلانکتونیک نظیر گلوبوترانکانید و الیگواستیژینید و آثار حفاری موازی با سطح لایه‎بندی تقریباً در همۀ ریزرخساره‎ها دیده می‌شوند و در لایه‎های نازک تا متوسط همراه با میان‌لایه‎های نازک مارن و شیل ظاهر شده‎اند و ته‎نشینی این رسوبات در حوضۀ عمیق را نشان می‌دهند. رخساره‎ها در این محیط دارای ویژگی‎های وابسته به دو کمربند رخساره‌ای 2 (شلف ژرف Deep shelf) و 7 (Open-marine platform) هستند و رخساره‎های همسانی در این دو کمربند رسوبی نهشته می‎شوند (Flugel 2010)؛ برای نمونه، ریزرخساره‎های 8، 9 و 10 در هر دو کمربند رخساره‌ای پدید می‎آیند اما رسوبات این دو کمربند رخساره‎ای به یاری سنگواره‎ها، رخساره‎های همراه و موقعیت این رسوبات در ستون چینه‎ای جدا‌سازی می‌شوند. رسوبات موجود در حوضه‎های اینتراشلف ویژگی‎های هر دو محیط ژرف و عمیق را دارند (Grover 1993)؛ همچنین (Taghavi et al. 2006) رسوبات اینتراشلف را هم‎ارز رمپ بیرونی (زیر منطقۀ تأثیر امواج) دانسته است. درصد زیادی از رسوبات سازند سروک درون حوضه‎های اینتراشلف ته‎نشین شده‎اند.

وکستون دارای سوزن اسفنج فراوان و ماتریکس کلسی‎سیلتایت همراه با خرده‎های خارپوست و نبود نشانه‌های حفاری نشان از ته‎نشینی این ریزرخساره روی شیب جلوی سد دارد ولی بودن فرامینیفرهای بنتیکی مانند میلیولید و نزازاتا (اندک) نشان می‌دهد این ریزرخساره جلوی شیب و به‌سوی حوضۀ اینتراشلف نهشته شده است؛ همراهی با رخساره‌های نریتیک نیز برهان دیگری برای این ادعاست. اگرچه پیش‌ازاین، برخی پژوهشگران این ریزرخساره را وابسته به جلوی شیب می‎دانستند (طباطبایی و همکاران 1389؛ موسوی و شیروانی 1388) حوضه‎های اینتراشلف در حاشیۀ خود سدهای بایوکلستی و پلوییدی دارند و شیب دامنه‎های حوضۀ اینتراشلف بیش از شیب‌قاره است (Grover 1993)؛ بنابراین مواد روی شیب را به بخش ژرف‌تر انتقال می‌دهد (Burchette 1992; Khalifa 2012) و باعث تجمع سوزن‎های اسفنجی می‌شود. برخی دیگر حضور سوزن‌های اسفنج را به بخش‌های دور از حاشیۀ کم‌ژرفا ((Distal Shoal Margin وابسته می‎دانند (Van Buchem et al. 1996).

شواهدی مانند وکستون پلویید دارای سوزن اسفنج تیره‌رنگ با لایه‎بندی نازک تا متوسط و دارای نشانه‌های حفاری شدید و پلت‌های مدفوعی، همراهی با ریزرخساره‎های شیلی مارنی، فراوانی گل آهکی و فرامینیفرها نشانۀ محیط ژرف و کم‌انرژی (کمربند رخساره‎ای 1 یا 2) است زیرا سوزن‎های اسفنج در آب‎های ژرف و سرد حفظ می‌شوند (Flugel 2010). پیشازاین، (Razin, et al. 2010)، (Rahimpour-Bonab et al. 2012)، ( (Du et al. 2015 و (هنرمند و مداحی 1390 بازگفت از لاسمی و جلیلیان 1376) این ریزرخساره را در سازند سروک دیده‌اند و آن را به رمپ بیرونی وابسته دانسته‌اند. وکستون - فلوتستون بایوکلستی شدیداً حفاری‌شده با پلت مدفوعی تخم‌مرغی‌شکل و کلسی‎اسفر نشان‌دهندۀ محیط آرام و وابسته به محیط‎های ژرف در پشت سدها (حوضۀ اینتراشلف) هستند. به اعتقاد نگارندگان این دسته رخساره به زیرمحیط حوضۀ اینتراشلف وابسته است زیرا حوضه‌های اینتراشلف محل ته‎نشینی شیل و مارن‌ها هستند و رخسارۀ یادشده از دو سو با رخساره‌های کم‌ژرفا دربر‌گرفته می‎شود (شکل‌های 5 و 6).

گلوکونیت وکستون و فلوتستون همراه با سنگواره‎های درستۀ اینفونا و اپی‎فونا در برش تنگ باولک همراه با مادستون پر از مادۀ آلی (بیتومین) دیده می‎شود که با نهشته‎های پهنۀ جزرومدی و سدی دربرگرفته ‌شده است و در آن سنگواره‎های بنتیک و دریای باز (آمونیت و بلمنیت) باهم دیده می‎شوند. گل فراوان نشان می‌دهد این رسوبات در محیط آرام و دور از دسترس خیزاب‌ها ته‎نشین شده‎اند؛ همچنین سنگواره‎های دریای باز که میان رسوبات پلت‌فرمی به‌جای مانده‌اند بودن یک حوضۀ ژرف روی پلت‌فرم را بازگو می‎کنند. گلوکونیت‎های اوتیژن (هنگام دیاژنز زودهنگام و در شرایط رسوب‌گذاری ناچیز) نیز در ژرف‎ترین بخش ساب‎تایدال پدید می‎آیند و جایگزین دانه‎های پلت و دیگر دانه‎های اسکلتی می‌شوند؛ بنابراین با آگاهی از ویژگی‎های یادشده نتیجه گرفته می‌شود این رخساره‎ها به کمربند رخساره‎ای شمارۀ 7 وابسته هستند که در دو سوی سد و در محیط آرامی زیر منطقۀ خیزاب‌ها در یک حوضۀ فروافتاده درون شلف پدید آمده‎اند (Flugel 2010).

وجود الیگواستژینا در لایه‌های نازک تا متوسط‌لایه با سطح لایه‎بندی موجی و ندولی و میان‌لایه‎‌های شیل و مارن پیریت‌دار و آثار حفاری هم‎راستا با لایه‎بندی، سنگوارۀ آمونیت، خرده‎ها و سنگواره‎های درستۀ خارپوست، فرامینیفرهای پلانکتون مانند Favusella washitensis و Oligostegina نشانۀ محیط شلف ژرف تفسیر شده‌اند. این ریزرخساره در پژوهشی در میدان دهلران شاخص حوضۀ اینتراشلف قلمداد شده است ((Taghavi et al. 2006 و افزون‌بر‌این (Ziegler 2001)، (Razin et al. 2010) و (Rahimpour-Bonab et al. 2012) نیز چنین رخساره‌ای در سازند سروک را به حوضۀ اینتراشلف وابسته دانسته‌اند.

 

 

 

 

شکل 5- رسوبات مربوط به زیرمحیط شلف ژرف در برش تنگ باولک؛ a. توالی ریزشونده و نازک‌شونده به‌سمت بالا،b. سطح لایهبندی موجی، c. در این شکل سنگوارۀ کامل اکینودرم دیده می‌شود، d. سطح لایهبندی ندولی،e. سنگوارههای کامل اکینودرم، f. آثار زیست‌آشفتگی موازی با سطح لایهبندی، g. وکستون دارای کلسیاسفر و سنگوارۀ Rotalipora

 

شکل 6- رسوبات مربوط به زیرمحیط شلف ژرف در برش تنگ باولک؛ a. درنهایت، رسوبات نازک‌شوندۀ شلف ژرف به شیل و وکستونهای متوسط‌لایه تبدیل میشوند، b. در وکستونها آثار زیست‌آشفتگی و c. پلتهای مدفوعی تخم‌مرغی‌شکل وجود دارد که در حفره‌های ناشی از حفاری قرار دارند.

 

 

  1. E.  محیط رسوبی شیب‎قاره و حوضۀ ژرف؛ این محیط از سه زیرمحیط متفاوت تشکیل شده است:

وکستون دارای صدف‎های نازک دوکفه‎ای و اینتراکلستخوب جورشده کارکرد جریان‎هایی را نشان می‌دهد که آنها را به پای‌شیب جابه‌جا کرده‌اند (Flugel 2010)؛ از سوی دیگر، سنگوارۀ نکتون (آمونیت) در این رسوبات فراوان است و از محیط دریای باز حکایت دارد. این شواهد بیان‌کنندۀ ریزرخسارۀ شمارۀ 3 (SMF 3- filaments) ویلسون هستند که در کمربند رخساره‌ای شماره 3 (FZ 3) یعنی پای‌شیب نهشته شده است. همراهی این ریزرخساره با ریزرخسارۀ توربیدیتی (شکل 7) و پلاژیک (شیل و مارن نازک تا متوسط‌لایه) گواه دیگری بر این کمربند است.

وکستون دارای کلسی‎اسفر و گلوبوترانکانید برابر ریزرخسارۀ شمارۀ 1 ویلسون (SMF 3-FOR) است که به کمربند رخساره‎ای 1 وابسته است. رسوبات وابسته به این رخساره به‌‌علت رنگ تیره، لایه‎بندی نازک تا متوسط، داشتن گل فراوان، سنگواره‎های دریای آزاد مانند آمونیت، خارپوستان، فرامینیفرهای پلانکتونیک و فوناهای تخت و دارای کارن (Globotruncana و Rotalipora)، الیگواستژینید و نشانه‌های حفاری هم‌راستا با سطح لایه‎بندی، ژرف‌بودن حوضه در این هنگام را بازگو می‌کنند. گونه‌های وابسته به Globotruncanids به‌علت استفاده از کلسیم کم‌منیزیم در ساختمان خود به‌خوبی در آب‌های ژرف حفظ می‎شوند (Flugel 2010). برخی پژوهشگران باور دارند گونه‎های تخت و دارای کارن ژرفای بیش از 100 متر را بازگو می‎کنند (Leckie 1987).

رودستون لیتو - بایوکلستی احتمالاً نشانۀ جریان‎های آشفته (توربیدیتی) روی شیب‎قاره و جابه‌جایی رسوبات به محیط ژرف است. این لایه‌ها با‌توجه‌به منشأ و فاصله از آن دارای اجزای مختلفی هستند. توربیدیت‎ها دانه‎های با منشأهای مختلف (کم‌ژرفا تا ژرف) را انتقال و رسوب می‎دهند؛ ازاین‌رو، این دانه‎ها عمدتاً فرسایش‌یافته و گرد‌شده هستند و درنهایت با رسوبات پلاژیک همراه می‎شوند. شواهد روشنی از وجود کانال با طبقه‌های روهم‌پوشان (onlap) در برش تنگ باولک دیده می‌شود (شکل 8). رسوبات بستر کانال دارای جهت‌یافتگی هستند (شکل‌های 9 و 10) و مرز تند و ناگهانی با ریزرخسارۀ زیرین تأیید‌کنندۀ اثر فرسایش و بریده‌شدن طبقه‌های زیرین به‌وسیلۀ جریان است (شکل 10). این رسوبات ریزرخسارۀ شماره 4 (SMF 4) ویلسون 1975 یعنی تالوس جلوی شیب را می‎سازند؛ پیش‌از‌این، هنرمند و مداحی (1390) نظیر چنین رخساره‎ای را در سازند سروک معرفی کرده‌اند.

این رسوبات توربیدیتی آهکی ممکن است ویژگی سکانس Meischner را داشته باشند که در این حالت به آنها allodapic limestones گفته می‎شود (Flugel 2010). بخش‌های مختلف سکانس میشنر و سکانس بوما بر اساس (Flugel 2010) در شکل 7 دیده می‌شوند. مقایسۀ ویژگی‌های طبقه‌های بحث‌شده با این سکانس ایده‌آل شباهت بسیار فراوان آنها را نشان می‌دهد.


 

شکل 7- سکانس میشنر و بوما (نقل از Flugel 2010)

 

 

شکل 8- تصویرهای صحرایی رسوبات توربیدیتی؛ a. کانال توربیدیتی در رسوبات سنومانین برش تنگ باولک (تنگ باولک)؛ پیکان قاعدۀ کانال و کوژبودن آن را نشان میدهد. رسوبات توربیدیتی درون رسوبات نازک تا متوسط‌لایۀ پلاژیک شامل مارن، شیل و گل‌سنگ آهکی قرار دارند و قاعدۀ کانال سنگ‌شناسیهای مختلفی را قطع می‌کند، b. وکستون با سنگوارۀ آمونیت، c. زون 2 بخش
A: لامیناسیون موازی درون توالی‌های توربیدیتی (میشنر)، اعداد شمارۀ لامینه‌ها را نشان می‌دهند، d. زون2 بخش B: لامیناسیون ریپلی (ریپل مارک)

 

شکل 9- a. مرز کانال توربیدیتی که با خط‌چین قرمز مشخص است؛ این مرز تند و فرسایشی و نامنظم دو سنگ‌شناسی متفاوت را از هم جدا کرده است، b. تصویر میکروسکوپی رسوبات پکستونی (زمینه) بستر کانال که آثار جریان را نشان میدهد؛ در این شکل (پایین) صدفهای نازک در راستای جریان جهت‌یافتگی دارند، c. رسوبات وکستون دارای الیگواستژینید که جریان توربیدیتی آنها را فرسایش داده است.

 

شکل 10- a. بستر کانال توربیدیتی که نامنظم و موجی است، b. رسوبات بستر کانال و خردههای لیتوکلستی (دارای جهت‌یافتگی) که لیمونیتی شده‌اند، c. رودستون بستر کانال که در آن خرده‌های لیتوکلستی (L) و خرده‌های بایوکلستی (B) درشت‌دانه مشخص هستند، d. مرز بین رسوبات بستر کانال با رسوبات وکستونی زیر بستر؛ بخشی از رسوبات وکستونی از بستر جدا‌شده و درون رسوبات کانال افتاده است.


محیط رسوبی

محیط رسوبی سازند سروک در برش‎های مطالعه‌شده در دو بخش جداگانه در نظر گرفته می‌شود (شکل 14):

1. محیط پلت‎فرم 2. محیط حوضۀ فورلند

محیط پلت‌فرمی

بررسی‌ها نشان می‌دهند محیط پلت‌فرمی سازند سروک دارای زیرمحیط‎های گوناگونی به شرح زیر است: حوضه؛ شیب‎قاره؛ حاشیۀ پلت‌فرم؛ لاگون؛ حوضه اینتراشلف؛ منطقۀ بین جزرومدی. به بیان دیگر بخش‎های برآمده و فروافتاده‌ای روی شلف پدید آمده‌اند که هرکدام رخسارۀ ناهمگونی با دیگری به‌جای گذاشته است (شکل 14).

رخسارههای وابسته به بخشهای برآمدۀ شلف:رخساره‌های سدی برجسته‎ترین رخساره‎های بخش برآمده در برش‎های موردپژوهش هستند که سه دسته دارند و در دو محیط ناهمگون نهشته شده‌اند:

رسوبات محیط‎های سدی و پرانرژی لبۀ شلف: محیط‎های سدی دارای انرژی زیاد و گرینستون‎های دارای چینه‎بندی مورب (با ضخامت 30 متر) و رخساره‌های همراه ریف (C1) وجود یک لبه روی شلف را آشکار می‌کنند. این لبه از یک‌سو بستر پرشیبی را ایجاد می‌کند که ایجادکنندۀ جریان‎ها و کانال‎ها توربیدیتی (سنگ‌آهک آلوداپیک) است و از سوی دیگر، محیطی آرام و کم‌انرژی پشت خود (به‌سوی ساحل) برای ته‌نشست رسوبات اینتراشلف فراهم می‌کند؛ افزون‌بر‌این، رسوبات توربیدیتی و تغییر ناگهانی در رخساره‎ها بدون وجود نشانه‎های فرسایش (به‌گونه‌ای‌که در در ازای سه متر، رخساره‎های سدی به رخساره‎های ژرف تبدیل شده‎اند) وجود شیب زیاد در حوضه را نشان می‌دهند.

رسوبات محیط‎های کم‎انرژی شلف: رسوبات وابسته به این محیط به‌وسیلۀ رسوبات الیگواستژینید وکستونی مناطق ژرف دربرگرفته شده‎اند. افزایش اندازۀ دانه‎ها، ضخامت لایه‎ها، تغییر بافت رسوبات، حضور دانه‎های گردشدۀ گلوکونیت و فسفاتی و حضور فرامینیفرهای بنتیک و خرده‎های درشت اکینودرم تفاوت با رسوبات اطراف را آشکار می‎کنند؛ از‌این‌رو، باور بر اینست که این رخساره در آب‌های کم‌ژرفا نهشته شده‎ است. از سوی دیگر، جورشدگی بد و بودن گل آهکی کم‌بودن انرژی در محیط را بازگو می‌کنند. به ‌نظر می‎رسد پیدایش حوضه‎های اینتراشلف و جاماندن رخساره‎های سدی روی شلف در اثر افزایش تند تراز آب باعث پیدایش چنین رخساره‎هایی در لبۀ شلف شده است زیرا پیش‎تر پیدایش یک حوضۀ اینتراشلف در بیشتر نقاط حوضۀ زاگرس و در طول (کمابیش از آغاز تا پایان) سنومانین مطرح شده است (Ziegler 2001). در سازند ناتیح که ازنظر زمانی هم‎ارز سازند سروک است و محیط اینتراشلف نیز در آن گسترش دارد، این رخساره برابر رخساره‎های سدی (کم‌انرژی) دانسته می‌شود (Van Buchem, et al. 1996, 2002, 2010). در پژوهش‎های پیش‎تر دربارۀ کبیرکوه چنین رخساره‎ای به محیط‌های لاگونی نزدیک سد وابسته دانسته شده است (موسوی و شیروانی (1388) بازگو از تاکر و رایت (1990) و لاسمی و جلیلیان (1376).

رسوبات گرینستونی پلوییدی - بایوکلستی لاگون محدودشده protected lagoon دارای چرخش متوسط آب هستند: برخی پژوهشگران باور دارند حوضه‎های اینتراشلف به‌وسیلۀ سد‎هایی دربرگرفته‌ شده‌اند(Ziegler 2001; Razin et al. 2010)؛ وجود رخساره‎ای گرینستونی (SMF 16) با ضخامت 30 متر در کمربند رخساره‌ای شمارۀ 8 (لاگون محصورشده) نیز گواه این امر است. پیشتر پژوهشگران بسیاری ازجمله Rahimpour-Bonab et al. 2012، Taghavi et al. 2012 و Du et al. 2015 چنین سدهایی را گزارش کرده‌اند.

رخسارههای مربوط به بخشهای فروافتادۀ درون شلف intrashelf basin: پیش‎تر، پیدایش حوضه‌های اینتراشلف در خاورمیانه (سراسر حوضۀ زاگرس) و در زمان کرتاسۀ میانی (اواخر آلبین/ سنومانین/ تورونین) گزارش‌ شده‌ است. رسوبات موجود در این محیط ویژگی‎های هر دو محیط ژرف و عمیق را دارند و به‌طور معمول با ماسه، ریف و انباشته‌های زیستی (buildups) پوشیده و یا حاشیه‎دار می‎شوند و یا به‌طور جانبی به کربنات‌های مناطق کم‌عمق تبدیل می‌شوند (Van (Buchem et al. 1996; 2002; 2010; Ziegler, 2001.

رسوبات آلبین تا ترونین در کشورهای مختلف با نام‎های گوناگونی ازجمله سازند Mishrif در امارات متحدۀ عربی، سازند Natih در عمان و سازند سروک در ایران شناخته می‌شوند (Van Buchem et al. 1996, 2002; Razin et al. 2010). پژوهشگران گوناگونی نیز حوضه‌های اینتراشلف شناخته‌شده در این زمان را گزارش کرده‌اند؛ برای نمونه، سازند Shilaif و Khatiyah در امارات متحدۀ عربی و قطر، بخش احمدی در ایران و سازند سروک در میدان دهلران (Sherland et al. 2001; Ziegler 2001; Razin et al. 2010; Taghavi et al. 2012; Du et al. (2015. برخی دیگر نیز بر این باورند که حوضۀ ‎اینتراشلف سازند گرو که در زمان بالاآمدن تندآب هنگام Transgressive System Tract (TST) سکانس ردۀ دوم پدید آمده تا پایان سنومانین پایدار مانده است (Sharland et al. 2001).

رسوبات اینتراشلف: در حوضه‎های اینتراشلف همواره رسوبات دانه‌ریز پر از مواد آلی مانند شیل، مارن و رس‌های آهکی نهشته می‌شوند که دارای موجودات دریای باز (براکیوپود، آمونیت و فرامینیفرهای پلانکتونیک به همراه فرامینیفرهای بنتیک) هستند (Leckie 1987; Van Buchem et al. 1996; Razin et al. 2010; De Keyser and Kendall 2014). راهیابی موجودات دریای باز به آب‎های کم‌ژرفا در مرحلۀ آغاز TST رخ می‎دهد که هنوز پلت‌فرم هموار است و توپوگرافی تغییر نکرده است وانگهی پس‌از فروافتادگی حوضه و پدیدارشدن سدها، این موجودات از آب‌های آزاد جدا می‌شوند و ناگزیر پشت سدها می‎مانند؛ ازاین‌رو، این رسوبات با رسوبات پلت‌فرمی دربرگرفته‌ می‌شوند و به‎شکل ستونی و جانبی با کربنات‎های توده‎ای جایگزین می‌شوند .(Van Buchem et al. 1996; 2002; 2010; Razin et al. .2010)

چندین افق از رسوبات در منطقۀ پژوهش حاضر به محیط اینتراشلف نسبت داده شده‌اند که عبارتند از:

  • ·            الیگواستژیند وکستون نازک تا متوسط‌لایه با سطح لایه‎بندی موجی و ندولی، دارای میان‌لایه‎ای از مارن و شیل، سنگواره‎های دریای باز (براکیوپود، خارپوستان، آمونیت و فرامینیفرهای پلانکتونیک) و ندول‎های چرت و زیست‌آشفتگی. معمولاً این رسوبات باید به شلف ژرف وابسته باشند ولی با‌توجه‌به اینکه به‌وسیلۀ رسوبات سدی در بالا و پایین دربرگرفته شده‌اند به حوضۀ اینتراشلف نسبت داده می‌شوند.
  • وکستون رسی، مارن و شیل‎های پر از مواد آلی به همراه سنگواره‎های براکیوپود، آمونیت، بلمنیت، Murginella apola و تکستولاریا که به‌وسیلۀ رسوبات پلت‌فرمی توده‎ای مانند رسوبات پهنۀ جزرومدی و سدی دارای چینه‎بندی مورب دربرگرفته ‌شده‌اند (شکل 11). همراهی رسوبات سدی و رسوبات ریزدانۀ پر از مواد آلی برهانی برای اثبات بودن حوضۀ اینتراشلف است (Du et al. 2015). این رسوبات سدی با چینه‎بندی مورب بزرگ‌مقیاس کرانۀ اینتراشلف را در سازند سروک پدید آورده‌اند (Ziegler 2001)؛ همچنین دارای بیش از 10 درصد گلوکونیت اوتیژن غیرفرسایشی هستند که هنگام دیاژنز زودهنگام و در شرایط کمبود رسوب جایگزین پلت‎ها و دیگر دانه‎ها شده‎اند. در دریاهای امروزی گلوکونیت در ژرفای 50 تا 500 متر (و بیشتر در ژرفای 50 تا 300 متر) در شلف میانی تا شیب بالایی پدید می‎آید (Flugel 2010). ضخامت این بخش در ستون چینه‎شناسی به 12 متر می‎رسد که از یک‌سو به رسوبات سدی و از سوی دیگر به رسوبات لاگون و پهنۀ جزرومدی پیوند می‎خورد. همراهی سنگواره‎های دریای باز در میان رسوبات پلت‌فرمی و همچنین گلوکونیت‎های درجازا برهان خوبی برای وجود حوضۀ اینتراشلف در این منطقه است.

 

 

شکل 11- a. تصویر صحرایی گسترش رسوبات اینتراشلف بین رسوبات پلتفرمی تودهای در سازند سروک (برش تنگ باولک)، b. رسوبات سدی با چینهبندی بزرگ‌مقیاس، c. رسوبات ریزدانۀ اینتراشلف نازک‌لایه، d. رسوبات ضخیم‌لایه تا تودهای لاگون که دارای نوارهای چرت نیز هستند، e. رسوبات گرینستونی- رودستونی سد که دارای زغال هستند، f. سنگوارۀ آمونیت، بلمنیت اکینودرم و براکیوپود در رسوبات اینتراشلف وکستونی مشاهده میشود، g. آثار بیتومین در رسوبات لاگون، h. تصویر میکروسکوپی رسوبات سدی؛ در این تصویر پلت، خرده اکینودرم، اینتراکلست و سیمان مشاهده میشود، i. وکستون دارای گلوکونیت اوتیژن که در رسوبات اینتراشلف مشاهده می‌شود، j. تصویر میکروسکوپی رسوبات لاگون (فنسترال پکستون)

 


محیط رسوبی حوضۀ فورلند

حرکات خشکی‎زایی یک وقفۀ رسوب‌گذاری در توالی رسوبات سازند سروک ایجاد کرده و موجب شده است محیط رسوبی این سازند از حاشیه‌ای منفعل به حوضه‌ای پیش‎خشکی (foreland)تبدیل شود (Hessami et al. 2001; Sharland et al. 2001; Alavi et al. 2004; Mobasher 2007; McClay et al. 2011). امکان ‌پیگیری شواهد چنین رخدادی در برش‎های مطالعه‌شده به‌شکل کارستی‌شدن و برشی‌شدن در بخش فوقانی سازند سروک وجود دارد.

فاز کوه‌زایی ساب‎هرسینین موجب شده است رسوبات حاشیۀ غیرفعال چین‎ بخورند و از آب خارج و دچار فرسایش سطحی شوند (Berbberian and King 1980; Alavi 2004). تاکنون تصور می‌شد این فاز کوه‌زایی در لرستان در قاعدۀ سازند سورگاه رخ داده و افق لیمونیتی ایجاد کرده است (James and Wynd 1965) اما مطالعه‌های صحرایی و میکروسکوپی برش‎های بررسی‌شده وجود یک افق گنگلومرایی - کارستی به ضخامت یک متر را داخل سازند سروک نشان دادند (شکل 12).

 

 

شکل 12- a. تصویر صحرایی افق ناپیوستگی در سازند سروک (برش تنگ باولک)؛ چینخوردگی خفیف در رسوبات سنومانین فوقانی باعث ایجاد onlap در رسوبات جواتر (تورونین) شده است. در این شکل مرز بین رسوبات پلتفرمی (سنومانین) و حوضۀ فورلند (تورونین) با خط قرمز مشخص شده است، b. کارست دیرینه که با ماسه‌های گلوکونیتی پر شده است، c. تصویر میکروسکوپی کارست دیرینه، d. قالب آثار حفاری همراه با لیمونیت در رسوبات تورونین، e. کنگلومرای قاعدۀ رسوبات تورونین؛ ریگهای گلوکونیتی (سبز) و فسفاتی (نارنجی ـ قهوه ای) گردشده که هنگام بالاآمدن دوبارۀ آب روی سطح فرسایشی تشکیل شدهاند.

 

 

روی این افق، 106 متر وکستون - پکستون آرژیلی با میان‌لایۀ شیل و مارن مربوط به تورونین به‌شکل روهم‌پوشان (onlap) نهشته شده است که حاوی سنگواره‎های Helvetoglobotuncana helvetica،Clavihedbergella sp.، Marginotruncana coronata،Whiteinella،Hedbergella،Rotalipora sp.،Heterohelix sp.،Marginotruncana renzi،Dorotha sp.، Dicarinella sp. است. پیش‌ازاین، وجود گونۀ Helvetoglobotuncana helvetica در تنگ باولک تأیید شده است (James and Wynd 1965) که پیش‌روی دوبارۀ دریا پس‌از فاز خشکی‎زایی را نشان می‎دهد (Sharland et al. 2001)؛ سپس حوضه دچار تغییر ساختاری شده و به حوضه‌ای پیش‌خشکی تبدیل شده است (شکل 12). وجود مواد آواری مانند رس و کوارتز و همچنین اینتراکلست ناپایداری منطقه را نشان می‌دهد. افزایش مواد رسی در این رسوبات باعث استیلولیتی‌شدن شدید آنها شده است (شکل 13).

تشکیل ریزرخساره‌های E1 و E2 با با صدف‎های نازک، اینتراکلست و لامیناسیون بسیارنازک با زمینۀ کلسی‎سیلتایت و گونه‎های فرامینیفر کیل‌دار keeled taxa ژرفای بیش از 100 متر (Leckie 1987) را نشان می‌دهند.

 

 

شکل 13- a. رسوبات حوضۀ فورلند به‌علت داشتن رس فراوان استیلولیتی شدهاند،
b. فراوانی رس در این رسوبات باعث شده است واریزههای ناشی از اثر هوازدگی، شکل تیغهای پیدا کنند.

 

 

شکل 14- A1. گلسنگ آهکی بی‌سنگواره، (FZ 9)A2. فنسترال پکستون و بایندستون دولومیتی، (FZ 8 and 9A)B1. گرینستون تا پکستون پلوییدی-بایوکلستی، (FZ 8 and 9A)B2. مادستون تا وکستون گاهی دولومیتی دارای سنگوارۀ میلیولید و نزازاتا، (FZ 8)C1. رودستون بایوکلستی با خرده‌سنگواره و سنگوارههای درسته نابرجا، C2 (FZ 4). رودستون، گرینستون تا پکستون پلوییدی - بایوکلستی دارای چینهبندی بزرگ‌مقیاس، C3 (FZ 6). رودستون بایوکلستی با تمرکز صدف براکیوپود،
(FZ 6)C4. کنگلومرای درون‌حوضه‌ای گلوکونیتی، (FZ 6)C5. پکستون - وکستون بایوکلستی دارای آثار حفاری،
(FZ 6)D1. وکستون دارای سوزن اسفنج و ماتریکس کلسیسیلتایت، (FZ 5)D2. وکستون پلویید دارای سوزن اسفنج،
D3 (FZ 1 and 2). وکستون - فلوتستون بایوکلستی شدیداً حفاری‌شده، (FZ 7)D4. گلوکونیت وکستون و فلوتستون همراه با سنگوارههای درستۀ اینفونا و اپیفونا، D5 (FZ 7). الیگواستژینا وکستون دارای ماتریکس کلسیسیلتایت، (FZ 2 or 7)E1. وکستون دارای صدفهای نازک دوکفهای پلانکتون و اینتراکلست، E2 (FZ 3). وکستون دارای کلسیاسفر و گلوبوترانکانید، (FZ 1)E3. پکستون یا رودستون لیتوکلستی - بایوکلستی


نتیجه‌

سازند سروک در برش تنگ باولک 845 متر و در برش شاهنخجیر 412 متر ضخامت دارد. محل ته‌نشست رسوبات سازند سروک در دو حوضۀ پلت‌فرمی و حوضۀ پیش‌خشکی بوده است. رسوبات پلت‎فرمی‎سازند سروک به دو رخسارۀ بزرگ تقسیم می‎شوند: رخسارۀ نریتیک که به زیرمحیط‎های پهنۀ جزرومدی، لاگون و آب‎های کم‌ژرفا مربوط است. رسوبات این بخش دارای 5 تا 11 درصد چرت به‌شکل نواری و ندولی هستند و رخسارۀ پلاژیک که به شیب و حوضۀ عمیق و حوضۀ اینتراشلف مربوط است. رخسارۀ نریتیک ستیغ‌ساز، قهوه‎ای‌رنگ (در سطوح هوازده) و ضخیم‌لایه تا توده‎ای است؛ درحالی‌که رخسارۀ پلاژیک شیری‌رنگ (در سطوح هوازده)، پست‎تر است و نازک تا متوسط‌لایه است. رسوبات حوضۀ پیش‌خشکی شامل سنگ‌آهک‎های رسی نازک تا ضخیم‌لایۀ دارای سنگواره‎های کلسی‎اسفر، گلوبوترانکانا شدیداً استیلولیتی هستند.

 

سپاسگزاری

از معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه بوعلی‌سینای همدان برای تأمین بخشی از هزینه‌های پژوهش حاضر سپاسگزاری می‌شود. نظرهای ارزشمند داوران ناشناس سبب بهبود کیفیت مقاله و رفع کاستی آن شده است. از همراهی آقای نورالله زیبرم جوانمرد هنگام برداشت‌های صحرایی و رهنمودهای ارزشمند جناب آقای دکتر بهروز رفیعی (گروه زمین‌شناسی دانشگاه بوعلی‌سینای همدان) در تفسیر رخساره‌های کانال بسیار سپاسگزاریم.

Adabi M.H. 2001. Sedimentary Geochemistry, Ariyan Zamin Pub. Co., Tehran, 503 p.

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

Alsharhan A. S., and Kendall C. G. 1991. Cretaceous chronostratigraphy, unconformities and eustatic sea level change in sediments of Abu Dhabi. United Arab Emirates. Cretaceous Research, 12:349-401.

Berbberian M. and King G. C. 1980. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Can. J. Earth Sci, 18:210-265.

Carozzi, A. 1988. Carbonate rock depositional models. A microfacies approach. Englewood Cliffs Prentice Hall), 604.

De Keyser T. L. and Kendall C. G. 2014. Jurassic and Cretaceous Sedimentary Fill of Intrashelf Basins of the Eastern Margin the Arabian Plate. AAPG Annual Convention and Exhibition, 6-9 April, 2014, at George R. Brown Convention Center, Houston, Texas.

Dickson J. A. 1965. Carbonate identification and genesis as revealed by staining, 36:491-505.

Du Y. Zhang J. L. Zheng S. F. Xin J. Chen J. and Li Y. Z. 2015. The rudist buildup depositional model, reservoir architecture and development strategy of the Cretaceous Sarvak Formation of Southwest Iran. Keai, 1, 1-11. Doi: 10. 1016

Dunham R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture, In: Classification of carbonate rocks Ed. By W.E. Ham, Mem. AAPG. 1:108-121.

Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation. Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 984.

Folk R.L. 1959. Practical petrographic classification of limestones. AAPG, 43:1-38.

Grover G. J. 1993. Intrashelf basins: A geologic model for source-bed and reservoir facies deposition within carbonate shelves. AAPG International Conference and Exhibition, The Hague, Netherlands, October 17-20.

Hajikazemi E. Al-Aasam I. S. Coniglio M. 2010. Subaerial exposure and meteoric diagenesis of the Cenomanian-Turonian Upper Sarvak Formation, southwestern Iran. Geological Society of London, 330:253-272.

Hessami K. Koyi H. Talbot C. J. Tabasi H. and Shabanian E. 2001. Progressive unconformities within an evolving foreland fold–thrust belt, Zagros Mountains. Journal of the Geological Society, London, 158:969–981, doi: 10.1144/0016-764901-007.

Heydari E. 2008. Tectonics versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountains of Iran. Tectonophysics, 451:56–70.

Honarmand J. and Maddahi A. 2011. Relationship between sedimentary facies and disgenetic processes and reservoir quality in the upper part of the Sarvak Formation in a giant oil field, SW Iran, Journal of stratigraphy and Sedimentology Researches, 42(1):97-114.

Khalifa M. A. 2012. Peritidal to intrashelf basin, facies transition of the Adgham Formation (Late Triassic) Al Qasim Province, Saudi Arabia. Carbonates and Evaporites, 27(3):299–319 299 - 319.

James G. and Wynd J. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian Oil Consortium agreement area. AAPG Bulletin, 49:2182–2245.

Leckie R. M. 1987. Paleoecology of mid-Cretaceous planktonic foraminifera: a comparison of ocean and epicontinental sea assemblages. Micropaleontology, 33(2):164-176.

McClay K. Shaw J. H. and Suppe, J. 2011. Thrust Fault-Related Folding: AAPG Memoir 94. 390.

Mobasher K. 2007. Kinematic and Tectonic Significance of the Fold and Fault Related Fracture Systems in the Zagros. Georgia State University. 123.

Mohseni H. Habibi Asl A. and Ghanavati K. 2015. Microfacies analysis, depositional environment, sequence stratigraphy and diagenesis of the Sarvak Formation in the Marun oil field, Journal of stratigraphy and Sedimentology Researches, 59(2):51-66.

Mousavi M. Shirvani H. 2009. Petrography and diagenesis of the Sarvak Formation in Tang-e Bawlak anticline, Iranian Journal of Geology, 1:67-80.

Pascal L. and Cecile R. 2010. Tectonic and Stratigraphic Evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic-Cenozoic. Illustrated ed. London Geological Society of London. 330: 360 p.

Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Enayati-Bidgoli A.H. and Omidvar M. 2012. Coupled imprints of tropical climate and recurring emergence on reservoir evolution of a mid-Cretaceous carbonate ramp, Zagros Basin, southwest Iran. Cretaceous Research, 12:15-34.

Rahimpour-Bonab H. 2017. Carbonate petrography (emphasize on reservoir quality), 3rd edition, Publication of University of Tehran, Tehran, 430 p.

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. Geological Society of London, Special Publications, 329:187-218.

Sadooni F. N. 2005. The nature and origin of Upper Cretaceous basin-margin rudist buildups of the Mesopotamian Basin, southern Iraq, with consideration of possible hydrocarbon stratigraphic entrapment. Cretaceous Research, 26: 213- 224.

Sharland P. R. Archer R. Casey D. M. Davies R. B. Hall S. H. Heward A. P. Simmons A. D. Simmons H. D. and  Simmons M. D. 2001. Arabian plate sequence stratigraphy. Manama (Bahrain): GeoAarabia. Spec. Pub. 1:371 p.

Tabatabaei P. Lasem Y. Jahani D. and Kohansal Ghadimvand N. 2010. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Kazhdumi and Sarvak formations in the Fars area (the Kangan and Boz-paz# 1 sections), SW Iran, The Earth, 5(3):131-144.

Taghavi A. A. Mork A. and Emadi M. A. 2012. Sequence stratigraphically controlled diagenesis governs reservoir quality in the carbonate Dehluran Field, southwest Iran. Petroleum Geoscience, 12:115-126.

Van Buchem F. S. P. Razin P. Homewood P. W. Philip J. M. Eberli G. P. Platel J. P. Roger J. Eschard R. Desaubliaux G. M. J. Boisseau T. Leduc J. P. Labourdette R. and Cantaloube S. 1996. High resolution sequence stratigraphy of the Natih Formation (Cenomanian/Turonian) in northern Oman: distribution of source rocks and reservoir facies. GeoArabia, 1:65-91.

Van Buchem F. S. P. Razin P. Homewood P. W. Oterdoom W. H. and Philip J. M. 2002. Stratigraphic organization of carbonate ramps and organic-rich intrashelf basins: Natih Formation (middle Cretaceous) of northern Oman. AAPG Bulletin, 86:21-53.

Van Buchem F.S.P. Gerdes K.D. and Esteban M. 2010. Mesozoic and Cenozoic Carbonate Systems of the Mediterranean and the Middle East: Stratigraphic and Diagenetic Reference Models. Geological Society, London, Special Publications, 1-7, https://doi.org/10.1144/SP329.1 329 p.

Wilson J. L. 1975. Carbonate facies in geological history. Springer, 471.

Ziegler M. A. 2001. Late Permian to Holocene Paleofacies Evolution of the Arabian Plate and its Hydrocarbon Occurrences. GeoArabia, 6: 445-504.