چينه نگاري سکانسي سازند سروک در منطقه فارس ساحلي جنوب باختر ایران 

(برش هاي کوه سياه،خورموج و کنگان)

نويسندگان:

لاسمي،ي.- ابراهيمي ورکياني،م.- شهابي،ش.- طباطبايي،پ.

 سال انتشار: 1383

سازند سروک(آلبین بالایی و سنومانین) یکی از سنگ های مخزن هیدروکربور در جنوب باختر ایران است. این سازند،بطور عمده، از سنگ های کربناته ساخته شده است. بررسی های صحرایی و آزمایشگاهی نشان می دهند که سازند سروک، در منطقه فارس ساحلی، در چهار کمربند رخساره ای دریای باز، سد،تالاب پشت سد و پهنه بین جزر و مدی پایینی(بخش نزدیک به تالاب) وابسته به یک پلاتفرم کربناته نوع رمپ، نهشته شده اند. چینه نگاری سکانسی سازندهای کژدمی و سروک نشان می دهد که توالی رسوبی این سازندها(در برش های کوه سیاه و خورموج) دربردارنده سه سکانس رسوبی است. سکانس نخست(آلبین بالایی تا سنومانین زیرین) دربردارنده دسته رخساره ای LST(ماسه سنگ همراه با دو افق قرمز رنگ پیزوئید هماتیتی) TST(رخساره های تالابی) و HST(رخساره های تالابی تا پهنه بین جزر و مدی پایینی) است. سکانس دوم(سنومانین زیرین تا میانی) دربردارنده دسته رخساره ای TST(رخساره های پهنه بین جزر و مدی پایینی، تالابی، سدی و دریای باز) و HST(رخساره های دریای باز، سد و تالاب) است. سکانس سوم(سنومانین میانی) دربردارنده دسته رخساره ای TST(رخساره های تالاب، سد و دریای باز) و HST(رخساره های دریای باز،سد وتالاب) است. سکانس نخست دربردارنده سازند کژدمی و بخش زیرین سازند سروک(مادود پایینی) است. این سکانس با مرز سکانس نوع1( ) روی سازند داریان جای دارد. سکانس دوم در بخش میانی سازند سروک جای دارد. مرز پایینی و بالایی سکانس دوم ناپیوستگی نوع 2( ) است. سکانس سوم در بخش بالایی سازند سروک جای دارد. مرز بالایی سکانس سوم، افق لاتریتی(ناپیوستگی سنومانین/ تورونین) مرز سکانسی نوع 1،است. در برش کنگان تنها سکانس های رسوبی 1و2 شناسایی شده اند. بالا آمدگی همزمان با رسوبگذاری گنبد نمک کنگان، به کمان قوی، به فرسایش بیشتر/ نهشته نشدن بخش بالایی سازند سروک در برش کنگان انجامیده است، آنچنانکه، سکانس سوم در برش یاد شده دیده نمی شود. نبودن بخش بالایی سازند سروک(upper sarvak member) در برش های کوه سیاه و خورموج، به گمان قوی، به دلیل تکاپوی سیستم گسل کازرون بوده است.

متن اصلي:
     روش مطالعه:
رخنمون سه ناحیه(برش های چینه نگاری کوه سیاه، خورموج و کنگان) در منطقه فارس ساحلی(خاور گسل کازرون) انتخاب شدند تا تغییرات رخساره ها و چرخه های رسوبی سازند سروک بررسی شوند. 350 نمونه میکروسکوپی با میانگین فاصله نمونه برداری 2 متر(از سه برش چینه ای)، برای تشخیص رسوبی، مطالعه شده اند. برای نام گذاری سنگهای آهکی از طبقه بندی دانهام(1962) استفاده شده است ولی مرز بین دانه ها و خمیره(گل کربناته) 60 میکرون در نظر گرفته شده است. برای تعیین رخساره ها و ارائه مدل رسوبی از روش لاسمی و کاروزی(1981) و کاروزی(1989) استفاده شده است. چینه نگاری سکانسی سازند سروک بر پایه روش ها و اصول چینه نگاری سکانسی(برای نمونه، سارگ، 1988، ون وگونر و همکاران، 1988؛ لاسمی،1995؛ امری و مایرز، 1996؛ هریس و همکاران، 1999؛ میال، 2000؛ ون بوخم و همکاران، 2002؛لاسمی، 1379) مطالعه شده است.


شکل (1)


شرح میکروفاسیس ها
بررسی های میکروسکپی نمونه های سازند سروک در برش های کوه سیاه، خورموج و کنگان به شناسایی میکروفاسیس های گوناگون وابسته به کمربندهای محیطی دریای باز(A) سد(B)، تالاب(C) و پهنه بین جزر و مدی پایینی(D) انجامیده است. کمربند محیطی دریای باز(A) دربرگیرنده میکروفاسیس های (مدستون/ وکستون فسیل دار پلاژیک)، (پکستون الیگوستجینادار) و (پکستون رودیست/ اکینودرم دار) است. رخساره های در تناوب با شیل/ مارن دیده می شوند و در آنها، فزون بر الیگوستجینا، خرده های لاله وش و فرامینیفرهای پلانکتونیک نیز شناسایی شده اند. کمربند محیطی سد(B) دربردارنده میکروفاسیس گرینستون رودیستی همراه با ساخت لایه بندی مورب است. کمربند محیطی تالاب پشت سدی(C) دربرگیرنده میکروفاسیس های (پکستون بیوکلستی داسی کلددار)، (مدستون/ وکستون بیوکلستی) و (پکستون بیوکلستی پلوئیدی) است. در این رخساره ها بیوکلست ها، به طور عمده؛ گاستروپد، جلبک سبز و فرامینیفرهای میلیولید واربیتولین هستند. کمربند محیطی پهنه بین جزر و مدی پایینی(D) دربردارنده میکروفاسیس گرینستون اینتراکلستی/ گرینستون پلوئیدی بیوکلستی همراه با فابریک چشم پرنده ای(Birdseyes) است. در این رخساره فرامینیفرهای اربیتولین ومیلیولید نیز شناخته شده اند.
تفسیر محیط رسوبگذاری
نوع رخساره ها و تغییرات عمودی آنها و مقایسه با محیط های امروزی و قدیمی نشان می دهند که رخساره های سازند سروک، در منطقه مورد مطالعه، در پلاتفرم کربناته نوع رمپ نهشته شده اند. فراوانی الیگوستجینا و بودن پلانکتونها در میکروفاسیس های بیانگر رسوبگذاری در بخش ژرف دریای باز است. خرده های رودیست و اکینودرم در میکروفاسیس به همراه ماتریکس میکریتی و ارتباط عمودی آن با میکروفاسیس B نشان دهنده رسوبگذاری در زیر پایه موج، محیط جلوی سد بیوکلستی است.
بودن خرده های رودیست، اکینودرم و اینتراکلست با لایه بندی مورب و نبودن گل کربناته در میکروفاسیس B نشان دهنده جابجایی زیاد، در بالای موج، و نهشته شدن در محیط سد کربناته است.
فراوانی جلبک سبز، فرامینیفر بنتیک، خرده های رودیست، اکینودرم و اینتراکلست با بافت پکستون در میکروفاسیس بیانگر رسوبگذاری در محیط تالاب نزدیک به سد است. خرده های اسکلتی جلبک سبز، فرامینیفر بنتیک و پلوئید با بافت وکستون/ مدستون گواه بر پدید آمدن میکروفاسیس در محیط ژرف تالاب است. فراوانی پلوئید به همراه فرامینیفر بنتیک با بافت پکستون در میکروفاسیس نشان دهنده محیط تالاب نزدیک به ساحل است. دارا بودن سیمان، نبود گل کربناته و بودن فابریک چشم پرنده ای در رخساره D نشان دهنده رسوبگذاری در بخش نزدیک به تالاب پهنه بین جزر و مدی پایینی است(برای نمونه لاسمی، 1995).
میکروفاسیس های کمربند محیطی A با رسوبات امروزی محیط ژرف دور از پلاتفرم فلوریدا(اینوس، 1986؛ سلوود، 1986) و باهاماس(شین، 1986) همسان هستند. میکروفاسیس کمربند محیطی B با رسوبات امروزی محیط سدی باختر پلاتفرم باهاماس(اینوس، 1986؛ سلوود، 1986) همسان است. میکروفاسیس های کمربند محیطی D و C با محیط رسوبی تالاب پشت سد و پهنه جزر و مدی پلاتفرم خلیج فارس(پرسر و اوانز، 1973) و باهاماس(شین، 1986) همسان است.
چینه نگاری سکانسی(Sequence Stratigraphy)
چینه نگاری سکانسی نهشته سنگهای یک حوضه را به سکانس هایی که میان ناپیوستگی ها یا پیوستگی های هم ارز آنها جای دارند، بخش می کند. این کار با بررسی رخساره ها، تشخیص محیط های رسوبی و تغییرات عمودی آنها که وابسته به تغییرات سطح نسبی آب دریاها است، انجام می گیرد(امری و مایرز، 1996؛لاسمی، 1379).
دسته های رخساره ای(Systems Tracts) و سکانسهای سازند سروک بر پایه ویژگی های رخساره ای، الگوی رویهم انباشتگی رخساره ها و چرخه های رسوبی شناسایی شده و هم ارزی آنها با منحنی نوسانات سطح نسبی آب دریاها(برای نمونه، هک و همکاران، 1988؛ گلونکا و کیسلینگ، 2002) مشخص شده است. بررسی رخساره های سازند سروک در فارس ساحلی به شناسایی 3 سکانس رسوبی(شکل 2) وابسته به سوپر سیکل zuni(اسلاس، 1963) به شرح زیر انجامیده است:

سکانس رسوبی 1
سکانس نخست(آلبین بالایی تا سنومانین پایینی)، در منطقه فارس ساحلی، دربرگیرنده سازند کژدمی و بخش زیرین سازند سروک(مادود پایینی) است. این سکانس با مرز سکانسی (Type 1 Sequence Boundary) روی سازند داریان جای دارد. در منطقه مورد مطالعه(برش کوه خورموج) بخش زیرین سازند کژدمی دربردارنده بیش از 10 متر ماسه سنگ(زبانه های ماسه سنگ بورگان) همراه با دو افق قرمز رنگ(پیزوئید/االئید هماتیتی) است(پلی یر، 1969) این نهشته ها پس از افت زیاد سطح نسبی دریاها و پدید آمدن ناپیوستگی مرز سازندهای داریان و کژدمی پدیدار شده اند(شکل 2) و دسته رخساره ای LST(Lowstand Systems Tract) هستند(شکل 2 و 3-a). دسته رخساره ای هنگام پیشروی سطح آب دریا(Systems Tract Transgressive) دربردارنده رخساره تالاب است و دسته رخساره ای وابسته به بالاترین سطح آب دریا، سکون و آغاز پسروی(highstand Systems Tract) دربردارنده رخساره های تالاب و پهنه بین جزر و مدی پایینی است. مرز بین سکانس نخست و سکانس دوم مرز سکانسی (Type2Sequence Boundary) است.

سکانس رسوبی 2
سکانس دوم(سنومانین زیرین تا میانی)، دربرگیرنده بخش میانی سازند سروک است. دسته رخساره ای TST دربردارنده رخساره های پهنه بین جزر و مدی پایینی، تالابی، سدی و دریای باز هستند. بیشترین پیشروی سطح آب دریا(mfs) با رخساره های پلاژیک(در برش های کوه سیاه و کنگان) و با رخساره پکستون رودیست/اکینودرم دار (در برش خورموج) مشخص می شود.(شکل 3-a). دسته رخساره ای HST دربردارنده رخساره های دریای باز(Early HST) و رخساره های سدی و تالابی(Late HST) هستند. رخساره های تالابی که بخش پایانی سکانس رسوبی نخست را می سازند بیانگر پایین افتادن سطح نسبی آب دریا هستند. مرز بین سکانس نخست و سکانس دوم ناپیوستگی نوع 2( ) است.

سکانس رسوبی 3
سکانس سوم(سنومانین میانی) در بخش بالایی سازند سروک جای دارد. دسته رخساره ای TST در برش کوه سیاه دربرگیرنده رخساره های دریای باز است. رخساره مدستون/ وکستون فسیل دار پلاژیک نشان دهنده بیشترین پیشروی سطح آب دریا(mfs) است(شکل 3-b). در برش خورموج دسته رخساره ای TST دربرگیرنده رخساره های تالابی، سدی و دریای باز است که بسوی بالا به رخساره مدستون/ وکستون فسیل دار پلاژیک(mfs) تغییر می کند(شکل 3-a) دسته رخساره ای HST، در برش های کوه سیاه و خورموج دربردارنده رخساره های دریای باز، سدی و تالابی است. مرز بالایی این سکانس افق لاتریتی(ناپیوستگی سنومانین/ تورونین) است(شکل 3-c و b) که بیانگر پایین افتادن سطح دریا برای زمان طولانی(بیش از یک میلیون سال) و پدید آمدن مرز ناپیوستگی نوع1( ) است. کم ستبرا بودن دسته رخساره ای HST در سکانس 3 ناشی از فرسایش سنومانین/ تورونین و از بین رفتن بخش های بالایی سازند سروک است. سکانس 3 در برش کنگان تشخیص داده نشده است. بالا آمدگی همزمان با رسوبگذاری گنبد نمک کنگان به گمان قوی به فرسایش بیشتر سازند سروک در برش یاد شده انجامیده است.


شکل (2)



 

 
 نتيجه گيري:
     1- رسوبات کربناته سازند سروک، در منطقه فارس ساحلی، در چهار کمربند رخساره ای دریای باز، تالاب پشت سد و پهنه بین جزر و مدی پایینی نهشته شده اند.
   2- تغییرات عمودی و جانبی رخساره ها و مقایسه آنها با محیط های امروزی و قدیمی نشان می دهند که رخساره های سازند سروک، در منطقه مورد مطالعه، در پلاتفرم کربناته نوع رمپ نهشته شده اند.
   3- چینه نگاری سکانسی سازند سروک نشان می دهد که نهشته های این سازند به همراه سازند کژدمی در برش های کوه سیاه و خورموج در برگیرنده سه سکانس رسوبی(چرخه رده سوم) و در برش کنگان دارای دو سکانس رسوبی است.
   4- منحنی تغییرات نسبی عمق نهشته های سازندهای کژدمی و سروک در منطقه مورد مطالعه با منحنی جهانی تغییرات سطح آب دریا(گلونکا و کیسلینگ، 2002) همخوانی دارد. بنابراین، سن سکانس 1 آلبین پسین تا سنومانین پیشین، سن سکانس 2 سنومانین پیشین تا میانی و سن سکانس 3 سنومانین میانی است.
   5- در برش کنگان بالا آمدگی همزمان با رسوبگذاری گنبد نمک کنگان به فرسایش بیشتر سازند سروک انجامیده است، آنچانکه، سکانس سوم در برش یاد شده دیده نمی شود. نبودن بخش بالایی سازند سروک در برش های کوه سیاه و کنگان، به گمان قوی به دلیل تکاپوی سیستم گسل کازرون بوده است.
  
منابع:
     جلیلیان،ع. 1375. بررسی میکروفاسیس ها و محیط رسوبی سازند سروک در خوزستان ولرستان پایان نامه کارشناسی ارشد گروه زمین شناسی دانشگاه تربیت معلم تهران.
   فرزدی،پ. 1371. مطالعه محیط های رسوبی و میکروفاسیس های سازند سروک از گروه بنگستان در تاقدیس نار(شمال شرق بندر کنگان) پایان نامه کارشناسی ارشد گروه زمین شناسی دانشگاه تربیت معلم تهران.
   کیوانی،ف. 1372. میکروفاسیس، محیط رسوبی و تاریخچه دیاژنز سازندهای سروک و ایلام در میدان نفتی اهواز دزفول شمالی پایان نامه کارشناسی ارشد گروه زمین شناسی دانشگاه تربیت معلم تهران
   لاسمی،ی. 1379. رخساره ها محیط های رسوبی وچینه نگاری سکانسی نهشته های سنگ های پرکامبرین بالایی و پالئوزوئیک ایران. انتشارات سازمان زمین شناسی کشور، کتاب شماره 78. 180 ص.
   لاسمی،ی. و جلیلیان، ع. 1376. بررسی میکروفاسیس های و محیط رسوبی سازند سروک در مناطق خوزستان و لرستان، فصلنامه علمی- پژوهشی علوم زمین، شماره 25 و 26. ص. 60-48.

   Carozzi, A. V., 1989, Carbonate Rocks Depositional Model. Prentice Flail, New Jersey , 604p.
   Dunham, R. J., 1962, Classification of carbonate rocks according to depositionai texture. In: W. E. Ham (editor), Classification of Carbonate Rocks. AAPG Mem. 1, Tulsa, OkIa., p.108-121.
   Emery, D. & Myres, K. J., 1996, Sequence Stratigraphy. i3lackweii Scintific, Oxford, 297p.
   Enos, P. 1986, Diagenesis of Mid-Cretaceous Rudist Reef. Valles Platform, Mexico: Reef Diagenesis, Schroeder, J. H. & Purser, B. H. (editor), Springer-Verlag Berlin, pp. 160-185.
   Golonka, J., Kiessling, W. G. 2002, Phanerozoic time scale and definition of time slices. SEPM Spec. Pubi., 72,p. 11-20,
   Haq, B. U., 1-lardenbol, J. & Vail, P. R., 1988, Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and eustatic cycles. SEPM Spec. PubI., 42: 71-108.
   Harris, P. M., Sailer, A. H., Simo, J. A. T., (editors), 1999, Advances in Carbonate Sequence Stratigraphy: Application to reserviors, outcrops and models, SEPM Spec. PubI. 63, 412p.
   James G. A. & Wynd J. 0., 1965, Stratigraphic nomenclature of Iranian Oil Consortium Agreement Area. AAPG BullteinV.49, p. 2182-2245.
   Lasemi, Y., 1995, Platform carbonates of the Upper Jurassic Mozdoran Formation in the Kopet Dagh Basin,
   NE Iran-facies, paleoenvironments and sequences. Sedimentary Geology, No.99, p.’5 1-164.
   Lasemi, Y. & Carozzi, A. V., 1981, Carbonate microfacies and depositional environments of the Kinkaid
   Formation (Upper Mississippian) of the Illinois Basin, U.S.A.,VIlI Congrso Geol. Argentino, Sanluis, Actas 11: 375-384.
   Miall, A. D., 2000, Principals of Sedimentary Basin Analysis, Springer-Verlag, Berlin, 616p.
   Player, R. A., 1969, Salt plug study, NIOC., Report No. 1146.
   Purser, B. H. & Evans, G., 1973, Regional sedimentation along the Trucial Coast, SE Persian Gulf. In: The
   Persian Gulf (Ed. by B. H. Purser). Springer-Verlag, Berlin p.21 1-232.
   Sarg, J. F., 1988, Carbonate sequence stratigraphy. SEPM Spec. PubI. 42: 155-181.
   Sellwood, B. W., 1986, Shallow-marine carbonate environments. In: Sedimantary Environments and Facias (ed. by H. 0. Reding) Blackwells, Oxford. p. 283-342d.
   Shinn, E. A., 1986, Modem carbonate tidal flats: their diagnostic features. Quart. J. Cob. Sch. Mines, Vol. 51, P. 7-35.
   Sboss, L. L., 1963, Sequences in the cratonic interior of North America. Geol. Soc. Am. Bull. 74: 93-114.
   Van Bukhem, F., Razin, P., Homewood, P. W., 1-leiko Osterdoom, W. & Philip, J., 2002, Stratigraphic organization of carbonate ramps and organic rich intrashelf basins: Natih Formation (Middle Cretaceous) of northern Oman, AAPG Bulltein V. 86, P. 21-53.
   Van Wagoner, iC., Posamentier, H.W., Mitchum, R. M., Vail, P. R., Sarg, J. F., Loutit, T.S. & Hardenbol, J., 1988. An overviow of the fundamentals, of sequence stratigraphy and key definitions. SEPM Spec. PubI. 42: 39-45.