Facies variation, sedimentary environments, and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation adjacent to the Hendijan–Bahregansar and Kharg–Mish Palaeohighs, northwestern Persian Gulf

Document Type : Research Paper

Authors

1 PhD student of Stratigraphy and Palaeontology, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran

3 Associate Professor, Research Institute of Petroleum Industry (RIPI), Tehran, Iran

4 MSc in Stratigraphy and Palaeontology, Iran Offshore Oil Company, Tehran, Iran

10.22108/jssr.2024.141392.1288

Abstract

Abstract
The northwestern part of the Iranian sector of the Persian Gulf (NWPG) is a highly significant hydrocarbon offshore area, located within the southern Mesopotamian Foreland Basin. It lies in front of the Zagros Fold Belt along the subducting margin of the Arabian plate. Tectonic movements along the Hendijan–Bahregansar and Kharg–Mish palaeohighs influenced the Cretaceous stratigraphy of the NWPG. The reservoir significance of the Sarvak Formation makes data about microfacies, sedimentary environments, and sequence stratigraphy of the rock unit in areas adjacent to the palaeohighs (Hendijan, Bahregansar, Kharg, and Dorood oilfields) quite valuable. Rock samples and available palaeologs are used to define the microfacies and to interpret the depositional environments of the Sarvak Formation from the Dorood, Bahregansar, and Hendijan subsurface sections. Seven microfacies attributed to three sub-environments, namely, inner-, middle-, and outer ramp are designated. The absence of turbidites and continuous reefs indicates that carbonates of the Sarvak Formation in the studied area accumulated on a homoclinal ramp. Additionally, three third-order depositional sequences are identified. The first depositional sequence signifies that during late Albian–Cenomanian the area was structurally stable while in Cenomanian (the second and third sedimentary sequences) the Sarvak Formation comprises shallow facies as the result of the sea level fall. Finally, the late Cenomanian epirogenic movements and uplift along the Kharg–Mish and Hendijan–Bahregansar caused regression and erosion of the Cenomanian strata in adjacent areas.
Keywords: Microfacies, Depositional environments, Sequence stratigraphy, Middle Cretaceous, Sarvak Formation, Persian Gulf.
 
 
Introduction
The Persian Gulf, 240000 km2 in the area, is bordered by the Abadan Plain and the southern part of the Dezful Embayment on the north, the Fars platform on the northeast, the Arabian Peninsula on the south, and Oman on the east (Ziegler 2001; Konyuhov and Maleki 2006; Ghazban 2007; Al-Qayim et al. 2018). Development of the Persian Gulf region occurred during the Late Cenozoic and after the formation of the Zagros Ranges (Ghazban 2007). The Hendijan–Bahregansar and Kharg–Mish are two major fault systems in northwestern the Persian Gulf. The Kharg–Mish palaeohigh was active from the Aptian whereas the former remained inactive till the latest Cenomanian when uplift along both resulted in favorable conditions for the formation of such oil traps as the Hendijan, Bahregansar, Kharg and Dorood oilfields. Of these, the Sarvak Formation is an important oil reservoir in the Zagros area (Motiei 1994; Van Buchem et al. 2011; Esrafili-Dizaji et al. 2015; Vincent et al. 2015). Tectonic movements along the Hendijan–Bahregansar and Kharg–Mish palaeohighs influenced the Cretaceous stratigraphy of the NWPG. The reservoir significance of the Sarvak Formation makes data about microfacies, sedimentary environments, and sequence stratigraphy of the rock unit in areas adjacent to the Hendijan–Bahregansar and Kharg–Mish palaeohighs in the Hendijan, Bahregansar, Kharg, and Dorood oilfields. Rock samples and the available palaeologs are used to define the microfacies and to interpret the depositional environments of the Sarvak Formation from the Dorood, Bahregansar, and Hendijan subsurface sections.
 
Material & Methods
A total of 210 thin sections made of rock samples collected from the Sarvak Formation are examined regarding their petrographic, sedimentologic, and stratigraphic features. Additionally, available information, including palaeologs and unpublished internal reports documenting the Sarvak Formation in the Kharg Oilfield are consulted. The petrographic carbonate classification follows that of Dunham (Dunham 1962). Flügel (2010) facies belts and sedimentary models are also used. The sequence stratigraphic approach based on Sharland et al. (2001) model for the Arabian Plate and its subsequent updates (Bromhead et al. 2022; Van Buchem et al. 2011; Davies et al. 2002, 2019) are adopted herein.
 
Discussion of Results & Conclusions
The Sarvak Formation in the northwestern part of the Persian Gulf comprises 0–700 m carbonates with silty shales, dolomitized limestones, and dolostone intercalations. It succeeds the Kazhdumi Formation and precedes the Ilam or Gurpi formations. The stratigraphic distribution of foraminifera therein led to the introduction of some biozones/biofacies (Wynd 1965). These include Trocholina-Orbitolina assemblage biozone, Rudist debris biofacies, Nezazzata-alveolinids assemblage biozone and Oligostegina biofacies. According to the fossil content and also the lack of index fossils, the Sarvak Formation at the subsurface sections studied is dated as late Albian–Cenomanian.
Seven microfacies attributed to three sub-environments, namely, inner-, middle-, and outer ramp are identified from the Hendijan, Bahregansar, and Dorood oilfields. Poorly fossiliferous dolomitized lime mudstone microfacies recognized in the Bahregansar and Hendijan oilfields are comparable with the tidal facies previously reported from the Kuh-e-Mond, Ahwaz oilfield, and the Sarvak Formation around Shiraz. The presence of peloidal miliolid grainstone, miliolid lime mudstone, and miliolid foraminifera grainstone microfacies shows that, for the most part, deposition occurred in such a low-energy environment as an inner ramp. These facies occurring in all wells studied are previously reported from the Masjed Soleiman, Kuh-e-Siah, Kuh-e-Mond, Kuh-e-Bangestan, Siri, and Ahwaz oilfields. Middle ramp sediments comprising rudist bioclast packstone-grainstone microfacies occur in the Dorood and Bahregansar oilfields and exhibit characteristics of high-energy environments. These facies have previously been reported from the Kuh-e-Siah, Kuh-e-Mond, Shivand stratigraphic section and Kuh-e-Bangestan. The outer ramp facies include benthic-planktonic foraminifera wackestone and planktonic foraminifera mudstone-wackestone. The main components of this microfacies are planktonic foraminifera accompanied by oligosteginids. The absence of turbidites and continuous reefs indicates that carbonates of the Sarvak Formation in the studied area accumulated on a homoclinal ramp.
Additionally, three third-order depositional sequences are identified. The first is incomplete as its lower boundary occurs within the Kazhdumi Formation. The Transgressive System Tracts (TST) starts with a reduction in the arriving of fine-grained siliciclastic input (shale) from the Arabian Plate was associated with inner to outer ramp biofacies. The Maximum flooding surface (MFS) was associated with the microfacies 6 and 7 in the Bahregansar and Hendijan oilfields. In contrast, the MFS in other wells is located in the inner ramp (microfacies 3 and 4). The Highstand system tract (HST) is represented by a shallowing upward sequence in the middle to inner ramp facies with diverse benthic foraminiferal assemblages accumulated in a progradational pattern (microfacies 3). Comparison of the data from these wells with those from the Ahwaz oilfield (Bromhead et al. 2022), and well F in Kuwait shows that the MFS probably can be correlated with the K110 of Sharland et al. (2001) in other parts of the Arabian plate. Depositional sequences 2 and 3 are identified in the middle of the Sarvak Formation. The depositional sequence 2 represents the last one identified in the Bahregansar and Dorood oilfields due to tectonic activities along the Hendijan–Bahregansar and Kharg–Mish faults. The TST of this sequence starts with inner and outer ramp biofacies and the MFS was associated with microfacies 5 and 6. The sedimentary package representing stagnation (early HST) and the onset of sea level regression (late HST) includes inner ramp facies rich in benthic foraminifera with such porcelaneous and agglutinated representatives as Nezazzata, alveolinids, miliolids, and textulariids. The third depositional sequence (incomplete) is identified in the Kharg Oilfield. The TST starts with inner ramp biofacies and the MFS was associated with the microfacies 5. The HST is represented by inner ramp facies. Comparison of the data from these wells with those from the Arabian plate sequence stratigraphic model indicates that depositional sequences 2 and 3 are similar to the k120 and K130 identified from the Arabian plate.
The first depositional sequence signifies that during late Albian–Cenomanian the area was structurally stable while in Cenomanian (the second and third depositional sequences) the Sarvak Formation comprises shallow facies resulting from the sea level fall. Finally, the late Cenomanian epirogenic movements and uplift along the Hendijan–Bahregansar and Kharg–Mish faults caused regression and erosion of the Cenomanian strata in adjacent areas.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سازند سروک ‌‌یک واحد سنگ چینه‌ای کربناته به سن کرتاسۀ میانی (آلبین- تورونین) از مخازن مهم هیدروکربنی جنوب غرب ایران است (Motiei 1994; Van Buchem et al. 2011; Esrafili-Dizaji et al. 2015; Vincent et al. 2015). این سازند به‌عنوان بخشی از گروه بنگستان، در سکوی کربناتی گسترده‌ای در حاشیۀ جنوبی نئوتتیس نهشته شده است (Ghabeishavi et al. 2010). با توجه به اهمیت سازند سروک در حوضۀ زاگرس، مطالعات مختلفی در این زمینه‌ها انجام شده است که به‌طور خلاصه به موارد مهم زیر اشاره می‌شود.

(Wynd (1965 بیوزون‌ها و رخساره‌های زیستی متعددی را در نهشته‌های مزوزوئیک- سنوزوئیک منطقۀ زاگرس معرفی کرد و پس از آن (Khalili (1976 با استفاده از نتایج مطالعۀ مذکور، نقشه‌های رخساره‌ای و هم‌ضخامت سازندهای سروک و ایلام را در محدودۀ وسیعی از منطقۀ زاگرس ترسیم کرد. (Piryaei et al. (2010 با مطالعه و بازنگری سن سازند سروک در ناحیۀ فارس، سه فاز تکتونیکی مؤثر بر نحوۀ رسوب‌گذاری سازند سروک را شناسایی کردند که در تفسیر پالئوژئوگرافی حوضه، میزان رسوب‌گذاری و نبودهای رسوبی بسیار حائز اهمیت‌اند. (Razin et al. (2010 در رسوبات سنومانین - تورنین جنوب غرب ایران، چهار سکانس رسوبی رده سوم را معرفی و آن را نمونه‌ای از پلاتفرم‌های کربناته برای بررسی تغییرات سطح آب دریا و فضای رسوب‌گذاری در نظر گرفتند. (Hajikazemi et al. (2012 چینه‌نگاری شیمیایی کربنات‌های سنومانین- تورونین سازند سروک را در پنج مقطع چینه‌شناسی بررسی کردند. (Omidvar et al. (2014 زون‎‍بندی فرامینیفرهای سازند سروک را در فروافتادگی دزفول همراه با مطالعات رسوب‌شناسی و ژئوشیمیایی ‌اصلاح کردند. (Vincent et al. (2015 با مطالعۀ چینه‌نگاری رسوبات آلبین - تورنین (سازندهای کژدمی و سروک) در جنوب غرب ایران، رسوبات کربناته آلبین را تحت تأثیر تغییرات سطح آب دریا و رسوبات کربناتۀ سنومانین- تورنین را تحت تأثیر فعالیت‌های تکتونیکی و دیاپیریسم در نظر گرفتند.Navidtalab et al. 2016))، دیاژنز سطوح فرسایشی سازندهای سروک و ایلام را در منطقۀ رگ سفید مطالعه کردند. مطالعۀ سروک بالایی در منطقۀ ایذه ‌به‌وسیلۀ Kalanat and Vaziri-Moghaddam 2019))، نشان‌دهندۀ تغییر محتوای فسیلی و محیط رسوبی ناشی از تغییر در میزان اکسیژن در رابطه با تغییرات آب و هوایی در مرز سنومانین – تورونین است. Gholamizadeh et al. (2019) با مطالعۀ چینه‌نگاری سازند سروک در کوه موند و کوه سیاه، 15 ریزرخسارۀ مربوط به محیط‌های لاگون، ریف، دریای باز‌ و دریای عمیق را در محیط رسوبی رمپ تا شلف شناسایی کردند. همچنین در این مطالعه شش سکانس رسوبی رده سه مشخص شد. (Mirzaee Mahmoodabadi (2020 ده ریزرخساره و هشت نوع تخلخل را در سازند سروک میدان نفتی اهواز معرفی کرد. (Kakemem et al. (2022  سازند سروک را در دزفول شمالی (میدان‌های اهواز و منصوری) مطالعه و 12 ریزرخسارۀ مربوط به محیط رمپ هموکلینال شناسایی کردند. (Mehrabi (2023 ضمن بررسی سازند سروک در جنوب و جنوب غرب ایران، فعالیت‌های تکتونیکی را هم‌زمان با تغییرات سطح آب دریا‌ و عوامل کنترل‌کنندۀ رخساره‌ها را در نظر گرفت.

منطقۀ خلیج‌فارس، یکی از غنی‌ترین مناطق هیدروکربنی جهان در خاورمیانه شناخته شده است (Ghazban 2007). فاز عمدۀ فعالیت‌های تکتونیکی کرتاسۀ میانی و پسین (آپتین- ماستریشتین) خلیج‌فارس، ناشی از بسته‌شدن نئوتتیس و برخورد قاره- قاره بود. چینه‌شناسی کرتاسۀ شمال غرب خلیج‌فارس تحت تأثیر دو بالاآمدگی خارگ- میش و هندیجان - بهرگانسر است. تاکنون پژوهش‌های زیادی در ارتباط با حرکات تکتونیکی ارتفاعات قدیمی خارگ- میش و هندیجان – بهرگانسر انجام شده است که در زیر به خلاصه‌ای از آنها اشاره می‌شود.

(Murris (1980 با مطالعۀ بلندی‌های هفتکل، هندیجان- بهرگانســــر و خارگ- میش در حوضۀ پیش‌بوم زاگرس، بالاآمدگی آنها را مربوط با فعالیت‌های پی‌سنگی دانست. (Abdolahifard et al. (2006 با تکیه بر داده‌های زیر‌سطحی، ساختارهای عمیق و پی‌سنگی فروافتادگی دزفول، دشت آبادان و بخش‌های حاشیه‌ای شمال غربی خلیج‌فارس و تأثیر ساختارهای فوق بر ‌سـاختمان‌های جوان‌تر بررسی کردند. (Soleimany and Sabat (2010 با استفاده از داده‌های لرزه‌ای دو فاز چین‌خوردگی (قبل از کرتاسۀ بالایی و بعد از کرتاسۀ بالایی) را در بلندی‌های هندیجان- بهرگانسر و خارگ -میش معرفی کردند. این مطالعه نشان داد در رسوبات قدیمی‌تر از کرتاسۀ فوقانی، محور تاقدیس‌ها عمدتاً دارای روند عربی (شـمالی-جنوبی) است، ولی در رسوبات هم‌زمان با کرتاسۀ فوقانی و حتی جوان‌تر، محور تاقدیس‌ها روند زاگرســـی (شمال غرب- جنوب شرق) دارد. (Shiroodi et al. (2015 در داده‌های لرزه‌ای با مطالعۀ تغییرات ضخامت توالی‌های رسوبی شش مرحله فاز تکتونیکی را اطراف گسل هندیجان- بهرگانسر شناسایی کردند. (Valero et al. (2015 با کمک داده‌های لرزه‌ای توانستند رسوبات تاقدیس نوروز را به دو دسته (رسوبات پیش از چین‌خوردگی و پس از چین‌خوردگی) تقسیم کنند. (Ranjbar-Karami et al. (2019 با بررسی جهت‌یابی تنش‌های امروزی، امتداد تنش‌ها را در بخش غرب و مرکز خلیج‌فارس در جهت شمال شرقی- جنوب غربی دانستند که تأییدی بر حرکت نسبی صفحۀ عربی به‌سمت اوراسیاست. (Mohammadrezaei et al. (2020 با بررسی گسل‌های پی‌سنگی، چهار فاز چین‌خوردگی را در نهشته‌های تاقدیس هندیجان مشخص کردند. با توجه به قابلیت مخزنی سازند سروک، شناسایی رخـساره‌هـای میکروسکوپی، محیط‌های رسوبی، و چینـه‌نگـاری سکانـسی سـازند سـروک در نواحی اطراف دو بلندای قدیم هندیجان- بهرگانسر و خارگ- میش در میدان‌های هندیجان، بهرگانسر، خارگ‌ و دورود اهمیت بسزایی دارد.

زمین‌شناسی و چینه‌شناسی منطقۀ‌ مطالعه‌شده

خلیج‌فارس با وسعت 240 هزار کیلومتر مربع، از شمال به دشت آبادان و بخش جنوبی فروافتادگی دزفول، از شمال شرقی به پلتفرم فارس و از جنوب به شبه‌جزیرۀ عربستان و از مشرق به بلندی عمان محدود می‌شود و زمان شکل‌گیری آن در وضعیت فعلی (شکل 1) مربوط به اواخر پلیوسن- پلیستوسن، بعد از شکل‌گیری رشته‌کوه‌های زاگرس است (Ziegler 2001; Konyuhov and Maleki 2006; Ghazban 2007; Al-Qayim et al. 2018) بخش شمال غربی خلیج‌فارس متأثر از عملکرد دو گسل خارگ- میش و بهرگانسر- هندیجان است. گسل هندیجان- بهرگانسر در این منطقه، یک گسل تقریباً عمودی- راست‌گرد لغزشی همراه با یک شیب عمیق در روند عربی NNE- SSW است. گسل خارگ- میش نیز در فاصلۀ 80 کیلومتری این گسل با حرکت راست‌گرد از بین جزیرۀ خارگ و خارگو در جنوب تا کوه‌میش در شمال کشیده می‌شود و دارای شیب ملایمی به‌سمت شرق و جنوب شرق است (شکل 1). حرکات تکتونیکی در امتداد این دو گسل‌ پی‌سنگی، بلندی‌های قدیمِ (Palaeohighs) خارگ- میش و هندیجان - بهرگانسر با روند شمال شمال شرق- جنوب جنوب غربی را به وجود آورند که بسیاری از نفت‌گیرهای ساختاری، مانند تاقدیس هندیجان، بهرگانسر، خارگ و دورود در مجاورت آنها قرار دارند. براساس مطالعات قبلی، تاقدیس خارگ- میش از آپتین فعال بوده است، ولی بلندای قدیمِ هندیجان - بهرگانسر از آپتین تا تقریباً اواخر سنومانین تحت ‌تأثیر حرکات تکتونیکی قرار نداشت (Al- Husseini 2007; Shiroodi et al. 2015; Mohammadrezaei et al. 2020). اما از اواخر سنومانین، بالاآمدگی در امتداد دو گسل خارگ- میش و هندیجان- بهرگانسر، کرتاسۀ میانی را یکی از فعال‌ترین رویدادهای زمین‌ساختی در منطقۀ‌ مطالعـه‌شده‌‌، مبدل کرد و این بلندی‌های دیرینه‌ به تغییرات گسترده‌ای در رخساره‌ها، دیاژنز و ریخت‌شناسی سکوی کربناته منجر شدند (Alavi 2007; Piryaei et al. 2011; Abbasi et al. 2023).

شکل 1- موقعیت خلیج‌فارس در صفحۀ عربی و دو گسل هندیجان– بهرگانسر و خارگ- میش در شمال غرب خلیج‌فارس (Shiroodi et al. 2015; Seraj et al. 2020).

Fig 1- Regional map of the Persian Gulf and location of the Hendijan- Bahregansar and Kharg- Mish fault in the north west of the Persian Gulf (Shiroodi et al. 2015; Seraj et al. 2020)‌

از دیدگاه زمین‌ساختی کرتاسۀ میانی، آغاز فرورانش پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر عمان و ایران مرکزی و تبدیل حاشیۀ غیرفعال شمال صفحۀ عربی به یک حاشیۀ فعال بود (Sepehr and Cosgrove 2004; Abbasi et al. 2023). صفحۀ عربی در سنومانین- تورونین در عرض‌های جغرافیایی پایین قرار داشت که موجب ایجاد شرایط آب و هوای گرم و گسترش سکوهای کربناته (سازند سروک) در جنوب و جنوب غرب ایران شد (Sharland et al. 2001; Piryaei et al. 2011; Rahimpour-Bonab et al. 2012a). سازند سروک (کرتاسۀ میانی) در ایران و واحدهای سنگ چینه‌ای هم‌ارز آن در کشورهای حاشیۀ خلیج‌فارس از مخازن مهم هیدروکربنی به شمار می‌روند (Razin et al. 2010; Navidtalab et al. 2016; Bromhead et al. 2022; Mehrabi 2023). نام سازند سروک از تنگ سروک در کوه بنگستان انتخاب شده است و مقطع تیپ آن به ضخامت 5/821 متر شامل سنگ‌آهک‌های تیره تا روشن همراه با میان‎‍لایه‌هایی از شیل و آهک رسی است که به‌طور تدریجی روی سازند کژدمی قرار دارد و حد بالایی آن با سازند شیلی گورپی قاطع و آغشته به ترکیبات آهن‎‍دار و معرف یک ناپیوستگی فرسایشی است. این سازند با دو رخسارۀ کم‌عمق و عمیق به سن آلبین پسین- تورنین است (James and Wynd 1965). در این مطالعه ریزرخساره‎‍ها، تعیین محیط رسوب‌گذاری و چینه‌نگاری سازند سروک، در میدان‌های هندیجان (HD- 1)، بهرگانسر (BS- 2)، خارگ (KH-3) و دورود (D-4) در مجاورت دو ارتفاع قدیمی هندیجان- بهرگانسر و خارگ – میش‌‌ بررسی و شناسایی شده است (شکل 2).

داده‌ها و روش مطالعه

برای بررسی و شناسایی ریزرخساره‎‍ها و تعیین محیط رسوب‌گذاری سازند سروک، نمونه‌های این واحد سنگی در میدان‌های دورود، بهرگانسر و هندیجان با استفاده از 210 مقطع نازک از خرده‌های حفاری از‌نظر پتروگرافی و ویژگی‌های بافتی‌ مطالعه شدند. علاوه بر این، اطلاعات موجود از‌جمله پالئولاگ‌های مربوط به سازند سروک در میدان خارگ نیز بررسی شده‌اند. نام‌گذاری سنگ‎‍های آهکی در این مطالعه براساس طبقه‌بندی (Dunham (1962، طبقه‌بندی میکروفاسـیس‎‍هـا و نام‌گذاری آنان با روش (Flugel (2010 انجام شد. همچنین از تلفیق اطلاعات حاصل‌شده با داده‌های لاگ پتروفیزیکی گاما و چینه‌نگاری سکانـسی بـراسـاس مدل سکانسی معرفی‌شده برای صفحۀ عربی به‌وسیلۀ  (Sharland et al. 2001) و به‌روز‌رسانی آن توسط Bromhead et al. 2022 (Van Buchem et al. 2011; Davies et al. 2002, 2019) برای بخش سکانس استراتیگرافی استفاده شد.

چینه‌شناسی سازند سروک در میدان‌های‌ بررسی‌شده

سازند سروک در شمال غرب خلیج‌فارس، با ضخامت متغیر (شکل 2) شامل آهک، آهک با میان‌لایه‌های شیل، شیل سیلتی، آهک‌های دولومیتی‌شده و دولوستون است که به‌طور تدریجی روی سازند کژدمی قرار گرفته و با ناپیوستگی به‌وسیلۀ سازند‌های ایلام/ گورپی پوشیده شده است.

شکل 2- نقشۀ هم‌ضخامت سازند سروک در شمال غرب خلیج‌فارس و موقعیت چاه‌های‌ مطالعه‌شده

Fig 2- Isopach map of the Sarvak Formation in northwest of the Persian Gulf and location of the studied wells‌

در میدان‌های دورود و خارگ، سازند سروک به‌دلیل فرسایش ناشی از حرکات تکتونیکی گسل پی‌سنگی خارگ- میش و تغییرات سطح آب دریا، ضخامت متغیری دارد (شکل 2). از‌نظر سنگ چینه‌ای سازند سروک در این میدان‌ها به دو بخش تقسیم می‌شود:

بخش بالایی بیشتر از سنگ‌های غیر آهکی سبز تیره و خاکستری، با میان‌لایه‌هایی از سنگ‌آهک و سنگ‌آهک آرژیلیتی تشکیل شده است. همچنین در این بخش دولوستون‌های آهکی با رنگ قهوه‌ای مایل به زرد مشاهده می‌شود؛

بخش پایینی شامل سنگ‌آهک سفید، نرم تا متوسط همراه با میان‌لایه‌های از دولوستون است. سازند سروک در چاه خارگ با 260 متر و در دورود با 240 متر ضخامت، براساس محتوای فسیلی و مقایسه با الگوی زیست چینه‌نگاری وایند (Wynd 1965) شامل بیوزن‌‌‌‌های 21، 24 و 25 است.

با توجه به محتوای فسیلی و‌ وجودنداشتن فسیل‌های شاخص، سن سازند سروک در این چاه‌ها آلبین پسین؟ تا سنومانین در نظر گرفته می‌شود. در نزدیکی ارتفاع قدیمی هندیجان- بهرگانسر، بخش عظیمی از سازند سروک فرسایش یافته یا رسوب‌گذاری نکرده است (شکل 2). این سازند در چاه هندیجان با ضخامت 125 متر به‌صورت یکنواخت از سنگ‌آهک تا سنگ‌آهک آرژیلیتی دارای فونای فسیلی معادل بیوزون‌های 25 و 26 وایند (Wynd 1965) به سن آلبین پسین؟- سنومانین است.

در میدان بهرگانسر بیشترین ضخامت سازند سروک در بخش شرقی است و در برخی از چاه‌های این میدان، سازند سروک کاملاً فرسایش می‌یابد و رسوبات کژدمی را نهشته‌های گورپی می‌پوشاندند. سازند سروک در چاه بهرگانسر با ضخامت 204 متر، شامل بیوزن‌های 21، 24 و 25 به سن آلبین پسین؟- سنومانین‌ و هم‌ارز الگوی زیست چینه‌نگاری وایند (Wynd 1965) است.

در آلبین، سازند کژدمی در بخش شمال غرب خلیج‌فارس، که به شکل یک رمپ با شیب یکنواخت بوده است، نهشته شده است و عمق حوضه از جنوب به‌تدریج به‌سمت شمال غرب حوضه (میدان‌های بهرگانسر، هندیجان) افزایش می‌یافت (Strohmenger et al. 2006; Van Buchem et al. 2010; Maurer et al. 2013; Shabani et al. 2022). مقایسۀ ستون لیتواستراتیگرافی چاه‌ها در یک روند شرقی – غربی نشان می‌دهد (شکل 3) که مرز بین سازند سروک و سازند کژدمی تدریجی است و منطقه در زمان شروع رسوب‌گذاری سازند سروک از‌لحاظ تکتونیکی، از پایداری نسبی برخوردار بود. بنابراین‌ شروع رسوب‌گذاری سازند سروک در میدان‌های بهرگانسر و هندیجان همراه با رخساره‌های پلاژیک (بیوزون 26 وایند)، نشان‌دهندۀ ادامۀ تدریجی رخساره‌های مشابه سازند کژدمی است. ضخامت رخسارۀ پلاژیک قاعدۀ سازند سروک به‌سمت بالاآمدگی خارگ- میش و میدان‌های خارگ و دورود کاهش می‌یابند و رخساره‌های کم‌عمق (بیوزون 21 وایند) جایگزین می‌شوند. بنابراین سازند سروک در ابتدای رسوب‌گذاری از توپوگرافی سازند کژدمی تبعیت کرده است. الگوی زیست چینه‌‌نگاری 26 وایند در میدان‌های ماهشهر (Sadeghi et al. 2023)، بهرگانسر، هندیجان، دورود و خارگ نشان می‌دهد که احتمالاً در کرتاسۀ میانی، ارتفاع قدیمی هندیجان- بهرگانسر نسبت‌به بلندای خارگ- میش، فعالیت تکتونیکی خود را دیرتر آغاز کرده است.

شکل 3- ستون چینه‌شناسی و انطباق الگوی زیست چینه‌نگاری در میدا‌ن‌های‌ مطالعه‌شده در شمال غرب خلیج‌فارس‌

Fig 3- Stratigraphic columns and biostratigraphic correlation of the studied wells in northwest of the Persian Gulf‌

ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی سازند سروک در چاه‌های‌ مطالعه‌شده

مطالعۀ ریزرخساره‌ها (میکروفاسیس‎‍ها) به‌دلیل استفاده در اکتشافات و توسعۀ مخازن هیدروکربوری در سنگ‌های آهکی اهمیت دارند (2010 ‌Flugel). تغییر در پارامترهای محیطی مانند فعالیت موجودات، انرژی آب، میزان اکسیژن، عمق آب، شدت نور، درجۀ حرارت، شوری آب، نرخ ورود مواد آواری و نوع بستر، موجب تفاوت در ریز‌رخساره‌های رسوبی می‌شود. بنابراین نوع آلوکم و فراوانی آن در زمینه، نوع ماتریکس، فابریک رسوبی و فسیل‌ها از معیارهای مهم در تشخیص میکروفاسیس‎‍های استانداردند (2010 Flugel).

بر این اساس، طبقه‌بندی ریزرخساره‌هـا به شناسایی هفت ریزرخساره منجر شد که در سه زیرمحیط رخساره‌ای رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی نهشته شدند (شکل 4). توصیف ریز رخساره‌ها بـه شـرح زیـر است.

شکل 4- رخساره‌های شناسایی‌شده در چاه‌های‌ مطالعه‌شده و مقایسه با رخساره‌های استاندارد فلوگل (2010 Flugel)‌

Fig 4- Types of Microfacies identified in the studied wells and their comparison with the standard facies (Flugel 2010)‌

مادستون آهکی دولومیتی‌شدۀ کم‌فسیل (MF- 1: Poorly fossiliferous Dolomitized Lime mudstone)

این ریزرخساره در زمینۀ میکرایتی با دولومیت‎‍های ریز‎‍بلور و تخلخل چشم‎‍پرنده‌ای (فنسترال) همراه است (شکل A5). محتوای فسیلی شامل خرده‎‍های دوکفه‎‍ای و خارپوست است که به‌دلیل نئومورفیسم میکرایت به‌سختی‌ شناسایی‌شدنی‌اند. این ریزرخساره مشابه رخسارۀ استاندارد RMF 22 در تقسیم‎‍بندی فلوگل (Flugel 2010)  است. فراوانی بسیار اندک فسیل در این میکروفاسیس نشانۀ چرخش محدود آب و نبود شرایط مناسب برای زیست موجودات دریایی است
(2002 Alsharhan and Kendall). این رخساره در چاه‌های بهرگانسر و هندیجان مشاهده شده است که با رخساره‌های جزرو‌مدی گزارش‌شده از کوه موند (Qomi Aveili 2016)، میدان نفتی اهواز (Kazemzadeh and Lotfpour 2016) و سازند سروک در شیراز (Mirzaee 2020) مقایسه می‌شود.

گرینستون دارای پلوئید و میلیولید(MF-2: Peloidal – Miliolid grainstone)

پلوئیدها به‌همراه فرامینیفرهای میلیولید و جلبک‌های فراوان و به مقدار کمتر خرده‌های اکینوئید و اینتراکلاست در زمینه‌ای از میکرایت، از مشخصه‌های اصلی این میکروفاسیس است (شکل B5). این میکروفاسیس معادل میکروفاسیس استاندارد RMF 16 معرفی‌شده به‌وسیلۀ فلوگل (Flugel 2010) است و به محیط کم‌عمق (لاگون، محیط‌های حفظ‌شده یا بسته) از رمپ داخلی نسبت داده شده است. این رخساره، در چاه دورود مشاهده شد. مشابه این رخساره از مسجدسلیمان (Ghalavand 2009) نیز، گزارش شده است.

مادستون آهکی دارای میلیولید (MF- 3: Miliolid Lime mudstone)

این میکروفاسیس شامل آهک مادستون حاوی فرامینیفرهای میلیولید است که در زمینۀ آن جلبک، استراکد و دوکفه‌ای‌ها هم مشاهده می‌شوند (شکل C5). حجم بالای گل در ماتریکس این میکروفاسیس، بیانگر رسوب‌گذاری در یک محیط کم‌انرژی و آرام است و وجود میلیولید گویای محیط لاگونی است. این میکروفاسیس معادل میکروفاسیس استاندارد RMF 20 معرفی‌شده توسط فلوگل (Flugel 2010) است و به قسمت عمیق محیط لاگون از رمپ داخلی نسبت داده شده است. این رخساره در چاه‌های بهرگانسر و دورود شناسایی‌ و مشابه آن از سازند سروک در کوه موند و کوه سیاه (Gholami Zadeh et al. 2019)، میدان نفتی اهواز (Kazemzadeh and Lotfpour 2016)، بخش بالایی سروک در میدان سیری (Khanjani et al. 2015)، کوه بنگستان (Ghabeishavi et al. 2010) و مسجدسلیمان (Ghalavand 2009)، گزارش شده است.

گرینستون دارای میلیولید و فرامینیفر (MF- 4: Miliolid- Foraminifera grainstone)

اگرچه ماتریکس گلی همراه با میلیولید و فرامینیفرهای بنتیک مانند Nezzazata, Textularia, Alveolina، مهم‌ترین اجزای این ریزرخساره‌اند (شکل D5)، دانه‌های پلوئید، خرده‌های رودیست و جلبک‌های سبز داسی‌کلاداسه نیز به مقدار کمتر در این میکروفاسیس مشاهده می‌شوند. وجود فرامینیفرهای پورسلانوز نظیر Miliolids و Alveolinids همراه با خارپوستان نشانگر این است که در زمان تشکیل این رخساره، ارتباط محیط لاگون با دریای باز از‌طریق کانال‎‍های بین سدی برقرار بوده است و با ریزرخسارۀ استاندارد RMF 16 در تقسیم‎‍بندی فلوگل (2010 Flugel) مطابقت دارد. این ریزرخساره در چاه‌های بهرگانسر، هندیجان و دورود مشاهده و مشابه رخساره‌های لاگونی گزارش‌شده از سازند سروک کوه موند و کوه سیاه Gholami Zadeh et al. 2019) )، میدان آزادگان (Saeedi Razavi et al. 2019)، از میدان نفتی اهواز (Kazemzadeh and Lotfpour 2016) و کوه بنگستان (Ghabeishavi et al. 2010) در نظر گرفته شده است.

پکستون- گرینستون دارای خرده‌های رودیست- بایوکلست ( MF- 5: Rudist- Bioclast packstone- grainstone)

مهم‌ترین آلوکم‌های این زیررخساره، خرده‌های رودیست، پلوئیدها و اکینوئیدها هستند. همچنین خرده‌های پوسته دوکفه‌ای‌ها، فرامینیفرهای دوردیفی (تکستولاریا) و میلیولید، الیگوستیژینید‌ و جلبک سبز به مقدار کمتر در این میکروفاسیس وجود دارند (شکل‌هایE, F5). این میکروفاسیس معادل میکروفاسیس استاندارد RMF 9 معرفی‌شده به‌وسیلۀ فلوگل (2010 Flugel) است و براساس مشخصات ذکر‌شده به محیط رمپ میانی (Mid ramp) نسبت داده شده است. این رخساره در چاه‌های دورود و بهرگانسر شناسایی و مشابه آن در کوه موند و کوه سیاه (Gholami Zadeh et al. 2019)، کوه بنگستان (Ghabeishavi et al. 2010) و برش شیوند (Ghalavand 2009) نیز، گزارش شده است.

وکستون دارای فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک (Benthic-Planktonic foraminifera wackestone MF- 6:)

فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک  Hedbergellaو Heterohelix اجزای اصلی این ریزرخساره‌اند که همراه آنها دوکفه‎‍ای‎‍ها، اکینوئید و پلوئید هم با فراوانی کمتر دیده می‌شوند (شکل G5). این ریزرخساره با رخسارۀ استاندارد RMF 9 در تقسیم‎‍بندی فلوگل (2010 Flugel) مطابقت دارد. فراوانی درخور توجه فرامینیفرهای پلانکتون و بنتیک، همراه با اکینوئید، پلوئید و وجود شواهدی از آشفتگی رخساره‌ها نشان‎‍دهندۀ رسوب‌گذاری در قسمت‌های انتهایی محیط رمپ میانی است (2010 Flugel). این رخساره در همۀ چاه‌ها شناسایی و مشابه آن از کوه موند و سیاه (Gholami Zadeh et al. 2019)، میدان آزادگان (Saeedi Razavi et al. 2019)، از میدان نفتی اهواز (Kazemzadeh and Lotfpour 2016)، بخش بالایی سروک در میدان سیری (Khanjani et al. 2015)، کوه بنگستان (Ghabeishavi et al. 2010) و برش ماماتین (Ghalavand 2009) نیز، گزارش شده است.

مادستون- وکستون دارای فرامینیفرهای پلانکتون (Planktonic foraminifera mudstone- wackestone MF- 7:)

این میکروفاسیس حاوی گونه‌های متعدد الیگوستژینید، فرامینیفرهای پلانکتونی نظیر Heterohelix, Hedbergella و سوزن اسفنج است (شکل H5). فراوانی فونای پلانکتون، وجودنداشتن فونای بنتیک و فابریک گل پشتیبان، نشانگر ته‎‍نشست در محیط کم‎‍انرژی و نسبتاً عمیق حوضه و محیط رمپ خارجی است (Romero et al. 2002). این ریزرخساره با رخسارۀ استاندارد RMF 5 در تقسیم‎‍بندی فلوگل
(2010 Flugel) مطابقت دارد. این رخساره از چاه‌های هندیجان، بهرگانسر شناسایی و با میکروفاسیس‌های شناسایی‌شده از کوه موند و سیاه (Gholami Zadeh et al. 2019)، میدان نفتی اهواز (Kazemzadeh and Lotfpour 2016)، بخش بالایی سروک در میدان سیری (Khanjani et al. 2015) و کوه بنگستان (Ghabeishavi et al. 2010)‌ مقایسه‌شدنی است.

شکل 5- A) مادستون آهکی دولومیتی‌شدۀ کم فسیل؛ B) گرینستون دارای پلوئید و میلیولید؛ C) مادستون آهکی دارای میلیولید؛ D) گرینستون حاوی میلیولید و فرامینیفر؛ E, F) پکستون- گرینستون دارای خرده‌های رودیست- بایوکلست؛ G) وکستون دارای فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک؛ H) مادستون- وکستون دارای فرامینیفرهای پلانکتون‌

Fig 5- A) Poorly fossiliferous Dolomitized Lime mudstone; B) Peloidal- Miliolid grainstone; C) Miliolid Lime mudstone; D) Miliolid- Foraminifera grainstone; E,F) Rudist- Bioclast packstone- grainstone; G) Benthic-Planktonic Foraminifera wackestone ; H) Planktonic foraminifera mudstone- wackestone‌

محیط رسوبی سازند سروک در منطقۀ ‌مطالعه‌شده

در بازسازی محیط رسوبی نهشته‌های کربناتۀ سازند سروک، از نحوۀ توزیع و گسترش فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک همراه با تغییرات رخساره‌ها استفاده می‌شود. براساس مقایـسۀ رخساره‎‍های شناسایی‌شـده در سازند سروک (شکل 4) بـا رخساره‌های مشابه در تقسیم‎‍بندی فلوگل (2010 Flugel)، محیط تشکیل این سازند به سه زیـر محـیط‎‍هـای رمپ خارجی، رمپ میانی و رمپ داخلی نسبت داده شـدند (شکل 6). هر‌کدام از این محیط‌ها رخسارۀ خاص خود را دارند. در چاه‌های‌ مطالعه‌شده دو ریزرخسارۀ MF-6 و MF- 7 محیط رمپ خارجی را نشان می‌دهند که ریزرخسارۀ شش به‌دلیل حضور فرامینیفرهای بنتیک بیانگر محیط کم‌عمق‌تر است. زمینۀ میکرایتی با حضور رخسارۀ الیگوستژینا و فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونیک در رخسارۀ هفت، محیط‌های عمیق و آرام‌تر با شوری نرمال را نشان می‌دهد. ریزرخسارۀ MF- 5 مربوط به محیط‌های رمپ میانی است که با حضور رودیست، اکینوئید و فرامینیفرهای بزرگ مانند Orbitolina, Dicyclina, Chrysalidina مشخص می‌شود و پرانرژی‌ترین رخسارۀ ناحیه‌اند. رخساره‌های MF-1 تا MF-4 مربوط به رمپ داخلی بوده و وجود فونای بنتیک متنوع (شکل 6) مانند براکیوپودا، اکینودرم، فرامینیفرا، استراکدا، گاستروپودا، دوکفه‌ای و فقدان ائیدها نشان‌دهندۀ شوری نرمال در محیط دریایی کم‎‍عمق اکسیژن‎‍دار (لاگون) است (2006 . Lees 1975; Matyja et al). ریزرخسارۀ دولوستونی محیط‌های جزرومدی و روند کم‌عمق‌شوندگی سطح آب دریا را نشان می‌دهد. تغییرات تدریجی رخساره‌ها از محیط کم‌عمق به عمیق،‌ وجودنداشتن ریف‌های سدی و رسوبات توربیدایتی در نهشته‎‍های‌ مطالعه‌شده‌ و بر‌اساس مدل ارائه‌شده (2010 Flugel)، رسوب‌گذاری روی یک پلاتفرم کربناتۀ کم‎‍عمق از نوع رمپ را پیشنهاد می‌کند (شکل 6). این مدل رسوبی برای سازند سروک در میدان نفتی آب تیمور را Rahimpour-Bonab et al. (2012b)، از ناحیۀ فروافتادگی دزفول، (Mehrabi et al. (2015، از میدان نفتی اهواز،‌ (Kazemzadeh and Lotfpour (2016، اسدی و همکاران برای بخش پایین و میانی سروک در دشت آبادان (Assadi et al. 2016) و از کوه سیاه و موند ‌را (Gholami Zadeh et al. (2019 معرفی کرده‌اند.

شکل 6- نقشۀ مدل رسوبی ارائه‌شده براساس زیررخساره‌های شناسایی‌شده برای سازند سروک در منطقۀ‌ مطالعه‌شده

Fig 6- Sedimentary model presented based on the microfacies identified in the Sarvak Formation in the study area‌

چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در محدودۀ‌ مطالعه‌شده

سکانس رسوبی، یک واحد چینه‌شناسی است که با ناپیوستگی‌ها یا پیوستگی‌های هم‌ارز از طبقات بالا و پایین تفکیک می‌شود و دوره‌ای از رسوب‌گذاری را نشان می‌دهد که بین دو برهۀ زمانی، افت سطح آب دریا اتفاق افتاده است (.(Van Wagoner et al. 1990; Catuneanu et al. 2011, 2012 چهارچوب چینه‌نگاری سکانسی برای انطباق و ارزیابی مخازن در مطالعات جامع زمین‌شناسی- پتروفیزیکی استفاده می‌شود (Enayati-Bidgoli and Rahimpour-Bonab 2016; Assadi et al. 2016). مدل سکانسی تعریف‌شده در این بخش، براساس مدل سکانسی صفحۀ عربی  (Sharland et al. 2001)و به‌روزرسانی آن ازطریق (Bromhead et al. 2022 ; Van Buchem et al. 2011; Davies et al. 2002; 2019) انجام شده است. صفحۀ عربی در کرتاسۀ میانی، روی حاشیۀ جنوبی نئوتییس و نزدیک به خط استوا بود (Sharland et al. 2001; Scotese 2021). در این زمان بالا‌بودن سطح نسبی آب دریا (Miller et al. 2005; Haq 2014; Wright et al. 2020) موجب شد رسوبات کربنات کم‌عمق دریایی در بخش وسیعی نهشته شوند. با‌ وجود این در بخش‌های کم‌عمق‌تر و پروکسیمال صفحۀ عربی (مانند کویت، عربستان، شمال غرب خلیج‌فارس)، نهشتۀ آواری (سازند وارا، احمدی) با کاهش سطح آب دریا (Lowstands) به داخل حوضه (شکل 7) پیشروی کردند (Davies et al. 2002; 2019; Van Buchem et al. 2011; Bromhead et al. 2022). در مدل سکانسی صفحۀ عربی، نهشتۀ رسوبی به توالی‌های رسوبی ردۀ سه همراه با مرزهای سکانسی تقسیم می‌شوند. هر سکانس با یک مرز سکانسی دارای شواهدی از ورود رسوبات آواری به حوضه مشخص می‌شود که در ادامه با رسوبات مارنی و آهک‌های آرژیلیتی دنبال می‌شود و در حداکثر پیشروی سطح آب دریا (Maximum Flooding Surface) با تشکیل رسوبات کربناته ادامه پیدا می‌کند. مطالعۀ چینه‌نگاری سکانسی در میدان‌های بهرگانسر، هندیجان و دورود و خارگ نشان می‌دهد سازند سروک از سه سکانس رسوبی رده سوم (Depositional Sequence Sarvak (DSS)) ساخته شده است که به شرح زیر است:

سکانس 1 (DSS-1)

سکانس رسوبی DSS-1 در بخش پایینی سازند سروک شناسایی شد (شکل 7). رخساره‌های رسوبی معرف بالاآمدن سطح آب دریا (TST)، عمدتاً در رمپ داخلی و خارجی تشکیل شده است که با کاهش ورود مواد آواری به حوضه و ته‌نهشت رسوبات کم‌عمق کربناته همراه است. سطح حداکثر پیشروی آب دریا  (MFS) در چاه‌های بهرگانسر و هندیجان، شامل ریزرخساره‌های MF-6 و MF-7 )فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونیک( و در چاه دورود با رخساره‌های MF-3 و MF-4 )فونای بنیتک) مشخص شد.

دسته‌رخساره‌های مرتبط با توالی تراز بالا (HST) با کاهش بالاآمدن سطح آب دریا و روند تغییر تدریجی ریزرخساره‌ها به رخساره‌های رمپ میانی همراه با قطعات رودیست (رخسارۀ MF-5) شروع و به‌تدریج با رخساره‌های لاگونی حاوی میلیولیدها (رخساره MF-3) ادامه می‌یابد. سرانجام در انتهای HST در چاه‌های هندیجان و بهرگانسر به ریزرخسارۀ MF-1 ختم می‌شود. در مطالعۀ سکانس‌های رسوبی استفاده از نمودارهای گاما به‌دلیل تأثیرپذیری کمتر از دیاژنز رسوبی و فراهم‌بودن آن در بیشتر چاه‌ها ‌ کارآمد است (Imandoust et al. 2022). از عوامل افزایش نمودار گاما در رسوبات، لایه‌های شیلی‌اند که به دو دلیل دارا‌بودن پتاسیم بالا (در شیل با منشأ آواری) و دیگری اورانیوم (در شیل محیط‌های عمیق) رخ می‌دهد. بنابراین استفاده از لاگ گاما برای شناسایی سطوح سکانسی نیازمند شناخت زمین‌شناسی منطقه است.

در اواخر آپتین- آلبین با بالاآمدگی سپر عربی، پایین‌رفتن سطح آب دریا و آب و هوای مرطوب در ارتباط با بازشدن اقیانوس اطلس، حجم عظیمی از رسوبات تولید و به‌سمت شرق ورقۀ عربی روانه شد (Davies et al. 2019). همین امر موجب تشکیل سازند کژدمی در جنوب غرب ایران و خلیج‌فارس و معادل آن در جنوب عراق سازند شیلی نهر عمر و سازند بورگان در کویت (شکل 7 چاه F) شد. در اواخر آلبین، با پیشروی مجدد سطح آب،  (MFS 110)این رسوبات سرکوب‌ و رسوبات کربناتۀ کم‌عمق سروک و معادل‌های آن در سراسر ورقۀ عربی جایگزین شد(Davies et al. 2002; Strohmenger et al. 2006; Van Buchem et al. 2011; Cross et al. 2010). در کویت سازند مادود (معادل بخش زیرین سازند سروک) با ترکیبی از رسوبات آواری و کربناته به سن آلبین پسین یکی از مهم‌ترین مخازن نفتی محسوب می‌شود (Strohmenger et al. 2006). حجم رسوبات آواری با دورشدن از منشأ کاسته‌ شده (Sadeghi et al. 2023) و در میدان‌های‌ مطالعه‌شده به حداقل رسیده و با رسوبات کربناتۀ کم‌عمق جایگزین شده است (شکل 7). در میدان‌های دورود و خارگ مشاهده می‌شود که با گذشت زمان و افزایش سطح آب، آهک آرژیلتی با آهک جایگزین می‌شود. در‌نتیجه پیک‌های بالایی که لاگ گاما در سازند کژدمی (به‌دلیل شیل‌های آواری و درنتیجه افزایش پتاسیم) داشت، در داخل سازند سروک میدان‌های دورود و خارگ رو به کاهش است و در سطح حداکثر پیشروی آب دریا (MFS) متوقف‌ و رسوبات آهکی ته‌نشین می‌شود. اما در سنومانین دوباره با کاهش نرخ بالا‌آمدن سطح آب دریا، رسوبات آواری دوباره از بخش جنوبی وارد حوضه می‌شود و میان‌لایۀ شیلی در مرز سکانسی میدان دورود بخشی از این رسوبات است که افزایش لاگ گاما را نیز در پی داشت (شکل 6). مرز زیرین سکانس یک، در داخل سازند کژدمی قرار دارد. در چاه هندیجان، در اثر فعالیت‌های تکتونیکی گسل پی‌سنگی بهرگانسر- نوروز در سنومانین و خروج از آب، بخش زیادی از سازند سروک دچار فرسایش شد. بنابراین تنها یک سکانس شناسایی شد و مرز سکانسی از نوع اول  (Type I sequence boundary) است که با رخسارۀ MF-1 مشخص شد. این مرز در میدان‌های بهرگانسر، دورود و خارگ به‌دلیل‌ وجودنداشتن شواهد خروج از آب از نوع مرز سکانسی دوم (Type II sequence boundary) است. سن این سکانس به‌دلیل‌ وجودنداشتن فسیل‌های شاخص آلبین پیسن ؟- سنومانین در نظر گرفته شد و احتمالاً سطح بیشینۀ غرقابی (MFS) سکانس DSS-1 از‌لحاظ سنی با MFS 110 صفحۀ عربی برومهد و همکاران (Bromhead et al. 2022) به سن آلبین پسین‌ تطابق‌دادنی است.

سکانس 2 (DSS-2)

سکانس دو در بخش میانی سازند سروک قرار دارد. سیستم ترکت پیش‌روندۀ سطح آب دریا (TST) که پیشروی سریع سطح آب دریا را نشان می‌دهد، عمدتاً شامل رخساره‌های رمپ خارجی و لاگونی است. سطح بیشینۀ غرقابی (MFS) با رخسارۀ غنی از اکینوئید، رودیست و فرامینیفرهای پلانکتونیک مشخص شد. اما به‌دنبال کاهش نرخ بالا‌آمدن سطح آب دریا (HST)، رخساره‌های لاگونی غنی از فرامینیفرهای بنتیک با پوستۀ پورسلانوز و آگلوتینه مانند Nezazzata, Alveolinids, Miliolids, Textulariids جایگزین شدند (شکل 7). مرز سکانسی در چاه بهرگانسر و دورود به‌دلیل شواهد خروج از آب و فرسایش رسوبات در اثر فعالیت گسل‌های پی‌سنگی بهرگانسر- نوروز و خارگ- میش، از نوع اول (SB1) است. مرز بالایی سکانس در میدان خارگ به‌دلیل‌ وجودنداشتن شواهد خروج از آب از نوع دوم (SB2) است و با افزایش پیک لاگ گاما مشخص شد. احتمالاً سطح بیشینۀ غرقابی (MFS) سکانس DSS-2 از‌لحاظ سنی با  MFS 120صفحۀ عربی به سن سنومانین پیشین‌ تطابق‌دادنی است.

سکانس 3 (DSS-3)

این سکانس در بخش میانی سازند سروک در چاه خارگ معرفی شد. سیستم ترکت پیش‌روندۀ سطح آب دریا (TST) با محتوای فسیلی مربوط به بیوزون 25 وایند (Wynd 1965) و شروع کاهش لاگ گاما مشخص می‌شود و با افزایش سطح آب دریا و سرکوب رسوبات آواری بیوزون 24 وایند، با محتوای فسیلی رمپ میانی و غنی از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ مانندOrbitalina, Chrysalidina, Cuneolina, Dicyclina, Taberina ، اکینوئید، استراکد و رودیست ادامه می‌یابد. کمترین حد لاگ گاما منطبق بر سطح بیشینۀ غرقابی (MFS) است. دسته رخسارۀ مرتبط با توالی تراز بالا (HST ) با کاهش سرعت بالا‌آمدن آب، افزایش تدریجی لاگ گاما و روند تغییر تدریجی ریزرخسارۀ رمپ میانی به ریز‌رخسارۀ لاگونی مشخص شد (شکل 7). این سکانس به‌صورت ناقص و تنها در میدان خارگ با مرز سکانسی اول (SB1) شناسایی شد. احتمالاً این سکانس ادامۀ بخشی از سکانس سوم معرفی‌شدۀ (et al. (2022 Bromhead در صفحۀ عربی است و سطح بیشینۀ غرقابی (MFS) سکانس سه ‌ازلحاظ سنی با MFS 130 انطباق‌دادنی است.

همان‌طور که در بخش چینه‌شناسی بیان شد، سازند سروک در ابتدای رسوب‌گذاری از توپوگرافی سازند کژدمی تبعیت کرد. برخلاف بلندای قدیم خارگ- میش که در آپتین فعال بود، نبود فعالیت‌های تکتونیکی در بلندای قدیم هندیجان- بهرگانسر به عمیق‌بودن حوضه در میدان‌های هندیجان و بهرگانسر منجر شد. در سنومانین با تغییرات سطح آب دریا به‌تدریج سازند سروک کم‌عمق‌‌ و روند تغییرات تدریجی در رخساره‌های رمپ داخلی و میانی در سکانس‌های DSS-3 و DSS-2 مشاهده می‌شود. در اواخر سنومانین در امتداد برجستگی‌های قدیمی خارگ- میش و هندیجان- بهرگانسر حرکات و فازهای تکتونیکی مهم سبب بالاآمدگی منطقۀ‌ مطالعه‌شده و عقب‌نشینی هم‌زمان سطح آب دریا موجب فرسایش بخش زیادی از سازند سروک شد. براساس تعداد سکانس‌ها، بیشترین فرسایش در میدان هندیجان بود که احتمالاً بیانگر شدت بالای حرکات در طول برآمدگی هندیجان- بهرگانسر است. میزان بالاآمدگی به حدی بوده است که در تورنین با پیشروی سطح آب دریا، میدان‌های‌ مطالعه‌شده به زیر آب نرفتند. احتمالاً این فعالیت‌های تکتونیکی در زمان کنیاسین به حداکثر خود رسیده است، اما دریای کنیاسین در مناطق‌ مطالعه‌شده عقب‌نشینی‌ و سازند شیلی- آهکی لافان رسوب نکرده است. در سانتونین (Santonian) با پیشروی دریا در بخش وسیعی از منطقۀ زاگرس، لایه‌های آهکی سازند ایلام روی سازند سروک در میدان‌های خارگ و بهرگانسر رسوب‌گذاری کرد. با‌ وجود این، شکل حوضه دوباره تابع توپوگرافی موجود از زمان تورنین- کنیاسین است و در میدان‌های دورود و هندیجان حوضۀ رسوبی برجستگی قدیمی را قطع کرد. فعالیت‌های تکتونیکی از سانتونین به‌تدریج کاهش یافت و دریای گورپی تقریباً در تمام ناحیۀ پیشروی و رخساره‌های عمیق حاوی فسیل‌های پلانکتون این سازند‌ تشکیل شد.

شکل 7- تطابق سکانس‌های رسوبی و تغییرات جانبی رخساره‌ها در میدان‌های‌ مطالعه‌شده و چاه F در کویت از (Davies et al. 2002) و نقشۀ گسترش سیستم‌های رسوبی مختلف در کرتاسۀ زیرین- میانی جنوب پلت عربی (Davies et al. 2002)‌

Fig 7- Regional sequence stratigraphic correlation featuring lateral facies change across the area studied and well F in Kuwait Well F data is derived from (Davies et al. 2002). The map of the spread of different sedimentary systems in the southern half of the Arabian Plate during the Early to mid-Cretaceous (Davies et al. 2002)‌

 نتیجه

سازند سروک (کرتاسۀ میانی) در ایران و واحدهای سنگ چینه‌ای هم‌ارز آن در کشورهای حاشیۀ خلیج‌فارس، از مخازن مهم هیدروکربنی به شمار می‌روند. چینه‌شناسی کرتاسۀ شمال غرب خلیج‌فارس تحت تأثیر دو بالاآمدگی خارگ- میش و هندیجان - بهرگانسر بود. با توجه به قابلیت مخزنی سازند سروک، شناسایی رخـساره‌هـای میکروسکوپی، محیط‌های رسوبی‌ و چینـه‌نگـاری سکانـسی سـازند سـروک در مجاورت دو بلندای قدیم هندیجان- بهرگانسر و خارگ- میش در میدان‌های هندیجان، بهرگانسر، خارگ، و دورود اهمیت بسزایی دارد. برای بررسی و شناسایی ریزرخساره‎‍ها و تعیین محیط رسوب‌گذاری سازند سروک، نمونه‌های این واحد سنگی در میدان‌های دورود، بهرگانسر و هندیجان ازنظر پتروگرافی و ویژگی‌های بافتی‌ مطالعه شدند. علاوه بر این، اطلاعات موجود از‌‌جمله پالئولاگ‌های مربوط به سازند سروک در میدان خارگ نیز بررسی شده‌اند. نتایج حاصل از مطالعات مذکور نشان‌دهندۀ تأثیر بالاآمدگی‌های قدیمی‌ اشاره‌شده بر گسترش جغرافیایی و تغییرات رخساره‌ای سازند سروک در شمال غرب خلیج‌فارس است. طبقه‌بندی ریزرخساره‌هـا‌ به شناسایی هفت ریزرخسارۀ متعلق به زیر‌محیط‌های رمپ خارجی، رمپ میانی و رمپ داخلی منجر شد. تغییرات تدریجی رخساره‌ها از محیط کم‌عمق به عمیق،‌ وجودنداشتن ریف‌های سدی و رسوبات توربیدایتی در نهشته‎‍های‌ مطالعه‌شده، رسوب‌گذاری روی یک پلاتفرم کربناتۀ کم‎‍عمق از نوع رمپ را پیشنهاد می‌کند. مطالعۀ چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک در برش‌های چینه‌شناسی‌ اشاره‌شده، به شناسایی سه سکانس رده سه منجر شد. سکانس رسوبی DSS-1 نشان می‌دهد منطقۀ‌ مطالعه‌شده در آلبین پسین؟- سنومانین از‌نظر ساختاری پایدار بود و سازند سروک در ابتدای رسوب‌گذاری از توپوگرافی سازند کژدمی تبعیت می‌کرد. در سنومانین، با تغییرات سطح آب دریا به‌تدریج سازند سروک کم‌عمق‌ شد و روند تغییرات تدریجی در رخساره‌های رمپ داخلی و میانی در سکانس‌های DSS-3 و DSS-2مشاهده می‌شود. در اواخر دورۀ سنومانین در امتداد برجستگی‌های قدیمی خارگ- میش و هندیجان- بهرگانسر حرکات و فازهای تکتونیکی مهم سبب بالاآمدگی منطقۀ‌ مطالعه‌شده و عقب‌نشینی هم‌زمان سطح آب دریا موجب فرسایش بخش زیادی از سازند سروک شد. براساس تغییرات ضخامت سازند سروک، بیشترین میزان فرسایش در میدان هندیجان بود که احتمالاً بیانگر تأثیر چشمگیر حرکات در طول برآمدگی هندیجان- بهرگانسر است. میزان بالاآمدگی در امتداد دو بلندای خارگ- میش و بهرگانسر نوروز به حدی بود که در تورنین با پیشروی سطح آب دریا، منطقۀ‌ مطالعه‌شده دوباره به زیر آب نرفت. نبود سازند شیلی لافان نشان می‌دهد که احتمالاً این فعالیت‌های تکتونیکی در زمان کنیاسین به حداکثر خود رسیدند و دریای کنیاسین در مناطق‌ مطالعه‌شده عقب‌نشینی کرد. در سانتونین (Santonian) با پیشروی دریا در بخش وسیعی از منطقۀ زاگرس، لایه‌های آهکی سازند ایلام روی سازند سروک در میدان‌های خارگ و بهرگانسر رسوب‌گذاری کرد. با‌ وجود این شکل حوضه دوباره تابع توپوگرافی موجود از زمان تورنین- کنیاسین بود و در میدان‌های دورود و هندیجان حوضۀ رسوبی، برجستگی قدیمی را قطع کرد. فعالیت‌های تکتونیکی از سانتونین به‌تدریج کاهش یافتند و دریای گورپی تقریباً در تمام ناحیه پیشروی و رخساره‌های عمیق با فونای پلانکتون تشکیل شدند.

تشکر و قدردانی

این مقاله با حمایت مشترک دانشگاه خوارزمی (تهران) و شرکت نفت فلات قارۀ ایران تهیه شده است. نویسندگان از آقایان دکتر Roger Brett Davies برای کمک و راهنمایی‌های ارزنده در مطالعۀ زمین‌شناسی منطقه و تعیین سکانس‌های رسوبی، همچنین پروفسورMike Simmons، دکتر مرادپور از پژوهشگاه صنعت نفت و داوران محترم مجلۀ پژوهش‌های چینه‌نگاری و رسوب‌شناسی به‌دلیل رهنمودهای ارزنده‌شان تشکر و قدردانی می‌کنند.

References

Abbasi R. Mehrabi H. Yahyaei E. and Rahimpour-Bonab H. 2023. Petrographic and geochemical evidence of diagenetic alterations in the Sarvak Formation in an oilfield from the Abadan Plain west of Iran. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 39 (92): 79-102. https://doi.org/10.22108/jssr.2024.139935.1274.
Abdollahiefard 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 Geology, 12: 347–362. https://doi.org/10.1144/1354-079305-706
Alavi M. 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307(9): 1064–1095.
Al-Husseini A. 2007. Iran’s crude oil reserves and production. GeoArabia, 12(2): 69- 94. https://doi.org/10.2113/geoarabia120269.
Al-Qayim B. Baziany M. and Ameen B. 2018. Mesozoic Tethyan radiolarite age determination, Zagros suture, Kurdestan, NE IRAQ. Iraqi Geological, 51(1): 17-33. https://doi.org/10.46717/igj.51.1.2Ms-2018-06-24.
Alsharhan A. S. and Kendall C. G. 2002. Holocene carbonate/evaporates of Abu Dhabi and their Jurassic ancient analogues. Earth-Science Reviews, 61(3-4): 191-243. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(02)00110-1.
Assadi A. Honarmand J. Moallemi S.A. and Abdollahiefard I. 2016. Depositional environments and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in an oil field in the Abadan Plain, SW Iran. Facies, 62 (26): 21- 26. https://doi.org/10.1007/s10347-016-0477-5.
Bromhead A. D. Van Buchem F. S. P. Simmons M. D. and Davies R. B. 2022. Sequence stratigraphy, paleogeography and petroleum plays of the Cenomanian- Turonian succession of the Arabian plate: an update synthesis. Petroleum Geology, 45(2): 119- 162. https://doi.org/10.1111/jpg.12810.
Catuneanu O. Galloway W. Kendall C. Miall A. Posamentier H. Strasser A. and Tucker M. 2011. Sequence stratigraphy: methodology and nomenclature. Newsl Stratigr, 44:173–245.
Catuneanu O. Martins N.M.A. and Eriksson P. 2012. Sequence stratigraphic framework and application to the Precambrian. Marine and Petroleum Geology, 33: 26– 33. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2010.10.002
Cross N. Goodall I. Hollis C. Burchette T. Alajmi H.Z.D. Johnson I.G. Mukherjee R. Simmons M. and Davies R. 2010. Reservoir description of a mid- Cretaceous siliciclastic-carbonate ramp reservoir: Mauddud Formation in the Raudhatain and Sabiriyah fields, North Kuwait. GeoArabia, 15: 17-50. https://doi.org/10.2113/geoarabia150217
Davies R. B. Casey D. M. Horbury A. D. Sharland P. R. and Simmons M. D. 2002. Early to mid-Cretaceous mixed carbonate-clastic shelfal systems: examples issues and models from the Arabian Plate. GeoArabia, 7 (3): 541-598. https://doi.org/10.2113/geoarabia0703541.
Davies R. B. Simmons M. D. Jewellt T. O. and Collins J. 2019. Regional Controls on Siliciclastic Input into Mesozoic Depositional Systems of the Arabian Plate and Their Petroleum Significance. In: Alnazi H.R. Rahmani R.A. Steel R.J. and Soliman O.M. (eds). Siliciclastic reservoirs of the Arabian plate. American Association of Petroleum Geologists, 116: 103-139.
Dunham R. J. 1962. Classification of Carbonate Rocks According to Depositional Texture. American Association of Petroleum Geologists,1: 108-121.
Enayati-Bidgoli A. and Rahimpour-Bonab H. 2016. A geological based reservoir zonation scheme in a sequence stratigraphic framework: a case study from the Permo-Triassic gas reservoirs Offshore Iran. Marine and Petroleum Geology, 73: 36–58. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2016.02.016.
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(14): 1–25.
Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks. Springer Verlag, Berlin, 1006 p.
Ghabeishavi A. Moghaddam H. V. Taheri A. and Taati F. 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline, SW Iran. Asian Earth Sciences, 37: 275- 285. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2009.08.014.
Ghalavand H. 2009. Lithostratigraphy and Biostratigraphy of Sarvak and Ilam Formation in northeastern part of Dezful Embayment and their correlation with the adjacent subsurface sections. PhD thesis, Shahid Beheshti university, 523p.
Ghazban F. 2007. Petroleum Geology of the Persian Gulf. Tehran University and National Iranian Oil Company, 1010 p.
Gholami Zadeha P. Adabi M.H. and Sadeghi A. 2019. Microfacies, geochemistry and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation (Mid Cretaceous) in the Kuh-e Siah and Kuh-e Mond, Fars area, southern Iran. African Earth Sciences, 160: 103634. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2019.103634
Hajikazemi E. Al- Aasm I.S. and Coniglio M. 2012. Chemostratigraphy of Cenomanian- Turonian of the Sarvak Formation, southern Iran. Petroleum Geology, 35 (2): 187-205.  
https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2012.00525.x.
Haq B.U. 2014. Cretaceous eustasy revisited. Global and Planetary Change. Global and Planetary Change, 113: 44-58. https://doi.org/10.1016/j.gloplacha.2013.12.007
Imandoust A. Salmian O.R. and Asaadi A. 2022. A workflow to the identification of key sequence stratigraphic surfaces from GR log interpretation; Case studies of the Sarvak and Fahliyan formations in the Abadan Plain and Northwest of the Persian Gulf. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 38(3): 113-144. https://doi.org/10.22108/jssr.2022.135581.1246
James G. A. and Wynd J. G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian Oil Consortium Agreement Area. American Association of Petroleum Geologists, 49: 2182- 2245. https://doi.org/10.1306/A663388A-16C0-11D7-8645000102C1865D.
Kakemem U. Adabi M.H. Sadeghi A. Jalali M. and Dehyadegari E. 2022. Palaeoenvironment reconstruction, diagenetic overprint and geochemistry of the Upper Cretaceous Sarvak Formation in the north of Dezful Embayment, south-west of Iran. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 38 (3), 1-34. http://dx.doi.org/10.22108/jssr.2022.134679.1237.
Kalanat B. and Vaziri- Moghadam H. 2019. The Cenomanian/Turonian boundary interval deep-sea deposits in the Zagros Basin (SW Iran). Bioevents, carbon isotope record and palaeoceanographic model. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 533: 109- 238. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2019.109238.
Kazemzadeh M. and Lotfpour M. 2016. Biostratigraphy, facies and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in the Ahwaz Oil Field, North Dezful Embayment Zone. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 32: 53-72. https://doi.org/10.22108/jssr.2016.20871.
Khalili M. 1976. The biostratigraphic synthesis of the Bangestan Group in southwest Iran. IOOC, Report No. 1219 (Unpub.).
Khanjani M. Mousavi Harami R. Rahimpour Bonab H. and Kamali M.R. 2015. Sedimentary environment, diagenesis and sequence stratigraphy of Upper Sarvak Formation (Mishrif Equivalent) in Siri Oil Fields. Scientific Quarterly Geosciences, 24(94): 263- 274. https://doi.org/10.22071/gsj.2015.42666
Konyuhov A.I. and Maleki B. 2006. The Persian Gulf Basin: geological history, sedimentary formations, and petroleum potential. Lithology Mineral Resource, 41, 344–361..
Lees A. 1975. Possible influences of salinity and temperature on modern shelf carbonate sedimentation. Marine Geology, 19(3)3: 159-198. https://doi.org/10.1016/0025-3227(75)90067-5.
Matyja B. A. Wierzbowski A. Gedl P. Boczarowski A. Kaim A. Kedzierski M. Leonwics P. Smolen J.M Szczepanik and P. Witkowska M. 2006. Stop B1.5-Sowas and Glinskis clay pits (upper most Bajocian lower most Bathonian). In: Wierzbowski A. Aubretch R. Golonka J. Gutowski J. Krobicki M. Matyja B.A. Pienkowski G. and Uchman A. (Eds.) Jurassic of Poland and Adjacent Slovakian Carpathians. Field trip guide book of 7th International Congress on the Jurassic System, Krakow, Poland:149- 152.
Maurer F. Van Buchem F.S. Eberli G.P. Pierson B.J. Raven M.J. Larsen P.H. Al-Husseini M.I. and Vincent B. 2013. Late Aptian long-lived glacio-eustatic lowstand recorded on the Arabian Plate. Terra, Nova 25 (2): 87–94.  https://doi.org/10.1111/ter.12009
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): 1-28. https://doi.org/10.3390/min13081078.
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): 1-24.
Miller K.G. Wright J.D. and Browning J.V. 2005. Visions of ice sheets in a greenhouse world. Marine Geology. 217: 215-231. https://doi.org/10.1016/j.margeo.2005.02.007
Mirzaee Mahmoodabadi R. 2020. Sequence stratigraphy of Albian–Campanian carbonate deposits (Sarvak and Ilam formations) in Shiraz area, Fars, SW Iran. Carbonates and Evaporites, 35(92): 2-21.
Mohammadrezaei H. Alavi 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, 122:104- 626. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2020.104626.
Motiei H. 1994. Geology of Iran: Stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran Publication Tehran: 583 p.
Murris R.J. 1980. Middle East: Stratigraphic evolution and oil habitat. American Association of Petroleum Geologists, 64(5): 597-618. https://doi.org/10.1306/2F918A8B-16CE-11D7-8645000102C1865D.
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.
Omidvar M. Mehrabi H. Sajjadi F. Bahramizadeh Sajjadi H. Rahimpour-Bonam H. and Ashrafzadeh A. 2014. Revision of the foraminiferal biozonation scheme in Upper Cretaceous carbonates of the Dezful Embayment, Zagros, Iran. Integrated palaeontological, sedimentological and geochemical investigation. Revue de Micropaléontologie, 57: 97- 116. https://doi.org/10.1016/j.revmic.2014.04.002.
Piryaei A. Reijmer J.J.G. Borgomano J. and Van Buchem F.S.P. 2011. Late Cretaceous tectonic and sedimentary evolution of the bandar abbas area, Fars region, southern Iran. Petroleum Geology, 34(2): 157–180. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2011.00499.x.
Piryaei A. Reijmer J.J.G. Van Buchem F.S.P. Moghadam M.Y. 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). In: Leturmy P. and Robin C. (Eds.), Tectonic and Stratigraphic Evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic-Cenozoic. Geol. Soc. 330: 211- 251. https://doi.org/10.1144/SP330.11
Qomi Aveili J. 2016. Sequence Stratigraphy and Sedimentary Environment of Sarvak Formation, in the Oil Field of Kuhmond (Southwest of Iran). Scientific Research Publishing Inc, 6: 1344-1360. http://dx.doi.org/10.4236/ojg.2016.610097
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Enayati-Bidgoli A.H. and Omidvar M. 2012a. 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. 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 modeling in Cretaceous carbonates of the Sarvak Formation, Abteymour Oilfield, Dezful embayment, SW Iran. Petroleum Geology, 35(3): 213-236. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2012.00527.x.
Ranjbar-Karamia R. Rajabib M. Ghavidel A. and Afroogh A. 2019. Contemporary tectonic stress pattern of the Persian Gulf Basin, Iran. Tectonophysics, 766: 219–231. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2019.06.017.
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. Geol. Soc., 329: 187-218. https://doi.org/10.1144/SP329.9.
Romero J. Caus E. and Rosell J. 2002. A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on late Middle Eocene deposits on the margin of the South Pyrenean Basin (NE Spain). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 179: 43- 56. http://dx.doi.org/10.1016/S0031-0182(01)00406-0
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): 33-44. https://doi.org/10.22108/jssr.2023.138811.1266
Saeedi Razavi B. Askari F. Kamali M. and Kazemzadeh E. 2019. Biostratigraphy, microfacies, depositional environment and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in one of the oilfields, southwest Iran. Sedimentary Facies, 12(1): 91- 108. http://dx.doi.org/10.52547/esrj.11.3.35
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: 679-728. https://doi.org/10.1146/annurev-earth-081320-064052
Sepehr M. Cosgrove J. and Moieni M. 2004. The impact of cover rheology on the style of folding in the Zagros fold-thrust belt. Tectonophysics, 427: 265- 281. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2006.05.021
Seraj M. Faghih A. Motamedi H. and Soleimany B. 2020. Major Tectonic Lineaments Influencing the Oilfields of the Zagros Fold-Thrust Belt, SW Iran: Insights from Integration of Surface and Subsurface Data. Earth Science, 31(3): 596–610.
Shabani F. Amini A. Tavakoli V. Honarmand J. and Gong C. 2022. 3D forward stratigraphic modeling of the Albian succession in a part of the northeastern margin of the Arabian Plate and its implications for exploration of subtle traps. Marine and Petroleum Geology, 145: 105880. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2022.105880.
Sharlan P. R. Archer R. Casey D.M. Davies R.B. Hall S. Heward A. Horbury A. and Simmons M.D. 2001. Arabian Plate Sequence Stratigraphy. GeoArabia, Gulf Petro Link: 387 p.
Shiroodi S. K. Ghafoori M. Faghih A. Ghanadian M. Lashkaripour G. and Hafezi Moghadas N. 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.
Soleimany B. and Sabat F. 2010. Style and age of deformation in the Northwest Persian Gulf. Petroleum Geoscience, 16: 31-39. https://doi.org/10.1144/1354-079309-837
Strohmenger C.J. Mitchell J.C. Feldman H.R. Lehmann P.J. Broomhall R.W. Patterson P.E. Al-Sahlan G. Demko T.M. Wellner R.W. and McCrimmon G.G. 2006. Sequence Stratigraphy and Reservoir Architecture of the Burgan and Mauddud Formations (Lower Cretaceous). Kuwait. In: Harris P. M. and Weber L. J. (Eds.), Giant hydrocarbon reservoirs of the world: From rocks to reservoir characterization and modeling: American Association of Petroleum Geologists, 88/SEPM Special Publication: 213–245..
Valero L. Soleimany B. Bulnes M. and Poblet J. 2015. Evolution of the Nowrooz anticline (NW Persian Gulf) deciphered using growth strata: structural inferences to constrain hydrocarbon exploration in Persian offshore anticlines. Marine and Petroleum Geology, 66: 873- 889. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2015.07.029.
Van Buchem F.S. Baghbani D. Bulot L.G. Caron M. Gaumet F. Hosseini A. Keyvani F. Schroeder R. Swennen R. and Vedrenne V. 2010. Barremian-Lower Albian sequence-stratigraphy of southwest Iran (Gadvan, Dariyan and Kazhdumi formations) and its comparison with Oman, Qatar and the United Arab Emirates. GeoArabia, 4 (2): 503–548.
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: 211- 222.
https://doi.org/10.1144/1354-079310-061.
Van Wagoner J. Mitchum R. Campion K. and Rahmanian V. 1990. Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and outcrops: concepts for high-resolution correlation of time and facies. American Association of Petroleum Geologists.
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 and Petroleum Geology, 63: 46- 67. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2015.02.018.
Wright N.M. Seton M. Williams S.E. Whittaker J.M. and Muller R.D. 2020. Sea level fluctuations driven by changes in global ocean basin volume following supercontinent break-up. Earth-Science Reviews, 208:103293. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2020.103293
Wynd J.G.1965. Biofacies of the Iranian Oil Consortium Agreement area. Iranian Oil Operating Companies, Geological and Exploration division. Report No. 1082.
Ziegler M. 2001. Late Permian to Holocene palaeofacies evolution of the Arabian Plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia, 6(3): 445–504. https://doi.org/10.2113/geoarabia0603445
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 40, Issue 3 - Serial Number 96
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 40, Issue 3, No. 96, Autumn 2024
October 2024
Pages 47-68

Files

Share

How to cite

Statistics