غرق شدن ناگهانی پلاتفرم کربناتۀ کرتاسۀ پسین در حوضۀ رسوبی زاگرس مرکزی: مطالعۀ موردی از عضو شیلی لافان در یکی از میادین نفتی دشت آبادان، جنوب غربی ایران
محورهای موضوعی :مریم کیا نی فرد 1 , علی حسین جلیلیان 2 , ناصر ارزانی 3
1 - دانشگاه پیام نور اصفهان
2 - دانشگاه پیام نور
3 - دانشگاه پیام نور
کلید واژه: غرق شدن پلاتفرم, کرتاسۀ پسین, عضو لافان, زاگرس مرکزی, دشت آبادان,
چکیده مقاله :
پیشروی سریع آب دریاها و غرق شدن پلاتفرم‌های کربناته یکی از رویدادهای مهم زمین‌شناسی کرتاسۀ پسین بعد از ناپیوستگی جهانی تورونین است. در بخش‌های مرکزی و شرقی حوضۀ رسوبی زاگرس، نهشته‌های حاصل از پیشروی دریای کرتاسۀ پسین بر روی سازند سروک با نام عضو لافان شناخته شده‌اند که متشکل از رسوبات شیلی همراه با لایه‌های نازک آهک رسی می‌باشد که در بعضی از میدان‌های نفتی جنوب ایران، سنگ‌پوش مخزن سازند سروک است. با استناد به جایگاه چینه‌نگاری عضو لافان در میان سازندهای سروک و ایلام و حضور زون زیستی Charophytes-Ostracods در این عضو، می‌توان سن کنیاسین را برای آن در نظر گرفت و از این نظر با سازند شیلی سورگاه در ناحیه لرستان هم‌ارز دانست. به‌منظور آگاهی از رویدادهای کرتاسۀ پسین در جنوب زاگرس مرکزی، به‌خصوص مطالعه شواهد تغییرات سطح آب دریا، داده‌های مربوط به عضو لافان در دو چاه از میدان نفتی آزادگان در دشت آبادان مورد بررسی قرار می‌گیرد. در مطالعۀ نمونه‌ها و پتروگرافی این واحد سنگ‌چینه‌ای، یک رخسارۀ شیلی و دو ریزرخسارۀ کربناته از نوع مادستون تا وکستون کاروفیتدار با بایوکلاست و وکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست شناخته شده‌اند. این ریزرخساره‌ها گواه نهشته شدن مجموعۀ رسوبات عضو لافان در محیط‌های متفاوتی از نوع حدواسط لب‌شور و بخش‌های عمیق‌تر دریا هستند. نتایج این تحقیق نشان داد که با پایین افتادن سطح آب دریا در زمان تورونین، بخش‌هایی از پلاتفرم کربناتۀ سازند سروک از آب خارج شد و امکان فعال شدن آبراهه‌ها در حواشی آن فراهم شد. با پیشروی دریای کرتاسۀ پسین بر روی سطح فرسایش یافتۀ متشکل از کربنات‌های سنومانین-تورونین و غرق شدن کانالهای حاصل از ورود آبراهه‌های ساحلی، محیط‌های حدواسط از جمله خلیج‌های دهانه‌ای به‌وجود آمدند. با اختلاط آب‌های شیرین و شور در این خلیج‌ها، رسوبات بخش پایینی عضو لافان در زمانی محدود بر جای گذاشته شدند که با افزایش سریع عمق آب ناشی از بالا آمدن سطح آب دریا و فرونشینی حوضه توسط رخساره‌های مربوط به بخش عمیق‌تر دریای باز (شیل پلاژیک) پوشانده شده‌اند. این تغییر ناگهانی و بدون واسطۀ نهشته‌های محیط حدواسط به رخساره‌های بخش عمیق‌تر دریا نشانۀ غرق شدن پلاتفرم کربناتۀ مناطق مرکزی زاگرس در کنیاسین است. شواهدی همچون قاعدۀ فرسایشی، توالی به‌سمت بالا عمیق‌شونده، فراوانی رخسارۀ مادستونی (شیل) و پیوستگی و پوشیده شدن با کربنات‌های دریایی نیز مؤید چنین نتیجه‌ای است. بررسی تغییرات عمودی ریزرخساره‌ها و شدت پرتو گامای نمودار چاه‌پیمایی بُرش‌های مورد مطالعه نشان می‌دهد که عضو لافان، دسته رخساره‌های تراز پایین ، دسته رخساره‌های پیش‌رونده و سطح حداکثر غرق‌شدگی یک سکانس رسوبی رده سوم (5-5/0 میلیون سال) را در بر می‌گیرد. این سکانس با ناپیوستگی فرسایشی آغاز و پس از تشکیل رسوبات خلیج دهانه‌ای و بخش‌های عمیق‌تر دریا توسط بخش زیرین کربنات‌های سازند ایلام (سانتونین) به‌عنوان دسته رخساره‌های تراز بالا تکمیل شده‌است.
Rapid sea-level rise and drowning of carbonate platforms is one of the important geological events in the Late Cretaceous and after the Turonian global unconformity. This transgression in central and western Zagros Basin is represented as shaley sediments of the Laffan Member, which were deposited over the Sarvak Formation. The stratigraphic position and the occurrence of the Charophytes-Ostracods biozone indicate the late Cretaceous, Coniacian age for the Laffan Member, which is stratigraphically equivalent to the Surgah Formation in Lurestan area in the west of Iran. The Laffan Member is mainly shaley in lithology with intercalations of thin-bedded argillaceous limestones and is the caprock over the reservoir of the Sarvak Formation in some oil fields in SW Zagros. Microfacies, sedimentary environments, biostratigraphy and sequence stratigraphy of the Laffan Member in two wells of Azadegan Oil Field located in Abadan Plain were investigated. Petrographic data revealed the presence of a shaley facies and two carbonate microfacies including charophitic mudstone-wackestone to bioclastic planktonic foraminiferal wackestone. These microfacies were deposited in transitional-brackish to deep marine environments. Marine transgression over the eroded palaeotopography of the Cenomanian-Toronian carbonates resulted in estuaries as channels and transitional environments. In these estuaries, mixture of the fresh and marine waters resulted in deposition of the lower parts of the Laffan Member and graded upward into the marine deposits of the upper parts of this Member.The sudden change of shallow-transitional facies to deep marine sediments in the Laffan Member indicates drowning of the carbonate platform of central Zagros Basin in Coniacian. The evidence like erosional base, deepening-upward sequences, frequency of mudstone facies (shale) and continuity with marine carbonates confirm this conclusion. Investigation of vertical changes of the microfacies with gama-ray well log data indicate the Laffan Member is part of a sequence as lowstand deposits (LST), transgressive deposits (TST) which grade upwards into maximum flooding surface (MFS) and high-stand deposits (HST) which comprise a third-order sequence. This sequence begins with an erosional unconformity and follows up with the formation of the estuary and deep sea sediments. The latter package is covered with the carbonate sediments of the lower part of the Ilam Formation (Santonian) which represents carbonate platform deposits of high-stand system track (HST).
آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 708.
خسروتهرانی، خ.، 1386. رخساره‌های میکروسکوپی (میکروفاسیس‌ها)، انتشارات دانشگاه تهران، جلد 1، 498.
سپه‌وند، س.، 1390. گزارش تکمیلی زمین‌شناسی چاه اکتشافی آزادگان-10، مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران، 48.
غبیشاوی، ع.، 1387. چینه‌شناسی سازندهای سروک و ایلام در تاقدیس بنگستان و میدان پارسی. پایان‌نامۀ دکتری، دانشکده علوم دانشگاه اصفهان، 195.
مطیعی، ه.، 1372. چینه‌شناسی زاگرس: طرح تدوین کتاب، سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور، 536.
موحد، ب.، 1389. مبانی چاه‌پیمایی، انتشارات دانشگاه صنعتی امیرکبیر، 330.
هنرمند، ج. و مداحی،ا.، 1390. ارتباط رخساره‌های رسوبی با گسترش فرآیندهای دیاژنزی و کیفیت مخزنی بخش بالایی سازند سروک در یکی از میادین بزرگ نفتی، جنوب غربی ایران. پژوهش¬های چینه‌نگاری و رسوب‌شناسی. 42، 115-98.
Abdollahie Fard, I., Braathen, A., Mokhtari, M. and Alavi, S.A., 2006. Interaction of the Zagros Fold–Thrust Belt and the Arabian-type, deep-seated folds in the Abadan Plain and the Dezful Embayment, SW Iran. Petroleum GeoScience, 12, 347-362.
Abdollahie-Fard, I., Mokhtari, M. and Alavi, S.A., 2007. The main structural elements of the Abadan Plain (SW Iran) and the N. Persian Gulf based on the integrated geophysical data. Geophysics Researches Abstract, 111-146.
Alavi, M., 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and proforland evolution. American Journal of Sciences, 304, 1-20.
Alavi, M., 2007. Structures of the Zagros fold–thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307, 1064–1095.
Alsharhan, A.S. and Nairn, A.E.M., 1997. Sedimentary Basins and Petroleum Geology of the Middle East. Elsevier, Amsterdam, 843.
Alsharhan, A.S. and Nairn, A.E.M., 2003. Sedimentary Basins and Petroleum Geology of the Middle East (Second Impression). Elsevier, Amsterdam, 940.
Assadi, A., Honarmand, J., Moallemi, S.A. and Abdollahie-Fard, I., 2016. Depositional environments and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in an oil field in the Abadan Plain, SW Iran. Facies, 62, 22.
Athersuch, J., 1994. The Biostratigraphic Significance of Cretaceous Ostracods from the Arabian Gulf. In M.D. Simmons (Ed.), Micropalaeontology and Hydrocarbon Exploration in the Middle East. Chapman and Hall, 253-271.
Beiranvand, B., Ahmadi, A. and Sharafodin, M., 2007. Mapping and classifying flow units in the upper part of the mid-Cretaceous Sarvak formation (Western Dezful Embayment, SWIran) based on a determination of the reservoir types. Journal of Petroleum Geology, 30, 357–373.
Berberian, M., 1995. Master “blind” thrust faults hidden under the Zagros folds: active basement tectonics and surface morphotectonics. Tectonophysics, 241, 193-224.
Berger, S. and Kaever, J., 1992. Dasycladales: An illustrated monograph of a fascinating algal order. Thieme, Stuttgart, 247.
Boggs, S., 2009. Petrology of Sedimentary Rocks. Cambridge University Press, 600.
Bolz, H., 1977. Reappraisal of biozonation on the Bangestan Group (Late Aptian-Early Companian) of south west Iran. OilService Company of Iran, Report NO. 1252, Tehran, 112, (unpublished).
Bourgeoist, F., 1969. Kuh-e-Bangestan, a model for Cretaceous structure in Iran: Iranian Oil Operating Companies, Geological and Exploration Division, Report 89, 76.
Brandano, M., Corda, L., Tomassetti, L. and Tagliavento, M., 2016. Frequency analysis across the drowning of a lower Jurassic Carbonate Platform: the Calcare Massiccio formation (Apennines, Italy). Marine Petroleum Geology, 78, 606–620.
Bucur, I.I. and Sasaran, E., 2005. Relationship between algae and environment: an Early Cretaceous case study, Trasc ˘au Mountains, Romania. Facies, 51, 274–286.
Burchette, T.P. and Wright, V.P., 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79, 3-57.
Burchette, T.P., 1993. Mishrif Formation (Cenomanian–Turonian), southern Arabian Gulf: Carbonate platform growth along a cratonic basin margin. In: Simo J. A. T. Scott R.W. and Masse J. P. (Eds.), Cretaceous carbonate platforms. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 56, 185–199.
Catuneanu, O., Martins, N.M.A. and Ericsson, P., 2012. Sequence stratigraphic framework and application to the Precambrian. Marine Petroleum Geology, 33, 26-33.
Dalrymple, R.W., Zaitlin, B.A. and Boyd, R., 1992. A conceptual model of estuarine sedimentation. Journal of Sedimentary Petrology, 62, 1130-1146.
De Vries, J. and Archibald, J.M., 2018. Plant evolution: landmarks on the path to terrestrial life. The New Phytologist, 217, 4, 1428–1434.
Dunham, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to their depositional texture. In: Ham W. E. (Ed.), Classification of Carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 1, 108-121.
Einsele, G., 2000. Sedimentary Basins Evolution, Facies, and Sediment Budget (2nd Edition). Springer-Verlag, Berlin, 628.
Esrafili-Dizaji, B. and Rahimpour-Bonab, H. 2019. Carbonate reservoir rocks at giant oil and gas fields in sw Iran and the adjacent offshore: a review of stratigraphic occurrence. Journal of Petroleum Geology, 42, 4, 343-370
Flugel, E., 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application. Springer-Verlag, Berlin, 984.
Ghabeishavi, A., Vaziri-Moghaddam, H., Taheri, A. and Taati, F., 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline, SW Iran. Journal of Asian Earth Science, 37, 275–285.
Ghazban, F., 2007. Petroleum Geology of the Persian Gulf. Tehran University Press, 707.
Golonka, J. and Kiessling, W., 2002. Phanerozoic Time Scale and definition of time slices. Society of Economic Paleontologist and Mineralogist, Special Publication, 72, 11-20.
Hashemi, S., Javaherian, A., Ataee-pour, M., Tahmasebi, P. and Khoshhal, H., 2014. Channel characterization using multiple-point geostatistics, neural network, and modern analogy: a case study from a carbonate reservoir, southwest Iran. Journal of Application Geophysics, 111, 47-58.
Hassanzadeh Azar, J.M., Nabi-Bidhendi, A., Javaherian, A. and Pishvaie, M.R., 2009. Integrated seismic attributes to characterize a widely distributed carbonate clastic deposit system in Khuzestan Province, SW Iran. Journal of Geophysics and Engineering, 6, 162-171.
Heydari, E., 2008. Tectonic versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountain of Iran. Tectonophysics, 451, 56-70.
Hollis, C., 2011. Diagenetic controls on reservoir properties ofcarbonate successions within the Albian–Turonian of the Arabian Plate. Petroleum Geoscience, 17, 3, 223–241.
Hollis, C. and Sharp, I., 2011. Albian-Cenomanian-Turonian carbonate-siliciclastic systems of the Arabian Plate: advances in diagenesis, structure and reservoir modeling. Petroleum Geoscience, 17, 207-209.
Honarmand, J., Nemati, M. and Monibi, S., 2009. Geological reservoir study of the Sarvak and Gadvan Formations in the Azadegan and Juffair Fields, wells AZN-8 and JR-4. Research Institute of Petroleum Industry, Unpublished Report, 174.
James, G.A. and Wynd, J.G., 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49, 12, 2182-2245.
Kelman, R., Feist, M., Trewin, N.H. and Hass, H., 2003. Charophyte algae from the Rhynie chert. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 94, 4, 445–455.
Khalili, M., 1974. The biostratigraphic synthesis of Bangestan Group in southwest Iran: Iranian Oil Operating Companies, Geological and Exploration Division, Report 1219, 76.
Leliaert, F., Smith, D.R., Moreau, H., Herron, M.D., Verbruggen, H., Delwiche, C.F. and De Clerck, O., 2012. Phylogeny and molecular evolution of the green algae. Critical Reviews in Plant Sciences, 31, 1–46.
Marino, M. and Santantonio, M., 2010. Understanding the geological record of carbonate platform drowning across riftedTethyan margins: Examples from the Lower Jurassic of the Apennines andSicily (Italy). Sedimentary Geology, 225, 116–137.
Martinez, J.I. and Hernandez, R.R., 1994. Evolution and drowning of the late cretaceous Venezuelan carbonateplatform. Journal of South American Earth Sciences, 5, 2, 197-210.
Mutti, M. and Hallock, P., 2003. Carbonate systems along nutrient and temperature gradients: some sedimentological and geochemical constraints. International Journal of Earth Science, 92, 4, 465-475.
Nazeer, A., Abbasi, SH.A.and Solangi, S.H., 2016. Sedimentary facies interpretation of Gamma Ray (GR) log as basic well logs in Central and Lower Indus Basin of Pakistan. Geodesy and Geodynamics, 7, 6, 432-443.
Nichols, G., 2009. Sedimentology and Stratigraphy. Wiley-Blackwell, 419.
Nichols, M.M. and Biggs, R.B., 1985. Estuaries. In: Davis J. R. A. (Ed). Coastal Sedimentary Environments. Springer-Verlag, 77-173.
Piryaei, A., Reijmer, J., Van Buchem, F., Yazdi-Moghadam, M., Sadouni, J. and Danelian, T., 2010. The influence of Late Cretaceous tectonic processes on sedimentation patterns along the northeastern Arabian plate margin (Fars Province, SW Iran). In: Leturmy P. Robin C. (eds.) Tectonic and stratigraphic evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic. Geology Society, London, Special publication, 330, 211–251.
Piryaei, A., Reijmer, J., Borgomano, J. and Van Buchem, F., 2011. Late Cretaceous tectonic and sedimentary evolution of the Bandar Abbas area, Fars region, southern Iran. Journal Petroleum Geology, 34, 157–180.
Prothero, D.R. and Schwab, F., 2014. Sedimentary geology (Third edition). W. H. Freeman and Company, 604.
Rahimpour-Bonab, H., Mehrabi, H., Navidtalab, A., Omidvar, M., Enayati-Bidgoli, A.H., Sonei, R., Sajjadi, F., Amiri-Bakhtyar, H., Arzani, N. and Izadi-Mazidi, E., 2013. Paleo-exposure surfaces in Cenomanian-Santonian carbonate reservoirs in the Dezful embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 36, 335-362.
Razin, P., Taati, F. and Van Buchem, F., 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. In: Van Buchem F. Gerdes K. D. and Esteban M. (Eds.), Mesozoic and Cenozoic Carbonate Systems of the Mediterranean and the Middle East-Stratigraphic and Diagenetic Reference Models. Geology Society, London, Special Publication, 329, 187–218.
Reinson, G.E., 1992. Transgressive barrier island and estuarine systems. In: Walker R. G. and James N. P. (Eds). Facies models response to sea level change. Geological Association of Canada, 179–194.
Schlager, w., Reijmer, J.J.G. and Droxler, A., 1994. Highstand shedding of carbonate platforms. Journal of Sedimentary Research, 64, 270-281.
Schlager, W., 2005. Carbonate sedimentology and sequence stratigraphy. Society for Sedimentary Geology, 8, 200.
Sepehr, M. and Cosgrove, J.W., 2004. Structural framework of the Zagros fold-thrust belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21, 829-843.
Setudehnia, A., 1978. The Mesozoic sequence in southwest Iran and adjacent areas. Journal of Petroleum Geology, 1, 3–42.
Sharland, P.R., Archer, R., Casey, D.M., Davies, R.B., Hall, S.H., Heward, A.P., Horbury, A.D. and Simmon, M.D., 2001. Arabian plate sequence stratigraphy. GeoArabia, Special publication, 2. Oriental press, Manama Bahrian, 371.
Simmons, M., Sharland, P.R., Casey, D.M., Davies, R.B. and Sutcliffe, O.E., 2007. Arabian Plate sequence Stratigraphy: Potential implication for global chronostratigraphy. Geo Arabia, 12, 4, 101–130.
Tucker, M.E., 2003. Sedimentary Rocks in the Field Department of Geological Sciences. University of Durham, UK, 252.
Van Buchem, F., Simmons, M.D., Droste, J. and Davies, R.B., 2011. Late Aptian to Turonian stratigraphy of the eastern Arabian Plate-depositional sequences and lithostratigraphic nomenclature. Petroleum Geoscience, 3, 17, 211–222.
Vincent, B., Van Buchem, F., Bulot, L., Jalali, M., Swennen, R., Hosseini, A. and Baghbani, D., 2015. Depositional sequences, diagenesis and structural control of the Albian to Turonian carbonate platform systems in coastal Fars (SW Iran). Marine Petroleum Geology, 63, 46-67.
Walker, R.G. and James, N.P., 1992. Facies models response to sea level changes. Geological Association of Canada, 409.
Wynd, A.G., 1965. Biofacies of the Iranian Oil Consortium Agreement area: Iranian Oil Operating Companies, Geological and Exploration Division, Report 1082, 89.
Ziegler, M.A., 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian Plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia, 6, 445–504.
غرق شدن ناگهانی پلاتفرم کربناتۀ کرتاسۀ پسین در حوضۀ رسوبی زاگرس مرکزی: مطالعۀ موردی از عضو شیلی لافان در یکی از میادین نفتی دشت آبادان، جنوب غربی ایران
مریم کیانی‌فرد1، علی حسین جلیلیان2و1 و ناصر ارزانی3
1. دانش‌آموخته کارشناسی ارشد، رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی، دانشگاه پیام نور، تهران، ایران
2. استادیار، گروه زمین‌شناسی دانشگاه پیام نور، تهران، ایران
3. استاد، گروه زمین‌شناسی دانشگاه پیام نور، تهران، ایران
چکیده
پیشروی سریع آب دریاها و غرق شدن پلاتفرم‌های کربناته یکی از رویدادهای مهم زمین‌شناسی کرتاسۀ پسین بعد از ناپیوستگی جهانی تورونین است. در بخش‌های مرکزی و شرقی حوضۀ رسوبی زاگرس، نهشته‌های حاصل از پیشروی دریای کرتاسۀ پسین بر روی سازند سروک با نام عضو لافان شناخته شده‌اند که متشکل از رسوبات شیلی همراه با لایه‌های نازک آهک رسی می‌باشد که در بعضی از میدان‌های نفتی جنوب ایران، سنگ‌پوش مخزن سازند سروک است. با استناد به جایگاه چینه‌نگاری عضو لافان در میان سازندهای سروک و ایلام و حضور زون زیستی Charophytes-Ostracods در این عضو، می‌توان سن کنیاسین را برای آن در نظر گرفت و از این نظر با سازند شیلی سورگاه در ناحیه لرستان هم‌ارز دانست. به‌منظور آگاهی از رویدادهای کرتاسۀ پسین در جنوب زاگرس مرکزی، به‌خصوص مطالعه شواهد تغییرات سطح آب دریا، داده‌های مربوط به عضو لافان در دو چاه از میدان نفتی آزادگان در دشت آبادان مورد بررسی قرار می‌گیرد. در مطالعۀ نمونه‌ها و پتروگرافی این واحد سنگ‌چینه‌ای، یک رخسارۀ شیلی و دو ریزرخسارۀ کربناته از نوع مادستون تا وکستون کاروفیتدار با بایوکلاست و وکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست شناخته شده‌اند. این ریزرخساره‌ها گواه نهشته شدن مجموعۀ رسوبات عضو لافان در محیط‌های متفاوتی از نوع حدواسط لب‌شور و بخش‌های عمیق‌تر دریا هستند. نتایج این تحقیق نشان داد که با پایین افتادن سطح آب دریا در زمان تورونین، بخش‌هایی از پلاتفرم کربناتۀ سازند سروک از آب خارج شد و امکان فعال شدن آبراهه‌ها در حواشی آن فراهم شد. با پیشروی دریای کرتاسۀ پسین بر روی سطح فرسایش یافتۀ متشکل از کربنات‌های سنومانین-تورونین و غرق شدن کانالهای حاصل از ورود آبراهه‌های ساحلی، محیط‌های حدواسط از جمله خلیج‌های دهانه‌ای به‌وجود آمدند. با اختلاط آب‌های شیرین و شور در این خلیج‌ها، رسوبات بخش پایینی عضو لافان در زمانی محدود بر جای گذاشته شدند که با افزایش سریع عمق آب ناشی از بالا آمدن سطح آب دریا و فرونشینی حوضه توسط رخساره‌های مربوط به بخش عمیق‌تر دریای باز (شیل پلاژیک) پوشانده شده‌اند. این تغییر ناگهانی و بدون واسطۀ نهشته‌های محیط حدواسط به رخساره‌های بخش عمیق‌تر دریا نشانۀ غرق شدن پلاتفرم کربناتۀ مناطق مرکزی زاگرس در کنیاسین است. شواهدی همچون قاعدۀ فرسایشی، توالی به‌سمت بالا عمیق‌شونده، فراوانی رخسارۀ مادستونی (شیل) و پیوستگی و پوشیده شدن با کربنات‌های دریایی نیز مؤید چنین نتیجه‌ای است. بررسی تغییرات عمودی ریزرخساره‌ها و شدت پرتو گامای نمودار چاه‌پیمایی بُرش‌های مورد مطالعه نشان می‌دهد که عضو لافان، دسته رخساره‌های تراز پایین2، دسته رخساره‌های پیش‌رونده3 و سطح حداکثر غرق‌شدگی4 یک سکانس رسوبی رده سوم (5-5/0 میلیون سال) را در بر می‌گیرد. این سکانس با ناپیوستگی فرسایشی آغاز و پس از تشکیل رسوبات خلیج دهانه‌ای و بخش‌های عمیق‌تر دریا توسط بخش زیرین کربنات‌های سازند ایلام (سانتونین) به‌عنوان دسته رخساره‌های تراز بالا5 تکمیل شده‌است.
واژه‌های کلیدی: غرق شدن پلاتفرم، کرتاسۀ پسین، عضو لافان، زاگرس مرکزی، دشت آبادان
Drowning of the Late Cretaceous carbonate platform in central Zagros basin: a case study from the shaley Laffan Member in one of the Oil Fields of Abadan Plain, SW Iran
Kiani Fard, M.1, Jalilian, A. H.2 and Arzani, N. 3
1. MSc.Graduated, sedimentology and sedimentary rocks, Geology department of Payame Noor University, Tehran, Iran
2. Assistant Professor, Geology department of Payame Noor University, Tehran, Iran
3. Professor, Geology department of Payame Noor University, Tehran, Iran
Abstract
Rapid sea-level rise and drowning of carbonate platforms is one of the important geological events in Late Cretaceous and after the Turonian global unconformity. This transgression in central and western Zagros Basin is represented as shaley sediments of the Laffan Member, which deposited over the Sarvak Formation. The stratigraphic position and the occurrence of the Charophytes-Ostracods biozone indicate the late Cretaceous, Coniacian age for the Laffan Member, which is stratigraphically equivalent to Surgah Formation in Lurestan area in the west of Iran. The Laffan Member is mainly shaley in lithology with intercalations of thin-bedded argillaceous limestones and is the caprock over the reservoir of the Sarvak Formation in some oil fields in SW Zagros. Microfacies, sedimentary environments, biostratigraphy and sequence stratigraphy ofthe Laffan Member in two wells of Azadegan Oil Field located in Abadan Plain were investigated in this study. Petrographic data revealed the presence of a shaley facies and two carbonate microfacies including charophitic mudstone-wackestone to bioclastic plantonicforaminiferal wackestone. These microfacies deposited intransitional-brackish to deep marine environments. Marine transgression over the eroded palaeotopography of the Cenomanian-Toronian carbonates resulted in estuaries as channels and transitional environments. In these estuaries, mixture of the fresh and marine waters resulted in deposition of the typical deposited of the lower parts of the Laffan Member and changed upward into the marine deposits of the upper parts of this Member.The sudden change of shallow-transitional facies to deep marine sediments in the Laffan Member indicates drowning of the carbonate platform of central Zagros Basin in Coniacian. Evidences like erosional base, deepening-upward sequence, frequency of mudstone facies (shale) and continuity with marine carbonates confirm this conclusion too. Investigation of vertical changes of the microfacies with gama-ray well log data indicate the Laffan Member is part of a sequence as lowstand deposits (LST), transgressive deposits (TST) which grade upwards into maximum flood surface (MFS) and high-stand deposits (HST) which comprise a third-order sequence. This sequence begins with erosional unconformity and after the formation of estuary and deep seasediments has been completed with the presence of the carbonate sediments of the lower part of the Ilam Formation (Santonian) which represents carbonate platform deposits of as a high sea-level and high-stand facies group (HST).
Keywords: Drowning of platform, Late Cretaceous, Laffan member, Central Zagros, Abadan plain
مقدمه
غرق شدن پلاتفرم‌های کربناته و تغییر ناگهانی در روند رسوب‌گذاری و تولید کربنات در کارخانه‌های آهک‌ساز، پدیده‌ای مهم در زمین‌شناسی است که با پیشروی سریع آب دریا و گسترش بدون واسطۀ رخساره‌های عمیق و آهک‌های پلاژیک بر روی کربنات‌های کم‌عمق و پهنه‌های کشندی مشخص می‌شود(Walker and James, 1992; Schlager et al., 1994; Mutti and Hallock, 2003; Marino and Santantonio, 2010; Brandano et al., 2016). وقوع این پدیده یکی از ویژگی‌های زمین‌شناسی بارز کرتاسۀ پسین در نقاط مختلف جهان است که بعد از ناپیوستگی جهانی تورونین و با پیشروی سریع و ناگهانی سطح آب دریا و رسوب‌گذاری رخساره‌های دریایی عمیق و نیمه عمیق بر روی رسوبات دریایی کم عمق و یا به‌طور هم‌زمان در جهت جانبی بر روی رسوبات قاره‌ای اتفاق افتاده است(Martinez and Hernandez, 1994; Sharland et al., 2001; Schlager, 2005). به‌منظور مطالعه تغییرات سطح آب دریا و شواهد مربوط به رسوب‌گذاری آن در رسوبات کرتاسۀ پسین زاگرس مرکزی، رسوبات عضو لافان که به‌طور مشخص بر روی ناپیوستگی تورونین (حدفاصل سازندهای سروک و ایلام) قرار دارد، در دو چاه از میدان نفتی آزادگان در دشت آبادان مورد بررسی قرار گرفته است. عضو لافان نخستین واحد سنگ‌چینه‌ای کرتاسۀ پسین در مناطق مرکزی و شرقی زاگرس، از جمله، فروافتادگی دزفول، دشت آبادان، فارس ساحلی و شمال خلیج فارس است (مطیعی، 1372؛ آقانباتی، 1383). در مناطق جنوبی خلیج فارس از جمله قطر، این واحد سنگ‌چینه‌ای با نام سازند شیلی لافان معرفی و شناخته می‌شود (Ziegler, 2001; Alsharhan and Nairn, 2003). بُرش الگوی این عضو در ایران در چاه شمارۀ هفت میدان نفتی بینک در شمال بندر گناوه انتخاب شده و شامل 5/84 متر شیل خاکستری مایل به سبز همراه با میان لایه‌های نازک آهک رسی است (مطیعی، 1372). به دلیل فقدان رخنمون‌های قابل دسترسی، سنگ‌شناسی بیشتر شیلی و ضخامت اندک در حفاری‌های انجام شده، تاکنون مطالعات زمین‌شناسی محدودی در مورد عضو لافان در ایران انجام شده است که آن هم بیشتر شامل بررسی‌های چینه‌نگاری است. در این مقاله سعی شده است با بررسی ریزرخساره‌ها، محیط رسوبی، زیست‌چینه‌نگاری و چینه‌نگاری سکانسی این عضو در میدان نفتی آزادگان در دشت آبادان، بخشی از تاریخچۀ تحولات کرتاسۀ پسین در زاگرس بازسازی شود. نتایج این پژوهش می‌تواند ضمن توضیح جنبه‌های مختلف زمین‌شناسی عضو لافان، در صنعت حفاری و برنامه‌ریزی برای بهره‌برداری از منابع نفتی جنوب ایران مفید فایده باشد.
روش مطالعه
اساس پژوهش حاضر بر مطالعات آزمایشگاهی (داده‌های پتروگرافی) و بررسی نمودارهای چاه‌پیمایی از نوع پرتو گاما استوار است. پس از جمع‌آوری داده‌های اولیه، تعداد 50 مقطع نازک از عضو لافان مربوط به دو چاه A و B از میدان نفتی آزادگان تهیه و مورد بررسی قرار گرفتند. ستبرای عضو لافان در چاه A حدود 11 متر و در چاه B نزدیک به 15 متر می‌باشد. نام‌گذاری سنگ‌های کربناته بر اساس طبقه‌بندی Dunham, (1962) صورت گرفته است. ریزرخساره‌های تعیین شده با ریزرخساره‌های استاندارد Flugel (2010) و زون‌های زیستی مشخص شده نیز با زون‌بندی Wynd (1965) و Khalili (1974) مقایسه شده‌اند.
زمین‌شناسی منطقه
میدان نفتی آزادگان در دشت آبادان و در جنوب شرقی حوضۀ میانرودان6(بین‌النهرین) قرار گرفته است که از نظر زمین‌شناسی پایانۀ شمالی سکوی عربی می‌باشد (شکل 1). به‌عبارتی‌دیگر دشت آبادان بین سپر عربی در جنوب غربی و کمربند چین‌خورده-راندگی زاگرس7 در شمال شرقی قرار گرفته است. زیر پهنۀ ساختاری دشت آبادان به‌واسطۀ وجود دو نوع ساختمان چین‌خورده مشخص می‌شود؛ یک سری چیـن‌هـای با شیب مـلایـم و رونـدهای شمال شرقی-جنوب غربی و شمالی-جنوبی که تحت تأثیر از روندهای پی‌سنگ عربی هستند و دیگری چینهای باز تا بسته با روند شمال غربی-جنوب شرقی که وابسته به کمربند چین‌خورده-راندگی زاگرس می‌باشند (سپه‌وند، 1390). میدان مورد مطالعه با روند شمالی-جنوبی در نزدیکی مرز ایران و عراق واقع شده است. تاقدیس‌های بزرگ با روند شمالی-جنوبی در دشت آبادان با تاقدیس‌های مشابه در جنوب عراق، شمال خلیج فارس و شرق ورقۀ عربی قابل مقایسه هستند(Beiranvand et al., 2007; Hollis and Sharp, 2011). بر پایۀ مطالعات تکتونیکی و ژئوفیزیکی، دشت آبادان با داشتن ویژگی‌هایی مثل تاقدیس‌های پوشیده شده با نهشته‌های عهد حاضر، ساختارهای هیدروکربنی با شیب ملایم، گسل‌های پی‌سنگی با روند شمالی-جنوبی، تکاپوهای تکتونیکی ناشی از تحرک گنبدهای نمکی شناخته می‌شود (Berberian,1995; Abdollahie-Fard et al., 2007; Alavi, 2007). یکی از رویدادهای قابل توجه در تاریخچۀ تکامل دشت آبادان، با شروع بسته شدن اقیانوس نئوتتیس و فرورانش پوستۀ اقیانوسی آن به زیر ورقۀ ایران مرکزی در کرتاسۀ پسین روی داده است که پیامد آن تبدیل بخش شمال شرقی ورقۀ عربی به یک حاشیۀ قاره‌ای فعال بود(Sharland et al., 2001;Sepehr and Cosgrove, 2004; Heydari, 2008; Piryaei et al., 2010, 2011). به گمان قوی چنین تغییری سبب فعالیت دوبارۀ گسل‌های پی‌سنگ، تحرک بیشتر نمک‌های سری هرمز و تشکیل ساختارهای با روند شمالی-جنوبی در دشت آبادان شده است (Assadi et al., 2016).
شکل 1. موقعیت میدان نفتی آزادگان و میدان‌ها مجاور آن در دشت آبادان؛ میدان مورد مطالعه با علامت ستاره مشخص شده است (Esrafili-Dizaji and Rahimpour-Bonab, 2019).
چینه‌نگاری منطقه
دشت آبادان یکی از ایالت‌های نفتی ایران با پتانسیل هیدروکربنی بالا است که به‌عنوان نمونه می‌توان به بعضی از میدان‌های نفتی بزرگ و خیلی بزرگ از جمله آزادگان، دارخوین و یادآوران در این ناحیه اشاره کرد (مطیعی، 1372). توالی رسوبی کرتاسه میانی در دشت آبادان شامل سازندهای کژدمی (آلبین) و سروک (سنومانین-تورونین) است که به‌ترتیب به‌عنوان سنگ منشأ و سنگ مخزن ایفای نقش می‌کنند. عضو شیلی لافان نخستین واحد سنگ‌چینه‌ای کرتاسه بالایی است که با ستبرای کم، ناپیوستگی تورونین را پوشانده است (شکل 2). در بعضی از میدان‌های نفتی جنوب ایران، این عضو به‌عنوان سنگ‌پوش مخزن سروک بالایی عمل می‌کند و با سازند سورگاه (کنیاسین) در منطقه لرستان هم‌ارز است (Alavi, 2004; Ghazban, 2007). مرز زیرین عضو لافان با سازند سروک بر ناپیوستگی در مرز کرتاسه میانی و بالایی منطبق است و مرز بالایی آن با سازند ایلام (سانتونین) پیوسته و تدریجی می‌باشد (Setudehnia, 1978; Sharland et al., 2001). ناپیوستگی یاد شده به‌عنوان پایان‌بخش توالی رسوبی سازند سروک مطرح و در مناطق گسترده‌ای از حوضه زاگرس شناخته شده است (Sharland et al., 2001; Razin et al., 2010; Van Buchem et al., 2011). توقف رسوب‌گذاری در تورونین را حاصل بالاآمدگی تکتونیکی ناشی از فرارانش8 افیولیت‌ها به روی لبه شمال شرقی ورقۀ عربی و پایین افتادن سطح آب دریا در آن زمان دانسته‌اند (Vincent et al., 2015). در توالی رسوبی ناحیۀ مورد مطالعه، بخشی از رسوبات تورونین (بخش بالایی سازند سروک) و کنیاسین (عضو لافان) تشخیص داده شده‌اند که می‌تواند نشانۀ کوتاه‌تر بودن مدت زمان ناپیوستگی در دشت آبادان نسبت به سایر نواحی زاگرس از جمله کوه بنگستان در فروافتادگی دزفول (Ghabeishavi et al., 2010) و شروع زودتر پیشروی آب دریا و رسوب‌گذاری عضو لافان باشد.
شکل 2. هم‌ارزی واحدهای سنگ‌چینه‌ای کرتاسه در مناطق مختلف زاگرس (با اندکی تغییرات از James and Wynd, 1965). جایگاه عضو شیلی لافان بر روی ناپیوستگی تورونین در میان سازندهای سروک و ایلام با مستطیل آبی رنگ مشخص شده است.
زیست‌چینه‌نگاری
Wynd, (1965) یک طرح چینه‌نگاری استاندارد را برای توالی‌های رسوبی تریاس تا پلیوسن در جنوب غربی ایران ارائه کرد. در مطالعات بعدی که توسط Khalili (1974)، Bolz, (1977) و Rahimpour-Bonab et al., (2013) بر روی توالی کربناتۀ کرتاسه انجام شده‌است، تقسیم‌بندی چینه‌نگاری Wynd, (1965) مورد ویرایش جزئی قرار گرفت. به‌عنوان نمونه، نتایج مطالعات Khalili, (1974) با طرح کلی زون‌های زیستی Wynd, (1965) مطابقت دارد و تنها در مواردی معدود، زون زیستی جدید معرفی شده‌است. در این پژوهش، زیست‌چینه‌نگاری بخش بالایی سازند سروک (تورونین پیشین) و عضو لافان، با هدف تعیین مرز این دو واحد سنگ‌چینه‌ای در میدان نفتی آزادگان مطالعه شده‌است. در توالی مورد نظر، دو زون زیستی شناسایی شده که زون زیستی شماره 1 متعلق به بخش بالایی سازند سروک و زون زیستی شماره 2 متعلق به عضو لافان می‌باشد. زون‌های زیستی شناسایی شده با زون‌های زیستی ارائه شده توسط Wynd, (1965) و Khalili, (1974) مقایسه شده و با سایر مطالعات انجام شده نیز مطابقت داده شده‌اند.
زون زیستی شماره 1: Nezzazatinella-Dicyclina assemblage zone
این زون زیستی بین اعماق 2630 تا 2665 متری به ضخامت 35 متر در چاه A و اعماق 2645 تا 2685 متری به ضخامت 40 متر در چاه B شناسایی شده‌است. زون زیستی یاد شده، آخرین زون زیستی سازند سروک است که در رأس این سازند تشخیص داده شده است. این زون زیستی بین دو سطح ناپیوستگی مهم سنومانین-تورونین در زیر و تورونین میانی در بالا محدود شده است. زون زیستی یاد شده معادل با بیوزون شماره 29 Wynd, (1965) می‌باشد. در طرح زیست‌چینه‌نگاری Wynd, (1965)، زون زیستی Valvulammina-Dicyclina Assemblage Zone را که فونای شاخص آن Valvulammia spp. و Dicyclina spp. است، برای بالاترین بخش سازند سروک معرفی و زمان آن نیز تورونین تعیین شده است. در اغلب مطالعات بعدی از جمله Bourgeois, (1969)، Khalili, (1974) و Bolz, (1977) نیز به این موضوع اشاره و پذیرفته شده‌است. با توجه به این که با شروع این زون زیستی، جنس‌های شاخص سنومانین نظیر خانواده آلوئولینیده ناپدید می‌شوند و گونه Moncharmontia apenninica ظهور می‌کند و همچنین با توجه به فراوانی Nezzazatinella picardi و Dicyclina schlumbergeri، سن این زون زیستی تورونین تعیین شد. ضخامت کم این زون زیستی و شواهد دیاژنزی از جمله اثرات انحلال و افق‌های اکسید آهن در بالای این زون می‌تواند بیانگر وجود ناپیوستگی تورونین میانی در میدان نفتی آزادگان باشد. در واقع ناپیوستگی تورونین میانی باعث فرسایش بخشی از نهشته‌های سازند سروک و کاهش ضخامت آن شده است (Setudehnia, 1978; Assadi et al., 2016). برخی از میکروفسیلهای شناسایی شده در این زون به شرح زیر می‌باشند:
Nezzazatinella picardi, Dicyclina schlumbergeri, Moncharmontia apenninica, Rotalia skourensis, Textrularia spp., Nezzazata conica concava, Mangashtia viennoti,Quinqueloculina spp., (شکل 3-a6-a1).
زون زیستی شماره 2 : Charophytes-Ostracods zone
این زون زیستی بین اعماق 2619 تا 2630 متری با ضخامت 11 متر در چاه A و اعماق 2630 تا 2645 متری با ضخامت 15 متر در چاه B شناسایی شده‌است. زون زیستی یاد شده که با زون زیستی
Chara-Ostracods Khalili, (1974) مطابقت دارد، با فراوانی کاروفیت و درصد کمتر اُستراکود مشخص می‌شود. این زون زیستی که به‌عنوان زون زیستی عضو لافان محسوب شده است، بین بخش بالایی سازند سروک و قاعده سازند ایلام محدود می‌باشد. نکته مهم این که مرز فرسایشی بین زون زیستی حاضر و زون زیستی شماره 29 Wynd, (1965) با ناپیوستگی میان سازند سروک و عضو لافان مطابقت دارد و با افزایش ناگهانی مقدار پرتو گاما مشخص است و از فرسایش رسوبات پیشین و فراوانی کانی‌های رسی حکایت می‌کند. با توجه به تعیین زمان کنیاسین برای زون زیستی Chara-Ostracods توسط Khalili, (1974) و جایگاه چینه‌نگاری عضو لافان، پیشنهاد سن کنیاسین برای این عضو منطقی به نظر می‌رسد. نتایج حاصل از مطالعات Bolz, (1977)، Athersuch, (1994) و Alsharhan and Nairn, (1997) نیز این موضوع را تأیید می‌کنند. میکروفسیلهای شناسایی شده در این زون زیستی عبارتند از:Charophyte algae, Ostracods, Echinoids debris, Rotalia skourensis, Heterohelix sp., Oligosteginids, Murichohedbergella sp., Praeglobotruncana sp., (شکل 3-b6-b1).
شکل 3. میکروفسیلهای شاخص بخش بالایی سازند سروک و عضو لافان در میدان نفتی آزادگان.
(BZ2): (b1-b6) زون زیستی عضو لافان ؛(a1-a6):(BZ1) زون زیستی بخش بالایی سازند سروک
BZ1 (Nezzazatinella-Dicyclina Assemblage Zone): a1Nezzazatinella picardi;a2 Dicyclina schlumbergeri;
a3 Quinqueloculina sp.;a4 Nezzazata conica; a5 Moncharmontia apenninica; a6 Textularia spp.
BZ2 (Charophytes-Ostracods Zone):b1 Charophyta algae;b2 Rotalia skourensis; b3 Ostracods shells; b4 Oligosteginids;b5 Heterohelix sp.; b6 Murichohedbergella sp.
شرح و تفسیر ریزرخساره‌های عضو لافان
بر اساس مطالعات میکروسکوپی نمونه‌ها، یک رخساره آواری و دو ریزرخساره کربناته در عضو لافان میدان نفتی آزادگان شناسایی شدند که در زیر جنبه‌های مختلف آنها توصیف و تا حد امکان محیط تشکیل آنها تفسیر شده است.
شیل9
این رخساره در قاعدۀ توالی رسوبی عضو لافان و در مرز این عضو با سازند سروک گسترش قابل توجهی دارد که نشانۀ ورود آواری‌های دانه‌ریز به حوضه در زمان اُفت نسبی سطح آب دریا است. در پتروگرافی نمونه‌های این رخساره شواهدی از حضور و تمرکز رس‌ها دیده می‌شود (شکل 4-a). بر اساس فراوانی رس‌ها می‌توان این رخساره را تحت عنوان شیل رسی معرفی کرد. رخسارۀ شیلی مورد بحث، در اصل مادستون‌هایی است که در قالب بار معلق رودخانه‌ها و آبراهه‌های منشعب از آنها به دشت ساحلی و نواحی کم عمق پلاتفرم منتقل و نهشته شده‌اند (Nichols and Biggs, 1985; Nichols, 2009). برخی نمونه‌های شیلی، مادستون‌هاي آهکی و یا مارن‌هایی هستند که به دلیل تراکم زیاد در هم فشرده و متورق شده‌اند. این رخساره با افزایش ناگهانی در منحنی نمودار پرتو گاما مشخص است. مقدار زیاد پرتو گاما می‌تواند دلیل بر حضور شیل و فلدسپات‌های پتاسیم، میکا و یا آب‌های غنی از اورانیوم باشد (موحد، 1389). لازم به ذکر است که نگاره پرتو گاما در کل توالی عضو لافان، لایه‌هایی با مقادیر بیشتر از 10 درصد محتوای رس را نشان می‌دهد که این لایه‌ها بسته به میزان پرتو گاما، نشان‌دهنده شیل (مادستون رسی) یا مادستون آهکی هستند. با توجه به بافت سنگ و همچنین موقعیت چینه‌نگاری این رخساره، می‌توان محیط تشکیل آن را به آبراهه‌ها و کانالهای ساحلی نسبت داد (Boggs, 2009; Nazeer et al., 2016).
مادستون تا وکستون کاروفیتدار با بایوکلاست10
آلوکم اصلی این ریزرخساره جلبک‌های کاروفیت هستند که به‌صورت پراکنده در یک زمینه میکرایتی (گل آهکی) مشاهده می‌شوند. از اجزای فرعی نیز اُستراکودها به میزان خیلی کم حضور دارند (شکل4-b و c). ریزرخساره یاد شده به‌صورت محدود در بخش پایینی عضو لافان رسوب‌گذاری کرده است. حضور جلبک‌های کاروفیت به همراه اُستراکودها بیانگر محیط‌های نیمه محصور و به‌نسبت آرام با عمق کم و تحت نفوذ نور می‌باشند (Kelman et al., 2003; Leliaert et al., 2012). جلبک‌های کاروفیت از نظر فیزیولوژی و زیستی شباهت زیادی به جلبک‌های سبز دارند، ولی از نظر مورفولوژی با آنها متفاوت هستند. کاروفیت‌ها از خانواده جلبک‌های کاراسه‌آ هستند و اندازه آنها از چند سانتی‌متر تا یک متر هم می‌رسد (خسروتهرانی، 1386). جلبک‌های کاروفیت شاخص آب‌های شیرین تا لب‌شور (رقیق‌تر از آب دریا) می‌باشند(Berger and Kaever, 1992; Bucur and Sasaran, 2005; Flugel, 2010) و به‌عنوان شاخص محیط‌های حدواسط شناخته شده‌اند (Khalili, 1974; De Vries and Archibald, 2018). میزان کل املاح جامد در آب‌های لب‌شور ppm 000/5-500 و در آب‌های دریایی بیش از ppm 000/5 تعیین شده است (Prothero and Schwab, 2014). با توجه به بررسی‌های صورت گرفته، محیط تشکیل این جلبک‌ها، خلیج‌های دهانه‌ای در نظر گرفته شده‌است.
وکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست11
این ریزرخساره فابریک گل پشتیبان (آهک شیلی) دارد و آلوکم‌های اصلی آن شامل فرامینیفرهای پلانکتون (هتروهلیکس و موریکو هدبرگلا)، الیگوستژین‌ها، خرده‌های اکینودرم، دوکفه‌ای‌های کوچک و سوزن اسفنج می‌باشند. از اجزای فرعی می‌توان به اُستراکود، تکستولاریا و روتالیاهای کوچک اشاره کرد (شکل 4-d,e,f). این ریزرخساره بخش بالایی توالی رسوبی عضو لافان تا مرز سازند ایلام در ناحیه مورد مطالعه را شامل می‌شود. حضور فونای پلانکتونیک، الیگوستژین‌ها و سوزن اسفنج، فابریک گل غالب و فقدان بایوکلاستهای درشت در این ریزرخساره نشان‌دهنده رسوب‌گذاری در زیر سطح اثر امواج توفانی12 و در محیطی کم اکسیژن و با انرژی پایین است Burchette and Wright, 1992; Tucker, 2003)). محیط تشکیل این ریزرخساره به دلیل عمق زیاد، خارج از گستره نفوذ نور بوده است؛ بنابراین موجودات کف‌زی نمی‌توانسته‌اند در آن رشد کنند (Flugel, 2010). همچنین در بین طبقات آهکی این بخش، رس به‌صورت شیل و مارن مشاهده می‌شود. فرآیند مهم دیاژنزی در این ریزرخساره، پیریتی شدن است که خود مؤید یک محیط احیایی است. این فرآیند که توسط باکتری‌های احیا‌کننده سولفات‌ها در حضور مواد آلی و در شرایط فاقد اکسیژن رخ می‌دهد، دلیل دیگری بر تشکیل این ریزرخساره در زیر منطقه نفوذ نور می‌باشد (Tucker, 2003). با توجه به این توصیف‌ها، ریزرخساره یاد شده به بخش‌های عمیق‌تر دریای باز تعلق دارد و معادل RMF5 Flugel, (2010) است. مشابه این ریزرخساره توسط غبیشاوی (1387) در نمونه‌های سازند ایلام در تاقدیس بنگستان و میدان پارسی در خوزستان گزارش شده‌است.
محیط رسوبی عضو لافان
شواهد به‌دست‌آمده از مطالعه توالی رسوبی عضو لافان در بُرش‌های مختلف میدان نفتی آزادگان گویای تغییرات محیطی قابل‌توجهی در کرتاسه پسین این ناحیه است. حضور رخساره شیل و میکروفسیلهای آب شیرین تا لب‌شور به ترتیب در قاعده و بخش پایینی و میکروفسیلهای دریای باز در بخش بالایی عضو لافان به‌خوبی گواه این ادعا است. با توجه به چیدمان رخساره‌ها و موقعیت رخساره شیلی در ستون سنگ‌شناسی، به نظر می‌رسد که مجموعه نهشته‌های شیلی عضو لافان در دو شرایط محیطی متفاوت تشکیل شده‌اند. شیل‌های موجود در قاعده عضو لافان در زمان پایین بودن سطح نسبی آب دریا و در نتیجه انتقال بار معلق رودخانه‌ها نهشته شده‌اند؛ در مقابل میان لایه‌های شیلی بخش بالایی که با آهک‌های پلاژیک و رسوبات بخش عمیق‌تر دریا همراه هستند، در زمان بیشترین پیشروی و غرق شدن پلاتفرم تشکیل شده‌اند. با استناد به توصیف و تفسیر ریزرخساره‌های شناخته شده و جایگاه چینهای عضو لافان در میان کربنات‌های پلاتفرمی سازندهای سروک و ایلام می‌توان تغییر مشخص کانالهای ساحلی به یک محیط حدواسط به‌نسبت کوتاه مدت و سپس تثبیت شرایط دریایی را استنباط کرد.
شکل 4. تصاویر میکروسکوپی ریزرخساره‌های عضو لافان در میدان نفتی آزادگان.
(a رخساره شیلی (عمق 2629 متر در چاه A، نور XPL)، b) مادستون تا وکستون کاروفیتدار با بایوکلاست (عمق 2642 متر در چاه B، نور XPL)، (c مادستون تا وکستون کاروفیتدار با بایوکلاست؛ در این تصویر بُرش طولی جلبک کاروفیت مشاهده می‌شود (عمق 2626 متر در چاه A، نور XPL)،(d وکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست؛ الیگوستژین با پیکان مشخص شده‌است (عمق 2623 متر در چاه A، نور (XPL، (eوکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست؛ فرامینیفر پلانکتونیک (هتروهلیکس) با پیکان مشخص شده‌است (عمق 2632 متر در چاه B، نور (XPL،(f وکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست؛ فرامینیفر پلانکتونیک (موریکو هدبرگلا) با پیکان مشخص شده است (عمق 2620 متر در چاه A، نور (XPL
با عملکرد رویداد تکتونیکی تورونین و فاز فرسایشی ناشی از آن، بخش عمده‌ای از مناطق مرکزی و شرقی حوضه زاگرس از آب خارج شد و بخشی از کربنات‌های بخش بالایی سازند سروک دچار فرسایش شدند (Piryaei et al., 2010). در چنین شرایطی آبراهه‌های مختلف در حاشیه حوضه فعال شده و کانالهای حفر شده13توسط آنها گسترش یافتند. داده‌های لرزه‌ای، وجود چنین کانال‌هایی در بالای سازند سروک و معادل‌های آن در نواحی مختلف را تأیید کرده‌اند (Hassanzadeh Azar et al., 2009; Honarmand et al., 2009; Hashemi et al., 2014). وجود نهشته‌های کانالی در بخش بالای سازند سروک در میدان نفتی آزادگان با استناد به داده‌های لرزه‌ای نیز به‌عنوان یکی از عوارض رسوبی مرتبط با رویداد تورونین شناخته شده‌اند (هنرمند و مداحی، 1390؛ Abdollahie Fard et al., 2006) (شکل 5). بالاآمدگی به‌نسبت سریع سطح آب دریا در زمان کنیاسین (Golonka and Kiessling, 2002; Simmons et al., 2007) هم‌زمان با فرونشست حاشیه شمال شرقی ورقۀ عربی (Burchette, 1993; Sharland et al., 2001) سبب غرق‌شدن آبراهه‌ها و اختلاط آب‌های شور و شیرین شد. به‌عبارت‌دیگر، با پیشروی دریای کرتاسۀ پسین بر روی کربنات‌های فرسایش‌یافتۀ سازند سروک، امکان ته‌نشست بخش پایینی توالی لافان در یک محیط حدواسط از نوع خلیج دهانه‌ای با آب لب‌شور فراهم شد (Einsele, 2000; Boggs, 2009).
شکل 5 .(a کانال‌ها و دره‌های حفرشده در رأس سازند سروک در تاقدیس آزادگان که توسط رسوبات کانالی پر شده‌اند، (b نیمرخ لرزه‌ای تاقدیس آزادگان، به کانال شناخته‌شده (دایرۀ سیاه) در بخش میانی تصویر توجه کنید. این کانال‌ها منعکس‌کنندۀ فعالیت‌هایی هستند که به علت پایین آمدن سطح آب دریا و فرسایش بعد از تورونین رخ داده‌اند(Abdollahie Fard et al., 2006)
به‌دلیل آهنگ بالای افزایش سطح نسبی آب دریا و فضای رسوب‌گذاری در زمانی به‌نسبت کوتاه شرایط کاملاً دریایی حکمفرما شد و رخساره‌های وابسته به بخش عمیق‌تر دریا در بخش بالایی توالی رسوبی لافان نهشته شدند. تغییر ناگهانی و بدون واسطۀ نهشته‌های کم‌عمق خلیج دهانه‌ای به رخساره‌های پلاژیک و بخش‌های عمیق‌تر دریا نشانۀ افزایش سریع عمق حوضه و غرق‌شدن ناگهانی پلاتفرم است (Schlager, 2005; Flugel, 2010). ادامۀ بالا بودن سطح آب دریا و تثبیت دوبارۀ پلاتفرم کرتاسۀ پسین به رسوب‌گذاری کربنات‌های سازند ایلام منتهی شد. ملاحظۀ شواهدی همچون قاعدۀ فرسایشی، توالی به‌سمت بالا عمیق‌شونده، فراوانی رخسارۀ مادستونی (شیل) و پیوستگی و پوشیده‌شدن با کربنات‌های دریایی نشان‌دهندۀ چنین نتیجه‌ای است. مدل رسوبی پیشنهادی برای عضو لافان در شکل 6 نشان داده شده‌است.
شكل 6. مدل پيشنهادي براي محیط رسوبي عضو لافان در ميدان نفتی آزادگان، (a مدل رسوبی خلیج دهانه‌ای؛ با شروع بالا آمدن سطح آب دریا و اختلاط آب شیرین رودخانه با آب‌شور دریا، این محیط حدواسط و لب‌شور شکل گرفته است،(b ادامۀ پیشروی سریع سطح آب دریا و پوشیده‌شدن کانالهای رودخانه که در نهایت به غرق‌شدن ناگهانی پلاتفرم و تشکیل رسوبات بخش‌های عمیق‌تر دریا منجر شد
چینه‌نگاری سکانسی عضو لافان
بررسی تغییرات عمودی ریزرخساره‌ها و شدت پرتو گامای نمودار چاه‌پیمایی عضو لافان در میدان نفتی آزادگان نشان می‌دهد که این عضو، بخشی از یک سکانس رسوبی ردۀ سوم است (شکل 7). سکانس‌های رسوبی ردۀ سوم در مدت زمان 5-5/0 میلیون سال تشکیل می‌شوند و معمولاً تا صدها متر ضخامت دارند و به تغییرات محلی و ناحیه‌ای نسبت داده می‌شوند (Catuneanu et al., 2012). مرز زیرین این سکانس رسوبی بر ناپیوستگی میان عضو لافان و سازند سروک منطبق است و از نوع SB1 می‌باشد. کانالهای حفر شده در مرز عضو لافان و سازند سروک و رخسارۀ شیلی قاعدۀ این عضو به‌عنوان دسته رخساره‌های تراز پایین سطح آب دریا در نظر گرفته شده‌اند. بخش عمدۀ نهشته‌های عضو لافان هم‌زمان با خیزش سطح آب دریا تشکیل شده و جزو دسته رخساره‌های پیش‌رونده هستند. ریزرخساره مادستون تا وکستون کاروفیتدار با بایوکلاست حاصل از خلیج‌های دهانه‌ای معرف این بخش از دسته رخساره‌های سکانس مورد نظر است. در مطالعات چینه‌نگاری سکانسی، رسوبات خلیج‌های دهانه‌ای بخش آغازین دسته رخساره‌های پیش‌رونده را تشکیل می‌دهند
(Reinson, 1992). خلیج‌های دهانه‌ای یکی از محیط‌های موقت مرتبط با سواحل و سیستم‌های رسوبی پیش‌رونده هستند که در نتیجۀ غرق‌شدن کانال رودخانه‌ها در اثر بالاآمدگی سریع سطح آب دریا تشکیل می‌شوند و در مدت زمان محدود، هم‌زمان و یا اندکی پس از پیشروی آب دریا فعال می‌باشند
(Dalrymple et al., 1992, Nichols, 2009).
شكل 7. نمودار گاما، ستون سنگ‌شناسی و چینه‌نگاری سکانسی بخشی از توالی رسوبی کرتاسۀ میانی-بالایی در چاه Bمیدان نفتی آزادگان؛ به موقعیت عضو شیلی لافان در اعماق 2630 تا 2645 متر توجه کنید که با افزایش قابل توجه پرتو گاما از واحدهای زیرین و بالایی خود قابل تفکیک است.
با این وصف، می‌توان گسترش جغرافیایی محدود و حضور پراکندۀ عضو لافان (Sharland et al., 2001) را به شرایط تشکیل و نوع محیط رسوبی آن مربوط دانست. افزون بر این، بالاآمدگی سریع سطح آب دریا در چرخه‌های ردۀ سوم سیستم‌های کربناتۀ استوایی نیز منجر به ستبرای اندک دسته رخساره‌های پیش‌رونده می‌شود (Schlager, 2005) که ضخامت کم عضو لافان در نواحی مختلف نشان‌دهندۀ مطلب اخیر است. بخش پایانی دسته رخساره‌های پیش‌رونده را رخساره وکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست تشکیل داده است که با تثبیت کامل شرایط دریایی و غرقۀشدن پلاتفرم نهشته شده‌است. سطح حداکثر غرق‌شدگی (MFS) توالی مورد مطالعه بر بالاترین بخش عضو لافان و بیشترین شدت پرتو گاما منطبق است. از این سطح به بعد، افزایش محسوس محتوای آهک نمونه‌ها و کاهش شدت پرتو گاما نشان از حضور کربنات‌های پلاتفرمی سازند ایلام (سانتونین) به‌عنوان دسته رخساره‌های تراز بالا دارد. در مجموع، این سکانس رسوبی ردۀ سوم سن تورونین پسین؟-سانتونین دارد و با بخش آغازین مگاسکانس AP9 در صفحه عربی Sharland et al., (2001) هم‌ارز است (شکل 8).
شکل 8 . هم‌ارزی توالی رسوبی آلبین-کنیاسین در بخش‌های مختلف حوضۀ زاگرس و صفحۀ عربی (با تغییراتی از
(Sharland et al., 2001; Hollis, 2011
نتیجه‌گیری
بر اساس مطالعات صورت گرفته بر روی عضو لافان در میدان نفتی آزادگان نتایج زیر حاصل شده‌است:
1- عضو شیلی لافان با ستبرای اندک و گسترش جغرافیایی پراکنده، سنگ‌پوش مخزن سازند سروک است.
2- مرز زیرین عضو لافان با سازند سروک در بُرش مطالعه شده، بر ناپیوستگی تورونین در مرز کرتاسۀ میانی-بالایی منطبق می‌باشد و مرز بالایی آن با سازند ایلام پیوسته و تدریجی است.
3- در مطالعات پتروگرافی توالی رسوبی عضو لافان، یک رخسارۀ شیلی و دو ریزرخساره کربناته از نوع مادستون تا وکستون کاروفیتدار با بایوکلاست و وکستون فرامینیفر پلانکتونیک‌دار با بایوکلاست شناخته شدند. این ریزرخساره‌ها بیانگر نهشته‌شدن مجموعۀ رسوبات عضو لافان در محیط‌های متفاوتی از نوع حدواسط لب‌شور و بخش عمیق‌تر دریا هستند.
4- پوشانده‌شدن مستقیم و بدون واسطۀ رسوبات کم‌عمق خلیج دهانه‌ای با رخساره‌های پلاژیک و بخش‌های عمیق‌تر دریا حاکی از پیشروی سریع آب دریا و غرق‌شدن ناگهانی بخش‌هایی از پلاتفرم کربناتۀ زاگرس مرکزی در کرتاسۀ پسین است.
5- مطالعات زیست‌چینه‌نگاری نمونه‌های مختلف عضو لافان و بخش بالایی سازند سروک در میدان نفتی آزادگان به شناسایی دو زون زیستی انجامید. زون زیستی Nezzazatinella-Dicyclina Assemblage Zone متعلق به زمان تورونین پیشین در بخش بالایی سازند سروک و زون زیستی Charophytes-Ostracods Zone به سن کنیاسین در عضو لافان می‌باشد.
6- تغییرات عمودی ریزرخساره‌ها و نمودار شدت پرتو گامای توالی عضو لافان نشان داد که این عضو بخشی از یک سکانس رسوبی ردۀ سوم است. این داده‌ها گواه آن هستند که دسته رخساره‌های تراز پایین، دسته رخساره‌های پیش‌رونده و سطح حداکثر غرق‌شدگی سکانس یاد شده در گستره عضو لافان قرار می‌گیرند و دسته رخساره‌های تراز بالا را کربنات‌های بخش زیرین سازند ایلام تشکیل می‌دهند.
7- سکانس رسوبی در برگیرندۀ عضو لافان به زمان تورونین پسین؟-سانتونین تعلق دارد و با بخش آغازین مگاسکانس AP9 در صفحه عربی هم‌ارزاست.
منابع
آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 708. ##خسروتهرانی، خ.، 1386. رخساره‌های میکروسکوپی (میکروفاسیس‌ها)، انتشارات دانشگاه تهران، جلد 1، 498. ## سپه‌وند، س.، 1390. گزارش تکمیلی زمین‌شناسی چاه اکتشافی آزادگان-10، مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران، 48. ## غبیشاوی، ع.، 1387. چینه‌شناسی سازندهای سروک و ایلام در تاقدیس بنگستان و میدان پارسی. پایان‌نامۀ دکتری، دانشکده علوم دانشگاه اصفهان، 195. ## مطیعی، ه.، 1372. چینه‌شناسی زاگرس: طرح تدوین کتاب، سازمان زمین‌شناسی و اکتشاف معدنی کشور، 536. ## موحد، ب.، 1389. مبانی چاه‌پیمایی، انتشارات دانشگاه صنعتی امیرکبیر، 330. ## هنرمند، ج. و مداحی،ا.، 1390. ارتباط رخساره‌های رسوبی با گسترش فرآیندهای دیاژنزی و کیفیت مخزنی بخش بالایی سازند سروک در یکی از میادین بزرگ نفتی، جنوب غربی ایران. پژوهشهای چینه‌نگاری و رسوب‌شناسی. 42، 115-98. ## Abdollahie Fard, I., Braathen, A., Mokhtari, M. and Alavi, S.A., 2006. Interaction of the Zagros Fold–Thrust Belt and the Arabian-type, deep-seated folds in the Abadan Plain and the Dezful Embayment, SW Iran. Petroleum GeoScience, 12, 347-362. ## Abdollahie-Fard, I., Mokhtari, M. and Alavi, S.A., 2007. The main structural elements of the Abadan Plain (SW Iran) and the N. Persian Gulf based on the integrated geophysical data. Geophysics Researches Abstract, 111-146. ## Alavi, M., 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and proforland evolution. American Journal of Sciences, 304, 1-20. ## Alavi, M., 2007. Structures of the Zagros fold–thrust belt in Iran. American Journal of Science, 307, 1064–1095. ## Alsharhan, A.S. and Nairn, A.E.M., 1997. Sedimentary Basins and Petroleum Geology of the Middle East. Elsevier, Amsterdam, 843. ## Alsharhan, A.S. and Nairn, A.E.M., 2003. Sedimentary Basins and Petroleum Geology of the Middle East (Second Impression). Elsevier, Amsterdam, 940. ##Assadi, A., Honarmand, J., Moallemi, S.A. and Abdollahie-Fard, I., 2016. Depositional environments and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in an oil field in the Abadan Plain, SW Iran. Facies, 62, 22. ## Athersuch, J., 1994. The Biostratigraphic Significance of Cretaceous Ostracods from the Arabian Gulf. In M.D. Simmons (Ed.), Micropalaeontology and Hydrocarbon Exploration in the Middle East. Chapman and Hall, 253-271. ## Beiranvand, B., Ahmadi, A. and Sharafodin, M., 2007. Mapping and classifying flow units in the upper part of the mid-Cretaceous Sarvak formation (Western Dezful Embayment, SWIran) based on a determination of the reservoir types. Journal of Petroleum Geology, 30, 357–373. ## Berberian, M., 1995. Master “blind” thrust faults hidden under the Zagros folds: active basement tectonics and surface morphotectonics. Tectonophysics, 241, 193-224. ## Berger, S. and Kaever, J., 1992. Dasycladales: An illustrated monograph of a fascinating algal order. Thieme, Stuttgart, 247. ## Boggs, S., 2009. Petrology of Sedimentary Rocks. Cambridge University Press, 600. ## Bolz, H., 1977. Reappraisal of biozonation on the Bangestan Group (Late Aptian-Early Companian) of south west Iran. OilService Company of Iran, Report NO. 1252, Tehran, 112, (unpublished). ## Bourgeoist, F., 1969. Kuh-e-Bangestan, a model for Cretaceous structure in Iran: Iranian Oil Operating Companies, Geological and Exploration Division, Report 89, 76. ## Brandano, M., Corda, L., Tomassetti, L. and Tagliavento, M., 2016. Frequency analysis across the drowning of a lower Jurassic Carbonate Platform: the Calcare Massiccio formation (Apennines, Italy). Marine Petroleum Geology, 78, 606–620. ## Bucur, I.I. and Sasaran, E., 2005. Relationship between algae and environment: an Early Cretaceous case study, Trasc ˘au Mountains, Romania. Facies, 51, 274–286. ## Burchette, T.P. and Wright, V.P., 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79, 3-57. ## Burchette, T.P., 1993. Mishrif Formation (Cenomanian–Turonian), southern Arabian Gulf: Carbonate platform growth along a cratonic basin margin. In: Simo J. A. T. Scott R.W. and Masse J. P. (Eds.), Cretaceous carbonate platforms. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 56, 185–199. ## Catuneanu, O., Martins, N.M.A. and Ericsson, P., 2012. Sequence stratigraphic framework and application to the Precambrian. Marine Petroleum Geology, 33, 26-33. ## Dalrymple, R.W., Zaitlin, B.A. and Boyd, R., 1992. A conceptual model of estuarine sedimentation. Journal of Sedimentary Petrology, 62, 1130-1146. ## De Vries, J. and Archibald, J.M., 2018. Plant evolution: landmarks on the path to terrestrial life. The New Phytologist, 217, 4, 1428–1434. ## Dunham, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to their depositional texture. In: Ham W. E. (Ed.), Classification of Carbonate Rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 1, 108-121. ## Einsele, G., 2000. Sedimentary Basins Evolution, Facies, and Sediment Budget (2nd Edition). Springer-Verlag, Berlin, 628. ## Esrafili-Dizaji, B. and Rahimpour-Bonab, H. 2019. Carbonate reservoir rocks at giant oil and gas fields in sw Iran and the adjacent offshore: a review of stratigraphic occurrence. Journal of Petroleum Geology, 42, 4, 343-370## Flugel, E., 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application. Springer-Verlag, Berlin, 984. ## Ghabeishavi, A., Vaziri-Moghaddam, H., Taheri, A. and Taati, F., 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline, SW Iran. Journal of Asian Earth Science, 37, 275–285. ## Ghazban, F., 2007. Petroleum Geology of the Persian Gulf. Tehran University Press, 707. ## Golonka, J. and Kiessling, W., 2002. Phanerozoic Time Scale and definition of time slices. Society of Economic Paleontologist and Mineralogist, Special Publication, 72, 11-20. ## Hashemi, S., Javaherian, A., Ataee-pour, M., Tahmasebi, P. and Khoshhal, H., 2014. Channel characterization using multiple-point geostatistics, neural network, and modern analogy: a case study from a carbonate reservoir, southwest Iran. Journal of Application Geophysics, 111, 47-58. ## Hassanzadeh Azar, J.M., Nabi-Bidhendi, A., Javaherian, A. and Pishvaie, M.R., 2009. Integrated seismic attributes to characterize a widely distributed carbonate clastic deposit system in Khuzestan Province, SW Iran. Journal of Geophysics and Engineering, 6, 162-171. ## Heydari, E., 2008. Tectonic versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountain of Iran. Tectonophysics, 451, 56-70. ## Hollis, C., 2011. Diagenetic controls on reservoir properties ofcarbonate successions within the Albian–Turonian of the Arabian Plate. Petroleum Geoscience, 17, 3, 223–241. ## Hollis, C. and Sharp, I., 2011. Albian-Cenomanian-Turonian carbonate-siliciclastic systems of the Arabian Plate: advances in diagenesis, structure and reservoir modeling. Petroleum Geoscience, 17, 207-209. ## Honarmand, J., Nemati, M. and Monibi, S., 2009. Geological reservoir study of the Sarvak and Gadvan Formations in the Azadegan and Juffair Fields, wells AZN-8 and JR-4. Research Institute of Petroleum Industry, Unpublished Report, 174. ## James, G.A. and Wynd, J.G., 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49, 12, 2182-2245. ## Kelman, R., Feist, M., Trewin, N.H. and Hass, H., 2003. Charophyte algae from the Rhynie chert. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 94, 4, 445–455. ## Khalili, M., 1974. The biostratigraphic synthesis of Bangestan Group in southwest Iran: Iranian Oil Operating Companies, Geological and Exploration Division, Report 1219, 76. ## Leliaert, F., Smith, D.R., Moreau, H., Herron, M.D., Verbruggen, H., Delwiche, C.F. and De Clerck, O., 2012. Phylogeny and molecular evolution of the green algae. Critical Reviews in Plant Sciences, 31, 1–46. ## Marino, M. and Santantonio, M., 2010. Understanding the geological record of carbonate platform drowning across riftedTethyan margins: Examples from the Lower Jurassic of the Apennines andSicily (Italy). Sedimentary Geology, 225, 116–137. ## Martinez, J.I. and Hernandez, R.R., 1994. Evolution and drowning of the late cretaceous Venezuelan carbonateplatform. Journal of South American Earth Sciences, 5, 2, 197-210. ## Mutti, M. and Hallock, P., 2003. Carbonate systems along nutrient and temperature gradients: some sedimentological and geochemical constraints. International Journal of Earth Science, 92, 4, 465-475. ## Nazeer, A., Abbasi, SH.A.and Solangi, S.H., 2016. Sedimentary facies interpretation of Gamma Ray (GR) log as basic well logs in Central and Lower Indus Basin of Pakistan. Geodesy and Geodynamics, 7, 6, 432-443. ## Nichols, G., 2009. Sedimentology and Stratigraphy. Wiley-Blackwell, 419. ## Nichols, M.M. and Biggs, R.B., 1985. Estuaries. In: Davis J. R. A. (Ed). Coastal Sedimentary Environments. Springer-Verlag, 77-173. ## Piryaei, A., Reijmer, J., Van Buchem, F., Yazdi-Moghadam, M., Sadouni, J. and Danelian, T., 2010. The influence of Late Cretaceous tectonic processes on sedimentation patterns along the northeastern Arabian plate margin (Fars Province, SW Iran). In: Leturmy P. Robin C. (eds.) Tectonic and stratigraphic evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic. Geology Society, London, Special publication, 330, 211–251. ## Piryaei, A., Reijmer, J., Borgomano, J. and Van Buchem, F., 2011. Late Cretaceous tectonic and sedimentary evolution of the Bandar Abbas area, Fars region, southern Iran. Journal Petroleum Geology, 34, 157–180. ## Prothero, D.R. and Schwab, F., 2014. Sedimentary geology (Third edition). W. H. Freeman and Company, 604. ## Rahimpour-Bonab, H., Mehrabi, H., Navidtalab, A., Omidvar, M., Enayati-Bidgoli, A.H., Sonei, R., Sajjadi, F., Amiri-Bakhtyar, H., Arzani, N. and Izadi-Mazidi, E., 2013. Paleo-exposure surfaces in Cenomanian-Santonian carbonate reservoirs in the Dezful embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 36, 335-362. ## Razin, P., Taati, F. and Van Buchem, F., 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. In: Van Buchem F. Gerdes K. D. and Esteban M. (Eds.), Mesozoic and Cenozoic Carbonate Systems of the Mediterranean and the Middle East-Stratigraphic and Diagenetic Reference Models. Geology Society, London, Special Publication, 329, 187–218. ##Reinson, G.E., 1992. Transgressive barrier island and estuarine systems. In: Walker R. G. and James N. P. (Eds). Facies models response to sea level change. Geological Association of Canada, 179–194. ##Schlager, w., Reijmer, J.J.G. and Droxler, A., 1994. Highstand shedding of carbonate platforms. Journal of Sedimentary Research, 64, 270-281. ##Schlager, W., 2005. Carbonate sedimentology and sequence stratigraphy. Society for Sedimentary Geology, 8, 200. ##Sepehr, M. and Cosgrove, J.W., 2004. Structural framework of the Zagros fold-thrust belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21, 829-843. ## Setudehnia, A., 1978. The Mesozoic sequence in southwest Iran and adjacent areas. Journal of Petroleum Geology, 1, 3–42. ## Sharland, P.R., Archer, R., Casey, D.M., Davies, R.B., Hall, S.H., Heward, A.P., Horbury, A.D. and Simmon, M.D., 2001. Arabian plate sequence stratigraphy. GeoArabia, Special publication, 2. Oriental press, Manama Bahrian, 371. ## Simmons, M., Sharland, P.R., Casey, D.M., Davies, R.B. and Sutcliffe, O.E., 2007. Arabian Plate sequence Stratigraphy: Potential implication for global chronostratigraphy. Geo Arabia, 12, 4, 101–130. ## Tucker, M.E., 2003. Sedimentary Rocks in the Field Department of Geological Sciences. University of Durham, UK, 252. ## Van Buchem, F., Simmons, M.D., Droste, J. and Davies, R.B., 2011. Late Aptian to Turonian stratigraphy of the eastern Arabian Plate-depositional sequences and lithostratigraphic nomenclature. Petroleum Geoscience, 3, 17, 211–222. ## Vincent, B., Van Buchem, F., Bulot, L., Jalali, M., Swennen, R., Hosseini, A. and Baghbani, D., 2015. Depositional sequences, diagenesis and structural control of the Albian to Turonian carbonate platform systems in coastal Fars (SW Iran). Marine Petroleum Geology, 63, 46-67. ##Walker, R.G. and James, N.P., 1992. Facies models response to sea level changes. Geological Association of Canada, 409. ##Wynd, A.G., 1965. Biofacies of the Iranian Oil Consortium Agreement area: Iranian Oil Operating Companies, Geological and Exploration Division, Report 1082, 89. ## Ziegler, M.A., 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian Plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia, 6, 445–504.##
[1] *نویسنده مرتبط: jalilian@pnu.ac.ir
[2] Lowstand Systems Tracts (LST)
[3] Transgressive Systems Tracts (TST)
[4] Maximum Flooding Surface (MFS)
[5] Highstand Systems Tracts (HST)
[6] 1. Mesopotamian basin
[7] 2. Zagros fold-thrust belt
[8] 1. Obduction
[9] Shale
[10] Bioclastic charophyte mudstone-wackestone
[11] Bioclastic planktonic foraminifera wackestone
[12] 1. Storm Wave Base (SWB)
[13] 1. Incised channels
