Investigating the role of basement structures in controlling facies characteristics, depositional models, and diagenetic alterations of the Sarvak Formation in the eastern and western regions of the Persian Gulf

Document Type : Research Paper

Authors

1 M.Sc. Student, 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

Abstract

Abstract
The Sarvak Formation, as one of Iran's most important hydrocarbon reservoirs, has been deposited and evolved under active tectonic conditions in various regions of the Zagros, including the Persian Gulf. The present study aims to investigate the effects of tectonic activities on the facies characteristics and diagenetic history of the Sarvak Formation in the eastern and western regions of the Persian Gulf. Facies analysis results indicate the deposition of the Sarvak Formation on a carbonate platform of ramp type. In the eastern part of the Persian Gulf, sedimentary facies of the Mishrif Member (Upper Sarvak) are predominantly deposited in inner platform areas (lagoon, shoal, reef deposits), while facies of the Khatiyah Member (Lower Sarvak) are mainly found in deep and outer platform areas (outer ramp). In the western part of the Persian Gulf, the Sarvak Formation encompasses a spectrum of shallow to deep-water facies, with open marine facies (middle and outer ramp) being notably more abundant. Two lower-order sequences (fourth-order) and one higher-order sequence (third-order) have been identified in this formation, indicating a high correlation with other areas of the Zagros and the Arabian Plate. Diagenetic effects related to a palaeoexposure surface have been observed in the uppermost part of the Sarvak Formation in both the eastern and western regions of the Persian Gulf. Dissolution porosity, brecciation, and iron oxide staining are among the most important diagenetic processes associated with these exposure surfaces. The thickness of the Sarvak Formation shows considerable variations in different parts of the Persian Gulf. Additionally, sedimentary facies of this formation exhibit significant lateral variations. The changes in thickness and facies variability of the Sarvak Formation were directly related to basement structures, indicating their activity during the deposition of this formation in the Persian Gulf. These tectonic events have had a significant impact on the burial history of the Sarvak Formation. Ultimately, the culmination of these facies and diagenetic characteristics has influenced the reservoir quality of the Sarvak Formation in the study areas.
Keywords: Sarvak Formation, Persian Gulf, Basement structure, Facies, Diagenesis, Palaeoclimate
 
 
 
Introduction
Facies characteristics and sedimentary environment, diagenetic processes, and fractures are the most important factors affecting the quality of hydrocarbon reservoirs (Ahr 2008). Therefore, considering tectonic features as one of the most important influencing factors on all the mentioned characteristics is a necessity in any integrated reservoir study (Nelson 2001; Hollis 2011; Lai et al. 2021). During the Late Cretaceous, especially in the Cenomanian-Turonian interval, tectonics was one of the main factors controlling the sedimentary basin of the Zagros region (Alavi 2007; Farahpour and Hessami 2012). These changes in the tectonic regime caused the reactivation of faults and salt domes in the region, creating a period of highly dynamic tectonic activity (van Buchem et al. 1996, 2002, 2011; Immenhauser et al. 2000, 2001; Sharp et al. 2010; Hollis 2011; Vincent et al. 2015). The Sarvak Formation, the second most important oil reservoir in Iran, has been significantly influenced by the aforementioned tectonic events, affecting its deposition and diagenetic history in various parts of the Zagros region. This is evidenced by the considerable variation in thickness and facies changes of the Sarvak Formation across different areas of the Zagros (Farahpour and Hessami 2012; Mehrabi et al. 2015; Bagherpour et al. 2021; Sadeghi et al. 2023).
This study aims to integrate sedimentological data, including facies studies, diagenetic processes, and sequence stratigraphy, with existing information about the tectonic setting of the Persian Gulf during the Late Cretaceous, to examine the impacts of tectonic factors on the facies characteristics and diagenetic evolution of the Sarvak Formation in the eastern and western regions of the Persian Gulf.
 
Material & Methods
In this research, core data, thin-section microscopy, and X-ray diffraction (XRD) analysis results from two wells in two different fields in the eastern and western parts of the Persian Gulf, referred to as wells A and B, are utilized. The studied core length in Field-B is 23 meters, and in Field-A, it is 61 meters. The number of thin sections is 67 for Field-B and 265 for Field-A. The number of XRD analyses for well A is 28, and for well B, it is 12. The Embry and Klovan (1971) classification is used for the textural nomenclature of carbonate rocks. For facies analysis and reconstruction of the depositional environment, the standard model by Flügel (2013) is applied. The sequence stratigraphic division is based on the identification of certain significant surfaces (i.e., sequence boundaries and maximum flooding surfaces) that act as timelines in creating the chronostratigraphic framework of the target formation (Vail et al. 1977). In this study, the Transgressive-Regressive (T-R) sequence stratigraphy method is adopted for the depositional sequences of the Sarvak Formation. This method was mainly introduced by Curray (1964) and later developed by Embry and Johannessen (1993) and Embry (1993; 1995).
 
Discussion of Results & Conclusions
The Sarvak Formation was deposited in a carbonate ramp setting, which includes facies belts of the inner ramp, middle ramp, and outer ramp. Transitional facies between the inner and middle ramp areas are separated by the fair-weather wave base (FWWB). High-energy shoal complexes in the inner ramp are recorded in the Sarvak Formation (MF-5 and MF-6). These complexes are represented by grainstones and packstones containing benthic foraminifera, peloids, and skeletal fragments. The allochems of the shoal facies are mainly rudist debris and other bivalves, with less frequent fragments containing echinoderms, foraminifera, and peloids.
The middle ramp facies assemblage encompasses a wide range of shallow to relatively deep marine facies, including mud to grain-supported (mudstone/wackestone to packstone) facies with planktic and benthic fossil assemblages (MF-1 and MF-7). Large benthic foraminifera and skeletal fragments (mainly bivalves and echinoderms) characterize packstones to wackestones attributed to the proximal middle ramp, while foraminifera (benthic and planktic) and skeletal fragments (mainly echinoderms, bryozoans, and red algae) characterize mudstones to wackestones in the distal middle ramp. Peloids and intraclasts are significant non-skeletal grains in these facies.
The deep marine facies assemblage, including the outer ramp and basinal facies, forms a substantial part of the Upper Cretaceous carbonate sequences in the studied wells. They are recorded as low-energy, mud-dominated facies (mudstone to wackestone) where planktic organisms (such as planktic foraminifera and oligosteginids) are the dominant components (MF-2, MF-3, and MF-8). The outer ramp facies of the Sarvak Formation are primarily recorded as oligosteginid-rich and planktic foraminifera-rich (such as Hedbergella sp., Whitinella sp., Globigerinelloides sp., and Rotalipora sp.) mudstones to wackestones associated with middle ramp facies (distal parts).
Diagenetic studies have shown that the Sarvak Formation has undergone marine diagenetic environments, meteoric diagenesis, followed by shallow and deep burial diagenesis. Based on the textural relationships of the diagenetic features and with the assistance of previous studies on the Sarvak Formation, the paragenetic sequence of the diagenetic characteristics of this formation is constructed.
Due to local and regional sea level fluctuations during the Cenomanian-Turonian, the Sarvak Formation has experienced a complex diagenetic history in various parts of the Zagros region (Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014). Palaeoexposure surfaces had a major control on the diagenetic evolution of the Sarvak Formation (Rahimpour-Bonab et al. 2013; Hajikazemi et al. 2017; Mehrabi et al. 2022a, b). Depending on the presence or absence of palaeohighs (such as salt domes and horst structures), the number of these palaeoexposure surfaces and the intensity of the associated diagenetic alterations vary across different parts of the Zagros region.
The four main stages of diagenetic evolution of the Khatiyah and Mishrif members of the Sarvak Formation are as follows:
Stage 1: Marine transgression, sedimentation, and marine diagenesis of the Khatiyah Member in the early to mid-Cenomanian.
Stage 2: Highstand of sea level, sedimentation, and marine diagenesis of the Mishrif Member in the mid- to late-Cenomanian.
Stage 3: Relative sea level fall, emergence of the platform, exposure and meteoric diagenesis of the Mishrif Member at the Cenomanian-Turonian boundary.
Stage 4: Deposition of shale facies in a lacustrine environment (Laffan Shale) during this stage.
The diagenetic processes of the Sarvak Formation can be divided into two categories: 1) Diagenetic processes related to discontinuities, and 2) Diagenetic processes unrelated to discontinuities. Processes related to discontinuities represent a meteoric diagenetic environment and indicate exposure surfaces, such as extensive dissolution termed karstification, meteoric cementation, formation of paleosols, formation of pisoid horizons, dissolution-related brecciation and collapse, iron oxide staining, silicification, and neomorphism. Diagenetic processes unrelated to discontinuities include micritization, bioturbation, burial dolomitization, mechanical and chemical compaction, pyritization, and burial or marine cementation.
Significant variations in the thickness of the Sarvak Formation from different parts of the Zagros sedimentary basin have previously been measured and reported by researchers (Mehrabi et al. 2015b). Additionally, remarkable changes in the nature of the facies and depositional sub-environments of the Sarvak Formation have also been reported from various regions of the Zagros (Esrafili-Dizaji et al. 2015). Similarly, such changes are clearly observable in terms of the thickness and facies of the Sarvak Formation in the eastern and western parts of the Persian Gulf. In the eastern Persian Gulf, salt domes have created the most significant tectonic structures, often associated with the formation of hydrocarbon fields in this area.
In contrast, in the western part of the Persian Gulf, the pre-existing basement faults and uplifted structures (such as the Kharg and Mish anticlines, and the Hendijan–Bahregansar structures) are the most significant structural features and have formed the main traps for the accumulation of oil and gas in fields like Hendijan, Bahregansar, etc. (Kazem Shiroodi et al. 2015; Mohammadrezaei et al. 2020). On these pre-existing highs, the thinnest thickness of the Sarvak Formation has been recorded, and shallow-water facies dominate over them, indicating a shallower depositional environment on these highs. The changes of sedimentary facies in relation to these structures reflect their activity during the deposition of the Sarvak Formation in the eastern and western parts of the Persian Gulf.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

خصوصیات رخساره‌ای و محیط رسوبی، فرآیندهای دیاژنزی و شکستگی‌ها، مهم‌ترین عوامل تأثیرگذار بر کیفیت مخازن هیدروکربوری به شمار می‌روند (Ahr 2008)؛ بنابراین، در نظر گرفتن ویژگی‌های زمین‌ساختی به‌عنوان یکی از مهم‌ترین عوامل اثرگذار بر تمام خصوصیات ذکر‌شده، یکی از ضروریات هر مطالعۀ یکپارچۀ مخزنی به شمار می‌رود (Nelson 2001; Hollis 2011; Lai et al. 2021). در بازۀ زمانی کرتاسۀ بالایی، به‌خصوص در بازۀ زمانی سنومانین-تورونین، زمین‌ساخت یکی از مهم‌ترین عوامل در کنترل حوضۀ رسوبی کل زاگرس است (Alavi 2007; Farahpour and Hessami 2012). این تغییرات در رژیم زمین‌ساختی باعث فعال‌شدن مجدد گسل‌ها و گنبدهای نمکی در منطقه شده و یک دوره، فعالیت زمین‌ساختی بسیار پویا را به وجود آورده است (Van Buchem et al. 1996, 2002, 2011; Immenhauser et al. 2000, 2001; Sharp et al. 2010; Vincent et al. 2015; Hollis 2011). سازند سروک، دومین مخزن نفتی مهم ایران است و رخدادهای زمین‌ساختی‌ اشاره‌شده، تأثیر زیادی بر‌ رسوب‌گذاری و تاریخچۀ دیاژنزی آن در نواحی مختلف زاگرس داشته است؛ به‌طوری که تنوع زیاد در ضخامت و تغییرات رخساره‌ای سازند سروک در مناطق مختلف زاگرس‌ مشاهده‌شدنی است (Farahpour and Hessami 2012; Mehrabi et al. 2015a; Sadeghi et al. 2023). این تغییرات در شرایط دیاژنزی سازند سروک موجب متفاوت‌بودن کیفیت مخزن در نقاط مختلف زاگرس شده است (Mehrabi 2023).

با توجه به اهمیت سازند سروک به‌عنوان مخزن اصلی هیدروکربوری در منطقۀ خلیج‌فارس، تاکنون‌ مطالعات بسیاری در مناطق مختلف خلیج‌فارس از دیدگاه زمین‌شناسی، ژئوفیزیک، پتروفیزیک‌ و کیفیت مخزنی، سازند سروک را بررسی کرده‌اند؛ مانند (Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014; Mehrabi et al. 2015b; Navidtalab et al. 2016). با این حال، تاکنون مطالعه‌ای انجام نشده است که تأثیر عوامل زمین‌ساختی را بر خصوصیات رسوب‌شناسی و کیفیت مخزنی سازند سروک در خلیج‌فارس به‌طور خاص بررسی کند‌. به همین دلیل، این مطالعه می‌کوشد با تلفیق داده‌های مطالعات رسوب‌شناسی، از‌جمله مطالعات رخساره‌ای، فرآیندهای دیاژنزی‌ و چینه‌نگاری سکانسی، به‌همراه اطلاعات موجود دربارۀ وضعیت زمین‌ساختی خلیج‌فارس در بازۀ زمانی کرتاسۀ بالایی، تأثیرات عوامل زمین‌ساختی را بر خصوصیات رخساره‎‍ای و تحولات دیاژنزی سازند سروک در دو ناحیۀ شرقی و غربی خلیج‌فارس بررسی کند.

 

زمین‌ساخت و چینه‌شناسی

منطقۀ‌ مطالعه‌شده در این تحقیق، خلیج‌‌فارس است‌ که بخشی از منطقۀ زاگرس شناخته می‌شود. این منطقه در بازۀ زمانی کرتاسۀ بالایی در لبۀ شمال ‌شرقی صفحۀ عربی واقع شده است (Sharland et al. 2001). در زمان مذکور، این منطقه را دریاهای کم‌عمقی پوشانده بود که به‌طور عمومی نئوتتیس شناخته می‌شوند. در این دریاهای کم‌عمق، توالی‌های کربناتۀ کم‌عمق نهشته شده‌اند که امروزه با نام سازند سروک شناخته می‌شوند (Motiei 1995). در بازۀ زمانی کرتاسۀ بالایی، به‌‌خصوص در بازۀ سنومانین-تورونین، حوضۀ زاگرس بزرگ‌ترین تحولات زمین‌ساختی خود را تجربه کرده است (Alavi 2007; Ahmadhadi et al. 2007). از انتهای سنومانین، اقیانوس نئوتتیس بسته می‌شود و فرورانش به‌سمت صفحۀ ایران مرکزی را آغاز می‌کند‌ که این موضوع باعث تبدیل وضعیت زمین‌ساختی صفحۀ عربی از حالت غیرفعال و کششی به یک حاشیۀ فعال و فشاری می‌شود (Alavi 2007; Piryaei et al. 2010; Moghadam and Stern 2022). این تحولات زمین‌ساختی باعث می‌شود که گسل‌های پی‌سنگی و گنبدهای نمکی موجود در منطقه، دوباره فعال شوند و بنابراین در این بازۀ زمانی، تنوع ساختاری زیادی در نواحی مختلف زاگرس، به‌ویژه در بخش‌های مختلف خلیج‌فارس، مشاهده ‌می‌شود (Orang et al. 2018). این منطقه در این بازۀ زمانی در عرض‌های جغرافیایی 0 تا 5 درجۀ شمال خط استوا واقع شده است، بنابراین شرایط آب و هوایی گرم و مرطوبی در این منطقه حاکم بوده است (Sharland et al. 2001; Keller 2008; Mehrabi et al. 2022a, b).

در دورۀ زمانی مذکور، تغییرات سطح آب دریا بالاترین بازۀ تغییرات را در تاریخ زمین نشان می‌دهد، با این حال افت‌های کوتاه‌مدت و کوچک‌مقیاسی نیز روی داده است (Sharland et al. 2001). تلفیق آثار زمین‌ساختی با تغییرات سطح آب دریا به ایجاد 2 و گاهی 3 ناپیوستگی فرسایشی در سازند سروک منجر شده است (Mehrabi et al. 2022a, b). این ناپیوستگی‌های فرسایشی نشان‌دهندۀ رخنمون‌یافتگی مکرر و خروج از آب پلتفرم سازند سروک‌اند. این فرآیندهای خروج از آب و گسترش ناپیوستگی‌ها باعث ایجاد عوارض دیاژنزی شدید، به‌ویژه فرآیندهای دیاژنزی جوی، در سازند سروک شده است (Rahimpour-Bonab et al. 2012a, b, 2013). البته تعداد و شدت ناپیوستگی‌ها و فرآیندهای دیاژنزی مرتبط با آنها در بخش‌های مختلف خلیج‌فارس متفاوت است (Mehrabi et al. 2015a, b).

سازند سروک که به سن آلبین پسین تا تورونین تعلق دارد، از‌نظر سنگ‌شناسی از سنگ‌های آهک تشکیل شده است، اما شامل بخش‌هایی از آهک آرژیلی و آهک دولومیتی نیز می‌شود (Rahimpour-Bonab et al. 2012a). مرز پایینی آن معمولاً با سازند کژدمی و مرز بالایی آن با سازند ایلام است. در منطقۀ خلیج‌فارس، چینه‌شناسی سازند سروک در نواحی شرقی و غربی تفاوت‌هایی دارد. در نواحی شرقی، سازند سروک به سه عضو تقسیم می‌شود: مادود، خاتیا و میشریف که مطالعۀ حاضر بر‌ عضوهای خاتیا و میشریف، از سازند سروک بالایی انجام شده است. معمولاً در زیر سازند سروک، سازند کژدمی ‌و در بالای آن، سازند شیلی لافان واقع است؛ اما در نواحی غربی خلیج‌فارس، به‌صورت کلی سازند سروک شناخته می‌شود که در زیر آن سازند کژدمی و در بالای آن سازند ایلام یا گورپی واقع شده است (Mehrabi et al. 2023). در شکل 1، جایگاه زمین‌ساختی سازند سروک در بازۀ زمانی کرتاسۀ بالایی، نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ خلیج‌فارس و ستون چینه‌شناسی آن ارائه شده است.

 

داده‌ها و روش‌های مطالعه

در این تحقیق از داده‌های مغزه، مقاطع نازک میکروسکوپی و نتایج آنالیز پراش پرتو ایکس (XRD) از دو چاه، از دو میدان مختلف در بخش‌های شرقی و غربی خلیج‌فارس استفاده شده است که به‌اختصار، به‌ چاه‌های A و B اشاره می‌شود (شکل ۱). میزان مغزۀ مطالعه‌شده در میدان B ۲۳ متر و در میدان A ۶۱ متر است. تعداد مقاطع نازک مربوط به میدان B ۶۷ عدد و در میدان A ۲۶۵ عدد است. تعداد آنالیزهای XRD برای چاه میدان A ۲۸ عدد و برای چاه میدان B ۱۲ عدد است. برای نام‌گذاری بافتی سنگ‌های کربناته، از طبقه‌بندی دانهام و امری کلوان (Embry and Klovan 1971) استفاده شده است. برای تجزیه و تحلیل رخساره‌ها و بازسازی محیط رسوبی، از مدل استاندارد فلوگل (Flügel 2013) استفاده شده است. Top of Form

تقسیم‌بندی چینه‌نگاری سکانسی توالی‌های رسوبی بر‌اساس شناسایی برخی سطوح مهم (یعنی مرز سکانسی و سطح حداکثر سیلابی) است که به‌عنوان خطوط زمانی در ایجاد چارچوب زمان چینه‌نگاری سازند هدف عمل می‌کنند (Vail et al. 1977). در این مطالعه، روش چینه‌نگاری سکانسی پیش‌رونده – پس‌رونده (Transgressive-Regressive) برای توالی‌های رسوب‎‍گذاری سازند سروک اتخاذ شده است. این روش را عمدتاً کورای (Curray 1964) ارائه کرد و سپس‌ امری و یوهانسن (Embry and Johannessen 1993) و امری (Embry 1993; 1995) آن را توسعه دادند. Top of FormTop of FormTop of Form

 

 

 

شکل 1- A- نقشۀ جغرافیای دیرینۀ جهان در زمان کرتاسۀ بالایی (سنومانین) (اقتباس‌شده از Scotese 2021)‌

موقعیت صفحۀ عربی بر روی نقشه مشخص شده است؛ B- نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ خلیج‌فارس همراه با موقعیت تقریبی میدان‌های مطالعه‌شده در بخش‌های شرقی و غربی آن (اقتباس‌شده با تغییراتی از Esrafili-Dizaji and Rahimpour-Bonab 2019)؛ C- ستون چینه‎‍شناسی سازند سروک در نواحی مختلف زاگرس و کشورهای هم‌جوار (Alsharhan 2014).

Fig 1- A: Late Cretaceous (Cenomanian) paleogeographic map of the World (adopted from Scotese 2021). The Arabian Plate is marked on the map. B: Geological map of the Persian Gulf with relative location of the studied fields in its western and eastern parts (adopted with some modifications from Esrafili-Dizaji and Rahimpour-Bonab 2019). C: Stratigraphic chart of the Sarvak Formation in the Zagros area and neighboring countries (Alsharhan 2014).

 

در این روش، یک سکانس رسوبی کامل از دو سیستم‌تراکت (systems tract) تشکیل شده است: 1) سیستم‌ تراکت پیشرونده (TST) و 2) سیستم‌تراکت پسرونده (RST). در روش پیش‌رونده - پس‌رونده، TST با سیستم‎‍‌تراکت پیش‌روندۀ روش‎‍های دیگر مطابقت دارد، اما RST شامل سیستم‎‍تراکت‌های تراز بالا (HST)، پس‌روندۀ اجباری (FRST) و تراز پایین (LST) در یک مدل چینه‌نگاری سکانسی کامل است.

 

 نتایج

ریزرخساره‌های رسوبی

مطالعات مقاطع نازک میکروسکوپی از سازند سروک در میدان‌های‌ مطالعه‌شده،‌ به شناسایی 8 ریزرخساره در سازند سروک منجر شده است که جدول و توضیح آنها در ادامه آمده است (جدول ۱). تصاویر مقاطع نازک میکروسکوپی و مغزه از ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در شکل‌های ۲ و ۳ ارائه شده‌اند.

 

جدول 1- خلاصۀ‎‍ خصوصیات رخساره‎‍ای سازند سروک در چاه‌های‌ مطالعه‌شده از میدان‌های واقع در بخش‎‍های شرقی و غربی خلیج‌فارس‌

Table 1- Summarized facies characteristics of the Sarvak Formation in the eastern and western Persian Gulf.

محیط رسوب‎‍گذاری

آلوکم‎‍ها

نام رخساره

چینه‌شناسی

کد رخساره

رمپ میانی

خارپوستان، فرامینیفرهای کف‎‍زی ریز و پلانکتونیک، دوکفه‎‍ای‎‍ها، پلوئیدها

پکستون تا وکستون حاوی پلوئید و خرده‎‍های ریز اسکلتی

عضو خاتیا

MF-1

رمپ بیرونی

الیگوستژین‎‍ها، فرامینیفرهای پلانکتونیک، خرده‎‍های ریز خارپوستان

پکستون تا وکستون حاوی الیگوستژین‎‍ها

عضو خاتیا

MF-2

حوضه

فرامینیفرهای پلانکتونیک

وکستون تا مادستون پلاژیک

عضو خاتیا

MF-3

بالای جزرومدی (تحت اثر جو)

پیزوئیدها، خرده‌سنگی، کانی‎‍های رسی، خرده‎‍های گیاهی

خاک قدیمه

عضو میشریف

MF-4

پشت شول

(رمپ داخلی)

قطعات رودیست، دوکفه‎‍ای‎‍، جلبک، اسفنج، فرامینیفرهای کف‎‍زی

پکستون تا وکستون حاوی خرده‎‍های رودیستی

عضو میشریف

MF-5

شول رو به دریا

(رمپ داخلی)

قطعات رودیست، دوکفه‎‍ای‎‍، جلبک، اسفنج، خارپوستان

گرینستون تا پکستون حاوی خرده‎‍های رودیستی

عضو میشریف

MF-6

دریایی باز

(رمپ میانی)

قطعات دوکفه‎‍ای‎‍ و خارپوستان ریز، پلوئیدها، فرامینیفرهای کف‎‍زی کوچک و پلانکتونیک

پکستون تا وکستون حاوی پلوئید و خرده‎‍های ریز اسکلتی

عضو میشریف

MF-7

رمپ بیرونی

الیگوستژین‎‍ها، فرامینیفرهای پلانکتونیک

پکستون تا وکستون حاوی الیگوستژین‎‍ها

عضو میشریف

MF-8

 

 

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 1: پکستون تا وکستون حاوی پلوئید و خرده‎‍های ریز اسکلتی

این رخساره طیف وسیعی از بافت‌های متشکل از گل غالب تا دانه غالب (وکستون تا پکستون) است و حاوی مخلوطی از فرامینیفرهای بنتیک کوچک و پلانکتونیک، خرده‌رودیست، دوکفه‌ای، خارپوستان، جلبک‌ها و استراکودهاست. علاوه بر این، پلوئیدها و اینتراکلاست‎‍های نادر، به‌عنوان اجزای غیر اسکلتی این رخساره وجود دارند. این شامل خرده‌های اسکلتی با اندازۀ سیلت (بیشتر خارپوستان)، با ترکیبی از مجموعه موجودات جانوری کف‎‍زی و پلانکتونیک است. بیشتر خرده‎‍های اسکلتی به‌شدت ساییده شده‎‍اند (MF-1 در شکل‎‍های ۲ و ۳).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 2: پکستون تا وکستون حاوی الیگوستژین‎‍ها

این رخساره‌ بافت‎‍های گل غالب تا دانه غالب (وکستون تا پکستون) دارد و شامل الیگوستژین‎‍های فراوان، فرامینیفرهای پلانکتونیک (برای مثال‌ Globigerinoides sp.، Hedbergella sp.، و Rotalipora sp.)‌ و خرده‎‍های اسکلتی متنوعی مانند خارپوستان، دوکفه‎‍ای، رودیست، سوزن اسفنج، استراکودها‌ و به‌ندرت فرامینیفرهای کوچک کف‎‍زی (مانند Rotalia sp.) است. علاوه بر این، پلوئیدها به‌عنوان اجزای غیر اسکلتی وجود دارند. خرده‎‍های اسکلتی از‌نظر اندازه بسیار ریزند (عمدتاً به‌اندازۀ سیلت). در میان خرده‎‍های اسکلتی، قطعات خارپوستان فراوان‌اند (MF-2 در شکل‎‍های ۲ و ۳).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 3: وکستون تا مادستون پلاژیک

این رخسارۀ گل غالب شامل فرامینیفرهای پلانکتونیک و پلوئیدهای ریز به‌عنوان آلوکم‎‍های اصلی آن است. قطعات اسکلتی بسیار ریز شامل خرده‎‍های خارپوستان، اسپیکول‌های اسفنجی و دوکفه‎‍ای و همچنین الیگوستژین‎‍ها به‌ندرت وجود دارند. کانی‎‍های اوپک مات (پیریت) دانه‎‍های فرعی‌اند. زیست‌آشفتگی تنها ویژگی رسوبی در این ریز‌رخساره است (MF-3 در شکل‎‍های ۲ و ۳).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 4: خاک قدیمه

این رخساره از پیزوئیدهای بزرگ و خرده‎‍های سنگی (اکستراکلاست‎‍ها) در یک زمینۀ غنی از رس و آهن تشکیل شده است. خرده‎‍های گیاهی و فابریک‎‍های ریشه‌دار در این ریزرخساره مشاهده می‌شوند (MF-4 در شکل‎‍های ۲ و ۳). هیچ محتوایی از مجموعه موجودات جانوری وجود ندارد و ویژگی‌های دیاژنزی جوی مانند انحلال، تبلور مجدد، برشی‌شدن و سیمانی‌شدن متداول‌‌اند. بر‌اساس نتایج آنالیز XRD، کائولینیت و ایلیت دو نوع رایج کانی رسی در این خاک‌های قدیمه‌اند (شکل ۴).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 5: پکستون تا وکستون حاوی خرده‎‍های رودیستی

در این رخساره دانه‌های غالب شامل خرده‎‍های اسکلتی (قطعات رودیست و جلبکی)، پلوئیدها و فرامینیفرهای کف‎‍زی کوچک مانند Nezzazata sp.، Dicyclina sp.، Nezzazatinella sp.، Nummoloculina sp. و Textulariids sp. هستند. اجزای دیگر دوکفه‎‍ای و خرده‎‍های گاستروپودند. در این رخساره‎‍ها پلوئید و اینتراکلاست شایع است. در بیشتر نمونه‎‍ها، پلوئیدها آلوکم‎‍های اصلی‌اند. زیست‌آشفتگی و میکرایتی‌شدن نیز در این رخساره ثبت شده است. این رخساره همچنین‌ طیف وسیعی از بافت‎‍های گل تا دانه غالب دارد (MF-5 در شکل‎‍های ۲ و ۳).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 6: گرینستون تا پکستون حاوی خرده‎‍های رودیستی

اجزای اصلی این رخسارۀ دانه غالب، خرده‌های اسکلتی‌اند که بیشتر از رودیست، خارپوستان، دوکفه‌ای و قطعات جلبک تشکیل شده‌اند. علاوه بر این، فرامینیفرهای کف‎‍زی کوچک و پلوئیدها به‌عنوان دانه‎‍های فرعی وجود دارند. اندازۀ دانه‎‍های آلوکم‎‍ها کالک‎‍آرنایت با جورشدگی خوب است. ویژگی اصلی وجود خرده‌های اسکلتی فراوان با درجه‌های ساییدگی بالا و سیمانی‌شدن اولیه (دریایی) است (MF-6 در شکل‎‍های ۲ و ۳).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 7: پکستون تا وکستون حاوی پلوئید و خرده‎‍های ریز اسکلتی

این رخساره‌ بافت‎‍های گل غالب تا دانه غالب (پکستون تا وکستون) دارد که در آن قطعات اسکلتی و پلوئیدها آلوکم‎‍های اصلی‌اند. فرامینیفرهای کف‎‍زی نیز وجود دارند که شامل Textulariids sp.، Dictyoconus sp. و Orbitolina sp. هستند. خرده‎‍های اسکلتی شامل خارپوستان، رودیست، جلبک‌های سبز داسی کلاد و دوکفه‎‍ای‌اند. اینتراکلاست و پلوئید از اجزای غیر اسکلتی این رخساره به شمار می‎‍روند. الیگوستژین‎‍ها و سوزن‎‍های اسفنجی نیز به‌عنوان دانه‎‍های فرعی وجود دارند (MF-7 در شکل‎‍های ۲ و ۳).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 8: پکستون تا وکستون حاوی الیگوستژین‎‍ها

این رخساره‌ بافت‎‍های گل غالب تا دانه غالب (پکستون تا وکستون) ‌دارد و شامل الیگوستژین‎‍های فراوان، فرامینیفرهای پلانکتونیک (نظیر Globigerinoides sp.، Hedbergella sp. و Rotalipora sp.) و خرده‎‍های اسکلتی متنوعی مانند خارپوستان، دوکفه‎‍ای، رودیست، اسپیکول‌های اسفنجی، استراکودها و به‌ندرت فرامینیفرهای کف‎‍زی کوچک (مانند Rotalia) هستند. علاوه بر این، پلوئیدها به‌عنوان اجزای غیر اسکلتی وجود دارند. خرده‎‍های اسکلتی ازنظر اندازه بسیار ریز (عمدتاً به‌اندازۀ سیلت) هستند. در بین خرده‎‍های اسکلتی، قطعات خارپوستان فراوان‌اند (MF-8 در شکل‎‍های ۲ و ۳).




MF-2

 

 

MF-1

 

MF-4

 

 

MF-3

F-2

 

 

MF-8

 

MF-6

 

 

MF-5

 

 

 

MF-7

F-6

 

 

شکل 2- تصاویر مقاطع نازک میکروسکوپی از ریز‎‍رخساره‎‍های موجود در سازند سروک در میدان‌های خلیج‌فارس

 جزئیات ریزرخساره‌ها در جدول ۱ آمده است. تمام تصاویر در نور PPL گرفته شده‌اند.

Fig 2- Photomicrographs of depositional facies of the Sarvak Formation in the Persian Gulf. Refer to Table 1 for details of microfacies. All photos in PPL.

MF-2

 

MF-1

 

MF-4

 

 

MF-3

 

 

MF-6

 

 

MF-7

MF-5

 

 

MF-8

 

 

 

شکل 3- تصاویر نماهای نزدیک مغزه از ریز‎‍رخساره‎‍های موجود در سازند سروک در میدان‌های خلیح‌فارس‌

Fig 3- Core closeup photos of depositional facies of the Sarvak Formation in the Persian Gulf‌

 

شکل ۴- نتیجۀ آنالیز پراش پرتوی ایکس(XRD) از یکی از نمونه‌های سازند سروک در میدان‌های‌ مطالعه‌شده

Fig 4- Result of X-ray diffraction analysis of a sample from the Sarvak Formation in the studied field‌

 

 

آنالیز فراوانی رخساره‌ها

نمودارهای فراوانی رخساره‌های سازند سروک در شکل 5 نشان داده شده‎‍اند. این نمودارها برای کل سازند سروک و نیز عضوهای خاتیا و میشریف ترسیم شده‎‍اند (شکل 5). همان‌گونه که مشخص است، ریزرخساره‎‍‌های شمارۀ ۲ (پکستون تا وکستون حاوی الیگوستژین‎‍ها)، ۷ (پکستون تا وکستون حاوی پلوئید و خرده‎‍های ریز اسکلتی) و ۶ (گرینستون تا پکستون حاوی خرده‎‍های رودیستی) به ترتیب بیشترین فراوانی را در سازند‌ مطالعه‌شده دارند‌. از این میان، عضو خاتیا اساساً از ریزرخساره‌های شمارۀ ۱ تا ۳ و عضو میشریف از ریزرخساره‌های شمارۀ ۴ تا ۸ تشکیل شده‌اند. در عضو خاتیا، ریزرخساره شمارۀ ۲ فراوانی بیشتری در مقایسه با دیگر ریزرخساره‌ها دارد. دو ریزرخسارۀ شمارۀ ۶ و ۷ نیز در عضو میشریف غلبه دارند (شکل 5).

 

 

شکل 5- نمودارهای فراوانی ریزرخساره‎‍های سازند سروک در میدان A واقع در شرق خلیج‌فارس‌

Fig 5- Facies frequency diagrams of the Sarvak Formation in A Field, eastern Persian Gulf‌

 

 

در بخش غربی خلیج‌فارس، تفاوت‌های چشمگیری از دیدگاه فراوانی رخساره‌ها در سازند سروک مشاهده می‌شود. در این بخش، رخساره‌های کم‌عمق متعلق به بخش‌های درونی پلاتفرم (شامل رخساره‌های لاگون، شول و واریزه‌های ریف‎‍های رودیستی) ‌ بیشترین فراوانی ‌ و رخساره‌های بخش‌های عمیق‌تر پلاتفرم، فراوانی کمتری دارند.

 

فرآیندهای دیاژنزی

مطالعات مقاطع نازک و مغزه‎‍های حفاری نشان داد‌ سازند سروک در خلیج‌فارس، تحت تأثیر فرآیند‎‍های دیاژنزی مختلفی قرار گرفته است که در ادامه، به‌اختصار آنها را شرح و تفسیر می‌دهیم. تصاویر مقاطع نازک میکروسکوپی و مغزه‌های حفاری از این فرآیندها، در شکل‌های 6 و 7 نشان داده شده‌اند.

 

میکرایتی‌شدن (Micritization)

قطعات اسکلتی میکرایتی‌شده (کورتوئیدها) نه‌تنها در رخساره‎‍های لاگون، در رخساره‎‍های شول (‌‌دانه‎‍های حمل مجدد یافته) سازند سروک در میدان‌های‌ مطالعه‌شده بسیار رایج‌اند. به نظر می‌رسد‌ برخی از دانه‌های نامشخص در حین میکرایتی‌شدن کامل خرده‌های اسکلتی تشکیل می‌شوند.

 

زیست‌آشفتگی (Bioturbation)

زیست‌آشفتگی یک ویژگی مشترک در رخساره‎‍های لاگون و دریایی باز سازند سروک در میدان‌های‌ مطالعه‌شده به حساب می‎‍آید. زیست‌آشفتگی عمدتاً به‌عنوان ویژگی‌های حفاری (boring) در دانه‌های اسکلتی بزرگ (مانند رودیست‌ها) ثبت شده است که متعاقباً از پلت‌ها، میکرایت و سیمان پر شده‎‍اند‌. حفرشدگی (burrowing) در رسوبات نرم نوع دیگری از زیست‌آشفتگی است که عمدتاً بر‌ نمونه‎‍های مغزه از سازند سروک‌ تشخیص‌دادنی‌ است.

 

نوشکلی (Neomorphism)

کلسیتی‌شدن خرده‎‍های اسکلتی آراگونیتی و گل (تشکیل سیمان دروغین یا سودو‎‍اسپارایت) معمولاً در رخساره‎‍های رمپ داخلی سازند سروک در میدان‌های‌ مطالعه‌شده رخ می‎‍دهد. در این رخساره‎‍ها، نوشکلی میکرایت را به‌طور جزئی یا کامل به میکرو‎‍اسپار یا سودو‎‍اسپارایت (اندازۀ بلور > 4μm) تغییر داده است. گاهی اوقات، تمایز سیمان واقعی (سیمان اسپاری) و سودو‎‍اسپارایت (سیمان نئومورفیک) مشکل است. در برخی موارد، بافت رخساره در طی نئومورفیسم کاملاً محو می‎‍شود.

 

سیمانی‌شدن (Cementation)

این فرآیند یکی از مهم‌ترین فرآیندهای دیاژنزی در توالی‌های‌ مطالعه‌شده از سازند سروک است که به بسته‎‍شدن تخلخل‎‍های اولیه و دیاژنزی منجر شده است. تخلخل‎‍های بین دانه‎‍ای، درون‌اسکلتی، قالبی و شکستگی در بسیاری از موارد به‌طور کامل یا جزئی با سیمان پر شده‎‍اند. از‌نظر کانی‎‍شناسی، کلسیت فاز اصلی سیمان است، اما دولومیت نیز وجود دارد. حداقل‌ چهار نسل اصلی سیمان در توالی‌های‌ مطالعه‌شده از سازند سروک مشاهده شده است. این سیمان‎‍ها شامل سیمان‌های درشت بلور کلسیتی بین دانه‎‍ای و درون‌دانه‎‍ای، سیمان‎‍های پرکنندۀ تخلخل‎‍های قالبی و شکستگی‎‍ها هستند. این سیمان‎‍ها به شکل دروزی و بلوکی‌اند و ممکن است از چندین محیط دیاژنزی مختلف منشأ بگیرند.

سیمان‌های کلسیتی بین دانه‎‍ای در رخساره‌های شول پر‌انرژی غالب‌اند و به‌ندرت در‌ انواع دیگر رخساره‌ها (عمدتاً در رخساره‌های ریف- واریزۀ ریفی) در سازند سروک وجود دارند. این سیمان‎‍ها قبل از آثار فشردگی (متراکم‌شدن دانه‎‍ها و تشکیل رگچه‎‍های انحلالی) نهشته شده‎‍اند. آنها محصولات معمولی دیاژنز دریایی در شول‎‍های پر‌انرژی، سنگ‎‍های ساحلی و زمین‎‍های سخت‌اند (James and Choquette 1990).

در سازند سروک، بیشتر قطعات رودیست و دیگر دوکفه‎‍ای‎‍ها به‌طور انتخابی شسته‌ و با سیمان کلسیت اسپاری جایگزین شده‎‍اند. همچنین‌ سیمان‌های کلسیت دروزی معمولاً حفره‌های درون اسکلتی را پر می‌کنند (به‌ویژه در فلوتستون‎‍ها و رودستون‎‍های رودیستی). این سیمان‎‍ها معمولاً با فرآیند‎‍های دیاژنزی نوشکلی و انحلال همراه‌اند و با رگچه‎‍های انحلالی و شکستگی قطع می‎‍شوند. شکستگی و سپس سیمانی‌شدن شکستگی‎‍ها (با کلسیت بلوکی) در مقاطع نازک از سازند سروک ثبت شده است. براساس روابط بافتی، این سیمان‎‍ها در طی دیاژنز دفنی (بعد از مرحلۀ شکستگی یا برشی‌شدن) رسوب کرده‎‍اند.

 

فشردگی (Compaction)

این مطالعه نشان می‌دهد که فواصل‌ مطالعه‌شدۀ سازند سروک به‌شدت تحت تأثیر فشردگی در حین و پس از تدفین (عمق تدفین فعلی حدود 2.7 کیلومتر) در چاه‌ مطالعه‌شده قرار گرفته است. ویژگی‎‍های تراکم این سازند به دو دستۀ اصلی طبقه‎‍بندی می‌شود:

 

فشردگی مکانیکی (Mechanical compaction)‌

در توالی‌ مطالعه‌شده، به‌ویژه در عضو میشریف، این فرآیند عمدتاً در رخساره‎‍های دانه غالب مجموعه‌های شول، به‌صورت تغییر شکل و شکستگی دانه ثبت می‌شود.

 

فشردگی شیمیایی (Chemical compaction)

در توالی‌ مطالعه‌شده، استیلولیت‎‍ها و رگچه‎‍های انحلالی ویژگی‎‍های مهم دیاژنزی دیده می‌شوند. با این حال، رگچه‎‍های انحلالی بیشتر در عضو خاتیا رایج‌اند و بیشتر در رخساره‌های گل غالب (وکستون‎‍ها و مادستون‎‍ها) ایجاد شده‌اند. استیلولیت‎‍ها عمدتاً در رخساره‎‍های دانه پشتیبان عضو میشریف مشاهده شده‌اند. آنها به‌دلیل تأثیر منفی زیادی که بر خصوصیات مخزنی دارند، از ویژگی‎‍های دیاژنزی مهم در فواصل‌ مطالعه‌شده محسوب می‎‍شوند. این اهمیت دو جنبه دارد: الف) تأثیر آ‎‍نها بر کاهش تخلخل و به‌دنبال آن سیمانی‌شدن‌ و ب) توسعۀ دولومیت‎‍های مرتبط با استیلولیت یا رگچه‎‍های انحلالی. فرآیند دوم‌ کیفیت مخزن (برای مثال، تراوایی) سنگ میزبان را تا حدی افزایش می‌دهد.

 

دولومیتی‌شدن (Dolomitization)

دولومیت‌های سازند سروک همگی دولومیت‌های مرتبط با استیلولیت‌اند که مدل دولومیتی‌شدن رایج در توالی‌های کربناتۀ کرتاسه در خاورمیانه به شمار می‎‍روند. فراوانی رخساره‎‍های گل غالب و عمق تدفین بیشتر این سازند باعث استیلولیتی‌شدن شدید و دولومیتی‌شدن مرتبط با استیلولیت شده است.

 

انحلال/کارستی‌شدن (Dissolution/Karstification)

انحلال در قسمت بالایی سازند سروک (یعنی عضو میشریف) به شکل حفرات و قالب‎‍های انحلالی در هر دو مقیاس میکروسکوپی و ماکروسکوپی بسیار رایج است. شبکه‌های کارستی شامل حفرات انحلالی مرتبط تا مجزایی‌اند که خالی مانده و یا بخشی از آ‎‍نها یا به‌طور کامل با انواع مختلف سیمان‌های جوی یا تدفینی پر شده‌اند. انحلال عمدتاً در رخساره‌های شول پر‎‍انرژی و رخساره‌های ریف- واریزه ریفی‌، در زیر سطوح رخنمون‌یافتۀ دیرینه رخ داده است.

 

سیلیسی‌شدن، برشی‌شدن و سیمانی‌شدن با اکسید آهن (Silicification, Brecciation, Fe-oxides cementation)

در چاه A واقع در بخش شرقی خلیج‌فارس، برخی از ویژگی‌های دیاژنزی در زیر سطح ناپیوستگی بالای عضو میشریف در هر دو مقیاس ماکرو- و میکروسکوپی توسعه یافته‌اند. آنها شامل افق‎‍های هوازدۀ غنی از پیزوئید با آثار شدید انحلال جوی، سیلیسی‌شدن، رنگ‌آمیزی اکسیدهای آهن و منگنز و برشی‌شدن‌اند.

یک زمینۀ غنی از خاک رس حاوی کانی پیریت بین برش‎‍ها ثبت شده است. با توجه به آنالیزهای پراش پرتو ایکس (XRD)، کائولینیت کانی رسی بیشتر در این فواصل هوازده است. در برخی از نمونه‎‍ها، رنگ‌آمیزی اکسید آهن‌ به رنگ صورتی منجر شده است. سیلیسی‌شدن نیز در این فواصل تغییر‌یافتۀ جوی ثبت و نیز معمولاً جایگزین خرده‎‍های اسکلتی (رودیست‎‍ها) می‎‍شود و برخی از آثار حفاری یا حفرات درون اسکلتی را به‌عنوان سیمان پر می‎‍کند. سیلیس ممکن است از آب‎‍های شیرین قاره‎‍ای در طول رخنمون‌یافتن عضو میشریف منشأ بگیرد. در بخش غربی خلیج‌فارس نیز آثار انحلال گستردۀ جوی در بالاترین بخش سازند سروک همراه با برخی عوارض مرتبط با رخنمون جوی نظیر برشی‌شدن و سیمانی‌شدن جوی مشاهده شده‌اند.

 

شکستگی (Fracturing)

شکستگی‌ها‌ ویژگی‌های مهم پس از رسوب‌گذاری (دیاژنزی) در سازند سروک‌اند که به‌خوبی ثبت شده‎‍اند. موارد زیادی وجود دارد که شکستگی‎‍ها (به‌طور کامل یا جزئی) با سیمان‎‍های کلسیتی پر شده است. شکستگی‎‍های باز نیز وجود دارد. شکستگی‎‍های ریز در طول مطالعات مقطع نازک ثبت می‎‍شوند. در بسیاری از موارد، این فرآیند به ویژگی‌های دیاژنزی بازمی‌گردد که در بالا ذکر شد‌. با‌ وجود اینکه آنالیز دقیق شکستگی هدف این مطالعه نبود، اما جداسازی واضح بین شکستگی‌های طبیعی و القایی بسیار توصیه می‌شود. بخش عمده‎‍ای از شکستگی‎‍ها طبیعی به نظر می‎‍رسد؛ زیرا‌ درجات سیمانی‌شدن متفاوتی دارند.

 

 

 

شکل 6- تصاویر مقاطع نازک میکروسکوپی از فرآیندهای دیاژنزی سازند سروک در خلیج‌فارس‌

A- سیمان بلوکی، مواد آلی و تخلخل؛ B- سیمان دروزی، تخلخل؛ C- شکستگی پر‌شده با سیمان هم‎‍بعد؛ D- استیلولیت و رگچۀ انحلالی، تخلخل ناشی از شکستگی در امتداد آن؛ E- سیمان بلوکی؛ F- سیمان هم‎‍بعد؛ G- تخلخل، استیلولیت و رگچۀ انحلالی، دولومیت؛ H- سیمان دروزی و هم‎‍بعد؛ I- استیلولیت و رگچۀ انحلالی، دولومیت. تمام تصاویر در نور PPL گرفته شده‌اند.

Fig 6- Photomicrographs of diagenetic features of the Sarvak Formation in the Persian Gulf. A: blocky calcite cement, organic matter and porosity. B: drusy cement. C: fracture filled by equant cement. D: stylolite and solution seam. E: blocky cement. F: equant cement. G: porosity, stylolite, solution seam and dolomite. H: drusy and equant cements. I: stylolite, solution seam and dolomite. All photos in PPL.

 

 

چینه‌نگاری سکانسی

در این بخش، چینه‎‍نگاری سکانسی سازند سروک در میدان‌های‌ مطالعه‌شده در نواحی شرقی و غربی خلیج‌فارس ارائه شده است. با توجه به نتایج مطالعات زیست چینه‎‍شناسی، دو ردۀ سکانسی تعریف شده است که به نظر می‎‍رسد سکانس‌های ردۀ سوم و چهارم باشند. ستون جامع رسوب‎‍شناسی سازند سروک در شرق خلیج‌فارس، در شکل 8 و در غرب خلیج‌فارس، در شکل 9 ارائه شده‌اند. در مطالعۀ حاضر، بخش بالایی سازند سروک را به دو سکانس رده‌پایین (رده چهارم؟) تقسیم‎‍بندی می‌کنیم. به‌صورت اختصاری سکانس‎‍های رسوبی سازند سروک را با SDS (Sarvak Depositional Sequence) نام‎‍گذاری کردیم.

 

 

 

 

شکل 7- تصاویر نمای نزدیک مغزه از فرآیندهای دیاژنزی شاخص از سازند سروک در خلیج‌فارس

‌ A- مرز بین سازند سروک و لافان و نیز فرآیند دیاژنزی برشی‌شدن در آن مشاهده می‎‍شود؛ B- تشکیل افق‎‍های پیزوئیدی که نمایانگر دیاژنز متئوریک است؛ C- رگچه‎‍های انحلالی دیده می‎‍شود؛ D- زیست‌آشفتگی در این مغزه مشاهده می‎‍شود؛ E- تخلخل‎‍های حفره‎‍ای حاصل از انحلال در این عکس‌ تشخیص‌دادنی است؛ F- شکستگی دیده می‎‍شود؛ G- سیمانی‌شدن کلسیتی و قالب دو‌کفه‎‍ای که حل شده است؛ H- رگچه‎‍های انحلالی و شکستگی که‎‍ پر شده است؛ I- رگچه‎‍های انحلالی و شکستگی‎‍های کششی عمود بر آنها‌ مشاهده‌شدنی است؛ J- انواع شکستگی؛ K- استیلولیت مورب و دو شکستگی باز در این عکس‌ تشخیص‌دادنی است؛ L- شکستگی‎‍های پر‌شده با سیمان کلسیتی. اختصارات: Br: برشی‌شدن، Fr: شکستگی، Pis: پیزوئید، SS: رگچه‎‍های انحلالی، Bt: زیست‌آشفتگی، Dis: انحلالی، Cm: سیمانی‌شدن، Mo: قالبی، St: استیلولیت.

Fig 7- Core close-up photos of diagenetic features of the Sarvak Formation in the Persian Gulf. A: the Sarvak-Laffan boundary with brecciation. B: pisoid horizon indicating meteoric diagenesis. C: solution seam. D: Bioturbation. E: vuggy pore and dissolution. F: fracturing. G: calcite cementation. H: solution seam and fracturing. I: solution seam and tension fracture. J: fracturing. K: oblique stylolite and fracturing. L: filled fractures. Br: brecciation, Fr: fracturing, Pis: pisoid, SS: solution seam, Bt: bioturbation, Dis: dissolution, Cm: cementation, Mo: moldic pore, St: stylolite.

 

 

سکانس اول (SDS-1)

سیستم‎‍ تراکت پیش‌روندۀ (TST) این سکانس شامل رخساره‎‍های لاگون، رودیستی و دریایی باز است که به ترتیب به‌سمت بالا عمیق‎‍تر شده و به‌سمت سطح سیلابی حداکثر قرار گرفته‎‍اند. سیستم تراکت پس‌رونده (RST) شامل رخساره‌های رودیستی، شول و لاگون است که در یک روند کم‌عمق‌شوندۀ رو به بالا به‌سمت مرز سکانس مرتب شده‌اند. مرز سکانسی بالایی SDS-1با یک سطح رخنمون‎‍یافتگی دیرینه مشخص شده است. انحلال جوی شدید (کارستی‌شدن)، برشی‌شدن ناشی از ریزش شبکه‌های کارستی‌ و توسعۀ افق خاک دیرینه از اصلی‎‍ترین شاخص‎‍های دیاژنزی این سطح ناپیوستگی‌اند. مرز پایینی این سکانس (یعنی SB1) در چاه‎‍های‌ مطالعه‌شده حفر نشده است و بنابراین، شواهدی برای این SB در اینجا ارائه نشده است.

 

سکانس دوم (SDS-2)

این سکانس عمدتاً از رخساره‎‍های دریایی باز در نیمۀ بخش پایین‎‍تر آن (یعنی TST) و رخساره‎‍های لاگون در قسمت بالایی (یعنی RST) تشکیل شده است.‌ مرز سکانسی بالایی SDS-2 با سطح رخنمون‎‍یافتگی دیرینۀ دیگری مشخص می‌شود که با انحلال جوی، سیلیسی‌شدن، رنگ‌آمیزی اکسید آهن‌ و برشی‌شدن مرتبط است. یک واحد شیل دریاچه‎‍ای (سازند لافان) این سکانس را پوشانده است.

 

تفسیر و بحث

مدل رسوبی

بر‌اساس مطالعات ریز‎‍رخساره‎‍ای که در بخش نتایج به آن اشاره شد، به نظر می‎‍رسد‌ محیط رسوبی سازند سروک در میدان‌های واقع در خلیج‌فارس، یک رمپ کربناتۀ هم‎‍شیب بوده است. نظیر چنین مدلی را نیز قبلاً محققان برای سازند سروک در نواحی مختلف زاگرس پیشنهاد داده‎‍اند (Rahimpour-Bonab et al. 2012a; Mehrabi 2023). علاوه بر این در دیگر نواحی زاگرس مانند فروافتادگی دزفول، فارس ساحلی، فارس داخلی و دشت آبادان نیز، مطالعات متعددی بر محیط رسوبی سازند سروک انجام شده است و تقریباً همۀ آنها بر این عقیده‌اند که محیط رسوبی سازند سروک یک رمپ کربناتۀ هم‎‍شیب است (Van Buchem et al. 2011; Mehrabi et al. 2015a).

مدل رسوبی پیشنهادی برای سازند سروک در میدان‌های واقع در خلیج‌فارس در شکل‌ 10 آورده شده است. بر‌اساس این مدل، سازند سروک در یک رمپ کربناته نهشته شده است که شامل کمربندهای رخساره‎‍ای رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ بیرونی است. رخساره‎‍های انتقالی بین مناطق رمپ داخلی و میانی با سطح استهلاک امواج عادی (FWWB) از هم جدا می‌شوند. مجموعه‌های شول پر‌انرژی در رمپ داخلی در سازند سروک ثبت شده است (MF-5 و MF-6). در سازند سروک، این مجموعه‌ها‌ گرینستون‎‍ها و پکستون‎‍های حاوی فرامینیفرهای کف‎‍زی، پلوئید و خرده‎‍های اسکلتی مرتبط با واریزه‎‍های ریفی پراکنده، رخساره‌های لاگون و رمپ میانی ثبت شده‌اند. آلوکم‎‍های رخساره‌های شول عمدتاً واریزه‎‍های رودیست و دیگر دوکفه‎‍ای‎‍ها‌ و با فراوانی کمتر، خرده‎‍های حاوی خارپوستان و فرامینیفرها و پلوئیدها هستند.

مجموعه رخساره‎‍های رمپ میانی طیف گسترده‎‍ای از رخساره‎‍های دریایی کم‌عمق تا نسبتاً عمیق را شامل می‌شود که از‌جمله فابریک‎‍های گل- تا دانه پشتیبان (مادستون/ وکستون تا پکستون) با مجموعه‎‍های فسیلی پلانکتونیک و کف‎‍زی را دارد (MF-1 و MF-7). فرامینیفرهای کف‎‍زی بزرگ و خرده‎‍های اسکلتی (عمدتاً دوکفه‎‍ای‎‍ها و خارپوستان) پکستون‎‍ها تا وکستون‎‍ها به بخش‎‍های نزدیک به مرکز رمپ میانی نسبت داده می‎‍شوند و فرامینیفرها (کف‎‍زی و شناور) و خرده‎‍های اسکلتی (عمدتاً خارپوستان، بریوزوآ و جلبک‎‍های قرمز) مادستون‎‍ها تا وکستون‎‍ها، مشخصۀ بخش‎‍های دور از مرکز رمپ میانی‌اند. پلوئیدها و اینتراکلاست‎‍ها دانه‎‍های غیر اسکلتی درخور توجهی در این رخساره‎‍ها هستند.

مجموعه رخساره‎‍های دریایی عمیق، از‌جمله رخساره‎‍های رمپ بیرونی و حوضه‎‍ای، بخش عمده‎‍ای از توالی‎‍های کربناتۀ کرتاسۀ بالایی را در چاه‎‍های‌ مطالعه‌شده تشکیل می‎‍دهد. آنها به‌عنوان رخساره‌های گل غالب و کم‌انرژی (مادستون تا وکستون) ثبت می‌شوند که در آن مجموعه موجودات جانوری پلانکتونیک (مانند فرامینیفرهای پلانکتونیک و الیگوستژین‎‍ها) اجزای غالب‌اند (MF-2، MF-3 و MF-8). رخساره‎‍های رمپ بیرونی سازند سروک بیشتر به‎‍صورت مادستون‎‍ها تا وکستون‎‍های سرشار از الیگوستژین و فرامینیفرهای پلانکتونیک (مانند Hedbergella sp.، Whitinella sp.، Globigerinelloides sp.، و Rotalipora sp.) مرتبط با رخساره‎‍های رمپ میانی (بخش‎‍های دور از مرکز) ثبت شده‌اند.

 

 

شکل 8- ستون رسوب‎‍شناسی سازند سروک (عضوهای خاتیا و میشریف)، در میدان A واقع در شرق خلیج‌فارس‌

Fig 8- Sedimentological log of the Sarvak Formation in A Field, eastern Persian Gulf‌

 

شکل 9- ستون رسوب‎‍شناسی سازندهای سروک و ایلام در میدان B واقع در غرب خلیج‌فارس‌

Fig 9- Sedimentological log of the Sarvak-Ilam formations in B Field, western Persian Gulf.

 

 

 

 

شکل 10- مدل رسوبی مفهومی سازند سروک در میدان‌های‌ مطالعه‌شده در خلیج‌فارس (اقتباس‌شده با تغییراتی از Mehrabi et al. 2015a)

 SWB: سطح استهلاک امواج طوفانی؛ FWWB: سطح استهلاک امواج عادی؛ PC: پیکنوکلاین. خطوط قرمزرنگ معرف رخساره‌های عضو خاتیا و خطوط مشکی معرف رخساره‌های عضو میشریف‌اند.‌

Fig 10- Conceptual depositional model of the Sarvak Formation in the Persian Gulf (adopted with some modifications from Mehrabi et al. 2015a)‌ SWB: storm wave base. FWWB: fair weather wave base. PC: pycnocline. Red lines: Khatiyah facies; Black lines: Mishrif facies.

 

 

رخساره‎‍های الیگوستژین‌دار از سازند سروک در نقاط مختلف منطقۀ زاگرس گزارش شده‌اند (مانند Ghabeishavi et al. 2010; Rahimpour-Bonab et al. 2012a; Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014). آنها همچنین یک رخسارۀ زیستی، به نام رخسارۀ الیگوستژینا (بیوزون شمارۀ 26)، در طرح زون‌بندی زیستی وایند (James and Wynd 1965) در نظر گرفته می‎‍شوند. در سازند سروک، رخساره‌های حاوی خرده‎‍های ریز اسکلتی (وکستون تا پکستون) و رخساره‎‍های مادستون پلاژیک به قسمت‌های انتهایی رمپ بیرونی یا نواحی حوضه‎‍ای نسبت داده می‌شوند. علاوه بر این، وکستون‌های پلوئید و خرده‎‍های ریز اسکلتی حاوی مقادیر زیادی فرامینیفرهای پلانکتونیک و خرده‎‍های اسکلتی ریز به‌عنوان رسوبات ابتدای رمپ بیرونی در نظر گرفته می‌شوند.

 

توالی پاراژنزی

مطالعات دیاژنزی نشان داده است که سازند سروک محیط‎‍های دیاژنزی دریایی، دیاژنز جوی و سپس دیاژنز تدفینی کم‌عمق و عمیق را تحمل کرده است. بر‌اساس روابط بافتی ویژگی‌های دیاژنزی و کمک‌گرفتن از مطالعات قبلی بر‌ سازند سروک، توالی پاراژنزی ویژگی‌های دیاژنزی این سازند در شکل‌ 11 ارائه شده است. بر این اساس، فرآیندهای دیاژنزی این سازند در چهار قلمروی دیاژنزی دریایی، جوی، تدفینی کم‌عمق و تدفینی عمیق طبقه‌بندی می‌شود.

برای تعیین شکل‌گیری مخزن و تکامل آن در طول رویدادهای پس از رسوب‌گذاری، از پتروگرافی دقیق استفاده شد. در‌نتیجه، فازهای دیاژنزی متوالی شناسایی می‌شوند که کربنات‌های خاتیا و میشریف را دگرسان کردند‌. فرآیندهای اصلی دیاژنزی شامل انحلال همراه با برشی‌شدن، سیمانی‌شدن، دولومیتی‌شدن، تراکم مکانیکی و شیمیایی (استیلولیتی‌شدن)، تبلور مجدد، میکرایتی‌شدن و شکستگی است. مروری بر مطالعات رسوب‌شناسی قبلی بر‌ این سازندها در منطقۀ زاگرس و خلیج‌فارس نیز در ادغام با نتایج مطالعۀ حاضر برای بازسازی توالی پاراژنزی و تاریخ دیاژنز سازند سروک (یعنی اعضای خاتیا و میشریف) استفاده می‌شود.

سازند سروک به‌دلیل نوسانات سطح دریا در مقیاس‌های محلی و منطقه‌ای در طول سنومانین- تورونین، تاریخ دیاژنزی پیچیده‎‍ای را در بخش‎‍های مختلف منطقۀ زاگرس تجربه کرده است (Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014). سطوح رخنمون‌یافتگی دیرینه، کنترل عمده‌ای بر تکامل دیاژنزی سازند سروک داشتند‌ (Rahimpour-Bonab et al. 2013; Hajikazemi et al. 2017; Mehrabi et al. 2022a, b). بر‌اساس وجود یا‌ حضورنداشتن ارتفاعات دیرینه (مانند گنبدهای نمکی و ساختارهای هوست‌مانند)، تعداد این سطوح رخنمون‌یافتگی دیرینه‌ و شدت دگرسانی‌های دیاژنزی مربوط به آنها در بخش‌های مختلف منطقۀ زاگرس متفاوت است.

وجود داده‌های مغزه پیوسته و شواهد ماکروسکوپی کافی از قسمت بالایی سازند سروک (یعنی عضو میشریف)، امکان بحث دربارۀ این سطوح رخنمون‌یافتگی دیرینه‌ را در میدان A فراهم می‌کند. بر این اساس، شواهدی از انحلال جوی در قسمت بالایی عضو میشریف ثبت شده است. در این واحدهای متأثر از جو، رخساره‌های شول با انرژی بالا و واریزۀ ریفی انواع رخساره‌های غالب‌‌اند و حجم بالایی از تخلخل‎‍های انحلالی (قالبی‎‍ و حفره‌ای)، انواع تخلخل غالبی‌اند که ثبت می‌شوند. این زون‎‍ها در زیر سطح رخنمون‌یافتگی دیرینۀ بالای میشریف قرار دارند که یک مرز سکانسی نوع یک (فرسایشی) در نظر گرفته می‌شود و عضو میشریف را از سازند لافان جدا می‎‍کند.

چهار مرحلۀ اصلی تکامل دیاژنزی اعضای خاتیا و میشریف سازند سروک، به شرح زیر است:

مرحلۀ 1- پیشروی دریا، رسوب و دیاژنز دریایی عضو خاتیا در اوایل تا اواسط سنومانین؛

مرحلۀ 2- تراز بالای سطح دریا، رسوب‎‍ و دیاژنز دریایی عضو میشریف در اواسط تا اواخر سنومانین؛

مرحلۀ 3- پایین‌آمدن نسبی سطح دریا، خروج از آب پلتفرم، قرار‌گرفتن در معرض دیاژنز جوی عضو میشریف در مرز سنومانین- تورونین؛

مرحلۀ 4- رسوب شیل لافان در محیط دریاچه‎‍ای در این مرحله رخ داده است.

پس از آن، پیشروی دریایی و ایجاد کارخانۀ کربنات‎‍سازی،‌ به رسوب‎‍گذاری و دیاژنز دریایی سازندهای فوقانی و در‌نهایت، دیاژنز تدفینی سازند سروک منجر شده است.

فرآیندهای دیاژنزی سازند سروک‌ در دو دسته تقسیم‎‍بندی می‌شوند: 1) فرآیندهای دیاژنزی مرتبط با ناپیوستگی‎‍ها؛ 2) فرآیندهای دیاژنزی غیر‎‍مرتبط با ناپیوستگی‎‍ها. در‌واقع‌ فرآیندهای دیاژنزی که مرتبط با ناپیوستگی‎‍ها هستند، نمایانگر محیط دیاژنزی جوی‌اند و رخنمون‎‍یافتگی را نشان می‎‍دهند؛ نظیر انحلال گسترده که آن را کارستی‌شدن می‎‍نامند، سیمانی‌شدن جوی، تشکیل افق‎‍های خاک قدیمه، تشکیل افق‎‍های پیزوئیدی، برشی‌شدن ناشی از انحلال و ریزش، آغشتگی به اکسیدهای آهن، سیلیسی‌شدن جانشینی و نئومورفیسم. از فرآیندهای دیاژنزی غیر‎‍مرتبط با ناپیوستگی‎‍ها نیز به میکرایتی‌شدن، زیست‌آشفتگی، دولومیتی‌شدن تدفینی، فشردگی مکانیکی و شیمیایی، پیریتی‌شدن، سیمانی‌شدن تدفینی و یا دریایی اشاره می‌شود.

 

 

 

شکل 11- توالی پاراژنزی فرآیندهای دیاژنزی سازند سروک در خلیج‌فارس (اقتباس‌شده با تغییراتی از Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014)‌

Fig 11- Paragenetic sequence of diagenetic processes of the Sarvak Formation in the Persian Gulf (adopted with some modifications from Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2014)‌

 

 

یکی از پارامترها و داده‎‍هایی که بسیار به ما کمک می‌کند تا تشخیص دهیم در زمان رخنمون‎‍یافتگی سازند سروک، آب و هوای قدیمه به چه شکلی بوده است، نوع کانی‎‍های رسی است که در افق‎‍های خاک سازند سروک وجود دارد. نتایج آنالیزهای پراش پرتو ایکس نشان می‎‍دهد که کانی‎‍های رسی رایج در افق‎‍های خاک قدیمۀ سازند سروک، کائولینیت و مونت موریونیت‌اند. فراوانی کائولینیت و مونت موریونیت نشان می‎‍دهد‌ در زمان رخنمون‎‍یافتگی سازند سروک، یک آب و هوای گرم و مرطوب بر محیط دیاژنزی حاکم بوده ‌‌و در‌نتیجه فرآیندهای هوازدگی تحت چنین شرایط آب و هوایی، کانی‎‍های رسی از نوع کائولینیت و مونت موریونیت در سازند سروک تشکیل شده است.

 

تأثیر زمین‌ساخت بر خصوصیات رخساره‌ای

با توجه به اینکه بازۀ زمانی نهشت سازند سروک در نواحی مختلف زاگرس (سنومانین – تورونین) مصادف با تحولات عظیم زمین‌ساختی در این منطقه بوده است (Alavi et al. 2007; Farahpour and Hessami 2012)، بنابراین خصوصیات رخساره‌ای و محیط رسوبی این توالی‌ها به میزان زیادی تحت تأثیر این فعالیت‌ها قرار داشته است (Rahimpour-Bonab et al. 2012a). تغییرات درخور توجه در ضخامت سازند سروک از بخش‌های مختلف حوضۀ رسوبی زاگرس را قبلاً محققان اندازه‌گیری و گزارش کرده‌اند (Mehrabi et al. 2015b). همچنین‌ تغییرات چشمگیر در ماهیت رخساره‌ها، کمربندهای رخساره‌ها‌ و زیرمحیط‌های رسوبی نیز از سازند سروک در نواحی مختلف زاگرس گزارش شده است (Esrafili-Dizaji et al. 2015). در خلیج‌فارس نیز نظیر چنین تغییراتی، به‌وضوح دربارۀ ضخامت و رخساره‌های سازند سروک در بخش‌های شرقی و غربی این خلیج‌ مشاهده می‌شود (شکل 12). در بخش شرقی خلیج‌فارس، گنبدهای نمکی مهم‌ترین ساختارهای زمین‌ساختی را به وجود آورده‌اند و تشکیل میدان‌های هیدروکربوری در این ناحیه، بیشتر در ارتباط با همین ساختارها بوده است (نظیر مجموعه میدان‌های سیری).

برخلاف این، در ناحیۀ غربی خلیج‌فارس، گسل‌های پی‌سنگی و ساختارهای بالاآمدۀ قدیمه در ارتباط با آنها (نظیر بلندی‌های خارگ – میش و هندیجان – بهرگانسر)، مهم‌ترین عوارض ساختاری به شمار می‌روند و تله‌های اصلی را برای تجمع نفت گاز در میدان‌هایی نظیر هندیجان، بهرگانسر و غیره به وجود آورده‌اند (Shiroodi et al. 2015; Mohammadrezaei et al. 2020). بر‌ همین بلندی‌های قدیمه، کمترین ضخامت از سازند سروک به ثبت رسیده است و رخساره‌های کم‌عمق متعلق به بخش‌های درونی پلاتفرم از غلبۀ بیشتری برخوردارند که نشان‌دهندۀ کم‌عمق‌تر‌بودن محیط رسوب‌گذاری بر‌ بلندی‌های قدیمه‌اند (شکل 12). تأثیرپذیری ضخامت و تغییرات ماهیت رخساره‌های رسوبی در ارتباط با این ساختارها، حاکی از فعالیت آنها در زمان نهشت سازند سروک در بخش‌های شرقی و غربی و خلیج‌فارس‌اند.

در‌واقع این بلندی‌های قدیمه، فرا‌زمین‌های (Horst) قدیمی موجود در پی‌سنگ‌اند که‌ روی آنها ضخامت لایۀ کم و در منطقۀ بین آنها یا فرو‌زمین‌های (Graben) قدیمی ضخامتشان بیشتر می‌شود که با راستای تقریبی شمالی-جنوبی در پی‌‌سنگ عربی وجود دارند (Ahmadhadi et al. 2007). حال هر چقدر مقدار افتادگی گرابن بیشتر باشد، فضای بیشتری برای رسوب‌گذاری و درنتیجه تشکیل لایۀ ضخیم‌تر فراهم می‌کند که این امر در طرفین بلندای هندیجان-بهرگانسر بیش از بقیه نقاط روی داده است. البته چین‌خوردگی می‌تواند در پی‌سنگ نیز باشد که سقف تاقدیس‌ها نقش بلندی‌های قدیمه را ایفا می‌کنند؛ گرچه به نظر می‌رسد ‌ بیشتر این‌ها ساختار گسلی دارند تا چین‌خوردگی (Mohammadrezaei et al. 2020).

در یک روند کلی و از دیدگاه مقایسه‌ای، چنین به نظر می‌رسد که رخساره‌های سازند سروک در نواحی غربی خلیج‌فارس در محیط‌های کم‌عمق‌تری در مقایسه با ناحیۀ شرقی نهشته شده‌اند. البته این روند کلی ممکن است ‌‌زمانی استثنائاتی را نیز به‌همراه داشته باشد که میدان‌ها‌ را به‌صورت جداگانه ‌مقایسه می‌کنیم‌.

 

 

 

شکل 12- نقشۀ تغییرات ضخامت سازندهای کرتاسۀ بالایی در خلیج‌فارس (A) و پروفیل‌های لرزه‌ای از ساختارهای زمین‌ساختی در بخش‌های غربی؛ (B) و شرقی (C) خلیج‌فارس ‌ مرزهای زیرین و بالایی سازند سروک با رنگ زرد بر‌ پروفیل‌ها مشخص شده است (اقتباس‌شده از Mehrabi et al. 2015a).

Fig 12- A: Isopach map of Upper Cretaceous formations in the Persian Gulf. B-C: Seismic profiles showing structural features of the western (B) and eastern (C) Persian Gulf. Lower and upper boundaries of the Sarvak Formation are marked by yellow lines (adopted from Mehrabi et al. 2015a).

 

کنترل زمین‎‍ساخت بر فرآیندهای دیاژنزی

تأثیر فرآیندهای زمین‌ساختی بر تاریخچۀ دیاژنزی سازند سروک را عمدتاً باید در ارتباط با رخنمون‌یافتگی‌های این سازند در پی بالاآمدگی‌های زمین‌ساختی ناشی از فعالیت گسل‌های پی‌سنگی و گنبدهای نمکی جست‌وجو کرد. بر‌ این ساختارهای بالاآمده، رخنمون‌یافتگی نهشته‌های کربناتۀ سازند سروک و قرارگیری آنها در معرض آب‌های جوی (اقلیم گرم و مرطوب استوایی آن زمان)‌، به رخداد پدیده‌های عظیم کارستی‌شدن (انحلال وسیع) و گسترش افق‌های خاک قدیمه در بالاترین بخش‌های این سازند منجر شده است (Farahpour and Hessami 2012; Mehrabi 2023). این پدیده‌ها با شدت متفاوت از نواحی مختلف زاگرس و به‌ویژه از فروافتادگی دزفول گزارش شده‌اند (Rahimpour-Bonab et al. 2013; Navidtalab et al. 2016, 2024; Hajikazemi et al. 2010; Taghavi et al. 2006). در خلیج‌فارس نیز شواهد مربوط به رخنمون‌یافتگی و پدیده‌های دیاژنزی مرتبط با آن، نظیر انحلال و سیمانی‌شدن جوی، برشی‌شدن، سیلیسی‌شدن، گسترش افق‌های پیزوئیدی و آغشتگی به اکسیدهای آهن، از لایه‎‍های بالایی سازند سروک گزارش شده‌اند (Farzadi and Hesthmer 2007; Mehrabi et al. 2015a). همچنین این وقایع بالاآمدگی زمین‌ساختی، تأثیرگذاری زیادی بر روند تاریخچۀ تدفین سازند سروک و دیگر توالی‌های رسوبی حوضۀ زاگرس گذاشته‌اند (Mashhadi et al. 2015; Hosseini et al. 2016; Hajikazemi et al. 2017). در مطالعۀ حاضر نیز شواهد دیاژنز جوی در ارتباط با یک سطح فرسایشی مهم در رأس سازند سروک، از هر دو میدان ‌مطالعه‌شده‌ در نواحی شرقی و غربی خلیج‌فارس گزارش و ثبت شده‌اند. بنابراین فعل و انفعالات زمین‌ساختی نقش انکارناپذیری در کنترل تحولات دیاژنزی سازند سروک در سرتاسر حوضۀ زاگرس داشته‌اند.

 

تطابق

تطابق چینه‌ای سازند سروک در نواحی مختلف زاگرس، اساساً بر مبنای چینه‌نگاری سکانسی و بر پایۀ ناپیوستگی‌های فرسایشی، به‌خوبی و با دقت بالایی امکان‌پذیر است. به‌طور کلی در نواحی مختلف زاگرس و خلیج‌فارس، به‌دلیل وجود دو ناپیوستگی فرسایشی خیلی مهم در سازند سروک، بخش بالایی این سازند به دو سکانس رسوبی رده‌سوم تقسیم می‌شود. این ناپیوستگی‎‍های فرسایشی عبارت‌اند از:

 

ناپیوستگی فرسایشی مرز سنومانین- تورونین

این ناپیوستگی در جنوب غربی ایران و در برخی دیگر از بخش‌های پلتفرم عربی وجود دارد که در آن دیاپیریسم نمک محلی یا حرکت بلوک‌های پی‌سنگی (حرکات خشکی‌زایی و یا بالاآمدگی‌های محلی) فعال بوده است (مانند Immenhauser et al. 2000, 2001; Sharp et al. 2010; Vincent et al. 2015; Hollis 2011). در شرق حوضۀ بین‌النهرین، یک نبود چینه‌ای، چرخۀ سنومانین را از نهشته‌های تورونین جدا می‌کند (Sadooni 2005; Hollis 2011; Van Buchem et al. 2011). این نبود احتمالاً نتیجۀ حرکات زمین‌ساختی مرز سنومانین- تورونین بوده است که به ایجاد ناپیوستگی میشریف مشاهده‌شده در میدان‌های نفتی جنوب عراق (Sadooni 2005) و معادل آن (سازند سروک در میدان نفتی آب تیمور) در بخش شرقی این حوضه منجر شده است (Rahimpour-Bonab et al. 2012a). این موضوع به رخنمون‌یافتن جوی کربنات‌های این سازند و به‌دنبال آن، بهبود کیفیت مخزنی آنها منجر شده است. با این حال، این ناپیوستگی به‌تدریج به‌سمت شمال غربی حوضۀ زاگرس، یعنی به‌سمت خارج حوضۀ بین‌النهرین ناپدید می‌شود (Cherven 1986).

 

ناپیوستگی فرسایشی تورونین میانی

این مرحله از خروج از آب و رخنمون‌یافتگی پلاتفرم کربناته در سازند سروک و سازندهای معادل آن به‌صورت منطقه‎‍ای شناخته شده است و سازند سروک بالایی را از سازند ایلام جدا می‌کند (Videtich et al. 1988; Sharland et al. 2001; Razin et al. 2010; Sharp et al. 2010; Van Buchem et al. 2011). شواهد این ناپیوستگی‎‍ به‌صورت منطقه‌ای در تمام پلتفرم عربی و حوضۀ زاگرس (شامل خلیج‌فارس، فروافتادگی دزفول و حوضۀ بین‌النهرین)‌ ردیابی می‌شود (Aqrawi et al. 1998, 2010). این ناپیوستگی در پاسخ به فرارانش افیولیت‌ها در حاشیۀ شمال شرقی صفحۀ عربی شکل گرفته است (Sharland et al. 2001; Casini et al. 2011; Hollis 2011; Van Buchem et al. 2011; Farahpour and Hessami 2012; Navidtalab et al. 2024).

در میدان‌های‌ مطالعه‌شده، آثار دیاژنزی مربوط به یک سطح رخنمون‌یافتگی قدیمه و پدیده‌های دیاژنزی مرتبط با آن، نظیر انحلال جوی به‌خوبی در رأس سازند سروک مشهود است. به‌دلیل‌ دسترسی‌نداشتن به داده‌های سنی (مطلق و نسبی)، اظهار‌نظر قطعی دربارۀ سن این ناپیوستگی در چاه‎‍های‌ مطالعه‌شده مقدور نیست. با این حال، با توجه به جایگاه چینه‌شناسی، به نظر می‌رسد که این ناپیوستگی،ناپیوستگی تورونین میانی در نظر گرفته می‌شود که در سرتاسر صفحۀ عربی‌ مشاهده و ردیابی‌شدنی است (Navidtalab et al. 2016; Mehrabi et al. 2022a, b).

تطابق چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در نواحی شرقی و غربی خلیج‌فارس و نیز با یک برش مرجع از توالی‌های معادل در ابوظبی در شکل 13 نشان داده شده است. همان‌گونه که مشخص است، انطباق بسیار خوبی بین سکانس‌ها و سطوح کلیدی سکانسی نظیر مرزهای سکانسی و سطوح بیشینۀ غرقابی‌ مشاهده می‌شود. بر مبنای این تطابق، سطوح بیشینۀ غرقابی شمارۀ ۱۲۰ و ۱۳۰ در چاه‌های‌ مطالعه‌شده از خلیج‌فارس تفکیک شده‌اند و ناپیوستگی فرسایشی شناسایی‌شده نیز منطبق بر ناپیوستگی رأس سازند میشریف در نواحی جنوبی خلیج‌فارس است (Sharland et al. 2001).

 

 

 

 

شکل 13- تطابق چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در نواحی شرقی و غربی خلیج‌فارس (مطالعۀ حاضر) و یک برش از توالی‌های چینه ای معادل در کشورهای عربی حاشیۀ جنوبی خلیج‌فارس (برگرفته از Sharland et al. 2001).

Fig 13- Sequence stratigraphic correlation of the Sarvak Formation in the Persian Gulf and southern Arabian countries (Sharland et al. 2001).

 

نتیجه‌

مطالعات رخساره‌ای حاکی از نهشت سازند سروک در یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ کربناته در خلیج‌فارس است. آنالیز فراوانی رخساره‌ها نشان داد‌ فراوانی رخساره‌ها در سازند سروک، تفاوت‌های اساسی را در نواحی شرقی و غربی خلیج‌فارس نشان می‌دهند، به‌نحوی که رخساره‌های کم‌عمق متعلق به بخش‌های درونی پلاتفرم شامل لاگون، شول و واریزه‌های ریفی در عضو میشریف غلبه دارند، اما عضو خاتیا اساساً از رخساره‌های عمیق رمپ بیرونی و حوضه تشکیل شده است؛

سازند سروک فرآیندهای دیاژنزی متعددی را در محیط‌های دریایی، جوی و تدفینی تحمل کرده است که از این میان، فرآیندهای دیاژنزی جوی نظیر انحلال، سیمانی‌شدن، تبلور مجدد، برشی‌شدن، سیلیسی‌شدن و آغشتگی به اکسیدهای آهن از اهمیت بالایی برخوردار‌ند. این فرآیندها در ارتباط با یک سطح رخنمون‌یافتگی قدیمه در رأس این سازند در هر دو بخش شرقی و غربی خلیج‌فارس گسترش دارند. البته شدت فرآیندهای دیاژنز جوی در بخش غربی خلیج‌فارس بیشتر است؛

تجزیه و تحلیل‌های چینه‌نگاری سکانسی، به شناسایی دو سکانس رسوبی رده‌پایین و یک سکانس رسوبی رده‌بالا در توالی ‌ مطالعه‌شده از سازند سروک منجر شد. مرز سکانسی رأس این سازند‌ یک مرز نوع یک (ناپیوستگی فرسایشی) در نظر گرفته می‌شود و انطباق بالایی را با دیگر نواحی زاگرس و صفحۀ عربی نشان می‌دهد؛

تأثیرپذیری ضخامت و تغییرات ماهیت رخساره‌های رسوبی سازند سروک در ارتباط با ساختارهای زمین‌ساختی نظیر گنبدهای نمکی (در بخش شرقی) و بلندی‌های قدیمۀ مرتبط با گسل‌های پی‌سنگی (در بخش غربی) حاکی از فعالیت آنها در زمان نهشت سازند سروک در خلیج‌فارس‌اند. در یک روند کلی و از دیدگاه مقایسه‌ای، چنین به نظر می‌رسد که رخساره‌های سازند سروک در نواحی غربی خلیج‌فارس در محیط‌های کم‌عمق‌تری در مقایسه با ناحیۀ شرقی نهشته شده‌اند؛

بر ‌این ساختارهای بالاآمده، رخنمون‌یافتگی نهشته‌های کربناتۀ سازند سروک و قرارگیری آنها در معرض آب‎‍های جوی (اقلیم گرم و مرطوب استوایی آن زمان)، به رخداد پدیده‌های عظیم کارستی‌شدن (انحلال وسیع) و گسترش افق‌های خاک قدیمه در بالاترین بخش‌های این سازند منجر شده است. در خلیح‌فارس نیز شواهد مربوط به رخنمون‌یافتگی و پدیده‌های دیاژنزی مرتبط با آن، نظیر انحلال و سیمانی‌شدن جوی، برشی‌شدن، سیلیسی‌شدن، گسترش افق‌های پیزوئیدی و آغشتگی به اکسیدهای آهن از لایه‌های بالایی سازند سروک گزارش شده‌اند. این وقایع بالاآمدگی زمین‌ساختی همچنین تأثیرگذاری زیادی بر روند تاریخچۀ تدفین سازند سروک و دیگر توالی‌های رسوبی حوضۀ زاگرس گذاشته‌اند.

References

Abbasi A.I. Al-Lazki A.I. Al Kindi M.H. (Eds.). 2021. Tectonic Evolution of the Oman Mountains, vol. 392. Geological Society, London, 361–408. https://doi.org/10.1144/SP392.1
Ahmadhadi F. Lacombe O. Daniel J.M. 2007. Early reactivation of basement faults in Central Zagros (SW Iran): evidence from pre-folding fracture populations in Asmari Formation and lower Tertiary paleogeography. In Thrust Belts and Foreland Basins: From fold kinematics to hydrocarbon systems (205-228). Springer Berlin Heidelberg. https://doi.org/10.1007/978-3-540-69426-7_11
Ahr W.M. 2008. Geology of Carbonate Reservoir. John Wiley and Sons Inc., Hoboken, 277 p. https://onlinelibrary.wiley.com/doi/book/10.1002/9780470370650
Alavi M. 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of science, 307(9): 1064-1095. http://dx.doi.org/10.2475/09.2007.02
Alsharhan A.S. 2014. Petroleum systems in the Middle East. Geological Society, London, Special Publications, 392(1): 361-408. https://doi.org/10.1144/SP392.19
Alsharhan A.S. and Sadd J.L. 2000. Stylolites in Lower Cretaceous carbonate reservoirs, UAE. https://doi.org/10.2110/pec.00.69.0185
Aqrawi A.A.M. Mahdi T.A. Sherwani G.H. Horbury A.D. 2010. Characterization of the mid-Cretaceous Mishrif reservoir of the southern Mesopotamian basin, Iraq. In American Association of Petroleum Geologists Conference and Exhibition (Vol. 7, pp. 7-10). https://www.searchanddiscovery.com/documents/2010/50264aqrawi/ndx_aqrawi
Aqrawi A.A.M. Thehni G.A. Sherwani G.H. 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. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.1998.tb00646.x
Bathurst R.G.C. 1976. Diagenesis of carbonate rocks. Journal of the Geological Society, 132(3): 342-343. https://doi.org/10.1144/gsjgs.132.3.0342
Bauer B.O. Lorang M.S. and Sherman D.J. 2002. Estimating Boat-Wake-Induced Levee Erosion using Sediment Suspension Measurements. Journal of Waterway, Port, Coastal, and Ocean Engineering, 128(4): 152–162. https://doi.org/10.1061/(ASCE)0733-950X(2002)128:4(152)
Casini G. Gillespie P.A. Vergés J. Romaire I. Fernández N. Casciello E. and Hunt D.W. 2011. Sub-seismic fractures in foreland fold and thrust belts: insight from the Lurestan Province, Zagros Mountains, Iran. Petroleum Geoscience, 17:263-282. https://doi.org/10.1144/1354-079310-043
Cherven V. Fischer P. Frick E. Grunberg A. Ipswitch S. Menzie R. and Schwartzbart D. 1986. Reservoir geometry and trapping mechanisms, Lindsey Slough Gas field, southern Sacramento basin. Am. Assoc. Pet. Geol., Bull.; (United States), 70(CONF-8604187-).
Choquette P.W. James N. McIlreath I. Morrow D. 1990. Diagenesis. Geoscience Canada, 10(4).
Curray J.R. and Moore D.G. 1964. Holocene regressive littoral sand, Costa de Nayarit, Mexico. In Developments in sedimentology (Vol. 1, pp. 76-82). Elsevier. https://doi.org/10.1016/S0070-4571(08)70470-9
Dravis J. 1979. Rapid and widespread generation of recent oolitic hardgrounds on a high energy Bahamian platform, Eleuthera Bank, Bahamas. Journal of Sedimentary Research, 49(1): 195-207. https://doi.org/10.1306/212F76EE-2B24-11D7-8648000102C1865D
Embry A.F. 1995. Sequence boundaries and sequence hierarchies: problems and proposals. In Norwegian Petroleum Society Special Publications, 5: 1-11. https://doi.org/10.1016/S0928-8937(06)80059-7
Embry A.F. and Johannessen E.P. 1993. T–R sequence stratigraphy, facies analysis and reservoir distribution in the uppermost Triassic–Lower Jurassic succession, western Sverdrup Basin, Arctic Canada. Norwegian petroleum society special publications, 2: 121-146. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-88943-0.50013-7
Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A late Devonian reef tract on northeastern Banks Island. NWT. Bull. Can. Pet. Geol. 19: 730–781. https://doi.org/10.35767/gscpgbull.19.4.730
Esrafili-Dizaji B. and Rahimpour-Bonab H. 2019. Carbonate reservoir rocks at giant oil and gas fields in SW Iran and the adjacent offshore: a review of stratigraphic occurrence and poro-perm characteristics. Journal of Petroleum Geology, 42(4): 343-370. https://doi.org/10.1111/jpg.12741
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: 1-25. https://doi.org/10.1007/s10347-015-0442-8
Farahpour M.M. and Hessami Kh. 2012. Cretaceous sequence of deformation in the SE Zagros fold–thrust belt. Journal of the Geological Society 169 (6): 733–743. https://doi.org/10.1144/jgs2012-042
Farzadi P. and Hesthmer J. 2007. Diagnosis of the upper Cretaceous palaeokarst and turbidite systems from the Iranian Persian Gulf using volume-based multiple seismic attribute analysis and pattern recognition. Petrol. Geosci. 13:227–240. https://doi.org/10.1144/1354-079306-71
Flügel E. 2013. Microfacies of carbonate rocks: analysis, interpretation and application, Springer Science & Business. https://link.springer.com/book/10.1007/978-3-642-03796-2
Folk R.L. 1959. Practical petrographic classification of limestones. AAPG bulletin, 43(1): 1-38. https://doi.org/10.1306/0BDA5C36-16BD-11D7-8645000102C1865D
Friedman G.M. Amiel A.J. and Schneidermann N. 1974. Submarine cementation in reefs; example from the Red Sea. Journal of Sedimentary Research, 44(3): 816-825. https://doi.org/10.1306/212F6BB8-2B24-11D7-8648000102C1865D
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. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2009.08.014
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. https://doi.org/10.1144/SP330.12
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. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2017.06.035.
Hollis C. 2011. Diagenetic controls on reservoir properties of carbonate successions within the Albian–Turonian of the Arabian Plate. Petrol. Geosci. 17: 223–241. https://doi.org/10.1144/1354-079310-032
Hosseini S. Conrad M.A. Clavel B. and Carras N. 2016. Berriasian-Aptian shallow water carbonates in the Zagros fold-thrust belt, SW Iran: Integrated Sr-isotope dating and biostratigraphy. Cretaceous Research 57: 257-288. https://doi.org/10.1016/j.cretres.2015.09.007
Immenhauser A. Creusen A. Esteban M. and Vonhof H.B. 2000. Recognition and interpretation of polygenic discontinuity surfaces in the Middle Cretaceous Shu’aiba, Nahr Umr, and Natih Formations of Northern Oman. GeoArabia 5(2): 299-322. https://doi.org/10.2113/geoarabia0502299
Immenhauser A. Van Der Kooij B. Van Vliet A. Schlager W. and Scott R.W. 2001. An ocean‐facing Aptian–Albian carbonate margin, Oman. Sedimentology 48(6): 1187-1207. https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.2001.00416.x
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. AAPG bulletin, 49(12): 2182-2245. https://doi.org/10.1306/A663388A-16C0-11D7-8645000102C1865D
James N.P. and Choquette P.W. 1990. Limestones — The seafloor diagenetic environment. In: Diagenesis, McIlreath I.A. and Morrow D.W. (eds.), Geosc. Canada Reprint Series, 4: 13–34.
Keller G. 2008. Cretaceous climate, volcanism, impacts, and biotic effects. Cretaceous Research, 29(5-6): 754-771. https://doi.org/10.1016/j.cretres.2008.05.030
Korbar T. Fuček L. Husinec A. Vlahović I. Oštrić N. Matičec D. and Jelaska V. 2001. Cenomanian carbonate facies and rudists along shallow intraplatform basin margin-the island of Cres (Adriatic Sea, Croatia). Facies, 45(1): 39–58. https://doi.org/10.1007/BF02668104
Lai J. Liu S. Xin Y. Wang S. Xiao C. Song Q. Chen X. Wang G. Qin Z. and Ding X. 2021. Geological-petrophysical insights in the deep Cambrian dolostone reservoirs in Tarim Basin, China. AAPG (Am. Assoc. Pet. Geol.) Bull. 105 (11): 2263–2296. https://doi.org/10.1306/03122119135
Lapponi F. Casini G. Sharp I. Blendinger W. Fernández N. Romaire I. and Hunt D. 2011. From outcrop to 3D modelling: a case study of a dolomitized carbonate reservoir, Zagros Mountains, Iran. Petroleum Geoscience, 17:283-307 https://doi.org/10.1144/1354-079310-040
Longman M.W. 1980. Carbonate diagenetic textures from near surface diagenetic environments. AAPG bulletin 64(4): 461-487. https://doi.org/10.1306/2F918A63-16CE-11D7-8645000102C1865D
Machel H.G. 2004. Concepts and models of dolomitization: a critical reappraisal. Geological Society, London, Special Publications, 235(1): 7-63. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.2004.235.01.02
Mashhadi Z.S. and Rabbani A.R. 2015. Organic geochemistry of crude oils and Cretaceous source rocks in the Iranian sector of the Persian Gulf: An oil–oil and oil–source rock correlation study. International Journal of Coal Geology 146: 118-144. https://doi.org/10.1016/j.coal.2015.05.003
Mehrabi H. 2023. Deposition, diagenesis, and geochemistry of Upper Cretaceous carbonates (Sarvak Formation) in the Zagros Basin and the Persian Gulf, Iran. Minerals, 13, 1078, https://doi.org/10.3390/min13081078
Mehrabi H. Navidtalab A. Enayati A. and Bagherpour B. 2022a. Age, duration, and geochemical signatures of paleo-exposure events in Cenomanian–Santonian sequences (Sarvak and Ilam formations) in SW Iran: insights from carbon and strontium isotopes chemostratigraphy. Sedimentary Geology 434, 106136. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2022.106136
Mehrabi H. Navidtalab A. Rahimpour-Bonab H. and Heimhofer U. 2022b. 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. https://doi.org/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: 147–167. https://doi.org/10.1007/s10347-013-0374-0
Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Hajikazemi E. and Jamalian A. 2015a. Controls on depositional facies in upper cretaceous carbonate reservoirs in the Zagros area and the Persian Gulf. Iran. Facies 61, 23. https://doi.org/10.1007/s10347-015-0450-8
Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Enayati-Bidgoli A. and Esrafili-Dizaji B. 2015b. Impact of contrasting paleoclimate on carbonate reservoir architecture: cases from arid Permian-Triassic and humid Cretaceous platforms in the South and Southwestern Iran. J. Petrol. Sci. Eng. 126: 262–283. https://doi.org/10.1016/j.petrol.2014.12.020
Moghadam H.S. Li Q.L. Griffin W.L. Stern R.J. Santos J.F. Ducea M.N. and O'Reilly S.Y. 2022. Temporal changes in subduction-to collision-related magmatism in the Neotethyan orogen: The Southeast Iran example. Earth-Science Reviews 226, 103930. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2022.103930
Mohammadrezaei H. Alavi S.A. Cardozo N. and Ghassemi M.R. 2020. Deciphering the relationship between basement faulting and two-phase folding in the Hendijan anticline, northwest Persian Gulf, Iran. Marine and Petroleum Geology 122, 104626. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2020.104626
Moore C.H. and Wade W.J. 2013. Carbonate Reservoirs Porosity and Diagenesis in a Sequence Stratigraphic Framework. Elsevier: Developments in Sedimentology Book series 67, 374p. https://www.sciencedirect.com/bookseries/developments-in-sedimentology/vol/67/suppl/C
Morad S. Al-Aasm I.S. Nader F.H. Ceriani A. Gasparrini M. and Mansurbeg H. 2012. Impact of diagenesis on the spatial and temporal distribution of reservoir quality in the Jurassic Arab D and C members, offshore Abu Dhabi oilfield, United Arab Emirates. GeoArabia, 17(3): 17-56. https://doi.org/10.2113/geoarabia170317
Morrow D.W. 1982. Diagenesis 1. Dolomite-Part 1: The chemistry of dolomitization and dolomite precipitation. Geoscience Canada, 9(1): 5-13. https://journals.lib.unb.ca/index.php/GC/article/view/3279
Motiei H. 1995. Stratigraphy of Zagros. Publ. Geol. Survey Iran [In Persian].
Nairn A.E.M. and Alsharhan A.S. 1997. Sedimentary basins and petroleum geology of the Middle East. Elsevier. https://doi.org/10.1016/B978-0-444-82465-3.X5000-1
Navidtalab A. Mehrabi H. Shafaii Moghadam H. and Rahimpour-Bonab H. 2024. Strontium isotope proxy of sedimentological records reveals uplift and erosion in the Southeastern Neo-Tethys Ocean during the late Cretaceous. Sci Rep 14, 3499 (2024). https://doi.org/10.1038/s41598-024-54128-3
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. Sediment. Geol. 346: 35–48. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2016.10.003
Nelson R.A. 2001. Geologic Analysis of Naturally Fractured Reservoirs. 2nd Edition, Gulf Professional Publishing, Boston, 332. https://shop.elsevier.com/books/geologic-analysis-of-naturally-fractured-reservoirs/nelson/978-0-88415-317-7
Orang K. Motamedi H. Azadikhah A. Royatvand M. 2018. Structural framework and tectono-stratigraphic evolution of the eastern Persian Gulf, offshore Iran. Marine and Petroleum Geology 91: 89-107. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2017.12.014
Piryaei A. Reijmer J.J. van Buchem F.S. Yazdi-Moghadam M. Sadouni J. and Danelian T. 2010. The influence of Late Cretaceous tectonic processes on sedimentation patterns along the northeastern Arabian plate margin (Fars Province, SW Iran). Geological Society, London, Special Publications, 330(1): 211-251. https://doi.org/10.1144/SP330.11
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Enayati-Bidgoli A.H. and Omidvar M. 2012a. Coupled imprints of tropical climate and recurring emersions on reservoir evolution of a mid- Cretaceous carbonate ramp, Zagros Basin, SW Iran. Cretac. Res. 37: 15–34. https://doi.org/10.1016/j.cretres.2012.02.012
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Navidtalab A. and Izadi-Mazidi E. 2012b. Flow unit distribution and reservoir modelling in cretaceous carbonates of the Sarvak Formation, Abteymour oilfield, Dezful Embayment, SW Iran. J. Petrol. Geol. 35: 213–236. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2012.00527.x
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Navidtalab A. Omidvar M. Enayati-Bidgoli A.H. Sonei 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. J. Petrol. Geol, 36 (4): 335–362. https://doi.org/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, London, Special Publications 329(1): 187-218. https://doi.org/10.1144/SP329.9
Revil A. Grauls D. and Brévart O. 2002. Mechanical compaction of sand/clay mixtures. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 107(B11): ECV 11-1-ECV 11-15. https://doi.org/10.1029/2001JB000318
Sadeghi S. Hashemi H. and Beiranvand B. 2023. Sequence stratigraphy and microfacies of the Sarvak Formation, west of the Hendijan–Bahregansar–Nowrooz Palaeohigh. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches 39(2): 23-44. https://doi.org/10.22108/JSSR.2023.138811.1266
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. https://doi.org/10.1016/j.cretres.2004.11.016
Scotese C.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 (1): 679–728. https://doi.org/10.1146/annurev-earth-081320-064052
Sharland P.R. Archer R. Casey D.M. Davies R.B. Hall S.H. Heyward A.P. Horbury A.D. and Simmons M.D. 2001. Arabian plate sequence stratigraphy. GeoArabia, Special Publication 2.
Sharp I. Gillespie P. Morsalnezhad D. Taberner C. Karpuz R. Vergés J. and Hunt D. 2010. Stratigraphic architecture and fracture-controlled dolomitization of the Cretaceous Khami and Bangestan groups: an outcrop case study, Zagros Mountains, Iran. Geological Society, London, Special Publications 329(1): 343-396. https://doi.org/10.1144/SP329.14
Shiroodi S.K. Ghafoori M. Faghih A. Ghanadian M. Lashkaripour G. and Moghadas N.H. 2015. Multi-phase inversion tectonics related to the Hendijan–Nowrooz–Khafji Fault activity, Zagros Mountains, SW Iran. Journal of African Earth Sciences 111: 399-408. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2015.08.015
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. https://doi.org/10.1144/1354-079305-672
Tucker M.E. and Bathurst R.G. (Eds.). 2009. Carbonate diagenesis. John Wiley & Sons. https://doi.org/10.1017/S001675680001846X
Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Scientific Publications, Oxford. https://doi.org/10.1002/9781444314175
Vail P.R. Mitchum Jr. R.M. and Thompson S. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level: Part 4. Global cycles of relative changes of sea level.: Section 2. Application of seismic reflection configuration to stratigraphic interpretation. https://doi.org/10.1306/M26490C6
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. https://doi.org/10.1144/1354-079310-061
Van Buchem F.S. Razin P. Homewood P.W. Oterdoom W.H. and Philip J. 2002. Stratigraphic organization of carbonate ramps and organic-rich intrashelf basins: Natih Formation (middle Cretaceous) of northern Oman. AAPG Bulletin. 86(1): 21-53. https://doi.org/10.1306/61EEDA30-173E-11D7-8645000102C1865D
Van Buchem F.S. Razin P. Homewood P.W. Philip J.M. Eberli G.P. Platel J.P. and Cantaloube S. 1996. High resolution sequence stratigraphy of the Natih Formation (Cenomanian/Turonian) in northern Oman: distribution of source rocks and reservoir facies. GeoArabia 1(1): 65-91. https://doi.org/10.2113/geoarabia010165
Videtich P.E. McLimans R.K. Watson H.K.S. and Nagy R.M. 1988. Depositional, diagenetic, thermal, and maturation histories of Cretaceous Mishrif Formation, Fateh field, Dubai. AAPG bulletin 72(10): 1143-1159. https://doi.org/10.1306/703C996A-1707-11D7-8645000102C1865D
Vincent B. Van Buchem F.S.P. Bulot L.G. Jalali M. Swennen R. Hosseini A.S. and Baghbani D. 2015. Depositional sequences, diagenesis and structural control of the Albian to Turonian carbonate platform systems in coastal Fars (SW Iran). Marine Petrol Geol. 63: 46–67. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2015.02.018
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 40, Issue 2 - Serial Number 95
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 40, Issue 2, No. 95, Summer 2024
July 2024
Pages 27-58

Files

Share

How to cite

Statistics