بازسازی محیط دیرینه، دیاژنز و ژئوشیمی توالی سازند سروک در فروافتادگی دزفول شمالی، جنوب غرب ایران

مقدمه

سازند سروک با سن آلبین- تورونین (James and Wynd 1965; Motiei 1993) به‌عنوان بخشی از گروه بنگستان، یکی از مهم‌ترین زون‎‍های مخزنی در بسیاری از میدان‌های نفتی حوضۀ زاگرس و خلیج فارس است (Asadi Mehmandousti et al. 2013; Esrafili-Dizaji et al. 2015; Asadi et al. 2016). سازند سروک به‌همراه سازند ایلام از گروه بنگستان، حدود 23درصد نفت برجای حوضۀ زاگرس را شامل می‎‍شود و پس از سازند آسماری با سن الیگو-میوسن، دومین و مهم‌ترین سنگ مخزن ایران را تشکیل می‎‍دهد (Asadi Mehmandousti et al. 2013). سازندهای میشریف (Mishrif)، احمدی و رمیلا (Rumaila) در عربستان، سازند ناتیح (Nattih) در عمان، سازند دردر (Derder) در جنوب شرقی ترکیه، میشریف (Mishrif) در عراق و سازند سروک در ایران سازندهای معادل هم در صفحۀ عربی‌اند که در بازۀ زمانی آلبین بالایی-سنومانین – تورونین پایینی در پلاتفرم‎‍های کربناتۀ کم‌عمق و حوضه‎‍های درون شلفی در حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی نهشته شده‎‍اند (شکل 1) (Ghazban 2007; Alsharhan 2014).

رسوب‌گذاری سازند سروک در شمال و جنوب خوزستان (فروافتادگی دزفول) در شرایط محیطی پلاتفرم کربناته صورت گرفته است، در حالی که در مرکز با یک مشخصۀ گرابن‌مانند جداشده صورت گرفته است که در آن رسوب‌گذاری سنگ آهک نازک‌لایه حاوی الیگواستژیناست (Oligostegina) (Hart 1970). این مشخصۀ گرابن‌مانند بعداً با عنوان حوضۀ درون شلفی تفسیر شد (Van Buchem et al. 2006). در دوره‎‍های آپتین-آلبین-سنومانین، بخش شرقی صفحۀ عربی (جنوب غربی ایران) با حوضه‎‍های درون شلفی بزرگ مشخص می‎‍شد که توسط پلاتفرم‎‍های کم‌عمق احاطه شده بودند؛ رسوبات سازند سروک بر پلاتفرم‎‍ها و درون حوضۀ درون شلفی در حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی نهشته شده است (برای مثال Ziegler 2001; Piryaei et al. 2011).

مطالعات بی‌شماری نشان داده است که از داده‎‍های ایزوتوپی و عنصری سنگ‎‍های کربناته می‎‍توان برای ارزیابی دما و آب‌وهوای دیرینه، شناسایی ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ کربنات‌ها، تعیین میزان دگرسانی، تفکیک محیط‌های دیاژنزی مختلف، تعیین روندهای دیاژنتیکی و شناسایی مرزهای چینه‌ای با بازسازی محتوی ایزوتوپی و شیمیایی آب دریاهای دیرینه و یا سیالات دیاژنتیکی استفاده کرد (Adabi 2004; Adabi and Asadi Mehmandosti 2008; Crowe et al. 2013; Fallah-Bagtash et al. 2020; Omidpour et al. 2021).

در این مطالعه، براساس تلفیقی از داده‎‍های مختلف ازجمله مطالعات پتروگرافی و آنالیز ایزوتوپ‎‍های پایدار (δ¹⁸O، δ¹³C) و عناصر فرعی (Sr، Fe و Mn) انجام‌شده بر کربنات‌های سازند سروک، دیاژنز و محیط دیاژنتیکی، ریزرخساره و محیط رسوبی و ژئوشیمی رسوبی کربنات‌های سازند سروک برای درک بهتر مشخصات رسوبی این سازند در حوضۀ زاگرس در محدودۀ فروافتادگی دزفول شمالی، در دو میدان نفتی اهواز و منصوری با توجه به نیاز مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران بحث و بررسی شده است. نتیجۀ این مطالعه می‎‍تواند در تعیین عرض جغرافیایی در زمان تشکیل این نهشته‎‍ها، بازسازی آب‌وهوای دیرینه، توالی پاراژنتیکی این سازند برای درک آنچه بر این نهشته‎‍ها از زمان تشکیل تا به حال گذشته است، مدل‌سازی مخزنی و استراتیگرافی این سازند به کار رود که درنهایت می‎‍تواند به تکمیل زنجیرۀ مطالعاتی سازند سروک در ناحیۀ فروافتادگی دزفول کمک کند.

شکل 1- تطابق سنگ چینه‎‍ای سازند سروک در حوضۀ زاگرس و مقایسۀ آن با کشورهای عربی هم‌جوار (برگرفته از Alsharhan and Nairn 1997)

Fig 1- Lithostratigraphic column of the Sarvak Formation and its equivalent in the Zagros Basin and adjacent Arabian countries (adopted from Alsharhan and Nairn 1997)

زمین‌شناسی و موقعیت جغرافیایی

حوضۀ زاگرس به‌عنوان یک زون چین‌خوردۀ مجزا در اثر برخورد صفحۀ عربی در جنوب با ایران مرکزی در شمال، در یک امتداد شمال غربی–جنوب شرقی به وجود آمده است (Navabpour and Barrier 2012). چهار زون تکتونو-استراتیگرافی شامل لرستان، فروافتادگی دزفول، پهنۀ ایذه و فارس براساس فعالیت‎‍های تکتونیکی و تاریخچۀ رسوب‌گذاری در حوضۀ زاگرس از سمت شمال غرب به‌سمت جنوب شرق تشخیص‌دادنی‌اند (Mouthereau et al. 2012). میدان‌های نفتی اهواز و منصوری در فروافتادگی دزفول قرار دارند که از جنوب به خلیج فارس، از شمال به زون ایذه و از شرق به گسل منگارک محدود می‌شود (شکل 2). میدان نفتی اهواز در محدودۀ شهر اهواز و میدان نفتی منصوری در حدود 50 کیلومتری جنوب شرقی شهر اهواز واقع شده است (شکل 2).

نام سازند سروک از تنگ سروک در شمال ‌غرب بهبهان اقتباس شده است. مقطع نمونۀ این سازند در تنگ سروک، واقع در یال جنوبی تاقدیس کوه بنگستان واقع در 40کیلومتری شمال ‌غرب شهرستان بهبهان اندازه‌گیری شده است (Ghazban 2007). حد پایینی سازند سروک با سازند کژدمی به‌صورت هم‌شیب و تدریجی است که در بعضی نقاط این مرز تماس به‌واسطۀ سنگ‌شناسی مشخص در دو سازند کاملاً از هم متمایز می‌شود. در مقطع تیپ، حد فوقانی آن با مارن‌ها و شیل‌های سازند گورپی واضح است (Motiei 1993). در برخی از میدان‌های نفتی که رسوبات کربناتۀ ایلام بر سازند سروک قرار دارند، تعیین مرز بالایی این سازند با مشکلاتی مواجه است که موردبحث بسیاری از محققان است (Motiei 1993).

شکل 2- نقشۀ زون‎‍های تکتونو-استراتیگرافی حوضۀ زاگرس (Alavi 2007) و موقعیت جغرافیایی میادین نفتی اهواز و منصوری در فروافتادگی دزفول شمالی، حوضۀ رسوبی زاگرس (Ziegler 2001)

Fig 2- The scheme shows the tectonostratigraphic zones of the Zagros Basin (Alavi 2007) and the location map of the Ahvaz and Mansouri Oil Fields in the northern Dezful Embayment, Zagros Basin (Ziegler 2001)

روش کار و شیوۀ انجام مطالعه

در این مطالعه برای دستیابی به اهداف مدنظر، از 900 مقطع نازک تهیه‌شده از نمونه‎‍های مغزه و خرده‎‍های حفاری به‌دست‌آمده از سازند سروک در دو چاه در میدان‌های نفتی اهواز و منصوری استفاده شده است. مغزه‌گیری چاه اهواز تقریباً به‌صورت کامل (Full core) صورت گرفته است و حدود 70متر از ضخامت آن دارای نمونۀ تهیه‌شده از خرده‌حفاری است. در میدان منصوری 630متر از چاه بررسی‌شده دارای مغزه و حدود 100متر از ضخامت توالی دارای نمونه‌های تهیه‌شده از خرده‌حفاری است. برای مطالعۀ سنگ آهک‌ها از طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) و امبری و کلوان (Embry and Klovan 1971) و در توصیف رخساره‎‍ها و تعیین محیط رسوبی از تقسیم‌بندی فلوگل (Flugel 2010)، بورچت و رایت (Burchette and Wright 1992) استفاده شده است. مقاطع نازک با ترکیبی از محلول آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم به‌منظور تشخیص دولومیت و کلسیت به روش دیکسون (Dickson 1965) رنگ‌آمیزی شد.

پس از مطالعۀ دقیق و کامل مقاطع نازک، تعداد 43نمونه کربناته از میدان نفتی منصوری و 57نمونه کربناته از میدان اهواز انتخاب شد. پودر نمونه‎‍های تهیه‌شده برای تعیین مقادیر ایزوتوپ اکسیژن و کربن و عناصر اصلی و فرعی در آزمایشگاه دانشگاه اکستر انگلیس (University of Exeter) آزمایش شده‎‍اند. انتخاب نمونه‌ها به‌گونه‌ای است که تقریباً تمامی ستون چینه‌شناسی را پوشش دهد.

برای تعیین مقادیر عناصر اصلی و فرعی اندازه‌گیری 330 تا 550 میکروگرم از هر نمونه با دقت تا 1 میکروگرم به داخل سانتریفیوژهای 15 میلی‌لیتری انجام شده است. نتایج اولیۀ آنالیز برحسب نسبت هر عنصر به کلسیم با دستگاه ICP-OES (Agilent 5110 VDV Inductively Coupled Optical Emission Spectrometer) و با دقت 0.02 mmol/mol برای نسبت Mg/Ca، 0.4 µmol/mol برای نسبت Sr/Ca، 0.02 mmol/mol برای نسبت Fe/Ca و 0.006 mmol/mol برای نسبت Mn/Ca صورت گرفته است.

برای آنالیز ایزوتوپ‎‍های پایدار از دستگاه GS-IRMS (SerCon 20-22 Gas Source Isotope Ratio Mass Spectrometer) استفاده شده است. روش به کار رفته برای تعیین ایزوتوپ‎‍های پایدار O و C با اندازه‌گیری 450 تا 600میکروگرم از هر نمونه بادقت تا 1میکروگرم به داخل سانتریفیوژهای 5/4میلی‌لیتری و برحسب استاندارد دانشگاه کپنهاگ (LEO, Carrara Marble) انجام شده است. نتایج نهایی این آنالیز برحسب پرمیل و با دقت ‰ 08/0± برای δ¹³C و ‰ 28/0± برای δ¹⁸O صورت گرفته است.

آنالیز رخساره‎‍ای

مطالعۀ اجزای اسکلتی، غیراسکلتی و بافت در مقاطع نازک سازند سروک در میدان‌های نفتی مطالعه‌شده، به شناسایی 12ریزرخسارۀ کربناته منجر شد. طیف بیوکلاستی ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده، تغییرات زیادی را در فرامینیفرهای پلانکتونیک و نیز فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ آگلوتینه و پورسلانوز نشان می‎‍دهد. علاوه بر فرامینیفرهای بنتیک و فوناهای پلانکتون، رودیست‎‍ها و مرجان‎‍ها همراه با دیگر خرده‎‍های بایوکلاستی اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره‎‍ها را تشکیل می‌دهند. پلوئیدها و اینتراکلست‎‍ها یکی از مهم‌ترین ترکیبات غیربیوژنیک موجود در ریزرخساره‎‍های کربناتی مطالعه‌شده را تشکیل داده‌اند که به‌صورت غالب در زیرمحیط‎‍های با انرژی متوسط تا بالا در محدودۀ انتهای لاگون و نزدیک به پشتۀ کربناته، در محدودۀ پشته کربناته و نیز رمپ میانی مشاهده شده‎‍اند؛ به‌طوری که پلوئیدهای کروی با جورشدگی و گردشدگی متوسط تا خوب یکی از ترکیبات اصلی زیرمحیط لاگون، پشته کربناته و رمپ میانی‌اند. ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده در چهار کمربند رخساره‎‍ای اصلی شامل رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی همراه با زیرمحیط حوضۀ اینتراشلف نهشته شده‎‍اند. در جدول 1 به‌ترتیب این ریزرخساره‎‍ها از سمت ساحل (رمپ داخلی) به‌سمت دریا (حوضه)، به‌همراه تفسیر نوع زیرمحیط و فرآیندهای دیاژنتیکی غالب ارائه شده‎‍اند. ستون لیتواستراتیگرافی سازند سروک، که در آن توزیع ریزرخساره‎‍ها، تغییرات محیط نهشتی و نیز تغییرات سطح آب دریا در طول توالی رسوبی سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری مشخص است، در شکل 3 نشان داده شده است.

جدول 1- ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده در توالی رسوبی سروک همراه با اجزای اصلی تشکیل‌دهنده، فرآیندهای دیاژنتیکی غالب و تفسیر زیرمحیط رسوب‌گذاری هر ریزرخساره

Table 1- The identified lithofacies in the Sarvak succession along with main components, predominant diagenetic overprint, and the interpretation of each lithofacies sub-environments

مدل رسوبی

براساس تجزیه‌وتحلیل 12ریزرخسارۀ کربناتۀ شناسایی‌شده در توالی‎‍ رسوبی سازند سروک، براساس مدل بورچت و رایت (Burchette and Wright 1992) و فلوگل (Flugel 2010)، همچنین براساس وجود شواهدی ازقبیل ارتباط و تغییرات تدریجی ریزرخساره‎‍ها در توالی عمودی در چاه‎‍ها و روند کم‌عمق‌شدن تدریجی از حوضه به‌سمت پلاتفرم داخلی کم‌عمق، حضور غالب گل کربناته در بسیاری از ریزرخساره‎‍ها (Omidpour et al. 2021)، فراوانی بالای فرامینیفرهای آگلوتینه و بدون منفذ، حضورنداشتن شواهد ساختمان‌های ریفی گسترده و به هم پیوسته (Ahmad et al. 2006)، وجودنداشتن عوارض ناشی از رسوب‌گذاری در قسمت‎‍های پرشیب مانند ساخت‎‍های ریزشی و لغزشی، رخساره‎‍های توربیدیتی و نهشته‎‍های طوفانی که بیانگر شیب بالای محیط رسوب‌گذاری است (Adabi et al. 2016)، حضورنداشتن دانه‎‍های پوشش‎‍دار و دانه‎‍های تجمعی (Flugel 2010) که مختص شلف کربناته‌اند، حاکی از نهشته‌شدن توالی رسوبی سازند سروک بر پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال است (شکل 4). پلاتفرم رمپ کربناتۀ تشخیص داده شده ازنظر سیستم رسوبی کربناته، از چهار کمربند رخساره‎‍ای اصلی شامل رمپ داخلی، رمپ میانی و رمپ خارجی همراه با زیرمحیط حوضۀ اینتراشلف تشکیل شده است (شکل 4). مطالعات قبلی صورت‌گرفته بر سازند سروک و معادل‎‍های آن در صفحۀ عربی، نهشته‌شدن رسوبات این سازند را بر یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ تأیید می‎‍کنند (برای مثال Taghavi et al. 2006; Aqrawi et al. 2007; Hajikazemi et al. 2010; Van Buchem et al. 2011; Asadi Mehmandosti et al. 2013; Mahdi et al. 2013; Bromhead et al. 2022 ). در بررسی پالئوژئوگرافی کلی صفحۀ عربی توسط موریس (Murris 1980) و کوپ و استونلی (Koop and Stoneley 1982) نیز مشخص شد که به‌تدریج در طی کرتاسۀ رسوب‌گذاری پلاتفرم کربناته، نوع رمپ در ارتباط با بالاآمدن سطح آب دریا همراه با کربنات‎‍های شلفی ایجاد شده و بخش اعظم منطقۀ خاورمیانه را احاطه کرده است.

شکل 3- ستون سنگ چینه‎‍ای و رسوب‌شناسی سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری که توزیع ریزرخساره‎‍ها، محیط نهشتی و تغییرات سطح آب دریا را نشان می‎‍دهد.

Fig 3- Lithostratigraphic and sedimentological log of the Sarvak in Ahvaz and Mansouri Oil fields that shows the lithofacies distribution, depositional environments, and sea level fluctuation.

شکل 4- مدل رمپ هموکلینال پیشنهادی برای سیستم کربناتۀ سازند سروک در فروافتادگی دزفول شمالی

Fig 4- The homoclinal ramp-type model suggested for carbonate succession of the Sarvak Formation in the northern Dezful Embayment

فرآیندهای دیاژنزی

مهم‌ترین فرآیندهای دیاژنزی در مقاطع نازک مطالعه‌شده از ریزرخساره‎‍های سازند سروک عبارتند از: میکریتی‌شدن ناقص به‌صورت پوشش‎‍های میکریتی یا کورتوئید (شکل 5، تصویر A)، میکریتی‌شدن کامل که تشکیل پلوئیدهای نوع باهامیت را داده است (شکل 5، تصویر B)، آشفتگی زیستی در رسوبات گل پشتیبان محیط لاگون و نیز رمپ میانی (شکل 5، تصویر C)، سیمانی‌شدن کلسیتی شامل سیمان فیبری هم‌ضخامت (شکل 5، تصویر D)، سیمان تیغه‌ای (شکل 5، تصویر E)، سیمان دندان سگی (شکل 5، تصویر E)، سیمان رو رشدی هم‌محور به‌صورت سیمان سین‌تاکسیال کدر (Turbid syntaxial) و دارای اینکلوزیون (شکل 5، تصویر F) و هم به‌صورت سیمان سین‌تاکسیال شفاف (Clear syntaxial) (شکل 5، تصویر G) در اطراف قطعات کرینوئید، سیمان گرانولار (شکل 5، تصویر H)، سیمان دروزی (شکل 5، تصویر I)، سیمان فیبری هم‌محور (شکل 5، تصویر J)، سیمان بلوکی (شکل 5، تصویر K)، سیمان پوئیکیلوتاپیک (شکل 5، تصویر L)، سیمان رگه‌ای حفره پرکن (شکل 6، تصویر A)، نئومورفیسم، فشردگی فیزیکی و شیمیایی به‌صورت تماس نقطه‎‍ای، مماسی، محدب–مقعر بین دانه‎‍ها (شکل 6، تصویر B)، شکستگی، رگچه‎‍های انحلالی و استیلولیتی‌شدن (شکل 6، تصویر C)، فابریک‎‍های درهم یا فشرده (شکل 6، تصویر D)، انحلال به‌صورت انتخاب‌کننده و یا مخرب فابریک (شکل 6، تصویر E) و به‌صورت مخرب فابریک (شکل 6، تصویر F).

در توالی رسوبی سازند سروک، بیشتر بخش‎‍هایی از آنکه شامل رخساره‎‍های مربوط به محیط دریای باز بسیار کم‌عمق، بایوستروم رودیستی و پشته کربناته بایوکلستی است، تحت تأثیر دولومیتی‌شدن بخشی و یا فراگیر قرار گرفته است. دولومیتی‌شدن در این توالی به‌صورت رمبوئدرهای دولومیتی شکل‌دار پراکنده در ماتریکس گلی کربناته (شکل 6، تصویر G) و یا در امتداد استیلولیت‎‍ها (شکل 6، تصویر H) بوده است. در مواردی دولومیتی‌شدن فراگیر با فابریک مخرب عمل کرده است که تمامی مقطع نازک توسط دولومیت‎‍های شکل‌دار، نیمه شکل‌دار و بی‌شکل دولومیتی شده است (شکل 6، تصویر I). پس به‌نحوی می‎‍توان دولومیتی‌شدن توالی رسوبی سازند سروک را مرتبط با نوع رخساره و محیط نهشت آن دانست. علاوه بر این با توجه به نوع بلورهای دولومیت، ضخامتی از توالی که تحت تأثیر دولومیتی‌شدن قرار گرفته است و شدت دولومیتی‌شدن، می‎‍توان مدل دولومیتی‌شدن سازند سروک را مرتبط با رخنمون و برونزد سطحی این توالی و تأثیر اختلاط آب‎‍های جوی با آب دریا و نیز در مرحلۀ تدفین این رسوبات دانست. تشکیل رومبوئدرهای دولومیتی در محیط تدفین اغلب در ارتباط با استیلولیت‎‍ها و انحلال فشاری بوده است. در ارتباط با دولومیتی‌شدن فراگیر در سازند سروک، که اغلب در رخساره‎‍های کم‌عمق رمپ داخلی رخ داده و مدل دولومیتی زن مخلوط به آن نسبت داده شده است، می‎‍توان گفت که به‌تازگی دربارۀ نحوۀ دولومیتی‌شدن در این مدل بحث شده است و مدل سنتی دولومیتی‌شدن زون مخلوط (Badiozamani 1973)، جایی که سیال متئوریکی اشباع از کلسیم در عمق کم، درنتیجۀ برهم‌کنش با سیال دریایی اشباع از کلسیم و منیزیم، درنتیجۀ اختلاف در درجۀ اشباع آنها به دولومیتی‌شدن منجر می‎‍شود، مورد چالش قرار گرفته است. دولومیتی‌شدن زون مخلوط درنتیجۀ مجموعه‎‍ای از فرآیندهای بیو و فیزیکوشیمیایی در شرایط با پتانسیل متغیر کاهشی (Redox) در مقیاس فضای منفذی و در یک موقعیت با دیاژنز پویا رخ داده است. حالتی که منجر به تسهیل دی هیدراسیون Mg²⁺، ایجاد آلکالینیتی، مصرف پروتون و در حضور یون‎‍های کاتالیزگز (مثل Mn و Zn) باعث تشکیل دولومیت از سیال دریایی می‎‍شود. درواقع برهم‌کنش‎‍های زیستی و غیرزیستی بین این دو سیال با تأثیر بر تعادل کربناته و درنتیجه انحلال فازهای ناپایدار آراگونیتی و کلسیتی به نهشت دولومیت منجر می‎‍شود (Petrash et al. 2021). درواقع مدل جدید بیشتر مکمل مدل سنتی است تا متناقض آن باشد.

با توجه به خصوصیات پتروگرافی سیمان‎‍ها و دیگر شواهد دیاژنتیکی، فرآیندهای دیاژنتیکی مختلف سنگ‌های کربناتۀ این سازند را در سه محیط اصلی دریایی، متئوریکی و تدفینی تحت تأثیر قرار داده‎‍اند.

شکل 5- تصاویر میکروسکوپی نشان‌دهندۀ فرایندهای دیازنزی مشاهده‌شده در سازند سروک‌اند. A: میکریتی‌شدن بخشی، نور معمولی؛ B: میکریتی‌شدن کامل، نور معمولی؛ C: آشفتگی زیستی در رسوبات کف دریا که ایجاد بافت متفاوت در رسوب کرده است، نور معمولی؛ D: سیمان فیبری حاشیه‎‍ای هم‌ضخامت، نور معمولی؛ E: سیمان تیغه‎‍ای حاشیه‎‍ای و سیمان دندان سگی در اطراف قطعات بایوکلاستی و پلوئیدها، نور معمولی؛ F: سیمان رو رشدی هم‌محور تیره در اطراف یک اکینوئید که حاوی اینکلوزیون‌های میکریتی و نشان‌دهندۀ منشأ دریایی این سیمان است، نور معمولی؛ G: سیمان رو رشدی هم‌محور شفاف با منشأ متائوریکی (استنباط‌شده توسط ظاهر شفاف ناشی از نبود اینکلوزیون در این سیمان و دیگر شواهد دیازنز متئوریکی نظیر انحلال)، نور معمولی؛ H: سیمان کلسیتی گرانولار مربوط به محیط متائوریکی، نور معمولی؛ I: سیمان کلسیتی دروزی مربوط به دیاژنز تدفینی، نور پلاریزه؛ J: سیمان شعاعی محوری رشته‎‍ای، نور پلاریزه؛ K: سیمان کلسیت بلوکی، نور معمولی؛ L: سیمان پوئیکیلوتاپیک (سیمان‌های I تا L در محیط تدفین تشکیل شده‌اند)، نور معمولی.

Fig 5- Photomicrographs show the diagenetic features in the Sarvak Fm. A: micrite envelope as cortoid, PPL, B: mature micritization, PPL, C: Bioturbation in the sediments on the sea floor makes a different texture, PPL, D: isopachous fibrous rim cement, PPL, E: bladed rim cement and dog-tooth cement around the bioclastic fragments and peloids, PPL, F: Turbid syntaxial overgrowth cement around an echinoderm with a lot of inclusions, which indicates the marine origin of the cement, PPL, G: Clear syntaxial overgrowth cement with meteoric origin (inferred by no inclusion and the other evidence of phreatic meteoric realm such as dissolution), PPL, H: Granular calcite cement, PPL, I: Drusy calcite cement, XPL, J: Fibrous radiaxial cement, XPL, K: Blocky calcite cement, PPL, L: Poikilotopic cement (I to L cements formed in burial realm), PPL.

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی نشان‌دهندۀ فرایندهای دیازنزی مشاهده‌شده در سازند سروک‌اند. A: سیمان رگه‎‍ای حفره پرکن، نور معمولی؛ B: آرایش نزدیک‌تر دانه‌ها و تماس مماسی و محدب-مقعر بین فرامینیفرهای بنتیک (فلش‎‍ها)، نور معمولی؛ C: استیلولیت با دامنۀ بلند (Large amplitude) با سطوح ستونی که آهن و احتمالاً رس در امتداد آن نهشته شده است (فلش‎‍ها)، نور معمولی؛ D: فابریک فشرده یا درهم (Fitted fabric)، نور معمولی؛ E: انحلال گسترده در محیط دیاژنز متئوریکی، نور معمولی؛ F: انحلال به‌صورت مخرب و تحت تأثیر شکستگی‎‍ها طی دیاژنز تدفینی که تحت کنترل فابریک سنگ نیست، نور معمولی؛ G: دولومیت‎‍های ریز تا متوسط بلور در زمینه‎‍ای از ماتریکس گلی، نور معمولی؛ H: تشکیل موضعی رمبوئدرهای دولومیت در امتداد یک استیلولیت‎‍، نور معمولی؛ I: دولومیتی‌شدن کل مجموعۀ کربناته توسط دولومیت‎‍های متوسط تا درشت بلور، نور معمولی.

Fig 6- Photomicrographs show the diagenetic features in the Sarvak Fm. A: void-filling cement, PPL, B: close-packing led to tangential and concave-convex contacts in grains (arrows), PPL, C: high-amplitude columnar stylolite that consists of iron and clay alongside (arrows), PPL, D: Fitted fabric, PPL, E: Extensive dissolution in the meteoric realm, PPL, F: Fabric-destructive dissolution under the influence of fractures during burial diagenesis, PPL, G: fine to medium euhedral and subhedral planar-e to planar-s dolomite crystals, PPL, H: compaction-related dolomite rhomboids along a stylolite, PPL, I: pervasive dolomitization by medium to coarse planar-s to non-planar dolomite crystals, PPL.

توالی پاراژنتیکی سازند سروک

سکانس‎‍های دیاژنزی سازند سروک را می‎‍توان به سه مرحله یا محیط دیاژنزی تقسیم کرد؛ زیرا تأثیر فرآیندهای دیاژنتیکی در محیط‎‍های دیاژنزی متفاوتی ازقبیل محیط دیاژنز دریایی، محیط دیاژنز متئوریکی، که طی مرحلۀ خروج از آب صورت گرفته است، و محیط دیاژنز تدفینی رخ داده است (شکل 7). دیاژنز اولیه در محیط دریایی با انرژی کم تا متوسط به‌صورت فرآیندهای میکریتی‌شدن و تشکیل پوشش‎‍های میکریتی، آشفتگی زیستی به‌ویژه به‌صورت حفاری در بستر دریا و خرده‎‍های درشت رودیست در کربنات‎‍های سازند سروک رخ داده است. تشکیل سیمان سوزنی هم‌ضخامت و تیغه‎‍ای در اطراف آلوکم‌ها و بایوکلست‌ها در رخساره‌های گرینستونی پشته کربناته شاهد دیگری از دیاژنز در مراحل اولیه در بستر و یا کمی زیر بستر دریاست (Adabi and Rao 1991; Scholle and Scholle 2006). بنابراین هم‌زمان با میکریتی‌شدن در بخش‎‍هایی از بستر، گردش فعال آب به نهشته‌شدن سیمان‎‍های حاشیه‌ای هم‌ضخامت فیبری و تیغه‎‍ای در اطراف دانه‌ها در بخش‎‍هایی دیگر از بستر دریا منجر شده است (Ronchi et al. 2011) که حفرات درون دانه‎‍ای و بین دانه‎‍ای را در رخساره‎‍های گرینستونی و رودستونی می‎‍پوشانند. با افزایش تدریجی عمق تدفین، تأثیر فشردگی مکانیکی فعال شده و موجب جهت‌یافتگی دانه‎‍ها، آرایش نزدیک‎‍تر دانه‎‍ها و شکستگی آلوکم‎‍ها شده است. ته‌نشینی برخی از سیمان‎‍های کلسیتی بلوکی، دروزی و سین تاکسیال شفاف از فرآیندهای رخ‌داده در محیط دیاژنتیکی تدفین کم‌عمق‌اند. در مقاطع مطالعه‌شده، بخش اعظمی از سیمان‎‍های دروزی و بلوکی با عوارض دیاژنزی چون نئومورفیسم افزایشی کلسیت، انحلال ذرات و گاهی به‌صورت پرکنندۀ حفرات ثانویه، همراهی با ساختارهای ژئوپتال، که شاخص زون‌های فرآتیک آب شیرین است (Flugel 2010)، دیده می‌شوند. برخی دیگر از سیمان‌های کلسیت دروزی و بلوکی مشاهده‌شده با عوارض دیاژنز عمیق مرتبط و پرکنندۀ حفرات ایجادشده در حین شکستگی و استیلولیتی‌شدن‌اند و همچنین شواهدی ازقبیل در بر گرفتن پوشش‎‍های میکریتی شکسته‌شده، پرکردن تخلخل‎‍های قالبی را نشان می‎‍دهند و به محیط‌های دیاژنزی تدفینی متوسط تا عمیق نسبت داده شده‎‍اند. سیمان رو رشدی هم‌محور در اطراف ذرات اکینودرم دارای ظاهری ابری و کدر خاص محیط‎‍های دیاژنز دریایی (Flugel 2010) و نیز با بلورهای روشن و شفاف مربوط به محیط‎‍های متئوریک و تدفینی دیده شده است (Kaufman et al. 1988; Flugel 2010; James and Jones 2016). فرآیندهای دیاژنتیکی کربنات‎‍های سروک را در مرحلۀ ناپیوستگی یا بالاآمدگی طی برونزد سطحی پلاتفرم کربناته با شواهد گستردۀ دیاژنز متئوریکی و ورود آب‎‍های جوی تحت تأثیر قرار داده‎‍اند که شامل ته‌نشینی سیمان‎‍های رو رشدی هم‌محور، گرانولار، بلوکی، دروزی و تشکیل بلورهای متوسط شکل‌دار تا نیمه شکل‌دار دولومیت توسط سیالات مخلوط متئوریکی و دریایی و انحلال گسترده تحت کنترل و مخرب فابریک‌اند.

بنا به شواهد پتروگرافی، دیاژنز تأخیری یا تدفین عمیق با ته‌نشینی سیمان اسپاری پوئیکیلوتاپیک و سیمان بلوکی که شکستگی‎‍ها و رگه‎‍ها را مسدود کرده ‎‍است و با رمبوئدرهای درشت دولومیت مشخص می‎‍شود. دلیل حضور و محدود‌بودن سیمان پوئیکیلوتاپیک به این محیط با وجود تدفینی‌بودن آن، امکان تشکیل آن در فضاهای خالی بین دانه‎‍ای، جایی که سیالات امکان عمل داشته‎‍اند، وجود دارد (Kakemem et al. 2021). انحلال به‌صورت مخرب فابریک و تشکیل بافت متراکم و درهم چفت شده، که همراه با استیلولیتی‌شدن گسترده حادث شده است، شاهد دیگری بر تدفین عمیق کربنات‎‍های سازند سروک است.

شکل7- توالی پاراژنزی سازند سروک در توالی‎‍های مطالعه‌شده

Fig 7- The paragenetic succession of the Sarvak Formation in the studied oil fields

ژئوشیمی سازند سروک

مطالعات ژئوشیمیایی عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن می‎‍تواند در تعیین مشخصات دما و محیط دیرینه، تغییرات پس از نهشت رسوبات و نیز میزان دگرسانی دیاژنتیکی با دقت بالایی معتبر باشد (برای مثال Korte and Hesselbo 2011; Jelby et al. 2014). برای نیل به این اهداف، در این مطالعه مقادیر عناصر اصلی و فرعی سازند سروک شامل Ca، Mg، Sr، Mn و Fe و ایزوتوپ‎‍های پایدار O و C در دو میدان اهواز و منصوری بررسی شده است. به‌دلیل اختلاف در مقادیر و یا نسبت عناصر فرعی به کلسیم، تقریباً همیشه تمیزدادن نمونه‎‍های اولیۀ بایوژنتیک و دگرسان‌نشده از نمونه‎‍های دگرسان‌شده راحت خواهد بود (Veizer 1983). بنابراین بررسی این عناصر ابزار مفیدی برای مطالعۀ میزان دگرسانی نهشته‎‍های اولیه خواهد بود. برای درک بهتر این تغییرات، این عناصر و نیز ایزوتوپ‎‍های اندازه‌گیری‌شده، از مقایسۀ داده‎‍ها با محدوده‌هایی استفاده شده است که توسط دیگر محققان برای نمونه‎‍های قدیم و نیز عهد حاضر ارائه‌ شده است (Keith and Weber 1964; Milliman 1974; Rao 1990; Adabi and Rao 1991; Knorich and Mutti 2006; Knauth and Kennedy 2009; Asadi Mehmandosti et al. 2013; Hajikazemi et al. 2017; Gholami Zadeh et al. 2019; Navidtalab et al. 2016, 2019; Mehrabi et al. 2022).

برای درک بهتر ژئوشیمی سازند سروک و تجزیه‌وتحلیل صورت‌گرفته در ارتباط با آن، تغییرات عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن در مقابل ستون چینه‌شناسی این سازند همراه با تغییرات سطح آب دریا و نیز زیرمحیط‌های رسوبی و بایوزون‎‍های مشخص‌شده در اشکال 8 و 9 نشان داده شده است.

شکل8- تغییرات عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن به‌همراه تغییرات سطح آب دریا، زیرمحیط‎‍های رسوبی و بایوزون‎‍های مشخص‌شده در میدان اهواز نمایش داده شده است.

Fig 8- Trace and major elements as well as O and C stable isotopes in the Ahvaz Oil Field along with sea level changes, facies association and determined assambalge biozones.

شکل9- تغییرات عناصر اصلی و فرعی و ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن به‌همراه تغییرات سطح آب دریا، زیرمحیط‎‍های رسوبی و بایوزون‎‍های مشخص‌شده در میدان منصوری نمایش داده شده است.

Fig 9- Trace and major elements as well as O and C stable isotopes in the Mansuri Oil Field along with sea level changes, facies association and determined assambalge biozones.

منگنز (Mn)

آهن (Fe)

در آب دریا Fe دارای رفتار مشابه با Mn است و در شرایط آب دریای اکسیک به‌صورت Fe (OH)  موجود است و به حالت اکسید آهن یا هیدروکسیدهای آهن ته‌نشین و از ستون آب خارج می‎‍شود (Glasby and Schulz 1999). در شرایط احیایی و در pH کاهشی Fe به‌صورت  محلول بوده است که می‎‍‎‍تواند به‌صورت دیاژنتیکی به داخل ساختمان کلسیت بایوژنیک وارد شود (برای مثال Brand and Veizer 1980; Glasby and Schulz 1999 )؛ بنابراین آستانۀ بالایی نسبت Fe/Ca می‎‍تواند در ارزیابی میزان حفظ‌شدگی فوناها کاربرد داشته باشد، اما همانند Mn باید به میزان موجودبودن و حلالیت Fe در محیط دیاژنتیکی توجه شود (Jelby et al. 2014). هر دو عنصر، Fe و Mn تمرکز بسیار پایینی در کلسیت بایوژنیک دارند، در حالی که غنی‌شدگی نسبت‌به این عناصر در طی دگرسانی پس از نهشت رخ می‎‍دهد (Armendáriz et al. 2012). بیشترین غنی‌شدگی نسبت‌به این عناصر می‎‍تواند بر اثر دیاژنز متئوریکی به‌دلیل تمرکز بالای این عناصر در آب‎‍های متئوریکی و نیز در شرایط احیایی در طی تدفین رخ دهد؛ cdvh Fe و Mn در شرایط احیایی به‌صورت محلول‌اند و می‎‍توانند به‌راحتی در شبکۀ کربنات‎‍ها قرار گیرند (Wierzbowfki and Joachimiski 2007; Herndon et al. 2018). شباهت تغییرات مقادیر Fe و Mn حاکی از منشأ یکسان این عناصر و شباهت نحوۀ ورود آنها به شبکۀ کربنات‌هاست (Vincent et al. 2006). بنابراین علاوه بر محاسبۀ مقادیر Mn محاسبۀ مقادیر Fe نیز ضروری به نظر می‎‍رسد. محاسبۀ این دو عنصر فرعی در ترکیب نهشته‎‍ها می‎‍تواند از حیث ارزیابی روند دیاژنتیکی و نحوۀ دگرسانی نمونه‎‍ها مفید باشد؛ زیرا به شناخت هتروژنیتی عنصری در سیالات دگرسان‌کننده منجر خواهد شد (Schobben et al. 2016).

ترسیم مقادیر Fe در مقابل Mn برای نمونه‎‍های سازند سروک دارای روندی افزایشی با شیب مثبت است که می‎‍تواند تأییدی بر سه فاز دیاژنز از دریایی با مقادیر بسیار پایین از این عناصر تا متئوریکی (با بیشترین مقادیر ثبت‌شده از این عناصر) و تدفینی باشد که به افزایش غلظت این عناصر در ترکیب کربنات‎‍های سازند سروک منجر شده است (شکل 10) که خود توسط شواهد به‌دست‌آمده از مطالعات پتروگرافی تأییدشدنی است (اشکال 5 و 6).

شکل 10- ترسیم مقادیر Fe در مقابل Mn در نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک

Fig10- The Fe vs. Mn cross plot in carbonate samples of the Sarvak formation that shows a positive correlation

استرانسیم (Sr)

میزان تقریبی تمرکز Sr در کربنات‎‍ها در حالت تعادلی با آب دریا برای آراگونیت غیربیوژنیک حدود 7000 تا 9400 پی پی ام و در کلسیت غیربیوژنیک حدود 1000 پی پی ام است، این میزان در نمونه‎‍های بیوژنیک کلسیتی و آراگونیتی که در حالت تعادل ترمودینامیکی با محیط تشکیل‌اند، به‌ترتیب دارای مقادیر بیشتر و کمتری است (Veizer 1983; Rao 1996). میزان Sr در همۀ این نمونه‎‍ها در طی دیاژنز با توجه به درجۀ دگرسانی و نوع آب‎‍های دگرسان‌کننده کاهش خواهد یافت (Tang et al. 2008; DePaolo 2011). نسبت Sr/Ca به‌طور معمول با افزایش دگرسانی کاهش می‎‍یابد که به‌ سهم خود می‎‍تواند به‌عنوان میزان حفظ‌شدگی نمونه‎‍ها در نظر گرفته شود (Ullmann and Korte 2015)، اما در نظر گرفتن تنها میزان Sr به‌عنوان یک شاخص در تعیین میزان دگرسانی یا نوع مینرالوژی نمی‎‍تواند بسیار دقیق باشد؛ زیرا بسته به عرض جغرافیایی، فیزیکوشیمی آب دریا، عمق آب، نوع مینرالوژی پوسته‎‍های مختلف فسیلی و حتی ترکیب آن در فوناهای یک گروه فسیلی متفاوت است (Korte and Hesselbo 2011). ضریب توزیع مولار Sr برای scleractinian corals و جلبک‎‍های سبز آهکی نزدیک به 1، برای نرم‎‍تنان کلسیتی، نانوفسیل‎‍های آهکی (کوکولیت‎‍ها) و فرامینیفرهای پلانکتون بین 13/0 تا 28/0 و بین 05/0 تا 2/0 برای کلسیت غیربیوژنیک در تغییر است (Elderfield et al. 2000). مقادیر مولار نسبت Sr/Ca برای نمونه‎‍های سازند سروک در دو میدان بررسی‌شده شامل مقادیر بیشینه و کمینه 2/0 تا 9/0 و میانگین 56/0 برای میدان اهواز و شامل مقادیر بیشینه و کمینه 13/0 تا 2/2 و میانگین 6/0 برای میدان منصوری است. با توجه به اینکه سازند سروک در زمان نهشت آن در محدودۀ عرض حاره‎‍ای واقع بوده است (Ziegler 2001) و یک پلاتفرم کربناتۀ کم‌عمق تا بسیار کم‌عمق در حاشیۀ غیرفعال ورقۀ عربی در نظر گرفته می‎‍شود و محتوای فسیلی و حجم گل کربناته و نرخ تولید کربنات در آن مشابه آب‎‍های گرم و کم‌عمق عهد حاضر با غلبۀ موجودات اتوتروفیک و گل کربناته در زمینه است (برای مثال خلیج فارس Reijmer 2021) و مقادیر Sr در آن دارای بیشترین تشابه با نمونه‎‍های آراگونیتی تروپیکال عهد حاضر است، می‎‍توان نتیجه گرفت که مینرالوژی اولیه در این سازند آراگونیتی بوده است. مقادیر کمتر Sr در نمونه‎‍ها نسبت‌به نمونه‎‍های عهد حاضر، به‌دلیل تأثیر دو فاز دیاژنز متئوریکی و تدفینی بر این نمونه‎‍ها بوده است که به تخلیۀ Sr از شبکۀ کربنات‎‍های این سازند منجر شده است. این تفسیر توسط مطالعات پتروگرافی نظیر حضور گستردۀ گل کربناته در ماتریکس، وجود سیمان هم‌ضخامت دریایی در اطراف نمونه‎‍ها، که مشخصۀ دریاهای آراگونیتی آب گرم عهد حاضر است (Adabi and Asadi Mehmandosti 2008)، وجود شواهد گستردۀ انحلال ناشی از تأثیر آب‎‍های متئوریکی و شواهد دیاژنز تدفینی تأییدشدنی است (اشکال 5 و 6).

در نمودار Mn در برابر Sr (شکل 11)، به‌منظور تحلیل کانی‌شناسی اولیۀ سنگ آهک‌های سازند سروک، محدودۀ این سازند با محدودۀ آراگونیت‌های آب‎‍های گرم عهد حاضر (Milliman 1974) و سنگ‌های آهکی مزدوران مربوط به بخش کم‌عمق حوضه (Adabi and Rao 1991) مقایسه شده است. با توجه به این نمودار، نمونه‌های آهکی سازند سروک در راستا و نزدیکی محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) با ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی قرار گرفته است. نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک به‌ویژه در میدان منصوری، به‌دلیل مقادیر پایین منگنز تا حدودی خارج از محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی مزدوران (Adabi and Rao 1991) و سنگ‎‍های آهکی حاره‎‍ای گوردون اردویسین تاسمانیا (Rao 1990) قرار گرفته‎‍اند که این امر به‌دلیل متأثرشدن کمتر این نمونه‎‍ها از نفوذ آب‎‍های متئوریکی بوده است. به‌طور کلی می‎‍توان چنین استنباط کرد که کاهش میزان استرانسیوم در نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک به‌علت دگرسانی پس از نهشت و حضور رودیست‎‍های کلسیتی در نمونه‎‍های کل پودرشده از توالی سروک بوده است.

شکل 11- تغییرات Mn در مقابل Sr. با توجه به اینکه نمونه‌های پودر از سنگ‎‍های با کمترین میزان دگرسانی انتخاب شده‎‍اند، بنابراین بیشتر آنها به‌دلیل محتوای کمتر منگنز در سمت چپ و در راستای محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی مزدوران و سنگ‎‍های آهکی حاره‎‍ای گوردون اردویسین تاسمانیا (استرالیا) با ترکیب کانی‌شناسی آراگونیتی قرار گرفته است.

Fig 11- The cross plot show the co-variation of Mn versus Sr. The Sarvak data are located at the left and alongside the Mozduran and the Ordovician warm water Gordon limestones with the original aragonite mineralogy, since the selected samples of the Sarvak Fm. experienced less alteration and thus have less Mn and more Sr contents.

براساس تغییرات نسبت Sr/Mn در برابر Mn (شکل 12)، برای تأیید مینرالوژی اولیه و میزان انحلال و دگرسانی در نمونه‎‍های سازند سروک، مشخص می‎‍کند که نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک در محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا و محدودۀ آراگونیتی سازند سروک در ناحیۀ فارس (Gholami Zadeh et al. 2019) قرار گرفته است که می‌تواند به‌دلیل ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ مشابه برای نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک باشد. می‎‍توان گفت که نمونه‌هایی با Mn بیشتر از 10 پی‌پی‌ام، که در داخل و یا نزدیکی محدودۀ کربنات‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا و انتهای محدودۀ سازند سروک قرار گرفته‎‍اند، به‌دلیل بالاتربودن میزان Mn آ‌نها در یک سیستم باز دیاژنتیکی، تحت تأثیر آب‌های متئوریکی قرار گرفته‌اند و درنتیجه میزان تخلیۀ بیشتری را متحمل شده‌اند. نمونه‌هایی که در خارج محدودۀ نمونه‌های آراگونیتی گوردون تاسمانیا و محدودۀ آراگونیتی سازند سروک در ناحیۀ فارس (Gholami Zadeh et al. 2019) قرار گرفته‌اند، به‌دلیل نسبت Sr/Mn بالاتر و درنتیجه میزان Mn پایین‌تر دارای کمترین میزان دگرسانی دیاژنتیکی نسبت‌به آثار آب‎‍های متئوریکی به‌دلیل متأثرشدن در یک سیستم بسته تا نیمه‌بسته‌اند.

شکل 12- تغییرات Mn در برابر Sr/Mn در نمونه‌های سنگ آهکی سازند سروک. گسترش نمونه‎‍ها در محدودۀ وسیعی از نمودار، دال بر تأثیر دگرسانی پس از نهشت بر نمونه‎‍ها در دو سیستم باز و بسته است.

Fig 12- The cross plot of Mn versus Sr/Mn ratio in the Sarvak limestone. Skattering data in a wide range reveal alteration in an open to close diagenetic system.

تغییرات محتوای آهن در برابر استرانسیوم (شکل 13) برای تعیین باز یا بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی، میزان تبادل آب به سنگ و شرایط اکسیداسیون و احیایی سیستم (Brand and Veizer 1980; Lohmann 1988; Knorich and Mutti 2006) در سنگ‎‍های آهکی سازند سروک در میدان‌های مطالعه‌شده را نشان می‎‍دهد که این کربنات‎‍ها تحت شرایط اکسیدان تا احیایی تثبیت شده‎‍اند؛ وجود دولومیت‎‍های بسیار ریز بلور و شفاف در بخش حوضۀ سازند سروک که می‎‍تواند در طی دیاژنز اولیه در سطح تماس بین آب و رسوب و به‌دلیل میزان پایین رسوب‌گذاری و فعالیت میکروب‎‍های احیاکنندۀ سولفات تشکیل شده باشد، مؤید این موضوع است. همچنین موقعیت سنگ آهک‎‍های سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری در شکل 13 نشان‌دهندۀ تبادل آب به سنگ پایین تا متوسط و بالا در یک سیستم دیاژنتیکی بسته تا نیمه‌بسته و باز است. این امر براساس موقعیت استراتیگرافی نمونه‎‍های برداشت‌شده در طول توالی‎‍های سکانس استراتیگرافی این سازند تأییدشدنی است. محدوده‎‍های آراگونیت (A)، کلسیت پر منیزیم (HMC) و کلسیت کم منیزیم (LMC) برای نمونه‌های کربناته، که تحت تأثیر دگرسانی قرار نگرفته‎‍اند، ترسیم شده است، در حالی که ترکیب سنگ‌های آهکی سازند سروک محصول تبادل آب به سنگ بوده است.

شکل 13- تغییرات Sr (نرمالایزشده نسبت‌به کلسیم) در مقابل Fe. (A: آراگونیت، HMC: کلسیت پرمنیزم، LMC: کلسیت کم منیزیم) (Brand and Veizer 1980; Lohmann 1988; Knorich and Mutii 2006). مقادیر Sr در محور عمودی میزان تبادل آب به سنگ را نشان می‎‍دهد که معیاری برای باز یا بسته‌بودن سیستم دیاژنتیکی و محتوای Fe در محور افقی نشان‌دهندۀ شرایط عمدتاً احیایی در زمان ته‌نشینی است.

Fig 13- The Fe variation versus Sr (normalized to calcium). A: aragonye, HMC: high-Mg calcite, and LMS: low-Mg calcite (Brand and Veizer 1980; Lohmann 1988; Knorich and Mutii 2006). The value of Sr on the Y-axis shows the rate of water/rock interaction and exhibits a measure of the openness of the diagenetic system. The value of Fe on the X-axis shows the degree of redox condition during deposition.

ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن

نسبت‎‍های اولیۀ ایزوتوپی در کربنات‎‍ها می‎‍تواند درنتیجۀ دیاژنز رخ‌داده بر سنگ‎‍های کربناته تحت تأثیر قرار گیرد. بنابراین تغییرات ایزوتوپی می‎‍توانند ابزاری مفید برای تشخیص الگوهای دیاژنزی باشند که در هنگام مطالعات پتروگرافی و عنصری مبهم مانده و یا مشخص نشده‎‍اند. تمامی سیستم‎‍های ایزوتوپی با زمان اقامت طولانی دستخوش تغییراتی در مقادیر آنها در آب اقیانوس در طول زمان زمین‌شناسی در طی فانروزوئیک شده‎‍اند (برای مثال Veizer et al. 1999; Prokoph et al. 2008; Misra and Froelich 2012; Vollstaedt et al. 2014; Sharp 2017).

 تغییرات ایزوتوپ اکسیژن و کربن

واضح است که درنتیجۀ سیمانی‌شدن نمونه‎‍ها و یا دگرسانی‎‍های شدید بافت اولیۀ رسوبی، شاهد کاهش در مقادیر ایزوتوپ‎‍های اکسیژن و کربن خواهیم بود ( برای مثال Brand and Veizer 1981; Al-Aasm and Veizer 1986a, 1986b; Marshall 1992; Sælen et al. 1996). دربارۀ ایزوتوپ‎‍های کربن، تخلیۀ مرتبط با دیاژنز δ¹³C عمدتاً به‌دلیل تأثیر فازهای اکسیدشدۀ کربن آلی (که ازنظر ایزوتوپی سبک‌اند) است که همراه با کربن غیرارگانیک حل‌شده (Dissolved inorganic carbon) در ترکیب سیال دیاژنتیکی مشارکت داشته‎‍اند (Al-Aasm and Veizer 1986a, 1986b; Marshall 1992).

کاهش در مقادیر δ¹⁸O در طی دیاژنز می‎‍تواند به تأثیر تخلیۀ ¹⁸O آب‎‍های متئوریکی و نیز افزایش دما در طی دگرسانی پس از نهشت رسوبات مرتبط باشد (Brand and Veizer 1981; Al-Aasm and Veizer 1986a, 1986b). عامل دیگری که به‌ندرت برای تغییرات مرتبط با دیاژنز در مقادیر δ¹⁸O در نظر گرفته شده است، آثار عدم‌تعادلی ایزوتوپی بین مولکول‎‍های مختلف در سیال دیاژنتیکی حاوی اکسیژن است که به‌دلیل تبادل ایزوتوپی آهسته در بین این مولکول‎‍ها رخ داده است (Watkins et al. 2013). افزایش میزان رسوب‌گذاری و نیز افزایش pH به کاهش ضریب توزیع اکسیژن بین محلول و کلسیت منجر می‌شود (Zeebe 2007; Watkins et al. 2013) که به ‌سهم‌ خود می‎‍تواند به تخلیۀ مقادیر δ¹⁸O در حد چند پرمیل در کلسیت دیاژنتیکی منجر شود (Ullmann and Korte 2015; Sharp 2017).

تأثیر دگرسانی بر مقادیر δ¹⁸O کربنات‎‍ها به‌مراتب بیشتر از مقادیر δ¹³C آنهاست (Brand 2004; Winkelstern and Lohmann 2016)، زیرا سیالات دیاژنتیکی حاوی بیش از 27 مول بر لیتر اکسیژن‌اند، این در حالی است که این سیالات تنها چند میلی مول بر لیتر کربن دارند. با وجود این، این تضاد در غلظت ایزوتوپی در سیالات دیاژنتیکی به‌تنهایی قادر به توضیح طبیعت مقاوم‎‍تر علائم ایزوتوپ کربن در مقابل دگرسانی دیاژنتیکی نیست. ادغام و مشارکت کربن و اکسیژن سبک در طی دگرسانی، به ایجاد یک انطباق مثبت δ¹³C/δ¹⁸O در کربنات دیاژنتیکی نهایی منجر خواهد شد.

دامنۀ تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در نمونه‌های سازند سروک بینPDB ‰ 18/3- تا PDB ‰ 41/6- (میانگینPDB ‰ 17/5) و مقادیر ایزوتوپ کربن بینPDB ‰ 64/4- تا PDB ‰ 31/4 (میانگینPDB ‰ 24/2) است. در شکل 14 محدودۀ سازند سروک با محدوده‌های ارائه‌شده برای سنگ آهک‎‍های دریایی کرتاسه توسط کیث و وبر (Keith and Weber 1964) و محدودۀ کربنات‌های سازند سروک ارائه‌شده توسط اسدی مهمان‌دوستی و همکاران (Asadi Mehmandosti et al. 2013) در زون ایذه، حاجی‌کاظمی و همکاران (Hajikazemi et al. 2017) در خلیج فارس و نویدطلب و همکاران (Navidtalab et al. 2019) در زون لرستان مقایسه شده است. نمونه‌های مطالعه‌شده از سازند سروک در محدوده‎‍های ارائه‌شده برای نمونه‌های آهکی کرتاسه توسط این محققان واقع شده است که این امر مؤید نهشت سنگ آهک‎‍های سازند سروک در حالت تعادل ایزتوپی با آب دریای کرتاسه است؛ اگرچه این نمونه‎‍ها با دگرسانی ناشی از فرآیندهای دیاژنتیکی در سیستم‎‍های مختلف دیاژنتیکی تحت تأثیر قرار گرفته‎‍اند. در شرایط آب‌وهوای گرم و مرطوب تغییرات ایزوتوپ کربن به‌مراتب بیشتر از ایزوتوپ اکسیژن است و درنتیجه به ایجاد یک روند J برگشته منجر می‎‍شود. معمولاً به‌دلیل کربن آلی موجود در قشر رسوب و اکسیدشدن آن و تأثیر آب‎‍های متائوریکی بر آن به کاهش ایزوتوپ کربن منجر می‎‍شود.

شکل 14- تغییرات مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در مقابل ایزوتوپ کربن در نمونه‌های آهکی سازند سروک. محدودۀ سازند سروک با محدوده‌های ارائه‌شده توسط دیگر محققان مقایسه شده است. تخلیه و کاهش مقادیر ایزوتوپ کربن دال بر افزایش دگرسانی متئوریکی در جهت رو به پایین در نمونه‎‍هایی است که در این محدوده قرار می‎‍گیرند. تخلیۀ کم مقادیر ایزوتوپ اکسیژن حاکی از تأثیر جزئی دیازنز تدفینی بر نمونه‌ها و غلبۀ دیاژنز متائوریکی است.

Figure 14. The plot of O isotope versus C isotope in the Sarvak limestone correlated with the Cretaceous marine limestone (Keith and Weber 1964), the upper Sarvak in the Persian Gulf (Hajikazemi et al. 2017), The Sarvak Formation in the Izeh Zone (Asadi-Mehmandusti et al. 2013), and the Sarvak Formation in Lorestan Salient (Navidtalab et al. 2019). The minor depletion in the O values is mostly due to the gentle influence of burial diagenesis.

با توجه به این مطلب که ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن نسبت‌به فرآیندهای دیاژنتیکی (اولیه و تأخیری) حساس‌اند، بنابراین سه نوع روند دیاژنتیکی (فرآتیک دریایی، متئوریکی و تدفینی) براساس تغییرات مقادیر ایزوتوپ‎‍های اکسیژن و کربن شناسایی‌شدنی است (Vincent et al. 2010). تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در برابر ایزوتوپ کربن بیانگر روند دیاژنز فرآتیک دریایی برای تعدادی از نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک در میدان اهواز است (شکل 15). اما تأثیر دگرسانی تحت دیاژنز متئوریکی نیز برای بخش بیشتر نمونه‎‍ها نمایان است (شکل 15). توضیح این نکته لازم است که ترسیم تغییرات مقادیر ایزوتوپ اکسیژن در مقابل ایزوتوپ کربن در شکل 14 به نمایش روند دیاژنز متئوریکی به‌صورت یک روند دو متغیره با الگوی J برگشته (Inverted J-trend) (Lohmann 1988) برای سنگ آهک‎‍های سروک منجر شده است.

شکل 15- ترسیم تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در مقابل ایزوتوپ کربن برای نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک در میدان‌های اهواز و منصوری و ترسیم داده‌های ایزوتوپ اکسیژن در برابر ایزوتوپ کربن برای سنگ‌های آهکی سازند سروک، نشان‌دهندۀ تأثیر دگرسانی از زمان نهشت در بستر دریا (فرآتیک دریایی) تا دیاژنز ناشی از آب‌های متئوریکی و نیز دگرسانی مرتبط با تدفین به‌صورت جزئی برای این کربنات‎‍هاست (محدوده‎‍ها برگرفته از Knauth and Kennedy 2009).

Fig 15- The plot of oxygen versus carbon isotope indicates the influence of syndepositional diagenesis on the sea floor in the marine phreatic environment to the meteoric and burial realm.

تعیین دمای دیرینۀ آب دریا در زمان کرتاسه

ایزوتوپ اکسیژن کربنات‎‍ها به فاکتورهای مختلفی بستگی دارد که عبارت است از حجم یخ، شوری، میزان اشباع Ca، pH و دمای آب دریایی که از آن نهشته شده‎‍اند (Adabi and Asadi Mehmandousti 2008; Žák et al. 2011). دورۀ کرتاسۀ میانی فاقد یخچال است و یکی از گرم‎‍ترین شرایط آب و هوایی را در توالی‎‍های فانروزوئیک در بر ‎‍می‎‍گیرد (Bice and Norris 2002; Hajikazemi et al. 2010). سنگین‎‍ترین ایزوتوپ اکسیژن یا مقادیر ایزوتوپ اکسیژن با حداقل دگرسانی می‎‍تواند به‌عنوان یک ترمومتر برای دریاهای کرتاسه یا به‌عنوان اندازه‌گیری دما در هنگام تدفین نسبتاً کم‌عمق (Relatively shallow burial) با استفاده از معادلۀ آندرسون و آرتور استفاده شود. معادلات مختلفی برای تعیین دمای دیرینه طی شرایط تدفین نسبتاً کم‌عمق (Relatively shallow burial) وجود دارد که در اینجا از معادلۀ آندرسون و آرتور (Anderson and Arthur 1983) استفاده شده است:

T= 16 – 4.14 (δc - δw) + 0.13 (δc - δw)²

در این معادله:

 = T دمای دیرینه برحسب درجۀ سانتی‌گراد

 = δc ایزوتوپ اکسیژن در سنگ‌های آهکی مطالعه‌شده برحسب VPDB

δw = ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در زمان کرتاسه برحسب SMOW

وایزر و همکاران (Veizer et al. 1999) با اندازه‌گیری ایزوتوپ‌های اکسیژن حدود 218 نمونه کلسیتی مربوط به دوره‌های مختلف زمین‌شناسی، میزان ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در دوره‌های مختلف را تعیین کرده‌اند. به این ترتیب میزان ایزوتوپ اکسیژن آب دریا در دورۀ کرتاسه حدود-1 SMOW بوده است (Barron 1983; Gröcke et al. 2003). با استفاده از رابطۀ آندرسون و آرتور (Anderson and Arthur 1983) و سنگین‎‍ترین میزان ایزوتوپ اکسیژن با حداقل دگرسانی (‰18/3-)، حداقل دمایی که کربنات‌های سازند سروک تحت تأثیر تدفین بسیار کم‌عمق قرار گرفته‌اند، حدود 26 درجۀ سانتی‌گراد محاسبه شده است. این تعیین دما در مقایسه با مقادیر پیشنهادی دمای سطح آب دریای کرتاسۀ میانی، که از 28 تا 36 درجۀ سانتی‌گراد برای محیط‎‍های دریای باز حاره‎‍ای تخمین زده شده است، پذیرفتنی است (Immenhauser et al. 2005; Forster et al. 2007; Hajikazemi et al. 2017; Asadi Mehmandousti et al. 2013). در شکل 16 محدوده‎‍هایی مشخص شده است که δ¹⁸O در حالت تعادلی با محیط تشکیل خود بوده است. همان‌طور که پیش‌تر بیان شد، فاکتورهای اصلی تأثیرگذار بر مقادیر δ¹⁸O دما و ترکیب، سیالاتی‌اند که از آن نهشته می‎‍شوند.

شکل 16- ترسیم دمای به‌دست‌آمده از آنالیز ¹⁸O در نمونه‌های سازند سروک. ترکیب ایزوتوپی این نمونه‎‍ها برحسب محیط دیاژنتیکی تغییر یافته است که در آن دگرسان شده‎‍اند (برگرفته از انیل (O’Neil et al. 1969) به روز شده توسط Ullmann and Korte 2015).

Fig 16- The temperature plotted versus the ¹⁸O values. The isotopic content of the samples changed based on the alternation that occurred in each diagenetic environment. 

تعیین درجۀ شوری

تعیین درجۀ شوری محیط رسوبی از دیگر کاربردهای ایزوتوپ اکسیژن در کربنات‌هاست (Keith and Weber 1964; Narayanan et al. 2007; Fallah-Bagtash et al. 2020). یکی از مهم‌ترین فاکتورهای مؤثر بر ایزوتوپ اکسیژن، میزان درجۀ شوری محیط رسوبی است. تبخیر یا ورود آب‌های شور یا آب‌های شیرین (متئوریک یا جوی) سبب تغییر شوری آب دریا می‎‍شود. معادلۀ زیر توسط کیث و وبر برای تعیین درجۀ شوری محیط رسوبی، براساس ایزوتوپ‌های پایدار اکسیژن و کربن ارائه شده است (Keith and Weber 1964).

Z= 2.048 (δ¹³C + 50) + 0.498 (δ¹⁸O + 50)

Z= 2.048 (2.08 + 50) + 0.498 (-3.18 + 50)

Z= 130

در این معادله مقادیر δ¹⁸O و δ¹³C برحسب واحد VPDB است و براساس آن مشخص می‌شود که تغییرات δ¹³C تأثیر بیشتری نسبت‌به تغییرات δ¹⁸O بر مقدار شوری دارد. این معادله برای تعیین و تشخیص محیط‌های دیاژنزی دریایی و متئوریک یا به‌طور کلی برای تشخیص تأثیر ورود آب‌های جوی یا رخنمون سطحی و افت نسبی سطح آب دریا به کار می‌رود. در صورتی که Z >120 باشد، نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در محیط دریایی با شوری نرمال است. اگر Z<120 باشد، رسوب‌گذاری در محیط آب شیرین روی داده است و اگر Z =120 باشد، بیانگر نهشته‌شدن در محیط حد واسط بین آب شیرین و آب دریاست (Keith and Weber 1964). در این مطالعه مقادیر ضریب شوری تمامی نمونه‌ها با معادلۀ کیث و وبر محاسبه شده است. بر این اساس مقادیر متوسط این شاخص در توالی مطالعه‌شده 130 است که این امر نشان می‌دهد کربنات‌های سازند سروک از آب دریا با شوری نرمال نهشته شده‎ و خود با مطالعات رخساره‎‍ای و استراتیگرافی صورت گرفته‌اند و جایگاهی از توالی، که نمونه‎‍ها از آن برداشت شده‎‍اند، تأییدشدنی است. هرچند این کربنات‎‍ها بعداً تحت تأثیر فرآیندهای دیاژنزی در محیط تدفین و نیز دیاژنز متائوریکی قرار گرفته‎‍اند.

نتیجه‌

از مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمی رسوبی سازند سروک در دو میدان اهواز و منصوری نتایج زیر حاصل شده است:

• سازند سروک با لیتولوژی غالب سنگ آهک و با ضخامت 831متر در میدان اهواز و 735متر در میدان منصوری به‌صورت هم‌شیب، رسوبات شیلی سازند کژدمی را پوشانده و با ناپیوستگی ناشی از برونزد رسوبات توسط سازند ایلام پوشیده شده است.
• مطالعات دیاژنزی سازند سروک به شناسایی شواهد مربوط به دیاژنز فریاتیک دریایی (نظیر سیمان‎‍های حاشیه‎‍ای در اطراف ذرات، میکریتی‌شدن گسترده و آشفتگی زیستی)، دیاژنز متائوریکی ناشی از بالاآمدگی و تغییرات سطح آب دریا (مانند شواهد انحلال و سیمانی‌شدن گسترده) و دیاژنز تدفینی (به‌صورت تراکم فیزیکی و شیمیایی و تشکیل برخی از سیمان‌ها که مشخصۀ محیط تدفین‌اند) منجر شده است که توجه به کمیت و نقش این فرآیندها بیانگر اهمیت تراکم، انحلال و سیمانی‌شدن بر مشخصات مخزنی این سازند است که همچنین از آن برای درک مطالعۀ ژئوشیمی رسوبی، که بر این سازند صورت گرفته است، استفاده شده است.
• توصیف دقیق مغزه‎‍ها و مطالعات پتروگرافی به شناسایی 12 ریزرخسارۀ کربناته منجر شد. با توجه به شواهدی ازقبیل حضورنداشتن ریف‎‍های سدی بزرگ، توربیدایت‎‍ها، تمپستایت‎‍ها و ساخت‎‍های ریزشی، گذر از زیرمحیط کم‌عمق تحت کنترل جزرومد به زیرمحیط پشته کربناتۀ بایوکلاستی با انرژی بالا، فراوانی و تنوع بالای فرامینیفرهای آگلوتینه و بدون منفذ و درنهایت تغییر تدریجی در رخساره‎‍ها، محیط رسوبی سازند سروک یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال بوده است.
• نتایج حاصل از مطالعات ایزوتوپی و عنصری بیانگر ترکیب کانی‌شناسی اولیۀ آراگونیتی در یک آب‌وهوای گرم و مرطوب و عمق کم محیط رسوبی است. همچنین شواهد پتروگرافی نظیر فراوانی جلبک‎‍ها، تنوع بالای دانه‎‍های اسکلتی و حضور سیمان فیبری هم‌ضخامت نشان می‎‍دهد که نمونه‎‍های سنگ آهکی سازند سروک خصوصیات آب‎‍های گرم را نشان می‎‍دهند.
• مقادیر δ¹⁸O و δ¹³C در سنگ آهک‎‍های سروک، تمرکز پایین Fe و Mn و مقادیر بالای Sr/Mn نشان می‎‍دهد ترکیب ایزوتوپ‎‍های پایدار اکسیژن و کربن خصوصیات مربوط به زمان رسوب‌گذاری خود را تا حدودی حفظ کرده است، ولی تحت تأثیر دگرسانی‎‍های دیاژنتیکی ناشی از آب‎‍های متئوریکی و نیز به میزان کمتر دیاژنز تدفینی تغییر کرده است.
• نمونه‎‍ها پس از نهشت در بستر دریا یعنی محیط فریاتیک دریایی، در حین تدفین و پس از آن بر اثر بالاآمدگی یا پایین‌افتادن سطح آب دریا و نفوذ آب‎‍های متئوریکی در یک سیستم دیاژنتیکی از باز تا بسته، با تبادل آب به سنگ کم تا بالا تحت تأثیر قرار گرفته‎‍اند. شواهد پتروگرافی و مطالعات چینه‌نگاری سکانسی مؤید این موضوع است.
• با استفاده از معادلۀ آندرسون و آرتور (1983) و با استفاده از سنگین‎‍ترین ایزوتوپ اکسیژن، دمایی که سنگ آهک‎‍های سازند سروک متأثر از آن تحت تدفین قرار گرفته‎‍اند، حداقل 26 درجۀ سانتی‌گراد محاسبه شده است که با توجه به دمای ارائه‌شده برای آب دریا در کرتاسه (28 تا 36 درجۀ سانتی‌گراد) پذیرفتنی است.
• ترسیم تغییرات ایزوتوپ اکسیژن در برابر ایزوتوپ کربن برای سنگ‌های آهکی سازند سروک نشان‌دهندۀ تأثیر جزئی دیاژنز فریاتیک دریایی و تدفینی و غلبۀ دیاژنز متئوریکی (روند J معکوس) برای این کربنات‎‍هاست.