مقدمه

   کمربند چين خورده - رانده زاگرس با راستاى شمال غرب - جنوب شرق و 2000 کيلومتر طول از جنوب شرق ترکيه، شمال سوريه و عراق تا غرب و جنوب ايران گسترش دارد ( علوى، 2004). حوضه رسوبى زاگرس  با داشتن  منابع عظیم نفت و گاز از جايگاه مهم و ويژه اى برخوردار است و به همین علت پيوسته در کانون توجهات همگان و بالاخص  پژوهشگران و زمين شناسان قرار داشته است. 

سازند داريان ( به سن آپتين – آلبين پيشين ) سنگ مخزن  مهمی در حوضه زاگرس به شمار می رود. در برش نمونه سازند داریان با ضخامتی در حدود 284 متر بر روی سازند گدوان و در زیر سازند کژدمی قرار گرفته است . ضخامت این سازند درچاه سروستان 3 در حدود 250 متر می باشد.

مطالعات و بررسى هایى  که تاکنون بر روى سازند مزبور انجام گرفته بيشتر از ديدگاه چينه نگارى بوده و مطالعات چينه نگارى سکانسى نيز عمدتاً در مناطق فرو افتادگى دزفول و خليج فارس صورت پذيرفته است. هدف از اين تحقيق، بررسى چينه نگارى سکانسى سازند داريان در ناحیه فارس داخلی ( برش نمونه و چاه شماره 3سروستان) می باشد؛ امید است تا داده های به دست آمده بتواند در ارتباط با مسائل اکتشافی و نیز بهره برداری از مخازن هیدروکربوری در این حوضه کمک نماید. برش نمونه سازند داريان در کوه گدايون، در شمال شهرک داريان ( 39 کيلومترى شرق شيراز ) و  ميدان نفتى سروستان در 17 کيلومترى جنوب شهرستان سروستان (116 کيلومترى جنوب شرق شيراز ) واقع شده است. مسافت بين برش هاى فوق الذکر در حدود70  کيلومتر تخمين زده شده است.

   بررسى چينه نگارى سکانسى سازند داريان بر پايه مطالعات رخساره اى (150 مقطع نازک ميکروسکوپى و 30 مقطع خرده حفارى)، شواهد صحرايى و بررسى و تفسير نمودار های چاه پیمایی ( نمودار پرتو گاما و نمودار صوتی ) انجام پذيرفته است.نامگذارى رخساره ها بر اساس طبقه بندى دانهام ( 1962) صورت گرفته است.

بحث

   تعداد 11 رخساره میکروسکوپی کربناته و 2 رخساره غير کربناته در قالب 4 کمربند رخساره ای برای سازند داریان شناسايى شده است که از سمت دريا به سمت ساحل عبارتند از:

   کمربند رخساره اى  A: اين کمربند رخساره اى در بردارنده ميکروفاسيس هاىمادستون/ وکستون همراه با فرامنيفر هاى پلاژيک (A1)، وکستون/پکستون بيوکلاستی (A2)، پلوئيد پکستون/ گرينستون بيوکلاستى (A3) مى باشد. مهمترين فسيل هاى موجود در  اين رخساره اربيتولين هاى ديسکى شکل مى باشند که با  مجموعه متنوع فسيلى ( جدول 1 ) همراهى مى شوند.  به طور معمول در مناطق عميق تر اربيتولين هاى ديسکى  شکلنسبت به اربيتولين هاى مخروطى شکل  فراوان تر بوده  (پیتت و همکاران، 2002)، و عمدتاً با جلبک هاى قرمز همزيستى دارند (سیمونز و همکاران، 2000 ).

   وجود چنين مجموعه فسيلى به همراه تنوع بالاى زيستى نشان دهنده ارتباط بين پلاتفرم و  و درياى باز مى باشد. عميق ترين بخش اين مجموعه  (A1 ) با حضور فرامنيفرهاى پلانکتونيک و سوزن هاى اسفنجى مشخص مى گردد که در رخساره هاى وکستونى و مادستونى جاى گرفته اند. در بررسى توزيع جانبى رخساره ها، مجموعه رخساره اى  A  در چاه سروستان 3  از فراوانى بالاى فرامنيفرهاى پلانکتونيک برخوردار مى باشد که نشان دهنده عميق تر بودن محيط رسوبى چاه سروستان3  نسبت به برش  نمونه مى باشد. با افزايش فراوانى موجودات بنتيک محيط کم عمق تر مى شود. وجود ماتريکس شسته شده در A3 مى تواند نشان دهنده محيط هاى زير سطح اساس امواج  طوفانى (Below storm wave-base ) و متاثر از جريان هاى بستر  current bottomباشد ( بچمن و هریش، 2006 ). اين رخساره  در محيط زير جزر و مدى درياى باز  ( Subtidal open platform) بر جای گذاشته شده است.

   کمربند رخساره اى B: اين کمربند رخساره اى  تنها در برگيرنده ميکروفاسيس  پلوئيد - اينترا کلاست گرينستون بيوکلاستی مى باشد. اينترا کلاست، پلت و اائيد  مهمترين اجزا تشکيل دهنده اين ميکروفاسيس هستند که با آلوکم هاى اسکلتى ( جدول 1 ) همراهى مى شوند. بسیاری از این اجزا تحت تاثیر اکسید آهن قرار گرفته اند. اين مجموعه در برش صحرايى با ساختار چينه بندى مورب شناسايى شده و نمايش دهنده شرایط رسوب گذاری محیط پر انرژی سدی می باشد.

   کمربند رخساره اى C : اين کمربند رخساره اى  شامل رخساره هاى پلوئيد پکستون/ گرينستون بيوکلاستی ( 1C)، اربيتولين پکستون ( 2C) و وکستون/ پکستون بايو کلاستى( 3C)  مى باشد که با جلبک سبز و همچنين ميليوليده و تکستولاريا همراهى مى گردد . تنوع نسبتا بالاى اجزا اسکلتى و غير اسکلتى  در اين مجموعه رخساره اى  (جدول 1)  نمايش دهنده محيط رسوبی  با شرايط مناسب شورى، چرخش آب، و مطلوب از نظر تامين مواد غذايى است ( ون بوخم و همکاران، 2002 )، که  در لاگون باز نهشته شده است (بچمن و هریش ، 2006 ).

   کمربند رخساره اى D :اين کمربند رخساره اى از مجموع رخساره هاى ليتوکوديوم باندستون ( 1 D)، ميليوليد پکستون/ وکستون ( 2 D) ، روديست وکستون ( 3 D)  و  مادستون آهکى ( 4 D) تشکيل شده است. موجودات شاخص محيط هاى رسوبى محصور، عمده اجزا تشکيل دهنده  در اين رخساره ها هستند که در اکثر مواقع با پلوئيد هاى گلى همراهى مى شوند ( جدول 1 ).هرچند آلوکم هاى  موجود در مجموعه رخساره اى D تا حدودى با  آلوکم هاى رخساره 3 C مشابه هستند اما تنوع و فراوانى کمترى از خود نشان مى دهند. ريف هاى توده اى  (path reefs  )، ساخته شده به توسط ليتوکوديم ها  در رخساره    D1مشخصه نواحى محدود داخل پلاتفرم هستندکه عمدتاً با کاهش تنوع فسيلى همراهند ( کوچ و همکاران، 2002 ). احتمالاً ساختار هاى ريفى شکل، موجب جدايش محيط رسوبى مجموعه رخساره اى  D  از محيط رسوبى مجموعه رخساره اى C شده است.  از مهمترين خصوصيات اين کمربند رخساره اى وجود کانيهاى تبخيرى پراکنده  و همچنين فابريک فنسترال مى باشد. در مجموع وجود ماتريکس ميکريتى ، مليوليده ، تکستولاريا و استراکودا  نشان دهنده افزايش محدودیت محيط رسوبى  است (سندولى، 2004 )که رسوبگذاری  در يک محيط لاگون محصور را نشان می دهد.

رخساره هاى غير کربناته سازند داريان:  علاوه بر رخساره های کربناته، دو رخساره شیلی با محتویات فسیلی متفاوت در سازند داریان مورد شناسایی قرار گرفته است. E1 ، شيل همراه با فرامنيفرهاى پلانکتونيک ( گلوبوژیرینا، هدبرژلا ) که در  کمربند رخساره اى  A  قرار مى گيرد و  E2،شيل کم عمق همراه با فرامنيفرهاى بنتيک (اربيتولين، ميلوليده، گاستراپودا )  که در کمربند رخساره اى C جاى دارد. موقعيت و نحوه توزيع تمامى کمربند هاى رخساره اى در ( جدول 1 ) آمده است. رخساره E1 تنها در برش زير زمينى مشاهده مى شود

   با توجه به قانون والتر و مقايسه رخساره هاى موجود  با رخساره هاى محيط هاى امروزى و قديمى ( کروزی، 1989؛ نيکولز، 1999 )، مدل رسوبى سازند داريان پلاتفرم کربناته کم عمق با شيب نسبتاً ملايم ( رمپ ) پيشنهاد مى شود.

چينه نگارى سکانسى

   تغييرات عمودى و جانبى رخساره ها منعکس کننده تغييرات عمق محيط رسوبى مى باشند که به نوبه خود در ارتباط با تغييرات سطح آب دريا هستند ( امرى  و مايرز،1996 ) با تلفيق داده هاى پتروگرافيکى برش سطحی و زیرزمینی، نمودارهای چاه پیمایی، مشاهدات صحرايى و همچنين ارزيابى هاى رخساره اى، تعداد 4 سکانس رسوبى (DS ) در برش سطحى و 3 سکانس رسوبى در برش زير زمينى  شناسايى گرديد. اين سکانس ها به توسط مرز هاى سکانسى نوع اول (  ( SB1 دوم ( SB2 ) از همديگر تفکيک مى شوند شکل 1.

   سکانس رسوبى 1 (DS1 ): مرز زيرين اين سکانس با سازند گدوان بصورت پيوسته و از نوع دوم ( SB2 ) مى باشد. در هر دو برش سطحى و زير زمينى، اين سکانس با دسته رخساره هاى  TSTآغاز مى شود که از چندين پاراسکانس  که روند عميق شوندگی محیط رسوبی را نشان می دهند، تشکيل شده است. اين مجموعه رخساره هاى پسرونده ( Retrogradation ) که بر اثر پيشروى دريا تشکيل شده اند شامل وکستون - پکستون هاى مربوط به محيط لاگون باز مى باشند. حداکثر سطح پيشروى آب دريا در هردو برش نيز به صورت مشابه و با رخساره 3 Cشناسايى مى گردد. در برش زیر زمینی افزایش عمق با افزایش مقدار پرتو گاما و افزایش زمان سیر صوت ( کاهش سرعت صوت­­­ ) مشخص می گردد.

   ايجاد حالت سکون نسبى سطح آب دريا با ظهور توالى هاى لاگون محصور و شروع دسته رخساره هاى HST مشخص مى گردد. اين حالت بيانگر انتقال الگوى رسوبگذارى از دسته رخساره هاى پسرونده ( Retrogradation )  به برافزاينده (  ( Aggredation و پیشرونده  (Progredation  ) مى باشد. به تدريج و با خارج شدن از حالت سکون نسبى سطح آب دريا و کاهش تدريجى فضاى رسوبگذارى  Accommodation space ) )، کم عمق ترين تواليهاى رسوبى که با فابريک فنسترال و کانى هاى تبخيرى مشخص مى شوند؛ رسوبگذارى مى کنند. در برش زیر زمینی کاهش عمق حوضه با کاهش مقادیر پرتو گاما و افزایش سرعت صوت مشخص می گردد.  مرز فوقانى سکانس 1 از نوع فرسایشی می باشد که در رخنمون صحرايى با افق حاوی اکسید آهن مشخص می گردد. ضخامت سکانس شماره 1 در برش سطحى 144 متر است که بخش TST  22 متر و بخش HST، 122 متر آن را تشکيل مى دهند. در برش زير زمينى نيز اين سکانس 165 متر ضخامت داشته که بخش TST، 50 متر و بخش HST، 115متر ضخامت دارند شکل 1.

   سکانس رسوبى 2(DS2 ): مرز زيرين اين سکانس به فرم فرسایشی است. اين سکانس در برش سطحى با  یک دسته رخساره  کم ضخامت  LST  شروع شده و در ادامه به دسته رخساره ای پيشروى Transgressive ) ) و  دسته رخساره سکون نسبی سطح آب دريا ( Highstant ) ختم می شود. 

دسته رخساره هاى TST با رخساره هاى  سدى شروع شده و حداکثر سطح پيشروى  ( MFS )   چندان مشخص نیست. با شروع سکون نسبى آب دريا  و کاهش تدريجى فضاى رسوبگذارى دسته رخساره هاى HST  که از رخساره هاى لاگون تشکيل شده اند،  ایجاد می شوند. مرز فوقانى اين سکانس بر روی رخنمون با لایه های نخودی رنگ تا قهو ای روشن مشخص می گردد. 

در برش چاه سروستان3 اين سکانس با دسته رخساره هاى TST  A و E1 که در شرایط محیطی دریای باز ته نشین شده اند شروع شده و به دسته رخساره هاى HST  ( لاگون باز ) ختم می شوند. افزایش ناگهانی عمق محیط رسوبی با افزایش سریع پرتو گاما و کاهش سرعت صوت مشخص می گردد انطباق سکانس شماره 2 در دو برش سطحى و زيرزمينى، عميق ترشدن حوضه از سمت برش نمونه ( شيراز ) به سمت برش زيرزمينى ( سروستان ) را نشان مى دهد. اين مسئله با عدم وجود رخساره هاى گرينستونى و همچنين افزايش محتواى فسيل هاى پلاژيک دردسته رخساره اى TST چاه سروستان 3 مشخص مى گردد شکل 1. 

   سکانس رسوبى 3(DS3 ): اين سکانس تنها براى برش نمونه شناسایی شده است. شروع اين سکانس با عميق شدگى حوضه و تشکيل رخساره هاى درياى باز مى باشد.  MFS  با  رخساره عميق A  مشخص مى گردد. رخساره HST نيز با تجمع بالاى ميليوليده و در قالب رخساره هاى لاگونى شناسايى  مى شود شکل 1.

   سکانس رسوبى 4(DS4 ): اين سکانس رسوبى  تنها با دسته رخساره هاى TST   و در هردو برش وجود دارد. ضخامت این سکانس در برش نمونه در حدود 44 متر و در برش چاه سروستان،  4 متر می باشد. این سکانس تنها از مجموعه رخساره هاى A تشکيل شده است. MFS  اين سکانس  در برش نمونه با رخساره هاى A1 و A2 مشخص مى گردد شکل 1.

در حالت کلی  منحنی مربوط به تغییرات  سطح آب دریا در برش  نمونه و چاه سروستان با منحنی تغییرات جهانی سطح آب دریا ( هک و همکاران، 1987 ) همخوانی دارد. این انطباق برای برش نمونه کاملتر می باشد. تفاوت های جزیی موجود نیز ناشی از رویداد های زمین شناختی در مقیاس محلی بوده است.

نتيجه گيرى: بررسى سنگ هاى سازند داريان در منطقه مورد مطالعه نشان مى دهد که رخساره هاى اين سازند در یک پلاتفرم نوع رمپ و در 4 کمربند رخساره اى ساب تايدال ( دریای باز ) ، سد،  لاگون باز و محصور نهشته شده اند. مطالعات چينه نگارى سکانسى بيانگر وجود 4 سکانس رسوبى در برش های مورد مطالعه می باشد که سکانس شماره 3 در برش چاه سروستان ثبت نشده است. بررسى روند تغييرات در سکانس هاى مورد نظر نشان می دهد که تغييرات سطح آب دريا در برش سطحى بهتر از برش چاه ثبت شده است. مقايسه سکانس شماره 2 در دو برش نشان مى دهد که محيط رسوبى چاه سروستان3 از انتهاى آپتين و شروع آلبين در بخش عميق ترى نسبت به برش سطحى قرار مى گيرد. به عبارت ديگر در بازه زمانى مزبور عمق حوضه از سمت شمال ( شيراز ) به سمت جنوب شرق ( سروستان ) افزايش مى يابد. 

Alavi, M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-and-thrust belt of Iran and its proforeland evolution., Am. J. Sci, V. 304, P. 1–20.

Bachmann, M.,Hirsch, F., 2006. Lower Cretaceous carbonate platform of the eastern Levant(Galilee and the Golan Heights): stratigraphy and second-order sea-level change., Cretaceous Research,  V. 27, P.487- 512.

van Buchem, F.S.P., Pittet, B., Hillga¨rtner, H., Gro¨tsch, J., Al Mansouri, A.I.,Billing, I.M., Droste, H.H.J., Oterdoom, W.H., van Steenwinkel, M., 2002. High-resolution sequence stratigraphic architecture of Barremian/Aptian carbonate systems in northern Oman and the United Arab Emirates (Kharaib and Shu’aiba formations)., GeoArabia, V.7,  P. 461-500.

Carozzi, A.V., 1989, Carbonate Rock Depositonal Models: A Microfacies Approach, Prentice- Hall, 640 p.

Dunham, R.M 1962. Classification of Carbonate Rocke According toDepositon Texture, AAPG Memoir 1, P.108- 121.

Emery, D., Myers, K.J., 1996. Sequence Stratigraphy. Blackwell Science, Oxford,297 pp.

 Haq. B.U., Hardenbol  J. and Vail, P., 1987. Chronology of fluctuating sea level since the Triasic, Science  V.235, p. 1156–1167.

Koch, B., Moussavian, E., Ogorelec, B., Skaberne, D., Bucur, I., 2002, Development of a Lithocodium ( syn. . Bacinella irregularis) irregularis)-reef-mound- A patch reef within Middle Aptian lagoonal limestone sequence near Nova Gorica (SabotinMountain, W-Slovenia). GEOLOGIJA  V.,45. no,1, P. 71–90