Controls of depositional facies and diagenetic alterations on reservoir quality of the Fahliyan Formation in the Central Zagros area

Document Type : Research Paper


1 University of Tehran, Iran

2 MSc of sedimentology and sedimentary petrology / School of Geology, College of Science, University of Tehran, Iran

3 MSc student of sedimentology and sedimentary petrology / School of Geology, College of Science, University of Tehran, Iran


The Fahliyan Formation is a member of the Khami Group with Neocomian–Barremian age. In two surface sections in the Izeh Zone and two wells of the southern Dezful Embayment, it includes 12 microfacies deposited on four facies belts as tidal flat, inner ramp (lagoon, Lithocodium–algal mounds and bioclastic–peloidal shoals), middle ramp and outer ramp. A homoclinal ramp model is proposed as its depositional environment. Important diagenetic alterations are dissolution, micritization, compaction, dolomitization, silicification, pyritization, cementation and fracturing. They represent marine, meteoric and shallow to deep burial diagenetic realms. Sequence stratigraphic analysis resulted in the recognition of four depositional sequences that seem to be third-order sequences, according to their relative ages (biozones), thickness and correlation with neighboring areas. Reservoir quality evaluation indicates coupled imprints of facies characteristics and diagenetic alterations on reservoir properties of this formation. Important reservoir units are formed in Lithocodium–algal mounds/patch-reefs (in the Garangan Field) and high-energy facies of shoal setting (in the Gachsaran Field). They include primary pore types such as intra- and interparticle pores and mainly concentrated in highstand systems tracts (HSTs) of depositional sequences. Some secondary pores are also present that include dissolution vugs and molds. In addition, middle ramp facies provide some reservoir units in the transgressive systems tracts (TSTs). No macroscopic pores are recorded in these facies and micropores are responsible for high reservoir quality.
Keywords: Fahliyan Formation, Depositional sequences, Diagenesis, Reservoir quality, Central Zagros

The Neocomian–Barremian Fahliyan Formation is a member of the Khami Group that form important hydrocarbon reservoir in SW Iran (James and Wynd 1965). Tectonic activities and eustatic sea-level changes have resulted in complex depositional and diagenetic characteristics in this formation (Hosseini et al. 2014, Jamalian and Adabi 2015, Noori et al. 2019). This study focuses on the controls of depositional facies and diagenetic alterations on reservoir quality of the Fahliyan Formation in a sequence stratigraphic framework. To achieve this goal, two surface sections of this formation were studied in the Izeh Zone along with two wells from the Dezful Embayment.
Material & Methods
A total of 718 thin sections of the Fahliyan Formation were studied in the Gachsaran and Garangan fields along with 660 thin sections of this formation in the Lar and Eshgar sections. All sedimentological features are recorded in the macroscopic and microscopic scales. They include field observations together with core and thin section descriptions. A modified textural classification of carbonate rocks of Dunham (1962) by Embry and Klovan (1971) was used along with the standard microfacies of Flügel (2010). Well log data were used for electrofacies determination and reservoir quality evaluation. A transgressive–regressive (T–R) model (Embry and Johannessen 1992, Embry 1993, Catuneanu 2002) was used for sequence stratigraphic analysis.
Discussion of Results & Conclusions
Facies analysis of the Fahliyan Formation has resulted in the recognition of 12 microfacies deposited on four facies belts including tidal flat, inner ramp, middle ramp and outer ramp. Frequency analysis of depositional facies are integrated with microfacies descriptions for paleoenvironmental reconstruction of the Fahliyan Formation. Consequently, a ramp-like carbonate platform model is proposed as depositional setting. Lithocodium–algal and shoal facies are reported as the best reservoir facies. Frequency analysis and isopachous maps are adopted for these reservoir facies in the study area.
Diagenesis study resulted in the identification of different processes including cementation, micritization, pyritization, dissolution, neomorphism, silicification, dolomitization, compaction and fracturing. They represent marine, meteoric and shallow- to deep burial diagenetic realms. Diagenetic sequence of the Fahliyan Formation is presented and controls of diagenetic processes on reservoir quality (porosity) is evaluated. Accordingly, dissolution, dolomitization and fracturing were the most important diagenetic features with positive effects on reservoir quality. In contrast, compaction and cementation were the notable diagenetic processes that reduced the reservoir quality.
Results of sedimentological studies are integrated with petrophysical logs and field observations to differentiate the depositional sequences of the Fahliyan Formation. Accordingly, four sequences were defined and correlated throughout the study area and with the reference sequences of the Zagros (van Buchem et al. 2010) and the Arabian Plate (Sharland et al. 2001).
Cluster analysis of neutron (NPHI), sonic (DT) and density (RHOB) logs has resulted in the differentiation of 10 electrofacies in the Fahliyan Formation. They are integrated with sedimentological studies for reservoir evaluation of this formation in a sequence stratigraphic framework. Consequently, Lithocodium–algal facies, in the regressive systems tract, and middle ramp facies, in the transgressive systems tract, were the best reservoir units of the Fahliyan Formation in the Garangan Field. While in the Gachsaran Field, high-energy facies of shoal complexes provide the best reservoir properties in the regressive systems tracts.



Main Subjects


توالی کربناتۀ سازند فهلیان به سن نئوکومین- بارمین (کرتاسۀ پایینی) در بخش‌های مختلف حوضۀ رسوبی زاگرس نهشته شده و جزئی از گروه خامی است که مخازن هیدروکربوری مهمی را در جنوب‌غرب ایران و به‌ویژه در فروافتادگی دزفول تشکیل داده است (James and Wynd 1965). مرز ژوراسیک به کرتاسه با تغییرات مهم زمین‌شناسی همراه است که عمدتاً از جابه‌جایی صفحۀ آفریقایی- عربی به‌سمت عرض‌های جغرافیایی پایین‌تر ناشی و به تغییرات آب‌و‌هوای خشک ژوراسیک به آب‌وهوای گرم و مرطوب کرتاسه منجر شده است (Bordenave and Burwood 1995). پویابودن تکتونیک منطقه همراه با تغییرات سطح آب دریا سبب ایجاد تغییرات رسوبی و دیاژنزی سازند فهلیان در سرتاسر زاگرس و مناطق هم‌جوار شده است (Hosseini et al. 2014, Jamalian and Adabi 2015, Noori et al. 2019). طی سال‌های اخیر، پژوهش‌هایی در زمینۀ رسوب‌گذاری، دیاژنز و چینه‌نگاری سکانسی سازند فهلیان انجام شده‌اند (Adabi et al. 2010, Maleki and Lasemi 2011, Abyat et al. 2012, Hosseini et al. 2014, Jamalian and Adabi 2015)؛ بر اساس این مطالعه‌ها، حوضۀ رسوبی سازند فهلیان گویای الگوهای رسوبی مختلف در موقعیت‌های متفاوت است و این تفاوت‌ها، رسوب‌گذاری این سازند را در حوضه‌ای رسوبی با فعالیت تکتونیکی کششی در حاشیۀ غیرفعال قاره‌ای و تحت‌تأثیر نوسان‌های سطح آب دریا نشان می‌دهند (Noori et al. 2019). شیوۀ توزیع ویژگی‌های مخزنی در درجۀ اول به توزیع رخساره‌ها و مجموعه‌های رخساره‌ای در محیط رسوب‌گذاری وابسته است (Ahr 2008, Lucia 2007, Flügel 2004). فرایندهای دیاژنزی یکی از اصلی‌ترین فرایندهای کنترل‌کنندۀ کیفیت مخزنی در مخازن کربناتۀ دنیا به شمار می‌آیند که نقش مخرب یا سازنده‌ای در تغییر کیفیت مخزنی اولیۀ رخساره‌ها ایفا می‌کنند (Ahr 2008, Schlager 2005)؛ از‌این‌رو، انجام مطالعه‌های رخساره‌ای و دیاژنزی که از عوامل اصلی مؤثر بر کیفیت مخزنی‌اند، امری ضروری در مطالعه‌های مخازن کربناته است (Lucia 2007, Ahr 2008). هدف پژوهش حاضر، مطالعۀ کنترل رخساره‌های رسوبی و فرایندهای دیاژنزی بر کیفیت مخزنی سازند فهلیان در نواحی دزفول جنوبی و زون ایذه است و به این منظور، داده‌های سطحی و زیر‌سطحی از دو برش و دو چاه نواحی یادشده استفاده می‌شوند (شکل 1).


زمین‌شناسی منطقه و چینه‌شناسی

کمربند کوه‌زایی زاگرس بخشی از کمربند آلپ- هیمالیا است که نتیجۀ باز‌و‌بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس میان صفحۀ ایران مرکزی و صفحۀ عربی است (Berberian and King 1981, Alavi 1994, Takin 1972). با‌توجه‌به الگوی ساختاری و تاریخچۀ رسوب‌گذاری متفاوت، کمربند کوه‌زایی زاگرس از شمال‌شرق به جنوب‌غرب به پهنه‌های زاگرس مرتفع، زاگرس چین‌خورده و دشت آبادان تقسیم می‌شود (Berberian 1995). زاگرس چین‌خورده از شمال‌غرب به جنوب‌شرق از طریق مجموعه‌ای از گسل‌های عرضی با روند شمالی- جنوبی به زیرپهنه‌های لرستان، فروافتادگی دزفول، ایذه و فارس تفکیک می‌شود (Sepehr et al. 2002, Berberian 1995). در پژوهش حاضر، دو برش سطحی لار و اشگر از زون ایذه و دو چاه از میدان‌های گچساران و گرنگان در فروافتادگی دزفول مطالعه شدند (شکل ۱).







شکل 1- A. موقعیت برش‌ها و میدان‌های مطالعه‌شده، B. تقسیمات ساختمانی زاگرس، موقعیتزون ایذه و فروافتادگی دزفول در کمربند چین‌خورده- تراستی زاگرس (برگرفته از Sepehr and Cosgrove 2004 با تغییرات)



سازند فهلیان دربرگیرندۀ توالی کربناتۀ نسبتاً ضخیمی از گروه خامی (ژوراسیک- کرتاسۀ پایینی) است و بخش درخور توجهی از توالی کرتاسۀ پایینی در این ناحیه را شامل می‌شود (Motiei 1993). این سازند عمدتاً در محیط کربناتۀ دریایی کم‌عمقی در شمال‌شرق صفحۀ عربی و حاشیۀ غیرفعال گندوانا نهشته شده است (James and Wynd 1965, Sharland et al. 2001). سازند فهلیان معادل چینه‌شناسی سازندهای حبشان (Habshan)، یاماما (Yamama)، سولای (Sulaiy) و میناجیش (Minagish) در بخش‌های مختلف صفحۀ عربی است (Al-Husseini 2007). بیشترین توسعۀ سازند فهلیان در ناحیۀ فارس است، ولی در فروافتادگی دزفول و لرستان نیز دیده می‌شود. این سازند در نواحی مرکزی فروافتادگی دزفول و لرستان به‌طور جانبی به‌ شیل و آهک‌های رسی سازند گرو تبدیل می‌شود (Motiei 1993). بر اساس مشاهده‌های پتروگرافی و زون‌بندی وایند (Wynd 1965)، سازند فهلیان در منطقۀ بررسی‌شده دربرگیرندۀ مجموعه فسیل‌های زون 14[1] و بخشی از زون 15[2] به سن نئوکومین- بارمین است. سازند فهلیان در برش‌های زیرسطحی گچساران و گرنگان به‌ترتیب با ضخامت 582 و 475 متر در فروافتادگی دزفول مطالعه شده است؛ در این ناحیه، سازند فهلیان به‌طور ناپیوسته روی سازند هیث قرار گرفته و مرز بالایی آن با سازند گدوان به‌شکل تدریجی است (Motiei 1993). برش‌های سطحی سازند فهلیان عبارتند از: برش لار با 655 متر ضخامت و تاقدیس اشگر با 330 متر ضخامت. در این ناحیه، انیدریت هیث وجود ندارد و سازند فهلیان به‌طور هم‌شیب و با مرز ناپیوسته روی سازند سورمه قرار دارد. همان‌طور که در بخش پیش گفته شد، تغییرات زیاد ضخامت و نیز تفاوت‌های چینه‌شناسی و رسوب‌شناسی موجود در این سازند به ترکیبی از آثار فعالیت‌های تکتونیکی و نوسان‌های سطح آب دریا در منطقۀ مطالعه‌شده نسبت داده می‌شوند (برای مطالعۀ بیشتر در این زمینه به Noori et al. 2019 مراجعه شود). سازند فهلیان در بخش‌های زیرین شامل آهک‌های بسیار ضخیم تا توده‌ای به رنگ قهوه‌ای تا خاکستری است و پس‌از رسوب‌گذاری این توالی، آهک‌های ضخیم تا متوسط‌لایه با میان‌لایه‌های مارنی تشکیل شده‌اند. در بخش بالایی سازند فهلیان، مقدار رس بیشتر است و تناوبی از آهک‌های ضخیم تا متوسط‌لایه و مارن مشاهده می‌شود. در بالای سازند فهلیان، مارن و میان‌لایه‌های آهک آرژیلی سازند گدوان به‌طور تدریجی و هم‌شیب قرار دارند (شکل ۲).


داده‌ها و روش مطالعه

به‌منظور انجام مطالعه‌های پتروگرافی و ارزیابی عوارض دیاژنزی، رخساره‌های رسوبی (میکروفاسیس‌ها) و ویژگی‌های رسوب‌شناسی، تعداد 718 مقطع نازک میکروسکوپی از چاه‌های مطالعاتی گچساران و گرنگان حاصل از مغزه‌ها و خره‌های حفاری و تعداد 660 مقطع نازک میکروسکوپی از برش‌های لار و اشگر مطالعه شدند. به‌منظور تشخیص کانی‌های کربناته (کلسیت و دولومیت)، تمام مقاطع نازک تهیه‌شده با محلول آلیزارین و به روش پیشنهادی میلر (Miller 1988) رنگ‌آمیزی شدند. به‌منظور تعیین میکروفاسیس‌ها، مطالعه‌های پتروگرافی روی بافت رسوبی، محتوای فسیلی، اندازۀ ذرات، میزان جورشدگی و گردشدگی اجزای اسکلتی و غیراسکلتی و شناسایی ساخت‌های رسوبی مشاهده‌شده در رخنمون، مغزه‌های حفاری و مقاطع نازک میکروسکوپی انجام شدند.


نام‌گذاری بافتی سنگ‌های کربناته بر اساس طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) و امری و کلوان (Embry and Klovan 1971) انجام شد؛ سپس ریزرخساره‌های تعیین‌شده با رخساره‌های استاندارد فلوگل (Flügel 2004) مطابقت داده شدند. به‌منظور تعیین مدل رسوبی سازند فهلیان، رخساره‌های تعیین‌شده بر ‌اساس قانون والتر (Middletone 1973) به‌طور جانبی قرار گرفتند و مدل رسوبی تعیین شد؛ در ادامه، فرایندهای دیاژنزی و محیط‌های مختلف دیاژنزی که روی این سازند مؤثر بوده‌اند و کیفیت مخزنی را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند با استفاده از روش‌های متداول پتروگرافی و تکیه بر اصول روابط بافتی ارزیابی شدند. باتوجه‌به دسترسی‌نداشتن به داده‌های تخلخل- تراوایی مغزه، لاگ‌های چاه‌پیمایی و روش خوشه‌بندی برای تعیین رخساره‌های الکتریکی و ارزیابی کیفیت مخزنی سازند فهلیان استفاده شدند؛ درنهایت با تلفیق نتایج مطالعه به بررسی ویژگی‌های مخزنی سازند فهلیان و نقش هریک از عوامل شرایط محیطی اولیه و دیاژنزی در کنترل کیفیت مخزنی در چارچوب چینه‌نگاری سکانسی پرداخته شد. به‌منظور تعیین سکانس‌های رسوبی از روش Transgressive-Regressive (T-R) (پیش‌رونده- پس‌رونده) استفاده شد؛ زیرا تشخیص سیستم تراکت‌های LST و FRST به‌ویژه در برش‌های زیرزمینی فروافتادگی دزفول امکان‌پذیر نبود (Embry and Johannessen 1992, Embry 1993, Catuneanu 2002).






شکل ۲- A و B. تصاویر صحرایی سازند فهلیان در برش‌های لار (A-C) و اشگر (D-F) واقع در زون ایذه؛ Fa. سازند فهلیان، Su. سازند سورمه، As. سازند آسماری، Sv. سازند سروک، Pd. سازند پابده، Gu. سازند گورپی، Kz. سازند کژدمی، Gv. سازند گدوان، Kh.m. عضو خلیج، Dr. سازند داریان



رخساره‌های رسوبی

مطالعه‌های پتروگرافی روی نمونه‌های سازند فهلیان در مناطق مطالعه‌شده به شناسایی 12 ریزرخساره منجر شدند که بر اساس ویژگی‌های بافتی، محتوای فسیلی و با کمک‌گرفتن از مدل‌های استاندارد رخساره‌ای در چهار کمربند رخساره‌ای دسته‌بندی شدند. به‌منظور جلوگیری از تکرار مطالب و کارآمدترکردن نتایج مطالعه، از توصیف ریزرخساره‌ها چشم‌پوشی شد و رخساره‌های رسوبی در قالب کمربندهای رخساره‌ای (زیرمحیط‌های رسوبی) بحث شدند. خلاصۀ اطلاعات مربوط به ریزرخساره‌ها در جدول 1 و تصاویر میکروسکوپی آنها در شکل ۳ ارائه شده‌اند؛ همچنین، نمودارهای فراوانی رخساره‌ای برای برش‌ها و چاه‌های مطالعه‌شده در شکل ۴ نشان داده شده‌اند.


کمربند رخساره‌ای حوضه/رمپ خارجی (ریزرخساره‌های 1 و 2)

این کمربند رخساره‌ای شامل وکستون حاوی رادیولر و سوزن اسفنج (ریزرخسارۀ 1) و مادستون آهکی فسیل‌دار (ریزرخسارۀ 2) است. محتوای فسیلی این رخساره‌ها شامل رادیولر، سوزن اسفنج، خرده‌های دوکفه‌ای و خارپوست‌، فرامینیفرهای پلانکتون و قطعه‌های بسیار ریز موجودات ریف‌ساز جابه‌جا‌شده (نظیر رودیست) است.

حضور موجودات دریای باز مانند رادیولرها، اسفنج‌ها و فرامینیفرهای پلانکتون همراه با بافت‌های گل‌غالب (مادستون و وکستون) نشان می‌دهد این رخساره‌ها به بخش‌های بیرونی پلت‌فرم (حوضه و رمپ خارجی) مربوط هستند. رخساره‌های این کمربند با رخساره‌های استاندارد RMF2 و RMF3 فلوگل (Flügel 2004) درخور ‌مقایسه‌اند (شکل ۳، A و B).


کمربند رخساره‌ای رمپ میانی (ریزرخساره‌های 3 و 4)

این کمربند رخساره‌ای شامل پکستون پلوئیدی (ریزرخسارۀ 3) و وکستون بایوکلستی (ریزرخسارۀ 4) حاوی خرده‌های خارپوست، فرامینیفر‌های بنتیک، سوزن اسفنج و براکیوپود است. سایر خرده‌های اسکلتی نظیر رودیست، جلبک‌های سبز و فرامینیفرهای بنتیک از نواحی کم‌عمق مجاور حمل و در بخش‌های کم‌عمق محیط دریای باز نهشته شده‌اند (Tucker 1991).

باتوجه‌به فراوانی اجزای اسکلتی شاخص دریای باز، بافت‌های دانه‌غالب و گل‌غالب و نیز همراهی با رخساره‌های دریای باز، محیط تشکیل این رخساره به بخش‌های میانی پلت‌فرم کربناته (رمپ میانی) نسبت داده می‌شود. رخساره‌های این کمربند با رخسارۀ استاندارد RMF9 فلوگل (Flügel 2004) درخور ‌مقایسه‌اند (شکل۳، C و D).


کمربند رخساره‌ای رمپ داخلی

پشته‌های سدی (ریزرخساره‌های 5 و 6)

این کمربند رخساره‌ای شامل پکستون تا گرینستون‌های حاوی اُاُئید، پلوئید و اینتراکلست (ریزرخسارۀ 5) و پکستون تا گرینستون‌های پلوئیدی- بایوکلستی (ریزرخسارۀ 6) حاوی اجزای مختلف اسکلتی و غیراسکلتی است. اجزای اسکلتی شامل قطعه‌های دوکفه‌ای و فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی اندک و اجزای غیراسکلتی شامل اُاُئید، پلوئید و به مقدار کمتر اینتراکلست است.

این رخساره به‌علت جورشدگی نسبتاً خوب ذرات، نبود یا کمبود ماتریکس گلی و پرشدن فضای بین‌ دانه‌ها با سیمان اسپاری گویای نهشته‌شدن در محیط پرانرژی است (Tucker and Wright 1990). بر اساس شواهد موجود، محل نهشت این رخساره به پشته‌های ماسه‌ای (شول) مربوط و با رخساره‌های استاندارد RMF29 و RMF30 فلوگل (Flügel 2004) در خور مقایسه است (شکل۳، E و F).




جدول 1- خلاصۀ ویژگی‌های رخساره‌ای سازند فهلیان در برش‌های مطالعه‌شده در ناحیۀ زاگرس مرکزی

کد رخساره


نام ریزرخساره


خواص ذرات

سطح انرژی

کمربند رخساره







لار، اشگر، گرنگان

وکستون حاوی رادیولر و سوزن اسفنج


سوزن اسفنج، رادیولر، اکینودرم

ریز تا متوسط






لار، اشگر، گرنگان، گچساران

مادستون آهکی فسیل‌دار


اکینودرم، فرامینیفرهای پلانکتونیک، سوزن اسفنج، به مقدار کم دوکفه‌ای





رمپ خارجی


گرنگان، گچساران

پکستون پلوئیدی

پلوئید، اینتراکلست

اکینودرم، سوزن اسفنج، فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک، دوکفه‌ای‌های پلاژیک

ریز تا درشت



پایین تا بالا

رمپ میانی


لار، اشگر، گرنگان، گچساران

وکستون بایوکلستی


براکیوپود، اکینودرم، خرده‌های رودیست، فرامینیفرهای بنتیک، خرده‌های لیتوکودیوم، بریوزوآ

ریز تا متوسط




رمپ میانی


لار، اشگر، گرنگان، گچساران

پکستون/گرینستون حاوی اُاُئید، پلوئید و اینتراکلستی

اینتراکلست، اُاُئید

فرامینیفرهای بنتیک، جلبک سبز




متوسط تا بالا

پشتۀ ماسه‌ای


لار، اشگر، گرنگان، گچساران

پکستون/گرینستون پلوئیدی بایوکلستی

اینتراکلست، آگرگات، پلوئید

فرامینیفرهای بنتیک، جلبک سبز، لیتوکودیوم، اکینودرم، دوکفه‌ای

ریز تا متوسط

متوسط تا خوب

متوسط تا خوب

متوسط تا بالا

پشتۀ ماسه‌ای


لار، اشگر، گرنگان

وکستون حاوی جلبک سبز و لیتوکودیوم

پلوئید، اینتراکلست

لیتوکودیوم، خرده‌های مرجان و رودیست، جلبک سبز، فرامینیفرهای بنتیک

ریز تا درشت


بد تا متوسط

پایین تا متوسط



لار، اشگر، گرنگان، گچساران

وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک و بایوکلست


فرامینیفرهای بنتیک، جلبک سبز، لیتوکودیوم، دوکفه‌ای، استراماتوپورید







لار، اشگر، گرنگان

وکستون/پکستون حاوی اُاُئید و پلوئید

اُاُئید، پلوئید، اینتراکلست

استراکود، فرامینیفرهای بنتیک

ریز تا متوسط

بد تا متوسط

بد تا متوسط

متوسط تا پایین



اشگر، گرنگان، گچساران

مادستون آهکی


جلبک سبز، فرامینیفرهای بنتیک







لار، گرنگان، گچساران

پکستون حاوی اُاُئید، پلوئید و اینتراکلست

اُاُئید، پلوئید، اینتراکلست، آگرگات، کوارتز

استراکود، کارپاتیلا

متوسط تا درست

بد تا متوسط



پهنۀ جزرومدی



مادستون حاوی ذرات آواری در اندازۀ سیلت







پهنۀ جزرومدی


لاگون (ریزرخساره‌های 7 تا 10)

این کمربند رخساره‌ای شامل وکستون حاوی جلبک سبز و لیتوکودیوم (ریزرخسارۀ 7)، وکستون حاوی فرامینیفرهای بنتیک و بایوکلست (ریزرخسارۀ 8)، وکستون تا پکستون حاوی اُاُئید و پلوئید (ریزرخسارۀ 9) و مادستون آهکی (ریزرخسارۀ 10) است. محتوای اسکلتی این رخساره‌ها شامل جلبک‌های سبز خانوادۀ داسی‌کلاداسه‌آ و لیتوکودیوم، فرامینیفر‌ای بنتیک (نظیر سودوکریسالیدینا، تکستولاریا، تروکلینا و میلیولیده)، دوکفه‌ای و گاسترپود و اجزای غیراسکلتی شامل پلوئید و اُاُئید است.

فراوانی پلوئیدها و انواع خاصی از فسیل‌ها نظیر میلیولیدا و جلبک سبز همراه با بافت‌های گل‌پشتیبان نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در شرایط محیطی نسبتاً بسته و محدود (کم‌انرژی) مانند زیرمحیط لاگون است. این رخساره‌ها با رخساره‌های استاندارد RMF16، RMF17 و RMF20 فلوگل (Flügel 2004) درخور ‌مقایسه‌اند (شکل۳، G، H، I و J).

کمربند رخساره‌ای پهنۀ جزرومدی (ریزرخساره‌های 11 و 12)

این کمربند رخساره‌ای شامل پکستون حاوی اُاُئید، پلوئید و اینتراکلست (ریزرخسارۀ 11) و مادستون حاوی ذرات آواری در اندازۀ سیلت (ریزرخسارۀ 12) است. اُاُئیدها با شکل‌های مختلف نظیر متحدالمرکز، شعاعی، مرکب و سطحی، پلوئید، اینتراکلست و ذرات ریز کوارتز مهم‌ترین اجزای تشکیل‌دهندۀ این رخساره‌ها به شمار می‌آیند.

باتوجه‌به وجود دانه‌های کوارتز آواری، وجودنداشتن اجزای اسکلتی مشخص و فراوانی اجزای غیراسکلتی و نیز همراهی با رخساره‌های کم‌عمق لاگون، محیط نهشت این رخساره در پهنۀ جزرومدی در نظر گرفته می‌شود و با رخسارۀ استاندارد RMF24 فلوگل (Flügel 2004) درخور ‌مقایسه است (شکل ۳، K و L). همراهی تنگاتنگ ریزرخسارۀ ۱۱ با رخساره‌های پهنۀ جزرومدی سبب نسبت‌داده‌شدن آن به پشته‌های پرانرژی ساحلی (beach ridges) شده است؛ چنین رخساره‌هایی می‌توانند در بخش‌های زیرین پهنه‌های جزرومدی یا بخش‌های کم‌عمق زیرمحیط لاگون گسترش یابند (Scholle et al. 1989; Davis and Dalrymple 2011).

بر اساس نمودارهای فراوانی رخساره‌ای (شکل ۴)، رخساره‌های متعلق به رمپ داخلی (شامل رخساره‌های لاگون و شول با فراوانی ۴۹ درصد) و رمپ میانی (۳۸ درصد) بیشترین فراوانی را در برش لار دارند. در برش اشگر، فراوانی رخساره‌های شول به‌شدت کاهش می‌یابد و به حدود ۲ درصد کل رخساره‌های سازند فهلیان می‌رسد؛ برخلاف این، رخساره‌های رمپ میانی حدود ۶۰ درصد کل رخساره‌های این برش را تشکیل می‌دهند که گویای نهشت این سازند در بخش‌های عمیق‌تر پلت‌فرم کربناته در موقعیت برش اشگر است. در برش‌های زیرسطحی گچساران و گرنگان، رخساره‌های لاگون و شول با روندی تقریباً مشابه، بیشترین فراوانی را دارند (شکل ۴) و رخساره‌های عمیق مربوط به رمپ بیرونی و حوضه به کمترین فراوانی خود (حدود ۵ درصد) در این برش‌ها می‌رسند؛ چنین روندهایی، کم‌عمق‌تر‌بودن محیط نهشت سازند فهلیان در میدان‌های گچساران و گرنگان در مقایسه با برش‌های مطالعه‌شده از زون ایذه را نشان می‌‌دهند (شکل ۴).



شکل ۳- رخساره‌های شناسایی‌شده در مناطق مطالعه‌شده؛ A. وکستون حاوی رادیولر و سوزن اسفنج (ریزرخسارۀ 1)، B. مادستون آهکی فسیل‌دار (ریزرخسارۀ 2)، C. پکستون پلوئیدی (ریزرخسارۀ 3)، D. وکستون بایوکلستی (ریزرخسارۀ 4)، E. پکستون/گرینستون حاوی اُاُئید، پلوئید و اینتراکلستی (ریزرخسارۀ 5)، F. پکستون/گرینستون پلوئیدی بایوکلستی (ریزرخسارۀ 6)، G. وکستون حاوی جلبک سبز و لیتوکودیوم (ریزرخسارۀ 7)، H. وکستون حاوی فرامینیفر بنتیک و بایوکلست (ریزرخسارۀ 8)، I. وکستون/پکستون حاوی اُاُئید و پلوئید (ریزرخسارۀ 9)، J. مادستون آهکی (ریزرخسارۀ 10)، K. پکستون حاوی اُاُئید، پلوئید و اینتراکلست (ریزرخسارۀ 11)، L. مادستون حاوی ذرات آواری در حد سیلت (ریزرخسارۀ 12)





شکل ۴- نمودار فراوانی ریزرخساره‌ها و کمربندهای رخساره‌ای شناسایی‌شده در برش لار (A و B)، برش اشگر (C و D)، چاه گچساران (E و F) و چاه گرنگان (G و H)


فرایندهای دیاژنزی

انواع اصلی فرایندهای دیاژنزی در برش‌های مطالعه‌شده عبارتند از:


سیمان‌های هم‌ضخامت حاشیه‌ای عمدتاً در اطرف پلوئیدها، بایوکلست‌ها و سایر اجزای تشکیل‌دهنده مشاهده می‌شوند (شکل۵، A)؛ این سیمان‌ها همراه با سیمان کلسیت تیغه‌ای و سیمان کلسیت دربرگیرنده در رخساره‌های پرانرژی مربوط به زیرمحیط شول و به مقدار کم در پشته‌های ساحلی تشکیل شده‌اند. سیمان کلسیتی بلوکی شفاف در اندازه‌های متوسط تا بزرگ (1 تا 2 میلی‌متر)، سیمان کلسیتی دروزی، سیمان کلسیت هم‌بعد و سیمان‌های بلوکی دارای ماکل به‌شکل پرکنندۀ حفره‌ها (شکل۵، H)، شکستگی‌ها و قالب‌های انحلال‌یافتۀ بایوکلست‌ها در رخساره‌های مختلف سازند فهلیان دیده می‌شوند.


‌این فرایند در اغلب رخساره‌ها، به‌ویژه در رخساره‌های بخش‌های کم‌عمق لاگونی و سدی، بیشتر اجزای اسکلتی و غیراسکلتی را با درجه‌های مختلف تحت‌تأثیر قرار داده و در برخی نمونه‌ها، ساختمان داخلی اولیۀ دانه‌ها را به‌طور کامل از بین برده و تشخیص منشأ اولیۀ آنها را سخت و گاهی غیرممکن کرده است. با‌توجه‌به اندازه و شکل پلوئیدها در سازند فهلیان، فراوانی زیاد آنها را می‌توان به عملکرد شدید این فرایند روی بایوکلست‌ها در حوضۀ رسوب‌گذاری نسبت داد. برخی مواقع، ایجاد غشای میکرایتی در اطراف دانه‌ها به حفظ ساختمان داخلی آنها طی دیاژنز و انحلال منجر می‌شود و امکان شناسایی آنها را فراهم می‌کند (شکل۵، B).


با‌توجه‌به مساعد‌بودن شرایط تشکیل، پیریتی‌شدن گسترش مطلوبی در برخی رخساره‌های سازند فهلیان دارد؛ این فرایند به ‌شکل‌های مختلفی در رخساره‌های سازند فهلیان مشاهده می‌شود که عبارتند از: جانشینی در پوستۀ فسیل‌ها، پراکنده در زمینۀ گلی (میکرایتی) رخساره‌های عمیق، پرکنندۀ حفره‌ها و قالب‌های فسیلی، متمرکز در مسیر استیلولیت‌ها و رگچه‌های انحلالی. در برخی نمونه‌ها، اکسیدهای آهن (هماتیت) در مجاورت پیریت‌ها مشاهده می‌شوند که به نظر می‌رسد به‌علت وجود آهن در ساختار پیریت و قرارگیری این کانی در محیط اکسیدان ایجاد شده‌اند (شکل ۵، M). 


در برخی از رخساره‌های سدی و رخساره‌هایی که در پهنۀ جزرومدی تشکیل شده‌اند، فرایند انحلال در بخش‌های بسیار محدودی به‌شکل غیرانتخاب‌کنندۀ فابریک عمل کرده و به ایجاد حفره‌های انحلالی منجر شده است (شکل ۵، C). به نظر می‌رسد زمانی این حفره‌های انحلالی ایجاد شده‌اند که رسوبات متحمل سخت‌شدگی نسبی شده‌اند. اغلب این حفره‌ها را فرایندهایی مانند سیمانی‌شدن و سیلیسی‌شدن پر کرده‌اند. در رخساره‌های عمیق‌تر، حفره‌های انحلالی به‌شکل بزرگ و گسترده مشاهده نمی‌شوند؛ در این رخساره‌ها، برخی حفره‌های کوچک در مجاورت استیلولیت‌ها و رگچه‌های انحلالی و در نمونه‌هایی بدون ارتباط با سطوح فشاری- انحلالی و به‌شکل تخلخل قالبی و حفره‌ای مشاهده می‌شوند.


این فرایند هم به‌شکل کاهشی و هم به‌طور افزایشی مشاهده می‌شود؛ ازجمله فرایندهای نوشکلی مهم افزاینده در سازند فهلیان می‌توان به تشکیل میکرواسپارایت، سودواسپارایت و تبدیل آراگونیت به کلسیت اشاره کرد که این فرایندها در برخی از رخساره‌های سدی و لاگونی گسترش درخور توجهی دارند. فرایند میکرایتی‌شدن ازجمله فرایندهای نوشکلی مهم کاهشی است که در بسیاری از رخساره‌ها به‌طور گسترده تأثیرگذار بوده است و در بخش پیش به آن پرداخته شد (شکل ۵، I).


در بخش‌هایی از برش‌های لار و گچساران، به‌ویژه در بخش‌های زیرین سازند فهلیان و در رخساره‌های دانه پشتیبان رمپ داخلی، سیلیسی‌شدن به‌شکل پرکنندۀ حفره‌ها مشاهده می‌شود (شکل ۵، D). سیال‌های هیدروترمال، سیال‌های قاره‌ای، انحلال سوزن اسفنج‌های سیلیسی یا تبدیل کانی‌های رسی به یکدیگر می‌توانند منشأ سیلیس باشند (Kamali et al. 1995, Wittle and Alshahram 1994, Lawrence 1994). این فرایند در برش لار درارتباط‌با ناپیوستگی‌های محلی و در برش زیرسطحی گچساران درارتباط‌با انحلال و شستشوی سیلیس از افق‌های رادیولاریتی ایجاد شده است؛ قرارگیری افق‌های حاوی سیلیس به‌شکل جانشینی زیر ناپیوستگی‌ها در برش لار و مجاورت آنها با رخساره‌های حاوی رادیولر در برش گچساران سبب این نتیجه‌گیری شده است.


بیشتر دولومیت‌های تشکیل‌شده در سازند فهلیان ارتباط نزدیکی با عوارض انحلال- فشاری (استیلولیت‌ها و رگچه‌های انحلالی) دارند؛ این فرایند اغلب در رخساره‌های گل‌پشتیبان رمپ میانی و رمپ خارجی، به‌ویژه در بخش‌هایی که خرده‌ها و قطعه‌های اسکلتی با جنس پوستۀ کلسیت پرمنیزیم (خارپوستان) به‌فراوانی وجود دارند، روی داده است.

دولومیت‌های مرتبط با استیلولیت‌ها به‌شکل بلورهای شکل‌دار و نیمه‌شکل‌دار با مرزهای بین‌بلوری مسطح و بلورهای بی‌شکل به‌هم‌فشرده (گزنوتوپیک) با مرزهای بلوری مبهم و نامنظم دیده می‌شوند. اندازۀ بلورهای دولومیت در این گروه از دولومیت‌ها اغلب بین 5/0 تا ۳ میکرون است. در نمونه‌های بسیار اندکی، هیچ‌گونه نشانه‌ای از استیلولیت و درزه‌های انحلالی در کنار دولومیت‌ها به‌ویژه در رخساره‌های رمپ داخلی وجود ندارد و بلورهای یوهدرال درشت (۵ تا ۱۰ میکرون) و شفاف دولومیت به‌شکل پرکنندۀ فضای بین‌دانه‌ای در رخساره‌های دانه پشتیبان پشته‌های سدی دیده می‌شوند. به‌طور عمده، دولومیتی‌شدن انتخاب‌کنندۀ فابریک بوده و تنها در بافت‌های میکرایتی به هسته‌زایی دولومیت منجر شده است (شکل۵، G، J، K و L). باتوجه‌به ویژگی‌های بافتی مطرح‌شده، دولومیت‌های سازند فهلیان در دو مدل تدفینی (مرتبط با استیلولیت) و اختلاط آب شور و شیرین (mixing zone) تشکیل شده‌اند.


بیشترین تأثیر تراکم فیزیکی در رخساره‌های دانه پشتیبان مشاهده می‌شود. برخی بایوکلست‌ها دچار فشردگی و گاهی شکستگی شده‌اند و در فابریک‌های دانه‌ پشتیبان، مرزهای محدب- مقعر ایجاد شده‌اند. وجود سیمان‌های دور دانه در اطراف آلوکم‌ها در برخی از رخساره‌های دانه پشتیبان پشته‌های سدی و ساحلی از تراکم و فشردگی بیش از حد آنها جلوگیری کرده است. استیلولیت‌ها و رگچه‌های انحلالی مهم‌ترین محصول تراکم شیمیایی در رسوبات کربناتی فهلیان هستند که گسترش درخور توجهی دارند. نتایج مطالعۀ حاضر نشان می‌دهند میزان استیلولیت‌ها در رخساره‌های گل‌‌پشتیبان رمپ میانی تا رمپ بیرونی سازند فهلیان بیشتر از رخساره‌های دانه پشتیبان رمپ داخلی است. به‌طور عمده، کانی‌‌هایی مانند دولومیت، سیلیس و کانی‌های آهن‌دار مانند پیریت، کانی‌های رسی و آغشتگی به مواد آلی در راستای استیلولیت‌ها مشاهده می‌شوند (شکل۵، E و F).


در رخساره‌های عمیق سازند فهلیان، شکستگی‌های مویین (hairline fractures) مشاهده می‌شوند؛ این شکستگی‌ها سیستم حفره‌های به‌هم‌پیوسته‌ای را ایجاد کرده‌اند که در برخی نمونه‌ها به‌طور عمده با سیمان کلسیت اسپاری پر شده‌‌اند (شکل۵، N و O)؛ علاوه‌بر‌این، شکستگی‌های کششی عمود بر استیلولیت‌ها در مغزه‌های حفاری این سازند در میدان‌های گچساران و گرنگان گزارش شده‌اند که اطلاعات آنها برای استفاده در پژوهش حاضر در دسترس نبود. ستون‌های رسوب‌شناسی از چهار برش مطالعه‌شده که تغییرات رخساره‌ای و دیاژنزی سازند فهلیان را در بر می‌گیرند، در شکل ۶ ارائه شده‌اند.


چینه‌نگاری سکانسی

مطالعه‌های چینه‌نگاری سکانسی در پژوهش حاضر با هدف ایجاد چارچوب زمانی برای درک جامع‌تر شرایط رسوب‌گذاری سازند فهلیان و ارتباط و تأثیر فرایندهای دیاژنزی بر ویژگی‌های مخزنی این سازند انجام شدند؛ ازاین‌رو، با‌توجه‌به داده‌های دردسترس و با کمک‌گرفتن از نتایج مطالعه‌های رسوب‌شناسی شامل تغییرات عمودی رخساره‌‌ها و کمربندهای رخساره‌ای، عوارض دیاژنزی مرتبط با مرزهای سکانسی در تلفیق با داده‌های پتروفیزیکی (نوسان‌نگار گاما) و تغییرات در ضمائم فسیلی، اقدام به تفکیک سکانس‌های رسوبی شد.

باتوجه‌به محدودیت داده‌های موجود و نیز مطالعه روی دو برش زیرسطحی و به‌منظور سهولت کار و تطابق مطالعه‌های سطحی و زیرسطحی، روش چینه‌نگاری سکانسی پیش‌رونده- پس‌رونده برای تفکیک سکانس‌های سازند فهلیان استفاده شد (Embry 1993, Catuneanu 2002)؛ بر همین اساس، چهار سکانس رسوبی در این سازند تفکیک شدند که با‌توجه‌به فقدان داده‌های سنی از این توالی‌ها، اظهارنظر قطعی دربارۀ ردۀ آنها امکان‌پذیر نیست.





شکل ۵- A. سیمانی‌شدن حاشیه‌ای هم‌ضخامت، B. میکرایتی‌شدن در اطراف بایوکلست و آلوکم‌های اُاُئیدی، C. انحلال جوی، D. سیلیسی‌شدن و پر‌شدن فضای خالی،E. فشردگی مکانیکی، F. استیلولیت دارای تجمع اکسیدآهن یا مواد آلی، G. دولومیتی‌شدن در راستای استیلولیت، H. سیمان بلوکی شفاف پر‌کنندۀ فضای بین‌دانه‌ای، I. نوشکلی، J. دولومیت‌های صفحه‌ای شکل‌دار، K: دولومیتی‌شدن در راستای استیلولیت، L. دولومیتی‌نشدن خارپوست با سیالات دولومیت‌کننده، M. پیریتی‌شدن، N. ایجاد شکستگی پس‌از فرایند دولومیتی‌شدن و پرشدن با سیمان، O. شکستگی‌های مویین



شکل ۶- نمودار رسوب‌‌شناسی چهار برش مطالعه‌شده که در آن، گسترش فرایندهای دیاژنزی در بخش‌های مختلف سازند در هریک از رخساره‌ها و کمربند‌های رخساره‌ای نمایش داده شده است. در این شکل، فرایندهایی که طی دیاژنز دریایی ایجاد شده‌اند با رنگ آبی، دیاژنز جوی با رنگ بنفش و دیاژنز دفنی با رنگ نارنجی نشان داده شده‌اند.


شکل ۷- تطابق سکانس‌های رسوبی سازند فهلیان (FDS)در برش‌های مطالعه‌شده از زون ایذه و فروافتادگی دزفول



با‌توجه‌به تعداد و ضخامت سکانس‌ها و نیز انطباق آنها با مطالعه‌های پیشین و سکانس‌های تعیین‌شده در صفحۀ عربی، به نظر می‌رسد سکانس‌های تعیین‌شده در مطالعۀ حاضر، ردۀ سوم باشند؛ این سکانس‌ها به‌ترتیب از قاعده به‌سمت رأس سازند با نشانه‌های اختصاری FDS-1 تا FDS-4 نام‌گذاری شده‌اند (شکل ۷). تطابق سکانس‌های رسوبی سازند فهلیان با مدل سکانسی مرجع ارائه‌شده برای نواحی جنوب‌غربی ایران و صفحۀ عربی در شکل ۸ آورده شده است. پیش‌‌از‌‌این، نویسندگان توضیح کامل سکانس‌های رسوبی شناسایی‌شده در سازند فهلیان را در برش‌های مطالعه‌شده ارائه کرده‌اند و به‌منظور جلوگیری از تکرار مطالب، از بیان آنها در مقالۀ حاضر خودداری شده است (برای مطالعۀ بیشتر در این زمینه به Noori et al. 2019 مراجعه شود).



شکل ۸- تطابق سکانس‌های رسوبی تفکیک‌شده در سازند فهلیان در برش لار (زون ایذه) با سکانس‌های مرجع تعیین‌شده برای نواحی جنوب‌غرب ایران (van Buchem et al. 2010)و صفحۀ عربی (Sharland et al. 2010)



کیفیت مخزنی

باتوجه‌به دسترسی‌نداشتن به داده‌های تحلیل مغزه نظیر داده‌های تخلخل و تراوایی، به‌منظور ارزیابی کیفیت مخزنی سازند فهلیان از لاگ‌های چاه‌پیمایی در دو میدان گچساران و گرنگان استفاده شد. با درنظرگرفتن هدف مطالعۀ حاضر که بررسی کیفیت مخزنی بود، مجموعه‌ای از لاگ‌های معرف کیفیت مخزنی (نوترون، چگالی و صوتی) برای انجام خوشه‌بندی و تعیین زون‌های مخزنی و غیر‌مخزنی استفاده شدند؛ همچنین از اطلاعات مربوط به زون‌بندی مخزن فهلیان در چاه‌های مطالعه‌شده به‌منظور اطمینان از درستی وجود زون‌های مخزنی در افق‌های تعیین‌شده کمک گرفته شد.



خوشه‌بندی داده‌های لاگ به روش K-means انجام شد؛ در این روش، ابتدا نقاطی برای مرکز تعیین می‌شوند (تعداد این نقاط با‌توجه‌به تعداد خوشه‌هایی تعیین می‌شود که وجود دارند). پس‌از تعیین نقاط مرکز، فاصلۀ هر نقطه تا مراکز تعیین می‌شود و سپس نزدیک‌ترین نقاط به هر مرکز باهم خوشه تشکیل می‌دهند (برای مطالعۀ بیشتر در زمینۀ این روش به Dabbura 2018 مراجعه شود). نمودارهای هیستوگرام برای سه لاگ نوترون، صوتی و چگالی کمربندهای رخساره‌ای مختلف سازند فهلیان در شکل ۹ نشان داده شده‌اند. بر اساس این نمودارها، بیشترین کیفیت مخزنی با‌توجه‌به مقادیر لاگ‌های نوترون، صوتی و چگالی (نشان‌دهندۀ تخلخل) به‌ترتیب در رخساره‌های پرانرژی متعلق به زیرمحیط شول و پس‌از‌آن، در رخساره‌های لیتوکودیومی– جلبکی متعلق به بخش‌های درونی رمپ (لاگون) و رخساره‌های دولومیتی‌شدۀ متعلق به دریای باز (رمپ بیرونی) مشاهده می‌شود. تعداد 10 رخسارۀ الکتریکی در چاه‌های مطالعه‌شده از میدان‌های گچساران و گرنگان تفکیک شدند و با رخساره‌های تعیین‌شده بر اساس مطالعه‌های مغزه و مقاطع نازک به‌منظور ارزیابی کیفیت مخزنی سازند فهلیان در چارچوب سکانس‌های رسوبی بررسی شدند.


تفسیر نتایج

محیط رسوب‌گذاری

مطالعه‌های پیشین روی محیط رسوب‌گذاری سازند فهلیان در نواحی مجاور در حوضۀ زاگرس، رسوب‌گذاری آن را روی پلت‌فرم کربناتۀ کم‌عمق از نوع رمپ نشان می‌دهند (Jamalian et al. 2011; Dehkar et al. 2018). جمالیان و همکاران (2011) با مطالعۀ سازند فهلیان در ناحیۀ کوه سیاه، چهار کمربند رخساره‌ای پهنۀ جزرومدی، رمپ درونی، رمپ میانی و رمپ بیرونی را در مدل رمپ کربناته برای این سازند پیشنهاد کردند. دهکار و همکاران (2018) با مطالعۀ سازند فهلیان در دشت آبادان، مدل مشابهی را با درنظرگرفتن زیرمحیط‌های پهنۀ جزورمدی، لاگون، شول، رمپ میانی و دریای باز پیشنهاد کردند.

بر اساس مطالعه‌ها و تفسیرهای رخساره‌ای ارائه‌شده، مجموعه رخساره‌های رسوبی سازند فهلیان در برش‌های سطحی و زیرسطحی مطالعه‌شده از زون ایذه و فروافتادگی دزفول گویای نهشت این توالی‌ها در پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ هم‌شیب (homoclinal ramp) است (شکل ۱۰). حضورنداشتن رخساره‌های مرتبط با جریان‌های خرده‌دار و توربیدایتی و نیز وجودنداشتن یا فراوانی بسیار کم موجودات چارچوب‌‌ساز ریفی نظیر مرجان‌های هرماتیپیک و جلبک‌ها همراه با تغییرات تدریجی رخساره‌ها چنین مدلی را تأیید می‌کنند.

گفتنی است وجود رخساره‌های لیتوکودیومی- جلبکی نشان‌دهندۀ وجود پشته‌های زیستی کم‌ارتفاع یا ریف‌های کومه‌ای (patch reefs) در بخش‌های درونی رمپ است که قادر به تغییر شیب پلت‌فرم نیستند(Burchette and Wright 1992, Flügel 2004, Rameil et al. 2012). در سازند فهلیان، لیتوکودیوم همراه با سایر بایوکلست‌ها نظیر فرامینیفرهای بنتیک و جلبک‌های سبز دیده می‌شود. محیط تشکیل لیتوکودیوم معمولاً در لاگون محدود‌شده و گاهی محیط‌های ریفی است(Hosseini and Conrad 2008, Pittet et al. 2002, Conrad and Clavel 2008). آنها اغلب در فاز تراز بالای آب دریا (HST) به‌شکل ریف‌های کومه‌ای در حاشیۀ داخلی سدها رشد می‌کنند (Tucker and Wright 1990, Pittet et al. 2002). لیتوکودیوم جزو موجودات شاخص سازندهای کرتاسۀ پایینی (فهلیان و داریان) در مناطق مختلف حوضۀ زاگرس است (Mehrabi et al. 2015 and 2018, Naderi-Khujin et al. 2016).




شکل ۹- توزیع هیستوگرام نمودارهای چاه‌پیمایی در کمربندهای رخساره‌ای سازند فهلیان؛ A. زمان گذر صوت (DT) در چاه گچساران، B. زمان گذر صوت (DT) در چاه گرنگان، C. مقادیر لاگ چگالی (RHOB) در چاه گچساران، D. مقادیر لاگ چگالی (RHOB) در چاه گرنگان، E. مقادیر لاگ نوترون (NPHI) در چاه گچساران، F. مقادیر لاگ نوترون (NPHI) در چاه گرنگان



شکل ۱۰- مدل رسوبگذاری (A) و نیم‌رخ رسوبی پیشنهادی (B) برای سازند فهلیان همراه با جایگاه ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در این سازند در برش‌های مطالعه‌شده از زون ایذه و فروافتادگی دزفول (برای خلاصۀ اطلاعات ریزرخساره‌ها به جدول ۱ مراجعه شود)



در مطالعۀ حاضر مشاهده شد فراوانی رخساره‌های لیتوکودیومی- جلبکی در سکانس دوم سازند فهلیان در برش لار به بیشینه مقدار خود می‌رسد؛ این وضعیت برای سکانس سوم این سازند در همین برش کاملاً برعکس است. در سکانس سوم، بیشترین فراوانی رخساره‌های لیتوکودیومی به چاه گرنگان و سپس برش اشگر مربوط می‌شود (شکل ۱۱). رخساره‌های متعلق به پشته‌های ماسه‌ای (شول‌ها) در سازند فهلیان در برش‌های لار، گرنگان و گچساران گسترش درخور توجهی دارند (شکل ۷).؛ ازاین‌رو با‌توجه‌به گسترش این رخساره‌های دانه‌غالب، احتمال می‌رود سازند فهلیان در این نواحی در رمپ پرانرژی و رو ‌به ‌باد نهشته شده باشد (Flügel 2004).

بیشترین میزان گسترش پشته‌های ماسه‌ای به برش لار مربوط است؛ در این برش، گسترش پشته‌های ساحلی در حاشیۀ رو به دریای باز پلت‌فرم و پهنۀ جزرومدی گویای گسترش زون پر‌انرژی در بخش‌های زیادی از پلت‌فرم فهلیان در این منطقه طی زمان رسوب‌گذاری سکانس اول است (شکل ۱۲). رخساره‌های شول، چاه‌های گچساران و گرنگان و برش اشگر ازنظر فراوانی پس‌از برش لار قرار دارند. در سکانس دوم، بیشترین توسعۀ پشته‌های ماسه‌ای به چاه گچساران مربوط است. ازنظر تغییرات ضخامت رخساره‌های دانه‌ پشتیبان نهشته‌شده در این زیرمحیط، در برش لار به میزان درخور توجهی از ضخامت این رخساره‌ها در سکانس دوم نسبت به سکانس اول کاسته شده است؛ این مسئله نشان می‌دهد این ناحیه در زمان نهشت سکانس دوم در عمق بیشتری نسبت به سکانس اول قرار داشته است. ترتیب فراوانی رخساره‌های شول در سکانس دوم به‌ترتیب در برش‌های گچساران، گرنگان، لار و اشگر است (شکل ۱۲). در سکانس سوم، پشته‌های ماسه‌ای تشکیل‌شده با فراوانی کم تنها در چاه گرنگان مشاهده شدند و ریزرخساره‌های مربوط به این کمربند رخساره‌ای در سایر نواحی مشاهده نشدند (شکل ۱۲).








شکل ۱۱- میزان گسترش رخسارۀ لیتوکودیومی- جلبکی در سکانس‌های دوم (FDS-2) و سوم (FDS-3) در برش‌های مطالعه‌شده؛ A. چاه گچساران، B. چاه گرنگان، C. برش لار، D. برش اشگر



شکل ۱۲- میزان گسترش پشته‌های ماسه‌ای (شول) در سکانس‌های رسوبی اول تا سوم شناسایی‌شده در هریک از برش‌های مطالعه‌شده (موقعیت میدان‌ها و برش‌ها روی شکل ۱۱ نشان داده شده است)



توالی پاراژنزی

بررسی‌های پتروگرافی روی نمونه‌های سازند فهلیان در چهار برش مطالعه‌شده به شناسایی و تفکیک فرایندهای دیاژنزی مختلفی منجر شد که شرح کامل آنها در مقاله ارائه شد. با‌توجه‌به محیط دیاژنزی تفسیر‌شده برای هریک از فرایندها و نیز بررسی روابط بافتی (تقدم و تأخر) بین آنها، مشخص شد سازند فهلیان آثاری از فرایندهای دیاژنزی دریایی، جوی و دفنی کم‌عمق تا عمیق را در خود ثبت کرده است. توالی وقوع این فرایندها در شکل ۱۳ آورده شده است؛ به‌این‌ترتیب، سرگذشت دیاژنزی سازند فهلیان را می‌توان به ‌شرح زیر خلاصه کرد:


دیاژنز دریایی

رخساره‌های رسوبی سازند فهلیان در زمان نهشت در حوضۀ رسوبی خود و کمی پس‌از نهشته‌شدن متحمل آثار دیاژنز دریایی شده‌اند که مهم‌ترین آنها، سیمانی‌شدن دریایی به‌شکل سیمان حاشیه‌ای هم‌ضخامت در اطراف آلوکم‌ها در رخساره‌های پرانرژی، زیست‌آشفتگی و میکرایتی‌شدن در رخساره‌های کم‌عمق و محدود‌شدۀ لاگونی تا رخساره‌های عمیق دریای باز است (شکل ۱۳).


دیاژنز جوی (متئوریک)

افت سطح نسبی آب دریا کمی پس‌از نهشته‌شدن رخساره‌های سازند فهلیان سبب کم‌عمق‌شدگی و رخنمون‌یافتگی کوتاه‌مدت آنها و وقوع فرایندهای دیاژنز جوی شده است؛ این فرایندها به‌طور عمده در بخش‌های زیرین سازند فهلیان و اغلب در مجموعه رخساره‌ای رمپ داخلی و پشته‌های ساحلی روی داده‌اند. در محیط جوی، فرایندهای انحلال، سیمان کلسیت تیغه‌ای، دروزی و هم‌بعد همراه با نوشکلی و سیلیسی‌شدن، توالی‌های فهلیان را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند (شکل ۱۳).




شکل ۱۳- توالی وقوع فرایندهای دیاژنزی و تأثیر آنها بر تغییرات تخلخل در سازند فهلیان در برش‌های مطالعه‌شده از زون ایذه و فروافتادگی دزفول



دیاژنز دفنی کم‌عمق تا عمیق

رخساره‌های رسوبی سازند فهلیان پس‌از تحمل رویدادهای دیاژنزی محیط‌های دریایی و جوی و در پی پیش‌روی آب دریا و نهشته‌شدن طبقه‌ها و سازندهای فوقانی، ابتدا در محیط دیاژنزی دفنی کم‌عمق و سپس عمیق قرار گرفته‌اند و متحمل تغییرات اساسی شده‌اند. مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی این محیط‌ها شامل تراکم مکانیکی و شیمیایی (تشکیل رگچه‌های انحلالی و استیلولیت‌ها)، سیمان‌های کلسیتی دربرگیرنده، درشت‌بلور و سیمان پرکنندۀ شکستگی‌ها همراه با پیریتی‌شدن، سیلیسی‌شدن، دولومیتی‌شدن و شکستگی می‌شوند (شکل ۱۳). در سازند فهلیان، فرایندهای دیاژنزی دفنی بیشترین توسعه را دارند و بخش عمده‌ای از فرایندهای دیاژنز این سازند هنگام تدفین رخ داده‌اند؛ این فرایندها اغلب در بخش‌های میانی تا بالایی این سازند، رخساره‌های رمپ میانی و رمپ خارجی را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند.


کیفیت مخزنی در چارچوب چینه‌نگاری سکانسی

کیفیت مخزنی سازند فهلیان در دو چاه از میدان‌های گرنگان و گچساران بر اساس مطالعه‌های پتروگرافی و تلفیق آنها با لاگ‌های پتروفیزیکی در چارچوب سکانس‌های رسوبی مطالعه شد. نمودارهای تغییرات کیفیت مخزنی مربوط به این سازند در میدان‌های یادشده در شکل ۱۴ نشان داده شده‌اند. بررسی ارتباط رخساره‌های میکروسکوپی تعیین‌شده در مطالعه‌های پتروگرافی با رخساره‌های الکتریکی در چاه گچساران نشان می‌دهد رخساره‌های الکتریکی با بیشترین کیفیت مخزنی (رخساره‌های الکتریکی ۱ تا ۴) اغلب با رخساره‌های گرینستونی تا پکستونی متعلق به زیرمحیط شول مطابقت دارند؛ این رخساره‌ها در کل ضخامت سکانس اول و TST سکانس دوم متمرکزند. به‌طور عمده در این چاه، فضاهای بین‌دانه‌ای در رخساره‌های شول تحت‌تأثیر فشردگی و سیمانی‌شدن از بین رفته‌اند؛ باوجوداین، تخلخل بین‌دانه‌ای به‌ویژه در ریزرخسارۀ گرینستون حاوی اُاُئید و گرینستون حاوی پلوئید و اُاُئید در برخی نمونه‌ها تحت‌تأثیر دیاژنز دریایی (فرایند سیمانی‌شدن حاشیه‌ای هم‌ضخامت در اطراف آلوکم‌ها) حفظ شده است یا تخلخل‌های حفره‌ای و بین‌دانه‌ای بزرگ‌شده طی انحلال جوی ایجاد شده‌اند.

تشکیل سیمان‌های نازک و حاشیه‌ای هم‌ضخامت در اطراف دانه‌ها در رخساره‌های شول به ایجاد چارچوب سخت و مقاوم برای تحمل فشار لیتواستاتیکی طبقه‌های بالایی طی مراحل دیاژنز دفنی منجر و با حفظ تخلخل‌های اولیه سبب بهبود کیفیت مخزنی آنها شده است. رخساره‌های متعلق به‌ رمپ میانی ازنظر کیفیت مخزنی در مرتبۀ بعدی قرار دارند؛ در این رخساره‌ها، فرایندهای دیاژنزی نظیر دولومیتی‌شدن و در نمونه‌هایی، شکستگی‌های مویین (hairline fractures) سبب افزایش کیفیت مخزنی (تخلخل و تراوایی) شده‌اند؛ بنابراین، شرایط مخزنی در چاه گچساران تحت‌تأثیر ویژگی‌های رخساره‌ای و فرایندهای دیاژنز قرار داشته است که نقش دوگانه‌ای (مخرب و سازنده) را در کیفیت مخزنی ایفا کرده‌اند. در این چاه، بهترین زون‌های مخزنی در سیستم تراکت‌های تراز بالا (HST) و در رخساره‌های شول ایجاد شده‌اند که با آغشتگی‌های نفتی روی مغزه‌های حفاری همراهند. رخساره‌های گل‌غالب متعلق به بخش‌های عمیق پلت‌فرم که فرایندهای دیاژنزی افزایندۀ کیفیت مخزنی بر آنها اثرگذار نبوده‌اند، افق‌های غیرمخزنی را در سازند فهلیان شکل داده‌اند. این رخساره‌ها در سیستم تراکت پیش‌روندۀ (TST) سکانس‌های سوم و چهارم گسترش دارند (شکل ۱۳). 

در چاه گرنگان، رخساره‌های پرانرژی شول در HST سکانس اول و TST سکانس دوم گسترش دارند و با رخساره‌های الکتریکی ۱ تا ۴ مطابقت می‌کنند (شکل ۱۳). در این چاه، کمربندهای رخساره‌ای لاگون و رمپ میانی نیز کیفیت خوبی دارند (شکل ۱۴). در زیرمحیط لاگون، عمده تخلخل در‌ارتباط‌با رخساره‌‌های لیتوکودیومی ایجاد شده است؛ اما با‌توجه‌به ماهیت رخساره‌های گل‌پشتیبان در رمپ میانی، تخلخل به‌طور عمده تحت‌تأثیر فرایندهای دیاژنزی نظیر دولومیتی‌شدن و انحلال دفنی ایجاد شده است.

ریزتخلخل‌ها بخش عمده‌ای از تخلخل موجود در این رخساره‌ها را به خود اختصاص داده‌اند؛ از سوی دیگر، فضاهای خالی رخساره‌های دانه‌پشتیبان به‌طور عمده تحت‌تأثیر فرایندهای دیاژنزی نظیر فشردگی مکانیکی و سیمانی‌شدن قرار گرفته‌اند و کیفیت مخزنی آنها تا حد زیادی کاهش یافته است؛ بنابراین، شواهد نشان می‌دهند محیط رسوبی در ایجاد شرایط مخزنی مطلوب در چاه گرنگان اهمیت کمتری داشته و کیفیت مخزنی عمدتاً تحت‌تأثیر فرایندهای دیاژنز بوده است؛ این فرایندها نیز به‌طور عمده به‌شکل کاهندۀ کیفیت مخزنی عمل کرده‌اند. بر اساس شواهد موجود در چاه گرنگان، رخساره‌های لاگون در سیستم تراکت تراز بالا (HST) در نمونه‌هایی به ایجاد شرایط مخزنی منجر شده‌اند و کمربند رخساره‌ای رمپ میانی نیز شرایط مخزنی مطلوبی را در بخش‌هایی از سیستم تراکت تراز پیش‌رونده (TST) ایجاد کرده است (شکل ۱۴).





شکل ۱۴- تلفیق نتایج مطالعه‌های رخساره‌ای، دیاژنزی، نمودارهای چاه‌پیمایی (رخساره‌های الکتریکی) و چینه‌نگاری سکانسی در چاه‌های گچساران و گرنگان



۱- بر اساس بررسی‌های پتروگرافی انجام‌شده روی سازند فهلیان در دو برش سطحی (لار و اشگر) از زون ایذه و دو برش زیرسطحی (چاه‌های گرنگان و گچساران) از فروافتادگی دزفول، تعداد 12 ریزرخساره در چهار کمربند رخساره‌ای شناسایی شدند. نتایج مطالعۀ حاضر نشان دادند موجودات چارچوب‌ساز نظیر مرجان‌های هرماتیپیک و جلبک‌ها به منظور ایجاد سد و تقسیم‌کردن پلت‌فرم کربناته به دو بخش مجزا در پلت‌فرم کربناتۀ سازند فهلیان گسترش نداشته‌اند و تنها لیتوکودیوم‌ها و جلبک‌های همزیست آنها برخی پشته‌ها یا ریف‌های کومه‌ای با گسترش محدود را در بخش‌های درونی پلت‌فرم در مجاورت لاگون تشکیل داده‌اند. تغییرات تدریجی و پیوستۀ رخساره‌ها و کمربندهای رخساره‌ای همراه با نبود رخساره‌های حاصل از لغزش و ریزش در کنار شواهد یادشده و نتایج مطالعه‌های پیشین روی محیط رسوبی سازند فهلیان در بخش‌های مختلف زاگرس و مدل‌های استاندارد رخساره‌ای همگی گویای نهشت رخساره‌ها روی پلت‌فرم کربناته‌ای از نوع رمپ هم‌شیب است.

۲- در مطالعه‌های چینه‌نگاری سکانسی، با‌توجه‌به ماهیت رخساره‌ها، روند چرخه‌های رسوبی کم‌عمق‌شونده به‌سمت بالا، اطلاعات حاصل از داده‌های صحرایی و نمودار چاه‌پیمایی گاما، چهار سکانس رسوبی در برش‌های سطحی واقع در زون ایذه و سه سکانس رسوبی کامل و بخشی از سیستم تراکت پیش‌روندۀ سکانس چهارم در میدان‌های واقع در فروافتادگی دزفول شناسایی شدند.

۳- محیط‌های دیاژنزی شناسایی‌شده در سازند فهلیان عبارتند از: محیط دیاژنزی دریایی، جوی و تدفینی. فرایندهای دیاژنزی دریایی به‌طور عمده در محیط فریاتیک دریایی فعال (سیمان‌های حاشیه‌ای هم‌ضخامت) و فریاتیک دریایی غیرفعال (میکرایتی‌شدن) روی داده‌اند. فرایندهای دیاژنزی جوی شامل انحلال، سیمانی‌شدن، نوشکلی و به میزان کمی سیلیسی‌شدن بوده‌اند. در محیط دیاژنزی دفنی نیز به‌طور عمده فرایندهای تراکم فیزیکی- شیمیایی، انحلال دفنی، سیمانی‌شدن، پیریتی‌شدن، دولومیتی‌شدن و شکستگی ایجاد شده‌اند.

۴- در بخش‌های پایینی سازند فهلیان که با گسترش رخساره‌های رمپ داخلی و پشته‌های ساحلی همراه بوده‌اند، به‌طور عمده فرایندهای دیاژنزی جوی شامل فرایندهای سیمانی‌شدن، سیلیسی‌شدن، انحلال و نوشکلی غالب بوده‌اند. در بخش‌های میانی تا بالایی این سازند، یعنی در بخش‌هایی که با گسترش رخساره‌های رمپ میانی و رمپ خارجی همراه بوده‌‌اند، بیشترین فرایندهای دیاژنزی طی تدفین کم‌عمق تا عمیق رخ داده‌اند.

۵- در زمینۀ ویژگی‌های مخزنی سازند فهلیان در چاه گرنگان، رخساره‌های لیتوکودیومی- جلبکی گسترش‌یافته در سیستم تراکت تراز بالا (HST) به ایجاد شرایط مخزنی منجر شده‌اند و رخساره‌های رمپ میانی در سیستم تراکت تراز پیش‌رونده (TST) شرایط مخزنی را در برخی نمونه‌ها ایجاد کرده‌اند. در چاه گچساران، رخساره‌های مخزنی شرایط نسبتاً متفاوتی دارند؛ افق‌های مهم مخزنی سازند فهلیان در این چاه به‌طور عمده در رخساره‌های دانه‌غالب متعلق به زیرمحیط شول و در سیستم تراکت تراز بالا (HST) ایجاد شده‌اند.



از دانشگاه تهران برای فراهم‌کردن امکانات و حمایت از مطالعۀ حاضر و از مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران که داده‌های لازم برای مطالعه را در اختیار نویسندگان قرار داد، سپاسگزاری می‌شود. نویسندۀ دوم مقاله از شرکت گروه مشاوران کیپ قدردانی می‌کند. از سردبیر محترم مجله پژوهش‌های چینه‌نگاری و رسوب‌شناسی و داوران محترم که با نظرهای ارزشمند خود سبب ارتقای سطح علمی این مقاله شدند، صمیمانه سپاسگزاری می‌شود.

[1] Pseudocyclamina lituus, Trocholina

[2] Choffatella, Cyclamina

Abyat A. Baghbani D. Afghah M. Kohansal Ghadimvand N. and Feghhi A. 2012. Microbiostratigraphy and Lithostratigraphy of Fahliyan and Gadvan Formations in Kuh-e-Surmeh (Zagros Basin, Southwest Iran) advances in environmental biology, 6(12): 3078 ­ 3086.
Adabi M.H. Salehi M.A. and Ghobeishavi A. 2010. Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of Lower Cretaceous carbonates (Fahliyan Formation), south–west Iran: Journal of Asian Earth Sciences, 39: 148–160.
Ahmad A.H.M. Bhat G.M.M. and Azim Khan H. 2006. Depositional environments and diagenesis of the Kuldhar and Keera Dome carbonates (Late Bathonian–Early Callovian) of Western India. Journal of Asian Earth Sciences, 27: 765–778.
Ahr W.M. 2008. Geology of carbonate reservoirs. John Wiley and Sons Inc. Hoboken. New Jersey. 296 p.
Alavi M. 1994. Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran: new data and interpretations. Tectonophysics, 229(3-4): 211-238.
Al-Husseini M.I. 2007. Iran’s crude oil reserves and production. GeoArabia, 12(2): 69-94.
Alsharhan A.S. and Nairn A.E.M. 1988. A review of the Cretaceous Formations in the Arabian Peninsula and the Gulf: Part II. Mid-Cretaceous (Wasia Group) Stratigraphy and Paleogeography. Journal of Petroleum Geology, 11: 89-112.
Amodio S. 2006. Foraminifera diversity changes and paleoenvirenmental analysis: the lower Cretaceous shallow–water carbonate of Sanlorenzello, companion Apennines, southern Italy. Facies, 52: 53-67.
Amouthor J.E. and Fridman G.M. 1992. Early to late diagenetic dolomitization of platform carbonate: Lower Ordovician, Ellenbuger Group, Permian Basin, West Texas. Journal of Sedimentary Petrology, 62: 131–143.
Beavington-Penney S.J. Nadin P. and Wright V.P. 2008. Clarke E.d. McQuilken J. and Bailey H.W. “Reservoir quality variation on an Eocene carbonate ramp”, El Garia Formation, offshore Tunisia: Structural control of burial corrosion and dolomitisation, Sedimentary Geology, 209: 42–57.
Berberian M. and King G.C.P. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(2): 210-265.
Bordenave M.L. and Burwood R. 1995. The Albian Kazhdumi Formation of the Dezful Embayment, Iran: One of the most efficient petroleum generation systems. Spriger Verlag. 342p.
Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79(1-4): 3-57.
Butler I.B. and Rickard D. 2000. Framboidal pyrite formation via the oxidation of iron (II) monosulfide by hydrogen sulphide: Geochimica et Cosmochimica Acta, 64: 2665-2672.
Choquette P.W. and Pray L.C. 1970. Geologic nomenclature and classification of porosity in sedimentary carbonates. AAPG Bulletin, 54: 207–250.
Dabbura I. 2018. K-means Clustering: Algorithm, Applications, Evaluation Methods, and Drawbacks. Towards data science,
Davis R.A. and Dalrymple R.W. 2011. Principles of Tidal Sedimentology. Springer Science+Business Media,
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 1: 108-121.
Eichenseer H.T. Walgenzitz F.R. and Biondi P.J. 1999. Stratigraphy Control on Facies and Diagenesis of Dolomitized Oolitic Siliciclastic Ramp Sequence (Pinda Group, Albian Offshore, Angola) AAPG Bulletin, 83(11): 1729–1758.
Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A Late Devonian reef tract on northeastern Banks Island: Can. Journal of Petroleum Geology, 19: 51p.
Esteban M. and Taberner C. 2003. Secondary porosity development during late burial in carbonate reservoirs as a result of mixing and/or cooling of brines. Journal of Geochemical Exploration, 78-79: 355–359.
Farzipour-Saein A. Yassaghi A. Sherkati S. and Koyi H. 2009. Basin evolution of the Lurestan region in the Zagros fold-and-thrust belt, Iran. Journal of Petroleum Geology, 32(1): 5–19.
Flügel E. 2004. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application. Springer Verlag. New York. 976 p.
Given R.K. and Wilkinson B.H. 1985. Kinetic control of morphology, composition and mineralogy of abiotic sedimentary carbonate. Journal of Sedimentary Petrology, 55: 109–119.
Goldhaber M.B. 2004. Sulfur-rich sediments”, In: Mackenzie F.T. (Ed.), Sediments, Diagenesis, and Sedimentary Rocks, Treatise on Geochemistry. Elsevier. Amsterdam: 257–288.
Hood S.D. Nelson C.S. and Kamp P.J.J. 2004. Burial dolomitisation in a non-tropical carbonate petroleum reservoir: the Oligocene Tikorangi Formation, Taranaki Basin, New Zealand. Sedimentary Geology, 172: 117–138.
Hosseini A. and Conrad M.A. 2008. Calcareous algae, foraminifera and sequence stratigraphy of the Fahliyan Formation at Kuh-e-Surmeh (Zagros Basin, SW of Iran). Geologia Croatica, 61(2-3): 215-237.
Hosseini S. Conrad M.A. Carras N. and Kindler P. 2014. Mizzia zagarthica sp. nov., a Late Berriasian–Early Valanginian dasycladalean alga from the Fahliyan Formation in the Zagros fold-thrust belt, SW Iran. Re-assessment on the genus Mizzia. Facies, 60(2): 501-514.
Jamalian M. and Adabi M.H. 2015. Geochemistry, microfacies and diagenetic evidences for original aragonite mineralogy and open diagenetic system of Lower Cretaceous carbonates Fahliyan Formation (Kuh-e Siah area, Zagros Basin, South Iran). Carbonates and Evaporites, 30(1): 77-98.
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologist Bulletin, 49: 2182–2245.
Kamali M.R. Lemon N.M. and Apak S.N. 1995. Prosity generation and reservoir potential of Ouldburra Formation Carbonate Officer Basin, South Australia. Association for Petroleum Administration: 106 – 120.
Koop W. and Stoneley R. 1982. Subsidence History of the Middle East Zagros Basin, Permian to Recent. Philosophical Transactions. Royal Society of London, A305: 149–168.
Lawrenc M.J.F. 1994. Conceptual model for early diagenetic chert and dolomite, Amuri Limestone Group, North eastern South Island, New Zealand. Journal of Sedimentary Petrology, 41: 479–498.
Lee Y.I. and Friedman G.M. 1987. Deep-Burial Dolomitization in the Lower Ordovicia Ellenburger Group Carbonate in West Texas and Southeastern New Mexico. Journal of Sedimentary Petrology, 57: 544–557.
Longman M.W. 1980. Carbonate diagenetic textures from near-surface diagenetic environments. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 64: 461–487.
Machel H.M. 2004. Concepts and models of dolomitization: a critical reappraisal. In: Braithwaite, C.J.R. Rizzi G. Darke G. (Eds). The Geometry and petrogenesis of dolomite hydrocarbon reservoirs. Geological Society London. Special Publication, 235: 7–63.
Madi A. Bourque P.A. and Mamet B.L. 1996. Depth – related Ecological Zonation of a Carboniferous Carbonate Ramp, Upper Visean of Bechar Basin, Western Algeria. Facies, 35: 59–80.
Maleki S. and Lasemi Y. 2011. Sedimentary Environment Sequence Stratigraphy of the Fahliyan Formation in Assaluyeh (Bidkhon) and Khartang Sections, Southwest Iran. Journal of Basic and Applied Scientific Research, 1(12): 2641-2647.
McQuillan H. 1991. The role of basement tectonics in the control of sedimentary facies, structural patterns and salt plug emplacements in the Zagros fold belt of southwest Iran. Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 5(1-4): 453-463.
Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Hajikazemi E. and Esrafili-Dizaji B. 2015. Geological reservoir characterization of the Lower Cretaceous Dariyan Formation (Shu’aiba equivalent) in the Persian Gulf, southern Iran. Marine and Petroleum Geology, 68: 132–157.
Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Al-Aasm I. Hajikazemi E. Esrafili-Dizaji B. Dalvand M. and Omidvar M. 2018. Palaeo-exposure surfaces in the Aptian Dariyan Formation, Offshore SW Iran: Geochemistry and reservoir implications. Journal of Petroleum Geology, 41(4): 467–494.
Miller J. 1988. Cathodoluminescence microscopy. In: Thchniques in Sedimentology ( M.E. Tucker) Blackwells. Oxford: 174–190.
Middletone G.V. 1973. Johhanes Walther΄s law of correlation of facies. Bull. Geol. Soc. of America, 84: 979–988.
Moore C.H. 2001. Carbonate reservoir porosity evolution and diagenesis in a sequence stratigraphic framework. Elsevier. Amsterdam. 444 p.
Motiei H. 1993. Stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran Publication (in Persian). 536p.
Murris R.J. 1980. Middle East: stratigraphic evolution and oil habitat. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 64: 597–618.
Noori H. Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. and Faghih A. 2019. Tectono-sedimentary controls on Lower Cretaceous carbonate platforms of the central Zagros, Iran: An example of rift-basin carbonate systems. Marine and Petroleum Geology, 110: 91–111.
Pittet B. Van Buchem F.S. Hillgärtner H. Razin P. Grötsch J. and Droste H. 2002. Ecological succession, palaeoenvironmental change, and depositional sequences of Barremian–Aptian shallow‐water carbonates in northern Oman. Sedimentology, 49(3): 555-581.
Purser B.H. Tucker M.E. and Zenger D.H. 1994. Problems, progress and future research concerning dolomites and dolomitisation, In: Purser B. Tucker M. Zenger D. (Eds.) Dolomites, A Volume in Honour of Dolomieu. Blackwell. 3–20.
Sanders D. 2001. Burrow-mediated carbonate dissolution in rudist biostromes (Aurisina, Italy), implications for taphonomy in tropical, shallow subtidal arbonate environments. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 168: 39–74.
Sarg J.F. 2001. The sequence stratigraphy, sedimentology, and economic importance of evaporite–carbonate transitions: a review. Sedimentary Geology, 140(1): 9-34.
Scholle P.A. James N.P. Read J.F. 1989. Carbonate sedimentology and petrology. American Geophysical Union, 160p.
Scholle P.A. and Ulmer-Scholle D.S. 2003. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, Textures, Porosity, Diagenesis. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, Memoir 77. 474p.
Scoffin T.P. 1987. Introduction to carbonate sediments and rocks. Glasgow. Blackie. New York. Chapman and Hall. 274p.
Sepehr M. Cosgrove J.W. and Coward M.P. 2002. The major fault zones controlling the sedimentation, deformation and entrapment of hydrocarbon in the Zagros fold–thrust belt, Iran. In AAPG Annual Meeting. Paper No. 43315.
Sepehr M. and Cosgrove J.W. 2004. Structural framework of the Zagros fold–thrust belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21(7), pp.829-843.
Sharland P.R. Archer R. Casey D.M. Davies R.B. Hall S.H. Heward A.P. Horbury A.D. and Simmon M.D. 2001. Arabian Plate sequence stratigraphy. GeoArabia Special Publication 2. Oriental Press. Manama Bahrain. 371p.
Sherkati S. and Letouzey J. 2004. Variation of structural style and basin evolution in the central Zagros (Izeh zone and Dezful Embayment), Iran. Marin and Petroleum Geology, 21: 535–554.
Sibley D.F. and Gregg J.M. 1987. Classification of Dolomite Rock Textures. Journal of Sedimentary Petrology, 57: 967–975.
Taghavi A.A. Mørk A. and Emadi M.A. 2006. Sequence stratigraphically controlled dingenesis governs reservoir quality in the Carbonate Dehluran Field. Southwest Iran. Petroleum Geoscience, 12: 115–126.
Takin M. 1972. Iranian geology and continental drift in the Middle East. Nature, 235(5334): 147.
Tucker M.E. and Bathurst R.G.C. 1990. CarbonateDiagenesis. Reprint Series Volume 1 of the International Association of Sedimentologists. 312p.
Tucker M.E. 1991. Sedimentary petrography. Black Scientific Pub. 260p.
Tucker M.E. 2001. Sedimentary petrology: an introduction to the origin of sedimentary rocks: Blackwell Scientific Publication. London. 260p.
Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology: Black well. London. 482p.
van Buchem F.S.P. Al-Husseini M.I. Maurer F. Droste H.J. and Yose L.A. 2010. Sequence stratigraphic synthesis of the Barremian- Aptian of the eastern Arabian Plate and implications for the petroleum habitat. In: In: van Buchem F.S.P. Al-Husseini M.I. Maurer F. and Droste H.J. (Eds.), Barremian-Aptian Stratigraphy and Hydrocarbon Habitat of the Eastern Arabian Plate. GeoArabia, 1: 9–48.
Warren J.K. 1989. Evaporate Sedimentology: Importance in Hydrocarbon Accumulation. Prentice Hall Englewood Gliffs. 285p.
Warren J.K. 2000. Dolomite: occurrences, evolution and economical important association. Earth Science Review, 52: 1–87.
Warren J.K. 2006. Evaporites: sediments, resources and hydrocarbons. Springer Verlag. Brunei. 1035p.
Whittle G.L. and Alshahran A.S. 1994. Dolomitization and certification of Early Eocene Rus Formation in Abu Dhabi, United Arab Emirates. Sedimentary Geology, 92: 273–258.
Wilson M.E.J. Evans M.J. Oxtoby N.H. and Nas D.S. 2007. Donnelly T. and Thirlwall M., Reservoir quality, textural evolution and origin of fault-associated dolomites. AAPG Bulletin, 91: 1247-1273.
Wynd J.C. 1965. Biofacies of the Iranian Oil Consortium Agreement Area. IOOC. Rep. No. 1082.