Palaeoenvironment reconstruction, diagenetic overprint and geochemistry of the Upper Cretaceous Sarvak Formation in the north of Dezful Embayment, south-west of Iran

Document Type : Research Paper

Authors

1 Ph.D. student of Sedimentology and Petrology of Sedimentary Rocks, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

2 Professor, Department of Petroleum and Sedimentary Basins, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

3 Exploration Directorate, NIOC, Tehran, Iran

4 Assistant Professor, Department of Petroleum and Sedimentary Basins, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

Abstract

Abstract
The Sarvak Formation, with a total thickness of 1566 m and major limestone lithology in the Ahvaz and Mansouri oil fields, is studied to determine its palaeoenvironment, diagenetic overprint and geochemistry. In the studied wells, the formation conformably overlies the Kazhdumi Formation and is overlain by the Ilam Formation. The petrographical studies led to identifying twelve facies precipitated in four major sub-environments, including inner-, middle-, and outer ramp and an intra-shelf basin on a homoclinal ramp-type setting. Dissolution, compaction, and cementation are the main diagenetic alterations that changed the primary chemical composition and the reservoir property of the Sarvak Formation. These diagenetic processes occurred in phreatic marine, meteoric, and burial realms. Sedimentary geochemistry of major and trace elements, including Ca, Mg, Fe, Mn, and Sr, along with O and C stable isotopes, reveal aragonite as the original carbonate mineralogy of the Sarvak Formation. The depositional environment in the lower Sarvak with the predominant shallow open marine and stratigraphic succession with no evidence of exposure, change to stratigraphic succession with more shallow sub-environments (lagoon and bioclastic-shoal), and the evidence of exposure such as cementation and extensive dissolution, which led to depletion in Sr, δ18O, and δ13C and enrichment in Fe and Mn during sea level fall in the inner ramp microfacies. The Fe and Mn cross-plot with a positive trend shows the effects of diagenetic phases in minor phreatic marine and mainly meteoric realm, all confirmed by petrography. The Sr/Ca ratio has the most correlation to the modern tropical warm-water shallow marine that could confirm the primary aragonite mineralogy; which is supported by the predominance of carbonate mud in the identified facies, primary isopachous fibrous marine cements, and extensive dissolution evidence. The cross-plot of Fe versus Sr and Mn versus Sr/Mn ratio suggests deposition in mainly an oxygenation state that experienced low to high water/rock interaction during different depositional sequences. The δ18O and δ13C co-variation and their comparison with the other fields of the Sarvak conducted in different regions show precipitation in an isotopic equilibrium in the carbonates with the Upper Cretaceous seawater, since calculating salinity (Z=130) and temperature (T= 26°C) of the Sarvak Formation confirm the above statement.
Keywords: Diagenesis, Sedimentary geochemistry, Water/rock interaction, Upper Cretaceous, Sarvak Formation.
 
 
 
Introduction:
The Albian–Turonian Sarvak Formation (Motiei 1993), which forms a part of the Bangestan Group the second most important reservoir succession in the Zagros Basin and Persian Gulf (Esrafili-Dizaji et al. 2015; Assadi et al. 2016). This succession is equivalent to Mishrif, Ahmadi and Rumaila in Saudi Arabia, Natih in Oman, Derder in Turkey, and Mishrif in Iraq, which was deposited on a shallow carbonate platform along with interashelf basins on the passive margin of the Arabian Plate (Ziegler 2001; Piryaei et al. 2011; Alsharhan 2014). Various studies conducted on the geochemistry of carbonates reveal its adequacy in determining palaeoclimate and original mineralogy, defining the rate and type of diagenetic alteration, distinguishing diagenetic realms and trends as well as the stratigraphic position of depositional sequence stratal surfaces and boundaries (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Crowe et al. 2013; Fallah-Bagtash et al. 2020; Omidpour et al. 2021). In this study, regarding the oil industry needs for exploration and production and based on petrographical and geochemical analysis, the facies, paloeoenvironment, diagenetic characteristics and geochemistry of the Sarvak Formation are studied in the northern Dezful Embayment, southern Iran. 
 
Material & Methods
The facies analysis and diagenetic characteristics of the Sarvak Formation in two wells in the Ahvaz and Mansouri oil fields are studied using 900 thin sections obtained mainly from core samples. The nomenclature for carbonate rocks used in this study is the terminology introduced by Dunham (1962) and its modified classification by Embry and Klovan (1971). The facies analysis and interpretation of the depositional environments were conducted using the standard microfacies of Burchette and Wright (1992) and Flügel (2010). All thin sections were stained with potassium ferricyanide and Alizarin Red-S to distinguish carbonate minerals (Dickson 1965). The geochemical studies are done using analyzing trace and major elements including Ca, Mg, Fe, Mn, and Sr along with O and C stable isotopes of carbonate rocks both in the Exter University of England on 57 samples from the Ahvaz Oil Field and 43 samples from the Mansouri Oil Field. The trace and major elements are analyzed using Agilent 5110 VDV Inductively Coupled Optical Emission Spectrometer (ICP-OES) with 0.02 mmol/mol precision for Mg/Ca ratio, 0.4 µmol/mol for Sr/Ca ratio, 0.02 mmol/mol for Fe/Ca ratio and 0.006 mmol/mol for Mn/Ca ratio. For stable isotopes, the analysis is done using SerCon 20-22 Gas Source Isotope Ratio Mass Spectrometer (GS-IRMS) based on the Copenhagen University Standard (LEO, Carrara Marble) and with the precision of ±0.08‰ for δ13C and 0.28‰ for δ18O.
 
Discussion of Results & Conclusion
The Sarvak Formation, with dominant limestone lithology and 831 and 735 m thickness, respectively in Ahvaz and Mansuri Oil Fields, conformably overlies the Kazhdumi Formation and is unconformably overlain by the Ilam Formation. The petrographical studies led to determinate five facies association deposited on a low angle ramp type setting along with an intrashelf basin. Diagenetic studies reveal the impact of marine, unconformity-related meteoric, and shallow and deep burial diagenesis that mainly caused intense compaction, dissolution and cementation. These main diagenetic features changed the nature of the associated facies regarding the reservoir property of the Sarvak Formation. The impact of main diagenetic features along the Sarvak succession improved the understanding of the elemental, and O and C stable isotope analyses. The geochemical analysis as well as petrographical evidences such as diversity of fauna and flora and primary marine diagenetic features confirm the original aragonite mineralogy for the Sarvak carbonate, which was formed in a warm and humid condition on a shallow marine platform. The analyzed δ18O and δ13C, along with the variable concentration of Sr, Fe and Mn suggest maintenance of the primary composition along with alteration in burial realm and mainly meteoric diagenesis. The cross-plot of trace element and O and C stable isotopes indicate that the Sarvak carbonate rocks altered in the open to close diagentic system during different depositional stratigraphic sequences depending on the exposure of the carbonate platform and its scale and duration

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سازند سروک با سن آلبین- تورونین (James and Wynd 1965; Motiei 1993) به‌عنوان بخشی از گروه بنگستان، یکی از مهم‌ترین زون‎‍های مخزنی در بسیاری از میدان‌های نفتی حوضۀ زاگرس و خلیج فارس است (Asadi Mehmandousti et al. 2013; Esrafili-Dizaji et al. 2015; Asadi et al. 2016). سازند سروک به‌همراه سازند ایلام از گروه بنگستان، حدود 23درصد نفت برجای حوضۀ زاگرس را شامل می‎‍شود و پس از سازند آسماری با سن الیگو-میوسن، دومین و مهم‌ترین سنگ مخزن ایران را تشکیل می‎‍دهد (Asadi Mehmandousti et al. 2013). سازندهای میشریف (Mishrif)، احمدی و رمیلا (Rumaila) در عربستان، سازند ناتیح (Nattih) در عمان، سازند دردر (Derder) در جنوب شرقی ترکیه، میشریف (Mishrif) در عراق و سازند سروک در ایران سازندهای معادل هم در صفحۀ عربی‌اند که در بازۀ زمانی آلبین بالایی-سنومانین – تورونین پایینی در پلاتفرم‎‍های کربناتۀ کم‌عمق و حوضه‎‍های درون شلفی در حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی نهشته شده‎‍اند (شکل 1) (Ghazban 2007; Alsharhan 2014).

رسوب‌گذاری سازند سروک در شمال و جنوب خوزستان (فروافتادگی دزفول) در شرایط محیطی پلاتفرم کربناته صورت گرفته است، در حالی که در مرکز با یک مشخصۀ گرابن‌مانند جداشده صورت گرفته است که در آن رسوب‌گذاری سنگ آهک نازک‌لایه حاوی الیگواستژیناست (Oligostegina) (Hart 1970). این مشخصۀ گرابن‌مانند بعداً با عنوان حوضۀ درون شلفی تفسیر شد (Van Buchem et al. 2006). در دوره‎‍های آپتین-آلبین-سنومانین، بخش شرقی صفحۀ عربی (جنوب غربی ایران) با حوضه‎‍های درون شلفی بزرگ مشخص می‎‍شد که توسط پلاتفرم‎‍های کم‌عمق احاطه شده بودند؛ رسوبات سازند سروک بر پلاتفرم‎‍ها و درون حوضۀ درون شلفی در حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی نهشته شده است (برای مثال Ziegler 2001; Piryaei et al. 2011).

مطالعات بی‌شماری نشان داده است که از داده‎‍های ایزوتوپی و عنصری سنگ‎‍های کربناته می‎‍توان برای ارزیابی دما و آب‌وهوای دیرینه، شناسایی ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کربنات‌ها، تعیین میزان دگرسانی، تفکیک محیط‌های دیاژنزی مختلف، تعیین روندهای دیاژنتیکی و شناسایی مرزهای چینه‌ای با بازسازی محتوی ایزوتوپی و شیمیایی آب دریاهای دیرینه و یا سیالات دیاژنتیکی استفاده کرد (Adabi 2004; Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Crowe et al. 2013; Fallah-Bagtash et al. 2020; Omidpour et al. 2021).

در این مطالعه، براساس تلفیقی از داده‎‍های مختلف ازجمله مطالعات پتروگرافی و آنالیز ایزوتوپ‎‍های پایدار (δ18O، δ13C) و عناصر فرعی (Sr، Fe و Mn) انجام‌شده بر کربنات‌های سازند سروک، دیاژنز و محیط دیاژنتیکی، ریزرخساره و محیط رسوبی و ژئوشیمی رسوبی کربنات‌های سازند سروک برای درک بهتر مشخصات رسوبی این سازند در حوضۀ زاگرس در محدودۀ فروافتادگی دزفول شمالی، در دو میدان نفتی اهواز و منصوری با توجه به نیاز مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران بحث و بررسی شده است. نتیجۀ این مطالعه می‎‍تواند در تعیین عرض جغرافیایی در زمان تشکیل این نهشته‎‍ها، بازسازی آب‌وهوای دیرینه، توالی پاراژنتیکی این سازند برای درک آنچه بر این نهشته‎‍ها از زمان تشکیل تا به حال گذشته است، مدل‌سازی مخزنی و استراتیگرافی این سازند به کار رود که درنهایت می‎‍تواند به تکمیل زنجیرۀ مطالعاتی سازند سروک در ناحیۀ فروافتادگی دزفول کمک کند.

 

 

 

شکل 1- تطابق سنگ چینه‎‍ای سازند سروک در حوضۀ زاگرس و مقایسۀ آن با کشورهای عربی هم‌جوار (برگرفته از Alsharhan and Nairn 1997)

Fig 1- Lithostratigraphic column of the Sarvak Formation and its equivalent in the Zagros Basin and adjacent Arabian countries (adopted from Alsharhan and Nairn 1997)

 

 

زمین‌شناسی و موقعیت جغرافیایی

حوضۀ زاگرس به‌عنوان یک زون چین‌خوردۀ مجزا در اثر برخورد صفحۀ عربی در جنوب با ایران مرکزی در شمال، در یک امتداد شمال غربی–جنوب شرقی به وجود آمده است (Navabpour and Barrier 2012). چهار زون تکتونو-استراتیگرافی شامل لرستان، فروافتادگی دزفول، پهنۀ ایذه و فارس براساس فعالیت‎‍های تکتونیکی و تاریخچۀ رسوب‌گذاری در حوضۀ زاگرس از سمت شمال غرب به‌سمت جنوب شرق تشخیص‌دادنی‌اند (Mouthereau et al. 2012). میدان‌های نفتی اهواز و منصوری در فروافتادگی دزفول قرار دارند که از جنوب به خلیج فارس، از شمال به زون ایذه و از شرق به گسل منگارک محدود می‌شود (شکل 2). میدان نفتی اهواز در محدودۀ شهر اهواز و میدان نفتی منصوری در حدود 50 کیلومتری جنوب شرقی شهر اهواز واقع شده است (شکل 2).

نام سازند سروک از تنگ سروک در شمال ‌غرب بهبهان اقتباس شده است. مقطع نمونۀ این سازند در تنگ سروک، واقع در یال جنوبی تاقدیس کوه بنگستان واقع در 40کیلومتری شمال ‌غرب شهرستان بهبهان اندازه‌گیری شده است (Ghazban 2007). حد پایینی سازند سروک با سازند کژدمی به‌صورت هم‌شیب و تدریجی است که در بعضی نقاط این مرز تماس به‌واسطۀ سنگ‌شناسی مشخص در دو سازند کاملاً از هم متمایز می‌شود. در مقطع تیپ، حد فوقانی آن با مارن‌ها و شیل‌های سازند گورپی واضح است (Motiei 1993). در برخی از میدان‌های نفتی که رسوبات کربناتۀ ایلام بر سازند سروک قرار دارند، تعیین مرز بالایی این سازند با مشکلاتی مواجه است که موردبحث بسیاری از محققان است (Motiei 1993).

 

 

شکل 2- نقشۀ زون‎‍های تکتونو-استراتیگرافی حوضۀ زاگرس (Alavi 2007) و موقعیت جغرافیایی میادین نفتی اهواز و منصوری در فروافتادگی دزفول شمالی، حوضۀ رسوبی زاگرس (Ziegler 2001)

Fig 2- The scheme shows the tectonostratigraphic zones of the Zagros Basin (Alavi 2007) and the location map of the Ahvaz and Mansouri Oil Fields in the northern Dezful Embayment, Zagros Basin (Ziegler 2001)

 

 

روش کار و شیوۀ انجام مطالعه

در این مطالعه برای دستیابی به اهداف مدنظر، از 900 مقطع نازک تهیه‌شده از نمونه‎‍های مغزه و خرده‎‍های حفاری به‌دست‌آمده از سازند سروک در دو چاه در میدان‌های نفتی اهواز و منصوری استفاده شده است. مغزه‌گیری چاه اهواز تقریباً به‌صورت کامل (Full core) صورت گرفته است و حدود 70متر از ضخامت آن دارای نمونۀ تهیه‌شده از خرده‌حفاری است. در میدان منصوری 630متر از چاه بررسی‌شده دارای مغزه و حدود 100متر از ضخامت توالی دارای نمونه‌های تهیه‌شده از خرده‌حفاری است. برای مطالعۀ سنگ آهک‌ها از طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) و امبری و کلوان (Embry and Klovan 1971) و در توصیف رخساره‎‍ها و تعیین محیط رسوبی از تقسیم‌بندی فلوگل (Flugel 2010)، بورچت و رایت (Burchette and Wright 1992) استفاده شده است. مقاطع نازک با ترکیبی از محلول آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم به‌منظور تشخیص دولومیت و کلسیت به روش دیکسون (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی شد.

پس از مطالعۀ دقیق و کامل مقاطع نازک، تعداد 43نمونه کربناته از میدان نفتی منصوری و 57نمونه کربناته از میدان اهواز انتخاب شد. پودر نمونه‎‍های تهیه‌شده برای تعیین مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و کربن و عناصر اصلی و فرعی در آزمایشگاه دانشگاه اکستر انگلیس (University of Exeter) آزمایش شده‎‍اند. انتخاب نمونه‌ها به‌گونه‌ای است که تقریباً تمامی ستون چینه‌شناسی را پوشش دهد.

برای تعیین مقادیر عناصر اصلی و فرعی اندازه‌گیری 330 تا 550 میکروگرم از هر نمونه با دقت تا 1 میکروگرم به داخل سانتریفیوژهای 15 میلی‌لیتری انجام شده است. نتایج اولیۀ آنالیز برحسب نسبت هر عنصر به کلسیم با دستگاه ICP-OES (Agilent 5110 VDV Inductively Coupled Optical Emission Spectrometer) و با دقت 0.02 mmol/mol برای نسبت Mg/Ca، 0.4 µmol/mol برای نسبت Sr/Ca، 0.02 mmol/mol برای نسبت Fe/Ca و 0.006 mmol/mol برای نسبت Mn/Ca صورت گرفته است.

برای آنالیز ایزوتوپ‎‍های پایدار از دستگاه GS-IRMS (SerCon 20-22 Gas Source Isotope Ratio Mass Spectrometer) استفاده شده است. روش به کار رفته برای تعیین ایزوتوپ‎‍های پایدار O و C با اندازه‌گیری 450 تا 600میکروگرم از هر نمونه بادقت تا 1میکروگرم به داخل سانتریفیوژهای 5/4میلی‌لیتری و برحسب استاندارد دانشگاه کپنهاگ (LEO, Carrara Marble) انجام شده است. نتایج نهایی این آنالیز برحسب پرمیل و با دقت ‰ 08/0± برای δ13C و ‰ 28/0± برای δ18O صورت گرفته است.

 

آنالیز رخساره‎‍ای

مطالعۀ اجزای اسکلتی، غیراسکلتی و بافت در مقاطع نازک سازند سروک در میدان‌های نفتی مطالعه‌شده، به شناسایی 12ریزرخسارۀ کربناته منجر شد. طیف بیوکلاستی ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده، تغییرات زیادی را در فرامینیفرهای پلانکتونیک و نیز فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ آگلوتینه و پورسلانوز نشان می‎‍دهد. علاوه بر فرامینیفرهای بنتیک و فوناهای پلانکتون، رودیست‎‍ها و مرجان‎‍ها همراه با دیگر خرده‎‍های بایوکلاستی اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره‎‍ها را تشکیل می‌دهند. پلوئیدها و اینتراکلست‎‍ها یکی از مهم‌ترین ترکیبات غیربیوژنیک موجود در ریزرخساره‎‍های کربناتی مطالعه‌شده را تشکیل داده‌اند که به‌صورت غالب در زیرمحیط‎‍های با انرژی متوسط تا بالا در محدودۀ انتهای لاگون و نزدیک به پشتۀ کربناته، در محدودۀ پشته کربناته و نیز رمپ میانی مشاهده شده‎‍اند؛ به‌طوری که پلوئیدهای کروی با جورشدگی و گردشدگی متوسط تا خوب یکی از ترکیبات اصلی زیرمحیط لاگون، پشته کربناته و رمپ میانی‌اند. ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده در چهار کمربند رخساره‎‍ای اصلی شامل رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی همراه با زیرمحیط حوضۀ اینتراشلف نهشته شده‎‍اند. در جدول 1 به‌ترتیب این ریزرخساره‎‍ها از سمت ساحل (رمپ داخلی) به‌سمت دریا (حوضه)، به‌همراه تفسیر نوع زیرمحیط و فرآیندهای دیاژنتیکی غالب ارائه شده‎‍اند. ستون لیتواستراتیگرافی سازند سروک، که در آن توزیع ریزرخساره‎‍ها، تغییرات محیط نهشتی و نیز تغییرات سطح آب دریا در طول توالی رسوبی سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری مشخص است، در شکل 3 نشان داده شده است.

 

 

جدول 1- ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده در توالی رسوبی سروک همراه با اجزای اصلی تشکیل‌دهنده، فرآیندهای دیاژنتیکی غالب و تفسیر زیرمحیط رسوب‌گذاری هر ریزرخساره

Table 1- The identified lithofacies in the Sarvak succession along with main components, predominant diagenetic overprint, and the interpretation of each lithofacies sub-environments

کد

نام ریزرخساره

اجزای اصلی تشکیل‌دهنده

فرآیندهای دیاژنتیکی

تفسیر

زیرمحیط نهشت

LF1

مادستون / وکستون حاوی میلیولید جلبک لیتوکودیوم و بایوکلست

میلیولید و جلبک

دولومیتی‌شدن، شکستگی

غلبۀ گل کربناته در این ریزرخساره و تنوع کم فونای زیستی و نیز حضور فونای محیط محدود لاگونی به‌همراه جلبک لیتوکودیوم و در مواردی اسپیکول اسفنج بیانگر نهشت این ریزرخساره در پروکسیمال لاگون تا بخش بالایی ساب تایدال است (Colombié and Strasser, 2005; Bahrevar et al. 2020).

پروکسیمال لاگون یا بخش بالایی ساب تایدال- رمپ داخلی

LF2

وکستون حاوی فرامینیفرای بنتیک با دیوارۀ آگلوتینه و فرامینیفرای بدون منفذ لاگونی

میلیولید، جلبک سبز و Pseudolituonella sp.

نئومورفیسم، شکستگی، انحلال و دولومیتی‌شدن

تنوع و فراوانی فونا و فلورا در LF2 نسبت‌به LF1 بیشتر بوده است که بیانگر نهشت در بخش‎‍های داخلی‎‍تر و دورتر از ساحل محیط لاگونی است.

لاگون محدود- رمپ داخلی

LF3

پکستون حاوی فرامینیفرای بنتیک با دیوارۀ آگلوتینه و فرامینیفرای بدون منفذ لاگونی

Nezzazata sp.، Nezzazatinella picardi، Chrisalidina gradata، Pseudolituonella reicheli و جلبک سبز

فشردگی، تبلور مجدد و میکریتی‌شدن

بافت ماتریکس پشتیبان و غالب‌بودن مجموعۀ فرامینیفر بنتیک، نشان‌دهندۀ ته‌نشینی تحت شرایط انرژی پایین، با اکسیژن نسبتاً کم و شوری بالا در محیط دریایی محافظت‌شده است (Amao et al. 2016).

لاگون محدود- رمپ داخلی

LF4

وکستون / فلوتستون حاوی فرامینیفرای بدون منفذ با دیوارۀ آگلوتینه و رودیست

Rudist fragments, alveolinids, Nummoloculina sp., miliolids

سیمان‌شدن فراگیر، تبلور مجدد، فشردگی و میکریتی‌شدن

شرایط لاگونی نیمه‌محدود تا باز توسط اختلاط فونای معرف محیط دریایی نرمال با فوناهای مشخصۀ محیط لاگونی محدود، نظیر برخی از فرامینیفرهای آگلوتینه و اندازۀ درشت‎‍تر ذرات محرز می‎‍شود (Pomar et al. 2014; Omidpour et al. 2021).

لاگون باز یا نیمه‌محدود- رمپ داخلی

LF5

پکستون / گرینستون حاوی پلوئید و فونای محیط محدود

Nezzazata sp., Pseudolituonella reicheli, Biplanata sp., miliolids, Praechrysalidina infracretacea

میکریتی‌شدن، فشردگی، انحلال و سیمانی‌شدن

وجود پلوئیدها به مقدار زیاد با جورشدگی و گردشدگی بالا در اندازۀ ماسۀ ریز تا متوسط همراه با فرامینیفرهای موجود در این ریزرخساره، حضور سیمان، بافت دانه پشتیبان مؤید محیطی با انرژی بالا در محدودۀ نفوذ نور است (Flugel 2010; Tomassetti et al. 2021).

سمت رو به خشکی پشته کربناته- رمپ داخلی

LF6

گرینستون حاوی بایوکلاست

Nezzazata sp., Dictyoconus sp., alveolinids, Nummoloculina sp., Orbitolina sp.,

فشردگی، انحلال و سیمانی‌شدن

نبود گل بین دانه‎‍ها، بافت دانه پشتیبان، جورشدگی و گردشدگی خوب و اندازۀ درشت ذرات بیانگر نهشت در محیطی پرانرژی و بالاتر از FWWB است (Flugel 2010).

پشته کربناته بایوکلستی- رمپ داخلی

LF7

رودستون / گرینستون حاوی رودیست و بایوکلاست

Rudists, Ellipsactinia sphaeractinoides, Basinella irregularis, Orbitolina sp.

سیمانی‌شدن، فشردگی، انحلال، میکریتی‌شدن و شکستگی

رودیست‎‍های سازند سروک مشخصه‎‍های یک ساختمان ریفی یا کربناته (Build-ups) را نشان نمی‎‍دهند، بلکه درواقع می‎‍توانند لیتوسام‎‍ها و کنگرسیون‎‍های معرفی‌شده توسط گیلی و همکاران (Gili and Skelton 2000) باشند.

سمت رو دریای پشته کربناته- بایواستروم رودیستی- رمپ داخلی

LF8

فلوتستون / پکستون حاوی رودیست و بایوکلاست

Coarse fragmented rudists, Orbitolina sp., Dictyoconus sp.

فشردگی و انحلال، میکریتی‌شدن

فراوانی خرده‎‍های رودیستی در اندازۀ درشت تا متوسط و حضور گل کربناته، هم‌جواری این ریزرخساره را در نزدیکی بایوستروم رودیستی، ولی با انرژی کمتر نسبت‌به‌ آن را آشکار می‌کند.

دریای باز کم‌عمق- رمپ میانی

LF9

وکستون / پکستون حاوی رودیست – پلوئید و بایوکلاست

fragmented rudists, echinoid, peloids

فشردگی، میکریتی‌شدن، شکستگی و نئومورفیسم

با توجه به فراوانی قطعات رودیست خرد‌شده با اندازۀ ریزتر و حضور بیشتر گل کربناته در زمینه، می‎‍توان محیط تشکیل آن را به بخش‎‍های انتهای رمپ میانی و بالاتر از SWB نسبت داد.

دریای باز کم‌عمق- رمپ میانی

LF10

وکستون / پکستون حاوی رودیست میکروبایوکلاستی

Rudist fragments, echinoids, oligosteginids

فشردگی و دولومیتی‌شدن

حضور رودیست در اندازۀ ماسۀ بسیار ریز تا سیلت که از موجودات سدساز در زمان کرتاسه‌اند و حضور فونای پلانکتون با فراوانی کم، بیانگر نهشت در بخش دریای عمیق پلاتفرم کربناته یا رمپ خارجی است.

دریای باز نسبتاً عمیق- رمپ خارجی

LF11

وکستون / پکستون حاوی الیگواستژینا، فرامینیفرای پلانکتون

Oligosteginids

فشردگی و دولومیتی‌شدن

مشاهده‌نکردن فوناهای زیستی وابسته به نور، نظیر فرامینیفرهای بنتیک بزرگ و جلبک‎‍های قرمز بیان‌کنندۀ نهشت رخساره‎‍های غنی از فوناهای پلانکتونیک نظیر الیگوستژینا و فرامینیفرهای پلانکتونیک در حد زیرین ناحیۀ نوری است.

دریای

عمیق- حوضه

LF12

مادستون / وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتون

Planktic foraminifers (Hedbergella sp., Globigerinelloides sp.)

فشردگی

وجود فسیل‎‍های دریای باز نظیر الیگواستژینا و هدبرژلا در زمینۀ گل آهکی، بیانگر نهشت در بخش عمیق حوضه است (Ghabeishavi et al. 2010).

دریای

عمیق- حوضه

 

 

 

مدل رسوبی

براساس تجزیه‌وتحلیل 12ریزرخسارۀ کربناتۀ شناسایی‌شده در توالی‎‍ رسوبی سازند سروک، براساس مدل بورچت و رایت (Burchette and Wright 1992) و فلوگل (Flugel 2010)، همچنین براساس وجود شواهدی ازقبیل ارتباط و تغییرات تدریجی ریزرخساره‎‍ها در توالی عمودی در چاه‎‍ها و روند کم‌عمق‌شدن تدریجی از حوضه به‌سمت پلاتفرم داخلی کم‌عمق، حضور غالب گل کربناته در بسیاری از ریزرخساره‎‍ها (Omidpour et al. 2021)، فراوانی بالای فرامینیفرهای آگلوتینه و بدون منفذ، حضورنداشتن شواهد ساختمان‌های ریفی گسترده و به هم پیوسته (Ahmad et al. 2006)، وجودنداشتن عوارض ناشی از رسوب‌گذاری در قسمت‎‍های پرشیب مانند ساخت‎‍های ریزشی و لغزشی، رخساره‎‍های توربیدیتی و نهشته‎‍های طوفانی که بیانگر شیب بالای محیط رسوب‌گذاری است (Adabi et al. 2016)، حضورنداشتن دانه‎‍های پوشش‎‍دار و دانه‎‍های تجمعی (Flugel 2010) که مختص شلف کربناته‌اند، حاکی از نهشته‌شدن توالی رسوبی سازند سروک بر پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال است (شکل 4). پلاتفرم رمپ کربناتۀ تشخیص داده شده ازنظر سیستم رسوبی کربناته، از چهار کمربند رخساره‎‍ای اصلی شامل رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی همراه با زیرمحیط حوضۀ اینتراشلف تشکیل شده است (شکل 4). مطالعات قبلی صورت‌گرفته بر سازند سروک و معادل‎‍های آن در صفحۀ عربی، نهشته‌شدن رسوبات این سازند را بر یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ تأیید می‎‍کنند (برای مثال Taghavi et al. 2006; Aqrawi et al. 2007; Hajikazemi et al. 2010; Van Buchem et al. 2011; Asadi Mehmandosti et al. 2013; Mahdi et al. 2013; Bromhead et al. 2022 ). در بررسی پالئوژئوگرافی کلی صفحۀ عربی توسط موریس (Murris 1980) و کوپ و استونلی (Koop and Stoneley 1982) نیز مشخص شد که به‌تدریج در طی کرتاسۀ رسوب‌گذاری پلاتفرم کربناته، نوع رمپ در ارتباط با بالاآمدن سطح آب دریا همراه با کربنات‎‍های شلفی ایجاد شده و بخش اعظم منطقۀ خاورمیانه را احاطه کرده است.

 

 

شکل 3- ستون سنگ چینه‎‍ای و رسوب‌شناسی سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری که توزیع ریزرخساره‎‍ها، محیط نهشتی و تغییرات سطح آب دریا را نشان می‎‍دهد.

Fig 3- Lithostratigraphic and sedimentological log of the Sarvak in Ahvaz and Mansouri Oil fields that shows the lithofacies distribution, depositional environments, and sea level fluctuation.

شکل 4- مدل رمپ هموکلینال پیشنهادی برای سیستم کربناتۀ سازند سروک در فروافتادگی دزفول شمالی

Fig 4- The homoclinal ramp-type model suggested for carbonate succession of the Sarvak Formation in the northern Dezful Embayment

 

 

فرآیندهای دیاژنزی

مهم‌ترین فرآیندهای دیاژنزی در مقاطع نازک مطالعه‌شده از ریزرخساره‎‍های سازند سروک عبارتند از: میکریتی‌شدن ناقص به‌صورت پوشش‎‍های میکریتی یا کورتوئید (شکل 5، تصویر A)، میکریتی‌شدن کامل که تشکیل پلوئیدهای نوع باهامیت را داده است (شکل 5، تصویر B)، آشفتگی زیستی در رسوبات گل پشتیبان محیط لاگون و نیز رمپ میانی (شکل 5، تصویر C)، سیمانی‌شدن کلسیتی شامل سیمان فیبری هم‌ضخامت (شکل 5، تصویر D)، سیمان تیغه‌ای (شکل 5، تصویر E)، سیمان دندان سگی (شکل 5، تصویر E)، سیمان رو رشدی هم‌محور به‌صورت سیمان سین‌تاکسیال کدر (Turbid syntaxial) و دارای اینکلوزیون (شکل 5، تصویر F) و هم به‌صورت سیمان سین‌تاکسیال شفاف (Clear syntaxial) (شکل 5، تصویر G) در اطراف قطعات کرینوئید، سیمان گرانولار (شکل 5، تصویر H)، سیمان دروزی (شکل 5، تصویر I)، سیمان فیبری هم‌محور (شکل 5، تصویر J)، سیمان بلوکی (شکل 5، تصویر K)، سیمان پوئیکیلوتاپیک (شکل 5، تصویر L)، سیمان رگه‌ای حفره پرکن (شکل 6، تصویر A)، نئومورفیسم، فشردگی فیزیکی و شیمیایی به‌صورت تماس نقطه‎‍ای، مماسی، محدب–مقعر بین دانه‎‍ها (شکل 6، تصویر B)، شکستگی، رگچه‎‍های انحلالی و استیلولیتی‌شدن (شکل 6، تصویر C)، فابریک‎‍های درهم یا فشرده (شکل 6، تصویر D)، انحلال به‌صورت انتخاب‌کننده و یا مخرب فابریک (شکل 6، تصویر E) و به‌صورت مخرب فابریک (شکل 6، تصویر F).

در توالی رسوبی سازند سروک، بیشتر بخش‎‍هایی از آنکه شامل رخساره‎‍های مربوط به محیط دریای باز بسیار کم‌عمق، بایوستروم رودیستی و پشته کربناته بایوکلستی است، تحت تأثیر دولومیتی‌شدن بخشی و یا فراگیر قرار گرفته است. دولومیتی‌شدن در این توالی به‌صورت رمبوئدرهای دولومیتی شکل‌دار پراکنده در ماتریکس گلی کربناته (شکل 6، تصویر G) و یا در امتداد استیلولیت‎‍ها (شکل 6، تصویر H) بوده است. در مواردی دولومیتی‌شدن فراگیر با فابریک مخرب عمل کرده است که تمامی مقطع نازک توسط دولومیت‎‍های شکل‌دار، نیمه شکل‌دار و بی‌شکل دولومیتی شده است (شکل 6، تصویر I). پس به‌نحوی می‎‍توان دولومیتی‌شدن توالی رسوبی سازند سروک را مرتبط با نوع رخساره و محیط نهشت آن دانست. علاوه بر این با توجه به نوع بلورهای دولومیت، ضخامتی از توالی که تحت تأثیر دولومیتی‌شدن قرار گرفته است و شدت دولومیتی‌شدن، می‎‍توان مدل دولومیتی‌شدن سازند سروک را مرتبط با رخنمون و برونزد سطحی این توالی و تأثیر اختلاط آب‎‍های جوی با آب دریا و نیز در مرحلۀ تدفین این رسوبات دانست. تشکیل رومبوئدرهای دولومیتی در محیط تدفین اغلب در ارتباط با استیلولیت‎‍ها و انحلال فشاری بوده است. در ارتباط با دولومیتی‌شدن فراگیر در سازند سروک، که اغلب در رخساره‎‍های کم‌عمق رمپ داخلی رخ داده و مدل دولومیتی زن مخلوط به آن نسبت داده شده است، می‎‍توان گفت که به‌تازگی دربارۀ نحوۀ دولومیتی‌شدن در این مدل بحث شده است و مدل سنتی دولومیتی‌شدن زون مخلوط (Badiozamani 1973)، جایی که سیال متئوریکی اشباع از کلسیم در عمق کم، درنتیجۀ برهم‌کنش با سیال دریایی اشباع از کلسیم و منیزیم، درنتیجۀ اختلاف در درجۀ اشباع آنها به دولومیتی‌شدن منجر می‎‍شود، مورد چالش قرار گرفته است. دولومیتی‌شدن زون مخلوط درنتیجۀ مجموعه‎‍ای از فرآیندهای بیو و فیزیکوشیمیایی در شرایط با پتانسیل متغیر کاهشی (Redox) در مقیاس فضای منفذی و در یک موقعیت با دیاژنز پویا رخ داده است. حالتی که منجر به تسهیل دی هیدراسیون Mg2+، ایجاد آلکالینیتی، مصرف پروتون و در حضور یون‎‍های کاتالیزگز (مثل Mn و Zn) باعث تشکیل دولومیت از سیال دریایی می‎‍شود. درواقع برهم‌کنش‎‍های زیستی و غیرزیستی بین این دو سیال با تأثیر بر تعادل کربناته و درنتیجه انحلال فازهای ناپایدار آراگونیتی و کلسیتی به نهشت دولومیت منجر می‎‍شود (Petrash et al. 2021). درواقع مدل جدید بیشتر مکمل مدل سنتی است تا متناقض آن باشد.

با توجه به خصوصیات پتروگرافی سیمان‎‍ها و دیگر شواهد دیاژنتیکی، فرآیندهای دیاژنتیکی مختلف سنگ‌های کربناتۀ این سازند را در سه محیط اصلی دریایی، متئوریکی و تدفینی تحت تأثیر قرار داده‎‍اند.

 

 

شکل 5- تصاویر میکروسکوپی نشان‌دهندۀ فرایندهای دیازنزی مشاهده‌شده در سازند سروک‌اند. A: میکریتی‌شدن بخشی، نور معمولی؛ B: میکریتی‌شدن کامل، نور معمولی؛ C: آشفتگی زیستی در رسوبات کف دریا که ایجاد بافت متفاوت در رسوب کرده است، نور معمولی؛ D: سیمان فیبری حاشیه‎‍ای هم‌ضخامت، نور معمولی؛ E: سیمان تیغه‎‍ای حاشیه‎‍ای و سیمان دندان سگی در اطراف قطعات بایوکلاستی و پلوئیدها، نور معمولی؛ F: سیمان رو رشدی هم‌محور تیره در اطراف یک اکینوئید که حاوی اینکلوزیون‌های میکریتی و نشان‌دهندۀ منشأ دریایی این سیمان است، نور معمولی؛ G: سیمان رو رشدی هم‌محور شفاف با منشأ متائوریکی (استنباط‌شده توسط ظاهر شفاف ناشی از نبود اینکلوزیون در این سیمان و دیگر شواهد دیازنز متئوریکی نظیر انحلال)، نور معمولی؛ H: سیمان کلسیتی گرانولار مربوط به محیط متائوریکی، نور معمولی؛ I: سیمان کلسیتی دروزی مربوط به دیاژنز تدفینی، نور پلاریزه؛ J: سیمان شعاعی محوری رشته‎‍ای، نور پلاریزه؛ K: سیمان کلسیت بلوکی، نور معمولی؛ L: سیمان پوئیکیلوتاپیک (سیمان‌های I تا L در محیط تدفین تشکیل شده‌اند)، نور معمولی.

Fig 5- Photomicrographs show the diagenetic features in the Sarvak Fm. A: micrite envelope as cortoid, PPL, B: mature micritization, PPL, C: Bioturbation in the sediments on the sea floor makes a different texture, PPL, D: isopachous fibrous rim cement, PPL, E: bladed rim cement and dog-tooth cement around the bioclastic fragments and peloids, PPL, F: Turbid syntaxial overgrowth cement around an echinoderm with a lot of inclusions, which indicates the marine origin of the cement, PPL, G: Clear syntaxial overgrowth cement with meteoric origin (inferred by no inclusion and the other evidence of phreatic meteoric realm such as dissolution), PPL, H: Granular calcite cement, PPL, I: Drusy calcite cement, XPL, J: Fibrous radiaxial cement, XPL, K: Blocky calcite cement, PPL, L: Poikilotopic cement (I to L cements formed in burial realm), PPL.

 

 

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی نشان‌دهندۀ فرایندهای دیازنزی مشاهده‌شده در سازند سروک‌اند. A: سیمان رگه‎‍ای حفره پرکن، نور معمولی؛ B: آرایش نزدیک‌تر دانه‌ها و تماس مماسی و محدب-مقعر بین فرامینیفرهای بنتیک (فلش‎‍ها)، نور معمولی؛ C: استیلولیت با دامنۀ بلند (Large amplitude) با سطوح ستونی که آهن و احتمالاً رس در امتداد آن نهشته شده است (فلش‎‍ها)، نور معمولی؛ D: فابریک فشرده یا درهم (Fitted fabric)، نور معمولی؛ E: انحلال گسترده در محیط دیاژنز متئوریکی، نور معمولی؛ F: انحلال به‌صورت مخرب و تحت تأثیر شکستگی‎‍ها طی دیاژنز تدفینی که تحت کنترل فابریک سنگ نیست، نور معمولی؛ G: دولومیت‎‍های ریز تا متوسط بلور در زمینه‎‍ای از ماتریکس گلی، نور معمولی؛ H: تشکیل موضعی رمبوئدرهای دولومیت در امتداد یک استیلولیت‎‍، نور معمولی؛ I: دولومیتی‌شدن کل مجموعۀ کربناته توسط دولومیت‎‍های متوسط تا درشت بلور، نور معمولی.

Fig 6- Photomicrographs show the diagenetic features in the Sarvak Fm. A: void-filling cement, PPL, B: close-packing led to tangential and concave-convex contacts in grains (arrows), PPL, C: high-amplitude columnar stylolite that consists of iron and clay alongside (arrows), PPL, D: Fitted fabric, PPL, E: Extensive dissolution in the meteoric realm, PPL, F: Fabric-destructive dissolution under the influence of fractures during burial diagenesis, PPL, G: fine to medium euhedral and subhedral planar-e to planar-s dolomite crystals, PPL, H: compaction-related dolomite rhomboids along a stylolite, PPL, I: pervasive dolomitization by medium to coarse planar-s to non-planar dolomite crystals, PPL.

 

 

توالی پاراژنتیکی سازند سروک

سکانس‎‍های دیاژنزی سازند سروک را می‎‍توان به سه مرحله یا محیط دیاژنزی تقسیم کرد؛ زیرا تأثیر فرآیندهای دیاژنتیکی در محیط‎‍های دیاژنزی متفاوتی ازقبیل محیط دیاژنز دریایی، محیط دیاژنز متئوریکی، که طی مرحلۀ خروج از آب صورت گرفته است، و محیط دیاژنز تدفینی رخ داده است (شکل 7). دیاژنز اولیه در محیط دریایی با انرژی کم تا متوسط به‌صورت فرآیندهای میکریتی‌شدن و تشکیل پوشش‎‍های میکریتی، آشفتگی زیستی به‌ویژه به‌صورت حفاری در بستر دریا و خرده‎‍های درشت رودیست در کربنات‎‍های سازند سروک رخ داده است. تشکیل سیمان سوزنی هم‌ضخامت و تیغه‎‍ای در اطراف آلوکم‌ها و بایوکلست‌ها در رخساره‌های گرینستونی پشته کربناته شاهد دیگری از دیاژنز در مراحل اولیه در بستر و یا کمی زیر بستر دریاست (Adabi and Rao 1991; Scholle and Scholle 2006). بنابراین هم‌زمان با میکریتی‌شدن در بخش‎‍هایی از بستر، گردش فعال آب به نهشته‌شدن سیمان‎‍های حاشیه‌ای هم‌ضخامت فیبری و تیغه‎‍ای در اطراف دانه‌ها در بخش‎‍هایی دیگر از بستر دریا منجر شده است (Ronchi et al. 2011) که حفرات درون دانه‎‍ای و بین دانه‎‍ای را در رخساره‎‍های گرینستونی و رودستونی می‎‍پوشانند. با افزایش تدریجی عمق تدفین، تأثیر فشردگی مکانیکی فعال شده و موجب جهت‌یافتگی دانه‎‍ها، آرایش نزدیک‎‍تر دانه‎‍ها و شکستگی آلوکم‎‍ها شده است. ته‌نشینی برخی از سیمان‎‍های کلسیتی بلوکی، دروزی و سین تاکسیال شفاف از فرآیندهای رخ‌داده در محیط دیاژنتیکی تدفین کم‌عمق‌اند. در مقاطع مطالعه‌شده، بخش اعظمی از سیمان‎‍های دروزی و بلوکی با عوارض دیاژنزی چون نئومورفیسم افزایشی کلسیت، انحلال ذرات و گاهی به‌صورت پرکنندۀ حفرات ثانویه، همراهی با ساختارهای ژئوپتال، که شاخص زون‌های فرآتیک آب شیرین است (Flugel 2010)، دیده می‌شوند. برخی دیگر از سیمان‌های کلسیت دروزی و بلوکی مشاهده‌شده با عوارض دیاژنز عمیق مرتبط و پرکنندۀ حفرات ایجادشده در حین شکستگی و استیلولیتی‌شدن‌اند و همچنین شواهدی ازقبیل در بر گرفتن پوشش‎‍های میکریتی شکسته‌شده، پرکردن تخلخل‎‍های قالبی را نشان می‎‍دهند و به محیط‌های دیاژنزی تدفینی متوسط تا عمیق نسبت داده شده‎‍اند. سیمان رو رشدی هم‌محور در اطراف ذرات اکینودرم دارای ظاهری ابری و کدر خاص محیط‎‍های دیاژنز دریایی (Flugel 2010) و نیز با بلورهای روشن و شفاف مربوط به محیط‎‍های متئوریک و تدفینی دیده شده است (Kaufman et al. 1988; Flugel 2010; James and Jones 2016). فرآیندهای دیاژنتیکی کربنات‎‍های سروک را در مرحلۀ ناپیوستگی یا بالاآمدگی طی برونزد سطحی پلاتفرم کربناته با شواهد گستردۀ دیاژنز متئوریکی و ورود آب‎‍های جوی تحت تأثیر قرار داده‎‍اند که شامل ته‌نشینی سیمان‎‍های رو رشدی هم‌محور، گرانولار، بلوکی، دروزی و تشکیل بلورهای متوسط شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار دولومیت توسط سیالات مخلوط متئوریکی و دریایی و انحلال گسترده تحت کنترل و مخرب فابریک‌اند.

بنا به شواهد پتروگرافی، دیاژنز تأخیری یا تدفین عمیق با ته‌نشینی سیمان اسپاری پوئیکیلوتاپیک و سیمان بلوکی که شکستگی‎‍ها و رگه‎‍ها را مسدود کرده ‎‍است و با رمبوئدرهای درشت دولومیت مشخص می‎‍شود. دلیل حضور و محدود‌بودن سیمان پوئیکیلوتاپیک به این محیط با وجود تدفینی‌بودن آن، امکان تشکیل آن در فضاهای خالی بین دانه‎‍ای، جایی که سیالات امکان عمل داشته‎‍اند، وجود دارد (Kakemem et al. 2021). انحلال به‌صورت مخرب فابریک و تشکیل بافت متراکم و درهم چفت شده، که همراه با استیلولیتی‌شدن گسترده حادث شده است، شاهد دیگری بر تدفین عمیق کربنات‎‍های سازند سروک است.

 

 

 

شکل7- توالی پاراژنزی سازند سروک در توالی‎‍های مطالعه‌شده

Fig 7- The paragenetic succession of the Sarvak Formation in the studied oil fields

 

 

ژئوشیمی سازند سروک

مطالعات ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن می‎‍تواند در تعیین مشخصات دما و محیط دیرینه، تغییرات پس از نهشت رسوبات و نیز میزان دگرسانی دیاژنتیکی با دقت بالایی معتبر باشد (برای مثال Korte and Hesselbo 2011; Jelby et al. 2014). برای نیل به این اهداف، در این مطالعه مقادیر عناصر اصلی و فرعی سازند سروک شامل Ca، Mg، Sr، Mn و Fe و ایزوتوپ‎‍های پایدار O و C در دو میدان اهواز و منصوری بررسی شده است. به‌دلیل اختلاف در مقادیر و یا نسبت عناصر فرعی به کلسیم، تقریباً همیشه تمیزدادن نمونه‎‍های اولیۀ بایوژنتیک و دگرسان‌نشده از نمونه‎‍های دگرسان‌شده راحت خواهد بود (Veizer 1983). بنابراین بررسی این عناصر ابزار مفیدی برای مطالعۀ میزان دگرسانی نهشته‎‍های اولیه خواهد بود. برای درک بهتر این تغییرات، این عناصر و نیز ایزوتوپ‎‍های اندازه‌گیری‌شده، از مقایسۀ داده‎‍ها با محدوده‌هایی استفاده شده است که توسط دیگر محققان برای نمونه‎‍های قدیم و نیز عهد حاضر ارائه‌ شده است (Keith and Weber 1964; Milliman 1974; Rao 1990; Adabi and Rao 1991; Knorich and Mutti 2006; Knauth and Kennedy 2009; Asadi Mehmandosti et al. 2013; Hajikazemi et al. 2017; Gholami Zadeh et al. 2019; Navidtalab et al. 2016, 2019; Mehrabi et al. 2022).

برای درک بهتر ژئوشیمی سازند سروک و تجزیه‌وتحلیل صورت‌گرفته در ارتباط با آن، تغییرات عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن در مقابل ستون چینه‌شناسی این سازند همراه با تغییرات سطح آب دریا و نیز زیرمحیط‌های رسوبی و بایوزون‎‍های مشخص‌شده در اشکال 8 و 9 نشان داده شده است.

 

 

 

 

شکل8- تغییرات عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن به‌همراه تغییرات سطح آب دریا، زیرمحیط‎‍های رسوبی و بایوزون‎‍های مشخص‌شده در میدان اهواز نمایش داده شده است.

Fig 8- Trace and major elements as well as O and C stable isotopes in the Ahvaz Oil Field along with sea level changes, facies association and determined assambalge biozones.

 

 

 

 

شکل9- تغییرات عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن به‌همراه تغییرات سطح آب دریا، زیرمحیط‎‍های رسوبی و بایوزون‎‍های مشخص‌شده در میدان منصوری نمایش داده شده است.

Fig 9- Trace and major elements as well as O and C stable isotopes in the Mansuri Oil Field along with sea level changes, facies association and determined assambalge biozones.

 

 

منگنز (Mn)

آهن (Fe)

در آب دریا Fe دارای رفتار مشابه با Mn است و در شرایط آب دریای اکسیک به‌صورت Fe (OH)  موجود است و به حالت اکسید آهن یا هیدروکسیدهای آهن ته‌نشین و از ستون آب خارج می‎‍شود (Glasby and Schulz 1999). در شرایط احیایی و در pH کاهشی Fe به‌صورت  محلول بوده است که می‎‍‎‍تواند به‌صورت دیاژنتیکی به داخل ساختمان کلسیت بایوژنیک وارد شود (برای مثال Brand and Veizer 1980; Glasby and Schulz 1999 )؛ بنابراین آستانۀ بالایی نسبت Fe/Ca می‎‍تواند در ارزیابی میزان حفظ‌شدگی فوناها کاربرد داشته باشد، اما همانند Mn باید به میزان موجودبودن و حلالیت Fe در محیط دیاژنتیکی توجه شود (Jelby et al. 2014). هر دو عنصر، Fe و Mn تمرکز بسیار پایینی در کلسیت بایوژنیک دارند، در حالی که غنی‌شدگی نسبت‌به این عناصر در طی دگرسانی پس از نهشت رخ می‎‍دهد (Armendáriz et al. 2012). بیشترین غنی‌شدگی نسبت‌به این عناصر می‎‍تواند بر اثر دیاژنز متئوریکی به‌دلیل تمرکز بالای این عناصر در آب‎‍های متئوریکی و نیز در شرایط احیایی در طی تدفین رخ دهد؛ cdvh Fe و Mn در شرایط احیایی به‌صورت محلول‌اند و می‎‍توانند به‌راحتی در شبکۀ کربنات‎‍ها قرار گیرند (Wierzbowfki and Joachimiski 2007; Herndon et al. 2018). شباهت تغییرات مقادیر Fe و Mn حاکی از منشأ یکسان این عناصر و شباهت نحوۀ ورود آنها به شبکۀ کربنات‌هاست (Vincent et al. 2006). بنابراین علاوه بر محاسبۀ مقادیر Mn محاسبۀ مقادیر Fe نیز ضروری به نظر می‎‍رسد. محاسبۀ این دو عنصر فرعی در ترکیب نهشته‎‍ها می‎‍تواند از حیث ارزیابی روند دیاژنتیکی و نحوۀ دگرسانی نمونه‎‍ها مفید باشد؛ زیرا به شناخت هتروژنیتی عنصری در سیالات دگرسان‌کننده منجر خواهد شد (Schobben et al. 2016).

ترسیم مقادیر Fe در مقابل Mn برای نمونه‎‍های سازند سروک دارای روندی افزایشی با شیب مثبت است که می‎‍تواند تأییدی بر سه فاز دیاژنز از دریایی با مقادیر بسیار پایین از این عناصر تا متئوریکی (با بیشترین مقادیر ثبت‌شده از این عناصر) و تدفینی باشد که به افزایش غلظت این عناصر در ترکیب کربنات‎‍های سازند سروک منجر شده است (شکل 10) که خود توسط شواهد به‌دست‌آمده از مطالعات پتروگرافی تأییدشدنی است (اشکال 5 و 6).

 

 

 

 

شکل 10- ترسیم مقادیر Fe در مقابل Mn در نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک

Fig10- The Fe vs. Mn cross plot in carbonate samples of the Sarvak formation that shows a positive correlation

 

 

استرانسیم (Sr)

میزان تقریبی تمرکز Sr در کربنات‎‍ها در حالت تعادلی با آب دریا برای آراگونیت غیربیوژنیک حدود 7000 تا 9400 پی پی ام و در کلسیت غیربیوژنیک حدود 1000 پی پی ام است، این میزان در نمونه‎‍های بیوژنیک کلسیتی و آراگونیتی که در حالت تعادل ترمودینامیکی با محیط تشکیل‌اند، به‌ترتیب دارای مقادیر بیشتر و کمتری است (Veizer 1983; Rao 1996). میزان Sr در همۀ این نمونه‎‍ها در طی دیاژنز با توجه به درجۀ دگرسانی و نوع آب‎‍های دگرسان‌کننده کاهش خواهد یافت (Tang et al. 2008; DePaolo 2011). نسبت Sr/Ca به‌طور معمول با افزایش دگرسانی کاهش می‎‍یابد که به‌ سهم خود می‎‍تواند به‌عنوان میزان حفظ‌شدگی نمونه‎‍ها در نظر گرفته شود (Ullmann and Korte 2015)، اما در نظر گرفتن تنها میزان Sr به‌عنوان یک شاخص در تعیین میزان دگرسانی یا نوع مینرالوژی نمی‎‍تواند بسیار دقیق باشد؛ زیرا بسته به عرض جغرافیایی، فیزیکوشیمی آب دریا، عمق آب، نوع مینرالوژی پوسته‎‍های مختلف فسیلی و حتی ترکیب آن در فوناهای یک گروه فسیلی متفاوت است (Korte and Hesselbo 2011). ضریب توزیع مولار Sr برای scleractinian corals و جلبک‎‍های سبز آهکی نزدیک به 1، برای نرم‎‍تنان کلسیتی، نانوفسیل‎‍های آهکی (کوکولیت‎‍ها) و فرامینیفرهای پلانکتون بین 13/0 تا 28/0 و بین 05/0 تا 2/0 برای کلسیت غیربیوژنیک در تغییر است (Elderfield et al. 2000). مقادیر مولار نسبت Sr/Ca برای نمونه‎‍های سازند سروک در دو میدان بررسی‌شده شامل مقادیر بیشینه و کمینه 2/0 تا 9/0 و میانگین 56/0 برای میدان اهواز و شامل مقادیر بیشینه و کمینه 13/0 تا 2/2 و میانگین 6/0 برای میدان منصوری است. با توجه به اینکه سازند سروک در زمان نهشت آن در محدودۀ عرض حاره‎‍ای واقع بوده است (Ziegler 2001) و یک پلاتفرم کربناتۀ کم‌عمق تا بسیار کم‌عمق در حاشیۀ غیرفعال ورقۀ عربی در نظر گرفته می‎‍شود و محتوای فسیلی و حجم گل کربناته و نرخ تولید کربنات در آن مشابه آب‎‍های گرم و کم‌عمق عهد حاضر با غلبۀ موجودات اتوتروفیک و گل کربناته در زمینه است (برای مثال خلیج فارس Reijmer 2021) و مقادیر Sr در آن دارای بیشترین تشابه با نمونه‎‍های آراگونیتی تروپیکال عهد حاضر است، می‎‍توان نتیجه گرفت که مینرالوژی اولیه در این سازند آراگونیتی بوده است. مقادیر کمتر Sr در نمونه‎‍ها نسبت‌به نمونه‎‍های عهد حاضر، به‌دلیل تأثیر دو فاز دیاژنز متئوریکی و تدفینی بر این نمونه‎‍ها بوده است که به تخلیۀ Sr از شبکۀ کربنات‎‍های این سازند منجر شده است. این تفسیر توسط مطالعات پتروگرافی نظیر حضور گستردۀ گل کربناته در ماتریکس، وجود سیمان هم‌ضخامت دریایی در اطراف نمونه‎‍ها، که مشخصۀ دریاهای آراگونیتی آب گرم عهد حاضر است (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008)، وجود شواهد گستردۀ انحلال ناشی از تأثیر آب‎‍های متئوریکی و شواهد دیاژنز تدفینی تأییدشدنی است (اشکال 5 و 6).

در نمودار Mn در برابر Sr (شکل 11)، به‌منظور تحلیل کانی‌شناسی اولیۀ سنگ آهک‌های سازند سروک، محدودۀ این سازند با محدودۀ آراگونیت‌های آب‎‍های گرم عهد حاضر (Milliman 1974) و سنگ‌های آهکی مزدوران مربوط به بخش کم‌عمق حوضه (Adabi and Rao 1991) مقایسه شده است. با توجه به این نمودار، نمونه‌های آهکی سازند سروک در راستا و نزدیکی محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) با ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی قرار گرفته است. نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک به‌ویژه در میدان منصوری، به‌دلیل مقادیر پایین منگنز تا حدودی خارج از محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) و سنگ‎‍های آهکی حاره‎‍ای گوردون اردویسین تاسمانیا (Rao 1990) قرار گرفته‎‍اند که این امر به‌دلیل متأثرشدن کمتر این نمونه‎‍ها از نفوذ آب‎‍های متئوریکی بوده است. به‌طور کلی می‎‍توان چنین استنباط کرد که کاهش میزان استرانسیوم در نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک به‌علت دگرسانی پس از نهشت و حضور رودیست‎‍های کلسیتی در نمونه‎‍های کل پودرشده از توالی سروک بوده است.

 

 

شکل 11- تغییرات Mn در مقابل Sr. با توجه به اینکه نمونه‌های پودر از سنگ‎‍های با کمترین میزان دگرسانی انتخاب شده‎‍اند، بنابراین بیشتر آنها به‌دلیل محتوای کمتر منگنز در سمت چپ و در راستای محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی مزدوران و سنگ‎‍های آهکی حاره‎‍ای گوردون اردویسین تاسمانیا (استرالیا) با ترکیب کانی‌شناسی آراگونیتی قرار گرفته است.

Fig 11- The cross plot show the co-variation of Mn versus Sr. The Sarvak data are located at the left and alongside the Mozduran and the Ordovician warm water Gordon limestones with the original aragonite mineralogy, since the selected samples of the Sarvak Fm. experienced less alteration and thus have less Mn and more Sr contents.

 

 

براساس تغییرات نسبت Sr/Mn در برابر Mn (شکل 12)، برای تأیید مینرالوژی اولیه و میزان انحلال و دگرسانی در نمونه‎‍های سازند سروک، مشخص می‎‍کند که نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک در محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا و محدودۀ آراگونیتی سازند سروک در ناحیۀ فارس (Gholami Zadeh et al. 2019) قرار گرفته است که می‌تواند به‌دلیل ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ مشابه برای نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک باشد. می‎‍توان گفت که نمونه‌هایی با Mn بیشتر از 10 پی‌پی‌ام، که در داخل و یا نزدیکی محدودۀ کربنات‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا و انتهای محدودۀ سازند سروک قرار گرفته‎‍اند، به‌دلیل بالاتربودن میزان Mn آ‌نها در یک سیستم باز دیاژنتیکی، تحت تأثیر آب‌های متئوریکی قرار گرفته‌اند و درنتیجه میزان تخلیۀ بیشتری را متحمل شده‌اند. نمونه‌هایی که در خارج محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا و محدودۀ آراگونیتی سازند سروک در ناحیۀ فارس (Gholami Zadeh et al. 2019) قرار گرفته‌اند، به‌دلیل نسبت Sr/Mn بالاتر و درنتیجه میزان Mn پایین‌تر دارای کمترین میزان دگرسانی دیاژنتیکی نسبت‌به آثار آب‎‍های متئوریکی به‌دلیل متأثرشدن در یک سیستم بسته تا نیمه‌بسته‌اند.

 

 

 

شکل 12- تغییرات Mn در برابر Sr/Mn در نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک. گسترش نمونه‎‍ها در محدودۀ وسیعی از نمودار، دال بر تأثیر دگرسانی پس از نهشت بر نمونه‎‍ها در دو سیستم باز و بسته است.

Fig 12- The cross plot of Mn versus Sr/Mn ratio in the Sarvak limestone. Skattering data in a wide range reveal alteration in an open to close diagenetic system.

 

 

تغییرات محتوای آهن در برابر استرانسیوم (شکل 13) برای تعیین باز یا بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی، میزان تبادل آب به سنگ و شرایط اکسیداسیون و احیایی سیستم (Brand and Veizer 1980; Lohmann 1988; Knorich and Mutti 2006) در سنگ‎‍های آهکی سازند سروک در میدان‌های مطالعه‌شده را نشان می‎‍دهد که این کربنات‎‍ها تحت شرایط اکسیدان تا احیایی تثبیت شده‎‍اند؛ وجود دولومیت‎‍های بسیار ریز بلور و شفاف در بخش حوضۀ سازند سروک که می‎‍تواند در طی دیاژنز اولیه در سطح تماس بین آب و رسوب و به‌دلیل میزان پایین رسوب‌گذاری و فعالیت میکروب‎‍های احیاکنندۀ سولفات تشکیل شده باشد، مؤید این موضوع است. همچنین موقعیت سنگ آهک‎‍های سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری در شکل 13 نشان‌دهندۀ تبادل آب به سنگ پایین تا متوسط و بالا در یک سیستم دیاژنتیکی بسته تا نیمه‌بسته و باز است. این امر براساس موقعیت استراتیگرافی نمونه‎‍های برداشت‌شده در طول توالی‎‍های سکانس استراتیگرافی این سازند تأییدشدنی است. محدوده‎‍های آراگونیت (A)، کلسیت پر منیزیم (HMC) و کلسیت کم منیزیم (LMC) برای نمونه‌های کربناته، که تحت تأثیر دگرسانی قرار نگرفته‎‍اند، ترسیم شده است، در حالی که ترکیب سنگ‌های آهکی سازند سروک محصول تبادل آب به سنگ بوده است.

 

 

شکل 13- تغییرات Sr (نرمالایزشده نسبت‌به کلسیم) در مقابل Fe. (A: آراگونیت، HMC: کلسیت پرمنیزم، LMC: کلسیت کم منیزیم) (Brand and Veizer 1980; Lohmann 1988; Knorich and Mutii 2006). مقادیر Sr در محور عمودی میزان تبادل آب به سنگ را نشان می‎‍دهد که معیاری برای باز یا بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی و محتوای Fe در محور افقی نشان‌دهندۀ شرایط عمدتاً احیایی در زمان ته‌نشینی است.

Fig 13- The Fe variation versus Sr (normalized to calcium). A: aragonye, HMC: high-Mg calcite, and LMS: low-Mg calcite (Brand and Veizer 1980; Lohmann 1988; Knorich and Mutii 2006). The value of Sr on the Y-axis shows the rate of water/rock interaction and exhibits a measure of the openness of the diagenetic system. The value of Fe on the X-axis shows the degree of redox condition during deposition.

 

 

ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن

نسبت‎‍های اولیۀ ایزوتوپی در کربنات‎‍ها می‎‍تواند درنتیجۀ دیاژنز رخ‌داده بر سنگ‎‍های کربناته تحت تأثیر قرار گیرد. بنابراین تغییرات ایزوتوپی می‎‍توانند ابزاری مفید برای تشخیص الگوهای دیاژنزی باشند که در هنگام مطالعات پتروگرافی و عنصری مبهم مانده و یا مشخص نشده‎‍اند. تمامی سیستم‎‍های ایزوتوپی با زمان اقامت طولانی دستخوش تغییراتی در مقادیر آنها در آب اقیانوس در طول زمان زمین‌شناسی در طی فانروزوئیک شده‎‍اند (برای مثال Veizer et al. 1999; Prokoph et al. 2008; Misra and Froelich 2012; Vollstaedt et al. 2014; Sharp 2017).

 

 تغییرات ایزوتوپ اکسیژن و کربن

واضح است که درنتیجۀ سیمانی‌شدن نمونه‎‍ها و یا دگرسانی‎‍های شدید بافت اولیۀ رسوبی، شاهد کاهش در مقادیر ایزوتوپ‎‍های اکسیژن و کربن خواهیم بود ( برای مثال Brand and Veizer 1981; Al-Aasm and Veizer 1986a, 1986b; Marshall 1992; Sælen et al. 1996). دربارۀ ایزوتوپ‎‍های کربن، تخلیۀ مرتبط با دیاژنز δ13C عمدتاً به‌دلیل تأثیر فازهای اکسیدشدۀ کربن آلی (که ازنظر ایزوتوپی سبک‌اند) است که همراه با کربن غیرارگانیک حل‌شده (Dissolved inorganic carbon) در ترکیب سیال دیاژنتیکی مشارکت داشته‎‍اند (Al-Aasm and Veizer 1986a, 1986b; Marshall 1992).

کاهش در مقادیر δ18O در طی دیاژنز می‎‍تواند به تأثیر تخلیۀ 18O آب‎‍های متئوریکی و نیز افزایش دما در طی دگرسانی پس از نهشت رسوبات مرتبط باشد (Brand and Veizer 1981; Al-Aasm and Veizer 1986a, 1986b). عامل دیگری که به‌ندرت برای تغییرات مرتبط با دیاژنز در مقادیر δ18O در نظر گرفته شده است، آثار عدم‌تعادلی ایزوتوپی بین مولکول‎‍های مختلف در سیال دیاژنتیکی حاوی اکسیژن است که به‌دلیل تبادل ایزوتوپی آهسته در بین این مولکول‎‍ها رخ داده است (Watkins et al. 2013). افزایش میزان رسوب‌گذاری و نیز افزایش pH به کاهش ضریب توزیع اکسیژن بین محلول و کلسیت منجر می‌شود (Zeebe 2007; Watkins et al. 2013) که به ‌سهم‌ خود می‎‍تواند به تخلیۀ مقادیر δ18O در حد چند پرمیل در کلسیت دیاژنتیکی منجر شود (Ullmann and Korte 2015; Sharp 2017).

تأثیر دگرسانی بر مقادیر δ18O کربنات‎‍ها به‌مراتب بیشتر از مقادیر δ13C آنهاست (Brand 2004; Winkelstern and Lohmann 2016)، زیرا سیالات دیاژنتیکی حاوی بیش از 27 مول بر لیتر اکسیژن‌اند، این در حالی است که این سیالات تنها چند میلی مول بر لیتر کربن دارند. با وجود این، این تضاد در غلظت ایزوتوپی در سیالات دیاژنتیکی به‌تنهایی قادر به توضیح طبیعت مقاوم‎‍تر علائم ایزوتوپ کربن در مقابل دگرسانی دیاژنتیکی نیست. ادغام و مشارکت کربن و اکسیژن سبک در طی دگرسانی، به ایجاد یک انطباق مثبت δ13C/δ18O در کربنات دیاژنتیکی نهایی منجر خواهد شد.

دامنۀ تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در نمونه‌های سازند سروک بینPDB ‰ 18/3- تا PDB ‰ 41/6- (میانگینPDB ‰ 17/5) و مقادیر ایزوتوپ کربن بینPDB ‰ 64/4- تا PDB ‰ 31/4 (میانگینPDB ‰ 24/2) است. در شکل 14 محدودۀ سازند سروک با محدوده‌های ارائه‌شده برای سنگ آهک‎‍های دریایی کرتاسه توسط کیث و وبر (Keith and Weber 1964) و محدودۀ کربنات‌های سازند سروک ارائه‌شده توسط اسدی مهمان‌دوستی و همکاران (Asadi Mehmandosti et al. 2013) در زون ایذه، حاجی‌کاظمی و همکاران (Hajikazemi et al. 2017) در خلیج فارس و نویدطلب و همکاران (Navidtalab et al. 2019) در زون لرستان مقایسه شده است. نمونه‌های مطالعه‌شده از سازند سروک در محدوده‎‍های ارائه‌شده برای نمونه‌های آهکی کرتاسه توسط این محققان واقع شده است که این امر مؤید نهشت سنگ آهک‎‍های سازند سروک در حالت تعادل ایزتوپی با آب دریای کرتاسه است؛ اگرچه این نمونه‎‍ها با دگرسانی ناشی از فرآیندهای دیاژنتیکی در سیستم‎‍های مختلف دیاژنتیکی تحت تأثیر قرار گرفته‎‍اند. در شرایط آب‌وهوای گرم و مرطوب تغییرات ایزوتوپ کربن به‌مراتب بیشتر از ایزوتوپ اکسیژن است و درنتیجه به ایجاد یک روند J برگشته منجر می‎‍شود. معمولاً به‌دلیل کربن آلی موجود در قشر رسوب و اکسیدشدن آن و تأثیر آب‎‍های متائوریکی بر آن به کاهش ایزوتوپ کربن منجر می‎‍شود.

 

 

 

 

 

شکل 14- تغییرات مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در مقابل ایزوتوپ کربن در نمونه‌های آهکی سازند سروک. محدودۀ سازند سروک با محدوده‌های ارائه‌شده توسط دیگر محققان مقایسه شده است. تخلیه و کاهش مقادیر ایزوتوپ کربن دال بر افزایش دگرسانی متئوریکی در جهت رو به پایین در نمونه‎‍هایی است که در این محدوده قرار می‎‍گیرند. تخلیۀ کم مقادیر ایزوتوپ اکسیژن حاکی از تأثیر جزئی دیازنز تدفینی بر نمونه‌ها و غلبۀ دیاژنز متائوریکی است.

Figure 14. The plot of O isotope versus C isotope in the Sarvak limestone correlated with the Cretaceous marine limestone (Keith and Weber 1964), the upper Sarvak in the Persian Gulf (Hajikazemi et al. 2017), The Sarvak Formation in the Izeh Zone (Asadi-Mehmandusti et al. 2013), and the Sarvak Formation in Lorestan Salient (Navidtalab et al. 2019). The minor depletion in the O values is mostly due to the gentle influence of burial diagenesis.

 

 

با توجه به این مطلب که ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن نسبت‌به فرآیندهای دیاژنتیکی (اولیه و تأخیری) حساس‌اند، بنابراین سه نوع روند دیاژنتیکی (فرآتیک دریایی، متئوریکی و تدفینی) براساس تغییرات مقادیر ایزوتوپ‎‍های اکسیژن و کربن شناسایی‌شدنی است (Vincent et al. 2010). تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در برابر ایزوتوپ کربن بیانگر روند دیاژنز فرآتیک دریایی برای تعدادی از نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک در میدان اهواز است (شکل 15). اما تأثیر دگرسانی تحت دیاژنز متئوریکی نیز برای بخش بیشتر نمونه‎‍ها نمایان است (شکل 15). توضیح این نکته لازم است که ترسیم تغییرات مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در مقابل ایزوتوپ کربن در شکل 14 به نمایش روند دیاژنز متئوریکی به‌صورت یک روند دو متغیره با الگوی J برگشته (Inverted J-trend) (Lohmann 1988) برای سنگ آهک‎‍های سروک منجر شده است.

 

 

شکل 15- ترسیم تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در مقابل ایزوتوپ کربن برای نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری و ترسیم داده‌های ایزوتوپ اکسیژن در برابر ایزوتوپ کربن برای سنگ‌های آهکی سازند سروک، نشان‌دهندۀ تأثیر دگرسانی از زمان نهشت در بستر دریا (فرآتیک دریایی) تا دیاژنز ناشی از آب‌های متئوریکی و نیز دگرسانی مرتبط با تدفین به‌صورت جزئی برای این کربنات‎‍هاست (محدوده‎‍ها برگرفته از Knauth and Kennedy 2009).

Fig 15- The plot of oxygen versus carbon isotope indicates the influence of syndepositional diagenesis on the sea floor in the marine phreatic environment to the meteoric and burial realm.

 

 

تعیین دمای دیرینۀ آب دریا در زمان کرتاسه

ایزوتوپ اکسیژن کربنات‎‍ها به فاکتورهای مختلفی بستگی دارد که عبارت است از حجم یخ، شوری، میزان اشباع Ca، pH و دمای آب دریایی که از آن نهشته شده‎‍اند (Adabi and Asadi Mehmandousti 2008; Žák et al. 2011). دورۀ کرتاسۀ میانی فاقد یخچال است و یکی از گرم‎‍ترین شرایط آب و هوایی را در توالی‎‍های فانروزوئیک در بر ‎‍می‎‍گیرد (Bice and Norris 2002; Hajikazemi et al. 2010). سنگین‎‍ترین ایزوتوپ اکسیژن یا مقادیر ایزوتوپ اکسیژن با حداقل دگرسانی می‎‍تواند به‌عنوان یک ترمومتر برای دریاهای کرتاسه یا به‌عنوان اندازه‌گیری دما در هنگام تدفین نسبتاً کم‌عمق (Relatively shallow burial) با استفاده از معادلۀ آندرسون و آرتور استفاده شود. معادلات مختلفی برای تعیین دمای دیرینه طی شرایط تدفین نسبتاً کم‌عمق (Relatively shallow burial) وجود دارد که در اینجا از معادلۀ آندرسون و آرتور (Anderson and Arthur 1983) استفاده شده است:

T= 16 – 4.14 (δc - δw) + 0.13 (δc - δw)2

در این معادله:

 = T دمای دیرینه برحسب درجۀ سانتی‌گراد

 = δc ایزوتوپ اکسیژن در سنگ‌های آهکی مطالعه‌شده برحسب VPDB

δw = ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در زمان کرتاسه برحسب SMOW

وایزر و همکاران (Veizer et al. 1999) با اندازه‌گیری ایزوتوپ‌های اکسیژن حدود 218 نمونه کلسیتی مربوط به دوره‌های مختلف زمین‌شناسی، میزان ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در دوره‌های مختلف را تعیین کرده‌اند. به این ترتیب میزان ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در دورۀ کرتاسه حدود-1 SMOW بوده است (Barron 1983; Gröcke et al. 2003). با استفاده از رابطۀ آندرسون و آرتور (Anderson and Arthur 1983) و سنگین‎‍ترین میزان ایزوتوپ اکسیژن با حداقل دگرسانی (‰18/3-)، حداقل دمایی که کربنات‌های سازند سروک تحت تأثیر تدفین بسیار کم‌عمق قرار گرفته‌اند، حدود 26 درجۀ سانتی‌گراد محاسبه شده است. این تعیین دما در مقایسه با مقادیر پیشنهادی دمای سطح آب دریای کرتاسۀ میانی، که از 28 تا 36 درجۀ سانتی‌گراد برای محیط‎‍های دریای باز حاره‎‍ای تخمین زده شده است، پذیرفتنی است (Immenhauser et al. 2005; Forster et al. 2007; Hajikazemi et al. 2017; Asadi Mehmandousti et al. 2013). در شکل 16 محدوده‎‍هایی مشخص شده است که δ18O در حالت تعادلی با محیط تشکیل خود بوده است. همان‌طور که پیش‌تر بیان شد، فاکتورهای اصلی تأثیرگذار بر مقادیر δ18O دما و ترکیب، سیالاتی‌اند که از آن نهشته می‎‍شوند.

 

 

 

 

شکل 16- ترسیم دمای به‌دست‌آمده از آنالیز 18O در نمونه‌های سازند سروک. ترکیب ایزوتوپی این نمونه‎‍ها برحسب محیط دیاژنتیکی تغییر یافته است که در آن دگرسان شده‎‍اند (برگرفته از انیل (O’Neil et al. 1969) به روز شده توسط Ullmann and Korte 2015).

Fig 16- The temperature plotted versus the 18O values. The isotopic content of the samples changed based on the alternation that occurred in each diagenetic environment. 

 

 

تعیین درجۀ شوری

تعیین درجۀ شوری محیط رسوبی از دیگر کاربردهای ایزوتوپ اکسیژن در کربنات‌هاست (Keith and Weber 1964; Narayanan et al. 2007; Fallah-Bagtash et al. 2020). یکی از مهم‌ترین فاکتورهای مؤثر بر ایزوتوپ اکسیژن، میزان درجۀ شوری محیط رسوبی است. تبخیر یا ورود آب‌های شور یا آب‌های شیرین (متئوریک یا جوی) سبب تغییر شوری آب دریا می‎‍شود. معادلۀ زیر توسط کیث و وبر برای تعیین درجۀ شوری محیط رسوبی، براساس ایزوتوپ‌های پایدار اکسیژن و کربن ارائه شده است (Keith and Weber 1964).

Z= 2.048 (δ13C + 50) + 0.498 (δ18O + 50)

Z= 2.048 (2.08 + 50) + 0.498 (-3.18 + 50)

Z= 130

در این معادله مقادیر δ18O و δ13C برحسب واحد VPDB است و براساس آن مشخص می‌شود که تغییرات δ13C تأثیر بیشتری نسبت‌به تغییرات δ18O بر مقدار شوری دارد. این معادله برای تعیین و تشخیص محیط‌های دیاژنزی دریایی و متئوریک یا به‌طور کلی برای تشخیص تأثیر ورود آب‌های جوی یا رخنمون سطحی و افت نسبی سطح آب دریا به کار می‌رود. در صورتی که Z >120 باشد، نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در محیط دریایی با شوری نرمال است. اگر Z<120 باشد، رسوب‌گذاری در محیط آب شیرین روی داده است و اگر Z =120 باشد، بیانگر نهشته‌شدن در محیط حد واسط بین آب شیرین و آب دریاست (Keith and Weber 1964). در این مطالعه مقادیر ضریب شوری تمامی نمونه‌ها با معادلۀ کیث و وبر محاسبه شده است. بر این اساس مقادیر متوسط این شاخص در توالی مطالعه‌شده 130 است که این امر نشان می‌دهد کربنات‌های سازند سروک از آب دریا با شوری نرمال نهشته شده‎ و خود با مطالعات رخساره‎‍ای و استراتیگرافی صورت گرفته‌اند و جایگاهی از توالی، که نمونه‎‍ها از آن برداشت شده‎‍اند، تأییدشدنی است. هرچند این کربنات‎‍ها بعداً تحت تأثیر فرآیندهای دیاژنزی در محیط تدفین و نیز دیاژنز متائوریکی قرار گرفته‎‍اند.

 

نتیجه‌

از مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمی رسوبی سازند سروک در دو میدان اهواز و منصوری نتایج زیر حاصل شده است:

  • سازند سروک با لیتولوژی غالب سنگ آهک و با ضخامت 831متر در میدان اهواز و 735متر در میدان منصوری به‌صورت هم‌شیب، رسوبات شیلی سازند کژدمی را پوشانده و با ناپیوستگی ناشی از برونزد رسوبات توسط سازند ایلام پوشیده شده است.
  • مطالعات دیاژنزی سازند سروک به شناسایی شواهد مربوط به دیاژنز فریاتیک دریایی (نظیر سیمان‎‍های حاشیه‎‍ای در اطراف ذرات، میکریتی‌شدن گسترده و آشفتگی زیستی)، دیاژنز متائوریکی ناشی از بالاآمدگی و تغییرات سطح آب دریا (مانند شواهد انحلال و سیمانی‌شدن گسترده) و دیاژنز تدفینی (به‌صورت تراکم فیزیکی و شیمیایی و تشکیل برخی از سیمان‌ها که مشخصۀ محیط تدفین‌اند) منجر شده است که توجه به کمیت و نقش این فرآیندها بیانگر اهمیت تراکم، انحلال و سیمانی‌شدن بر مشخصات مخزنی این سازند است که همچنین از آن برای درک مطالعۀ ژئوشیمی رسوبی، که بر این سازند صورت گرفته است، استفاده شده است.
  • توصیف دقیق مغزه‎‍ها و مطالعات پتروگرافی به شناسایی 12 ریزرخسارۀ کربناته منجر شد. با توجه به شواهدی ازقبیل حضورنداشتن ریف‎‍های سدی بزرگ، توربیدایت‎‍ها، تمپستایت‎‍ها و ساخت‎‍های ریزشی، گذر از زیرمحیط کم‌عمق تحت کنترل جزرومد به زیرمحیط پشته کربناتۀ بایوکلاستی با انرژی بالا، فراوانی و تنوع بالای فرامینیفرهای آگلوتینه و بدون منفذ و درنهایت تغییر تدریجی در رخساره‎‍ها، محیط رسوبی سازند سروک یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال بوده است.
  • نتایج حاصل از مطالعات ایزوتوپی و عنصری بیانگر ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی در یک آب‌وهوای گرم و مرطوب و عمق کم محیط رسوبی است. همچنین شواهد پتروگرافی نظیر فراوانی جلبک‎‍ها، تنوع بالای دانه‎‍های اسکلتی و حضور سیمان فیبری هم‌ضخامت نشان می‎‍دهد که نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک خصوصیات آب‎‍های گرم را نشان می‎‍دهند.
  • مقادیر δ18O و δ13C در سنگ آهک‎‍های سروک، تمرکز پایین Fe و Mn و مقادیر بالای Sr/Mn نشان می‎‍دهد ترکیب ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن خصوصیات مربوط به زمان رسوب‌گذاری خود را تا حدودی حفظ کرده است، ولی تحت تأثیر دگرسانی‎‍های دیاژنتیکی ناشی از آب‎‍های متئوریکی و نیز به میزان کمتر دیاژنز تدفینی تغییر کرده است.
  • نمونه‎‍ها پس از نهشت در بستر دریا یعنی محیط فریاتیک دریایی، در حین تدفین و پس از آن بر اثر بالاآمدگی یا پایین‌افتادن سطح آب دریا و نفوذ آب‎‍های متئوریکی در یک سیستم دیاژنتیکی از باز تا بسته، با تبادل آب به سنگ کم تا بالا تحت تأثیر قرار گرفته‎‍اند. شواهد پتروگرافی و مطالعات چینه‌نگاری سکانسی مؤید این موضوع است.
  • با استفاده از معادلۀ آندرسون و آرتور (1983) و با استفاده از سنگین‎‍ترین ایزوتوپ اکسیژن، دمایی که سنگ آهک‎‍های سازند سروک متأثر از آن تحت تدفین قرار گرفته‎‍اند، حداقل 26 درجۀ سانتی‌گراد محاسبه شده است که با توجه به دمای ارائه‌شده برای آب دریا در کرتاسه (28 تا 36 درجۀ سانتی‌گراد) پذیرفتنی است.
  • ترسیم تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در برابر ایزوتوپ کربن برای سنگ‌های آهکی سازند سروک نشان‌دهندۀ تأثیر جزئی دیاژنز فریاتیک دریایی و تدفینی و غلبۀ دیاژنز متئوریکی (روند J معکوس) برای این کربنات‎‍هاست.

References

Adabi M.H. 2004. A re-evaluation of aragonite versus calcite seas. Carbonates and Evaporites, 19: 133-141.
Adabi M.H. and Asadi Mehmandosti E. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33(3-4): 267-277.
Adabi M.H. and Rao C.P. 1991. Petrographic and geochemical evidence for original aragonitic mineralogy of the Upper Jurassic carbonates (Mozduran Formation), Sarakhs area, Iran. Sedimentary Geology, 72: 253- 267.
Adabi M.H. Kakemem U. and Sadeghi A. 2016. Sedimentary facies, depositional environment and sequence stratigraphy of Oligocene-Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros Basin (SW Iran). Carbonates and Evaporites, 31: 69-85.
Ahmad A.H.M. Bhat G.M. and Azim Khan M.H. 2006. Depositional environments and diagenesis of the Kuldhar and Keera Dome carbonates (Late Bathonain-Early Callovian) of Western India. Journal Asian Earth Sciences, 27: 765-778.
Al-Aasm I.S. and Veizer J. 1982. Chemical stabilization of aragonite and low-Mg calcite: an example of brachiopods. Journal of Sedimentary Petrology, 52: 1101–1109.
Al-Aasm I.S. and Veizer J. 1986a. Diagenetic stabilization of aragonite and low-Mg calcite, I. Trace elements in rudists. Journal of Sedimentary Petrology, 56: 138–152.
Al-Aasm I.S. and Veizer J. 1986b. Diagenetic stabilization of aragonite and low-Mg calcite, II. Stable isotopes in rudists. Journal of Sedimentary Petrology, 56: 763–770
Alavi M. 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307(9): 1064-1095.
Alsharhan A.S. 2014. Petroleum systems in the Middle East. Geological Society, London, Special Publications, 392(1): 361-408.
Alsharhan A.S. and Nairn A.E.M. 1997. Sedimentary Basins and Petroleum Geology of the Middle East. Elsevier Science, Amsterdam, The Netherlands, 843p.
Amao A.O. Kaminski M.A. and Setoyama E. 2016. Diversity of Foraminifera in a shallow restricted lagoon in Bahrain. Micropaleontology, 62(3): 197-211.
Anderson, T.F. and Arthur M.A. 1983. Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems. SEPM Short Course, 10: 1-1.
Aqrawi A.A.M. Thehni G.A. Sherwani G.H. and Karem B.M.A. 2007. Mid-Cretaceous rudist- bearing carbonates of the Mishrif formation: an important reservoir sequence in the Mesopotamian basin, Iraq. Journal of Petroleum Geology, 21: 57-82.
Armendáriz M. Rosales I. Bádenas B. Aurell M. GarcíaRamos J.C. and Piñuela L. 2012. High-res o lu tion chemo stratigraphic records from Lower Pliensbachian bel em nites: Palaeoclimatic perturbations, organic facies and water mass exchange (Asturian ba sin, north ern Spain). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 333–334: 178–191.
Asadi Mehmandosti E.A. and Adabi M.H. 2013. Application of geochemical data as evidence of water-rock interaction in the Sarvak Formation, Izeh Zone, Zagros, Iran. Procedia Earth and Planetary Science, 7: 31-35.
Assadi A. Honarmand J. Moallemi S.A. and Abdollahie-Fard I. 2016. Depositional environments and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in an oil field in the Abadan Plain, SW Iran. Facies, 62(4): 1-22.
Badiozamani K. 1973. The dorag dolomitization model, application to the middle Ordovician of Wisconsin. Journal of Sedimentary Research, 43(4):965-984.
Bahrehvar M. Mehrabi H. and Rahimpour-Bonab H. 2020. Coated grain petrography and geochemistry as palaeoenvironmental proxies for the Aptian strata of the southern Neo-Tethys Ocean, Persian Gulf, Iran. Facies, 66(1): 1-23.
Barron E.J. 1983. A warm, equable Cretaceous: the nature of the problem. Earth Science Reviews, 19:305–338.
Bice K.L. and Norris R.D. 2002. Possible atmospheric CO2 extremes of the Middle Cretaceous (late Albian–Turonian). Palaeoceanography, 17: 1070.
Brand U. 2004. Carbon, oxygen and strontium isotopes in Paleozoic carbonate components: an evaluation of original seawater-chemistry proxies. Chemical Geology, 204(1-2): 23-44.
Brand U. and Veizer J. 1980. Chemical diagenesis of multicomponent carbonate system, II: stable isotopes. Journal of Sedimentary Petrology, 51: 987-997.
Brand U. and Veizer J. 1981. Chemical diagenesis of a multicomponent system-2: stable isotopes. Journal of Sedimentary Research, 51: 987–997.
Bromhead A.D. Van Buchem F.S.P. Simmons M.D. and Davies R.B. 2022. Sequence Stratigraphy, Palaeogeography and Petroleum Plays of the Cenomanian–Turonian Succession of the Arabian Plate: AN Updated Synthesis. Journal of Petroleum Geology, 45(2): 119-161.
Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology 79(1-4): 3-57.
Colombié C. and Strasser A. 2005. Facies, cycles, and controls on the evolution of a keep‐up carbonate platform (Kimmeridgian, Swiss Jura). Sedimentology, 52(6): 1207-1227.
Crerar D.A. and Barnes H.L. 1974. Deposition of deep-sea manganese nodules. Geochimica et Cosmochimica Acta, 38: 279 300.
Crowe S.A. Døssing L.N. Beukes N.J. Bau M. Kruger S.J. Frei R. and Canfield D.E. 2013. Atmospheric oxygenation three billion years ago: Nature, 501: 535–538.
DePaolo D.J. 2011. Surface kinetic model for isotopic and trace element fractionation during precipitation of calcite from aqueous solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 75(4):1039-1056.
Dickson J. 1965. Carbonate identification and genesis as revealed by staining. Sedimentary Geology, 205: 491-505.
Dunham R. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Classification of Carbonate Rocks. American Association Petroleum Geology, 121 p.
Elderfield H. and Ganssen G. 2000. Past temperature and δ18O of surface ocean waters inferred from foraminiferal Mg/Ca ratios. Nature, 405(6785): 442-445.
Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A late Devonian reef tract on northeastern Banks Island, NWT. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19(4): 730-781.
Esrafili-Dizaji B. Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Afshin S. Kiani Harchegani F. and Shahverdi N. 2015. Characterization of rudist-dominated units as potential reservoirs in the middle Cretaceous Sarvak Formation, SW Iran. Facies, 61(3): 1-25.
Fallah-Bagtash R. Jafarian A. Husinec A. and Adabi M.H. 2020. Diagenetic stabilization of the Upper Permian Dalan Formation, Persian Gulf Basin. Journal of Asian Earth Sciences, 189: 104144.
Flügel E. 2010. Microfacies analysis of Limestones, Analysis Interpretation and Application. Springer Berlin, 976 p.
Forster A. Schouten, S. Bass M. and Sinninghe Damste J. 2007. Middle Cretaceous (Albian–Santonian) sea surface temperature record of the tropical Atlantic Ocean. Geology, 35: 919–922.
Ghabeishavi A. Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Taati F. 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 37(3): 275-285.
Ghazban F. 2007. Petroleum Geology of the Persian Gulf. Joint publication. Tehran University Press and National Iranian Oil Company. Tehran, 707 p.
Gili E. and Skelton P.W. 2000. Factors regulating the development of elevator rudist congregations. Geological Society, London, Special Publications, 178(1): 109-116.
Glasby G.P. and Schulz H.D. 1999. Eh, pH diagrams for Mn, Fe, Co, Ni, Cu and As under seawater conditions: applications of two new types of Eh, pH diagrams to the study of specific problems in marine geochemistry. Aquatic Geochemistry, 5: 227–248
Golami Zadeh P.G. Adabi M.H. and Sadeghi A. 2019. Microfacies, geochemistry and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation (Mid Cretaceous) in the Kuh-e Siah and Kuh-e Mond, Fars area, southern Iran. Journal of African Earth Sciences, 160: 103634.
Gröcke D.R. Price G.D. Ruffell A.H. Mutterlose J. and Baraboshkin E. 2003. Isotopic evidence for Late Jurassic–Early Cretaceous climate change. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 202: 97–118.
Hajikazemi E. Al-Aasm I.S. and Coniglio M. 2010. Subaerial exposure and meteoric diagenesis of the Cenomanian-Turonian Upper Sarvak Formation, southwestern Iran. Geological Society, London, Special Publications, 330(1): 253-272.
Hajikazemi E. Al-Aasm I.S. and Coniglio M. 2017. Diagenetic history and reservoir properties of the Cenomanian-Turonian carbonates in southwestern Iran and the Persian Gulf. Marine and Petroleum Geology, 88: 845-857.
Hart B.B. 1970. Upper Cretaceous palaeogeography, structural history and prospect of the Khuzestan province. Iranian Oil Operating Companies Report 1172, Tehran (unpublished).
Herndon E.M. Havig J.R. Singer D.M. McCormick M.L. and Kump L.R. 2018. Manganese and iron geochemistry in sediments underlying the redox-stratified Fayettvile Green Lake: Geochimica et Cosmochimica Acta, 231: 50-63.
Immenhauser A. Nägler T.F. Steuber T. and Hippler D. 2005. A critical assessment of mollusc 18O/16O, Mg/Ca, and 44Ca/40Ca ratios as proxies for Cretaceous seawater temperature seasonality. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 215: 221–237.
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agrrement area. American Association Petroleum Geology Bulletin, 49(12): 2182-2245.
James N.P. and Jones B. 2016. Origin of carbonate sedimentary rocks. John Wiley & Sons, 446 p.
Jelby M.E. Thibault N. Surlyk F. Ullmann C.V. Harlou R. and Korte C. 2014. The lower Maastrichtian Hvidskud succession, Møns Klint, Denmark: calcareous nannofossil biostratigraphy, carbon isotope stratigraphy, and bulk and brachiopod oxygen isotopes. Bulletin of the Geological Society of Denmark, 62:89-104.
Kakemem U. Jafarian A. Husinec A. Adabi M.H. and Mahmoudi A. 2021. Facies, sequence framework, and reservoir quality along a Triassic carbonate ramp: Kangan Formation, South Pars Field, Persian Gulf Superbasin. Journal of Petroleum Science and Engineering, 198: 108166.
Kaufman J. Cander H.S. Daniels L.D. and Meyers W.J. 1988. Calcite cement stratigraphy and cementation history of the Burlington-Keokuk Formation (Mississippian), Illinois and Missouri. Journal of Sedimentary Research, 58(2): 312-326.
Keith M. and Weber J. 1964. Carbon and oxygen isotope composition of selected limestone and fossils: Geochimica et Cosmochimica Acta, 28: 1787-1816.
Knauth L.P. Kennedy M.J. 2009. The late Precambrian greening of the Earth. Nature, 460: 728–732.
Knoerich A.C. and Mutti M. 2006. Missing aragonitic biota and the diagenetic evolution of heterozoan carbonates: A case study from the Oligo-Miocene of the central Mediterranean. Journal of Sedimentary Research, 76(5): 871-888.
Koop W. and R. Stoneley 1982. Subsidence History of the Middle East Zagros Basin, Permian to Recent: Philosophical Transactions, Royal Society of London, A305: 149-168.
Korte C. and Hesselbo S.P. 2011. Shallow marine carbon and oxygen isotope and elemental records indicate icehouse‐greenhouse cycles during the Early Jurassic. Paleoceanography, 26(4):19-42.
Korte C. Kozur H.W. Bruckschen P. and Veizer J. 2003. Strontium isotope evolution of Late Permian and Triassic seawater. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67(1): 47-62.
Lohmann K.C. 1988. Geochemical patterns of meteoric diagenetic systems and their application to studies of paleokarst. In: James, N.P., Choquette, P.W. (Eds.), Paleokarst. Springer-Verlag, New York, p. 58–80.
Mahdi T.A. Aqrawi A.A. Horbury A.D. and Sherwani G.H. 2013. Sedimentological characterization of the mid-Cretaceous Mishrif reservoir in southern Mesopotamian Basin, Iraq. GeoArabia, 18(1): 139-174.
Marshall J.D. 1992. Climatic and oceanographic isotopic signals from the carbonate rock record and their preservation. Geological Magazine, 129(2): 143-160.
Mehrabi H. Navidtalab A. Rahimpour-Bonab H. and Heimhofer U. 2022. Geochemical expression of sequence stratigraphic surfaces: A case from Upper Cretaceous shallow-water carbonates of southeastern Neo-Tethys margin, SW Iran. Cretaceous Research, 140:105329.
Milliman J.D. 1974. Marine Carbonates Recent Sedimentary Carbonates, Part 1: Springer-Verlag, Berlin, 375 p.
Misra S. and Froelich P.N. 2012. Lithium isotope history of Cenozoic seawater: changes in silicate weathering and reverse weathering. Science, 335(6070): 818-823.
Motiei H. 1993. Geology of Iran. The Stratigraphy of Zagros.Geological Survey of Iran. Tehran. 536 p.
Mouthereau F. Lacombe O. and Vergés J. 2012. Building the Zagros collisional orogen: timing, strain distribution and the dynamics of Arabia/Eurasia plate convergence. Tectonophysics, 532: 27-60.
Murris R.J. 1980. Middle East: stratigraphic evolution and oil habitat. AAPG Bulletin, 64(5): 597-618.
Narayanan V. Anirudhan S. and Grottoli A.G. 2007. Oxygen and carbon isotope analysis of the Miocene limestone of Kerala and its implications to palaeoclimate and its depositional setting. Current Science, 93: 1155-1159.
Navabpour P. and Barrier E. 2012. Stress states in the Zagros fold-and-thrust belt from passive margin to collisional tectonic setting. Tectonophysics, 581: 76-83.
Navidtalab A. Heimhofer U. Huck S. Omidvar M. and Rahimpour-Bonab H. Aharipour R. and Shakeri A. 2019. Biochemostratigraphy of an upper Albian–Turonian succession from the southeastern Neo-Tethys margin, SW Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 533: 109255.
Navidtalab A. Rahimpour-Bonab H. Huck S. and Heimhofer U. 2016. Elemental geochemistry and strontium-isotope stratigraphy of Cenomanian to Santonian neritic carbonates in the Zagros Basin, Iran. Sedimentary Geology, 346:35-48.
Omidpour A. Moussavi Harami S.R. and Mahboubi A. 2021. Depositional environment, geochemistry and diagenetic control of the reservoir quality of the Oligo-Mio cene Asmari Formation, a carbonate plat form in SW Iran. Geological Quarterely, 65:1-20.
O'Neil J.R. Clayton R.N. and Mayeda T.K. 1969. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates. The Journal of Chemical Physics, 51(12): 5547-5558.
Petrash D.A. Bialik O.M. Staudigel P.T. Konhauser, K.O. and Budd D.A. 2021. Biogeochemical reappraisal of the freshwater–seawater mixing-zone diagenetic model. Sedimentology, 68(5):1797-1830.
Piryaei A. Reijmer J.J.G. Borgomano J. and Van Buchem F.S.P. 2011. Late Cretaceous tectonic and sedimentary evolution of the Bandar Abbas area, Fars region, southern Iran. Journal of Petroleum Geology, 34(2): 157-180.
Pomar L. Mateu-Vicens G. Morsilli M. and Brandano M. 2014. Carbonate ramp evolution during Late Oligocene (Chattian), Salento Peninsula, southern Italy. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 404: 109-132.
Prokoph A. Shields G.A. and Veizer J. 2008. Compilation and time-series analysis of a marine carbonate δ18O, δ13C, 87Sr/86Sr and δ34S database through Earth history. Earth-Science Reviews, 87(3-4): 113-133.
Rao C.P. 1990. Petrography, trace elements and oxygen and carbon isotops Gordon Group carbonate (Ordovician), Florentone Vally, Tasmania, Australia. Sedimentary Geology, 66: 83 97.
Rao C.P. 1996. Elemental composition of marine calcite from modern temperate shelf brachiopods, bryozoans and bulk carbonates, eastern Tasmania, Australia. Carbonates and Evaporites, 11: 1-18.
Reijmer J.J. 2021. Marine carbonate factories: Review and update. Sedimentology, 68(5): 1729-1796.
Ronchi P. Jadoul F. Ceriani A. Di Giulio A. Scotti P. Ortenzi A. and Previde Massara E. 2011. Multistage dolomitization and distribution of dolomitized bodies in Early Jurassic carbonate platforms, Southern Alps, Italy. Sedimentology, 58(2): 532-565.
Saelen G. Doyle P. and Talbot M.R. 1996. Stable-isotope analyses of belemnite rostra from the Whitby Mudstone Fm., England: surface water conditions during deposition of a marine black shale. Palaios, 11(2): 97-117.
Schobben M. Ullmann C.V. Leda L. Korn D. Struck U. Reimold W.U. Ghaderi A. Algeo T.J. and Korte C. 2016. Discerning primary versus diagenetic signals in carbonate carbon and oxygen isotope records: An example from the Permian–Triassic boundary of Iran. Chemical Geology, 422: 94-107.
Scholle P.A. and Scholle D.S. 2006. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, textures, porosity, diagenesis. Published by American Association of Petroleum Geologists Bulletin, Tulasa, Oklahoma, USA, 459 p.
Sharp Z. 2017. Principles of stable isotope geochemistry, Digital Repository, the University of New Mexico, 416 p.
Taghavi A.A. Mørk A. and Emadi M.A. 2006. Sequence stratigraphically controlled diagenesis governs reservoir quality in the carbonate Dehluran Field, southwest Iran. Petroleum Geoscience, 12(2): 115-126.
Tang J. Köhler S.J. and Dietzel M. 2008. Sr2+/Ca2+ and 44Ca/40Ca frac tion ation dur ing in or ganic cal cite for ma tion: I. Sr in cor po ration. Geochimica et Cosmochimica Acta, 72: 3718–3732.
Tomassetti L. Petracchini L. Brandano M. Mascaro G. and Scrocca D. 2021. Stratigraphical and sedimentological relationships of the Bolognano Formation (Oligocene–Miocene, Majella Mountain, Central Apennines, Italy) revealed by geological mapping and 3D visualizations. Geologica Carpathica, 72(1): 3-16.
Ullmann C.V. and Korte C. 2015. Diagenetic alteration in low-Mg calcite from macrofossils: a review. Geological Quarterly, 59(1): 3-20.
Ullmann C.V. Campbell H.J. Frei R. and Korte C. 2014. Geochemical signatures in Late Triassic brachiopods from New Caledonia. New Zealand Journal of Geology and Geophysics, 57(4): 420-431.
Ullmann C.V. Campbell H.J. Frei R. Hesselbo S.P. Von Strandmann P.A.P. and Korte C. 2013a. Partial diagenetic overprint of Late Jurassic belemnites from New Zealand: Implications for the preservation potential of δ7Li values in calcite fossils. Geochimica et Cosmochimica Acta, 120: 80-96.
Van Buchem F. Gaumet F. Védrenne V. Vincent B. 2006. Middle East Cretaceous sequence stratigraphy study, part 1-SW, Iran. Institut Français du Pétrole, Paris. Internal report Unpublished.
Van Buchem F.S.P. Simmons M.D. Droste H.J. and Davies R.B. 2011. Late Aptian to Turonian stratigraphy of the eastern Arabian Plate–depositional sequences and lithostratigraphic nomenclature. Petroleum Geoscience, 17(3): 211-222.
Veizer J. 1983. Trace elements and stable isotopes in sedimentary carbonates: In Reeder, R.J., (Ed.), Carbonates: Mineralogy and chemistry. Reviews in Mineralogy, Blacksburg, 11: 265-299.
Veizer J. Ala D. Azmy K. Bruckschen P. Buhl D. Bruhn F. Carden G.A.F. Diener A. Ebneth S. Goddris Y. Jasper T. Korte C. Pawellek F. Podlaha O.G. and Strauss H. 1999. 87Sr/86Sr, δ18O and δ13C evolution of Phanerozoic seawater: Chemical Geology, 161: 59-88.
Vincent B. Rambeau C. Emmanuel L. and Loreau J.P. 2006. Sedimentology and trace element geochemistry of shallow marine carbonates: an approach to paleoenvironment analysis along the Pagny-sur-Meuse Section (Upper Jurassic, France): Facies, 52: 69-84.
Vincent B. Van Buchem F.S.P. Bulot L.G. Immenhauser A. Caron M. Baghbani D. and Huc A.Y. 2010. Carbon isotope stratigraphy and organic matter distribution in the Aptian – Lower Albian successions of southwest Iran (Dariyan and Kazhdumi formations): GeoArabia Special Publication, 4: 139-197.
Vollstaedt H. Eisenhauer A. Wallmann K. Böhm F. Fietzke J. Liebetrau V. Krabbenhöft A. Farkaš J. Tomašových A. Raddatz J. and Veizer J. 2014. The Phanerozoic δ88/86Sr record of seawater: New constraints on past changes in oceanic carbonate fluxes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 128: 249-265.
Watkins J.M. Nielsen L.C. Ryerson F.J. and DePaolo D.J. 2013. The influence of kinetics on the oxygen isotope composition of calcium carbonate. Earth and Planetary Science Letters, 375: 349-360.
Wierzbowski H. and Joachimiski M. 2007. Reconstraction of late BajocianBathonian marine palaeoenvironments using carbon and oxygen isotope ratios of calcareous fossils from the (Polish Jura Chain Central Poland), Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 254: 523-540.
Winkelstern I.Z. and Lohmann K.C. 2016. Shallow burial alteration of dolomite and limestone clumped isotope geochemistry. Geology, 44(6): 467-470.
Žák K. Košťák M. Man O. Zakharov V.A. Rogov M.A. Pruner P. Rohovec J. Dzyuba O.S. and Mazuch M. 2011. Comparison of carbonate C and O stable isotope records across the Jurassic/Cretaceous boundary in the Tethyan and Boreal Realms: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 299: 83-96.
Zeebe R.E. 2007. An expression for the overall oxygen isotope fractionation between the sum of dissolved inorganic carbon and water. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 8(9): 1-7..
Ziegler M.A. 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia, 6: 445-504.
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 38, Issue 3 - Serial Number 88
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 38, Issue 3 No. 88, َAutumn 2022
October 2022
Pages 1-34

Files

Cited by

Share

How to cite

Statistics