Miocene deposits of the folded Zagros (Asmari Formation, Lorestan Region)

Ashna, Mohsen; Mirbeik Sabzevari, Kobra; Dehghanian, Mohamadsadegh; Shahrokhi, Seyedvahid; Baharvand, Syamak

doi:10.22108/jssr.2026.147601.1323

Miocene deposits of the folded Zagros (Asmari Formation, Lorestan Region)

Document Type : Research Paper

Authors

¹ Ph.D. student in Geology, Department of Geology, Khor.c., Islamic Azad University, Khorramabad, Iran

² Assistant Professor, Department of Geology, Khor.c., Islamic Azad University, Khorramabad, Iran

³ Associate Professor, Department of Geology, BA.C., Islamic Azad University, Bandar Abbas, Iran.

⁴ Associate Professor, Department of Geology, Khor.c., Islamic Azad University, Khorramabad, Iran.

⁵ Associate Professor, Department of Geology, Khor.c., Islamic Azad University, khorramabad, Iran.

10.22108/jssr.2026.147601.1323

Abstract

Abstract
In this study, the depositional and post-depositional history of carbonate rocks of the Asmari Formation in the Lorestan region was investigated. Three stratigraphic sections were analyzed: the northern Khorramabad section (92.3 m), the southeastern Khorramabad section (90 m), and the southwestern Khorramabad section (190 m). A total of 380 samples were collected for petrographic examination. The lower boundary of the Asmari Formation with the Shahbazan Formation is a conformable contact, while its upper boundary with the Gachsaran Formation represents a conformable unconformity. Thirteen microfacies were identified, including various dolomudstones, wackestones, packstones, grainstones, and rudstones containing different types of foraminifera, echinoderms, bryozoans, coralline algae, and anhydrite. These microfacies represent deposition on a carbonate ramp ranging from inner to mid and outer ramp settings. Several diagenetic processes were recognized, such as micritization, neomorphism, marine, meteoric, and burial cementation, dissolution, development of both fabric-selective and non-fabric-selective porosity, and replacement processes including pyritization, silicification, and dolomitization. Based on petrographic evidence, the paragenetic sequence of the Asmari Formation carbonates was interpreted to have formed in four diagenetic environments: marine, meteoric, burial, and uplift. These environments correspond to stages of early diagenesis (eogenesis), middle diagenesis (mesogenesis), and late diagenesis (telogenesis).
Keywords: Asmari Formation, depositional environment, diagenesis, Zagros, Lorestan

Introduction
The Asmari Formation, with its dominant carbonate lithology, is rich in benthic foraminifera of Oligocene-Miocene age. Therefore, using this valuable fossil content and other skeletal components in this formation, the type of its depositional environment can be determined according to the models presented by Flügel (2010) and Wilson (1986). The Asmari Formation deposits can be considered as the last widespread marine transgression in the Zagros Basin (Amiri Bakhtiar and Noraiyanejad 2022). In terms of age, it begins in the Oligocene and continues up to the Burdigalian of the Early Miocene (Motiei 2000). Based on its fossils and age, the Asmari Formation can be divided into three parts: Lower, Middle, and Upper Asmari (Motiei 2000). In most outcrops in Lorestan, the Lower Asmari limestones are deposited directly over the carbonate rocks of the Shahbazan Formation, which are of Late Eocene age. In more northern areas, the Lower Asmari is absent, and it appears that the interval from the Late Eocene to the Oligocene was subaerial. Toward the southern regions, the Late Eocene–Oligocene limestones of the Lower Asmari grade into the deeper-water shales of the Pabdeh Formation (Paleocene–Oligocene). From Lorestan toward the Dezful Embayment, the Lower Asmari limestones were deposited along the margin of the deeper Pabdeh basin. The study area is situated within the Zagros Fold-Thrust Belt, specifically in the Lorestan sedimentary province. Three stratigraphic sections were selected in this region for detailed analysisThe study of the Asmari Formation in the Lorestan sedimentary basin is highly important, primarily due to its role as one of the most significant carbonate hydrocarbon reservoirs in the Zagros Basin. The primary objective of investigating this formation in this part of the basin is to identify facies variations, reconstruct depositional environments, and understand its diagenetic evolution, thereby enabling the prediction of reservoir quality and porosity distribution across different segments of the basin. A precise analysis of the petrophysical properties and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in Lorestan provides a framework to improve reservoir modelling, evaluate the processes controlling hydrocarbon migration and accumulation in the area, and reduce exploration risks during the drilling of development and appraisal wells.

Material & Methods
In this research, following multiple field visits and the study of the 1:250,000 scale geological maps of Khorramabad and Pol-e Dokhtar, three suitable outcrop sections of the Asmari Formation were selected within the Zagros Fold-Thrust Belt (Lorestan sedimentary basin). Section 1: Located on the northern limb of the Khorramabad َnticline, near Sarab-e Chenar village (Bastam area). The geographical coordinates are 48° 8’ 58" E longitude and 33° 41’ 36" N latitude. Section 2: Located southeast of Khorramabad, along the road to Sepiddasht. The geographical coordinates are 48° 13’ 10" E longitude and 33° 36’ 40" N latitude. Section 3: Located approximately 85 km south of Khorramabad (Varah-Zard village) and 11 km north of Pol-e Dokhtar. The geographical coordinates are 47° 43’ 2" E longitude and 33° 13’ 26" N latitude. These sections were chosen to ensure they exhibit maximum thickness, significant lithological variations, easy accessibility, and minimal cover. A total of 380 rock samples were collected from these sections: 90 samples from the northern Khorramabad section, 90 samples from the southeastern Khorramabad section, and 200 samples from the southern Khorramabad section. Thin sections were prepared from all samples for petrographic analysis. These thin sections were prepared at Lorestan University and studied and photographed using an Olympus BH2 polarizing microscope equipped with a Nikon D70 camera. Carbonate rock nomenclature followed the method proposed by Dunham (1962) and the modified scheme from Embry and Klovan (1971). The interpretation of microfacies and depositional environments was conducted based on the works of Flügel (2010) and Wilson (1975).

Discussion of Results & Conclusions
In the three studied sections, 13 carbonate microfacies have been identified. These include: Anhydrite microfacies, fenestral dolomudstone, nodular dolomudstone, wackestone/packstone with extraclasts, mudstone to wackestone with bioturbation, wackestone/packstone with imperforate foraminifera, wackestone/packstone with imperforate and perforate foraminifera, wackestone/packstone with perforate foraminifera, bioclastic grainstone containing foraminifera, packstone to grainstone with echinoderms, bryozoans, and coralline algae, rudstone/floatstone containing foraminifera and coralline algae, floatstone/rudstone with coralline red algae, mudstone to wackestone with planktonic foraminifera. These microfacies were deposited within three distinct facies belts corresponding to a carbonate ramp: the tidal flat, lagoon, and open marine environments. Based on field evidence and the identified microfacies in the studied stratigraphic sections, the depositional environment of the Asmari Formation exhibits a continuous and gradual transition from the mudstone, wackestone, and packstone microfacies of the low-energy lagoonal environment associated with the inner ramp, to the grainstone facies of the high-energy lagoon at the beginning of the mid-ramp. This is followed by a gradual transition to packstone facies with elongated foraminifera and hyaline tests, and floatstone and rudstone microfacies of the distal mid-ramp, eventually leading to mudstone facies containing planktonic foraminifera characteristic of the open marine environment at the beginning of the outer ramp. The presence of evidence such as the abundance of non-porous benthic foraminifera with porcelains shells in a texture ranging from wackestone to packstone, red algae, weak to moderate sorting of allochems and supporting mud texture, the depositional environment of the Asmari Formation deposits in the stratigraphic sections is considered as a homoclinal carbonate ramp. Among the most important diagenetic processes in the studied sections are compaction, cementation, dissolution, porosity and replacement. Based on petrography evidence, the diagenetic sequence of the Asmari Formation occurred during three stages (eogenesis, mesogenesis, and telogenesis) and in four diagenetic environments (marine, burial, freshwater, and uplift).
Early Diagenesis (Eogenesis): This stage includes some diagenetic processes, such as micritization and syntaxial rim cement, which are characteristic of early diagenesis in marine environments, have been identified in the studied sections, confirming the initial diagenesis stage.
Freshwater Diagenesis: In the freshwater phreatic environment, intergranular pores are continuously filled with water, which can lead to the dissolution of metastable minerals like aragonite and high-magnesium calcite (Heydari and Wade 2014).
Intermediate Diagenesis (Mesogenesis): During this stage, sediments are subjected to pressure and temperature resulting from burial at various depths, continuing until the threshold of diagenesis is reached. Processes occurring in this stage include physical and chemical compaction, blocky and drusy cements, dolomitization, and pyritization, all of which have been identified in the studied samples. Chemical compaction leads to the formation of features resulting from pressure dissolution, such as stylolites.
Late Diagenesis (Telogenesis): During uplift, iron ions are introduced into the sediments by meteoric waters through fractures, forming hydrated iron oxides (oxidizing conditions), which gradually convert to hematite. Fractures and joints identified in the studied sections formed during this stage and are filled with freshwater cements.

Keywords

Main Subjects

Microfacies

Full Text

مقدمه

رسوبات سازند آسماری، آخرین پیشروی وسیع دریا در زاگرس تلقی می‎‍شود (Amiri-Bakhtiar and Nouraee-Nezhad 2022). در زاگرس چین‎‍خورده، سازند آسماری با سنگ‎‍شناسی غالب کربناته سرشار از روزن‎‍داران بنتیک است که از‎‍نظر زمانی از الیگوسن شروع می‎‍شود و تا بوردیگالین از میوسن زیرین ادامه دارد (Motiei 2000). سازند آسماری ‎‍براساس سنگواره‎‍ها و سن‎‍، به سه قسمت آسماری پایینی، آسماری میانی و آسماری بالایی تقسیم می‎‍شود (Motiei 2000). در بیشتر رخنمون‎‍های لرستان، سنگ‎‍آهک‎‍های آسماری پایینی به‎‍طور مستقیم بر کربنات‎‍های سازند شهبازان با سن ائوسن پسین قرار می‎‍گیرد. در نواحی شمالی‎‍تر، آسماری پایینی وجود ندارد و به نظر می‎‍رسد که ناحیه‎‍ از ائوسن پسین تا الیگوسن از آب بیرون بوده است. به‎‍طرف نواحی جنوبی، سنگ‎‍آهک‎‍های الیگوسن آسماری پایینی به شیل‎‍های عمیق سازند پابده (پالئوسن- الیگوسن) تبدیل می‎‍شود. از لرستان به درون فروافتادگی دزفول، سنگ‎‍آهک‎‍های آسماری پایینی در ساحل حوضۀ عمیق پابده رسوب کرده است. در لرستان، آهک‎‍های کم‎‍عمق آسماری با سن الیگوسن در ساحل کربناتی متعلق به سازند شهبازان، با سن ائوسن رسوب کرده است و همین واحد در جنوب، به سازند پابده تغییر رخساره می‎‍دهد (Motiei 2000). شرایط نسبتاً مشابهی در قسمت جوان‌تر وجود دارد، به این مفهوم که آهک‎‍های منسوب به آسماری پایینی ـ میانی، به‎‍طرف عمق حوضه به‎‍صورت جانبی، به بخش کلهر تغییر رخساره می‎‍دهد و هر دو قسمت در زیر یک آهک دولومیتی دانه‎‍ریز قرار می‎‍گیرد که سن آن آکی‎‍تانین پسین است. در این وضعیت یک ناهمسازی فرسایشی به‎‍دنبال می‎‍آید و سپس آهک‎‍های بوردیگالین (آسماری بالایی) به‎‍صورت پیشرونده، این ردیف را می‎‍پوشاند و در انتها این رسوبات کربناتی در زیر رسوبات تبخیری سازند گچساران قرار می‎‍گیرند (Motiei 2000).

پژوهشگران مختلفی جنبه‎‍های گوناگون سازند آسماری شامل تغییرات رخساره‎‍ای و محیط ‎‍رسوبی، چینه‎‍نگاری سکانسی، بررسی فرایندهای دیاژنزی و مدل دولومیتی‎‍شدن پلتفرم‎‍های کربناته را در بخش‎‍های مختلف زاگرس چین‎‍خورده مطالعه و بررسی کرده‎‍اند (Ehrenberg et al. 2002; Van Buchem et al. 2010; Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Seyrafian et al. 2011; Dehghanian et al. 2012 and 2013; Mohseni et al. 2012; Zabihi Zoeram et al. 2013; Lorestani et al. 2016; Farshi et al. 2017; Dehghanian and Asgari-Pirbaloti, 2018; Monjezi et al. 2019; Gharechelou et al. 2020; Kamalifar et al. 2020; Karami et al. 2020; Mirbeik- Sabzevari and Sedaghatnia 2022; Dehghanian 2022; Mirbeik- Sabzevari and Sedaghatnia 2023; Jamshidi and Sedaghatnia 2024; Sedaghatnia et al. 2024; Taghdisi Nikbakht and Nasiri 2025; Taghdisi Nikbakht et al. 2025 ).

هدف از این مطالعه، بررسی محیط رسوبی و تاریخچۀ پس از رسوب‎‍گذاری سازند آسماری در سه برش از زاگرس چین‎‍خورده (پهنۀ رسوبی لرستان) است؛ بنابراین با تفسیر دقیق‎‍ محیط رسوب‎‍گذاری و توالی‎‍های پاراژنتیکی این سازند در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده با دیگر زون‎‍های زاگرس، ارتباط معناداری از‎‍نظر محیط رسوب‎‍گذاری، چینه‎‍نگاری سکانسی و زمین‎‍ساخت برقرار می‎‍شود. در این پژوهش سه برش از سازند آسماری در نقاط مختلف حوضۀ رسوبی لرستان انتخاب شده است که تاکنون مطالعات محیط رسوبی و دیاژنزی بر‎‍ این برش‎‍ها انجام نشده است؛ بنابراین این پژوهش علاوه بر اینکه تأیید‎‍کنندۀ مطالعات پیشین انجام‎‍شده بر‎‍ سازند آسماری در دیگر مناطق مجاور حوضۀ رسوبی لرستان است، در کنار دیگر مطالعات پیشین، درک بهتر و کامل‎‍تری از تاریخچۀ رسوب‎‍گذاری نهشته‎‍های کربناتۀ سازند آسماری در حوضۀ رسوبی لرستان ارائه می‎‍دهد.

موقعیت جغرافیایی و زمین‎‍شناسی برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

منطقۀ مطالعه‎‍شده در زون چین‎‍خوردۀ زاگرس و در پهنۀ رسوبی لرستان واقع شده است. سه برش چینه‎‍شناسی در این پهنه انتخاب شده است (شکل 1).

برش اول: این برش در یال شمالی تاقدیس خرم‎‍آباد و حوالی روستای سراب چنار (منطقۀ بسطام) واقع شده است. مختصات جغرافیایی این برش شامل «58 '8 °48» طول شرقی و «36 '41 °33» عرض شمالی است.

برش دوم: این برش در جنوب شرق شهرستان خرم‎‍آباد و در مسیر شهرستان سپیددشت واقع شده است. مختصات جغرافیایی این برش، شامل «10 '13 °48» طول شرقی و «40 '36 °33» عرض شمالی است.

برش سوم: این برش در 85 کیلومتری جنوب شهرستان خرم‎‍آباد (روستای وره‎‍زرد) و در 11 کیلومتری شمال شهرستان پلدختر واقع شده است.. مختصات جغرافیایی این برش، شامل «2 '43 °»47 طول شرقی و «26 '13 °33» عرض شمالی است.

براساس نقشۀ زمین‌شناسی منطقه، که بخشی از نقشۀ 25000/1 شهرستان خرم‎‍آباد است، واحدهای دوران دوم و سوم رخنمون دارند. واحدهای دوران دوم (مزوزوئیک) گسترش‎‍یافته در منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شدۀ سازندهای امیران و تاربورند. واحدهای دوران سوم (سنوزوییک) شامل سازند آواری کشکان، سازندهای آسماری، شهبازان و سازند گچساران‎‍اند (شکل 2). نواحی واقع در باختر محور دورود- بروجرد تا خاور و شمال شهرستان خرم‎‍آباد زاگرس مرتفع و یا زاگرس رورانده نام دارد که با پهنۀ راندگی اصلی به‎‍ویژه گسل‎‍های وابسته (گسل دورود) از نواحی خاوری استان (سنندج ـ سیرجان) جدا است؛ ولی گذر آن به زاگرس چین‎‍خورده تقریباً تدریجی است. در زاگرس مرتفع واحدهای سنگ‎‍چینه‌ای روند عمومی شمال باختری ـ جنوب خاوری دارند؛ ولی عموماً به‎‍لحاظ عملکرد تنش‌های ساختاری، دگرشکلی آنها پیچیده است که با روند عمومی زاگرس هم‎‍سو نیست (Motiei 2000). منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده براساس نقشۀ پهنه‎‍های ساختاری حوضۀ رسوبی زاگرس در زون زاگرس چین‌خورده واقع شده است (شکل 3).

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راه‎‍های دسترسی به برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

Fig 1- Geographical location and access routes to the studied sections.

شکل 2- بخشی از نقشۀ زمین‎‍شناسی 250000/1 شهرستان خرم‎‍آباد به‎‍همراه موقعیت برش‎‍ها (که با علامت ستارۀ تیره‎‍رنگ نشان داده شده است) a: برش شمال خرم‎‍آباد؛ b: برش جنوب شرق خرم‎‍آباد؛ c: برش جنوب غرب خرم‎‍آباد‎‍

Fig 2- A portion of the 1:250,000 geological map of Khorramabad County showing the locations of the studied sections marked with dark star symbols. (a) Northern Khorramabad section. (b) Southeastern Khorramabad section. (c): Southwestern Khorramabad section

شکل 3- موقعیت برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده (ستاره‎‍های قرمز‎‍رنگ) در پهنۀ چین‎‍خوردۀ زاگرس‎‍

Fig 3- Location of the studied sections (red stars) in the Zagros Fold and Thrust Belt‎‍

توصیف واحدهای سنگ‎‍چینه‎‍ای برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

سه برش چینه‎‍شناسی شامل برش شمال خرم‎‍آباد با ضخامت 3/92 متر، برش جنوب شرق خرم‎‍آباد با ضخامت 90 متر و برش جنوب غرب خرم‎‍آباد با ضخامت 190 متر‎‍ مطالعه شده است. در این سه برش، مرز زیرین سازند آسماری با سازند شهبازان به‎‍صورت ناپیوستگی فرسایشی و هم‌شیب و مرز بالایی آن با سازند گچساران از نوع همساز است. واحدهای سنگ‎‍چینه‎‍ای تشکیل‎‍شده در این برش‎‍ها تنها متشکل از واحدهای کربناته‎‍اند که به‎‍صورت واحدهای نازک‎‍لایه، متوسط‎‍لایه، ضخیم‎‍لایه و خیلی ضخیم‎‍لایۀ صخره‎‍ساز رخنمون دارند (شکل‎‍های 4 و 5). معیار تفکیک نهشته‎‍های سازند آسماری از نهشته‎‍های سازند شهبازان در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده بر‎‍اساس مطالعات سنگ‎‍شناسی بوده است. سازند شهبازان در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده با رنگ سفید تا شیری‎‍رنگ، خود از تناوب دولومیت و سنگ‎‍آهک دولومیتی تشکیل شده است و رخساره‎‍های آن به‎‍شدت دولومیتی شده‎‍اند. حال آنکه سازند آسماری به رنگ خاکستری روشن تا تیره، بیشتر از کربنات‎‍هایی تشکیل شده است که کمتر تحت تأثیر فرآیند دولومیتی‎‍شدن قرار گرفته‎‍اند و رخساره‎‍های آن حفظ‎‍شدگی خوبی را نشان می‎‍دهند. در برخی از واحدهای آن (برش شمال و جنوب غرب خرم‎‍آباد)، ماکروفسیل‎‍ها (بیشتر دوکفه‎‍ای و خارپوستان) و انحلال در مقیاس ماکروسکوپی دیده می‎‍شوند. همچنین وجود یک افق برش انحلالی (در هر سه برش)، با ضخامت حداکثر 70 سانتی‎‍متر در مرز دو سازند شهبازان و آسماری (شکل 4- m)، تفکیک‎‍کنندۀ این دو سازند در مطالعات صحرایی است.

روش مطالعه

در این پژوهش پس از بازدیدهای متعدد صحرایی و مطالعۀ نقشه‎‍های زمین‎‍شناسی 250000/1 شهرستان خرم‎‍آباد و پلدختر، سه برش سطح‎‍الارضی مناسب از سازند آسماری در پهنۀ زاگرس چین‎‍خورده (حوضۀ رسوبی لرستان) انتخاب و‎‍ نمونه‎‍برداری شد. این برش‎‍ها به‎‍گونه‎‍ای انتخاب شده است که دارای بیشترین ضخامت، بیشترین تغییرات سنگ‎‍شناسی، راه دسترسی آسان و کمترین پوشیدگی باشد. از این برش‎‍ها در‎‍مجموع 380 نمونه سنگی (90 نمونه برش شمال خرم‎‍آباد، 90 نمونه برش جنوب شرق خرم‎‍آباد و 200 نمونه برش جنوب خرم‎‍آباد) انتخاب و از تمام آنها، مقطع نازک میکروسکوپی تهیه شده است (مقاطع در دانشگاه لرستان تهیه و با میکروسکوپ پلاریزان نوع Olympus- BH2 مجهز به دوربین عکس‎‍برداری مدل D70 مطالعه و عکس‎‍برداری شده‎‍اند). سنگ‎‍های کربناته به روش دانهام (Dunham 1962) نام‎‍گذاری شده‎‍اند. تفسیر رخساره‎‍ها و محیط رسوبی بر‎‍اساس فلوگل (Flügel 2004) و ویلسون (Wilson 1975) انجام شده است.

ریزرخساره‎‍های رسوبی

در سه برش‎‍ مطالعه‎‍شده، 13 ریزرخسارۀ کربناته شناسایی شده است که شامل ریزرخسارۀ انیدریت، دولومادستون فنسترال، دولومادستون ندولار، وکستون/پکستون داری اکستراکلست، مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ و منفذدار، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار، گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار، پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ، فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزن‌داران پلانکتونیک‎‍اند. این ریزرخساره‎‍ها در سه مجموعه کمربند رخساره‎‍ای پهنۀ جزر و مدی، لاگون و دریای باز یک رمپ کربناته رسوب‎‍گذاری کرده‎‍اند (جدول 1).

شکل 4- تصاویر صحرایی برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده به‎‍همراه تصاویر صحرایی واحدهای سنگ‎‍چینه‎‍ای a: برش چینه‎‍شناسی شمال خرم‎‍آباد (دید به‎‍سمت شمال)؛ b: برش چینه‎‍شناسی جنوب شرق خرم‎‍آباد (دید به‎‍سمت شمال)؛ c: برش چینه‎‍شناسی جنوب غرب خرم‎‍آباد (دید به‎‍سمت جنوب غرب)؛ ‎‍d: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای ضخیم‎‍لایه (برش شمال خرم‎‍آباد)؛‎‍e : واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای خیلی ضخیم‎‍لایه (برش شمال خرم‎‍آباد)؛ ‎‍f: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای متوسط تا ضخیم‎‍لایه (برش شمال خرم‎‍آباد)؛ ‎‍g: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای ضخیم‎‍لایه (برش جنوب شرق خرم‎‍آباد)؛ ‎‍h: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای نازک‎‍لایه (برش جنوب شرق خرم‎‍آباد)؛ ‎‍i: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای متوسط تا ضخیم‎‍لایه (با حداکثر 1 متر ضخامت) (برش جنوب شرق خرم‎‍آباد)؛ j: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای خیلی ضخیم‎‍لایه (با ضخامت بیش از 1 متر) (برش جنوب غرب خرم‎‍آباد)؛ ‎‍k: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای متوسط تا ضخیم‎‍لایه (برش جنوب غرب خرم‎‍آباد)؛ ‎‍l: واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای نازک تا متوسط‎‍لایه (برش جنوب غرب خرم‎‍آباد)؛ m: وجود مرز فرسایشی و همشیب بین دو سازند آسماری و شهبازان.

Fig 4- Field photographs of the studied sections along with field photographs of the lithostratigraphic units. (a) North Khorramabad stratigraphic section (looking north).(b) Southeastern Khorramabad stratigraphic section (looking north).(c) Southwestern Khorramabad stratigraphic section (looking southwest).(d) Thick-bedded lithostratigraphic unit (North Khorramabad section). (e) Very thick-bedded lithostratigraphic unit (North Khorramabad section). (f) Moderately to thick-bedded lithostratigraphic unit (North Khorramabad section). (g) Thick-bedded lithostratigraphic unit (Southeastern Khorramabad section). (h) Thin-bedded lithostratigraphic unit (Southeastern Khorramabad section). (i) Moderately to thick-bedded lithostratigraphic unit (Southeastern Khorramabad section). (j) Very thick-bedded lithostratigraphic unit (Southwestern Khorramabad section). (k) Moderately to thick-bedded lithostratigraphic unit (Southwestern Khorramabad section). (l) Thin to moderately bedded lithostratigraphic unit (Southwestern Khorramabad section). m: The presence of an erosional boundary between the Asmari and Shahbazan formations.

شکل 5- ستون‎‍های سنگ‎‍چینه‎‍ای سازند آسماری در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

Fig 5- Stratigraphic columns of the Asmari Formation in the studied sections.

جدول 1- توزیع ریزرخساره‎‍های رسوبی در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

Table 1- Distribution of sedimentary microfacies in the studied sections.

ریزرخساره‎‍های رسوبی	برش شمال خرم‎‍آباد	برش جنوب غرب خرم‎‍آباد	برش جنوب شرق خرم‎‍آباد
ریزرخسارۀ انیدریت	√
ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال	√	√	√
ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار	√	√
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست			√
ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی	√	√
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ	√		√
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ و منفذدار		√
ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار	√	√	√
ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار		√	√
ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین	√	√	√
ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ	√	√	√
ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین	√	√	√
ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزن‌داران پلانکتونیک		√

مجموعه ریزرخساره‎‍های پهنۀ جزر و مدی

ریزرخساره انیدریتی (M1)

توصیف: این ریزرخساره به‎‍طور عمده از انیدریت‎‍های ریزبافت در بافتی از میکرایت (گل کربناته) تشکیل شده است (شکل 6- a). در مطالعات صحرایی، ساخت‎‍های متنوعی به‎‍ویژه لامینه‎‍بندی، ساخت تور مرغی (Chicken wire) و روده‎‍ای (Entrolithic) در آن مشاهده شده است.

تفسیر: انواع ریزرخسارۀ انیدریتی، که دارای میکرایت و گل کربناته زیادی بود‎‍،‎‍ در محیط‌های لاگون در شرایط شوری بالا تشکیل می‎‍شود (Flügel 2010). با توجه به مشخصات میکروسکوپی مشاهده‎‍شده، به نظر می‌رسد بیشتر انیدریت‎‍های سازند آسماری مربوط به پهنۀ بالای جزر و مدی و یا سبخا باشند (Kendall and Skipwith 1969). با توجه به ترکیب انیدریت با میکرایت و گل کربناته، به نظر می‌رسد که سازند آسماری در دورۀ تشکیل، یک حوضۀ تبخیری ساحلی (Evaporitic Platform) و دارای تغییرات شدید سطح آب بوده است. این نوسانات به ادغام رسوبات کربناتۀ ریزدانه (محصول محیط‌های آرام‌تر لاگونی/جزر و مدی) با تبخیری‌های ناشی از غلظت بالای آب دریا (انیدریت) منجر شده است؛ بنابراین رخسارۀ مدنظر یک رخسارۀ انیدریت کربناتی-گلی‎‍شده (Muddy/Micritic Anhydrite) است که شواهد قوی بر تشکیل آن در محیط‌های پلایا/سبخا یا پهنه‌های بالای جزر و مدی، که تحت تأثیر اشباع‎‍شدن آب شور قرار داشته‌اند، ارائه می‌دهد (Omidpour et al. 2023).

ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال (M2)

توصیف: وجود دولومیت‎‍های ریزبافت (نوع اول) و ساخت فنسترال از شاخصه‎‍های این ریزرخساره است (شکل 6- b). دولومیت‎‍های تشکیل‎‍شده در این ریزرخساره بیشتر در اندازه‎‍های کوچک‎‍تر از 40 میکرون‎‍ و به دولومیت‎‍های اولیه (رسوبی) معروف‎‍اند.

تفسیر: این ریزرخساره بیشتر در محیط بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی (سابخا) تشکیل و خروج حباب‎‍های گاز از تخمیر جلبک‎‍ها، سبب ایجاد ساخت فنسترال در این ریزرخساره می‎‍شود (Flügel 2010). ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال نشان‌دهندۀ یک محیط رسوبی کربناتی کم‌عمق ساحلی است که در آن رسوب‌گذاری کربناتۀ ریزدانه (احتمالاً میکرودولومیت اولیه) در حال وقوع بوده است (Papakonstantinou et al. 2024). فعالیت بیولوژیکی قوی (به‎‍ویژه با جلبک‌ها و سیانوباکتری‌ها) سبب آزاد‎‍شدن حباب‌های گاز و ایجاد حفره‌های فنسترال شده است. محیط کلی این ریزرخساره، بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی (سبخا) و مشخصۀ آن، نوسانات سطح آب، تبخیر و فعالیت میکروبی است. این ریزرخساره، شاهدی بر پویایی محیط‌های رسوبی ساحلی و تعامل پیچیدۀ بین فرآیندهای فیزیکی (جزر و مد، تبخیر) و بیولوژیکی (رشد جلبک‌ها، فعالیت باکتریایی) است.

ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار (M3)

توصیف: این ریزرخساره از‎‍نظر بافتی شبیه ریزرخسارۀ قبلی بوده است؛ ولی برخلاف نوع قبلی در این ریزرخساره، ساخت ندولار (ندول‎‍های پراکندۀ انیدریت) دیده می‎‍شود (شکل 6- c).

تفسیر: دولومیت‎‍های تشکیل‎‍شده در این ریزرخساره از نوع اولیه و هم‎‍زمان با رسوب‎‍گذاری‎‍اند (Flügel 2010). این ریزرخساره هم در قسمت بین جزر و مدی و هم در محیط لاگون دیده می‌شود (Rahim et al. 2024). وجود این ریزرخساره با شواهدی همچون ندول‎‍های انیدریتی و‎‍ وجودنداشتن آنها (یا فراوانی بسیار کم فسیل‌ها)، دلالت بر وجود شورابه‎‍های با غلظت بالای سولفات دارد (Kendall and Skipwith 1969; Flügel 2010).

مجموعه ریزرخساره‎‍های بخش کم‎‍انرژی محیط لاگون

ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست (M4)

توصیف: از ویژگی‎‍های بارز این ریزرخساره، وجود اکستراکلست‎‍های ریز و درشت از نوع رسوبی‎‍اند که در یک زمینۀ گلی کربناته حضور دارند (شکل 6- d). در این ریزرخساره خرده‎‍سنگ‎‍های رسوبی بیشتر از جنس کربناته و چرتی‎‍اند.

تفسیر: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای اکستراکلست‌های رسوبی به‎‍لحاظ ژئومورفولوژیک، یک رسوب لاگونی است که قطعات آواری (اکستراکلست‎‍ها) از خارج حوضۀ رسوبی به این محیط وارد شده‎‍اند. این محیط نه‎‍تنها دارای خصوصیات آرام (بخش وکستون و میکرایت) است، شواهدی از هیدرودینامیک قوی و حمل مواد از کانی‌شناسی متفاوت (خرده‌سنگ‌های کربناتی و چرتی) را نیز ثبت کرده است (Alishah and Alishah 2026).

ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی(M5)

توصیف: این ریزرخساره با محتوای گلی بالا (گل پشتیبان) و وجود خرده‌های بایوکلستی کم (شناور)، در زیر میکروسکوپ ‎‍‌تشخیص داده می‎‍شود‎‍ (شکل 6- e). در بیشتر موارد به‎‍دلیل غنی‎‍بودن این ریزرخساره از مواد آلی و کانی‌های رسی، ظاهر آن تیره‎‍رنگ است.

تفسیر: شرایط ته‎‍نشست این ریزرخساره، موقعیت عمیق حوضه و یا لاگون در نظر گرفته می‌شود (Flügel 2010). در موقعیت‌های مختلف رسوبی، این ریزرخساره دارای انواع خاصی از فسیل‌هاست‎‍ که وجه تمایز آن در کمربند ریزرخساره‌ای است. این ریزرخساره بیانگر مرحله‌ای از ته‌نشست در محیط‌های کربناتۀ آرام و نیمه‌احیایی است که با ترکیبی از گل کربناته، رس و مواد آلی و در شرایط انرژی پایین و اکسیژن محدود شکل گرفته‌اند (Papakonstantinou et al. 2024). آشفتگی زیستی متوسط نشان‌دهندۀ باقی‌ماندن حیات محدود کف‌زی در این شرایط است (Ahmed and Khan 2022). این ریزرخساره در دورترین فاصله از خط ساحلی فعال و عمیق‌ترین بخش محیط رسوبی لاگونی تشکیل شده است‎‍، جایی شرایط برای ته‌نشست پایدار گل‌های ریز و انباشت مواد آلی فراهم بوده است؛ اما‎‍ آنقدر عمیق نیست که کاملاً از نفوذ نور خارج شود (زیرا آشفتگی زیستی رخ داده است).

ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ(M6)

توصیف: روزن‌داران بدون منفذ در زمینه‎‍ای گل آهکی (میکرایت)، از مهم‌ترین ویژگی این ریزرخساره و دارای بافتی گل‎‍پشتیبان و دانه‎‍پشتیبان است (شکل 6- f). این ریزرخساره بیشتر دارای روزن‌داران کف‎‍زی با پوستۀ پرسلانوزند.

تفسیر: وجود این فسیل‌ها از ویژگی‌های بخش‌های کم‌عمق محیط لاگون است (Geel 2000). این ریزرخساره شاخصی از رسوب‌گذاری در محیط لاگون کم‌عمق، گرم، اکسیژن‌دار و نورگیر است (Ahmed and Khan 2022) و در بخشی از پلتفرم قرار دارد که تحت تأثیر نوسانات جزر و مدی ضعیف، تبخیر جزئی‎‍ و تبادل محدود آب با دریای باز است. حضور روزن‌داران پورسلانوز گواه آن است که این محیط در منطقۀ فوتیک بالایی و در مرکز لاگون داخلی ایجاد شده است (Abd-Elhameed et al. 2025).

ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ و منفذدار(M7)

توصیف: این ریزرخساره دارای فراوانی مختلفی از روزن‌داران کف‎‍زی بدون منفذ و منفذدار مانند میلیولید و لپیدوسیکلیناست. ذرات اسکلتی دیگر مانند اپرکولینا، بورلیس، خرده‎‍های صدف و خارپوست‎‍ و شکم‎‍پا از اجزای دیگر این ریزرخساره‎‍اند که در زمینه‎‍ای گل‎‍پشتیبان تا دانه‎‍پشتیبان و مقدار کمی سیمان اسپارایتی قرار دارند (شکل 6- g).

تفسیر: حضور روزن‌داران بنتیک منفذدار و بدون منفذ در این ریزرخساره در کنار یکدیگر، بیانگر رسوب‎‍گذاری در لاگون فلات (محیط‌های کم‌عمق و نیمه‎‍محصور فلات) و یا وجود ارتباط بین بخش‌های عمیق و کم‌عمق حوضۀ رسوبی است (Geel 2000 ; Romero et al. 2002; Amirshahkarami et al. 2007; Amirshahkarami and Karavan 2015). با توجه به نوع فسیل‌های موجود در این ریزرخساره، می‌توان آن را حاصل ته‌نشینی بخش‌هایی از حوضۀ رسوبی در نظر گرفت که با بخش‌های عمیق و کم‌عمق حوضۀ رسوبی در ارتباط‎‍اند. این ریزرخساره در یک سیستم دریایی کم‌عمق، نیمه‌محدود شکل گرفته است که اوج تنوع فسیلی در این توالی را نشان می‌دهد. این رخساره در منطقه‌ای ایجاد شده است که ارتباط کافی با آب‌های باز داشته است تا فسیل‌های بزرگ‌تر و وابسته به نور دریای باز را دریافت کند؛ اما هنوز به‎‍اندازه‌ای محافظت شده است که فسیل‌های لاگون داخلی (Miliolids) نیز غالب باشند (Abd-Elhameed et al. 2025). از‎‍نظر تکاملی، این ریزرخساره نشان‌دهندۀ بهترین شرایط اکولوژیکی در این توالی برای رشد و ته‌نشست بقایای آهکی است‎‍ که احتمالاً با بالا‎‍آمدن نسبی سطح دریا یا نزدیک‎‍شدن به شیب پلتفرم در ارتباط است (Abd-Elhameed et al. 2025).

ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ (M8)

توصیف: ترکیبات اصلی این رخساره، جلبک‎‍های قرمز (به‎‍صورت کلنی و شاخه‎‍ای) هستند. روزن‌داران کف‎‍زی منفذدار و بدون منفذ مانند آمفیستژینا، میوژیپسینا، مئاندروپسینا و میلیولید، خرده‎‍های نرم‎‍تنان، بریوزوآ، خارداران و مرجان‎‍ها، دیگر ترکیبات فرعی این ریزرخساره را تشکیل می‎‍دهند. جلبک‎‍های قرمز تحت سلطۀ لیتوتامینیم‎‍اند (شکل 6- h).

تفسیر: در مقاطع‎‍ مطالعه‎‍شده، وجود شاخه‎‍ها و خرده‎‍های جلبک قرمز به‎‍همراه روزن‎‍داران و وجود ماتریکس گلی فراوان، بیانگر تشکیل این ریزرخساره در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده است. در امتداد سواحل شمال غربی ایرلند، فرانسه، نروژ و شمال اسپانیا، این رخساره مشخصۀ کف بسترهای کم‎‍عمق دارای نور فراوان در آب‎‍های با عمق کمتر از 20 متر است (Freiward 1995‎‍). در نهشته‎‍های بررسی‎‍شده، ترکیب اسکلتی (غلبۀ جلبک‌های قرمز به‎‍همراه ترکیب مختلط روزن‌داران منفذدار و بدون منفذ) و موقعیت چینه‎‍شناسی (قرارگرفتن در بین رخساره‎‍های رمپ داخلی) نمایانگر رسوب‌گذاری در بخش انتهایی رمپ داخلی است (Shah et al. 2024). فراوانی ماتریکس دارای گل آهکی فراوان و فاقد جورشدگی به‎‍همراه حضور ترکیبات اسکلتی درشت‌‎‍تر، به‎‍خصوص‎‍ نرم‎‍تنان، خارداران، روزن‌داران بدون منفذ مئاندروپسینا و میلیولید و روزن‌داران منفذدار آمفیستژینا و میوژیپسینا، نمایانگر رسوب‌گذاری در بخش انتهایی رمپ میانی است (Pomar 2001; Flügel 2010).

مجموعه ریزرخساره‎‍های بخش پر‎‍انرژی محیط لاگون

ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار (M9)

توصیف: در این ریز رخساره، روزن‌داران با فراوانی حدود‎‍50 درصد از اجزای غالب تشکیل‎‍دهندۀ بافت سنگ‌اند که‎‍ اندازه‌ای بین 0/5 تا2 میلی‎‍متر )متوسط اندازۀ 25/1 میلی‎‍متر( دارند و با جورشدگی نسبتاً خوب در زمینۀ سیمان اسپارایتی دیده می‎‍شوند. اینتراکلاست نیز با متوسط اندازه‎‍ای در حدود 2/5 میلی‎‍متر، به‎‍‎‍عنوان اجزای فرعی با فراوانی کمتر از 10‎‍درصد در این ریز‎‍رخساره حضور دارند (شکل 6- i).

تفسیر: وجود سیمان اسپارایتی و جورشدگی نسبتاً بالای دانه‎‍ها حاکی از یک محیط پرانرژی است. با توجه به نبود لایه‎‍های شیلی و مارنی همراه با این ریزرخساره و بافت سنگ، بخش پرانرژی محیط لاگون برای این ریزرخساره پیشنهاد می‎‍‎‍شود (Insalaco et al. 2006). این ریزرخساره نمایانگر یک محیط دریایی کم‌عمق، زیر جزر و مدی است که در رمپ داخلی یک سکوی کربناتی و یا در منطقه‌ای با انرژی متوسط تا بالا از‎‍نظر امواج و جزر و مد قرار داشته است (Ahmed and Khan 2022). در این ریزرخساره غلبۀ روزن‌داران بزرگ نشان‌دهندۀ شرایط مساعد زیستی و نوری، جورشدگی خوب و سیمان اسپاریتی، بیانگر انرژی بالای محیط و تشکیل در ناحیۀ زیر جزر و مدی و حضور فرعی اینتراکلست‎‍ها نشان‌دهندۀ فعالیت فرسایشی در نزدیکی این محیط است. این رخساره، محیطی فعال و پویا را توصیف می‌کند که در آن بقایای موجودات کربناتی به‎‍طور مداوم جابه‎‍جا‎‍ و در بستری از سیمان اسپاریتی تثبیت شده‌اند.

ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین (M10)

توصیف: این ریزرخساره دارای بافت پکستون (زمینۀ گل میکرایتی) تا گرینستون (زمینۀ سیمان اسپارایتی) است و دارای تنوع فسیلی زیادی است (شکل 6- j). در این ریزرخساره جلبک کورالیناسه (کورالین) مهم‌ترین جزء تشکیل‎‍دهنده است.

تفسیر: خصوصیات بافتی از‎‍جمله ماهیت فاقد یا کمبود گل در این ریزرخساره، از ویژگی‎‍های محیط‌های پرانرژی است (Tucker and Wright 1990). وجود رخسارۀ گرینستونی (فاقد گل کربناته) دلالت بر رسوب‎‍گذاری در محیطی با انرژی بالا دارد. وجود روزن‎‍داران به‎‍همراه اکینودرم، بریوزوا و جلبک‎‍های قرمز در کنار هم، نشان‎‍دهندۀ شرایط پر‎‍انرژی، اکسیژن‎‍دار و شفاف است (Shah et al. 2024).

مجموعه ریزرخساره‎‍های محیط دریای باز

ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار(M11)

توصیف: برخلاف دو ریزرخسارۀ قبلی، در این ریزرخساره فسیل غالب، انواع روزن‌داران منفذدارند (شکل 6- k). از مهم‌ترین روزن‌داران این ریزرخساره به لپیدوسیکلیناها، نومولیتید، اوپرکولینا و هتروستژینا، نئوروتالیا و آمفیستژینا اشاره می‎‍شود.

تفسیر: با توجه به حضور روزن‌داران ذکر‎‍شده در این ریزرخساره، این ریزرخساره‎‍ به بخش‌های عمیق‌تر حوضه و به‎‍خصوص لاگون باز نزدیک به سد در نظر گرفته می‎‍شود. با توجه به بافت گلی سنگ (در رخسارۀ وکستونی گل کربناته فراوان است و دانه‎‍ها در زمینۀ گل کربناته شناور‎‍ و در رخسارۀ پکستونی دانه‎‍ها فراوان‎‍اند؛ ولی فضای بین دانه‎‍ها هنوز گل کربناته است)، این ریزرخساره در محیط‎‍های کم‎‍انرژی تا نسبتاً کم‎‍عمق ته‎‍نشین می‎‍شود. حضور روزن‎‍داران منفذدار نظیر لپیدوسیکلیناها، نومولیتید، اوپرکولینا و هتروستژینا، نئوروتالیا و آمفیستژینا نشانه‎‍ای از روزن‎‍داران بنتیک بزرگ‎‍اند که آب‎‍های گرم، شفاف و کم‎‍عمق دریاهای نرتیک زندگی می‎‍کنند؛ بنابراین در نواحی با نور زیاد (زون فوتیک) با شرایط آرام تا نیمه‎‍آرام زیست می‎‍کنند.‎‍ روزن‎‍دارانی با پوستۀ هیالین کشیده، بیشتر در بخش‎‍های انتهایی (دیستال) زون نوری رمپ میانی گسترش پیدا می‎‍کنند (Bassi et al. 2007; Brandano and Ronca 2014).

ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین (M12)

توصیف: این ریزرخساره غالباً از جلبک‎‍های قرمز کورالین بوته‎‍ای و رودولیت تشکیل شده است. در این ریزرخساره علاوه بر جلبک‎‍های قرمز و رودولیت‎‍ها، روزن‌دارانی نظیر آمفیستژینا و اپرکولینا حضور دارند. روزن‌دارانی نظیر لوباتولا، تکستولاریا، الفیدیوم به‎‍همراه خرده‎‍های دوکفه‎‍ای، خاردارن و مرجان‎‍ها از اجزای فرعی تشکیل‎‍دهندۀ این ریزرخساره‎‍اند. جلبک‎‍های قرمز در این ریزرخساره، شامل لیتوتامنیون، اسپورولیتون و مزوفیلوم‎‍اند (شکل 6- l).

تفسیر: جلبک‎‍های قرمز ترکیبات اصلی رودولیت‎‍ها هستند که در پلتفرم بیرونی دورتر از جزیرۀ فرازر در کویینزلند زیست می‎‍کنند (Lund et al. 2002; Rasser and Piller 2004). حضور روزن‌داران کف‎‍زی بزرگ ساکن آب‎‍های عمیق (اپرکولینا و آمفیستژینا) به‎‍همراه تجمعات جلبکی نمایانگر محیط رمپ میانی و ناحیۀ الیگوفوتیک‎‍اند (Brandano et al. 2016). حضور برخی از روزن‌داران اپی‎‍فیت (لوباتولا و الفیدیوم) نمایانگر حضور نواحی محلی علف دریایی است‎‍. حضور فونای کم‎‍عمق همراه با بایوکلاست‎‍های خردشده و فونای ساکن عمق زیاد نشان می‎‍دهد که رسوب‌گذاری و انباشت هم از تولید برجا و هم از مواد جابه‎‍جا‎‍شده از ناحیۀ کم‎‍عمق‎‍تر یوفوتیک با جریانات ایجاد شده‎‍اند (Brandano et al. 2016).

ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزن‌داران پلانکتونیک (M13)

توصیف: مهم‌ترین ویژگی این ریزرخساره، وجود روزن‌داران پلانکتونیک (مانند گلوبیژرینا) در زمینه‎‍ای از بافت گل پشتیبان است (شکل 6- m).

تفسیر: این ریزرخساره در بخش‌های عمیق حوضۀ رسوبی تشکیل می‎‍شود (Geel 2000). این ریزرخساره با باف گل‎‍پشتیبان و حضور روزن‌داران پلانکتونیک، نمایانگر یک محیط دریایی عمیق است که در کف حوضۀ رسوبی تشکیل شده است (Abd-Elhameed et al. 2025). بافت گل‌پشتیبان در این ریزرخساره نشان‌دهندۀ انرژی بسیار پایین محیط و غلبۀ روزن‌داران پلانکتونیک، بیانگر منشأ این اجزا از ستون آب و سقوط آنها به کف حوضه و‎‍ وجودنداشتن اجزای بنتیک یا انرژی بالا تأیید‎‍کنندۀ عمق زیاد و دور‎‍بودن از تأثیرات ساحلی و جزر و مدی است (Eggie and Chow 2024).

شکل 6- ریزرخساره‎‍های شناسایی‎‍شده در برش‎‍های ‎‍ مطالعه‎‍شده a: ریزرخسارۀ انیدریت؛ b: ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال؛ c: ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار؛ d: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست؛ e: ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی؛ f: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ؛ g: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ و منفذدار؛ h: ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ؛ i: ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار؛ j: ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین؛ k: ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار؛ l: ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین؛ m: ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزن‌داران پلانکتونیک‎‍

Fig 6- Microfacies identified in the studied sections. (a) Anhydrite microfacies. (b) Fenestral dolomicrite microfacies. (c) Nodular dolomicrite microfacies. (d) Wackestone/Packstone microfacies containing extraclasts.(e) Mudstone to wackestone microfacies showing bioturbation.(f) Wackestone/Packstone microfacies containing imperforate foraminifera.(g) Wackestone/Packstone microfacies containing both imperforate and perforate foraminifera.(h) Rudstone/Floatstone microfacies containing foraminifera and Corallinacean algae. (i) Bioclastic grainstone microfacies containing foraminifera. (j) Packstone to grainstone microfacies containing foraminifera, echinoderms, bryozoans, and coral. (k) Wackestone/Packstone microfacies containing perforate foraminifera. (l) Bioclastic floatstone/rudstone microfacies containing red coralline algae. (m) Mudstone to wackestone microfacies containing planktonic foraminifera‎‍

مدل رسوبی سازند آسماری در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، ریزرخساره‎‍های انیدریتی، دولومادستون فنسترال و ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار در محیط پهنۀ جزر و مدی، ریزرخساره‎‍های وکستون/پکستون داری اکستراکلست، مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ و منفذدار، در محیط لاگون کم‎‍انرژی رمپ داخلی و ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار و ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین در محیط لاگون پر‎‍انرژی ابتدای رمپ میانی و ریزرخساره‎‍های وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار، رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ و ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین در بخش‎‍های میانی و انتهایی (دیستال) رمپ میانی و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزن‌داران پلانکتونیک در ابتدای رمپ خارجی تشکیل شده‎‍اند. با توجه به شواهد صحرایی و ریزرخساره‎‍های شناسایی‎‍شده در برش‎‍های چینه‎‍شناسی ‎‍مطالعه‎‍شده، محیط رسوبی سازند آسماری گذار پیوسته و تدریجی از ریزرخساره‎‍های مادستونی، وکستونی و پکستونی محیط لاگون کم‎‍انرژی مربوط به رمپ داخلی به رخساره‎‍های گرینستونی محیط لاگون پر‎‍انرژی ابتدای رمپ میانی و سپس تبدیل تدریجی به رخساره‎‍های پکستونی با روزن‎‍داران کشیده و پوستۀ هیالین و ریزرخساره‎‍های فلوتستونی و رودستونی انتهای رمپ میانی و سپس تبدیل به رخساره‎‍های مادستونی حاوی روزن‎‍دارن پلانکتونیک محیط دریای باز ابتدای رمپ خارجی، شاخصۀ محیط رمپ است؛ زیرا در حد فاصل بین رخساره‎‍های لاگون و دریای باز، شواهدی از رخساره‎‍های ریفی دیده نشده است (Omidpour et al. 2023; Alishah et al. 2026). در محیط رمپ داخلی، فراوانی روزن‎‍داران با پوستۀ پورسلانوز غالب است. در محیط رمپ میانی روزن‎‍داران بزرگ مانند نومولیتیده‎‍ها، لپیدوسیکلینا و جلبک قرمز فراوان‎‍اند. در محیط رمپ بیرونی که با تغییر تدریجی در تنوع و فراوانی زیستی از لاگون به افت انرژی در رمپ خارجی مرتبط می‎‍شود، با فراوانی روزن‎‍داران پلانکتونیک، بریوزوآ و اکینودرم همراه است؛ بنابراین‎‍ تغییرات تدریجی رخساره‎‍ها و نبود رخساره‎‍های ریفی بین محیط لاگون و دریای باز، از شواهد تشکیل رخساره‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده در محیط رمپ کربناته است. با توجه به انرژی محیط و فراوانی اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی، محیط‎‍های رسوبی تشخیص داده شده بر‎‍ این رمپ کربناته، محیط پهنۀ جزر و مدی، لاگون و دریای بازند (شکل 7). حضور روزن‌داران بنتیک منفذدار و بدون منفذ در کنار یکدیگر، بیانگر رسوب‎‍گذاری در لاگون فلات (محیط‌های کم‌عمق و نیمه‎‍محصور فلات) و یا وجود ارتباط بین بخش‌های عمیق و کم‌عمق حوضۀ رسوبی است (Geel 2000 ; Romero et al. 2002; Amirshahkarami et al. 2007; Amirshahkarami and Karavan 2015).

شکل 7- مدل رسوبی سازند آسماری در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

Fig 7- Depositional model of the Asmari Formation in the studied sections.

مقایسۀ برش‎‍های مطالعه‎‍شده از‎‍نظر محیط رسوب‎‍گذاری

الف) برش شمال خرم‌آباد

بیشترین ریزرخساره‎‍هایی که در برش شمال خرم‎‍آباد‎‍ مشاهده شده است، شامل ریزرخسارۀ‎‍ انیدریت، ریزرخسارۀ دولومادستون فنسترال، ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار، ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار، ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ و ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین‎‍اند. بیشترین تنوع و فراوانی رخساره‎‍ها در این برش در محیط جزر و مدی، محیط رمپ داخلی و محیط رمپ میانی دیده شده ‎‍ و ‎‍شواهدی از رخساره‎‍های محیط دریای باز (رخساره‎‍های پلانکتونی) دیده نشده است.

ب) برش جنوب غرب خرم‌آباد

در این برش، ریزرخساره‎‍های دولومادستون فنسترال، ریزرخسارۀ دولومادستون ندولار، ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ و منفذدار، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار، ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار، ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ، ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزن‌داران پلانکتونیک شناسایی شد. بیشترین تنوع و فراوانی رخساره‎‍ها در این برش در محیط رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی دیده شده است و در این برش رخساره‎‍های جزر و مدی نسبت‎‍به برش شمال خرم‎‍آباد،‎‍ تنوع و فراوانی کمتری دارند.

ج) برش جنوب شرق خرم‌آباد

در این برش ریزرخساره‎‍های دولومادستون فنسترال، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون داری اکستراکلست، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ، ریزرخسارۀ وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار، ریزرخسارۀ گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار، ریزرخسارۀ رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ، ریزرخسارۀ پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین و ریزرخسارۀ فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین شناسایی شد. بیشترین تنوع و فراوانی رخساره‎‍ها در این برش، در محیط رمپ داخلی و رمپ میانی دیده شده است و در این برش رخساره‎‍های جزر و مدی نسبت‎‍به برش‎‍های شمال و جنوب غرب خرم‎‍آباد، تنوع و فراوانی کمتری دارند. در این برش به مانند برش شمال خرم‎‍آباد، رخساره‎‍های پلانکتونیک بخش خارجی رمپ دیده نشده است (شکل 8).

شکل 8- توزیع ریزرخساره‎‍های شناسایی‎‍شده بر‎‍ ستون‎‍های سنگ‎‍چینه‎‍ای برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

Fig 8- Distribution of the identified microfacies on the Lithostratigraphic columns of the studied sections

فرآیندهای دیاژنزی

مطالعات پتروگرافی بر‎‍ 250 مقطع نازک سنگ‎‍شناسی از سه برش‎‍ مطالعه‎‍شده، به شناسایی فرآیندهای دیاژنزی متعددی منجر شد که این فرآیندها شامل میکرایتی‎‍شدن، انواع نوریختی، سیمانی‎‍شدن از نوع بین دانه‎‍ای، درون‎‍دانه‎‍ای و بلوکی، انواع تخلخل‎‍های وابسته به فابریک سنگ و غیر وابسته به فابریک، انواع فشردگی‎‍های فیزیکی و شیمیایی و جانشینی‎‍اند که سازند آسماری را تحت تأثیر قرار داده‎‍اند. به‎‍طور کلی فرآیندهای دیاژنزی از مهم‎‍ترین عوامل کنترل‎‍کنندۀ کیفیت مخزنی در بسیاری از مخازن نفتی دنیا هستند (Moore 2001; Lucia 2007; Ahr 2008)؛ از این رو مطالعۀ این فرآیندها‎‍ در تفسیر کیفیت مخرنی توالی‎‍های کربناته بسیار مفید واقع می‎‍شوند.

میکرایتی‎‍شدن

توصیف:‎‍ ریزرخساره‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شدۀ این فرآیند، بیشتر در اطراف خرده‎‍های آلوکمی (فسیل‎‍ها) دیده می‎‍شود. این فرآیند به‎‍صورت یک پوشش بسیار ظریف، دورتادور دانه‎‍ها را در بر می‎‍گیرد و از شکل دانه تبعیت می‎‍کند (شکل 9- a). این فرآیند در ریزرخساره‎‍های وکستونی، پکستونی و گرینستونی به‎‍فراوانی دیده می‎‍شود.

تفسیر: فرآیند میکریتی‎‍شدن عمدتاً با موجودات حفار (نظیر سیانوباکتری‎‍های اندولیتیک، قارچ‎‍ها و جلبک‎‍ها) در محیط‎‍ دیاژنزی فریاتیک دریایی و در شرایط آرام رسوب‎‍گذاری و در نزدیکی سطح تماس آب و رسوب رخ می‎‍دهند (Flugel 2010; Messadi et al. 2018; Wizemann et al. 2018 ). ترکیب کانی‎‍شناسی پوشش میکرایتی با توجه به محیط دریایی تشکیل آ‎‍نها، بیشتر از نوع کلسیت پر منیزیم و آراگونیت است (Flugel 2010; Krause et al. 2018). این فرآیند دیاژنزی نقش مؤثری در حفظ شکل اولیۀ یک دانه بایوکلست آراگونیتی بعد از انحلال آن در طی دیاژنز دارد.

نوریختی (نئومورفیسم)

توصیف: نوریختی در سنگ‎‍های کربناته به‎‍صورت افزایشی و کاهشی دیده می‎‍شود. نوریختی افزایشی سبب تشکیل بلورهای درشت‎‍تر در طی تبلور مجدد بلورهای ریزتر می‎‍شود (شکل9- b). نوریختی کاهشی سبب تشکیل بلورهای ریزتر می‎‍شود که میکریتی‎‍شدن (ایجاد پوشش میکریتی) نوعی از آن است.

تفسیر: در طی نوریختی افزایشی، بلورهای ریز میکرایت بزرگ‎‍تر و به بلورهای درشت‎‍تر میکرواسپار و اسپارایت تبدیل می‎‍شوند (Tucker and Wright 1990). کربنات کلسیم مورد نیاز برای فرآیند نوریختی، از انحلال بلور‎‍های ریزتر در طی دیاژنز و یا آب‎‍های بین روزنه‎‍ای در حال جریان حاوی کربنات کلسیم تأمین می‎‍شود (Tucker 2001).

سیمانی‎‍شدن

سیمان کربناته به اشکال مختلفی در توالی‎‍ مطالعه‎‍شده دیده می‌شود که در ادامه‎‍ فراوان‌ترین آنها بررسی شده است. این سیمان‌ها (به‎‍ویژه انواع دریایی) در بیشتر موارد کلسیت دارای منیزیم بالا و یا آراگونیت بوده‌اند‎‍ که در اثر دیاژنز به کلسیت کم‎‍منیزیم و یا دولومیت تبدیل شده‌اند. شایان ذکر است که بیشتر سیمان‌های کربناته در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده از انواع دریایی، جوی و تدفینی‎‍اند.

سیمان حاشیه‎‍ای هم‎‍ضخامت

توصیف: این سیمان در نمونه‎‍های مطالعه‎‍شده، بیشتر دورتادور دانه‎‍ها و در رخساره‎‍های گرینستونی دیده شده است. سیمان‎‍های حاشیه‎‍ای معمولاً نسل اول سیمان‎‍اند و در ادامه با دیگر سیمان‎‍ها (آب شیرین و دفنی) دنبال می‎‍شوند (شکل9- c). حالت رشته‎‍ای و ضخامت یکسان بلورهای سیمان اطراف دانه‎‍ها و همچنین قرار‎‍گیری سیمان‎‍های شفاف اسپارایتی به‎‍عنوان نسل بعدی آنها، نشان‎‍دهندۀ دریایی‎‍بودن آنهاست (Tucker 2001).

تفسیر: سیمان هم‎‍ضخامت معمولاً اولین نسل سیمان در محیط‎‍های دریایی آرام با نرخ رسوب‎‍گذاری پایین در اطراف دانه‎‍ها و فضای خالی تشکیل می‎‍شود (Zhang et al. 2006). سیمان‎‍های کلسیت حاشیه‎‍ای هم‎‍ضخامت در اطراف دانه‎‍هایی تشکیل می‎‍شود که در محیط پرانرژی رسوب کرده‎‍اند‎‍ و جزء سیمان‌های فریاتیک دریایی و وادوز دریایی‎‍اند (Flugel 2010; Krause et al. 2018).

سیمان موزاییکی کلسیت هم‎‍بعد

توصیف: در ریزرخساره‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، این سیمان با بلور‎‍های هم‎‍اندازه و در اندازه‎‍های کوچک‎‍تر از 200 میکرون، فضای بین دانه‎‍ها را پر کرده است (شکل9- d). در توالی‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، این نوع سیمان بیشتر در رخساره‎‍های گرینستونی مشاهده شده است که بعد از سیمان‎‍های نسل اول شکل گرفته است.

تفسیر: شفافیت در این نوع سیمان دلالت بر غیردریایی‎‍بودن آن دارد (Seibel and James 2017). سیمان‌های کلسیت هم‎‍بعد و بلوکی، پرکنندۀ فضای بین دانه‎‍ای در بسیاری از ریزرخساره‎‍های پرانرژی دریایی دیده می‎‍شود. این سیمان‌ها همچنین ممکن است در محیط‌های جوی و تدفینی نیز، تشکیل ‎‍شوند (Flugel 2010).

سیمان قطعه‎‍ای (بلوکی)

توصیف: در ریزرخساره‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، این نوع سیمان با بلورهای بسیار درشت، فضای بین شکستگی‎‍ها و درون دانه‎‍ها را پر کرده است. در توالی‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، این نوع سیمان بیشتر در رخساره‎‍های وکستونی مشاهده شده است (شکل9- e).

تفسیر: این نوع از سیمان‎‍ها از‎‍نظر جنس کلسیتی‎‍اند و تفاوت اصلی آنها با سیمان‎‍های هم‎‍بعد، تفاوت در اندازۀ قطعات آن است؛ به‎‍گونه‎‍ای که اندازۀ بلور‎‍ها در سیمان بلوکی به بیش از چندین میلی‎‍متر می‎‍رسد (Flugel 2010) و بیشتر شکستگی‎‍ها و تخلخل حاصل از انحلال را پر می‎‍کند.

سیمان دروزی

توصیف: این نوع سیمان در ریزرخساره‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، بیشتر فضای حاصل از شکستگی‎‍ها را پر کرده است؛ به‎‍نحوی که دارای یک تغییر دانه‎‍بندی (افزایش اندازۀ بلورها) از حاشیۀ شکستگی به داخل آن شده است. این سیمان بیشتر در ریزرخساره‎‍های مادستونی و وکستونی مشاهده شده است (شکل9- f).

تفسیر: این نوع از سیمان‎‍ها، سیمان نسل دوم در نظر گرفته و بعد از سیمان‎‍های نسل اول تشکیل می‎‍شوند. ترکیب این نوع سیمان‎‍ها بیشتر کلسیت کم‎‍منیزیم‎‍اند (Zaid 2012). سیمان دروزی در‎‍واقع بیانگر محیط‎‍های دیاژنز متئوریک نزدیک سطح و دفنی است (Flugel 2010). به‎‍دلیل اینکه این سیمان در هر دو محیط دیاژنز دفنی و محیط دیاژنزی جوی تشکیل می‎‍شود، برای تعیین منشأ سیمان آن مانند سیمان کلسیت هم‎‍بعد، باید از مطالعات ایزوتوپی (O¹⁸/O¹⁶) استفاده شود (Arosi et al. 2015; Seibel and James 2017).

فشردگی

انحلال و توسعۀ تخلخل

فرآیند انحلال بیشتر در طی دیاژنز جوی اتفاق می‌افتد (Moor 2001; Tucket 2001; Flugel 2004)؛ ولی ممکن است طی دیاژنز هایپرسالین (وجود شورابه) نیز این فرایند با گستردگی بسیار کمتر‎‍ رخ دهد. این فرایند باعث انحلال اجزای اصلی مانند بایوکلست‎‍ها و در بیشتر موارد باعث افزایش تخلخل سنگ می‌شود. در بسیاری از موارد، انحلال‌ها به‎‍صورت حفرات قالبی‎‍اند. وجود حفرات قالبی اگرچه تخلخل را افزایش می‌دهد،‎‍ در موارد زیادی در صورت‎‍ رخ‎‍ندادن شکستگی، تراوایی زیادی در ریزرخساره‌های میزبان حاصل نخواهد شد. فرآیند انحلال یک فرآیند متضاد با سیمان‎‍شدگی است که به افزایش تخلخل منجر می‎‍شود (Pettijohn 1975; Van Buchem et al. 2010). به‎‍دلیل تراوایی کم‎‍ آهک دانه‎‍ریز، انحلال در آنها رخ می‎‍دهد (Westphal 2006). از تخلخل‎‍های وابسته به فابریک، که در مقاطع‎‍ مطالعه‎‍شده مشاهده می‎‍شود، به تخلخل حفره‎‍ای بین‎‍ دانه‎‍ای، حفره‎‍ای درون دانه‎‍ای و قالبی اشاره می‎‍شود. از تخلخل‎‍های غیر وابسته به فابریک که در مقاطع‎‍ مطالعه‎‍شده شناسایی شده است، به نوع تخلخل حاصل از شکستگی، حاصل از استیلولیت و کانالی اشاره می‎‍شود (شکل9- j, k, l).

جانشینی

این فرآیند در سنگ‎‍های آهکی با سیلیس، کانی‎‍های مختلف آهن‎‍دار، فسفات و کانی‎‍های دیگر انجام می‎‍شود و مهم‌ترین و گسترده‎‍ترین نوع جانشینی موردی است که به تشکیل دولومیت می‎‍انجامد (Pettijohn 1975). پیش‎‍زمینۀ جانشینی، انحلال کانی قبلی است و سپس ترکیب کانی جدید و بنابراین احتمال حفظ ریخت‎‍شناسی دانه‎‍ها در جانشینی‎‍ بسیار محتمل است، هرچند در مواردی نیز در اثر هجوم کانی، نظیر دولومیت قطع‎‍شدگی بسیار در شکل دانه اتفاق می‎‍افتد.

پیریتی‎‍شدن

توصیف: در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، فرآیند جانشینی از نوع پیریتی‎‍شدن به دو شکل اولیه و ثانویه دیده می‎‍شود که نوع ثانویۀ آن از فراوانی بیشتری برخوردار است. در شکل (9-m و n) که با علامت پیکان قرمز‎‍رنگ نشان داده شده است، این پیریت‎‍ها در درون دانه‎‍های اسکلتی و زمینۀ سنگ تشکیل شده‎‍اند که هم‎‍ منشأ اولیه (دریایی) و هم منشأ دیاژنزی (تدفینی در شرایط احیا‎‍) دارند.

تفسیر: فراوانی پیریت درجازا در رسوبات دریایی، به وجود یون‎‍های سولفات، آهن و نیز کربن آلی وابسته است (Goldhaber 2004). پیریت دانه تمشکی به مراحل اولیۀ دیاژنز دریایی مربوط است (EL – Ghali et al. 2006). فراوانی پیریت در رسوبات دریایی، به وجود یون‎‍های سولفات، آهن و نیز کربن آلی وابسته است و فراوانی این کانی دلالت بر محیط احیا‎‍ دارد. پیریت دانه تمشکی به مراحل اولیۀ دیاژنز مربوط است. در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، فرآیند پیریتی‎‍شدن بیشتر بعد از انحلال آلوکم‎‍ها رخ داده است؛ به‎‍گونه‎‍ای که بعد از انحلال دانه‎‍های آلوکم، پیریت جانشین شده است. فرایند سیمانی‎‍شدن و جانشینی پیریت در آلوکم‎‍ها، توأم با هم رخ داده است؛ بنابراین پیریتی‎‍شدن در نمونه‎‍های ‎‍مطالعه‎‍شده، بیشتر از نوع ثانویه است که در طی دیاژنز تدفینی اتفاق افتاده است (Valencia and Laya 2020) . تشکیل پیریت در امتداد استیلولیت‎‍ها نیز، از شواهد تأیید‎‍کنندۀ دیاژنزی‎‍بودن پیریت‎‍ها در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده است.

سیلیسی‎‍شدن

جانشینی کانی‎‍های سیلیسی به‎‍جای کانی‎‍های کربناته در سنگ‎‍های آهکی بسیار رایج و متداول است. سیلیسی‎‍شدن سبب از بین رفتن بخش‎‍هایی از ساختمان اولیه می‎‍شود و از این رو ساخت داخلی دانه‎‍ها (‎‍اسکلتی یا غیر اسکلتی‎‍) محو می‎‍شوند. در شکل (9- o) سیلیسی‎‍شدن در پوستۀ آلوکم‎‍ها رخ داده است. این فرآیند در ریزرخساره‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده تا حدودی پوستۀ آلوکم‎‍ها را تحت تأثیر قرار داده و ساختمان داخلی آنها را از بین برده است.

دولومیتی‎‍شدن

فرایند دیاژنزی دولومیتی‎‍شدن در برخی موارد در توالی‎‍ مطالعه‎‍شده مشاهده شده است. این فرآیند بیشتر جانشین پوسته و قالب انحلال‎‍یافتۀ آلوکم‎‍ها شده است (شکل9- p). دانه‎‍هایی با ترکیب کانی‎‍شناسی کلسیت پرمنیزیم، زمینۀ مساعدتری برای رخ‎‍دادن این فرایند دارند.

پیامدهای مخزنی فرآیندهای دیاژنزی

فرآیندهای دیاژنزی نقش بسیار مهمی در کیفیت مخزنی کربنات‌های سازند آسماری داشته‌اند. میکریتی‎‍شدن و سیمانی‌شدن، به‌ویژه در رخساره‌های گل‌پایه، موجب پرشدن فضای بین‌ذره‌ای و کاهش تخلخل اولیه شده است. فشار کمپکشن نیز با فشردگی و کاهش تخلخل، کیفیت مخزن را بیشتر محدود کرده است. در مقابل، فرآیند انحلال باعث ایجاد تخلخل ثانویه از نوع قالبی و حفره‌ای، در رخساره‌های دانه‌پایه (به‌ویژه بیوکلاست و اینتراکلاست گرینستون) شده و کیفیت مخزنی را بهبود بخشیده است. دولومیتی‎‍شدن نیز تأثیر‎‍ دوگانه‎‍ای داشته و در برخی بخش‌ها با ایجاد تخلخل بین ‌بلوری، موجب افزایش کیفیت مخزن شده است؛ اما در برخی موارد به‎‍همراه سیمان انیدریتی سبب کاهش تراوایی و بسته‌شدن خلل و فرج شده است؛ بنابراین، کیفیت مخزنی سازند آسماری ناهمگن و وابسته به نوع رخساره و شدت فرآیندهای دیاژنزی است؛ به‌گونه‌ای که بهترین پتانسیل مخزنی در رخساره‌های دانه‌پایه، کمربند سد (Shoal) و بخش‌هایی مشاهده می‌شود که تحت تأثیر انحلال و دولومیتی‎‍شدن گزینشی قرار گرفته‌اند.

شکل 9- انواع فرآیندهای دیاژنزی در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده a: ایجاد پوشش میکرایتی اطراف آلوکم؛ b: نوریختی افزایشی در جهت پیکان‎‍ها؛ c: سیمان حاشیه‎‍ای هم‎‍ضخامت دورتادور دانه (پیکان‎‍های قرمز‎‍رنگ). پیکان‎‍های آبی سیمان بین دانه‎‍ای نسل بعدی را نشان می‎‍دهند؛ d: سیمان موزاییکی هم‎‍بعد بین دانه‎‍ای؛ e: سیمان بلوکی درشت‎‍بلور درون شکستگی؛ f: سیمان دروزی درون شکستگی. افزایش اندازۀ بلورها در جهت پیکان‎‍ها؛ g: ایجاد فابریک دانه به دانه و له‎‍شدگی قطعۀ جلبکی در بین روزن‌داران به‎‍دلیل تراکم فیزیکی؛ h: شکستگی قطعۀ جلبکی؛ i: ایجاد استیلولیت و انحلال بخشی از دانۀ بایوکلست به‎‍دلیل تراکم شیمیایی؛ j: تخلخل قالبی در ریزرخسارۀ پکستون بایوکلستی؛ k: تخلخل حفره‎‍ای درون دانه‎‍ای (پیکان‎‍های قرمز‎‍رنگ) و تخلخل کانالی (پیکان آبی‎‍رنگ)؛ l: تخلخل حاصل از استیلولیت؛ m: جانشینی پیریت در پوستۀ روزن‌دار؛ n: جانشینی پیریت در زمینۀ سنگ در ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون بایوکلستی؛ o: سیلیسی‎‍شدن پوستۀ آلوکم؛ p: دولومیتی‎‍شدن پوستۀ آلوکم. مقطع با آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم رنگ‎‍آمیزی شده است. پیکان‎‍های قرمز‎‍رنگ، دولومیت‎‍های آهن‎‍دار به رنگ آبی فیروزه‎‍ای را نشان می‎‍دهند که در پوستۀ آلوکم‎‍ها جانشین شده‎‍اند.

Fig 9- Types of diagenetic processes in the studied sections. (a) Micritic envelope formation around allochems. (b) Overgrowth neomorphism in the direction of the arrows.(c) Equant rim cement around grains (red arrows). Blue arrows indicate the next generation of intergranular cement. (d) Equant mosaic intergranular cement. (e) Coarse-crystalline blocky cement within a fracture.(f) Drusy cement within a fracture. Crystal size increase is in the direction of the arrows. (g) Formation of fitted fabric and crushing of an algal fragment between foraminifera due to physical compaction. (h) Fracture of an algal fragment. (i) Stylolite formation and partial dissolution of a bioclastic grain due to chemical compaction. (j) Moldic porosity in the bioclastic packstone microfacies. (k) Intergranular vuggy porosity (red arrows) and channel porosity (blue arrow). (l) Porosity resulting from a stylolite. (m) Pyrite replacement in a foraminifera shell. (n) Pyrite replacement in the rock matrix in the bioclastic mudstone to wackestone microfacies. (o) Silicification of allochem shells. (p) Dolomitization of allochem shells. The thin section colured with Alizarine red- S and Ferrosyanid-potasium. The red arrows is showed turquoise blue iron dolomite that replacement in allochem shells.

مدل دیاژنزی سازند آسماری در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده

براساس شواهد سنگ‎‍شناسی توالی دیاژنزی سازند آسماری در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده در طی سه مرحله (ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز) و در چهار محیط دیاژنزی (دریایی، آب شیرین، تدفینی و بالا‎‍آمدگی) تعیین شده است (شکل 10).

دیاژنز آغازین (ائوژنز)

دیاژنز دریایی: برخی از فرآیند‎‍های دیاژنزی مانند میکریتی‎‍شدن و سیمان هم‎‍ضخامت، که به دیاژنز اولیه در محیط‌های دریایی مربوط‎‍اند (Ahmad and Bhat 2006)، در برش‎‍ مطالعه‎‍شده شناسایی شده و تأیید‎‍کنندۀ مرحلۀ اولیۀ دیاژنزند. این مرحلۀ دیاژنزی شامل فرآیند‎‍هایی است که رسوبات را حین ته‎‍نشست و یا بلافاصله پس از ته‌نشست تحت تأثیر قرار می‎‍دهد (Tucker and Wright 1990). انرژی پایین و رکود آب، چرخش سیال در رسوبات رسوب‎‍گذاری‎‍شده، سیالات اشباع با HCO₃مهم‎‍ترین شرایط دیاژنزی برای میکریتی‎‍شدن دانه‎‍هاست (Flügel 2004; Tucker and Wright 1990). در این مرحله فرآیند میکریتی‎‍شدن در آلوکم‎‍ها، به‎‍ویژه در ریزرخساره‎‍های وکستون تا پکستون بایوکلستی محیط لاگون و سیمان حاشیه‎‍ای هم‎‍ضخامت در ریز رخسارۀ گرینستونی محیط سد مشاهده می‎‍شود.

دیاژنز آب شیرین: در محیط فرآتیک آب شیرین، حفرات بین دانه‎‍ها همواره پر از آب است و ممکن است سبب انحلال کانی‎‍های نیمه‎‍پایدار نظیر آراگونیت و کلسیت پرمنیزیم شود (Heydari and Wade 2014) که در مقاطع‎‍ مطالعه‎‍شده در رخساره‎‍های پکستونی به‎‍فراوانی در آلوکم‎‍هایی از قیبل قطعات دوکفه‎‍ای و برخی روزن‎‍داران دیده می‎‍شود. برخی از سیمان‎‍های نسل دوم مانند موزائیکی هم‎‍بعد و بلوکی، در این مرحله در فضای بین دانه‎‍ها تشکیل می‎‍شوند (Halley and Harris 1979; Longman 1980).

دیاژنز میانی (‎‍مزوژنز)

دیاژنز تدفینی: از عوامل مؤثر در این مرحله، مقدار رس و سیلیس (Rogen and Fabricius 2002) شیمی آب حفره‎‍ای (Fabricius and Borre 2007) و ته‎‍نشینی سیمان کلسیتی بین منافذ است. در این مرحله رسوبات تحت تأثیر فشار و دمای ناشی از تدفین در اعماق مختلف قرار می‎‍گیرند و این شرایط تا آستانۀ دگرگونی ادامه می‎‍یابد. در این مرحله برخی از فرآیند‎‍ها شامل فشردگی فیزیکی و شیمیایی و سیمان‎‍های بلوکی، دروزی، دولومیتی‎‍شدن و پیریتی‎‍شدن رخ می‎‍دهد که در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده تشخیص داده شده است. در این مرحله تراکم شیمایی به تشکیل عوارض ناشی از انحلال فشاری (استیلولیت‎‍ها) منجر می‎‍شود.

دیاژنز پایانی (تلوژنز)

ایجاد شکستگی‎‍ها و درزه‎‍ها در توالی‎‍های کربناته به‎‍دلیل اعمال تنش‎‍های تکتونیکی امری متداول است. در حین بالا‎‍آمدن رسوبات یون‎‍های آهن با آب‎‍های جوی و از‎‍طریق شکستگی‎‍ها به داخل رسوبات نفوذ کرده و اکسید آهن آبدار (شرایط اکسیدی) شکل گرفته است که به‎‍تدریج به هماتیت تبدیل می‎‍شود. درزه‎‍ها و شکستگی‎‍های تشکیل‎‍شده در این مرحله، که در مقاطع‎‍ مطالعه‎‍شده شناسایی شده‎‍اند، با سیمان‎‍های محیط آب شیرین پر شده‎‍اند.

شکل 10- مدل دیاژنزی سازند آسماری در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده‎‍ a: نهشته‎‍شدن آلوکم‎‍ها در محیط فریاتیک دریایی؛ b: تشکیل پوشش میکرایتی اطراف دانه‎‍ها (پیکان‎‍های سبز‎‍رنگ) و سیمان حاشیه‎‍ای هم‎‍ضخامت (نسل اول) (پیکان‎‍های قرمز‎‍رنگ) در محیط فریاتیک دریایی، پیکان‎‍های آبی‎‍رنگ میکریتی‎‍شدن بیش از اندازۀ دانه‎‍ها و پیکان بنفش پیریتی‎‍شدن در محیط دریایی را نشان می‎‍دهند؛ c: ایجاد تراکم فیزیکی در حین تدفین و ایجاد فابریک دانه به دانه و انواع تماس بین دانه‎‍ها (پیکان‎‍های سبز‎‍رنگ)‎‍، پیکان قرمز‎‍رنگ لخته‎‍شدن دانه‎‍های پلتی و پیکان آبی‎‍رنگ شکستگی درون آلوکم را نشان می‎‍دهند؛ d: تشکیل سیمان تدفینی بین دانه‎‍ای (نسل بعدی) (پیکان‎‍های سبز‎‍رنگ) و دولومیتی‎‍شدن در آلوکم‎‍ها (پیکان آبی‎‍رنگ)؛ e: تشکیل پیریت ثانویه توأم با انحلال درون دانه‎‍ها (پیکان سبز‎‍رنگ)، پیریتی‎‍شدن در زمینۀ سنگ (پیکان سبز‎‍رنگ) و با ادامۀ فرآیند تدفین رسوبات تشکیل استیلولیت (پیکان قرمز‎‍رنگ)؛ f: تشکیل شکستگی‎‍ها در مرحلۀ نهایی دیاژنز (پیکان‎‍های آبی‎‍رنگ) و فرآیند سیلیسی‎‍شدن (پیکان بنفش)‎‍

Fig 10- Diagenetic model and paragenetic sequences of the Asmari Formation in the studied sections. a: Deposition of allochems in a marine phreatic environment. b: Formation of a micrite coating around the grains (green arrows) and a uniform (first generation) marginal rim cement (red arrows) in a marine phreatic environment. Blue arrows indicate excessive micritization of the grains and purple arrow is showed pyritization. c: Physical compaction during burial and formation of fitted fabric and types of contact between grains (green arrows), red arrows indicate clotted of pellet grains and blu arrow is showed intrafracture in allochems. d: Formation of intergranular burial cement (next generation) (green arrows) and dolomitization in allochems (blue arrows). e: Formation of secondary pyrite accompanied by dissolution within the grains (green arrow), pyritization in matrix (green arrow) and with the continued burial process of sediments, Formation of stylolite (red arrow). f: Formation of fractures in the final stage of diagenesis (blue arrows) and silisification processes (purple arrow)‎‍

بحث

نتایج مطالعات سنگ‎‍شناسی در این برش‎‍ها نشان داد شرایط رسوب‎‍گذاری در پلتفرم کربناتۀ سازند آسماری در بازۀ زمانی (الیگوسن- میوسن) در پهنۀ رسوبی لرستان، تقریباً روند‎‍ یکنواختی داشته است. همچنین شرایط پس از رسوب‎‍گذاری این سازند نیز روند‎‍ مشابهی را نشان می‎‍دهد که سازند آسماری را تحت تأثیر قرار داده است. در محیط لاگون حفاظت‎‍شده، روزن‌دارانی نظیر آرکایاس، پنروپلیس و بورلیس دیده می‎‍شوند. همچنین وجود روزن‌داران بزرگ نظیر میلیولیدها از شاخص‎‍های محیط لاگون حفاظت‎‍شده به شمار می‎‍آیند (Flügel 2010). میلیولید در محیط‎‍های کم‎‍عمق، هیپرسالین، هیپوسالین یا حتی در شیب‎‍های جلوی ریف دیده می‎‍شود؛ ولی بیشتر شاهدی بر لاگون‎‍های حفاظت‎‍شده‎‍اند (Flügel 2010). از طرفی فراوانی رخسارۀ گلی با فوناهای فراوان وایسته به محیط‎‍های کم‎‍عمق زون نوری فوقانی (نظیر میلیولیدها) و نیز وجود مجموعه‎‍های روزن‌داران کم‎‍تنوع، بیانگر محیط خیلی کم‎‍عمق نظیر محیط زیر جزر و مدی است. روزن‌داران بزرگ بسیار به نور وابسته‎‍اند، هرچند‎‍ در محیط‎‍های نسبتاً عمیق‎‍تر هم یافت می‎‍شوند. این گونه روزن‌داران بزرگ، ابزار‎‍ مفیدی در بازسازی محیط‎‍ قدیمی به شمار می‎‍آیند (Geel 2000). اپرکولینا و هتروستژینا که توأم با روزن‌داران پلانکتونیک یافت می‎‍شوند، بیانگر محیط‎‍های عمیق حد زیرین منطقۀ نفوذ نور و بیشتر در محیطی شیب‎‍دار دیده می‎‍شوند. پیدایش نومولیتیدهای کوچک و متوسط همراه با میلیولید، نشانه و علامت محیط شلف داخلی است (Geel 2000). از‎‍نظر محیطی، وجود روزن‌داران بزرگ مبین وجود اقلیم گرم در سرتاسر رسوب‎‍گذاری این سازند است. این گونه روزن‌داران، وابستگی زیادی به نور، شوری، حرارت، بستر زیست و آشفتگی جریان آب دارند (Flügel 2010)؛ بنابراین خود یک شاخص خوب در بازسازی محیطی توالی‎‍های پلتفرم کربناته‎‍اند. تجزیه و تحلیل ساختاری و ترکیبی سازند آسماری در این برش‎‍ها (پهنۀ لرستان) نشان می‎‍دهد که کربنات این سازند با جلبک‎‍های قرمز، روزن‌داران کوچک (روتالیدس و میلیولیدس) و روزن‌داران بزرگ بنتیک پدید آمده است. چنین اجزای اسکلتی در سیستم کربناتۀ اولیگوسن- میوسن زاگرس بسیار فراوان یافت می‎‍شوند و بیانگر محیط رسوبی گرم‎‍اند (Geel 2000). در پلتفرم کربناته‎‍ای که سازند آسماری در آن شکل گرفته است، مرجان‎‍ها در قالب و چهارچوب ریف تشکیل نشده‎‍اند (ریف‎‍ساز نبوده‎‍اند)، تا میوسن پسین در شرایط آب و هوایی مدیترانه‎‍ای در ساختار ریف‎‍ها شرکت نداشته‎‍‎‍ (Pomar and Hallock 2007) و در بخش زیرین- میانی منطقه نفوذ نور زندگی می‎‍کرده‎‍اند؛ از این‎‍ رو مجموعه‎‍های جانوری سازند آسماری از‎‍نظر بوم‎‍دیرینه‎‍شناسی در شرایط آب و هوای مدیترانه‎‍ای تشکیل شده‎‍اند.

مطالعات متعددی بر‎‍ محیط رسوبی سازند آسماری در حوضۀ رسوبی زاگرس انجام شده است که نتایج آنها با نتایج پژوهش حاضر انطباق داده می‎‍شود. زارع و همکاران (Zare et al. 2015)، یازده ریزرخساره از سازند آسماری را در برش دهدشت شناسایی کردند و محیط رسوبی سازند آسماری را به سه کمربند رخساره‎‍ای دریای باز، سد، تالاب و پهنۀ جزر و مدی نسبت دادند. این زیرمحیط‎‍ها در یک رمپ کربناته نهشته شده‎‍اند. رجبی و همکاران (Rajabi et al. 2021)، ریزرخساره‎‍ها و دیرینه‎‍بوم‎‍شناسی سازند آسماری را در برش مخمل کوه (شمال لرستان)‎‍ ارزیابی کردند. در این برش دوازده ریزرخساره مربوط به دو کمربند رخساره‎‍ای لاگون و دریای باز شناسایی شدند که تحت شرایط مزوفوتیک، الیگوفوتیک و آفوتیک در یک رمپ هموکلینال نهشته شده‎‍اند. امامی-میبدی و همکاران (Emami-Meybodi et al. 2022)، ریزرخساره‎‍ها و محیط رسوب‎‍گذاری سازند آسماری را در تاقدیس چناره (جنوب لرستان)‎‍ بررسی کرده‎‍اند. در این مطالعه هفت ریزرخساره شناسایی شد که در سه کمربند رخساره‎‍های لاگون، سد، بخش محدود‎‍شده (رمپ میانی) و رمپ داخلی نهشته شده‎‍اند. شیر‎‍محمدی و همکاران (Shirmohammadi et al. 2024)، ریزرخساره‎‍ها و محیط رسوب‎‍گذاری سازند آسماری را در شمال خاور ایلام، حوضۀ لرستان ‎‍ارزیابی کردند. در این مطالعه ده ریزرخساره مربوط به سه محیط رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی شناسایی شد.

آنچه مسلم است، این است که محیط رسوب‎‍گذاری در برش‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده با برش‎‍های دیگر تفاوت چندانی ندارند و توسعۀ رمپ‎‍های کربناته در زاگرس چین‎‍خورده از روندی مشابه برخوردار بوده است.

نتیجه‎‍

مطالعات سنگ‎‍شناسی در سه برش چینه‎‍شناسی از سازند آسماری در پهنۀ رسوبی لرستان، به شناسایی 13 ریزرخسارۀ کربناته منجر شد. این ریزرخساره‎‍ها شامل ریزرخساره‎‍های انیدریت، دولومادستون فنسترال، دولومادستون ندولار، وکستون/پکستون داری اکستراکلست، مادستون تا وکستون دارای آشفتگی زیستی، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران بدون منفذ و منفذدار، وکستون/پکستون دارای روزن‌داران منفذدار، گرینستون بایوکلستی حاوی روزن‌دار، پکستون تا گرینستون دارای روزن‌داران، اکینودرم، بریوزوئر و کورالین، رودستون/فلوتستون حاوی روزن‌دار و جلبک کورالیناسه‎‍آ، فلوتستون/رودستون بایوکلستی حاوی جلبک قرمز کورالین و ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون داری روزن‌داران پلانکتونیک‎‍اند که با توجه به ماهیت آنها در یک رمپ کربناته با سه کمربند رخساره‎‍ای (پهنۀ جزر و مدی، لاگون و دریای باز) رسوب‎‍گذاری ‎‍کرده‎‍اند. چندین فرآیند دیاژنزی ازجمله میکریتی‎‍شدن، نوریختی، سیمانی‎‍شدن (نوع دریایی، آب شیرین و تدفینی)، انحلال و تخلخل (وابسته به فابریک سنگ و غیر وابسته فابریک) و جانشینی (پیریتی‎‍شدن، سیلیسی‎‍شدن و دولومیتی‎‍شدن) توالی‎‍های کربناتۀ سازند آسماری را تحت تأثیر قرار داده است.‎‍ براساس شواهد پتروگرافی، توالی پاراژنتیکی نهشته‎‍های سازند آسماری در این برش‎‍ها، در چهار محیط دریایی، آب شیرین، تدفینی و بالاآمدگی تفسیر شده است. این فرآیندها مراحل دیاژنزی اولیه (ائوژنز)‎‍، دیاژنز میانی (مزوژنز) و دیاژنز نهایی ( تلوژنز) را پشت سر گذاشته‎‍اند. نتایج مطالعات سنگ‎‍شناسی در این برش‎‍ها، نشان داد شرایط رسوب‎‍گذاری در پلتفرم کربناته سازند آسماری در بازۀ زمانی (الیگوسن- میوسن)‎‍ در پهنۀ رسوبی لرستان، روند‎‍ تقریباً یکنواختی داشته است. همچنین شرایط پس از رسوب‎‍گذاری این سازند نیز، روند‎‍ مشابهی را نشان می‎‍دهد که سازند آسماری را تحت تأثیر قرار داده است.

References

Abd-Elhameed S. Mahmoud A.A. and Salama Y. 2023. Late Paleocene–Early Eocene larger foraminifera from the Galala Plateaus, North Eastern Desert, egypt: biostratigraphic, paleoenvironmental and paleoecological implications. Carbonates and Evaporites, 38: 1-20. https://doi.org/10.1007/s13146-023-00909-2

Abd-Elhameed M. Attia G. Salama Y. El-Moghazy A. and Mahmoud A. 2025. Microfacies analysis and diagenetic history of Lower to Middle Eocene carbonates at Umm Russies area in the Northeastern desert of Egypt. Scientific Reports, 15: 1-22. https://doi.org/10.1038/s41598-025-05365-7

Alishah S. B. and Alishah S. H. 2026. Depositional model, cyclicity, and hydrocarbon potential of the Eocene Sakesar carbonate ramp, Salt Range, Pakistan. Carbonates and Evaporites, 41(20):1-20. https://doi.org/10.1007/s13146-026-01224-2

Ahmad A. H. M. and Bhat G. M. 2006. Petrofacies, provenance and diagenesis of the Dhosa sandstone member (Chari Formation) at Ler, Kachch Sub – basin, Western, India, Journal of Asian Earth Science, 27(6): 857- 872. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.08.005

Ahmed A. and Khan M.A. 2022. Foraminiferal biostratigraphy of the Sake‎‍sar Formation, Chak naurang well X, Potwar Sub-Basin, upper indus Basin, Pakistan. Pakistan J Hydrocarbon Res, 25:13–20

Ahr W. M. 2008. Geology of Carbonate Reservoirs: The identification, description and characterization of hydrocarbon reservoirs in carbonate rocks, Wily Publication, New Jersey, 278pp.

Amiri-Bakhtiar H. and Nouraee-Nezhad M.R. 2022. Stratigraphy of Zagros. Publication of the oil-rich area in the south. 390 pp. [In Persian]

Amirshahkarami M. Vaziri- Moghaddam H. and Taheri A. 2007. Sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Asmari Formation at the Chaman- Bolbol, Zagros Basin, Iran. Journal of Asian Erath Sciences, 29(5-6): 947- 959. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.06.008

Amirshahkarami M. and Karavan M. 2015. Microfacies models and sequence stratigraphic architecture of the Oligocene-Miocene Qom Formation, south of Qom City, Iran. Geoscience Frontiers, 6(4): 593-604. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2014.08.004

Arosi A. H. and Wilson M. E. J. 2015. Diagenesis and fracturing of a large-scale, syntectonic carbonate platform, Sedimentary Geology, 326: 109–134. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2015.06.010

Bassi D. Hottinger L. and Nebelsick J.H. 2007. Larger foraminifera from the Late Oligocene of the Venetian area, north-eastern Italy, Palaeontology, 50: 845–868.

Brandano M. Lipparini L. Campagnoni V. and Tomassetti L. 2012. Dowslope-migrating large dunes in the Chattian carbonate ramp of the Majella Mountains (Central Apennines, Italy). Sedimentary Geology, 255–256: 29–41. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2012.02.002

Brandano M. and Ronca S. 2014. Depositional processes of the mixed carbonate–siliciclastic rhodolith beds of the Miocene Saint-Florent Basin, northern Corsica, Facies, 60: 73-90.

Brandano M. Cornacchia I. Raffi I. and Tomasseti L. 2016. The Oligocene–Miocene stratigraphic evolution of the Majella carbonate platform (Central Apennines, Italy), Sedimentary Geology, 333: 1–14.

Dehghanian M. 2022. Biostratigraphy of the Asmari Formation in northwest of Shiraz (Tang-e Jalab) on the basis of the large benthic foraminifera. Advanced Applied Geology, 12(2): 291-305. https://doi.org/10.22055/aag.2021.36506.2200

Dehghanian M. and Asgari-Pirbalouti B. 2018. Bio-sequence stratigraphy of Oligocene deposits in Interior Fars, Zagros Basin, Iran. Himalian Geology, 39(1): 133-143.

Dehghanian M. Asgari-Pirbalouti B. and Masoumi H.2013. Oligocene-Miocene microfacies study of Asmari Formation (NW-SE of Shiraz, Iran). Iranian Journal of Earth Sciences, 5(1): 66-73. https://oiccpress.com/ijes/article/view/5739

Dehghanian M. Khosrotehrani K. Afghah M. and Keshani F. 2012. Microfacies study of Asmari Formation in the northwest and southeast of Shiraz, Iran. Advances in Environmental Biology, 6(2): 556-563.

Dunham R. J .1962. Classification of Carbonate Rocks according to depositional textures.‏ In: Ham WE (ed) Classification of carbonate rocks. A symposium: AAPG Bulletin, 1: 108–121.

Eggie L. and Chow N. 2024. Evolution of a low-energy carbonate ramp, lower Mississippian Pekisko Formation, Northwestern Alberta, Canada. Sed Geol 470:106702. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2024.106702

Ehrenberg S.N. Pickard N. Svana A. H. and Oxtoby T. A. 2002. Cement geochemistry of photozoan carbonate strata (Upper Carboniferous-Lower Permian), Finnmark carbonate platform, Brents Sea. Journal of Sedimentary Research, 72(1): 95-115. https://doi.org/10.1306/030103730336

EL – Ghali M. A. K. Tajoti K. G. M ansorbeh H. Ogle N. and Kalin R. M. 2006. Origin and timing of sidrelite cementation upper Ordovician Glacogenic sandstone from the Murzuk basin, SW Libya. Marine and Petroleum Geology, 23(4): 459- 471. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2006.02.002

Emami-Meybodi S.M. Maghfouri-Moghadam I. Sedaghatnia M. and Barmal A. 2022. Microfacies, sedimentary environment and diagenetic processes of carbonate rocks of Asmari Formation (Chenareh Anticline, South Lorestan). Journal of Applied Sedimentology, 10 (20): 73-91 [In Persian]. https://doi.org/10.22084/psj.2022.25181.1317

Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A late Devonian reef tract on northeastern Banks Islands, Nortwest Territories. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19: 730-781.

Fabricius I. L. and Borre M. 2007. Stylolites, porosity, depositional texture, and silicates in chalk facies sediments. Ontony Jave Plateau – Gorm and Tyra fields, North Sea. Sedimentology, 54(1): 183-205. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2006.00828.x

Farshi M. Mousavi- Harami S.R. Mahboubi A. and Khanehbad M .2017. Facies and diagenesis processes and it effect on distribution on petrophysical properties on reservoir quality of the Asmari Formation in Gachsaran oil field. Applied Sedimentology, 5(9): 40-57 [In Pesrian]. https://doi.org/10.22084/psj.2017.13230.1136

Flügel E. 2004. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis Interpretation and Application. Springer-Verlag, Berlin, 976p.

Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks: analysis, interpretation and application. Springer, Berlin Heidelberg New York, 976 p.

Freiward A. 1995. Sedimentotogical and biological aspects in the formation of branched rhodoliths in northern Norway: Beitȑage zur Paläontologie, 20: 7–19.

Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposi ts: empirical models based on microfacies analysis of Paleogene deposits in southeastern Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 155: 211- 238. http://dx.doi.org/10.1016/S0031-0182(99)00117-0

Gharechelou S. Amini A. Bohloli B. and Swennen R. 2020. Relationship between the sedimentary microfacies and geomechanical behavior of the Asmari Formation carbonates, southwestern Iran. Mar Petrol Geol 116: 104306. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2020.104306

Goldhaber M. B. 2004. Sulfur – rich sediment, In: Mackezie F. T. (Ed.), Sediments, Diageneiss, and Sedimentary Rocks, Treatise on Geochemistry. Elsevier, Amesterdam, 257 – 288.

Halley R. B. and Harris P.M. 1979. Fresh water cementation of a 1000-year-old oolite. Jour. Sediment. Res., 49: 969–988. https://doi.org/10.1306/212F7892-2B24-11D7-8648000102C1865D

Heydari E. and Wade W. 2014. Massive recrystallization of low – Mg calcite at high temperatures in hedrocarbon source rocks: Implication for organic acids as factors in digenesis. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 86: 1285 – 1303.

Insalaco E. Virgone A. Courme B. Gaillot J. Kamali M. Moallemi A. Lotfpour M. and Monibi S. 2006. Upper Dalan Member and Kangan Formation between the Zagros Mountains and Offshore Fars, Iran: Depositional System, Biostratigraphy and Stratigraphic Architecture. GeoArabia, 11: 74-176.

Jamshidi A. and Sedaghatnia M. 2024. Dolomitization mechanisms of Eocene Zagros carbonate platforms (an example from Shahbazan Formation, Amiran anticline, south of Lorestan). Applied Sedimentology, 12 (23): 150-174. [In Persian]. https://doi.org/10.22084/psj.2024.28557.1421

Kamalifar F. Aleali M. Ahmadi V. and Mirzaiee A. 2020. Facies distribution, paleoenvironment and sequence stratigraphy model of the Oligo-Miocene Asmari Formation (Fars Province, south of Iran). Turkish Journal of Earth Sciences, 29(4):664-683. https://doi.org/10.3906/yer-1907-23

Karami S. Ahmadi V. Sarooe H. and Bahrami M. 2020. Facies analysis and depositional environment of the Oligocene – Miocene Asmari Formation, in interior Fars (Zagros Basin, Iran). Carbonate and Evaporites 35(3):1-11. https://doi.org/10.1007/s13146-020-00621-5

Kendall C.G. and Skipwith P.A.1969. Holocene shallow water carbonate and evaporate sediments of the Khor al Bassam, Abu Dhabi, SW Persian Gulf. AAPG Bulletin, 53: 841-869.

Krause S. Liebetrau V. L€oscher C. Beohm F. Gorb S. Eisenhauer A. and Treude T. 2018. Marine ammonification and carbonic anhydrase activity induce rapid calcium carbonate precipitation. Geochim. Cosmochim. Acta, 243: 116–132. https://doi.org/10.1016/j.gca.2018.09.018

Longman M. W. 1980. Carbonate digenetic textures from near surface digenetic environments. AAPG Bull., 64: 461-487. https://doi.org/10.1306/2f918a63-16ce-11d7-8645000102c1865d

Lorestani M. Kangazian A. Safari A. Noura M.R. and Nasehi E. 2016. Microfacies, sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in Masjed-I-Soleyman oil field, Khuzestan Provience, Southwest Iran. Open Journal of Geology 6: 840-851. http://dx.doi.org/10.4236/ojg.2016.68064

Lucia F. J. 2007. Carbonate reservoir characterization, an Integrated Approach, Springer-Verlag, Berlin Heidelberg, Second Edition, 366p.

Lund M. Davies P.J. and Braga J.C. 2002. Coralline algal nodules off Fraser Island, Eastern Australia. Facies, 42: 25–34.

Madden R. and Wilson M. 2013. Diagenesis of a SE Asian Cenozoic carbonate platform margin and its adjacent basinal deposits, Sedimentary Geology, 286–287: 20–38. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2012.11.006

Messadi A. M., Mardassi B. Ouali J. A. and Touir J. 2018. Diagenetic process as tool to diagnose paleo – environment conditions, bathymetry and oxygenation during Late Paleocene – Early Eocene in the Gafsa Basin. Carbonate and Evaporates, 34: 893-908. https://doi.org/10.1007/s13146-018-0424-3

Mirbeik Sabzevari K. and Sedaghatnia M. 2022. Petrography and geochemistry of Shahbazan Formation dolomites and investigation of its possible boundary with Asmari Formation from the elemental geochemistry point of view (Northeastern Kohdasht, south Lorestan). Journal of New Finding in Applied Geology. 16 (32): 200-223 [In Persian]. https://doi.org/10.22084/nfag.2022.26648.1524

Mirbeik- Sabzevari K. and Sedaghatnia M. 2023. Diagenetic processes and paragenetic sequence of Shahbazan Formation (Middle – Upper Eocene) in northwest Poldokhtar, Lorestan basin. New Finding in Applied Geology, 18(35): 67-91. [In Persian]. https://doi.org/10.22084/nfag.2023.27125.1539

Monjezi N. Amirshahkarami M. Bakhtiar H.A. Shirazi M.P.N. and Mirzaee A. 2019. Palaeoecology and microfacies correlation analysis of the Oligocene-Miocene Asmari Formation, in the Gachsaran oil field, Dezful Embayment, Zagros Basin, Southwest Iran. Carbonates Evaporites, 34(4):1551–1568. https://doi.org/10.1007/s13146-019-00502-6

Mohseni H. Abdollahpour M. and Rafiei B. 2012. Petrography and origin of dolomites of Shahbazan Formation (Middle to Upper Eocene) in east Eslamabade- Gharb (Kermanshah). Journal of New Findings in Applied Geology. 5(10): 1-11 [In Persian].

Moore C. H. 2001. Carbonate Reservoirs: Porosity Evolution and Diagenesis in a Sequence Stratigraphic Framework. Elsevier, Amsterdam, 444p.

Motiei H. 2000. Stratigraphy of Zagros, Publications of the Geological Organization of the Country, 422p [In Persian].

Omidpour A. Rahimpour-Bonab H. Moussavi-Harami R. and Mahboubi A. 2023. Anhydrite fabrics as an indicator for relative sea-level signatures in the sequence stratigraphic framework of a carbonate ramp. Mar. Pet. Geol. 155:106400. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2023.106400

Papakonstantinou M. Sergiou S. Geraga M. Prandekou A. Dimas X. Fakiris E. Christodoulou D. and Papatheodorou G. 2024. Sedimentological, geochemical, and environmental assessment in an eastern Mediterranean, stressed coastal setting: the Gialova Lagoon, SW Peloponnese, Greece. Water 16: 2312. https://doi.org/10.3390/w16162312

Pettijohn F. J. 1975. Sedimentary Rocks. Harper& Row. New York. 628 p.

Pomar L. 2001. Ecological control of sedimentary accommodation: evolution from carbonate ramp to rimmed shelf, Upper Miocene, Balearic Islands. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 175: 249–272.

Pomar L. and Hallock P. 2007. Changes in coral-reef structure through the Miocene in the Mediterranean province, Adaptive vs. environmental influence: Geology, 35: 899-902.

Rahim HU. Ahmad W. Jamil M. and Khalil R. 2024. Sedimentary facies, diagenetic analysis, and sequence stratigraphic control on reser‎‍voir evaluation of Eocene Sakesar limestone, upper Indus basin, NW Himalayas. Carbonates and Evaporites, 39(2): 15. https://doi.org/10.1007/s13146-024-00947-4

Rajabi M. Senmari S. Parvanehnejad-Shirazi M. and Naz-Bahram manesh-Tehari M. 2021. Biostratigraphy, microfacies and paleoecology of the Asmari Formation in Makhmal –Kuh section, Lorestan province, western Iran. Journal of Applied Sedimentology, 9(17): 204-219 [In Persian].

Rasser M.W. and Piller W.E. 2004. Crustose algal frameworks from the Eocene Alpine Foreland. Palaeogeography. Palaeoclimatology. Palaeoecology, 206: 21–39.

Rogen B. and Fabricius I. L. 2002. Influence of clay and silica on permeability and capillary entry pressure of chalk reservoirs in the North Sea. Petroleum Geoscience, 8: 287 – 293.

Romero J. Caus E. and Rossel J. 2002. A model for the palaeoenviornmental distribution of larger foraminifera based on late Middle Eocene deposits on the margine of the south Pyrenean Basin (SE Spain). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 179: 43- 56.

Ronchi P. Jadoul F. Ceriani A. Giulio A. D. Scotti P. Ortenzi A. and Massara E. P. 2011. Multistage dolomitization and distribution of dolomitized bodies in Early Jurassic carbonate platforms (Southern Alps, Italy), Sedimentology, 58(2): 532–565. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2010.01174.x

Sedaghatnia M. Maghfouri-Moghaddam I. and Mallah M. 2024. Evaluation of complications caused by burial diagenetic processes in carbonate formation (case study, Lorestan sedimentary basin formations). New Finding in Applied Geology. [In Persian]. https://doi.org/10.22084/nfag.2024.29849.1634

Seibel M. J. and James N. P. 2017. Diagenesis of Miocene, incised Valley – filling limestones: Provence Southern France. Sedimentary Geology. 347: 21-35. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2016.09.006

Seyrafian A. Vaziri-Moghaddam H. Arzani N. and Taheri A. 2011. Facies analysis of the Asmari Formation in central and north-central Zagros basin, southwest Iran: Biostratigraphy, paleoecology and diagenesis. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 28(3): 439-458.

Shah S.B.A. Ismail K. and Bakar W.Z.W. 2024. Integrated analysis of the Eocene Sakesar Formation: depositional environment, microfa‎‍cies, geochemistry, and reservoir characteristics in the Potwar Basin, Pakistan. Earth Sci. Res. J., 28(1):1–17. https://doi.org/10.15446/esrj.v28n1.107766

Shirmohammadi G. Maghfouri- Moghadam I. and Azadbakht R. 2024. Biostratigraphy and paleoecology of Oligo-Miocene deposits (Asmari Formation) in the northeast of Illam, Lorestan zone. Journal of Advanced Applied Geology, 14(2): 410-425. [In Persian] https://doi.org/10.22055/aag.2024.44604.2400

Taghdisi Nikbakht S. and Nasiri Y. 2025. Textural study, elemental analysis and model of dolomitization in the Shahbazan Formation (Eocene) in a section of the northern ridge of the Kabikoh anticline, southwest of Dareh Shahr. New Finding in Applied Geology. [In Persian]. https://doi.org/10.22084/nfag.2025.30374.1652

Taghdisi Nikbakht S. Nasiri Y. and Sedaghatnia M. 2025. Evidence of hybrid dolomites in the deposits of the Gachsaran Formation (Middle Miocene) in the Afrineh Anticline, southwest of Khorramabad. New Finding in Applied Geology. [In Persian]. https://doi.org/10.22084/psj.2025.30619.1465

Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Science, Inc, 482 p.

Tucker M. E. 2001. Sedimentary Petrology. 3^d Edition, Blackwell, Oxford, 260 p.

Valencia F.L. and Laya J.C. 2020. Deep-burial dissolution in an Oligocene– Miocene giant carbonate reservoir (Perla Limestone), Gulf of Venezuela Basin: Implications on microporosity development. Marine and Petroleum Geology, 113: 1-21. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2019.104144

Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. Taheri A. and Motiei H. 2010. Oligocene-Miocene ramp system (Asmari Formation) in the NW of the Zagros basin, Iran: microfacies, paleoenvironment and depositional sequence. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 27(1): 56–71.

Van Buchem F.S.P. Allan T.L. Laursen G.V. Lotfpour M. Moallemi A. Monibi S. Motiei H. Pickard N.A.H. Tahmasbi A.R. Vedrenne V. and Vincent B. 2010. Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposits in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh Formations) SW Iran. Geological Society Special Publications, 329 (1): 219-263. https://doi.org/10.1144/sp329.10

Westphal H. 2006. Limestone – Marl alternation as environmental archives and the role of early diagenesis: a critical review. International Journal of Science (Geology Rundsch), 95: 947-961. https://doi.org/10.1007/s00531-006-0084-8

Wilson B.R. 1975. Carbonate Facies in Geological History. Springer, Berlin, 471p.

Zaid S. M. 2012. Provenance, diagenesis, tectonic setting and geochemistry of Rudies sandstone (Lower Miocene), Warda Field, Gulf of Suez, Egypt. J. African Earth Sci. 66-67: 56-71. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2012.03.008

Wizemann A. Nandini S.D. Stuhldreier I. Sanchez- Noguera, C. Wisshak M. Westphal H. Rixen T. Wild C. and Reymond C.E. 2018. Rapid bioerosion in a tropical upwelling coral reef. PLOS ONE, 13 (9): e0202887. https://doi.org/10.1371/journal.pone.0202887

Zare M. Vaziri-Moghadam H. Taheri A. and Ghabeishavi A. 2015. Microfacies, depositional environments and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in Kuh-e Siah anticline north of Dehdasht, Zagros. Journal of Applied Sedimentology, 3 (5): 12-28 [In Persian].

Zabihi Zoeram F. Vahidinia M. Mahboubi A. and Amiri Bakhtiar H. 2013. Facies analysis and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in the northern area of Dezful Embayment, southwest Iran. Studia UBB Geologia 58(1): 45-56. https://doi.org/10.5038/1937-8602.58.1.4

Zhang H. Ding L. Wang X. Wang L. Wang Q. and Xia G. 2006. Carbonate diagenesis controlled by glacioeustatic sea-level changes: A case study from the Carboniferous-Permian boundary section at Xikou, China. J. China Univ. Geosci. 17: 103- 114. https://doi.org/10.1016/S1002-0705(06)60014-9

Volume 42, Issue 3 - Serial Number 104
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 42, Issue 3, No. 104, 2026
September 2026
Pages 23-52

Article View: 184
PDF Download: 71

Miocene deposits of the folded Zagros (Asmari Formation, Lorestan Region)

Full Text

References

Volume 42, Issue 3 - Serial Number 104
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 42, Issue 3, No. 104, 2026
September 2026
Pages 23-52

Files

Share

How to cite

Statistics

Miocene deposits of the folded Zagros (Asmari Formation, Lorestan Region)

Full Text

References

Volume 42, Issue 3 - Serial Number 104Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 42, Issue 3, No. 104, 2026September 2026Pages 23-52

Files

Share

How to cite

Statistics

Volume 42, Issue 3 - Serial Number 104
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 42, Issue 3, No. 104, 2026
September 2026
Pages 23-52