Subject Areas :
L. Samadpour 1 , Hosein Mosaddegh 2 , B. Biranvandb 3 * , H. Rahimpour Bonab 4 , A. Yahyaee 5
1 - Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Erath Sciences, Kharazmi University, Tehran
2 -
3 -
4 -
5 -
Keywords:
Abstract :
امرائی، ج.، رضایی، پ.، امینی، ع.، زمانزاده، س. م.، توکلی، و.، 1398، تحلیل ریزرخساره¬ها و پتروفاسیس¬ها، ویژگی¬های دیاژنتیکی و شرایط محیطی سازند فراقان در بخش مرکزی خلیج فارس، انتشارات فصلنامه زمین شناسی ایران، سال 13، شماره 50، صفحات 15-32.
آقانباتي، ع.، 1392، زمینشناسی ايران، انتشارات سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور،586.
سجادی، ف.، توکلی، و.، سفیداری، ا.، امامی نیری، م.، 1400، کاربرد توموگرافی نوع تخلخل در بازسازی تکامل مخازن کربناته، سازندهای کنگان و دالان در بخش مرکزی خلیج فارس، انتشارات فصلنامه زمین شناسی ایران، سال 15، شماره 59، صفحان 13-28.
سفیداری، ا.، امینی، ع.، یوسف¬پور، م.، زمانزاده، س. م.، 1397، تعیین نقش محیط رسوبی و فرایندهای دیاژنزی در کیفیت مخزنی بخش بالایی سازند سورمه در میدان سلمان، انتشارات فصلنامه زمین شناسی ایران، سال 11، شماره 45، صفحات 119-136.
Aali, J., Rahimpour-Bonab, H., Kamali, M.R., 2006. Geochemistry and origin of the world's largest gas field from Persian Gulf, Iran, Journal of Petroleum Science and Engineering, 50(3-4),161-175.
واکاوی محیط رسوبی و ارتباط رخسارههای رسوبی با فرایندهای دیاژنزی در نهشتههای بالایی سازند دالان در بخش مرکزی و غربی کمان قطر فارس
لیلا صمدپور1، حسین مصدق2، بیژن بیرانوند3* ، حسین رحیم‌پور بناب4، احمد یحیایی5
1دانشجوی دکتری چینهشناسی و فسیلشناسی، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران
2 دانشیار، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران
3 دانشیار ، پژوهشکده علوم زمین، پژوهشگاه صنعت نفت، تهران
4 استاد، دانشکده زمینشناسی، دانشکدگان علوم، دانشگاه تهران، تهران
5 کارشناس ارشد، شرکت نفت فلات قاره ایران، تهران
نویسنده مسئول: Biranvandb@ripi.ir
چکیده
سازند دالان به سن پرمین بالایی از پراهمیتترین سنگ مخزن‌های موجود در زاگرس و خلیج‌فارس قلمداد میشود. در این پژوهش در سه چاه از سه میدان بخش غربی کمان قطر- فارس به بررسی ویژگیهای رخساره‌ها و عوامل تأثیرگذار دیاژنزی در تغییرات رخساره‌ها پرداخته میشود. بر پایه مطالعات رخسارهای از 252 مقطع نازک میکروسکوپی تعداد یازده ریزرخساره رسوبی شامل انیدریت لایهای تا تودهای، دولومادستون فابریک فنسترال، باندستون استروماتولیتی، مادستون دولومیتی، مادستون با آشفتگی زیستی، وکستون تا پکستون بیوکلستی با جلبک سبز و فرامینیفرهای بنتیک، پکستون تا گرینستون اُاُئیدی پلوئیدی، گرینستون اُاُئیدی، گرینستون بیوکلستی اینتراکلستی، وکستون تا پکستون بیوکلستی اینتراکلستی و مادستون بیوکلستی شناسایی شدند. این رخسارههای رسوبی از بخش بالایی پهنه جزر و مدی، لاگون، پشته زیرآبی، دریای باز تا رمپ میانی امتداد یافتهاند. تغییرات تدریجی ریزرخسارهها، نبود ساختارهای ریف سدی بزرگ، نبود رسوبات توربیدایتی و حضور آلوکمهای اسکلتی از قبیل فرامینیفر بنتیک، جلبک سبز، دوکفهای، براکیوپود، خارپوست نشانگر این است که نهشتههای این بخش در یک پلتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال گسترده شدهاند. یافتههای این پژوهش نشان میدهد که فرایندهای دیاژنزی میکریتی شدن، سیمانی شدن، انحلال، نئومورفیسم، دولومیتی شدن، تراکم فیزیکی و تراکم شیمیایی در بخشهای موردمطالعه مشاهده میشوند و گسترش فرایندهای دیاژنزی در چهار محیط دریایی، جوی، تدفینی و بالاآمدگی تفسیر و طی سه مرحله ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز رسوبات را تحت تأثیر قرار میدهند. سیمانی شدن با رخسارههای محیط کمانرژی و بالای جزرومدی همخوانی دارند و با رخسارههای دانهدرشت از قبیل پکستون بیوکلستی یا گرینستون اُاُییدی که مربوط به محیطهای پرانرژی لاگون و پشته زیرآبی هستند، همپوشانی دارند.
واژگان کلیدی: دالان بالایی، دیاژنز، ریزرخساره، محیط رسوبی.
مقدمه
کشف ذخایر عظیم گازی در خلیج‌فارس در طی سالیان گذشته بیانگر ضرورت مطالعات جامعتر زمینشناسی و مخزنی برای رسیدن به مدل رسوبی دقیقتر، تغییرات رخساره‌ها و تأثیر فرایندهای دیاژنزی بر روی کیفیت مخزنی در مطالعات اکتشافی و مدیریتی حائز اهمیت است. مخازن هیدروکربنی سازند دالان و کنگان و همارز آنها سازند خوف از ذخایر مهم گازی در منطقه خاورمیانه و جهان است (Insalaco et al., 2006). نام این سازند از تاقدیس دالان در 110 کیلومتری جنوب شرقی شیراز گرفته شده است (آقانباتی، 1392). سازند دالان براساس لیتواستراتیگرافی به سه بخش دالان پایینی، نار و دالان بالایی تقسیم شده است (Szabo and Kheradpir, 1978). سازند دالان به همراه سازند کنگان در بخش عربی خلیج‌فارس، عربستان، کویت، قطر، امارات متحده عربی معادل سازند خوف است (Konert et al. 2001). سازند خوف از نظر خصوصیات مخزنی به پنج واحد که از پایین به بالا شامل واحد K5 معادل دالان زیرین، واحد نار معادل بخش تبخیری نار، واحدهای K4 و K3 معادل عضو دالان بالایی و واحدهای K2 و K1 معادل سازند کنگان است(Insalaco et al., 2006) . کمان قطرفارس با روند تقريبي شمال شمال شرقي-جنوب جنوبغربي ميباشد که به سمت جنوب تا شبه‌جزیره قطر امتداد مییابد و میدان شمالی قطر و میدان پارس جنوبی بر روی آن قرار گرفتهاند. در این مطالعه ریزرخسارهها و فرایندهای دیاژنزی چاه B در غرب کمان قطر_ فارس با دو چاه در میدانهای مجاور مقایسه میشود (شکل 1). پژوهشگران زیادی به دلیل جایگاه برجسته سازند خوف، آن را از دیدگاههای گوناگونی نظیر محیطهای رسوبگذاری و ریزرخسارهها، چینه‌نگاری سکانسی، ویژگیهای ژئوشیمیایی رسوبات، فرآیندهای دیاژنزی مورد مطالعه قرار دادهاند (سفیداری و همکاران، 1397، امرایی و همکاران، 1398، سجادی و همکاران، 1400، Insalaco et al., 2006; Esrafili-Dizaji and Rahimpour-Bonab, 2013; Mehrabi et al., 2015; Amel et al., 2015; Enayati–Bidgoli and Rahimpour-Bonab, 2016; Mehrabi et al., 2016; Abdolmaleki et al., 2016; Jafarian et al., 2017; Rezavand et al., 2017; Tavakoli et al., 2018; Tavakoli and Barfizadeh, 2024; Moradi et al., 2024). به‌منظور درک بهتر از جایگاه این نهشتهها و اهمیت آن در مطالعات مخزنی به بررسی تغییرات تدریجی و شناخت نوع رخسارههای رسوبی عضو دالان بالایی چاههای مورد مطالعه میپردازیم، تجزیه‌وتحلیل رخساره‌ها و تغییرات عمودی و جانبی آن و دید کلی از محیط رسوبی حوضه موردمطالعه و تأثیر فرایندهای دیاژنزی بر تغییرات رخساره‌ها، ترسیم توالی رخدادهای دیاژنزی و به عبارتی بررسی تاریخچه دیاژنزی نهشتهها میباشد.
شکل 1: موقعیت چاههای موردمطالعه در ورقه عربی در میدانهای پارس جنوبی، گلشن و پارس شمالی )با تغییراتی از(Aali et al., 2006.
زمینشناسی و جغرافیای دیرینه
حوضه رسوبی خلیج‌فارس بخشی از واحد رسوبی ساختاری زاگرس جزو مهم‌ترین حوضههای رسوبی ساختاری در ایران میباشد که خود بخشی از ورقه عربی به شمار میرود (Alavi, 2007). شرایط اقلیمی در پرمین گرم و خشک بوده و در همین زمان با شروع گسترش پوسته اقیانوسی، رسوبگذاری در یک حاشیه غیرفعال حاصل از باز شدن نئوتتیس در شمال شرق گندوانا شکل میگیرد (Angiolini et al., 2003). بعد از پرمین میانی و با گسترش نئوتتیس در بخشهای شرقی ورقه عربی و حوضه خلیج‌فارس، رسوبات دریایی قابل‌توجهی تا زمان نئوژن نهشته میشود (Sharland et al., 2001). گسترش پلتفرم کربناته در طی پرمین پسین بر مبنای نقشه جغرافیای دیرینه نشان داده شده است (شکل 2). از نگاه زمین شناسی حوضه زاگرس از مرز شمال غربی این کوه‌زایی به گسل امتدادلغز شرق آناتولی در جنوب شرقی ترکیه شروع میشود و مرز جنوب شرقی کوه‌زایی زاگرس، خط عمان بوده که تغییرات شدید رخسارهای در واحدهای چینهشناسی فانروزوئیک را دارد و تغییر از پوسته قاره‌ای زیر کمربند زاگرس به پوسته اقیانوسی زیر منشور برافزایشی مکران به سمت جنوب شرقی مشخص میشود (Alavi, 2007). در پرمین شرایط اقلیمی به تدریج گرم و خشک شده و به همین دلیل در منطقه خلیج‌فارس عمدتاً کربناتههای دریایی کمعمق تا عمیق به همراه تبخیریهای محیط اینترتایدال نهشته شدهاند و سبب تشکیل توالیهای ضخیم کربناته – تبخیری سازندهای دالان و کنگان شدهاند. در طی رسوبگذاری توالیهای دالان در پرمین، حوضه خلیج‌فارس در عرضهای 15 تا 20 درجه جنوبی قرار داشته است که به تدریج به عرضهای جغرافیایی بالاتر و حوالی خط استوا مهاجرت کرده است (Ziegler, 2001).
شکل 2: وسعت و گسترش پلتفرم کربناته پرمین پسین بر روي ورقه عربی (Ziegler, 2001).
در پرمین شرایط اقلیمی به تدریج گرم و خشک شده و به همین دلیل در منطقه خلیج‌فارس عمدتاً کربناتههای دریایی کمعمق تا عمیق به همراه تبخیریهای محیط اینترتایدال نهشته شدهاند و سبب تشکیل توالیهای ضخیم کربناته – تبخیری سازندهای دالان و کنگان شدهاند. در طی رسوبگذاری توالیهای دالان در پرمین، حوضه خلیج‌فارس در عرضهای 15 تا 20 درجه جنوبی قرار داشته است که به تدریج به عرضهای جغرافیایی بالاتر و حوالی خط استوا مهاجرت کرده است (Ziegler, 2001). فراوانی آلوکمهای آراگونیتی از جمله اُاُئیدها و وفور تبخیریهای سابخایی و غلبه فرایندهای دیاژنزی مرتبط با حوضههای تبخیری بیانگر وضعیت اقلیمی گرمسیری تا نیمهگرمسیری نیمکره جنوبی هستند. پسروی دریاها در اواخر پرمین باعث افزایش فعالیتهای فرسایشی و همچنین کاهش نهشتههای رسوبی شده است (Insalaco et al., 2006).
روش مطالعه
در این پژوهش با استفاده از دادههای مغزه و خردههای حفاری مقاطع نازک میکروسکوپی به تعداد 252 نمونه جهت مطالعات رسوبشناسی عضو دالان بالایی از چاههای A در میدان پارس جنوبی، B در میدان گلشن و C در میدان پارس شمالی موردمطالعه و بررسی قرار گرفت و چاه B با دو چاه دیگر مورد مقایسه قرار گرفت. نمونهها پس از تهیه مقاطع نازک میکروسکوپی با محلول آلیزارین قرمز (Alizarin Red S) به روش دیکسون (Dickson, 1965) رنگ‌آمیزی شدهاند. رنگ‌آمیزی به‌منظور تفکیک بهتر سنگ‌های آهکی از دولومیتی صورت گرفته است. سپس برای ردهبندی سنگ‌های آهکی براساس طبقهبندی دانهام(Danhum, 1962) ، امبری و کلوان (Embry and Klovan, 1971) و به‌منظور تفسیر جایگاه ریزرخسارههای رسوبی شناسایی شده با ریزرخسارههای استاندارد از دیدگاه فلوگل(Flügel, 2010) و ویلسون (Wilson, 1975) استفاده شده است. در چارچوب مطالعات محیط دیرینه، به‌منظور تفسیر و تعیین رخسارههای رسوبی، ارزیابی دقیق آلوکمهای اسکلتی و غیر اسکلتی، محتوای فسیلی و فابریک‌های موجود صورت پذیرفت.
لیتواستراتیگرافی
چاه A: این چاه در میدان پارس جنوبی واقع شده است که بر اساس ویژگیهای لیتولوژیکی و لیتواستراتیگرافی بخش بالایی سنگ‌های دالان بالایی شامل 50 % آهک آرژیلیتی، 7% انیدریت، 30 % سنگآهک، 10% دولومیت و 3% شیل است و به ضخامت 148 متر می‌رسد. واحد K3 شامل 60 % آهک آرژیلیتی،20 % انیدریت، 10 % سنگآهک، 10% دولومیت میباشد و 117 متر را شامل میشود. بهصورت کلی ستبرای عضو دالان بالایی در این چاه 265 متر بوده و فصل مشترک زیرین این عضو با نار بهصورت افق انیدریتی مشخص میشود.
چاه B: واحد K3 از عضو دالان بالایی در میدان گلشن دارای ضخامت 117 متر بوده که از لحاظ لیتولوژی 30 % سنگ آهک با میانلایههای ژیپس و انیدریت، 50% آهک دولومیتی و 20 % دولومیت است. همچنین واحدK4 70 % آهک دولومیتی،20 % سنگ آهک، 8% دولومیت و 2 % انیدریت را شامل میشود که در مجموع 241 متر ضخامت را تشکیل میدهد. بخش اعظمی از سنگ آهک و آهک دولومیتی این عضو حاوی فسیل‌ها و خردههای فسیلی، جلبکهای آهکی، گاستروپودها و دوکفهایها است.
چاه C: این چاه در میدان پارس شمالی یک سازند کربناتی است که دارای 169 متر ضخامت بوده که واحد K3 شامل تناوبی از 15 % دولوستون آهکی، 60 % سنگ آهک، 20% آهک دولومیتی و 5 % انیدریت میباشد و 90 متر ستبرا دارد. واحدK4 که ضخامتی 79 متری را دارد از 30 % آهک دولومیتی،40 % سنگ آهک، 19 % دولوستون آهکی، 15% دولومیت و 1 % انیدریت است. در واحد K4 تناوبات متعددی بین دو نوع لیتولوژی اصلی آهک دولومیتی و سنگ آهک دیده میشود. قسمت زیرین این واحد با رخسارههای گرینستون اُاُئیدی و قسمت بالایی این واحد با آهکی دولومیتی و دولومیت مشخص میشود که با لایههای انیدریتی و فابریک فنسترال همراه است.
بر طبق گزارشات داخلی شرکت نفت و گاز بخش پایینی واحد K4در این چاه حفاری نشده است.
ضخامت نهشتههای دالان بالایی به همراه جنس اجزای تشکیل شده سنگ و درصد فراوانی آنها به تفصیل نشان داده شده است (جدول 1).
جدول 1. خصوصیات لیتواستراتیگرافی چاههای مورد مطالعه.
چاه | میدان | ضخامت K4 K3 | لیتولوژی K3 K4 | مرز بالا و پایین (به متر) K4 K3 | |
چاه A | پارس جنوبی | 148 متر 117متر | آهک آرژیلیتی، دولومیت سنگ آهک، انیدریت و شیل | آهک آرژیلیتی، دولومیت سنگ آهک، انیدریت | مرز بالایی: 2885 مرز بالایی: 2768 مرز پایینی: 3033 مرز پایینی: 2885 |
چاه B | گلشن | 132 متر 109متر | آهک دولومیتی، سنگ آهک، دولومیت، انیدریت | سنگ آهک با میانلایههای انیدریت، آهک دولومیتی و دولومیت | مرز بالایی: 2923 مرز بالایی: 2814 مرز پایینی: 3055 مرز پایینی: 2923 |
چاه C | پارس شمالی | 79 متر 90متر | آهک دولومیتی، دولوستون آهکی، سنگ آهک، انیدریت و دولومیت | آهک دولومیتی، دولوستون آهکی، سنگ آهک، انیدریت
| مرز بالایی: 4309 مرز بالایی: 4219 مرز پایینی: نبود از 4388 مرز پایینی: 4309 |
به لحاظ لیتواستراتیگرافی چاه A در بخشی از گنبد پارس جنوبی بوده و انیدریت و دولومیت بیشتری نسبت به دو چاه دیگر دارد و چاه C در بخش عمیقتری نسبت به چاههای A و B قرار گرفته است به علت خاصیت Layer cake بودن چاهها شباهتهای رخسارهای و سنگی زیادی به یکدیگر دارند.
شکل 3: تطابق چاههای موردمطالعه در مرکز و غرب کمان قطر فارس.
رخسارههای رسوبی
بر اساس مطالعات پتروگرافی ترکیب و بافت سنگ‌های رسوبی و اجزای رخساره‌ها آلوکمهای اسکلتی از قبیل فرامینیفر، دوکفهای، گاستروپود، جلبک و آلوکمهای غیراسکلتی شامل اُاُئید و پلوییدها شناسایی شدند. تجزیه‌وتحلیل رسوبشناختی مقاطع نازک عضو دالان بالایی یازده رخساره کربناتی تبخیری شناسایی شد که شامل انیدریت لایهای تا تودهای، دولومادستون فابریک فنسترالی، باندستون استروماتولیتی، مادستون دولومیتی، مادستون با آشفتگی زیستی، وکستون تا پکستون بیوکلستی با جلبک سبز و فرامینیفرهای بنتیک، پکستون تا گرینستون اُاُئیدی پلوئیدی، گرینستون اُاُئیدی، گرینستون بیوکلستی اینتراکلستی، وکستون تا پکستون بیوکلستی اینتراکلستی و مادستون بیوکلستی این رخساره‌ها به زیرمحیطهای مربوط به رمپ داخلی شامل پهنه جزر و مدی، لاگون، پشته زیرآبی، دریای باز و بخشی از رمپ میانی نهشته شدهاند. نامگذاری ریزرخسارهها و تحلیل شرایط محیط رسوبی آن براساس طبقهبندی فلوگل (Flügel, 2010) تفسیر شده است.
ریزرخسارههای پهنه جزر و مدی
ریزرخساره MF1: ریزرخساره انیدریت لایهای تا تودهای (Massive to Layer Anhydrite)
انيدريت در چاه پارس جنوبی به اشکال مختلفي شامل تودهاي و لايهاي بهصورت اوليه و همچنين بهصورت ثانويه به اشکال توري مرغي، سوزني و ندولي ديده میشود. ضخامت رخسارههاي تبخيري در ميدان پارس جنوبي به بيش از 170 متر هم مي‌رسد كه بهصورت لايه‌هايي با ضخامت‌های متفاوت است. ویژگی بارز این ریزرخساره در چاه گلشن بلورهای انيدريتی بوده و بهصورت اشكال متنوعي از جمله سوزنی، تیغهای و همبعد دیده میشوند. دارای لایههای کمضخامتی است که توسعه این رخساره به‌طورکلی اندک و بیشتر در بخشپایینی و انتهایی K4 در سازند دالان وجود دارد، در واحد K3 این رخساره بندرت دیده میشود. در مواردی نیز بهصورت فیبری، فیبری شعاعی، پویکیلوتوپیک دیده میشوند. بلورهای انیدریت تودهای بهصورت نامنظم و فاقد جهت یافتگی خاصی میباشند ولی بلورهایی که بهصورت منظم قرار گرفتهاند انیدریت‌های لایه‌لایه را تشکیل میدهند. چاه پارس شمالی از انیدریت بهصورت لایهای یا ندول‌های بزرگ تشکیل شده است که عمدتاً در برخی از قسمت‌های واحدهای K4 و K3 رسوب میکند.
تفسیر: به علت ايجاد شرايط فوق اشباع در حوضچههای محیط سابخا شورابههای غني از سولفات بهصورت ژيپس اوليه نهشته ميشوند و سپس در حین تدفین ژیپس به انیدریت لایهای تبدیل شده است (Lucia, 2007). اين رخساره بهصورت متناوب همراه با رخسارههاي مادستوني، دولومادستوني و استروماتوليتي محیطهاي پهنه بين جزر و مدي مشاهده میشود. رخساره انیدریت معادل با کمربند رخسارهای 9 ویلسون (Wilson, 1975) و كمربند رخسارهاي RMF 25 فلوگل (Flügel, 2010) ميباشد. این رخساره تبخیری بهصورت نهشتههای سابخایی گرم و خشک و در محیط بالای پهنه جزر و مدی گسترش دارد(Kakemem et al., 2023) .
ریزرخساره MF2: دولومادستون فابریک فنسترالی (Fabric Fenestral Dolomudstone)
این ریزرخساره شامل دولومیتهای اولیه ریزبلور و همراه ندول‌ها و بلورهای پراکنده انیدریت و ژیپس با بافت شعاعی میباشد و از شاخصههای مهم بخش بالایی پهنه بین جزر و مدی تا بالای جزر و مدی است (Flügel, 2010). انیدریت‌هایی به شکل ندول و سیمان بهصورت فراوانی در این ریزرخساره دیده میشود. حداکثر گسترش این ریزرخساره در بخشK3 سازند دالان است، از جمله ویژگیهای بارز این ریزرخساره میتوان به پدیده فابریک فنسترال، دولومیتی شدن، قالب‌های بزرگ انیدریتی اشاره کرد. بیشترین بخشی که این ریزرخساره دیده شده در واحد K3 چاه پارس شمالی و در چاههای گلشن و پارس جنوبی بهصورت میان لایه در قسمت‌هایی از K3 مشاهده شده است.
تفسیر: در این ریزرخساره به‌طور عمده دولومیتهای ریزبلور با فابریک فنسترال، قالب کانیهای تبخیری و ندول‌های انیدریت یافت میشود که در لاگون و حوضچههای هایپرسالین رسوب میکند (Wareen, 2006). فرآیندهای دولومیتی شدن ثانویه و نئومورفیسم در این رخساره‌ها دیده میشود. به دلیل انواع تخلخل بین بلوری و تخلخل انحلالی، ویژگی مخزن بالاتری در دولومادستونها نسبت به مادستونهای آهکی وجود دارد. این ریزرخساره را میتوان معادل با کمربند رخسارهاي 9 ويلسون (Wilson, 1975) و رخساره استاندارد RMF23 فلوگل (Flügel, 2010) دانست که به گستره بین جزر و مدی تعلق دارد.
ریزرخساره MF3: باندستون استروماتولیتی (Stromatolite Bindstone)
ویژگی اصلی این ریزرخساره لامیناسیون و ساخت نواري تا موجی است که گاهی با آلوکمهایی مانند جلبکهای سبز و پلوئید دیده میشود. همچنین فابریک فنسترال در این رخساره دیده میشود که با سیمان انیدریت و کلسیت پر شده است. گسترش این ریزرخساره در بخش میانی و بالایی واحد K3 چاه پارس جنوبی و بهصورت پراکنده در میانلایههای دولومیتی واحد K3 و در بخشهای زیرین واحد K4 چاه گلشن مشاهده شده است و در چاه مربوط به میدان پارس شمالی وجود ندارد.
تفسیر: این رخساره در محیطهای بین جزر و مدی دیده میشود که نشاندهنده پایین آمدن سطح آب دریا میباشد و دارای ساختهایی همچون لامیناسیون ظریف و فابریک فنسترال است. اجزای اسکلتی به ندرت در استروماتولیت یافت میشوند هرچند که آنها دارای ساختارهای زیستی رسوبی هستند که بر اثر به دام افتادن رسوبات توسط سیانوباکتریها اصل شدهاند (Scholle and Ulmer-Scholle, 2003). استروماتولیت‌ها نهشتههای آهکی متعلق به رسوبات زیستی هستند که با لایه‌بندی‌های ظریف و ساختارهایی به اشکال مسطح، گنبدی و مخروطی شناخته میشوند. این نهشتهها در نتیجه به دام افتادن و تثبیت ذرات رسوبی و نیز رسوبگذاری کربنات توسط اجتماعات زیستی، به‌ویژه سیانوباکتری‌های کلسیت‌زا، شکل می‌گیرند. همچنین، استروماتولیت‌های مسطح اغلب با نهشتههای تبخیری مرتبط با دیاژنز اولیه همراهی دارند(Scholle and Ulmer-Scholle, 2003) . این ریزرخساره معادل با کمربند رخسارهای شماره 8 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF25 فلوگل (Flügel, 2010) است که به گستره زیر حد جزر ومدی تا بین جزر و مدی تعلق دارد (Scholle and Ulmer-Scholle, 2003). ریزرخساره باندستون استروماتولیتی از اینسالاکو و همکاران (Insalaco et al., 2006) نیز گزارش شده است.
ریزرخساره MF4: مادستون دولومیتی (Dolomitic Mudstone)
این ریزرخساره خردههای بیوکلستی متنوع و فراوانی ندارد و تنها دارای قالب‌های دولومیتی در زمینه میکرایتی است. پدیده دولومیتی شدن از مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی این رخساره است.
تفسیر: گسترش این ریزرخساره در نواحی گلشن و پارس جنوبی بیشتر از پارس شمالی است. این ریزرخساره نشاندهنده افت سطحی آب دریاست. محيط تشكيل اين رخساره به گودالهاي كوچك و پهنه‌های گلي در پهنههاي بين جزرومدي نسبت داده میشود. امروزه شبيه به اين رخساره در برخي پلتفرم‌های كربناته گرم و خشك با تبخير باﻻ در بخش سابخاي خلیج‌فارس مشاهده میشود (Tucker and Wright, 2009). ریزرخساره مربوطه را میتوان با کمربند رخسارهای شماره 9 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF22 فلوگل (Flügel, 2010) معادل دانست که به پهنه جزر و مدی تعلق دارد.
ریزرخسارههای پهنه لاگون
ریزرخساره MF 5: مادستون با آشفتگی زیستی (Bioturbation Mudstone)
اين رخساره متشکل از مادستون با دوکفهايهاي نازک و فرامينيفراهاي كوچك با ديواره روشن است. رسوبات فوق داراي لاميناسيون و يا لايهبندي نازک است. رخساره فوق در محیطهای با گردش محدود آب لاگون تشکيل میشود. همراهي با لايه نازک گلسنگ و شيل تيره رنگ بيانگر تشکيل در محیطهای لاگون درياي باز است. در ميادين پارس جنوبي و گلشن رخساره از نوع لاگون بوده و به همين دليل دولوميتي شده است. فراواني اين رخساره مربوط به واحد K3 از سازند دالان است. لازم به ذکر است که نوع مشابهي از رسوبات گلي فوق در بخش لاگون محدود تشکيل میشود که فاقد ساخت رسوبي و بهصورت تودهاي بوده و آثار بارووينگ و تخلخل فنسترال در آن ديده میشود.
تفسیر: شرایط خاص حاکم بر شیمی آب دریا در آن زمان و تأثیرات پالئواکولوژیکی انقراض جهانی پرموتریاس در تشکیل این رخساره نقش بسزایی داشته است. افقهای دارای آشفتگی زیستی نشانگر حداکثر پیشروی آب دریا در نواحی مختلف پلتفرم کربناته است. ریزرخساره مربوطه را میتوان با ریزرخساره استاندارد RMF19 فلوگل (Flügel, 2010) معادل دانست که به پهنه لاگونی تعلق دارد.
ریزرخساره MF 6: وکستون تا پکستون بیوکلستی با جلبک سبز و فرامینیفرهای بنتیک
(Bioclastic Wackestone/ Packstone with green algae and benthic foraminifera)
اين ریزرخساره متشکل از فرامينيفرهاي بنتيک، دوکفهای، گاستروپود و جلبك‌هاي سبز به‌عنوان اجزای اصلی ميباشد. علاوه بر بیوکلست‌های اصلی مذکور، درصد قابل‌توجهی پلوئید در چاههای خلیج‌فارس گلشن و پارس جنوبی دیده میشود. از نظر فرآیندهای دیاژنتیکی، تأثیر دیاژنتیکی انحلال نقش زیادی در افزایش مقدار تخلخل از جمله انواع تخلخل‌های قالبی و اسکلتی دارد.
تفسیر: برخی از آلوکمهای آن شامل گاستروپود، جلبک سبز بخصوص جلبک داسیکلاداسه به‌عنوان شاخص محیطی بشمار میرود که قابل‌مقایسه با رخسارههای مشابه در سایر نواحی دنیاست. با توجه به ویژگیهای بافتي و توالیهای همراه، محيط رسوبگذاری رخساره فوق به لاگون نسبت داده میشود. در مواردي که مقادير پلوئيد افزایش‌یافته و گاستروپودهاي لاگون فراوانتر باشند نشانگر شرایط رسوبگذاری مناطق کم انرژی و عمق زیاد و گردش آب محدود در محيط تشکيل آن یک محیط با انرژی آرام تا متوسط لاگون است (Flügel, 2010). این ریزرخساره معادل با کمربند رخسارهای شماره 10 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF20 فلوگل (Flügel, 2010) است که به محیط لاگونی نسبت داده شود و در بخش‌هایی از K3 و K4 مشاهده میشوند.
ریزرخسارههای پهنه پشته زیرآبی
ریزرخساره MF 7: پکستون تا گرینستون اُاُئیدی پلوئیدی(Ooid/ Peloid Packstone to Grainstone)
اين ريزرخساره متشکل از پلوئيد، اُاُئیدهای ميکرايتي شده دانهريز تا دانهمتوسط به همراه مقاديری پلوئيد و قطعات پراکنده بيوکلاستی همچون فرامينفرهاي بنتيک، گاستروپود، دوکفهای، خردههای جلبک سبز است. میکرایت کم حدود 20% همراه با پلوئید و اُاُئیدهای فشرده شده است. حداکثر گسترش این رخساره در هر سه چاه مورد مطالعاتی و در واحدهای مخزنی K3 و K4 مشاهده میشود. اُاُئیدهای میکرایتی شده در چاه میدان پارس جنوبی واحد K3 بیشتر وجود دارد. ریزرخساره فوق در چاه میدان گلشن در بخشهای زيرين K4 بیشتر از بخشهای دیگر ديده میشود.
تفسیر: اين رخساره نمايانگر يک مجموعه با انرژي حد واسط است که توسط ميکريتي شدن آلوکمها، اندازه کوچک دانهها، فراواني اُاُئید و پلوئيد، پراکندگي خرده‌هاي اسكلتي لاگونی مشخص میشود و بنابراين محيط تشکيل آن بخشی از پشته زیرآبی است که رو به لاگون قرار گرفته است. پلوئیدها احتمالاً از خردشدگی مادستونهای لاگونی و یا میکرایتی شدن اُاُئیدهای آراگونیتی تشکیل شدهاند. وجود سیمانهای حاشیهای هم ضخامت در اطراف اُاُئیدها نشانگر تشکیل آنها در محیط دریایی است. کاهش انرژی در محیط رسوبی یا خردشدگی و دفرمه شدن پلوئیدهای میکرایتی در اثر فرآیندهای مختلف دیاژنزی، به‌ویژه تراکم، از جمله عوامل مؤثر در ایجاد این ساختارها به‌شمار می‌روند. همچنین ریزرخساره مربوطه را میتوان با کمربند رخسارهای شماره 4 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF27 فلوگل (Flügel, 2010) معادل دانست که به محیط پشته زیرآبی تعلق دارد.
ریزرخساره MF 8: گرینستون اُاُئیدی (Ooid Grainstone)
اين ريزرخساره متشکل از اُاُئیدهای دانه متوسط همراه با خرده‌هاي اسكلتي و گاهی کمي پلوئيد است. اين رخساره همانند رخساره پکستون تا گرینستون اُاُئیدی در بخش مياني K4 فراوانتر است. فرایندهای دیاژنزی دولومیتی شدن، سیمان شدن و تخلخل قالبی در این ریزرخساره به فراوانی دیده میشود. این رخساره با دو لیتولوژی آهکی و دولومیتی در این نواحی از گسترش قابل‌ملاحظه‌ای برخوردار است. فرآیند انحلال در اُاُئیدها و در برخی از قسمت‌های توالی که تخلخل قالبی فراگیر را در توالیهای دالان بالایی ایجاد میکنند. در چاه پارس شمالی فقدان سیمان انیدریتی ویژگیهای مخزن را بهبود میبخشد اما انیدریت ثانویه یا سیمان شدن کلسیت فراگیر، خصوصیات مخزن را به‌طور قابل‌توجهی کاهش میدهد. توسعه آن به واحد K4 در چاه پارس شمالی محدود شده است. در بخشهای بالایی چاههای گلشن و پارس جنوبی نیز این رخساره مشاهده شده است.
تفسیر: اُاُئیدها آلوکمهای غیر اسکلتی در محیطهای نهشتی پشته زیرآبی کربناته هستند. گسترش اُاُئیدهای مذکور بهدلیل نوسانات جهانی سطح آب دریا است که در زمان پرمین بالائی تا تریاس میانی که سطح جهانی آب دریا دچار افت نسبی شده بود. این ریزرخساره در بخش مرکزی پشته زیرآبی تشکیل میشود و به‌طور جانبی به ریزرخساره گرینستونی دیگری میتواند تبدیل شود. سيمان همضخامت با ترکيب آراگونيتي که نشانه گردش خوب آب در محيط و سيماني شدن اوليه دريايي است، اطراف دانهها را پوشانده است. این رخساره که با فراوانی بالای اُاُئیدها و ماهیت فاقد گل مشخص میشود، معرف بخش مرکزی پشته زیرآبی است (Tucker and Wright, 2009). از ویژگیهای برجسته این رخساره در برخی نواحی، ایجاد تخلخل قالبی ناشی از انحلال میباشد. ریزرخساره گرینستون اُاُئیدی را میتوان با کمربند رخسارهای شماره 4 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF29 فلوگل (Flügel, 2010) معادل دانست که به محیط پشته زیرآبی تعلق دارد.
ریزرخساره MF 9: گرینستون بیوکلستی اینتراکلستی (Intraclast/ Bioclastic Grainstone)
اجزای تشکیلدهنده این ریزرخساره شامل دانههاي اُاُئید ريز با پوشش آراگونيتي ناکامل به همراه اینتراکلست، خردههای دوکفهاي، گاستروپود، جلبک سبز و فرامينيفرهاي بنتيک در يک زمينه گلي تا سيماني است. فرآیندهای دیاژنتیکی مانند دولومیتی شدن، انحلال و جایگزینی انیدریت ثانویه در این ریزرخساره مشاهده میشود. حداقل مشخصه مخزن در دانههای سیمانی شده با سیمان انیدریت ثانویه در نظر گرفته میشود.
تفسیر: بیوکلست‌ها و اینتراکلست‌های زاویهدار میتواند ناشی از برخورد امواج با پشته زیرآبی و جدا شدن ذرات باشند. ذرات اینتراکلست نشاندهنده رسوبگذاری در پرانرژیترین بخش پشته زیرآبی و محیطی با انرژی متفاوت هستند. بخش رو به درياي پشته کربناته توسط رخسارههاي بايوکلاستي درشت دانه متشکل از صدف دوکفهاي، اکينودرم، جلبک و فرامينيفرهاي بنتيک به همراه قطعات ليتوکلاستي و برخي نرم‌تنان کوچک حمل شده از بخش رمپ مياني مشخص میشود. رسوبگذاری با دیگر رخسارههای پشته زیرآبیای تا حدودی متفاوت است، به‌طوری‌که اندازه آلوکمها و نوع خردههای اسکلتی آن بیانگر محیط پرانرژی و متصل به دریای آزاد است. این ریزرخساره معادل با کمربند رخسارهای شماره 6 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF27 فلوگل (Flügel, 2010) بوده که به محیط پشته زیرآبی تعلق دارد. این رخساره به بخش پشته زیرآبی رو به دریای باز مربوط است. حداکثر گسترش این رخسارهی مغزه در چاه پارس شمالی به‌ویژه در واحد مخزن K3 مشاهده شده است.
ریزرخساره پهنه دریای باز
ریزرخساره MF 10: وکستون تا پکستون بیوکلستی اینتراکلستی
(Bioclastic/ Intraclast Wackestone to Packstone)
این ریزرخساره بر اساس گسترش نسبی استراکد و خردههای اکینودرم و خردههای جلبک و اینتراکلست با 10 تا 50 % دارای لیتولوژی آهکی است و در بخش زیرین عضو دالان بالایی در نواحی مذکور گسترش دارد. معدود لایههای آهکی این رخساره تنها در بخشهای میانی وجود دارد که بر اساس وجود جلبک و استراکد، خردههای اکینودرم شناسایی شده است.
تفسیر: وجود قطعات فسیلی خرد شده و با درصد پایین نشانگر حمل‌ونقل امواج از محیط اصلی به مناطق نیمه عمیق و دریای باز و رسوبگذاری این قطعات همراه با کم شدن انرژی امواج است. این ریزرخساره مربوطه را منطبق بر کمربند رخسارهای شماره 1 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF7 فلوگل (Flügel, 2010) معادل دانست که به نواحی جلویی دریای باز نسبت داده میشود.
ریزرخساره رمپ میانی
ریزرخساره MF 11: مادستون بیوکلستی(Bioclastic Mudstone)
اين رخساره متشکل مادستون و همچنین حاوي سوزن اسفنج، خرده‌هاي اكينودرم، دوکفهايهاي نازک و فرامينيفرهاي كوچك با ديواره روشن است. در میدان پارس جنوبي رخساره فوق عمدتاً دولوميتي شده است ولی در میدان گلشن مشاهده شد و حداکثر توسعه این رخساره مغزه را میتوان در چاه پارس شمالی در واحد مخزنی K3 مشاهده کرد. بيشترين فراواني اين رخساره مربوط به واحد K3 از سازند دالان است.
تفسیر: گسترش ریزرخساره در ناحیه خلیج‌فارس بسیار محدود است. این رخساره تنها در بخش‌هایی از K3 مشاهده میشود که عمدتاً دارای استراکدهای دیواره نازک و برخی جلبکهاست. ریزرخساره مربوطه را میتوان با کمربند رخسارهای شماره 1 ویلسون (Wilson, 1975) و ریزرخساره استاندارد RMF7 فلوگل (Flügel, 2010) معادل دانست که به محیط رمپ میانی تعلق دارد (شکل 4).
شکل 4: ریزرخسارههای شناسایی شده عضو دالان بالایی در مناطق موردمطالعه: الف) انیدریت لایهای تا تودهای، چاه A عمق 2795 متری، ب) دولومادستون فابریک فنسترال چاه A عمق 2790 متری، پ) باندستون استروماتولیتی، چاه A عمق 2800 متری، ت) مادستون دولومیتی، چاه C عمق 75/4377 متری، ث) مادستون با آشفتگی زیستی، چاه C عمق 4246 متری، ج) وکستون تا پکستون بیوکلستی با جلبک سبز و فرامینیفرهای بنتیک، چاه B عمق 3014 متری، چ) پکستون تا گرینستون اُاُئیدی پلوئیدی، چاه B عمق 2956 متری، ح) گرینستون اُاُئیدی، چاه A عمق 2960 متری، خ) گرینستون بیوکلستی اینتراکلستی، چاه C عمق 75/4221 متری، د) وکستون تا پکستون بیوکلستی اینتراکلستی، چاه C عمق 75/4224 متری، ذ) مادستون بیوکلستی، چاه C عمق 25/4233 متری.
ردیف | نام ریزرخساره | کد ریزرخساره | آلوکمهای اسکلتی و غیراسکلتی | فرایندهای دیاژنزی | رخسارههای استاندارد (Flugel,2010) | محیط رسوبگذاری و موقعیت زیر محیط | نام چاهها | ||||
1 | انیدریت لایهای تا تودهای | MF1 | ندارد | سیمان پوئیکیلوتوپیک سیمان انیدریتی، دولومیتی شدن | RMF25 | پهنه بالای جزر و مدی | چاه A ، چاه B ،چاه C | ||||
2 | دولومادستون فابریک فنسترال | MF2 | پلوئید | رشد ژیپس، دولومیتی شدن | RMF23 | پهنه بین جزر و مدی | چاه A، چاه B | ||||
3 | باندستون استروماتولیتی | MF3 | ندارد فیلامنت‌های میکروبی | استیلولیتی شدن، دولومیتی شدن | RMF25 | پهنه بین جزر و مدی | چاه A، چاه B | ||||
4 | مادستون دولومیتی | MF4 | ندارد | رشد ژیپس، دولومیتی شدن | RMF22 | پهنه بین جزر و مدی | چاه B، چاه C | ||||
5 | مادستون با آشفتگی زیستی | MF5 | جلبک سبز، دوکفهایها، فرامینیفرهای بنتیک، گاستروپود، استراکد، پلوئید | انحلال و میکریتی شدن | RMF19 | لاگون | چاه B، چاه C | ||||
6 | وکستون تا پکستون بیوکلستی با جلبک سبز و فرامینیفرهای بنتیک | MF6 | جلبک سبز، دوکفهایها، فرامینیفرهای بنتیک، گاستروپود، استراکد، | سیمان پوئیکیلوتوپیک میکرایتی شدن | RMF20
| لاگون | چاه A، چاه B، چاه C | ||||
7 | پکستون تا گرینستون اُاُئیدی پلوئیدی | MF7 | جلبک سبز، دوکفهایها، فرامینیفرهای بنتیک، گاستروپود، استراکد، اُاُئید، پلوئید | دولومیتی شدن میکرایتی شدن | RMF27 | پشته زیرآبی | چاه B | ||||
8 | گرینستون اُاُئیدی | MF8 | جلبک سبز، دوکفهای و فرامینیفر بنتیک پلوئید، اُاُئید، آگرگات | سیمان دریایی (سیمان تیغهای، دولومیتی شدن و سیمان انیدریتی) و سیمان متئوریکی (سیمان بلوکی)، انحلال | RMF29
| پشته زیرآبی | چاه A، چاه B، چاه C | ||||
9 | گرینستون بیوکلستی اینتراکلستی | MF9 | جلبک سبز اینتراکلست، اُاُئید | سیمان بین دانهای سیمان پوئیکیلوتوپیک | RMF27 | پشته زیرآبی | چاه A، چاه B، چاه C | ||||
10 | وکستون تا پکستون بیوکلستی اینتراکلستی | MF10 | جلبک سبز، اکینودرم اُاُئید و اینتراکلست | سیمانی شدن رگهای و استیلولیتی شدن | RMF7 | دریای باز | چاه A، چاه B، چاه C | ||||
11 | مادستون بیوکلستی | MF11 | اسپیکول اسفنج | استیلولیتی شدن | RMF7 | رمپ میانی | چاه B، چاه C | ||||
جدول 2. خلاصهای از ریزرخسارههای شناسایی شده عضو دالان بالایی در چاه A میدان پارس جنوبی، چاه B میدان گلشن، چاه C میدان پارس شمالی.
فراوانی رخساره‌ها
در چاه A ریزرخساره MF2 دولومادستون فابریک فنسترال فراوانی بیشتری نسبت به بقیه ریزرخسارهها داشته و ریزرخسارهMF11 یا ریزرخساره مادستون بیوکلستی در این چاه مشاهده نشده است. در چاه B ریزرخساره MF5 یا ریزرخساره مادستون با آشفتگی زیستی فراوانترین رخساره لاگونی است. در چاه C ریزرخساره MF7 یا ریزرخساره پکستون تا گرینستون اُاُئیدی پلوئیدی فراوانی بیشتری داشته است (شکل5).
در این بخش، رخسارههای غالب به پهنه جزر و مدی و پشته زیرآبی تعلق دارند. به نظر می‌رسد که در زمان رسوبگذاری دالان بالایی پشته زیرآبی گسترش بیشتری داشته و لاگون نسبت به سایر نواحی محدودتر بوده است. همچنین، به نظر می‌رسد که با حرکت از چاه A به سمت چاهC ، محیط عمیق‌تر شده و فراوانی ریزرخسارههای دریای باز و رمپ میانی افزایش یافته است.
شکل 5: درصد فراوانی ریزرخسارهها و محیطهایی که در آن این ریز رخساره‌ها شکل گرفتهاند.
مدل محیط رسوبی
مطالعه رخسارههای میکروسکوپی و بررسی ماکروسکوپی مغزه‌های مربوط به چاههای موردمطالعه، منجر به شناسایی پنج کمربند رخسارهای در توالی دالان بالایی شد. این کمربندها شامل رخسارههای پهنه جزر و مدی، لاگون، پشته زیرآبی، دریای باز و بخشی از رمپ میانی هستند. نتایج شناسایی این کمربندهای رخسارهای، ساختارهای رسوبی، عدم وجود توپوگرافی برجسته و همچنین تغییرات تدریجی رخساره‌ها نشان میدهند که محیط رسوبی دالان بالایی با سن پرمین پسین یک رمپ کربناته با شیب ملایم است(Pomar et al., 2004) . گسترش رخسارههای تبخیری همراه با دولومیتهای اولیه، دلالت بر حاکم بودن اقلیم گرم و خشک در زمان تشکیل این رمپ کربناته دارد (Rezavand et al., 2017). کاهش سطح آب دریا باعث گسترش رخسارههای تبخیری، کمعمق و حاشیه پلتفرمی و همچنین سطوح رخنمون میشود. عظیم‌ترین گسترش رخسارههای گرینستون اُاُئیدی و بایوکلاستی در واحد K4 اتفاق افتاده است که به دلیل ایجاد زون‌های حداکثر فضای رسوبگذاری به وجود آمده است که مکان‌های اولیه تشکیل و توسعه پشته زیرآبی‌های اُاُئیدی هستند. وجود موجودات ریف‌ساز پراکنده در جلوی پشتههای زیرآبی، آلوکمهای سازنده رخساره گرینستون بیوکلستی اینتراکلستی را در بخش پرانرژی پشته زیرآبی رو به دریا فراهم کرده است. رخسارههای گل‌غالب لاگونی، به‌ویژه با تنوع زیستی کم، رخسارههای بین جزر و مدی، تبخیری و همچنین رخسارههای مادستونی و وکستونی رمپ میانی با گسترش محدود در تناوب با پشته زیرآبی‌های گرینستونی تشکیل شدهاند. واحد K3 را میتوان یک واحد گل‌غالب متشکل از رخسارههای مادستونی، بایوکلاست وکستون تا پکستونی آهکی دانست که مربوط به رخسارههای زیر جزر و مدی کمعمق لاگون تا نواحی رمپ میانی است. بر اساس ریزرخسارههای شناسایی‌شده و دسته‌بندی رخساره‌ها به روش فلوگل (Flügel, 2010) میتوان محیط رسوبگذاری را یک رمپ کربناته با شیب ملایم در نظر گرفت (شکل 6). میتوان این رمپ را در یک کمربند آب و هوایی خشک و نیمه گرمسیری قرار داد که با شواهد رسوبشناسی شامل رسوبات تبخیری زیاد و چینهشناسی منطقه مورد مطالعه مطابقت دارد(Rezavand et al., 2017) .
شکل 6: مدل رسوبی ارائه شده برای توالیهای کربناته تبخیری دالان بالایی بر اساس مطالعات رخسارههای رسوبی و توالی رخسارهای حاصل از آن که شامل یک رمپ کربناته با شیب ملایم میباشد.
فرآیندهای دیاژنتیکی
از فرایندهای دیاژنتیکی که براساس مطالعات انجام گرفته در عضو دالان بالایی میکرایتی شدن، سیمانی شدن، دولومیتی شدن، انحلال، نوشکلی، تراکم مکانیکی و شیمیایی با فراوانیهای متغیر در این نهشتهها شناسایی شدند.
ميكرايتي شدن
میکرایتی شدن از رایجترین فرایندهای دیاژنزی در نهشتههای دالان بالایی است و در شرایط برقراری آرامش در محیط رسوبی بویژه در لاگون‌های محافظت شده توسعه مییابد. زمانی که دانههای اسکلتی و غیر اسکلتی دچار تغییرات در بافت دانهها و تبدیل به میکرایت میشوند و پوشش ميكرايتي (Micritic envelope) را ایجاد میکنند که قابلیت شناسایی با دانه اولیه را ندارد، در اطراف پوسته فسيلها يا به دور دانههاي اُاُئيدي گسترش مییابد (Flügel, 2010) و حاشیه دانههای اسکلتی خورده شده و حفرهها با رسوبات ریزدانه یا سیمان پر میشوند(Tucker, 1991) . این فرایند در رخسارههایی همچون وکستون تا پکستون بیوکلستی محیط لاگونی دیده میشود. در برخی از مقاطع موردمطالعه ساختمان اولیه دانه به سختی قابل‌شناسایی است. میکرایتی شدن در محیطهای آرام و لاگونی معمول است و در مواردی بهصورت پوشش میکرایتی اطراف دانهها عمل کرده و شکل اولیه دانه بعد از انحلال حفظ شده است. در اکثر مواقع بهصورت کامل باعث میکرایتی شدن اُاُئیدها و فسیل‌ها شده و ساختمان داخلی آنها از بین رفته است و سپس میتواند با سیمان پر شوند. اولین فرایندهای توالیهای پاراژنزی و نوعی نوشکلی است که میتواند در محیط فریاتیک دریایی تشکیل شود .(Philip and Gari, 2005)
سیمانی شدن
فرآیند سیمانی شدن هم‌زمان با رسوبگذاری در محیط رسوبی آغاز و تا تدفین عمیق ادامه مییابد. سیمانی شدن با رخساره ارتباط زیادی دارد و معمولاً تابع محیط رسوبی بوده و از مرزهای رسوبی و الگوهای محیطی تبعیت میکند (Flügel, 2010). نرخ گردش سيالات در رسوبات، باعث کنترل توزيع سيمانهاي دريايي در حفرات آنها میباشد (Moore, 2001). کانیشناسی سیمانهای موجود در رخسارههای مخزنی به‌طورکلی به دو گروه کلسیتی و انیدریتی تقسیم میشود. از انواع سیمانهای کلسیتی که در نهشتههای دالان بالایی مشاهده شدند میتوان به سيمان همبعد، سیمان دروزي، سیمان اسپاری، سیمان پوئیکیلوتوپیک اشاره کرد. سیمان همبعد با بلورهای ریز و هماندازه به حالت سوزني و یا تیغهای و سیمان دروزی در اطراف دانهها و قطعات آهكي دیده میشود (Flügel, 2010). سیمانهای انیدریتی به دلیل شرایط گرم و خشک حاکم در طی رسوبگذاری، انیدریت به‌عنوان مهم‌ترین و فراوانترین تبخیری در این نهشتهها بشمار میرود (Rahimpour-Bonab, 2007; Esrafili-Dizaji and Rahimpour-Bonab, 2013). سیمانهای انیدریتی شناسایی شده شامل سیمانهای انیدریتی پهنه جزر و مدی و سیمان انیدریت فراگیر میباشد. سيمان انيدريتي پهنه جزر و مدي در شرايط اقليمي گرم و خشك توسعه يافته (Marenco et al., 2008) بهصورت قالبهاي تبخيري، سوزنهاي شعاعي انيدريتي، فابريك فنسترال و چشم پرندهاي در دولومادستونهاي پهنه جزر ومدی طي فرآيند جانشيني تشكيل ميشوند. سیمان انيدريت فراگير ثانويه بوده و پرکننده تخلخل بين دانهاي در رخسارههاي دانه غالب دولوميتي میباشد (Jafarian et al., 2017) . سیمان انیدریتی پرکنده در بخش‌هایی است که دارای شکستگی هستند.
انحلال
در مقاطع مطالعه شده عضو دالان بالایی شواهد انحلال بهصورت تخلخل قالبی در اثر حل شدن آلوکمهای اسکلتی در رخسارههای دانهغالب دیده میشود. از انواع فابریک‌های که در نمونههای موردمطالعه میتوان نام برد شامل فابریک‌های فشرده، رگههای انحلالی و استیلولیتها هستند. انحلال معمولاً مهم‌ترین عامل در ایجاد کیفیت مخزنی در رخسارههای وکستونی تا پکستونی است (Buyukutku, 2009).
تراكم فيزيكي
اين فرآيند در مراحل اولیه دیاژنز بیشتر فعال بوده و بر اثر فشار حاصل از تدفين طبقات بالایی صورت ميگيرد. این فرآیند موجب كاهش تخلخل، تراوایی و ضخامت رسوبات، آبدهی، شکست و تغيير در شكل، آرایش و جهتگيري دانهها میشود (Flügel, 2010). مادستون‌ها و دولومادستونها نسبت به رخسارههاي گرينستوني تراکم بيشتري دارند. استيلوليتها، درزههاي انحلالي از متداولترین آثار تراکم شیمیایی است. در عضو دالان بالایی، استيلوليتها بيشتر دررخسارههاي مادستوني و دولومادستوني توسعه یافتهاند و داراي دامنه متوسط تا بلند ميباشند. رگچه‌هاي انحلالي بهصورت يكنواخت و صاف هستند. این رگچه ها برخلاف استيلوليتها، كل بافت سنگ را قطع نميكنند و فقط از اطراف دانهها عبور ميكنند. تراکم شیمیایی از طریق کاهش حجم سنگ و تخلخل‌های اولیه، همراه با رسوب مجدد مواد حاصل از انحلال به صورت سیمان در فضاهای خالی ایجاد میشود .(Machel, 2005) برخلاف تراکم فیزیکی که بلافاصله پس از رسوبگذاری، رسوبات را تحت تأثیر قرار میدهد، تراکم شیمیایی نیازمند دفن عمیق، معمولاً در حدود چند صد متر، برای آغاز فرآیند خود است .(Bathurst, 1975)
نئومورفیسم
به تمام فرآيندهایی که باعث تغییر و تبديل درون یک كاني به كاني ديگر و يا اشكال ديگر همان كاني شود، نئومورفیسم گفته میشود. این فرایند در سنگ‌های آهکی شامل تبلور دوباره میکریت تشکیل میکرواسپار یا اسپار دروغین است(Tuker & Wright, 2009) .
دولومیتی شدن
فرایند دولوميتيشدن برخلاف تصور تخلخل ایجاد نمیکند و باعث كاهش حجم میشود و دولوميتي شدن بیش‌ازحد، تخلخل اولیه را کاهش میدهد (Lucia, 2007). دولومیتهای یاد شده بر اساس اندازه بلورها و شکل مرز بلورها تقسیم شدهاند.
شکل7: الف) تخلخل قالبی انحلال اُاُئيدها و سيمان همضخامت، ب) سوزنهای انیدریتی، پ) میکریتی شدن حاشیه آلوکمها، ت) سیمان بلوکی، ث) سیمان تيغهاي و سيمان كلسيت دروزي در فضاي بين اينتراكلستها و اُاُئيدها، ج) سیمان همضخامت، چ) سیمان دروزی موزاییکی ، ح) دولومیت درون دانهای و سيمان دروزی در فضاي بین اُاُئيدها، خ) استیلولیت دامنه متوسط که در امتداد آن اکسید آهن باقی مانده است و همچنین تراکم فیزیکی نیز موجب دفرمه شدن برخی از آلوکمها شده است.
شکل 8: فرایندهای دیاژنزی چاه B و تغییرات عمودی ریزرخسارههای دالان بالایی و مقایسه آن با ریزرخسارههای استاندارد فلوگل(Flügel, 2010).
توالی پاراژنتیکی:
فرایندهای دیاژنزی شناسایی شده در ستون چینهشناسی شکل 8 نشان داده شده است. این فرایندهای دیاژنزی طی سه مرحله ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز رسوبات دالان بالایی را تحت تأثیر قرار داده است.
مرحله ائوژنز
فرایندهای دیاژنزی نهشتههای دالان بالایی که بلافاصله پس از تهنشست رسوبات و در بستر دریا اتفاق میافتد شامل سیمانی شدن کلسیتی خصوصاً سیمان فیبری، تشکیل میکرایت و گاهی دولومیتی شدن اولیه است (Moore et al., 2013) . همچنین انحلال و تراکم فیزیکی است که پس از مرحله تهنشست و گاهی هم‌زمان با آن در نزدیکی سطح زمین و در دمای کمتر از 73 درجه سانتیگراد ایجاد شدهاند (Seibel and James, 2017).
مرحله مزوژنز
رسوبات كربناتهای كه معمولاً در درياهاي گرمسيري تشكيل ميشوند، دارای آراگونيت و كلسيت پرمنيزيم میباشند که در طی قرارگيري در محيط دياژنز جوي تحت انحلال و سيمانيشدن قرار ميگيرند. در صورت گردش سیالات تحت اشباع کربنات درون سنگهاي آهكي، باعث انحلال در رسوبات میگردند که ادامه این فرآیند ممكن است منجر به تشكيل كارست شود (Tucker and Wright, 2009). فرآیندهای کلیدی در این محیط شامل انحلال کانی‌ها، تشکیل سیمان بلوری کلسیتی و ایجاد تخلخل قالبی است(Moore et al., 2013) . پس از مرحله ائوژنز نهشتهها تحت تأثیر مزوژنز قرار گرفتهاند و به نئومورفیسم، انحلال و ایجاد استیلولیتها و رگچههای انحلالی میشوند.
مرحله تلوژنز
با دفن بیشتر رسوبات و افزایش دما و فشار، فرآیندهای دفنی آغاز میشوند. مهم‌ترین تحولات در این محیط شامل سیمانی‌شدن مجدد مانند کلسیت بلوکی، تراکم مکانیکی، دولومیتی شدن دفنی و استیلولیتی شدن است(Moore et al., 2013) .
جدول 3. توالی پاراژنزی پیشنهاد شده برای عضو دالان بالایی در منطقه موردمطالعه.
بحث
بر اساس مطالعات لیتواستراتیگرافی، لیتولوژی غالب در چاه A شامل آهک آرژیلیتی و دولومیت، در چاه B سنگآهک با میان‌لایه‌هایی از انیدریت و دولومیت، و در چاه C آهک دولومیتی و دولوستون آهکی است. بررسی ارتباط میان رخسارههای رسوبی و فرآیندهای دیاژنزی نشاندهنده محیط تهنشست دالان بالایی است. بر این اساس، سیمانهای کلسیتی از نوع فیبری که پیرامون دانهها تشکیل شدهاند، حاصل جریان آب دریا در فضاهای بین‌دانه‌ای میباشند (Moore, 2001; Flügel, 2010). در رخسارههای جزرومدی، فرآیندهای دیاژنزی مانند سیمانی‌شدن، انیدریتی‌شدن و دولومیتی‌شدن بیشتر مشاهده میشوند. در برخی از رخسارههای آن همانند باندستون استروماتولیتی، پدیده‌های دولومیتی‌شدن و استیلولیتی‌شدن قابل مشاهده است. این رخساره‌ها با بافت دانهپشتیبان، گاهی اوقات به عنوان سنگ‌پوش عمل میکنند(Kakemem et al., 2023) . رخسارههای لاگونی بیشتر با فرآیندهایی نظیر انحلال، میکرایتی‌شدن و سیمان‌زایی از نوع پوئیکیلوتوپیک همراه هستند. فراوانی میکرایت به سمت بخشهای انتهایی لاگون به سمت دریا کاهش مییابد(Kakemem et al., 2023) . در رخسارههای پشته، فرآیندهای دولومیتی‌شدن، میکرایتی‌شدن، تشکیل سیمان تیغهای، انیدریتی و بلوکی و نیز انحلال اُاُئیدها غالب هستند. در رخسارههای دریای باز و رمپ میانی، فرآیندهای سیمانی‌شدن به صورت رگهای و استیلولیتی‌شدن مشاهده شده است. بررسی توالی ریزرخسارهها در سه چاه مورد مطالعه نشان میدهد که در چاهA ، رخسارههای جزرومدی نظیر دولومادستون با فابریک فنسترال نسبت به دو چاه دیگر فراوانی بیشتری دارند. در مقابل، در چاه C رخسارههای پشته از نوع پکستون تا گرینستون اُاُئیدی پلوئیدی فراوانتر هستند. فرآیند میکرایتی‌شدن عمدتاً در محیطهای پشته‌ای و لاگونی رخ میدهد. سیمان انیدریتی نیز در رخسارههای لاگونی به چشم می‌خورد و معمولاً فضاهای بین‌دانه‌ای را پر کرده و گاهی به صورت بلورهای درشت پوئیکیلوتوپیک تشکیل میشود. فرآیند دولومیتی‌شدن در این سازند به دو صورت متفاوت رخ داده است، در یک حالت، بافت اولیه سنگ به‌طور کامل تخریب شده و از بین رفته است، در حالی که در حالت دیگر، دولومیتی‌شدن بدون تخریب ساختار اولیه انجام شده و بافت سنگ حفظ شده است (Rahimpour-Bonab et al., 2007).
نتیجهگیری
بر اساس مطالعات انجام شده در منطقه موردمطالعه یازده ریزرخساره تشخیص داده شده است که در کمربندهای رخسارهای جزر و مدی، لاگون، پشته زیرآبی، دریای باز و ابتدای رمپ میانی نهشته شدهاند. رسوبات این بخش در یک پلتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال نهشته شدهاند و فرایندهای دیاژنزی گوناگونی بر این واحد تأثیر گذاشته است. مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی شامل میکریتی شدن، سیمانی شدن، انحلال، تراکم فیزیکی، تراکم شیمیایی، نئومورفیسم، دولومیتی شدن است. توالی دیاژنزی نشاندهنده تأثیر مجموعهای از فرایندهای دیاژنزی هم‌زمان با رسوبگذاری و پس از رسوبگذاری و در طی دفن کمعمق تا عمیق است، بنابراین فرایندهای دیاژنزی عضو دالان بالایی را در سه مرحله ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز تحت تأثیر قرار دادهاند. در نمونه چاههای موردمطالعه فرایندهایی چون آشفتگی زیستی، میکریتی شدن و سیمان همضخامت نشاندهنده محیط دیاژنز دریایی است. با توجه به شواهدی چون انحلال گسترده و تشکیل تخلخل‌های قالبی و حفرهای و تشکیل انواع سیمانهای مربوط به محیط جوی و ترتیب تقدم و تأخر فرایندها میتوان نتیجه گرفت که رسوبات یاد شده پس از طی محیط دیاژنز دریایی مستقیماً وارد محیط دفنی نشدهاند بلکه دست کم بخش‌هایی مانند پشته زیرآبی اُاُئیدی ابتدا محیط دیاژنزی را تحمل کرده و پس از طی فرایندهای مربوط به این محیط وارد محیط دیاژنز دفنی شدهاند. تراکم فیزیکی بهصورت خرد شدن قطعات زیستی و قالب‌های اُاُئیدی و جهتیابی در نمونههای تراکم انحلالی بهصورت انحلال، استیلولیت، دولومیتهای مجاور استیلولیتها، انیدریت بهصورت فراگیر در ادامه فرایند دفن رخ داده است. داﻻن بالایی در منطقه موردمطالعه، شرايط محيط رسوبگذاری پلتفرم داخلی و مياني را دارا بوده ولي گسترش و ضخامت رخسارههاي ﻻگوني و پشته زیرآبی به‌ویژه رخسارههای اُاُييدي در اين توالي بيشتر است. گسترش پشته زیرآبی، فراواني رخسارههاي اُاُييدي و قالب‌های بلورهاي تبخيري دﻻلت بر وجود آب‌وهوای گرم و خشك مشابه محيط امروزي خلیج‌فارس در طي رسوبگذاری داﻻن بالایی است که این تغییرات به سمت جنوب خلیج‌فارس نشانگر آب‌وهوای خشکتر بوده و رخسارههای اینترتایدال و سوپراتایدال نسبت به بقیه رخساره‌ها افزایش مییابد.
منابع
امرائی، ج.، رضایی، پ.، امینی، ع.، زمانزاده، س. م.، توکلی، و.، 1398، تحلیل ریزرخسارهها و پتروفاسیسها، ویژگیهای دیاژنتیکی و شرایط محیطی سازند فراقان در بخش مرکزی خلیج فارس، انتشارات فصلنامه زمین شناسی ایران، سال 13، شماره 50، صفحات 15-32.
آقانباتي، ع.، 1392، زمینشناسی ايران، انتشارات سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور،586 ص.
سجادی، ف.، توکلی، و.، سفیداری، ا.، امامی نیری، م.، 1400، کاربرد توموگرافی نوع تخلخل در بازسازی تکامل مخازن کربناته، سازندهای کنگان و دالان در بخش مرکزی خلیج فارس، انتشارات فصلنامه زمین شناسی ایران، سال 15، شماره 59، صفحان 13-28.
سفیداری، ا.، امینی، ع.، یوسفپور، م.، زمانزاده، س. م.، 1397، تعیین نقش محیط رسوبی و فرایندهای دیاژنزی در کیفیت مخزنی بخش بالایی سازند سورمه در میدان سلمان، انتشارات فصلنامه زمین شناسی ایران، سال 11، شماره 45، صفحات 119-136.
Aali, J., Rahimpour-Bonab, H., Kamali, M.R., 2006. Geochemistry and origin of the world's largest gas field from Persian Gulf, Iran, Journal of Petroleum Science and Engineering, 50(3-4),161-175.
Abdolmaleki, J., Tavakoli, V., Asadi-Eskandar, A., 2016. Sedimentological and diagenetic controls on reservoir properties in the Permian–Triassic successions of western Persian Gulf, southern Iran, Journal of Petroleum Science and Engineering, 141,90-113.
Alavi, M., 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran, American Journal of Science, 307(9), 1064-1095.
Amel, H., Jafarian, A., Husinec, A., Koeshidayatullah, A., & Swennen, R., 2015. Microfacies, depositional environment and diagenetic evolution controls on the reservoir quality of the Permian Upper Dalan Formation, Kish Gas Field. Journal of Marine and Petroleum Geology, 67: 57–71.
Angiolini, L., Balini, M., Garzanti, E., Nicora, A., Tintori, A., Crasqiun, S., Muttoni, G., 2003. Permian climatic and paleogeographic changes in Northern Gondwana: the Khuff Formation of Interior Oman, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 191, 269-300.
Bathurst R. G. C., 1975. Carbonate Sediments and their Diagenesis, 2nd edn., Developments in Sedimentology No. 12. Elsevier, Amsterdam, 658p.
Büyükutku, A. G., 2009. Reservoir properties of Karaisalı formation in the Adana Basin, Southern Turkey. Journal of Petroleum Science and Engineering, 65(1-2), 33-44.
Dickson, J. A. D., 1965. A modified staining technique for carbonates in thin section: Nature, v. 205, p. 587.
Dunham, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists Memoir1. 108–121 p.
Embry, A.F., Klovan, J.E., 1971. A Late Devonian reef tract on northeastern Banks Island, NWT. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19(4),730-781.
Enayati–Bidgoli, A.H., Rahimpour–Bonab, H., 2016. A geological based reservoir zonation scheme in a sequence stratigraphic framework: A case study from the Permo–Triassic gas reservoirs, Offshore Iran, Marine and Petroleum Geology, 73,36-58.
Esrafili‐Dizaji, B., Rahimpour‐Bonab, H., 2013. A review of Permo‐Triassic reservoir rocks in the Zagros Area, Sw Iran: Influence of the Qatar‐Fars Arch, Journal of Petroleum Geology, 36(3),257-279.
Flügel, E., 2010. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application, Springer. Berlin. Heidelberg. New York. 976 p.
Insalaco, E., Virgone, A., Courme, B., Gaillot, J., Kamali, M., Moallemi, A., Lotfpour, M., 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(2),75-176.
Jafarian, A., Javanbakht, M., Koeshidayatullah, A., Pimentel, N., Salad Hersi, O., Yahyaei, A., Beigi, M., 2017. Paleo environmental, diagenetic, and eustatic controls on the Permo– Triassic carbonate–evaporite reservoir quality, Upper Dalan and Kangan formations, Lavan Gas Field, Zagros Basin. Journal of Geological, 53: 1442-1457.
Kakemem, U., Ghasemi, M., Adabi, M. H., Husinec, A., Mahmoudi, A., Anderskouv, K., 2023. Sedimentology and sequence stratigraphy of automated hydraulic flow units-The Permian Upper Dalan Formation, Persian Gulf, Marine and petroleum geology 147:105965.
Konert, G., Afifi, A.M., Al-Hajri, S.I.A., Droste, H.J., 2001. Paleozoic stratigraphy and hydrocarbon habitat of the Arabian Plate, GeoArabia, 6(3), 407-442.
Lucia, F.J., 2007. Limestone reservoirs. Carbonate Reservoir Characterization: An Integrated Approach,181-215.
Machel, H. G., 2005. Investigations of burial diagenesis in carbonate hydrocarbon reservoir rocks. Geoscience Canada, 32(3), 103-128.
Marenco, P. J., Corsetti, F. A., Hammond, D. E., Kaufman, A. J., & Bottjer, D. J., 2008. Oxidation of pyrite during extraction of carbonate associated sulfate. Chemical Geology, 247(1-2), 124-132.
Mehrabi, H., Mansouri, M., Rahimpour-Bonab, H., Tavakoli, V., Hassanzadeh, M., 2016. Chemical compaction features as potential barriers in the Permian-Triassic reservoirs of Southern Iran, Journal of Petroleum Science and Engineering, 145, 95-113.
Mehrabi, H., Rahimpour-Bonab, H., Enayati-Bidgoli, A. H., & Esrafili-Dizaji, B., 2015. Impact of contrasting paleoclimate on carbonate reservoir architecture: Cases from arid Permo-Triassic and humid Cretaceous platforms in the south and southwestern Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering, 126, 262-283.
Moore, C. H., & Wade, W. J., 2013. Carbonate reservoirs: Porosity and diagenesis in a sequence stratigraphic framework (ed.), Developments in Sedimentology. Elsevier New York, 67: 347p.
Moore, G., 2001. Corporate social and financial performance: An investigation in the UK supermarket industry. Journal of Business ethics, 34, 299-315.
Moradi, M., Kadkhodaie, A., Rahimpour-Bonab, H., & Kadkhodaie, R., 2024. Integrated reservoir characterization of the Permo-Triassic gas reservoirs in the Central Persian Gulf. Petroleum.
Philip, J. M., & Gari, J., 2005. Late Cretaceous heterozoan carbonates: Palaeoenvironmental setting, relationships with rudist carbonates (Provence, south-east France). Sedimentary Geology, 175(1-4), 315-337.
Pomar, L., Brandano, M., & Westphal, H., 2004. Environmental factors influencing skeletal grain sediment associations: a critical review of Miocene examples from the western Mediterranean. Sedimentology, 51(3), 627-651.
Rahimpour-Bonab, H., 2007. A procedure for appraisal of a hydrocarbon reservoir continuity and quantification of its heterogeneity. Journal of Petroleum Science and Engineering, 58(1), 1-12.
Rezavand, N., Jahani, D., Asilian, H., 2017. Facies, Depositional Environment and Sequence Stratigraphy of Dalan Formation in Persian Gulf (Qatar-South Fars Arch) Well SP-A Subsurface Section. Journal of Science and Technology, 10(34): 1-16.
Scholle, P.A., Ulmer-Scholle, D.S., 2003. A color guide to the petrography of carbonate rocks: grains, textures, porosity, diagenesis, AAPG Memoir 77 (Vol. 77). AAPG.
Seibel, M. J., & James, N. P., 2017. Diagenesis of Miocene, incised valley-filling limestones; Provence, Southern France. Sedimentary Geology, 347, 21-35.
Sharland, P.R., Archer, R., Casey, D.M., Davies, R.B., Hall, S.H., Heward, A.P., Horbury, A.D., Simmons, M.D., 2001. Arabian Plate sequence stratigraphy. GeoArabia Special Publication, vol. 2. Gulf PetroLink, Bahrain. 371 pp.
Szabo, F., Kheradpir, A., 1978. Permian and Triassic stratigraphy, Zagros basin, south‐west Iran, Journal of Petroleum Geology, 1(2),57-82.
Tavakoli, V., & Barfizadeh, H., 2024. The Role of Plate Movements on Reservoir Development of the Iranian Carbonate Formations: A Review of the Interplay Between Tectonics, Paleoclimate, and Diagenesis. Results in Earth Sciences, 100037.
Tavakoli, V., Naderi-Khujin, M., & Seyedmehdi, Z., 2018. The end-Permian regression in the western Tethys: sedimentological and geochemical evidence from offshore the Persian Gulf, Iran. Geo-Marine Letters, 38, 179-192.
Tucker, M. E., & Wright, V. P., 2009. Carbonate sedimentology. John Wiley & Sons.
Tucker, M. E., 1991. Sequence stratigraphy of carbonate-evaporite basins: models and application to the Upper Permian (Zechstein) of northeast England and adjoining North Sea. Journal of the Geological Society, 148(6), 1019-1036.
Warren, J. K., 2006. Evaporites: sediments, resources and hydrocarbons: Springer Verlag, Brunei, 1035 p.
Wilson, J.L., 1975. Principles of carbonate sedimentation, Carbonate Facies in Geologic History,1-19.
Zeigler, M.A., Martin, A.Z., 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian Plate and its hydrocarbon occurrences. GeoArabia, 6(3), 445-504.