Controls of palaeoclimate condition on facies characteristics and diagenetic processes in the Cenomanian–Turonian sequences (upper Sarvak Formation) in the Abadan Plain, SW Iran

Document Type : Research Paper

Authors

1 M.Sc., School of Geology, College of Science, University of Tehran, Tehran, Iran

2 Assistant Professor, School of Geology, College of Science, University of Tehran, Tehran, Iran

3 Associate Professor, School of Earth Sciences, Damghan University, Damghan, Iran

Abstract

Abstract
The Sarvak Formation, a crucial reservoir rock in the Abadan Plain, is extensively studied due to its sedimentary attributes and diagenetic evolution, heavily influenced by tectonic activities and palaeoclimatic conditions. This research focuses on analyzing palaeoclimatic indicators within the Sarvak Formation in a selected oil field in the Abadan Plain. Through a comprehensive approach integrating core data, thin section analyses, and electron microscopy, the study characterizes various facies, diagenetic processes, and sequence stratigraphy of the formation. Five distinct microfacies representing different depositional environments, such as lagoon, shoal, reef, reef-talus, and open marine belts, are identified, suggesting a ramp-type depositional setting. The investigation also reveals a paragenetic sequence of diagenetic processes, including transitions from marine to meteoric diagenesis and from shallow to deep burial environments. Notably, two palaeoexposure surfaces are identified, characterized by meteoric dissolution, brecciation, iron oxide staining, and silicification. Scanning electron microscopy analysis indicates prevailing kaolinite and montmorillonite clay mineral assemblages, indicative of warm and humid palaeoclimatic conditions. These findings provide insights into the palaeoclimatic conditions and paleaogeographical positioning of the Arabian Plate during the Cenomanian–Turonian period, suggesting a close proximity to low latitudes near the Equator.
Keywords: Sarvak Formation, Palaeoclimate, Meteoric diagenesis, Abadan Plain
 
 
 
Introduction
The Middle East, particularly the Arabian Plate, is renowned for its vast oil and gas reserves. Among these, the Sarvak limestone formation in Iran's Zagros Basin stands out as a crucial reservoir rock. Its sedimentary characteristics and diagenetic processes are intricately linked to past climatic and geographical conditions. Climatic factors, along with fluctuations in sea levels and tectonic activity, have shaped highly productive reservoir units within the Sarvak Formation. Understanding these influences is pivotal for comprehensive reservoir studies, as they determine sedimentary facies and diagenetic alterations, thus impacting reservoir distribution within the formation.
This study aims to analyze facies and diagenetic processes in the Sarvak Formation, particularly during the Cenomanian–Turonian period. By examining the effects of long-term climate on diagenesis, it seeks to enhance understanding of reservoir characteristics and improve modeling accuracy. Ultimately, this research aims to optimize hydrocarbon recovery from the Sarvak Formation's reserves, contributing to economic development in the region.
 
Materials & Methods
In pursuit of our study objectives, we examined 726 thin sections derived from the Sarvak Formation in two wells (K-01 and K-02) within the study area. The cored thickness of this formation in wells one and two amounted to 242 meters and 64 meters, respectively. We employed thin-section staining using a combination of alizarin red solution and potassium ferrocyanide to distinguish between dolomite and calcite. Generally, plug samples were extracted from the cored sections of the wells, with an average interval of one meter, focusing on capturing diagenetic processes during sampling. Additionally, we analyzed 65 SEM images using the MIRA3 TESCAN device at the Research Center of Razi Metallurgical Research Center in Tehran, Iran.
For limestone examination, we utilized Dunham's (1962) and Embry and Klovan's (1971) classification methods. Furthermore, we applied Flügel's (2010) classification for facies description, interpretation, and establishing a conceptual sedimentary model. Our sequence stratigraphy studies aimed at identifying third and fourth-order sequences through the T-R method (separation based on transgressive systems tract and regressive systems tract). We also conducted petrographic studies to identify deepening and shallowing-upward facies to determine the maximum flooding surface (Embry 2002).
 
Discussion of results & Conclusions
Microfacies
The study of skeletal, non-skeletal, and textural components related to thin sections of the Sarvak Formation in Wells 1 and 2 of the targeted oil field was conducted using the classification methods of Flügel (2010) and Dunham (1962) to identify five microfacies (Table 1). Benthic and planktonic foraminifera, rudists, corals, and echinoderms, along with other bio-clastic components, constitute the main constituents of these microfacies. Additionally, peloids and intraclasts have been identified as the most important non-skeletal components present in the studied microfacies.
 
Sequence stratigraphy
The sequence stratigraphic study of the Sarvak Formation has led to the identification of two third-order depositional sequences named the Cenomanian sequence and the Turonian sequence, along with six fourth-order sequences. In the following, we will focus on a more detailed examination of the third-order sequences:
 
Cenomanian Sequence (DSS-1)
The thickness of the Cenomanian sequence in Well 1 is approximately 245 meters. The transgressive systems tract (TST) of this sequence consists of restricted lagoon facies (MF-1), reef and reef talus facies (MF-2 and MF-3), and open marine lagoon facies (MF-5), which are successively positioned upwards toward the maximum flooding surface (MFS-1). The regressive systems tract (RST) in the Cenomanian sequence comprises rudist and shoal facies (MF-4), indicating a shallowing-upward trend towards the Cenomanian-Turonian sequence boundary.
The upper boundary of DSS-1, known as the Cenomanian–Turonian discontinuity (CT-ES), is exposed to meteoric diagenetic processes, displaying features such as meteoric dissolution, karstification, brecciation, and the formation of paleosols (Figure 3). The lower boundary of DSS-1 has not been identified in Wells 1 and 2 of the studied oil field. However, previous studies suggest its confinement at the base by the middle Cenomanian unconformity (Alsharhan and Nairn 1997; Aqrawi et al. 2010; Sharland et al. 2001; Hollis 2011).
 
Turonian Sequence (DSS-2)
The Turonian sequence in the studied wells has a thickness ranging from 15 to 25 meters. This sequence is predominantly composed of open marine lagoon facies (MF-5) in the lower half (TST) and restricted lagoon facies (MF-1) in the upper half (RST). The upper boundary of DSS-2 is characterized by a diagenetic boundary, exhibiting features such as silicification, brecciation, meteoric dissolution, and iron oxide staining. This discontinuity, known as the middle Turonian discontinuity (mT-ES), extends throughout the Tethyan basin (Sharland et al. 2001; Mehrabi et al. 2022). In the upper part of this sequence boundary, the shale of the Laffan Formation, dated to the Coniacian, limits the upper boundary of the Turonian sequence.
 
Diagenesis
The types of diagenetic processes that have influenced the Sarvak sedimentary sequence in the studied section are as follows: micritization, cementation, recrystallization (neomorphism), dissolution, mechanical and chemical compaction, dolomitization associated with stylolitization, fracturing, silicification, pyritization, and formation of paleosol horizons.
 
Discussion
During the Late Cretaceous era, the prevailing warm and humid climate in the Zagros region had a notable impact on the composition and distribution of carbonate organisms within the shallow-water carbonate platforms (Keller, 2008). Under such climatic conditions, the saturation level of seawater with respect to CaCO3 was often below the threshold, resulting in infrequent occurrences of evaporitic facies, primary dolomites, and ooids in the Sarvak platform. Instead, the platform predominantly consisted of bioclasts (such as rudists, algae, benthic and planktonic foraminifera, and molluscs), intraclasts, and peloids.
Microfacies associated with shoal facies belts offer approximate insights into the climatic context of the Sarvak Formation. As previously noted, bioclastic-peloidal shoals indicate deposition in warm and humid climates (typical of the prevailing climatic conditions over the Sarvak carbonate platform during the Cretaceous). Conversely, algal-dominated shoals, often accompanied by evaporites indicative of warm and arid climates, are not observed in the studied oil field (Tucker and Wright 1990).
Furthermore, the prevalence of organisms like rudists, corals, and green algae as the primary constituents of Sarvak Formation reefs, representing a coral-algal or coral-zoan skeletal association (Tucker and Wright 1990), underscores the dominance of warm climatic conditions in low latitudes (Flügel 2004).
In warm and moist climates such as those during the Late Cretaceous era, like the conditions influencing the Sarvak Formation's deposition, the intensity and development of meteoric diagenetic processes heighten. Meteoric dissolution, karstification, low-magnesium calcite cementation, silicification, fracturing, and the development of paleosol horizons are all exacerbated. Conversely, in warm and arid climates, the meteoric diagenesis intensity diminishes due to limited meteoric waters, potentially leading to minimal sediment alterations over extended periods (Mehrabi et al. 2023).
For instance, prolonged meteoric diagenesis of carbonate sediments under warm and humid climates can lead to the maturation and aging of karstified intervals, the principal product of meteoric diagenesis and sedimentation under such conditions. With increased dissolution and weathering, collapse events occur, filling dissolution cavities and caves with sedimentary debris, known as dissolution collapse breccias, compromising reservoir quality (Mazzullo and Chilingarian 1992; Keller 2008).
Analysis of paleosol horizons from the Sarvak Formation reveals their rich content of montmorillonite and kaolinite minerals, with elevated iron and aluminum oxides. Upon closer examination away from discontinuities, the presence of Illite and Chlorite minerals becomes apparent. The occurrence of meteoric leaching and chemical weathering during the transition from the Cenomanian–Turonian and middle Turonian boundaries led to the formation of these paleosol horizons.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

منطقۀ جنوب غرب آسیا (خاورمیانه)، میزبان تمرکزهای عظیم نفت و گاز در جهان است که بخش اصلی آ‌نها بر ‌صفحۀ عربی واقع شده‌اند. بیشتر این ذخایر، میدان‌های فوق عظیم را شامل می‌شوند و این مسئله صفحۀ عربی را به یکی از اصلی‌ترین ایالت‌های هیدروکربوری جهان مبدل کرده است (Sharland et al. 2001). یکی از سازندهای کهم این منطقه، سازند آهکی سروک از گروه بنگستان است که در ایران پس از آسماری،‌ مهم‌ترین سنگ مخزن حوضۀ زاگرس شناخته می‌شود(van Buchem et al. 2011; Esrafili-Dizaji et al. 2015).

خصوصیات رخساره‌ای و بخش عمده‌ای از عوارض و فرایندهای دیاژنزی (ائوژنز و تلوژنز)، تحت کنترل شرایط اقلیمی و جغرافیایی حاکم در زمان تشکیل یا رخنمون کربنات‌هایند. وضعیت اقلیمی و ترکیب آب دریاها در زمان نهشت کربنات‌ها، تأثیر بسزایی بر روندهای دیاژنزی و سرگذشت رسوبات در مراحل بعدی می‌گذارد (Ahr 2008). نوسانات یواستاتیک سطح آب دریا همراه با فرایندهای تکتونیکی بزرگ‌مقیاس (در ارتباط با حرکت صفحات تکتونیکی و باز و بسته‌شدن اقیانوس‌ها)، سبب رخنمون‌یافتن و گاه فرسایش توالی‌های کربناته به میزان چشمگیر می‌شود؛ به‌خصوص اگر رخنمون کربنات‌ها تحت شرایط اقلیمی گرم و مرطوب روی دهد، شدت این فرایندها بسیار بیشتر خواهد بود (Ahr 2008; Schlager 2005).

در مدت‌زمان نهشت سازند سروک، تأثیر آب‌وهوا، نوسانات سطح آب دریاها و تکتونیک‌ به ایجاد بخش‌های پربازده مخزنی در این واحد رسوبی منجر شده است (Rahimpour-Bonab et al. 2012; Mehrabi and Rahimpour-Bonab, 2014). نوع موجودات و حتی ذرات کربناتۀ غیر زیستی، تحت ‌تأثیر این پارامترها قرار می‌گیرند. بنابراین آگاهی از شرایط تکتونیکی، اقلیمی و نوسانات سطح آب دریا و ترکیب دریای میزبان نهشت رسوبات، از ضروریات هر مطالعۀ اصولی مخزنی است. همچنین این موارد با اثرگذاری بر خصوصیات رخساره‌ای و عوارض دیاژنزی، تحولات مخزنی را کنترل می‌کنند و به‌طور غیرمستقیم و کنترل‌کننده، توزیع واحدهای مختلف مخزنی و غیر مخزنی در سازند ‌مطالعه‌شده‌اند.

پژوهش حاضر به‌دنبال آن است تا با بهره‌گیری از مطالعات پتروگرافی و دانش رسوب‌شناسی، رخساره‌ها، نوع پلتفرم کربناته در زمان نهشت رسوبات و فرایندهای دیاژنزی مؤثر بر توالی رسوبی سروک را توصیف و تفسیر‌ و شواهد رخساره‌ای و دیاژنزی به دست آمده و مرتبط با وضعیت اقلیمی را در بازۀ زمانی سنومانین - تورونین‌ بررسی کند. مطالعۀ تأثیر اقلیم دیرینه بر تاریخچۀ دیاژنزی سازند سروک، به درک بهتر خصوصیات مخزنی این سازند، افزایش دقت در مدل‌سازی و درنهایت توسعه و برداشت اقتصادی از ذخایر هیدروکربوری موجود در آن منجر خواهد شد.

 

زمین‌شناسی و چینه‌شناسی

صفحۀ عربی در شمال شرق با زون خرد‌شدۀ تاروس - زاگرس، در شمال غرب ازطریق ترانسفورم دریای مرده، در جنوب شرق به‌وسیلۀ حاشیۀ غیرفعال/ ترانسفورم اقیانوس هند و در سمت جنوب غرب با حاشیۀ ریفتی دریای سرخ محصور شده است (Alsharhan and Nairn 1997). ماحصل برخورد صفحۀ عربی با صفحۀ ایران مرکزی، به‌ وجود آمدن زاگرس به‌عنوان یک زون چین‌خوردۀ مجزاست. چهار زون شامل فروافتادگی دزفول، پهنۀ ایذه، لرستان و فارس از‌نظر تکتونواستراتیگرافی و بر‌اساس تاریخچۀ رسوب‌گذاری و فعالیت‌های تکتونیکی حوضۀ زاگرس از سمت شمال غرب به جنوب شرق ‌شناسایی‌شدنی است (Mouthereau et al. 2012). دشت آبادان، بخشی از زاگرس و در حاشیۀ شمال شرقی صفحۀ عربی واقع شده است و از ویژگی‌های زمین‌شناسی آن تبعیت می‌کند (Abdollahie Fard et al. 2006) (شکل ۱). با شناسایی و اکتشاف حجم عظیمی از هیدروکربن، پتانسیل اقتصادی بالای این منطقه به اثبات رسیده است (Atashbari et al. 2018).

نام سازند آهکی سروک به سن کرتاسه و از گروه بنگستان (شامل سازندهای کژدمی، سروک، سورگاه و ایلام) که دومین سنگ مخزن پر اهمیت حوضۀ زاگرس است، از تنگ سروک واقع در یال جنوبی تاقدیس کوه بنگستان و 40 کیلـومتری شمال غرب شهرستان بهبهان اقتباس شده است (Motiei 1993). ایـن سـازند، پیش ‌از این با نام‌های آهـک بنگستان، آهک‌های رودیست‌دار، آهک لشتگان، آهک‌های هیپوریت‌دار، جزئی از آهک‌های کرتاسۀ میـانی یـا آهـک سـیاه‌کـوه شناخته می‌شد‌‌ (Motiei 1993). بیشتر مطالعات انجام‌شده بر‌ توالی‌های سروک در نواحی مختلف، این سازند را بر‌اساس حضور یک ناپیوستگی فرسایشی چشمگیر در بخش‌های میـانی آن، به دو بخش سروک زیـرین و بـالایی تقسیم می‌کنند. در میدان نفتی‌ مطالعه‌شده و برخی میدان‌های واقع در دیگر بخش‌های فروافتـادگی دزفـول، سـه ناپیوسـتگی فرسایشی به چشم می‌خورد که عبارت‌اند از: 1- ناپیوستگی اواسط سنومانین؛ 2- ناپیوستگی حدفاصل سنومانین - تورونین و 3- ناپیوستگی حدفاصل تورونین - کنیاسین معروف به ناپیوستگی تورونین میانی (van Buchem et al. 2011; Hajikazemi et al. 2012; Rahimpour-Bonab et al. 2012, 2013; Sharland et al. 2001; Taghavi et al. 2006). بر همین اساس، سازند سروک در مطالعۀ حاضر، سـه بخش سروک زیرین، سروک میانی و سروک بالایی دارد.

حد پایینی سازند سروک با سازند کژدمی به‌صورت هم‌شیب و تدریجی (پیوسته) است و مرز بالایی آن با سازند ایلام ناهمسان فرسایشی و آغشته به ترکیب‌های آهن است (James and Wynd 1965) (شکل ۱). در بیشتر مناطق فروافتادگی دزفول و دیگر مناطق مجاور آن، سـازندهای سروک و ایلام روی ‌هم یک واحد آهکی دریایی کم‌عمق یا نریتیک را تشکیل می‌دهند که تفکیک آنها بسیار دشوار اسـت (Rahimpour-Bonab et al. 2012) (شکل ۱). در اواخر آلبین تا سنومانین، به‌تدریج از عمق آب دریا کاسته شده است، به‌طوری ‌که رسوبات آهکی سازند سروک در سنومانین، پهنـۀ وسـیعی از حوضـۀ زاگرس را می‌پوشانند (Alsharhan 2014). مناطق جنوب شرقی فروافتادگی دزفول و خلیج‌فارس طی زمان سنومانین - تورونین، تحت‌ تأثیر حرکات توده‌های نمکی هرمز، آغاز بسته‌شدن نئوتتیس، فعالیت گسل‌های پی‌سنگی و حرکات خشکی‌زایی، دچار دگرشـکلی شده است و بلندی‌های قدیمه نیز به وجود آمده‌اند. شکل‌گیری این بلندی‌ها، تحت کنترل روندها و امتدادهای صفحۀ عربی بوده است (Abdollahie Fard et al. 2006).

طی سنومانین و به‌خصوص در انتهای آن، بخش‌هایی از فروافتـادگی دزفـول با بالاآمدگی‌های قدیمه از آب خارج می‌شود که نتیجۀ آن فرسایش قسمت‌های بالایی آهک‌های سازند سروک است (van Buchem et al. 2011; Hollis 2011; Sadooni 2005). آثار این فاز فرسایشی (ناپیوسـتگی مـرز سنومانین - تورونین)، تقریباً در تمامی نواحی خلیج‌فارس و فروافتادگی دزفول مشـاهده می‌شود. تورونین، آخرین چرخۀ رسوب‌گذاری کرتاسۀ میانی است که طی آن نـواحی فـارس و فروافتادگی دزفول، شروع به فرونشستی در حد ایجاد محیط‌های کم‌عمق و سـاحلی کرده ‌و به‌موجب آن کربنات‌های فوقانی سازند سروک نهشته شده‌اند که قبلاً به‌صورت بلندی‌های قـدیمی از آب بیـرون مانـده و سبب ایجـاد ناپیوستگی فرسایشی شده بودند (Alsharhan and Nairn 1997; Aqrawi et al. 1998; Hollis 2011; Sharland et al. 2001; Sharp et al. 2010).

 

 

 

شکل 1- نقشۀ جغرافیای دیرینۀ محدودۀ مطالعه‌شده و موقعیت آن نسبت‌به خط استوا در حوضۀ تتیس  (A).(Scotese 2021) . موقعیت جغرافیایی میدان ‌مطالعه‌شده واقع در دشت آبادان؛ (B). ستون چینه‌شناسی توالی رسوبی سروک به سن کرتاسه؛ (C) همراه با نوسانات سطح آب دریا و وضعیت تکتونیکی؛ (D). (نقل‌شده با تغییراتی از(Rahimpour-Bonab et al. 2013)‌

Fig 1- Paleogeographic map of the studied area and its position relative to the equator in the Tethys basin (A). (Scotese 2021). Geographic location of the studied field located in the Abadan Plain (B). Stratigraphic column of the Sarvak depositional sequence of Cretaceous age (C) along with sea level fluctuations and tectonic status (D). (Modified from Rahimpour-Bonab et al. 2013).

 

 

به‌طور کلی حوضۀ رسوب‌گذاری کرتاسه، تمام زاگرس و خلیج‌فارس، عراق، عمـان، کویـت و قسـمت اعظـم عربستان را شامل می‌شود و با چشم‌پوشی از جزئیات، کمابیش نظیر ناپیوستگی‌های شناسایی‌شدۀ سازند سروک در سازندهای معادل آن در بخش‌های مختلـف منطقـه نیز، گزارش شده است (Bromhead et al. 2022). همچنین این سازند در اثر عملکرد تکتونیک و اقلیم در طول کرتاسه، در بخش‌های مختلف منطقه، ضخامت‌های متفاوتی دارد (Sharland et al. 2001).

 

داده‌ها و روش‌ها

برای محقق‌شدن اهداف مدنظر، در مطالعۀ حاضر ‌726 مقطع نازک به ‌دست آمده از سازند سروک، در دو چاه (K-01 و K-02) مربوط به میدان‌ مطالعه‌شده بررسی شد. ضخامت مغزه‌گیری‌شده از این سازند در چا‌های شمارۀ یک و دو، به ترتیب ۲۴۲ متر و ۶۴ متر است. با هدف تشخیص دولومیت و کلسیت، رنگ‌آمیزی مقاطع نازک با استفاده از ترکیب محلول آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم انجام شد. به‌طور کلی، نمونه‌های پلاگ با بازۀ میانگین یک متر، از مغزه‌های چاه‌ ‌مطالعه‌شده برداشته شدند. در هنگام نمونه‌برداری از مغزه‌ها، سعی بر آن بود تا به فرایندهای دیاژنزی ‌توجه شود. علاوه بر این، تجزیه و تحلیل 65 نمونه تصاویر SEM با استفاده از دستگاه MIRA3 TESCAN، مرکز تحقیقات متالورژی رازی، تهران و ایران اجرا شد. در مطالعۀ حاضر به‌منظور بررسی سنگ‌آهک‌ها، طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) و امری و کلوان (Embry and Klovan 1971) به کار گرفته شده است. همچنین برای توصیف و تفسیر رخساره‌ها و تعیین مدل مفهومی رسوبی، تقسیم‌بندی فلوگل (Flügel 2010) مدنظر بوده است. مطالعات چینه‌نگاری سکانسی در میدان‌ مطالعه‌شده، برای شناسایی سکانس‌های ردۀ سوم و ردۀ چهارم، با استفاده از روش T-R (جداسازی بر مبنای سیستم ترکت‌های پس‌رونده و سیستم ترکت‌های پیش‌رونده) و به کمک مطالعات پتروگرافی، با هدف شناسایی رخساره‌های عمیق‌شونده و رخساره‌های کم‌عمق‌شونده به‌منظور تشخیص حداکثر سطح سیلابی انجام شد (Embry 2002).

 

نتایج

رخساره‌های رسوبی

مطالعۀ اجزای اسکلتی، غیر اسکلتی و بافت مربوط به مقاطع نازک سازند سروک در چاه‌های 1 و2 میدان نفتی مدنظر با استفاده از طبقه‌بندی فلوگل و دانهام (Dunham 1962; Flügel 2010)، به شناسایی پنج ریز‌رخسارۀ کربناته انجامید (جدول ۱). فرامینیفر‌های بنتیک و پلانکتون، رودیست‌ها، مرجان‌ها و خارپوستان همراه با دیگر خرده‌های بایوکلستی، اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریز رخساره‌هایند. همچنین پلوئید‌ها و اینتراکلست‌ها مهم‌ترین ترکیبات غیر بایوژنیک موجود در ریزرخساره‌های مطالعه‌شده را تشکیل داده‌اند. این ریزرخساره‌ها به ترتیب عبارت‌اند از:

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 1- مادستون تا وکستون حاوی فرامینیفرهای بنتیک

توصیف: در این ریزرخساره فرامینیفرهای بنتیک (نظیر میلیولیدها و آلوئولینیدها) آلوکم‌های غالب‌اند. شکم‌پایان و سوزن‌های اسفنج آهکی از دیگر اجزا اسکلتی چشمگیرند و مهم‌ترین آلوکم‌های غیر اسکلتی رؤیت‌شده در این ریزرخساره، شامل پلوئیدها و آنکوئیدهایند (MF-1 در شکل ۲). آلوکم‌های اشاره‌شده در ماتریکس گلی قرار گرفته‌اند. به‌علاوه این میکروفاسیس، شواهدی از زیست‌آشفتگی همراه با حفاری (Burrowing) و ساخت رسوبی لامیناسیون است.

تفسیر: با توجه ‌به توضیحات داده‌شده و فراوانی فرامینیفرهای کف‌زی نسبتاً درشت، نظیر آلوئولینیدها در بافت مادستون تا وکستونی که به انرژی پایین در محیط اشاره دارد، این ریزرخساره مربوط به محیط لاگون محدود‌شده و معادل با RMF-20 از رخساره‌های استاندارد فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 2- فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست

توصیف: رودیست‌ها‌ مهم‌ترین اجزای اسکلتی این رخساره به شمار می‌روند که بیشتر در اندازه‌های درشت (بزرگ‌تر از ۲ میلی‌متر) و به‌صورت خرد‌شده (نابرجا)‌ مشاهده می‌شوند. قسمت سطحی برخی از قطعات رودیستی، میکرایتی‌شده است و گاه آثار زیست‌آشفتگی و حفاری (boring) در آنها دیده می‌شود. پلوئید، اینتراکلست، فرامینیفرهای بنتیک، مرجان و جلبک سبز از‌جمله آلوکم‌های‌ تشخیص‌دادنی در این ریز‌رخساره‌اند (MF-2 در شکل ۲).

تفسیر: فراوانی قطعات بزرگ رودیست، مرجان و جلبک سبز (بیش از 2 میلی‌متر) در یک زمینۀ میکرایتی به‌همراه پلوئید و اینتراکلست، نشان‌دهندۀ یک محیط دریایی کم‌عمق است؛ در‌نتیجه این ریزرخساره مربوط به واریزه‌های ریف (تالوس) و معادل با RMF-15 از رخساره‌های استاندارد فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 3- باندستون حاوی مرجان - جلبک - رودیست

توصیف: این ریزرخساره شامل ساختمان‌های زیستی درجازاست که اسکلت‌های کامل رودیست همراه با مرجان و جلبک‌های سبز حفظ‌شده را در بافتی باندستونی، به‌خصوص در مطالعه بر ‌مغزه‌های حفاری مشاهده می‌کنیم. زیست‌آشفتگی و آثار حفاری (boring) ساخت‌های رسوبی شناسایی‌شده در این ریزرخساره‌اند (MF-3 در شکل ۲).

تفسیر: ریزرخساره‌های باندستونی متعلق به ریف‌های مجزای رودیستی - جلبکی – مرجانی، به‌طور محدود در چند مورد از مطالعات میکروفاسیسی شناسایی شدند که این امر به ناپایداری این‌گونه ریف‌ها در برابر امواج قوی و طوفان‌ها اشاره دارد (Steuber and Loser 2000). این ریزرخساره ارتباط نزدیکی با ریز‌رخسارۀ شمارۀ 1 و 2 دارد؛ در‌نتیجه آنها در قسمت‌های کم‌عمق پلتفرم کربناته یا به عبارت دقیق‌تر، در کمربند رخساره‌ای ریف‌های مجزا نهشته شده‌اند. این ریزرخساره معادل با RMF-12 از رخساره‌های استاندارد فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 4- پکستون تا گرینستون حاوی پلوئید و بایوکلست

توصیف: بایوکلست‌های میکرایتی‌شده، پلوئید و قطعات خارپوستان، دوکفه‌ای‌ها، فرامینیفرهای بنتیک و در برخی موارد رودیست‌ها و خرده‌های جلبکی، آلوکم‌های اصلی این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند که در بافتی دانه‌پشتیبان قرار گرفته‌اند (MF-4 در شکل ۲). جور‌شدگی خوب و گرد‌شدگی بالای بایوکلست‌ها، نشان‌دهندۀ تشکیل در شرایط پر‌انرژی است. لایه‌بندی مورب و لامینه‌بندی مورب، ساخت‌های رسوبی شناسایی‌شدۀ این ریزرخساره‌اند.

 

 

جدول 1- خلاصۀ ویژگی‌های ریزرخساره‌های توالی رسوبی سروک در میدان‌ مطالعه‌شده

Table 1- Summary of the microfacies characteristics of the Sarvak depositional sequences in the studied field.

نام اختصاری

نام ریزرخساره

اجزای اسکلتی

اجزای غیر اسکلتی

ساخت رسوبی

کمربند رخساره‌ای

MF-1

مادستون تا وکستون
حاوی فرامینیفرهای بنتیک

میلیولید
آلوئولید
شکم‌پایان
اسپیکول آهکی اسفنج

پلوئید
آنکوئید

زیست‌آشفتگی (حفرشدگی)
لامیناسیون

لاگون محدودشده

MF-2

فلوتستون تا رودستون
حاوی رودیست

رودیست
جلبک سبز
مرجان
فرامینیفرهای بنتیک

پلوئید
اینتراکلست

زیست‌آشفتگی (حفاری موجودات)

واریزه‌‌‌های ریف
(تالوس)

MF-3

باندستون حاوی
مرجان، جلبک و رودیست

رودیست
جلبک سبز
مرجان

پلوئید

زیست‌آشفتگی (حفاری موجودات)

ریف

MF-4

پکستون تا گرینستون
حاوی پلوئید و بایوکلست

رودیست
خارپوست
جلبک و دوکفه‌ای
فرامینیفرهای بنتیک

پلوئید
اینتراکلست

لایه‌بندی مورب

لامینه‌بندی مورب

پشته‌های زیر‌آبی
(شول)

MF-5

وکستون تا مادستون
حاوی فرامینیفرهای پلانکتونیک و خارپوست

خارپوست
الیگوستژینید
فرامینیفرهای پلانکتونیک

پلوئید

لامینه‌بندی

لاگون دریای باز

 

شکل 2- تصاویر مغزه و مقاطع نازک میکروسکوپی از ریزرخساره‌های رسوبی سازند سروک در میدان نفتی‌ مطالعه‌شده MF-1: مادستون تا وکستون حاوی فرامینیفرهای بنتیک؛ MF-2: فلوتستون تا رودستون حاوی رودیست؛ MF-3: باندستون حاوی مرجان، جلبک و رودیست؛ MF-4: پکستون تا گرینستون حاوی پلوئید و بایوکلست؛ MF-5: وکستون تا مادستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونیک و خارپوست.

Fig 2- Core photos and photomicrographs of depositional facies of the Sarvak Formation in the Studied oil field. MF-1: Benthic foraminifera mudstone to wackestone. MF-2: Rudist floatstone to rudstone. MF-3: Rudist-coral-algal boundstone. MF-4: Bioclast peloid packstone to grainstone. MF-5: Echinoderm planktic foraminifera mudstone to wackestone.

 

تفسیر: با توجه به توضیحات داده‌شده، این میکروفاسیس به محیط شول رمپ داخلی تعلق دارد و به‌سبب بایوکلستی‌بودن و غلبۀ اجزای فسیلی مرتبط با دریای باز مانند خارپوستان، به بخش‌های حاشیۀ شول نسبت داده می‌شود. بایوکلستی – پلوئیدی‌بودن شول‌ها با اقلیم گرم و مرطوب حاکم بر پلتفرم کربناتۀ سازند سروک در کرتاسۀ میانی سازگاری دارد. این ریزرخساره مشابه RMF-26 فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 5- وکستون تا مادستون حاوی فرامینیفرهای پلانکنونیک و خارپوست

توصیف: فرامینیفرهای پلاکتونیک، خارپوستان و پلوئیدهای پراکنده در بافت‌ گل غالب، مهم‌ترین آلوکم‌های تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره‌اند و ساخت رسوبی لامیناسیون مشهود است (MF-5 در شکل ۲).

تفسیر: با توجه به‌ دیده‌نشدن فونای مرتبط با محیط‌های بسیار عمیق و کم‌انرژی‌بودن محیط، همچنین فراوانی فرامینیفرهای پلاکتونیک، به نظر می‌رسد که این ریزرخساره در محیط لاگون دریای باز و در ارتباط با آب‌های آزاد و در حدفاصل رمپ داخلی و رمپ میانی رسوب‌گذاری کرده است. از دیدگاه کیفیت مخزنی، این رخساره در مقایسه با دیگر رخساره‌های شناسایی‌شده، کیفیت کمتری دارد. این ریزرخساره معادل با RMF-7 از رخساره‌های استاندارد فلوگل (Flügel 2010) است.

 

چینه‌نگاری سکانسی

مطالعات چینه‌نگاری توالی رسوبی سروک در میدان‌ مطالعه‌شده،‌ به شناسایی دو سکانس ردۀ سوم به نام‌ سکانس سنومانین و سکانس تورونین، به‌علاوه شش سکانس ردۀ چهارم منجر شد که در ادامه سکانس‌های ردۀ سوم دقیق‌تر بررسی می‌شود ‌(شکل‌های 3 و 4).

 

سکانس سنومانین (DSS-1)

ضخامت سکانس سنومانین در چاه شمارۀ 1 میدان نفتی‌ مطالعه‌شده در حدود 245 متر است. سیستم ترکت پیش‌روندۀ (TST) این سکانس متشکل از رخساره‌های لاگون محدود‌شده (MF-1)، ریف و واریزه‌های ریف (MF-2 و MF-3) و لاگون دریای باز (MF-5) است که به ترتیب در جهت بالا و به‌سمت حداکثر سطح سیلابی (MFS-1) قرار گرفته‌اند. سیستم ترکت پس‌رونده (RST) در سکانس سنومانین، شامل رخساره‌های رودیستی و شول (MF-4) است که در یک روند رو به بالا به‌سمت مرز سکانسی سنومانین – تورونین‌، کم‌عمق‌شدگی محیط رسوب‌گذاری را نشان می‌دهد.

مرز سکانسی بالایی DSS-1 که به ناپیوستگی سنومانین - تورونین (CT-ES) معروف است و در سراسر صفحۀ عربی دیده می‌شود، طی رخنمون‌یافتن در معرض فرایندهای دیاژنز جوی قرار گرفته است و عوارضی همچون انحلال متئوریک و کارستی‌شدن، برشی‌شدن ریزشی - انحلالی و تشکیل خاک‌های دیرینه را نشان می‌دهد (شکل 3). مرز سکانسی پایینی DSS-1 در چاه‌های 1 و 2 میدان نفتی‌ مطالعه‌شده، تشخیص داده نشده است، ولی با توجه به مطالعات پیشین، این واحد در پایین به‌وسیلۀ ناپیوستگی سنومانین میانی محدود می‌شود (Alsharhan and Nairn 1997; Aqrawi et al. 2010; Hollis 2011; Sharland et al. 2001).

 

سکانس تورونین (DSS-2)

سکانس تورونین در چاه شمارۀ 1 میدان‌ مطالعه‌شده، ضخامتی در حدود 15 الی 25 متر دارد. این سکانس در نیمۀ پایینی (سیستم ترکت پیش‌رونده یا TST) بیشتر از رخساره‌های لاگون دریای باز (MF-5) و در نیمۀ بالایی (سیستم ترکت پس‌رونده یا RST) از رخساره‌های لاگون محدود‌شدۀ (MF-1) تشکیل شده است (شکل 4). مرز سکانسی بالایی DSS-2 با یک رخنمون همراه است که عوارضی از قبیل سیلیسی‌شدن، برشی‌شدن، انحلال متئوریک و رنگ قرمز مربوط به اکسیدهای آهن را نشان می‌دهد (شکل 3). این ناپیوستگی که با عنوان ناپیوستگی تورونین میانی (mT-ES) شناخته می‌شود، در سرتاسر حوضۀ تتیس گسترش دارد (Mehrabi et al. 2022; Sharland et al. 2001). در بخش بالایی این مرز سکانسی، شیل‌های سازند لافان به سن کنیاسین قرار گرفته‌اند که حد بالایی سکانس تورونین را محدود می‌کنند.

 

 

شکل 3- تصاویر مقاطع نازک میکروسکوپی، مغزه‌های حفاری و اسکن مقاطع نازک این تصاویر که نشان‌دهندۀ ویژگی‌های رخساره‌ای و دیاژنزی سازند سروک در میدان ‌مطالعه‌شده است، در ارتباط با چینه‌نگاری سکانسی این واحد نمایش داده شده است. رخساره‌های با فراوانی رودیست که در زیر سطح ناپیوستگی سنومانین- تورونین دچار انحلال شده‌اند (تصاویر E-G) چشمگیرند. همچنین سکانس تورونین با رخساره‌های گل غالب (تصاویر C-D) همراه با افق خاک‌های دیرینه در بالای آن (تصویر A) نشان داده شده است.

Fig 3- Thin section microscopic images, drill cores and thin section scans showing the facies and diagenetic features of the Sarvak Formation in the studied field, in relation to the sequence stratigraphy of this unit. Facies with abundant rudists that have been dissolved below the Cenomanian-Turonian unconformity (images E-G) are noticeable. Also, the Turonian sequence with dominant mud facies (images C-D) along with the ancient soil horizon above it (image A) is shown.

 

شکل 4- لاگ رسوب‌شناسی شامل اطلاعات ریزرخساره، دیاژنزی و چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک مربوط به چاه K-01 در میدان‌ مطالعه‌شده‌

Fig 4- Sedimentological log including microfacies, diagenesis and sequence stratigraphy information of the Sarvak Formation related to well K-01 in the studied oil field.

 

 

تطابق سکانسی

تفکیک مرزهای سکانسی و رده‌بندی آنها، امکان اظهار‌نظر دربارۀ بازه‌های زمانی گم‌شده و توالی‌های مرتبط با آنها را فراهم می‌کند. دانش چینه‌نگاری سکانسی به‌منظور مطالعۀ ناپیوستگی‌های فرسایشی، از علوم مختلفی همچون فسیل‌شناسی، مطالعات ریزرخساره‌ای، ژئوشیمی، پتروگرافی و غیره بهره می‌برد. بخشی از تحولات مخزنی که کیفیت مخزنی را تعیین می‌کنند، با ناپیوستگی‌ها و با کنترل بر‌ توزیع واحدهای مختلف مخزنی و غیر مخزنی در حجم سازند اعمال می‌شوند. در صفحۀ عربی و حوضۀ زاگرس، ترکیب اثر فعالیت‌های تکتونیکی از قبیل عملکرد مجدد گسل‌ها و بلوک‌های پی‌سنگی، به‌علاوه دیاپیریسم نمک با نوسانات سطح آب دریا در دورۀ زمانی سنومانین - تورونین، باعث ایجاد سه فاز خروج از آب و تشکیل ناپیوستگی‌های فرسایشی شده است (Hollis 2011; Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014; Rahimpour-Bonab et al. 2012). با توجه به شدت عمل فرایند‌های مطرح‌شده، همچنین حضور یا‌ حضورنداشتن بلندی‌های قدیمه، تعداد و شدت این ناپیوستگی‌ها در بخش‌های مختلف حوضه متفاوت است. در ادامه، دو ناپیوستگی شناسایی‌شده در میدان‌ مطالعه‌شده بررسی می‌شود (شکل 5).

 

ناپیوستگی سنومانین پسین- تورونین پیشین

در جنوب غربی ایران و برخی دیگر از مناطق صفحۀ عربی، فعالیت گسل‌ها و بلوک‌های پی‌سنگی در کنار دیاپیریسم نمک محلی و تشکیل بلندی‌های قدیمه، موجب ایجاد ناپیوستگی سنومانین - تورونین شده است (van Buchem et al. 2011; Hollis 2011; Sharp et al. 2010). این ناپیوستگی حد بالایی اینتروال سروک میانی را مشخص می‌کند و نشان‌دهندۀ عبور از سنومانین و ورود به تورونین است. در شرق حوضۀ مزوپوتامین نیز یک وقفۀ زمانی توالی سنومانین را از تورونین جدا می‌کند (van Buchem et al. 2011; Sadooni 2005) که در‌نتیجۀ آن حرکات خشکی‌زایی در این منطقه طی دورۀ عبور از سنومانین به تورونین، موجب ایجاد یک ناپیوستگی فرسایشی در سازند میشریف (معادل سروک در عراق) شده است.

این فاز خروج از آب در حدود چند صد هزار سال و گاه یک میلیون سال به طول انجامیده است. همین مدت‌زمان کم رخنمون‌یافتن در مقایسه با دیگر بخش‌های این سازند، باعث افزایش چشمگیر کیفیت مخزنی در سروک میانی شده است. این ناپیوستگی با حرکت به‌سمت شمال غرب حوضۀ زاگرس و غرب حوضۀ مزوپوتامین به تدریج ناپدید می‌شود (James and Wynd 1965).

 

ناپیوستگی تورونین میانی

در این مطالعه، ناپیوستگی تورونین میانی مرز بالایی سازند سروک با سازند لافان را مشخص می‌کند. این فاز خروج از آب، گسترش منطقه‌ای وسیعی داشته است. با توجه به مطالعات پیشین، نوسانات یواستاتیک سطح آب دریا در مقیاس جهانی، نقش پررنگ و فعالیت‌های تکتونیکی به‌خصوص فرورانش افیولیت‌ها بر‌ حاشیۀ شمال شرقی صفحۀ عربی، نقش کم‌رنگ‌تری طی این فرایند ایفا کرده‌اند (Van Buchem et al. 2011; James and Wynd 1965; Hollis 2011; Murris 1981; Razin et al. 2010; Sharland et al. 2001; Sharp et al. 2010).

همان‌طور که پیش از این اشاره شد، وجود تطابق بالا در میان سکانس‌های رسوبی توالی‌های سنومانین - تورونین حوضۀ صفحۀ عربی و زاگرس، نشان از کنترل غالب نوسانات سطح آب دریا بر تشکیل واحدهای رسوبی این حوضه در این زمان دارد. البته تأثیر تحولات تکتونیکی محلی که در بسیاری از مناطق فروافتادگی دزفول و دیگر نقاط صفحۀ عربی فعال بوده و سبب تفاوت در ضخامت و متغیر‌بودن دیگر موارد مثل تعداد و شدت عمل ناپیوستگی‌های فرسایشی‌ شده است نیز، باید مورد توجه باشد (شکل 5).

سکانس‌های ردۀ سوم مرتبط با مخزن سروک بالایی که در این مطالعه شناسایی شد، انطباق پذیرفتنی با مدل‌های چینه‌نگاری سکانسی ارائه‌شده به‌وسیلۀ دیگر محققان در نواحی مختلف صفحۀ عربی و خلیج‌فارس نشان می‌دهد(Aqrawi et al. 2010; Taghavi et al. 2006).

از مهم‌ترین مطالعات چینه‌نگاری سکانسی بر‌ توالی رسوبات کربناتۀ سازند سروک در منطقۀ جنوب غربی ایران، مطالعۀ رزین و همکاران (Razin et al. 2010) است. این مطالعه‌ به شناسایی چهار سکانس ردۀ سوم در برش پادنا منجر شد که با سه سطح ناپیوستگی فرسایشی از یکدیگر جدا می‌شدند و دو سطح از این بین با سطوح ناپیوستگی شناسایی‌شده در میدان نفتی‌ مطالعه‌شده مطابقت دارند. در مطالعه‌ای دیگر، ون باخم و همکاران (van Buchem et al. 2011) با بررسی سازند ناتیح (‌معادل سروک) در عمان از‌نظر چینه‌نگاری سکانسی، چهار سکانس ردۀ سوم را معرفی کردند. همچنین اقراوی و همکاران (Aqrawi et al. 2010) با مطالعه بر‌ واحد‌های رسوبی احمدی، رمیلا و میشریف (معادل‌های سروک) در حوضۀ مزوپروتامین عراق، چهار سکانس ردۀ سوم و سه ناپیوستگی فرسایشی مهم را شناسایی کردند (شکل 5).

 

 

شکل 5- تطابق چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در میدان‌ مطالعه‌شده با معادل‌های آن در نواحی مجاور و صفحۀ عربی (Aqrawi et al. 2010; van Buchem et al. 2011; Razin et al. 2010; Sharland et al. 2001)

Fig 5- Sequence stratigraphic correlation of the Sarvak Formation in the studied field with its equivalents in the adjacent areas and the Arabian Plate (Aqrawi et al., 2010; van Buchem et al. 2011; Razin et al. 2010; Sharland et al. 2001).

 

 

فرآیندهای دیاژنزی

انواع فرایندهای دیاژنزی که توالی رسوبی سروک در مقطع‌ مطالعه‌شده تحت تأثیر آنها بوده است، به شرح زیر است:

میکرایتی‌شدن (ریزدانه‌شدن)، سیمانی‌شدن، تبلور مجدد (نوشکلی)، انحلال، تراکم مکانیکی و شیمیایی، دولومیتی‌شدن مرتبط با استیلولیت، برشی‌شدن و شکستگی، سیلیسی‌شدن، پیریتی‌شدن و تشکیل افق خاک‌های دیرینه.

تصاویر مغزه و مقاطع نازک میکروسکوپی از این فرآیندهای دیاژنزی در شکل 6 ارائه شده‌اند که در زیر به‌اختصار توصیف می‌شوند.

 

انحلال

طی بررسی‌های انجام‌شده بر مقاطع نازک و مغزه‌ها، انحلال‌های حفره‌ای و قالبی در مقیاس‌های متفاوت به‌صورت شبکه‌های حفره‌ای پیوسته و مجزا به فراوانی در بخش‌های بالایی سازند سروک‌ رؤیت‌شدنی‌اند. این فرایند به‌طور واضح در ساختارهای رودیستی از‌جمله ریزرخساره‌های MF-2 و MF-3 مشاهده می‌شوند. گاهی در قسمت‌هایی با بافت دانه پشتیبان که بیشتر در ارتباط با ریزرخسارۀ MF-4 بودند، انحلال گستردۀ رودیست‌ها و دوکفه‌ای‌ها به ایجاد منافذ بزرگ قالبی منجر شده است. مشاهدۀ عوارض انحلالی گسترده در سازند کربناتۀ سروک به این معناست که این توالی در زمان‌های مختلف، تحت تأثیر سیالات متئوریک بوده است. به‌طور کلی عوارض انحلالی در سازند سروک به دو دسته تقسیم می‌شوند:

1-عوارض انحلالی انتخاب‌کنندۀ فابریک که در بخش‌های بالایی سازند سروک مشاهده می‌شود و به قطعات اسکلتی همچون خرده‌های رودیست محدود است. این فرایند در زمانی اتفاق می‌افتد که رسوبات هنوز سخت نشده‌اند؛

2- در برخی بخش‌های میانی توالی‌های‌ مطالعه‌شده از سازند سروک، عوارض انحلالی غیر انتخاب‌کنندۀ فابریک به‌صورت گسترده و در بخش‌های زیرین با گسترش کمتر دیده می‌شود. این مرحله از انحلال، پس از سنگ‌شدگی رسوبات اتفاق می‌افتد و موجب تشکیل تخلخل مفید می‌شود.

 

سیمانی‌شدن

انواع سیمان‌های کلسیتی در سازند سروک مشاهده شده است. در مطالعۀ حاضر، سیمان‌های هم‌ضخامت (isopachous) در اطراف آلوکم‌های اسکلتی و غیر اسکلتی در بافتی دانه پشتیبان و در ارتباط با ریزرخسارۀ MF-4 شناسایی شده‌اند. همچنین علاوه بر سیمانی‌شدن کلسیتی هم‌بعد (equant) در رخساره‌های غنی از رودیست‌ها (MF-2 و MF-3)، سیمانی‌شدن رشد اضافی هم‌محور (syntaxial) در اطراف اکینوئیدها (MF-5) و سیمان‌های کلسیتی بلوکی (blocky) نیز‌ مشاهده شده است که شکستگی‌ها و تخلخل‌های حفره‌ای و قالبی بزرگ را پر می‌کند. با توجه به اینکه این فرایند به‌وسیلۀ مسدود‌کردن منافذ اولیه و ثانویه، کیفیت مخزنی را کاهش می‌دهد، یکی از مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی در سازند‌ مطالعه‌شده است.

 

تراکم

تراکم فیزیکی و شیمیایی در سازند سروک، به‌صورت دانه‌های تغییر شکل یافته و شکسته (بایوکلست‌های شکسته و پلوئیدهای تغییر شکل یافته) همراه با رگچه‌های انحلالی و استیلولیت‌ها به ثبت رسیده است. تراکم مکانیکی و تشکیل استیلولیت‌ها در رخساره با بافت دانه غالب مرتبط با ریزرخساره MF-4 مشاهده شده است، در حالی که رگچه‌های انحلالی در بافت‌های گل پشتیبان مرتبط با ریزرخساره‌های MF-1 و MF-5 تشکیل شده‌اند.

 

دولومیتی‌شدن

غالب دولومیت‌های مشاهده‌شده در سازند سروک در ارتباط با آثار و شواهد مربوط به فشردگی شیمیایی (استیلولیت‌ها) هستند. بیشتر دولومیت‌هایی که در کنار این عوارض دیده می‌شوند، یوهدرال (خودشکل) و دانه‌ریزند. همچنین سطوح مات یا کدر از خود نشان می‌دهند. تمرکز دولومیت‌ها در مسیر رگچه‌های انحلالی و استیلولیت‌ها و همراهی آنها با آغشتگی‌های نفتی حاکی از آن است که افق‌های دولومیتی‌شدۀ سازند سروک دارای تراوایی درخور توجهی بوده و مسیری برای مهاجرت سیالات فراهم آورده‌اند.

 

برشی‌شدن و شکستگی

شکستگی‌ یکی از فرایندهای پس از رسوب‌گذاری در سازند سروک مشهود است. در مطالعۀ مقاطع نازک و مغزه‌های حفاری شکستگی‌هایی به‌صورت باز، نیمۀ‌ پر یا کاملاً پر‌شده با شکل‌های هندسی و ویژگی‌های فیزیکی و شیمیایی متنوع‌ تشخیص‌دادنی است. در زیر سطوح ناپیوستگی، واحدهای کارستی ریزشی و انحلالی مشاهده می‌شود که در اثر توسعۀ اینتروال‌های برشی‌شده با عنوان برش‌های ریزشی انحلالی ایجاد شده‌اند.

 

سیلیسی‌شدن

در برخی افق‌های زیر سطوح ناپیوستگی و افق‌های کارستی‌شده، سیلیس جانشینی به شکل پرکنندۀ حفرات انحلالی ایجاد‌شده در ماتریس و یا حفرات ایجاد‌شده در صدف‌های فسیلی همچون خردهای رودیست‌ها دیده می‌شود. انواع سیلیس‌های جانشینی یا چرت‌ها در افق‌هایی این‌چنین در اثر شسته‌شدن و حمل سیلیس از افق‌های بالایی، به افق‌های زیرین در محیط دیاژنزی متئوریک تشکیل شده‌اند.

 

زیست‌آشفتگی

آثار حفر‌شدگی (Burrowing) و حفاری (Boring) دو شکل رایج زیست‌آشفتگی در سازند سروک‌اند که بیشتر در رخساره‌های مرتبط با لاگون دریای باز دیده می‌شوند. آثار به جا مانده از این فرایند، عمدتاً به‌وسیلۀ میکرایت و سیمان پر شده است. همچنین‌ آثار حفاری قطعات اسکلتی به‌ویژه رودیست‌ها در رخساره‌های واریزه‌ای و ریفی سازند سروک‌ مشاهده‌شدنی‌اند.

 

تشکیل افق‌های خاک دیرینه

افق‌های به‌شدت هوازده و آغشته به اکسیدهای آهن و نیز غنی از کانی‌های رسی کائولینیت و مونت موریونیت در رأس سازنند سروک در چاه‌های‌ مطالعه‌شده شناسایی شده‌اند. این افق‌های خاک قدیمه نشانگرهای کلیدی برای تشخیص سطوح رخنمون‌یافتگی دیرینه فراهم می‌آورند. گزارش‌های متعددی از وجود افق‌های خاک قدیمه و آغشتگی به اکسید آهن در افق‌های کارستی‌شده و هوازده زیر سطوح ناپیوستگی در سازند سروک از نواحی مختلف زاگرس به ثبت رسیده است (Zarasvandi et al. 2008, 2012; Mehrabi et al. 2015; Mehrabi 2023).

 

 

شکل 6- تصاویر مقاطع نازک (A-L) و مغزه‌های حفاری (M-P) مرتبط با فرآیندهای دیاژنزی سازند سروک در میدان نفتی‌ مطالعه‌شدۀ دشت آبادان  (A) زیست‌آشفتگی؛ (B) خاک قدیمه؛ (C) حفرۀ انحلالی؛ (D) سیلیسی‌شدن جانشینی؛ (E) برشی‌شدن؛ (F) تبلور مجدد (نوشکلی)؛ (G) دولومیتی‌شدن؛ (H) دولومیتی‌شدن در مسیر استیلولیت؛ (I) فشردگی؛ (J) شکستگی و سیمانی‌شدن؛ (K) سیمانی‌شدن؛ (L) پیریتی‌شدن؛ (M) افق خاک قدیمه؛ (N) انحلال؛ (O) برشی‌شدن؛ (P) رگچه‌های انحلالی (تصاویر A ،B F و I در نور PPL و دیگر تصاویر در نور XPL تصویربرداری شده است).

Fig 6- Thin section (A-L) and drilling core (M-P) images of diagenetic features of the Sarvak Formation in the Abadan Plain. (A) Bioturbation. (B) Paleosol. (C) Dissolution vug. (D) Silicification. (E) Brecciation. (F) Recrystallization. (G) Dolomitization. (H) Dolomitization along stylolites. (I) Compaction. (J) Fracturing and cementation. (K) Cementation. (L) Pyritization. (M) Paleosol horizon. (N) Dissolution. (O) Brecciation. (P) Dissolution seams. (Images A, B, F, and I in PPL and other images in XPL).

 

بحث و تفسیر

مدل رسوبی

در این مطالعه، ریز‌رخساره‌های سازند سروک در میدان نفتی‌ مطالعه‌شدۀ دشت آبادان بر‌اساس خصوصیاتشان (شامل مشخصات بافتی، اسکلتی و ارتباطات رخساره‌ای) در پنج کمربند رخساره‌ای زیر قرار می‌گیرند (شکل 7):

لاگون محدود‌شده (Restricted lagoon facies belt) مرتبط با ریزرخسارۀ MF-1

از مشخصات این محیط،‌ ارتباط‌نداشتن با دریای باز است. این کمربند رخساره‌ای معمولاً در پلتفرم‌های دارای سدهای مرتفع و چشمگیر گسترش می‌یابد. با توجه به اینکه ریف‌های تشکیل‌شده به‌وسیلۀ رودیست‌ها عموماً‌ ارتفاع اندک و مقاومتی پایین در برابر امواج و طوفان‌ها دارند و این ویژگی دربارۀ بیشتر سازندهای کربناتۀ مخزنی کرتاسه در خاورمیانه و دیگر نقاط دنیا صدق می‌کند (Aqrawi et al. 1998; Sadooni 2005)، رخساره‌های این کمربند رخساره‌ای، فراوانی بسیار کمی دارند.

 

واریزه‌های ریف (Talus facies belt) مرتبط با ریزرخسارۀ MF-2

کنده‌شدن و خرد‌شدن قطعات ریفی در پی برخورد مداوم امواج و طوفان‌ها و انباشته‌شدن آنها در قسمت جلویی با پشت ریف، واریزه‌های ریفی یا تالوس را شکل می‌دهد که از‌نظر مخزنی اهمیت بالایی دارند. در این محیط با توجه به عمیق‌شدن پلتفرم، رسوبات بر‌ قسمت‌های شیب‌دار به‌صورت زاویه‌دار نهشته می‌شوند.

 

ریف (Reef facies belt) مرتبط با ریزرخسارۀ MF-3

ریف به توده‌های کربناته جانبی، محدود و ساخته‌شده با موجودات کف‌زی ساکن آب اطلاق می‌شود. در دوره‌های مختلف زمین‌شناسی، مرجان‌ها نقش بسیار مهمی در تشکیل ریف‌ها داشته‌اند، اما دیگر موجودات ریف‌ساز همانند خزه‌وشان، جلبک‌ها، اسفنج‌ها و غیره نیز به‌تنهایی یا همراه با دیگر گروه‌ها، قادر به ایجاد ساختمان‌های ریفی چشمگیرند. اصلی‌ترین موجودات ریف‌ساز در سازند سروک، رودیست‌هایند و چون‌ رودیست‌ها نمی‌توانند صخره‌های سدی گسترده ایجاد کنند، معمولاً به‌صورت غیر‌متمرکز یا لکه‌ای، ساختارهایی را بر پلتفرم‌های کرتاسه‌ شکل داده‌اند (Du et al. 2015). همچنین آ‌نها قادر به تغییر پیکربندی پلتفرم نیستند، اما منبع بزرگی از ذرات رسوبی را برای محیط‌های همسایه‌شان مانند شول‌ها و تالوس‌ها فراهم می‌کنند (Esrafili-Dizaji et al. 2015).

 

پشته‌های زیر‌آبی (Shoale facies belt) مرتبط با ریزرخسارۀ MF-4

شول‌ها در مقایسه با دیگر کمربندهای رخساره‌ای از دیدگاه مخزنی در مخازن کربناته، معمولاً از کیفیت مخزنی اولیۀ مطلوبی برخوردارند (Ahr 2008; Schlager 2005). شول‌های بایوکلستی - پلوئیدی از‌جمله مشخصات بارز پلتفرم‌های کربناته در اقلیم‌های گرم و مرطوب (نظیر شرایط اقلیمی حاکم بر پلتفرم کربناتۀ سازند سروک در کرتاسه) هستند (Flügel 2004). آلوکم غالب تشکیل‌دهندۀ شول‌ها در اقلیم‌های گرم و خشک، عموماً اُاُئید است که این نوع آلوکم در رخساره‌های سازند سروک در میدان نفتی‌ مطالعه‌شده مشاهده نشده است.

 

لاگون دریای باز (Open-marine lagoon facies belt) مرتبط با ریزرخسارۀ MF-5

لاگون دریای باز در این مطالعه، در اصل محیط‌های کانال‌مانندی است که بخش‌های کم‌عمق‌تر رمپ را به بخش‌های عمیق‌تر ارتباط می‌دهد. این محیط‌ها در بین ریف‌های پراکندۀ رودیستی – جلبکی - مرجانی قرار گرفته‌اند و‌ خصوصیات دوگانه‌ای از‌نظر رسوب‌شناختی (بافتی) و دیرینه‌شناختی دارند (Flügel 2004; Sadooni 2005). ارتباط و تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها در توالی عمودی چاه‌ها نشان می‌دهند که این محیط در بخش‌های انتهایی رمپ داخلی، تا اوایل رمپ میانی واقع شده است، اما گاهی تا بخش‌های انتهایی رمپ میانی نیز گسترش می‌یابد.

 

 

 

شکل 7- مدل رسوبی پیشنهادی سازند سروک در میدان نفتی‌ مطالعه‌شده (اقتباس‌شده با تغییراتی از Esrafili-Dizaji et al. 2015)‌

Fig 7- Proposed depositional model of the Sarvak Formation in the studied oil field (adopted with some modifications from Esrafili-Dizaji et al. 2015)‌‌.

 

 

در طول سنومانین، بیشتر مناطق زاگرس (جنوب باختری ایران) با دریاهای کم‌عمق پوشیده شده بود (Bromhead et al. 2022; Sharland et al. 2001). با پایان سنومانین، تحولی در فعالیت زمین‌ساختی حاشیۀ شمال شرقی صفحۀ عربستان (یعنی تسلط رژیم فشاری)‌ به تغییرات درخور توجهی در محیط‌های رسوبی ناحیۀ زاگرس منجر شد.(Bagherpour et al. 2021; Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014) فعال‌شدن مجدد گسل‌ها و تشکیل گنبدهای نمکی، بلندی‌های دیرینه را در منطقه ایجاد کرد و معماری پلتفرم را تغییر داد (Mehrabi et al. 2022)‌.

تجزیه و تحلیل پنج ریزرخساره و کمربند‌های رخساره‌ای‌ مطالعه‌شده از توالی رسوبی سازند سروک بر‌اساس مدل بورچت و رایت (Burchette and Wright 1992) و فلوگل (Flügel 2010) با توجه به وجود شواهدی از قبیل ارتباط و تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها در توالی عمودی چاه‌ها و روند تدریجی عمیق‌شدگی از سمت بخش‌های داخلی پلتفرم به‌طرف حوضه، حاکی از نهشته‌شدن توالی رسوبی سازند سروک بر پلتفرم‌ کربناته ‌از ‌نوع ‌رمپ‌ هموکلینال است (شکل ۶).

مطالعات پیشین انجام‌شده بر سازند سروک و معادل‌های آن در منطقه، نتایج مشابهی را نشان می‌دهند و ادعا می‌شود که‌ تقریباً تمام رسوبات آهکی در صفحۀ عربی و حوضۀ جنوب غرب ایران در این نوع پلتفرم‌ها نهشته شده‌اند‌ (Aqrawi et al. 1998; van Buchem et al. 2011; Hajikazemi et al. 2012; Mehrabi et al. 2015).

 

رخساره‌های نشانگر اقلیم

در دورۀ کرتاسۀ پسین، ماندگاری اقلیم گرم و مرطوب در ناحیۀ زاگرس موجب تأثیرگذاری بر نوع و فراوانی موجودات کربنات‌ساز در بخش‌های کم‌عمق پلاتفرم‌های کربناته شده است (Keller 2008). در چنین شرایط اقلیمی، آب دریا نسبت‌به CaCO3 کمتر از حد اشباع بوده است؛ در‌نتیجه رخساره‌های تبخیری، دولومیتی اولیه و اُاُئیدها در پلتفرم سروک به‌ندرت دیده می‌شوند و در عوض، اجزای تشکیل‌دهندۀ آن عمدتاً از بایوکلست‌ها (مانند رودیست‌ها، جلبک‌ها، فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک و نرم‌تنان)، اینتراکلست‌ها و پلوئیدها تشکیل شده‌اند.

ریزرخساره‌های مرتبط با کمربند رخساره‌ای شول، تشخیص حدودی وضعیت اقلیمی سازند سروک به سن کرتاسه را میسر می‌کنند. همان‌طور که پیش از این هم اشاره شد، شول‌های بایوکلستی - پلوئیدی نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در اقلیم‌های گرم و مرطوب (نظیر شرایط اقلیمی حاکم بر پلتفرم کربناتۀ سازند سروک در کرتاسه) هستند و آلوکم غالب تشکیل‌دهندۀ شول‌ها در اقلیم‌های گرم و خشک عموماً اُاُئید همراه با تبخیری‌هاست که این نوع آلوکم در رخساره‌های سازند سروک در میدان نفتی‌ مطالعه‌شده، مشاهده نشده است (Tucker and Wright 1990).

از سوی دیگر، غلبۀ موجوداتی نظیر رودیست‌ها، مرجان‌ها و جلبک‌های سبز به‌عنوان اجزای اصلی سازندۀ ریف‌های سازند سروک که همگی نشانگر یک مجموعۀ اسکلتی از نوع کورال – آلگال یا کورال – زوئن‌اند (Tucker and Wright 1990)، تأکید بر غلبۀ شرایط اقلیمی گرم در عرض‌های جغرافیایی پایین دارند (Flügel 2004).

 

توالی پاراژنزی

مطالعات پتروگرافی سازند سروک نشان می‌دهد‌ این سازند تاریخچۀ دیاژنزی پیچیده‌ای در قلمروهای دیاژنز دریایی، جوی و تدفینی دارد (شکل 8). تغییرات دیاژنزی این سازند در محیط دریایی، شامل میکرایتی‌شدن، زیست‌آشفتگی و سیمان‌های حاشیه‌ای هم‌ضخامت است. مهم‌ترین و تأثیرگذارترین قلمروی دیاژنزی سازند سروک محیط جوی یا متئوریک است. مطالعات پیشین نیز تأیید می‌کنند که دیاژنز متئوریک و فرایندهای ناشی از آن، نقش مهمی در تغییرات کیفیت مخزنی سازند سروک در ایران و دیگر معادل‌های آن در صفحۀ عربی داشته است (Aqrawi et al. 1998; Esrafili-Dizaji et al. 2015; Hajikazemi et al. 2012; Hollis 2011; Mehrabi et al. 2015; Rahimpour-Bonab et al. 2013; Taghavi et al. 2006). با توجه به موقعیت جغرافیایی دیرینۀ صفحۀ عربی در زمان کرتاسه، این قلمروی دیاژنزی تحت تأثیر اقلیم گرم و مرطوب بوده است که نتیجۀ آن عوارض انحلالی متئوریک، کارستی‌شدن، سیمان کلسیتی کم‌منیزیم، سیلیسی‌شدن، برشی‌شدن و تشکیل افق‌های خاک دیرینه است.

نهشته‌های سازند سروک پس از آنکه تحت تأثیر دیاژنز جوی قرار گرفتند و دچار سنگ‌شدگی شدند، تحت شرایط جدید، دفن می‌شوند و تغییرات مهم بافتی و ژئوشیمیایی در آ‌نها اتفاق می‌افتد. سازند سروک برای مدت حدود 83 میلیون سال در قلمروی دیاژنز دفنی قرار داشته است (Mehrabi et al. 2022)، در حالی که دیاژنز جوی تنها چند میلیون سال به طول انجامیده است؛ در‌نتیجه بخش درخور توجهی از عمر رسوبات کربناتۀ سازند سروک در این محیط دیاژنزی سپری و تنها عواملی مثل فرسایش، بالاآمدگی‌های تکتونیکی و خشکی‌زایی‌های محلی سبب قرارگیری مجدد این توالی‌ها در محیط‌های نزدیک به سطح شده است (Navidtalab et al. 2016). فرایندهایی از قبیل تراکم مکانیکی و شیمیایی، سیمانی‌شدن، دولومیتی‌شدن تدفینی و دگرسانی کانی‌های آبدار به انواع بدون آب در محیط دیاژنزی تدفینی، به‌طور پیچیده‌ای بر‌ سازند کربناتۀ سروک مؤثر بوده است (Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014).

مطالعۀ توالی یا سکانس پاراژنزی، به معنی تعیین ترتیب وقوع فرایندهای دیاژنزی مؤثر بر واحد رسوبی‌ مطالعه‌شده، طی عبور از قلمرو‌های دیاژنزی مختلف از زمان نهشته‌شدن تا حال حاضر است (Ahr 2008; Schlager 2005). تاریخچۀ دیاژنزی سازند سروک در نواحی مختلف واقع در حوضۀ زاگرس و خلیج‌فارس، تفاوت‌های چشمگیری دارد که علت این موضوع فعالیت‌های تکتونیکی و نوسانات سطح آب دریاها طی دورۀ کرتاسه است (Mehrabi et al. 2015). توالی پاراژنزی سازند سروک در منطقۀ مطالعه‌شده (دشت آبادان)، شامل عبور از قلمروهای دیاژنزی دریایی، جوی ائوژنیک و سپس دفنی کم‌عمق، جوی تلوژنیک و در‌نهایت دفنی عمیق است (شکل 8). سرگذشت کامل دیاژنزی سازند سروک در منطقۀ زاگرس شامل مراحل زیر است (Rahimpour-Bonab et al. 2012):

در مرحلۀ اول، پس از رسوب‌گذاری بخش زیرین سازند سروک در بازۀ زمانی آلبین پسین – سنومانین پیشین، یک افت یواستاتیک درخور توجه در سنومانین میانی، موجب رخنمون‌یافتن این بخش از سازند سروک شده است که نتیجۀ آن ایجاد یک ناپیوستگی فرسایشی چشمگیر در این بخش است. با آغاز مرحلۀ دوم بالا‌آمدن سطح آب دریا و شروع تشکیل رسوبات کربناته، بخش سروک میانی بر‌ ناپیوستگی سنومانین میانی نهشته شده است. در مرحلۀ سوم، فعالیت گسل‌های پی‌سنگی و تشکیل گنبدهای نمکی هرمز طی بازۀ زمانی سنومانین پسین تا تورونین پیشین، ایجاد ساختارهای بلندی دیرینه و خروج از آب سازند سروک ‌به تشکیل یک مرز ناپیوستگی فرسایشی (ناپیوستگی مرز سنومانین - تورونین) منجر شده است.

در مرحلۀ بعد، بالا‌آمدن مجدد سطح آب دریا طی تورونین پیشین، سازند سروک را دوباره به زیر آب می‌برد و این امر موجب راه‌اندازی دوبارۀ کارخانۀ کربنات‌سازی می‌شود که نتیجۀ آن نهشته‌شدن بخش بالایی سازند سروک است. تحولات این مرحله سبب قرار‌گرفتن سروک میانی در محیط دیاژنزی دفنی کم‌عمق و اثرگذاری فرایندهایی همچون تراکم مکانیکی و سیمانی‌شدن دفنی می‌شود.

در‌نهایت طی مرحلۀ پنجم، یک افت یواستاتیک چشمگیر در سطح آب دریا طی تورونین میانی سبب خروج از آب نهشته‌های سروک بالایی برای مدت‌زمانی نسبتاً طولانی می‌شود و این سازند تحت تأثیر فرایند‌های دیاژنزی مرتبط با محیط جوی در شرایط اقلیمی گرم و مرطوب استوایی (دیاژنز متئوریک ائوژنیک سروک بالایی و دیاژنز متئوریک تلوژنیک سروک میانی) قرار می‌گیرد (Rahimpour-Bonab et al. 2012). مهم‌ترین این فرایند‌ها شامل انحلال (کارستی‌شدن)، برشی‌شدن ریزشی- انحلالی و سیمانی‌شدن در سروک بالایی و انحلال‌های غیر انتخاب‌کنندۀ فابریک تلوژنیک در سروک میانی است.

در مطالعۀ حاضر، تنها بخش‌های میانی و بالایی سازند سروک‌ بررسی شده است،‌ بنابراین شواهد دیاژنزی مربوط به ناپیوستگی سنومانین میانی گزارش نشده‌اند. بنابراین، مراحل دوم تا پنجم تشریح‌شده در بالا، سرگذشت دیاژنزی سازند سروک در میدان ‌ مطالعه‌شده از ناحیۀ دشت آبادان در نظر گرفته می‌شود (شکل 8).

 

 

شکل 8: تاریخچۀ دیاژنزی سازند سروک در منطقۀ‌ مطالعه‌شده و چگونگی تأثیر فرایندهای دیاژنزی بر کیفیت مخزنی (A). مدل دیاژنزی شماتیک سازند سروک در منطقۀ ‌مطالعه‌شده که محیط‌های دیاژنزی آن را نمایش می‌دهند؛ (B). (با تغییرات از (Rahimpour-Bonab et al. 2012)

Fig 8- Diagenetic history of the Sarvak Formation in the studied area and the impact of diagenetic processes on reservoir quality (A). Schematic diagenetic model of the Sarvak Formation in the studied area showing its diagenetic environments (B). (Modified from Rahimpour-Bonab et al. 2012).

 

 

فرآیندهای دیاژنزی نشانگر اقلیم

در اقلیم گرم و مرطوب همچون اقلیم حاکم بر کرتاسه در زمان نهشت سازند سروک، سرعت و شدت فرایندهای دیاژنزی جوی، مانند عوارض انحلالی متئوریک، کارستی‌شدن، سیمان کلسیتی کم‌منیزیم، سیلیسی‌شدن، برشی‌شدن و تشکیل افق‌های خاک دیرینه تشدید می‌شود، در حالی که در اقلیم گرم و خشک، شدت دیاژنز جوی به‌علت نبود آب‌های جوی پایین است و این امکان وجود دارد که رسوبات برای زمان‌های طولانی دچار تغییرات مهمی نشوند (Mehrabi et al. 2023).

برای مثال اگر رخنمون جوی رسوبات کربناته تحت شرایط اقلیمی گرم و مرطوب، مدت‌زمان زیادی به طول بینجامد، اینتروال‌های کارستی‌شده که مهم‌ترین محصول دیاژنز متئوریک و رخنمون در رسوبات کربناته، تحت شرایط اقلیمی گرم و مرطوب‌اند، وارد مرحلۀ بلوغ و پیری می‌شوند. با تشدید انحلال و هوازدگی، فروریزش اتفاق خواهد افتاد که به پر‌شدن شبکه‌های انحلالی و غاری در مقیاس میکروسکوپی و ماکروسکوپی با رسوبات ریزشی منجر می‌شود که عموماً برش‌های ریزشی انحلالی نام دارند‌ و کیفیت مخزنی را کاهش می‌دهند (Keller 2008; Mazzullo and Chilingarian 1992).

با توجه به شواهد پتروگرافی به دست آمده از افق‌های خاک دیرینۀ رأس سازند سروک، مشخص شد که این خاک‌ها سرشار از کانی‌های رسی مونت موریونیت و کائولینیت (به‌عنوان کانی‌های رسی غالب)‌ و مقادیر بالایی از اکسیدهای آهن و آلومینیوم را نشان می‌دهند. همچنین با فاصله‌گرفتن از ناپیوستگی‌ها، امکان مشاهدۀ کانی‌های رسی ایلیت و کلریت وجود دارد (Zarasvandi et al. 2008, 2012; Mehrabi et al. 2022). رخنمون‌یافتن جوی و هوازدگی شیمیایی طی خروج از آب در مرزهای سنومانین - تورونین و تورونین میانی، علت تشکیل این افق‌های خاک دیرینه است (Navidtalab et al. 2019; Mehrabi 2023). هر‌چند در مطالعۀ حاضر با توجه به در اختیار نداشتن داده‌های آنالیز XRD، اظهار‌نظر در این باره امکان‌پذیر نیست، اما بررسی تصاویر میکروسکوپی SEM حاکی از حضور برخی کانی‌های رسی در توالی‌ مطالعه‌شده است که در اشکال زیر چشمگیر است (شکل‌های 9 و 10).

 

 

 

شکل 9- تصاویر میکروسکوپ الکترونی از کانی‌های رسی مرتبط با دیاژنز (‌ایلیت و کلریت‌) در حد فاصل ناپیوستگی‌ها تصاویر (A و B ) نشان‌دهندۀ ایلیت‌ها و ساختار پل‌زنندۀ آنها؛ تصویر (C ) مربوط به کانی رسی کلریت.

Fig 9- Electron microscope images of clay minerals related to diagenesis (illite and chlorite) at the interval of discontinuities. Images (A and B) show the illites and their bridging structure. Image (C) is related to the clay mineral chlorite.

شکل 10- تصاویر میکروسکوپ الکترونی از کانی‌های رسی مرتبط با اقلیم (‌مونت موریونیت و کائولینیت‌) در نزدیکی مرزهای ناپیوستگی تصویر (A) برش پلاگ نشان‌دهندۀ افق خاک‌های دیرینۀ حاوی اکسید آهن؛ تصاویر (B و C) ساختارهای ورقۀ کتابی کائولینیت به‌خوبی‌ مشاهده شده است؛ تصویر (D) ساختار لانۀ زنبوری و کانی رسی مونت موریونیت.

Fig 10- Electron microscope images of clay minerals related to climate (montmorillonite and kaolinite) near discontinuity boundaries. Image (A) shows a plug section of ancient soils containing iron oxide. Images (B and C) show the well-visible book-like structures of kaolinite. Image (D) shows the honeycomb structure and clay mineral montmorillonite.

 

نتیجه‌

مطالعات رخساره‌ای، دیاژنزی و چینه‌نگاری سکانسی انجام‌شده بر‌ سازند سروک در یکی از میدان‌های واقع در دشت آبادان به‌منظور بررسی تأثیر شرایط اقلیمی دیرینه بر خصوصیات رسوب‌شناختی این سازند انجام شده است. مهم‌ترین نتایج حاصل از این مطالعات به شرح زیر است:

بررسی‌های پتروگرافی بر‌ مقاطع نازک میکروسکوپی نشان داد که سازند سروک در میدان‌ مطالعه‌شده از پنج مجموعه رخساره‌ای شامل لاگون، شول، ریف و واریزه‌های ریفی و دریای باز تشکیل شده است که حاکی از نهشت این سازند در یک رمپ کربناته هم‌شیب‌اند؛

فرآیندهای دیاژنزی اثرگذار بر سازند سروک در محیط‌های دریایی، جوی و تدفینی کم‌عمق تا عمیق رخ داده‌اند که از این میان، فرآیندهای دیاژنز جوی نظیر انحلال، سیمانی‌شدن، برشی‌شدن، سیلیسی‌شدن، گسترش افق‌های خاک و آغشتگی به اکسیدهای آهن از اهمیت و فراوانی بالایی برخوردارند؛

تاریخچۀ دیاژنزی سازند سروک نشانگر وقوع دو رخنمون‌یافتگی دیرینه در این سازند در مرز سنومانین – تورونین و تورونین میانی است. این دو سطح فرسایشی دیرینه با گستردگی بالای عوارض دیاژنز جوی به‌خوبی در مقیاس مغزه‌های حفاری و مقاطع نازک میکروسکوپی‌ شناسایی‌شدنی‌اند؛

ترکیب اجزای سازندۀ رخساره‌های شول در سازند سروک که عموماً شامل خرده‌های اسکلتی (رودیست، مرجان، جلبک سبز، خارپوست، دوکفه‌ای)، پلوئیدها و اینتراکلست‌هایند و دانه‌هایی نظیر اوئید اساساً مشاهده نمی‌شوند، حاکی از غلبۀ شرایط اقلیمی گرم و مرطوب در محیط نهشت این رخساره‌هاست؛

فراوانی و گستردگی انحلال جوی در زیر ناپیوستگی‌های فرسایشی، شاهد دیگری است که نشان می‌دهد در زمان رخنمون‌یافتگی سازند سروک، سیالات جوی به میزان زیادی در دسترس بوده‌اند و دیاژنز جوی این سازند در یک سیستم باز با نرخ بالای گردش سیالات جوی انجام شده است؛

مجموعه شواهد فوق به‌خصوص حضور دو ناپیوستگی فرسایشی ذکر‌شده، شاخص‌های کلیدی را برای تفکیک سکانس‌های رسوبی سازند سروک در ناحیۀ دشت آبادان فراهم آورده‌اند که به میزان زیادی با دیگر نواحی زاگرس و خاورمیانه نیز تطابق دارند؛

تحلیل‌های اقلیمی به دست آمده از سازند سروک در مطالعۀ حاضر، انطباق بالایی با جایگاه جغرافیایی قدیمۀ صفحۀ عربی در بازۀ زمانی سنومانین – تورونین دارد که در عرض‌های پایین (۰ تا ۵ درجۀ شمالی) در مجاورت خط استوا بوده است.

References

Abdollahie Fard I. Braathen A. Mokhtari M. and Alavi S.A. 2006. Interaction of the Zagros Fold–Thrust Belt and the Arabian-type, deep-seated folds in the Abadan Plain and the Dezful Embayment,SW Iran. Petroleum Geoscience, 12(4): 347–362. DOI: https://doi.org/10.1144/1354-079305-706
Ahr Wayne M. 2008. Summary: Geology of Carbonate Reservoirs. John Wiley and Sons Inc., Hoboken, 277 p.
Alsharhan A.S. 2014. Petroleum systems in the Middle East. In: Rollinson H.R. Searle M.P. Abbasi A.I. Al-Lazki A.I. and Al Kindi M.H. Eds. Tectonic Evolution of the Oman Mountains, v. 392, Geological Society, London, 361-408. https://doi.org/10.1144/SP392.19
Alsharhan A. S. and A. E. M. Nairn. 1997. Sedimentary Basins and Petroleum Geology of the Middle East. Elsevier Science, Amsterdam, 843 p. doi: 10.1016/s0264-8172(99)00008-2.
Aqrawi A.A.M. Mahdi T.A. Sherwani G.H. and Horbury A. 2010. Characterization of the Mid-Cretaceous Mishrif Reservoir of the southern Mesopotamian Basin, Iraq. GeoArabia 18(1):139–74. doi: 10.2113/geoarabia1801139.
Aqrawi A. A. M. G. A. Thehni G. H. Sherwani and Kareem B. M. A. 1998. Mid-Cretaceous rudist-bearing carbonates of the Mishrif Formation: An important reservoir sequence in the Mesopotamian Basin, Iraq. Journal of Petroleum Geology 21(1):57–82. doi: 10.1111/j.1747-5457.1998.tb00646.x.
Atashbari V. Tingay M. and Amrouch K. 2018. Stratigraphy, Tectonics and Hydrocarbon Habitat of the Abadan Plain Basin: A Geological Review of a Prolific Middle Eastern Hydrocarbon Province. Geosciences, 8(12), 496. https://doi.org/10.3390/geosciences8120496
Bagherpour B. Mehrabi H. Faghih A. Vaziri-Moghaddam H. and Omidvar M. 2021. Tectono-eustatic controls on depositional setting and spatial facies distribution of Coniacian–Santonian sequences of the Zagros Basin in Fars Area, S. Iran. Marine and Petroleum Geology 129:105072. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2021.105072
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. doi: 10.1111/jpg.12810.
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. doi: 10.1144/1354-079310-061.
Burchette T. P. and Wright V. P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology 79(1–4):3–57. doi: 10.1016/0037-0738(92)90003-A.
Du Y. Zhang J. Zheng S. Xin J. Chen J. and Li Y.-Z. 2015. The rudist buildup depositional model, reservoir architecture and development strategy of the Cretaceous Sarvak Formation of southwest Iran. Petroleum 1(1):16–26. doi: 10.1016/j.petlm.2015.04.001.
Dunham R. J. 1962. Classification of Carbonate Rocks According to Depositional Textures. Classification of Carbonate Rocks--A Symposium 108–21.
Embry A. 2002. Transgressive-regressive (T-R) sequence stratigraphy. In: Armentrout, J., Rosen, N. (Eds.), Sequence Stratigraphic Models for Exploration and Production. Gulf Coast SEPM Conference Proceedings, Houston, pp. 151–172.
Embry Ashton F. and Edward Klovan J. 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). doi: 10.1007/s10347-015-0442-8.
Flügel E. 2004. Microfacies of Carbonate Rocks. Springer. doi: 10.1007/978-3-662-08726-8.
Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks. Springer. doi: 10.1007/978-3-662-08726-8.
James G. A. and Wynd J. G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. AAPG Bulletin 49(12): 2182-2245. doi: 10.1306/a663388a-16c0-11d7-8645000102c1865d.
Ghazban F. 2007. Petroleum Geology of the Persian Gulf. Joint Publication. Tehran University Press and National Iranian Oil Company 734.
Hajikazemi E. Al-Aasm I. S. and Coniglio M. 2012. Chemostratigraphy of Cenomanian-Turonian carbonates of the Sarvak Formation, southern Iran. Journal of Petroleum Geology 35(2):187–205. doi: 10.1111/j.1747-5457.2012.00525.x.
Hollis C. 2011. Diagenetic controls on reservoir properties of carbonate successions within the Albian-Turonian of the Arabian Plate. Petroleum Geoscience 17(3):223–241. doi: 10.1144/1354-079310-032.
Keller G. 2008. Cretaceous climate, volcanism, Impacts, and biotic effects. Cretaceous Research 29(5–6):754–771. doi: 10.1016/j.cretres.2008.05.030.
Mazzullo S. J. and Chilingarian G. V. 1992. Diagenesis and origin of porosity. Developments in petroleum science 30(C):199–270. doi: 10.1016/S0376-7361(09)70127-X.
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. doi: 10.1016/j.cretres.2022.105329.
Mehrabi H. and Rahimpour-Bonab H. 2014. Paleoclimate and tectonic controls on the depositional and diagenetic history of the Cenomanian-Early Turonian carbonate reservoirs, Dezful Embayment, SW Iran. Facies 60(1):147–167. doi: 10.1007/s10347-013-0374-0.
Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Hajikazemi E. and Jamalian A. 2015. Controls on depositional facies in Upper Cretaceous carbonate reservoirs in the Zagros area and the Persian Gulf, Iran. Facies 61(4). doi: 10.1007/s10347-015-0450-8.
Mehrabi H. Yahyaei E. Navidtalab A. Rahimpour-Bonab H. Abbasi R. Omidvar M. Assadi A. and Honarmand J. 2023. Depositional and diagenetic controls on reservoir properties along the shallow-marine carbonates of the Sarvak Formation, Zagros Basin: Petrographic, petrophysical, and geochemical evidence. Sedimentary Geology 454:106457. doi: 10.1016/j.sedgeo.2023.106457.
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 532–535:27–60. doi: 10.1016/j.tecto.2012.01.022.
Motiei H. 1993. Stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran Publication, Tehran, 536 p.
Murris R. J. 1981. Middle East: Stratigraphic evolution and oil habitat. Geologie En Mijnbouw 60(4):467–86. doi: 10.1306/2f918a8b-16ce-11d7-8645000102c1865d.
Navidtalab A. Heimhofer U. Huck S. Omidvar M. 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. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2019.109255
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. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2016.10.003
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Enayati-Bidgoli A. H. and Omidvar M. 2012. Coupled imprints of tropical climate and recurring emergence on reservoir evolution of a Mid Cretaceous carbonate ramp, Zagros Basin, southwest Iran. Cretaceous Research 37:15–34. doi: 10.1016/j.cretres.2012.02.012.
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Navidtalab A. Omidvar M. Enayati-Bidgoli A. Sonei H. R. Sajjadi F. Amiri-Bakhtyar H. Arzani N. and Izadi-Mazidi E. 2013. Palaeo-exposure surfaces in Cenomanian - Santonian carbonate reservoirs in the Dezful Embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology 36(4):335–362. doi: 10.1111/jpg.12560.
Razin P. Taati F. and Van Buchem F. S. P. 2010. Sequence stratigraphy of Cenomanian-Turonian carbonate platform margins (Sarvak Formation) in the High Zagros, SW Iran: An outcrop reference model for the Arabian Plate. Geological Society Special Publication 329(November 2015):187–218. doi: 10.1144/SP329.9.
Sadooni F. N. 2005. The nature and origin of Upper Cretaceous basin-margin rudist buildups of the Mesopotamian Basin, southern Iraq, with consideration of possible hydrocarbon stratigraphic entrapment. Cretaceous Research 26(2):213–224. doi: 10.1016/j.cretres.2004.11.016.
Schlager W. 2005. Carbonate Sedimentology and Sequence Stratigraphy. doi: 10.2110/csp.05.08.
Scotese Christopher R. 2021. An atlas of Phanerozoic paleogeographic maps: The seas come in and the seas go out. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 49:679–728. doi: 10.1146/annurev-earth-081320-064052.
Steuber T. and Löser H. 2000. Species richness and abundance patterns of Tethyan Cretaceous rudist bivalves (Mollusca: Hippuritacea) in the central-eastern Mediterranean and Middle East, analysed from a palaeontological database. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 162(1–2): 75–104. https://doi.org/10.1016/S0031-0182(00)00106-1
Sharland P. R. Archer D. M. Casey R. B. Davies S. H. Hall A. P. Heward A. D. Horbury A. D. and Simmons M. D. 2001. Arabian Plate sequence stratigraphy. Geo-Marine Special Publications 2 3(Chapter 4):56–74.
Sharp I. Gillespie P. Morsalnezhad D. Taberner C. Karpuz R. Vergés J. Horbury A. Pickard N. Garland J. and Hunt D. 2010. Stratigraphic architecture and fracture-controlled dolomitization the Cretaceous Khami and Bangestan groups: An outcrop case study, Zagros Mountains, Iran. Geological Society Special Publication 329:343–96. doi: 10.1144/SP329.14.
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):115–26. doi: 10.1144/1354-079305-672.
Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell, Oxford, 482 p.
http://dx.doi.org/10.1002/9781444314175
Zarasvandi A. Carranza E. J. M. and Ellahi S. S. 2012. Geological, geochemical, and mineralogical characteristics of the Mandan and Deh-now bauxite deposits, Zagros Fold Belt, Iran. Ore Geology Reviews, 48: 125–138. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2012.02.010
Zarasvandi A. Charchi A. Carranza E.J.M. and Alizadeh B. 2008. Karst bauxite deposits in the Zagros mountain belt, Iran. Ore Geol. Rev. 34: 521–532.
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 40, Issue 1 - Serial Number 94
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 40, Issue 1, No. 94, Spring 2024
April 2024
Pages 1-28

Files

Share

How to cite

Statistics