Biostratigraphy,Paleoecology and Depositional environment of Asmari Formation in oil field of Pazanan

Subject Areas :

پروانه روزبهانی ¹

1 - دانشگاه آزاد اسلامی تهران غرب

Received: 2022-11-27 Accepted : 2023-03-04 Published : 2024-03-13

Keywords: Paleoecology , Biostratigraphy , Depositional environment , Asmari Formation , Pazanan,

Abstract :

Abstract Biostratigraphy and Paleoecology and depositional environments of Asmari Formation were studied in oil field of Pazanan (well No.121) .On base of studied done, the thickness of Asmari Formation is 334 meter and based on associated index benthic foraminifera three biozones have been selected that indicating a Late Oligocene (Chattian) to Early Miocene (Burdigalian ) age for the Asmari Formation in the studied area. In this section ,9 Microfacies were identified with different sub-environments(Open sea ,Enclosed Lagoon, Semi-enclosed Lagoon , Barrier)which were found to be deposited in a shallow marine carbonate platform in the form of a homoclinal ramp. Based on paleoecology , the lower Asmari Formation (age:chattian) by the occurrence of hyaline benthic foraminifera under normal salinity (psu35-40) in an environment ranging from aphotic to oligophotic under oligotrophic to mezotrophic condition and the middle and upper Asmari Formation by the occurrence of porcellanous benthic foraminifera ,under hypersalinity (psu45-50و more than 50 psu) in euphotic zone under eutrophic to hypertrophic conditions has been deposited in a shallow marine carbonate platform in the form of a homoclinal ramp.

References:

منابع
-آیرمی،ع.،هاشمی،ح.،(1391)،بیوستراتیگرافی پالئواکولوژی سازند آسماری در چاههای 323 و 281 میدان نفتی مارون، جنوب غرب ایران ، پایان نامه دکتری ،دانشکده علوم پایه ، دانشگاه پیام نور تهران.
-امیری بختیار،ح.،ناصح،م.،(1382)، میکروفاسیس و محیط رسوبی مخزن آسماری میدان آغاجاری، گزارش شماره پ- 5278، شرکت ملی نفت ایران- مناطق نفت خیز جنوب.
-خسرو تهرانی،خ.،(1382)،رخساره های کربناته و شناخت آن ها در میکروسکوپ،انتشارات علمی دانشگاه آزاد اسلامی، واحد علوم تحقیقات تهران.
-رضوی،ب.،گنجی،ع.، ضرابی ،س.،(1399)،ریزرخساره ها، محیط رسوبی و پالئواکولوژی سازند آسماری در میدان نفتی کرنج، شمال فروافتادگی دزفول،جنوب غرب ایران پژوهشهاي دانش زمين، سال یازدهم، شماره43.
-رئیسی،ع.،لاسمی،ی.،(1379)،بررسی میکروفاسیسها محیط رسوبی و سکانس های سازند آسماری(الیگومیوسن) در فروافتادگی دزفول جنوبی: خلاصه مقالات چهارمین همایش انجمن زمین شناسی ایران، ص 179-181.
-کلانتری،ا.،(1371)،سنگ چینه ای و رخساره های
میکروسکوپی زاگرس، شرکت ملی نفت ایران.
-کیمیاگری،م.،(1384)،چینه نگاری زیستی رخساره های میکروسکوپی و چینه نگاری سکانسی سازند آسماری از تاقدیس

گورپی(لالی) تا کوه خویز(بهبهان): پایان نامه دکتری، دانشگاه اصفهان،220 صفحه
-ملکی خیمه سری،س.،(1378)،تفسیر محیط رسوبی سازند آسماری در حاشیه فروافتادگی دزفول: پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی،دانشکده علوم زمین.
-وزیری مقدم ،ح.،طاهری،ع.،(1388)،زیست چینه نگاری و پالئواکولوژی سازند آسماری در شرق دوگنبدان بر اساس روزنداران ، مجله علوم دانشگاه تهران ، دوره 35 ، شماره3 ، ص 23-32.


-Adams, T.D., Bourgeois, F.,(1967),Asmari Formation Biostratigraphy Geological and exploration Div.100C Report, No. 1074 May,1967(Unpub) .
-Baratollo, F., Bassi, D.,Romero, R.,(2007),Upper Eocene larger foraminiferal-coralline algal facies from Klokova Mountain , Facies, v. 53, pp361-375
-Beavington-Penney,S.J.,Racey,A.,(2004), Ecology of extant nummulitids and other larger benthic foraminifera, applications in Paleoenvironmental analysis: Earth Science Review, v. 67, pp219-265.
Brandano, M., Frezza, V., Tomassetti, L., Pedley, M.,(2009),Facies analysis and paleoenvironmental interpretation of the Late Oligocene, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v.274, pp54-63.
-Brando, M., Corda, L.,(2002),Nutrients, sea level and tectonics: constrains for the facies architecture of a Miocene carbonate ramp in central Italy. Terra Nova 14, pp257-262.

-Burchette, T.P., Wright, V.P.,(1992),Carbonate ramp depositional systems: Sediment Geology, v. 79, pp3-57.
-Carozzi, A.V.,(1989), Carbonate rocks depositional model,Prentice Hall Newjersey, 604 p.
-Corda, L., Brandano, M.,(2003),Aphotic zone carbonate production on a Miocene ramp, Central Apennines,Italy: Sedimentary Geology, v. 161(1–2), pp55-70.
-Cosovic, V., Drobne, K., Moro, A.,(2004), Paleoenvironmental model for Eocene foraminiferal limestones of the Adriatic carbonate platform (Istrian Peninsula): Facies, v. 50, pp61-75.
-Dodd, J.R.,Stanton, R.J.,(1990),Palaeoecology concepts and applications, second edition. Chichester: John Wiley & Sons Ltd. xviii ,510 p.
-Dunham, R. J., (1962), Classification of carbonate rocks according to their depositional text- Douglas, J.A.1939: A summary of the paleontological succession in Iran and Iraq.100C Report No.622 (Unpub).
-Ehrenberg, S. N., Pickard, N. A. H., Laursen, G. V., Monibi, S., Mossadegh, K., Svana, T. A., Aqrawi, A. A. M., McArthur ,J. M.,Thirlwall, M. F., (2007), Strontium Isotope Stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene – Lower Miocene), SW Iran: Journal of Petroleum Geology, v. 30, no. 2, pp 107-128.
-Flugel, E.,(2004),Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Applicatin. Springer-Verlag, Berlin, 976p.
-Flügel, E.,(2010),Microfacies analysis of limestone: interpretation and application: Springer-Verlag, Berlin, 976 p.
Geel, T.,(2000), Recognition of Stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposits: empirical Models based on Microfacies analysis of Paleogene deposits in southeastern Spain. Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol. 155, pp211-238.
-Hallock, P., (2001), Coral reefs in the 21st century: is the past the key to the future? In: Proceedings of the 10th Symposium on the Geology of the Bahamas and Other Carbonate Regions (Eds B.J. Greenstein and C.K. Carney): Gerace Research Center, San Salvador,Bahamas, pp8-13.
-Hallock, P.,Glenn, E.C., (1986),Larger foraminifera, a tool for paleoenvironmental analysis of Cenozoic carbonate facies: Palaios, v. 1, pp55-64.
-Hallock, P., (1988),The role of nutrient availability in bioerosion, Consequences to carbonate buildups: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 63, pp275-291.
-Hamedani, A., Torabi, H., Piller, W., Mandic, O., Steininger, F. F., Wielandt, U., Harzhauser, M., Nebelshck, L. H. d., Schuster, F.,(1997),Oligocene/Miocene sections from Zagrose Foreland basins of central Iran.–Abstr., 18. IAS Regional Meeting of Sedimentol, 155 – 156, Heidelberg.
-Heydari, E., Hassanzadeh, J., Wade, W.J. , Ghazi, A.M.,(2003), Permian– Triassic boundary interval in the Abadeh section of Iran with implications for mass extinction, Part 1-Sedimentology: Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, v. 193, pp405-423.
-Hottinger, L., (1997), Shallow benthic foraminiferal assemblages as signals for depth of their deposition and their limitations: Bulletin de la Societe Geologique de France, v. 168(4), pp491-505.
-Hottinger, L.,(1983), Processes determining the distribution of larger foraminifera in space and time, In: Meulenkamp, J.E. Eds., Reconstruction of marine paleoenvironments: Utrecht Micropaleontological Bulletin, v. 30, pp239-253.
-James, G. A. , Wynd, J. G.,(1965), Stratigraphic nomenclature of Iranian oil Consortium Agreement Area : Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. , v. 49 ,No.12 , pp2182 – 2245.
- Lasemi, Y. ,(1980),Carbonate microfacies and depositional environment of the Kinkaid Formation (Upper Mississipian ) of the Illinois Basin : Ph.D . thesis, University of Illinoids , U. S. A. 139P .
- Lasemi,Y. ,Carozzi, A.V., (1981), Carbonate microfacies and depositional environments of the Kinkaid Formation(Upper Mississippian) of the Illinois basin,U.S.A VIII congreso geologico Actas II:pp357-384.
-Laursen, G. V., Allen, T. L., Van Buchem, F. S. P. F., Lotfpour, M., Monibi, S., Motiei, H., Pickard, N. A. H., Tahmasebi, A. R., Vedrenne, V., Vincent, B., (2010), Regional stratigraphic architecture and reservoir type of the Oligo-Miocene deposit in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh Formation) SW Iran, Journal of Geological Society, London, Special Publication, v. 329; pp219-263.
-Lee, J.J., (1990), Fine structure of the rhodophycean Porphyridium purpureum in situ in Peneroplis pertusus (Forskal) and P. acicularis (Batsch) and in axenic culture: Journal of ForaminiferalResearch, v. 20, pp162-169.
-Mehrnush,M.,Partoazar,H.,(1977),Selected Microfauna of Iran,Geological Survey of Iran ,Report no.3.
-Mossadegh, Z.K., Haig, D.W., Allan, T., Adabi, M.H., Sadeghi, A., (2009), Salinity changes during Late Oligocene to Early Miocene Asmari Formation deposition, Zagros Mountains,Iran:Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 272, pp17-36.
-Murray,J.W., (1973), Distribution and Ecology of Living Benthic Foraminiferids. Heinemann, London.
-Murray,J.W., (1976), A method of determining proximity of marginal seas to an ocean. Marine Geology 22, pp103-119.
-Mutti,M.,Hallok,P.,(2003),Carbonate system along nutrient and temperature gradient: Some
sedimentological and geochemical constraits: Earth-Science, v. 92, pp465- 475.
-Pomar,L.,( 2001), Ecological control of sedimentary accomodation: Evolution from a carbonate ramp to rimmed shelf,Upper Miocene, Balearic Island: Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology,v. 175, pp249-272.
-Rasser,M.W.,Scheibner,.,Mutti,M.,(2005),A paleoenvironmental standard section for Early Ilerdian tropical carbonate factories (Corbieres, France; Pyrenees, Spain): Facies, v. 51,pp217-232.
-Read,J.F.,(1985),Carbonate platform facies models: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 69, pp1-21.
-Renema,W.,(2006),Large benthic foraminifera from the deep photic zone of a mixed siliciclastic-carbonate shelf off East Kalimantan, Indonesia: Marine Micropaleontology, v. 58, pp73-82.
-Sampo,M.,(1969),Microfacies and Microfossile of the Zagros area,S.W.Iran(from Permian to Miocene)Int.Sedpet.Series,v.12,pp1-102.
-Seyrafian,A.,(2000),Microfacies and depositional environments of Asmari Formation at Dehdez area(a correlation across Central Zagros Basin) carbonate and evaporates, Report No.15,pp22-48
-Seyrafian, A.,(1981) ,Geological study of Siah Makan Field (Asmari Formation). National Oil Company , Rep. , p-3745 , (unpubl.) .
-Seyrafian,A.,Hamedani,A.,(1998) ,Microfacies and depositional environment of the Upper Asmari Formation (Burdigalian) , North-Central Zagros basin : Iran. N. Jb. Geol. Paleont. Abh. , v.210, No.2 , pp 129-141 .
-Seyrafian,A.,Hamedani,A.,(2003) ,Microfacies and Paleoenvironmental interpretation of the lower Asmari Formation (Oligocene) North- Central Zagros basin : Iran. N. Jb. Geol. Paleont. Mh. ,No. 3 , pp 164-167 .
-Tucker, M.E.,(1990), Geological background to carbonate sedimentation. In: Carbonate Sedimentology (Ed. By M.E. Tucker & V.P. Wright): Blackwell Scientifc Publications, Oxford, 482 p.
-Tucker,E.,Wright,P.,(1990),Depositional environments in the model of Tucker and Wright the regionon the ramp from normal.
- Thomas, A. N.,(1948) ,The Asmari Limestone of souehwast Iran . AIOC Report , No. 705(Unpub).
- Thomas, A. N.,(1950),The Asmari Limestone of Southwest Iran. Report.18th.Int.Geol.Cung
.London, pt.6, pp35-55.
-Vaziri-Moghaddam,H.,Kimiagari, M.,Taheri, A.,(2006), Depositional environment and sequence stratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari Formation is SW Iran: Facies, v. 52, pp41-51.
-Wilson,J.L.,(1975),Carbonate facies ingeologic
history: New York, Springer- Verlag. 471 p.
-Wynd, J.G.,(1965) ,Biofacies of the Iranian oil consortium agreement area: Report 1082, unpublished.

Full-Text:



فصلنامه علمی پژوهشی زمین شناسی محیط زیست، سال هجدهم، شماره 63، تابستان 1402

 

زیست چینه نگاری، پالئواکولوژی و محیط رسوبی سازند آسماری

در ميدان نفتي پازنان

 

پروانه رضایی روزبهانی

گروه برنامه ریزی شهری ، دانشکده هنر و معماری ،واحد تهران غرب ، دانشگاه آزاد اسلامی ، تهران ، ایران 

گروه توسعه پایدار گردشگری،مرکز تحقیقات اقتصاد خلاق ،واحد تهران غرب ، دانشگاه آزاد اسلامی ، تهران ، ایران

[e-mail]

 

 

چکیده

در این تحقیق ویژگیهای زیست چینه ای ، پالئواکولوژی و محیط رسوبی سازند آسماری در میدان نفتی پازنان در چاه شماره 121 مورد مطالعه قرار گرفته است . بر اساس این مطالعات ، سن سازند آسماری با ضخامت 334 متر ، الیگوسن پسین(شاتین) تا میوسن پیشین (بوردیگالین) تعیین شد و بر اساس روزن بران کف زی شناخته شده ، سه زون زیستی تجمعی معرفی گرديد.

مطالعات رسوب شناسی ، منجر به شناسايي 9 ريزرخساره گرديد  و با توجه به خصوصيات ريزرخساره ها نشان داد سازند آسماری در محیط های رسوبی دریای باز ، لاگون محصور ، لاگون نیمه محصور و محیط سدی  نهشته شده است .مطالعات پالئواکولوژی نیز نشان داد سازند آسماري در زمان شاتين با وفور فرامینفرا با پوسته های آهکی هیالین در محيط دریاي باز باشوری نرمال psu35-40 با زون نوری اليگوفوتيک ، افوتيک و تحت رژیم غذایی اليگوتروفی تا مزوتروفی و در زمان آکی تانين تا بوردیگالين با وفور فرامینفرا با پوسته های آهکی پرسلانوز در شرایط هایپر سالین در محيط لاگون نيمه محصور با شوريpsu45-50 و در لاگون محصور با شوري بيش ازpsu50، در زون نوری یوفوتیک تحت رژیم غذایی یوتروفی و هایپر تروفی در پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال در نواحی گرمسیری تا نیمه گرمسیری نهشته گردیده است.

 

واژگان کلیدی :پالئواکولوژی ،زیست چینه نگاری ،محیط رسوبی ،سازند آسماری ،پازنان

 

 

 

مقدمه

 

 سازند آسماری توالی ضخيمی از سنگ های کربناته اليگو- ميوسن است که سنگ مخزن اصلی نفت خام در جنوب غربی ايران محسوب می شود. اين سازند در سرتاسر زاگرس حضور دارد. اما کاملترين توالی آن در فروافتادگی دزفول ديده می شود. سازند آسماری از نظر ليتولوژی شامل سنگ آهک، سنگ آهک دولوميتی و سنگ آهک رسی می باشد.مطالعه دقيق و معرفی رسمی سازند توسط جيمز و وايند(James & Wynd,1965)  انجام گرفت. آدامز و بوورژوآ (Adams & Bourgeois, 1967)) و کلانتری (1371) ضمن بررسی پژوهش­های قبلی ويژگی­های سنگ شناسی و ميکروفونای آسماری را توصيف کردند. با مطالعه برش­هايي از رخنمون­هاي مختلف سازند و داده­هاي تحت الارضي صيرفيان (Seyrafian, 1981)، صيرفيان و همکاران (Seyrafian,et al., 1998)، همداني و همکاران (Hamadani,et al., 1997) صيرفيان و همداني1998, 2003) (Seyrafian & Hamadani,، صيرفيان ((Seyrafian,2000، وزيري مقدم و همکاران (Vaziri-Moghaddam,et al., 2006) چينه نگاري زيستي و محيط­هاي رسوبي آسماري را در زاگرس مرکزي مورد کاوش قرار داده­اند. پالئواکولوژی این سازند توسط افراد زیادی از جمله آیرمی و همکاران (1391) ،رضوی و همکاران (1399)، وزیری مقدم و همکاران (1388)مرادی و همکاران (1391) و غیره مورد مطالعه قرار گرفته است. هم­چنين محيط رسوبي و سکانس­هاي اين سازند توسط رئيسي و لاسمي (1379) در فروافتادگي دزفول جنوبي، توسط ملکي خيمه سري(1378) و اميري بختيار و ناصح (1382) در حاشيه شمالي فروافتادگي دزفول، توسط غبيشاوي (1383) در بيرون زدگي خويز و گچساران، توسط کيمياگري (1384) از تاقديس گورپي (لالي) تا کوه خويز در لالي و بسیاری از پژوهشگران دیگر مورد مطالعه قرار گرفت. اخيراً از روش هاي ايزوتوپي استرانسيوم در تعيين سن رخدادهاي چينه شناسي سطحي ( مانند کوه خويز) استفاده شده و نتايج حاصله با توجه به تغيير سريع 87 Sr/86Sr در محيط هاي دريايي مربوط به اليگوسن- ميوسن اميدوارکننده به نظر مي رسند Laursen et al., 2010 & Ehrenberg et al., 2007)). در این تحقیق نیز سعی گردیده است بطور دقیق مطاالعات زیست چینه نگاری ، پالئواکولوژی و محیط رسوبی سازند آسماری در چاه شماره 121 میدان نفتی مارون صورت گیرد.

 

 

 

روش تحقیق 

ميدان نفتي/ گازي پازنان یکی از میادین بزرگ کشور واقع در 150 کيلومتري جنوب شرق اهواز و 25 کيلومتري شمال خليج فارس است.که از دو مخزن آسماري و خامي تشکيل شده است. مخزن آسماري محتوي نفت/ گاز و مخزن خامي صرفاً گازي است. ساختمان نامتقارن و موجي شکل پازنان داراي روند شمال غربي- جنوب شرقي است و از لحاظ زمين شناسي در قسمت شرقي حوضه فرو افتاده دزفول جنوبي قرار گرفته است.از این میدان نفتی/گازی بر اساس موقعيت و ميزان بازيافت مغزه هاي حفاري حداكثر ،در تعامل با کارشناسان ملی نفت ایران چاه شماره 121 به منظور مطالعات زیست چینه نگاری ، پالئواکولوژی و محیط رسوبی سازند آسماری انتخاب گردید .112 مقطع نازک تهيه شده از مغزه و خرده هاي حفاري با ميکروسکوپهای نوری و پلاريزه به

 

جهت مطالعات فسیل شناسی و سنگ شناسی مورد بررسي دقيق قرار گرفت.جهت شناسایی و نامگذاری میکروفسیل ها از منابع متعددی مانند سمپو(Sampo,1969)،مهرنوش و پرتو آذر(Mehrnush& Partoazar,1977) ، کلانتری(1371) و خسروتهرانی(1382) استفاده گردید.زيست چينه نگاري نیز بر اساس زون های زيستی تعريف شده (Adams & Bourgeois, 1967) و (Wynd, 1965) انجام گرفت. نامگذاري سنگ هاي کربناته بر اساس تقسيم بندي دانهام 1962)  (Dunham,صورت گرفت و شناسایی ریزرخساره ها بر اساس مدل فلوگل ( Flugel ,2010)  انجام شد.تقسیم بندی رخساره های میکروسکوپی به روش لاسمی و کاروزی  (Lasemi and Carozzi,1981) و کاروزی(Carozzi,1989) انجام شده است و با بررسی تغییرات عمودی رخساره ها و مقایسه آن با محیط های قدیمی و امروزی مانند لاسمی(1379) و تاکر و رایت(Tucker & Wright,1990) محیط رسوبی نهشته های آسماری در برش مورد مطالعه شناسایی گردید.از نرم افزار Log plot جهت ارزيابي و بررسي داده ها و ترسيم ستون چينه شناسي و تعيين محدوده زون های زيستی مورد نظر و ترسيم نيمرخ محيط تشکيل سازند استفاده شد و از نمودارهاي چاه پيمايي که شامل نمودارهاي نوترون، دانسيته، پرتوگاما و نيز نمودارهاي سرچاهي بود بطور تلفیقی در ترسيم ستون سنگ شناسی استفاده شد. موقعيت جغرافيايي چاه مورد مطالعه                 چاه شماره 121 روي يال جنوبي تاقديس پازنان درمختصات جغرافيايي 49o 50' 50" طول خاوری و30o 22' 0"  عرض شمالی قرار دارد و گسترش سازند آسماري در این چاه از عمق 2576 تا 2910 متري است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

سنگ چینه نگاری سازند آسماری درچاه مورد مطالعه 

ضخامت سازند آسماری در این چاه 334 متر اندازه گیری شده است. نهشته های آسماری در این چاه به طور هم شیب و ناپیوسته در زیر رسوبات تبخیری (انیدریتی) سازند گچساران قرار دارند و مرز پائینی آن نیز به منبع بزرگ نفتی می رسد.

 سازند آسماری در این چاه از نظر سنگ شناسی و بر اساس نمودار پرتوگاما و مطالعه مقاطع نازک  به پنج واحد سنگی قابل تقسیم می باشد که به ترتیب از بالا به پایین عبارتند از:

آسماری بالایی و بخشی از اسماری میانی در نظر گرفت.عمده سنگ های این بخش شامل سنگ آهک و

دولومیت می باشد.شماری از میکرو فسیل های مهم در برگیرنده این واحد سنگی عبارتند از:

Rotalia viennoti  , Austrotrillina howchini , Austrotrillina asmariensis , Meandropsina iranica , Meandropsina anahensis , Borelis pygmaea , Borelis melo curdica , Dendritina rangi , Elphidium sp. ,

 

واحد 2: با 53 متر ضخامت طبق تقسیم بندی توماس(Thomas,1948) معادل بخش بالایی آسماری میانی می باشد. سنگ آهک و دولومیت در این واحد سنگی دارای بیشترین گسترش بوده، دارای میان لایه هایی از سنگ آهک رسی می باشد.

شماری از میکرو فسیل های اصلی در برگیرنده این واحد سنگی عبارتند از:

Rotalia viennoti , Austrotrillina howchini , Austrotrillina asmariensis , Peneroplis thomasi , Peneroplis evolutus , Dendritina rangi , Elphidium sp.

 

واحد 3: با 67 متر ضخامت طبق تقسیم بندی توماس(Thomas,1948) معادل بخش میانی آسماری میانی می باشد. این واحد سنگی شامل سنگ آهک و دولومیت با میان لایه هایی از سنگ آهک رسی و انیدریت می باشد.شماری از میکرو فسیل های مهم در برگیرنده این واحد سنگی عبارتند از:

Austrotrillina howchini , Austrotrillina asmariensis , Peneroplis thomasi , Peneroplis evolutus 

 

واحد 4: با 98 متر ضخامت طبق تقسیم بندی توماس(Thomas,1948) معادل بخش زیرین آسماری میانی بوده سنگ آهک و دولومیت در آن بیشترین گسترش را دارند.شماری از میکرو فسیل های مهم در برگیرنده این واحد سنگی عبارتند از:

 ٍ Sphaerogypsina globules , Rotalia viennoti , Austrotrillina howchini , Austrotrillina asmariensis , Borelis pygmaea , Peneroplis thomasi , Peneroplis evolutus 

 

واحد 5: با 60 متر ضخامت طبق تقسیم بندی توماس (Thomas,1948) تقریبا ًمعادل آسماری زیرین        می باشد.گسترش سنگ آهک در این واحد سنگی چشمگیر بوده ، دارای میان لایه هایی از دولومیت، سنگ آهک رسی و شیل نازک لایه بوده                 می باشد.شماری از میکرو فسیل های در برگیرنده این واحد سنگی عبارتند از:

 Operculina complanata , Rotalia viennoti , Lepidocyclina , Heterostegina sp. ,pelagic fauna 

WELL NO: 121

-زیست چینه نگاری سازند آسماری درچاه مورد مطالعه

 مطالعه دقیق فسیل شناسی بر روی نهشته های سازند آسماری در این چاه نشان داد که این نهشته ها از روزن بران کف زی با پوسته های آهکی آگلوتینه - پرسلانوز و هیالین تشکیل شده اند و در محدوده زیستی الیگوسن پسین(شاتین) تا میوسن پیشین (بوردیگالین) قرار دارند. بر اساس ظهور، افول، تجمع و گسترش چینه شناسی میکروفسیل های شناخته شده نیز سه زون زیستی تجمعی (Assemblage zone) برای آن معرفی گردید که به شرح ذیل می باشد:

 

- زون زیستی تجمعی شماره1 : این زون زیستی به ضخامت 54 متر در قسمت قاعده سازند آسماری از عمق 2856 متر تا عمق 2910 متری قرار دارد قاعده این زون زیستی منطبق بر ظهور فرامینفرهای بزرگ با پوسته آهکی هیالینHeterostegina  ،Lepidocyclina Operculina complanata, ,Eulepidina dilatata,,   بوده و پایان آن منطبق بر اولین ظهور Peneroplis evolutus ، Dendritina rangi, Austrotrillina asmariansis,               می باشدشماری از میکروفسیل های اصلی در برگیرنده این زون زیستی عبارتند از:

        Operculina complanata  ,Eulepidina dilatata,, Rotalia viennoti , Eulepidina sp. , Operculina sp. , Heterostegina sp. ,Lepidocyclina sp ,.Discocylina sp., Peneroplis sp. , Rotalia sp. , Discorbis sp. , valvulinid , pelagic fauna

 

سن این زون زیستی با توجه به مجموعه فسیلی شناخته شده شاتین(Chatian) از الیگوسن پسین پیشنهاد می گردد. این زون زیستی از نظر سنی با زون زیستی شماره 3 آدامز و بورژوآ (Adams & Bourgeois,1967)

         Eulepidina-Nephrolepidina-Nummulites Assemblage zone.

 از نواحی جنوب باختری ایران(زاگرس) قابل مقایسه می باشد.این زون زیستی تجمعی را همچنین می توان با بخش بالایی آسماری زیرین که توسط توماس(Thomas,1948,1949) تعریف شده، معادل دانست.

زون زیستی تجمعی شماره2 :این زون زیستی به ضخامت 238 متر در قسمت میانی سازند آسماری از عمق 2618 متر تا عمق 2856 متری قرار دارد.قاعده این زون زیستی منطبق بر ظهور فرامینیفرها با پوسته آهکی  پرسلانوز زیر بوده

 Dendritina rangi, Elphidium sp., 

,Peneroplis evolutus, asmariansis Austrotrillina Austrotrillina howchini  ٍ,   

و پایان آن منطبق بر اولین ظهور فسیلهای شاخص بوردیگالین به نام هایBorelis melo curdica , Meandropsina iranica  می باشد .شماری از میکروفسیل های اصلی در برگیرنده این زون زیستی عبارتند از:

Austrotrillina howchini , Austrotrillina asmariansis , Peneroplis thomasi ,Archaias  cf. operculiniformis , Peneroplis evolutus , Dendritina rangi , Rotalia viennoti , Austrotrillina sp. , Elphidium sp. , Archaias spp.,Borelis sp.,Peneroplis sp., Heterostegina sp. , Miogipsina sp. , Rotalia sp. , Discorbis sp. , valvulinid , miliolids

سن این زون زیستی با توجه به مجموعه فسیلی شناخته شده، آکی تانین(Aquitanian) از میوسن پیشین پیشنهاد می گردد. این زون زیستی از نظر سنی با زون زیستی شماره 2 آدامز و بورژوآ (Adams & Bourgeois,1967)

Miogypsinoides-Archaias-valvulinid  Assemblage zone.

 از نواحی جنوب باختری ایران(زاگرس) قابل مقایسه می باشد.این زون زیستی تجمعی را همچنین می توان از نظر زمانی با آسماری میانی که توسط توماس(Thomas,1948,1949) تعریف شده، معادل دانست.

 زون زیستی تجمعی شماره3 : این زون زیستی به ضخامت 42 متر در قسمت بالائی سازند آسماری از عمق 2576 متر تا عمق 2618 متری قرار دارد. قاعده این زون زیستی منطبق بر ظهورفرامینیفرا با پوسته آهکی پرسلانوز و شاخص بوردیگالین , Borelis melo curdica , Meandropsina iranica  است و پایان آن به واحد گچی انیدریتی گچساران محدود می شود .شماری از میکروفسیل های در برگیرنده این زون زیستی عبارتند از:

Borelis pygmaea , Borelis melo curdica , Meandropsina iranica , Meandropsina anahensis , Dendritina rangi , Rotalia viennoti , Borelis sp. , Peneroplis sp. ,Archaias sp. Rotalia sp. , valvulinid , miliolids

 

 سن این زون زیستی با توجه به مجموعه فسیلی شناخته شده، بوردیگالین (Burdigalian) از میوسن پیشین پیشنهاد می گردد. این زون زیستی از نظر سنی با زون زیستی شماره 1 آدامز و بورژوآ (Adams & Bourgeois,1967)

         Borelis melo curdica-Meandropsina iranica Assemblage zone.

 

 از نواحی جنوب باختری ایران(زاگرس) قابل مقایسه می باشد.این زون زیستی تجمعی را همچنین می توان با بخش آسماری بالائی که توسط توماس(Thomas,1948,1949) تعریف شده، معادل دانست.

 

-ریز رخساره های شناسایی شده از برش مورد مطالعه

 به منظور تعیین رخساره های میکروسکوپی و محیط رسوبی نهشته های آسماری در چاه مورد مطالعه، در ابتدا نوع و درصد هر یک از عناصر نابرجا و برجا بر اساس دوایر درصد بندی که معرف نسبت درصد عناصر در رخساره های میکروسکوپی است، تعیین گردید . سپس نامگذاری سنگ های کربناته به روش دانهام(Dunham,1965) صورت گرفت شناسایی ریزرخساره ها بر اساس مدل فلوگل ( Flugel ,2010)  انجام شد و تقسیم بندی رخساره های میکروسکوپی به روش لاسمی و کاروزی  (Lasemi and Carozzi,1981) و کاروزی(Carozzi,1989) انجام شده است و با بررسی تغییرات عمودی رخساره ها و مقایسه آن با محیط های قدیمی و امروزی مانند لاسمی(1379) و تاکر و رایت(Tucker & Wright,1990) محیط رسوبی نهشته های آسماری در برش مورد مطالعه شناسایی گردید.بر اساس مطالعات صورت گرفته در مجموع 9 رخساره میکروسکوپی کربناته شناسایی شد که در 3 گروه محیطی تالاب(Lagoon)، سد(Barrier) و دریای باز(Open sea) قرار می گیرند .

رخساره های میکروسکوپی محیط لاگون

 MF1وکستون بیوکلاستی(bioclast wackestone

اجزای اصلی این رخساره میکروسکوپی را دانه های اسکلتی(حدود 40-30درصد) به همراه زمینه میکرایتی تشکیل می دهند. غالب دانه های اسکلتی شامل فرامینیفرا با پوسته های آهکی پرسلانوز مانند: پنروپليس،مئاندروپسینا ، میلیولید و فرامینیفرا با پوسته های آهکی آگلوتینه مانند تکستولاریا می باشد .(شکل 2-1) در این ریز رخساره نیز اثری از فرام ها با پوسته آهکی هیالین دیده نمی شود و مجموع فرامينيفرا با پوسته های آهکی پرسلانوز و آگلوتینه معرف آبهاي کم عمق با شوري بالا و نشان دهنده لاگون محصور و محيطهاي غنی از مواد غذایی می باشد (Geel, 2000, Brandano,etal., 2009.)

MF2-پکستون بیوکلاستی اینتراکلاست دار  (Intraclast bioclast packstone) 

اجزای اصلی این رخساره میکروسکوپی را دانه های اسکلتی(حدود 60-50 درصد) و غیر اسکلتی اینتراکلاست(حدود 25 درصد) به همراه زمینه میکرایتی  تا میکرو اسپاری تشکیل می دهند. غالب دانه های اسکلتی شامل فرامینیفرا با پوسته های آهکی پرسلانوزمانند: میلیولید،  بورلیس آستروتریلینا ،الفیدیوم ، پنروپليس،آرکیاس می باشد .(شکل 2-2).در این ریز رخساره اثری از فرام ها با پوسته آهکی هیالین دیده نمی شود.فرامينيفرا با پوسته های آهکی پرسلانوز شاخص آبهاي کم عمق با شوري بالا از اجزای اصلی این رخساره اند. ظهور تعداد زیادي ميليوليد در این رخساره گویاي محيط با شوري بالا و نشان دهنده لاگون محصور و محيطهاي غنی از مواد غذایی        می باشد (Geel, 2000; Brandano, 2009.))

 

MF3وکستون/ پکستون بیوکلاستی اینتراکلاست دار (intraclast bioclast wackestone-packstone) 

اجزای اصلی این رخساره میکروسکوپی را دانه های اسکلتی(حدود50-40 درصد) به همراه زمینه میکرایتی تا سیمان میکرواسپاری تشکیل می دهند. غالب دانه های اسکلتی شامل فرامینیفرا با پوسته آهکی پرسلانوزمانند: میلیولید،الفیدیوم ، ارکیاس ، پنروپلیس ، می باشد.از عناصر غیر اسکلتی همراه نیز میتوان به اینتراکلاست حدود 5 تا10 درصد اشاره کرد.(شکل 2-3)در این اجتماع فسیلی ، فرامینفرهایی با پوسته آهکی هیالین مانند دیسکوربیس, روتالیا ،آمفیستژینا ،آستریژریناوهم چنین خرده های اکینودرماتا ، استراکدا ، بریوزا هم دیده می شود . محیط تشکیل این رخساره میکروسکوپی به جهت حضور فرام های با پوسته هیالین ، لاگون نیمه محصور در نظر گرفته می شود .

 

 

رخساره های میکروسکوپی محیط سدی

 

MF4گرینستون بیوکلاستی اینتراکلاست دار (Intraclast bioclast grainstone) 

اجزای اصلی این رخساره میکروسکوپی را دانه های اسکلتی(حدود 65 درصد) و غیر اسکلتی اینتراکلاست(حدود 25-20 درصد) به همراه سیمان اسپاری تشکیل می دهند. از دانه های اسکلتی این رخساره می توان به فرامینیفرا با پوسته آهکی پرسلانوز مانند : میلیولید، آستروتریلینا،تکستولاریا آرکیاس اشاره نمود. از عناصر فرعی این رخساره میکروسکوپی نیز می توان به پلوئید(حدود 10-5 درصد) و دانه های تخریبی کوارتز اشاره کرد. محیط تشکیل این رخساره میکروسکوپی سد به سمت لاگون است. (شکل 2-4).

مشخصات بافتی و نبود زمينه ميکرایت، نشان دهنده نهشته شدن این ریز رخساره در محيطی با انرژي زیاد می باشد .سيمانی شدن مهمترین پدیده دیاژنزي این ریزرخساره می باشد.محيط تشکيل این ریزرخساره را میتوان در شرایط انرژي بالاي تپه هاي سدي و بالاي خط اثر امواج و تشکيل دهنده ي سد بایوکلاستی در نظر گرفت که معرف مرز بين رمپ داخلی و رمپ ميانی است . Wilson 1975; Flügel, 2004))

 

 MF5 -گرينستون اایيدی 

اجزاي اصلي اين رخساره ميكروسكوپي را دانه‌های غیر اسکلتی اُاُیيد (حدود50 درصد) به همراه سيمان اسپاري تشكيل مي‌دهند. اُاُئيدها غالباً تك لايه‌اي تا دو لايه‌اي بوده، هسته مركزي در بيشتر آنها دانه‌هاي اسكلتي گاهی دانه‌هاي تخريبي كوارتز و اينتراكلاست مي‌باشد. از عناصر فرعي در اين رخساره مي‌توان به اينتراكلاست­ها (حدود 8 درصد) و دانه‌هاي اسكلتي (حدود7 درصد) اشاره نمود. اصلی ترین و مهمترین عارضه دیاژنزي دراین ریزرخساره ، سيمانی شدن     می باشد.(شکل 2-5) معدودی از اُاُیيدها توسط پدیده دیاژنزي ميکرایتی شدن، ساختمان داخلی اوليه خود و یا در بعضی موارد هسته خودرا در اثر عمل انحلال از دست داده اند .با توجه به  عدم وجود گل آهکی محيط رسوبگذاري پيشنهادي این ریزرخساره، محيطی پر انرژي می باشد که محيط رمپ کربناته داخلی- ميانی را نشان می دهد,Read ,1985) ) بر این اساس،این ریزرخساره مشابه ریزرخساره استاندارد معرفی شده توسط ویلسون(Wilson,1975)و فلوگل(Flügel,2004) نیز در نظر گرفته می شود

 

MF6- باندستون مرجانی(Coral boundstone   

حدود 80 درصد این رخساره میکروسکوپی از مرجان(Coral) تشکیل شده، که در هنگام ته نشست به یکدیگر متصل شده اند و منظره ای لایه لایه به خود گرفته اند.مهمترین پدیده هاي دیاژنزي این ریزرخساره، سيمانی شدن و پر شدن فضاي حجرات مرجانی با سيمان دروزي می باشد. .(شکل 2-6).روزن دارن  معدود و جلبک قرمز به عنوان اجزای فرعی در زمینه میکرایتی حضور دارند. این رخساره از تخلخل بالائی برخوردار بوده، دیواره داخلی فضاهای خالی به وسیله یک یا چند ردیف بلورهای کلسیت پوشیده می شود.:وجودفوناي خاص محيط دریاي باز و مرجانها  نشاندهنده رسوبگذاري در محيط سد به سمت دریاي بازو بالاترازسطح اساس امواج طوفانی،برروي قسمت کم عمق رمپ ميانی می باشد (Cosovic et al, 2004)..

 

رخساره های  میکروسکوپی محیط دریای باز

 

MF7وکستون بیوکلاستی(bioclast wackestone)  اجزای اصلی این رخساره میکروسکوپی را دانه های اسکلتی(حدود 50-40درصد) به همراه زمینه میکرایتی تشکیل می دهند.از دانه های اسکلتی میتوان به فرامینیفر ای بزرگ کف زی با پوسته آهکی هیالین مانند: اپرکولینا ، هتروستژینا ، روتالیا و از غیرفرامینیفرا نیز می توان به خرده صدف پلسی پودا ، گاستروپودا، بریوزوا و جلبک قرمز اشاره نمود. محیط تشکیل این رخساره میکروسکوپی ابتدای دریای باز است (شکل 2- 7). در این ریز رخساره وجود روزن داران کف زي بزرگ با دیواره هيالين حاکی از آن است که این ریزرخساره ها در بخش کم عمق رمپ ميانی و بالای سطح اساس امواج طوفانی تشکيل شده است وهمچنين زمينه ميکرایت این ریزرخساره بيانگرشرایط آشفته وپرانرژي آبهاي کم عمق ناحيه رمپ ميانی است.) Flügel, 2004; Geel, 2000 Corda and Brandano, 2003.)

 

MF9 -پکستون بیوکلاستی اینتراکلاست دار

( intraclast bioclast packstone)  

اجزای اصلی این رخساره میکروسکوپی را دانه های اسکلتی(حدود 60-50درصد) به همراه زمینه میکرایتی تشکیل می دهند. از دانه های اسکلتی این رخساره می توان به فرامینیفر ای کف زی با پوسته آهکی هیالین مانند: لپیدوسیکلینا ، دیسکوسیکلینا ، یولپیدینا ، هتروستژینا ، میوژیپسنا،روتالیا ، دیس کوربیس اشاره نمود. از غیرفرامینیفرا نیز می توان به خرده صدف  پلسی پودا ، بریوزوا اشاره نمود. محیط تشکیل این رخساره میکروسکوپی ابتدای دریای باز است (شکل 2- 9).در این ریز رخساره وجود روزن داران کف زي بزرگ با دیواره هيالين حاکی از آن است که این ریزرخساره ها در بخش کم عمق رمپ ميانی و بالای سطح اساس امواج طوفانی تشکيل شده است وهمچنين زمينه ميکرایت این ریزرخساره بيانگرشرایط آشفته وپرانرژي آبهاي کم عمق ناحيه رمپ ميانی است) Flügel, 2004 Corda and Brandano, 2003.,)

MF8 پلاژیک فرامینیفرا وکستون

 (pelagic foraminifera wackestone)    

اجزای اصلی این رخساره میکروسکوپی را زمینه میکرایتی به همراه حدود 20-30 درصد دانه های اسکلتی که شامل خرده های صدف های نازک اسنراکدا ، دوکفه ای ، گاستروپدا و فرامینیفر پلاژیک تشکیل داده است(شکل 2- 8).این شرایط ، محیط تشکیل این رخساره میکروسکوپی را در زیر سطح اساس امواج طوفانی و شرایط دریایی باز نشان        می دهد و می تواند بيانگر رمپ خارجی ( محتملاً حدفاصل رمپ میانی وخارجی ) باشد.

 (.(Geel, 2000  

 

عوامل موثر در پراکندگي فرامينيفرها در چاه مورد مطالعه                                              پراکندگي فرامينيفرهاي بنتيک توسط مجموعه‌اي از عوامل مختلف اکولوژیکی در محیط زیست کنترل مي‌‌شود، هر چند که ممکن است يک فاکتور مهمتر از ساير عوامل باشد (Murray,1973,1976).از عوامل اکولوژيکي غير‌حياتي که در پراکندگي فرامينيفرها موثر مي‌باشند میتوان به : درجه حرارت، شوري، ميزان اکسيژن محلول، ميزان مواد آلي، انرژي، توربيديته، نور، PH، عمق و جنس کف حوضه رسوبي و از مهمترين عوامل اکولوژیکی حياتي موثر میتوان به: ميزان مواد غذايي، رقابت بين‌گونه‌اي و درون‌‌‌گونه‌اي و تأثير شکارچيان (Murray,1973,1976).اشاره نمود که در چاه مورد مطالعه، عوامل مهم اکولوژیکی شوری ، دما، تحرک آب ، عمق آب ، نور ، توزیع موادغذایی در توزیع و پراکندگی روزن داران بنتيک مورد مطالعه قرار گرفته است .

- شوري (Salinity): درجه شوری يکي از عوامل مهم کنترل کننده در نحوه توزيع اجتماعات ارگانيکي و ته نشست رسوبات کربناته مي­باشد. درصد بالاي شوري آب، به عنوان عاملي محدود کننده بر توزيع فرامينيفرهاي بنتيک بزرگ در نظر گرفته مي­شود. و چنین شرایطی (هایپرسالین) با کربنات کلسيم زياد جهت رشد پوسته­هاي پورسلانوز مناسب             مي­باشند.Beavington- Penney & Racey, 2004).) .در محيط هايي با شوري پايين آب، فرامينيفرها با تنوع کم و صدف هاي نازک وکوچک حضور دارد ولي در محيط هاي هايپرسالين (شوري بالا)، تمرکز Caco3 زياد بوده و فرامينيفرهايي با ديواره پورسلانوز فراوان اند. فرامينيفرهاي بزرگ بنتيک با اندازه بزرگ و کشيده در محدوده شوري 35 تا 45 درصد ديده مي شوند (Hallock and Glenn, 1986 ,Hottinger, 1997).تغيير در ميزان شوري آب به غير از ارگانيسم هايي که تحمل شوري بالا را دارند، باعث نابودي ديگر موجودات و يا جا به جايي در محدود زيستي آن ها مي شود (Flugel, 2004). در چنين شرايطي با افزايش شوري، هميافتي فرامينيفرهاي کوچک با ديواره ي هيالين همراه با فرامينيفرهايي با ديواره پورسلانوز کمتر مشهود است .در محيط هاي با درصد شوري بالا فرامينيفرها با ديواره آگلوتینه وپورسلانوز  ديده مي شود. که محيط شلف لاگون را اشغال نموده اند(Flugel, 2004). با توجه به موارد عنوان شده میتوان اذعان داشت :محدوده دریایی باز، با شوري psu 40 -35 با حضور فرامینیفرهای کوچک و بزرگ کف زی و پلاژیک با پوسته آهکی  هيالين مشخص می شود.از اینرو با توجه به تجمع فسیلی و وجود ریزرخساره هاي شناسایی شده MF7و MF9 از مقطع مورد مطالعه به لحاظ داشتن تنوع بالایی از فرام هاي هيالين از قبيل : اپرکولینا ،  لپیدوسیکلینا ، دیسکوسیکلینا ،هتروستژینا ،روتالیا ، دیس کوربیس همراه با خرده هایی از اکينودرماتا و جلبکهای فرمز و خرده صدف آهکی نشان دهنده چنین محدوه ای از شوری می باشد و هم چنین ریزرخسارهMF6 با توجه به حضور فراوان کوراليناسه آ و کورال جز این محدوده از شوري قرار گيرند. در مقطع مورد مطالعه با توجه به زون بندی زیستی تجمعی منتسب به زمان شاتین از الیگوسن پسین که همراه با وفور فرامینیفرهای بنتیک کوچک و بزرگ با پوسته آهکی هیالین می باشد میتوان این میزان شوری را به این زمان نسبت داد و اذعان داشت محيط دریاي باز در زمان شاتین گسترده بوده است .درمحدوده لاگون نيمه محصور با شوری (psu 50-45) با حضور فراوان فرامینفرها با پوسته های آهکی پورسلانوز، آگلوتينه و خرده هاي اکينيد و یک افزایش تنوع در دانه هاي بيوژنيک مشخص می گردد. در این محدوده تنوع کمی از فرامینفرها با پوسته هيالين میتواند حضور داشته باشد (Baratollo et al, 2007). با توجه به این تفاسير ریز رخساره هايMF2گویاي چنين محدوده اي از شوري می باشند. قسمتهاي ميانی و بالایی تا انتهاي برش آسماري به طور عمده در محيطی با این شوري رسوب نموده است. این شوري در زمانهاي آکی تانين و بوردیگالين از میوسن پیشین رخ داده است. به عبارت دیگر محيط لاگون نيمه محصور در زمان هاي مذکور گسترده بوده است .درمحدوده لاگون محصور با شوری بالا (بيش از psu50(هايپرسالين) با حضور فرامينيفرهاي با پوسته ها پورسلانوز و قطعات مولوسکا مشخص               می گردد.خرده هاي اکينيد و فرامينيفرهاي با دیواره هيالين غایب می باشند.این محدوده مشخصه لاگون محصور می باشد و ميليوليدها نيز از فونهاي غالب در این محدوده می باشند (Mossadegh,etal., 2009). باتوجه به این شرح ریز رخساره يMF3 و MF1را با توجه به حضور فرام های پورسلانوز از قبیل ميليویدها و دندریتينا هم چنين نبود خرده-هاي اکينيد و فون هاي دریاي باز میتوان در این محدوده قرار داد.

- عمق آب:در اعماق مختلف، فرامينيفرها با ویژگیهاي مورفولوژیکی خاص زندگی می کنند. به طوري که تغيير در عمق و سطح آب باعث تغيير در محدوده زندگی آنها می گردد (Brandano et al,1983,). محدوده عمقي فرامينيفرهاي بنتيک بزرگ مربوط به شرايط هيدروديناميکي محيط (امواج و جريانات دريايي) (Hottinger, 1997) و همچنين مربوط به وابستگي همزيست جلبک دروني به نور (Hallock& Glenn, 1986) مي­باشد. فرامینفرهای آبهاي کم عمق جهت محافظت از همزیست جلبکی شان در مقابل نور و جلوگيري از تخریب پوسته در آبهاي آشفته پوسته هاي تخم مرغی شکل با دیواره ضخيم توليد میکنند و هر چه عمق نور کاهش یابد دیواره هاي پوسته درفرامینفرها ، نازکتر، پهنتر و کشيده تر می شود  Beavington-Penney and Racey, 2004)). بر اساس مطالعات ریخت شناسی فسیل ها در برش مورد مطالعه ، فسیل هایی نظیر هتروستژینا ،اپرکولينا، لپيدوسيکيناها در آبهاي عميق نسبت به آبهاي کم عمق دیواره هاي پوسته هایشان نازکتر و کشيده تر است . عاملی که در ایجاد پوسته ضخیم نقش دارد کاهش  فتوسنتز جلبکهاي همزیست در شرایط نامساعد نوري (نور خيلی زیاد و خيلی کم) می باشد. در عمق هاي بيشتر پوسته فرامینفرهای هیالین بزرگ و مسطح وبا کمترین ميزان ضخامت است که در این شرایط سطح پوسته خود را براي حداکثر جذب نور توسط جلبک همزیست افزایش می دهد (Beavington-Penney and Racey, 2004). لازم به ذکر است فرامینفرها با پوسته پرسلانوز مانند میلیولید که فاقد جلبک همزیست هستند می توانند در کم عمق ترین بخش هاي لاگونی با شوري هاي بالا نيز زندگی کنند (Mossadegh,etal., 2009). ولی فسیل هایی مانند آرکياس ها که داراي جلبک همزیست هستند قادر به تحمل شوري هاي بالا در اعماق کمتر نيستند ودر عمق بيشتري نسبت به ميليوليدها زندگی می-کنند (Lee, 1990)

-درجه حرارت (Temperature):دما به عنوان مهمترین عامل فيزیکی موثر در پراکنش فرامینیفرهای کف زي و توليد کنندگان کربنات می باشد (Flügel, 2004). دما حتی بر وضعیت ریختاری و مرفولوژیک فرامینفرها به جهت سازش با شرایط جدید تاثیر گذار است .پوسته هاي آهکي گونه هاي مربوط به محيط هاي با آب گرم نسبت به نمونه هاي آب سرد ضخيم­تر بوده و تزيينات سطحي بيشتري دارند که اين امر بدليل تمرکز بيشتر بي کربنات کلسيم حل شده در آب­هاي گرم است .دماي آب با تغيير درعرض جغرافيایی و عمق آب تغيير می کند Hottinger, 1997.)) . بازسازي عرض هاي جغرافيایی دیرینه نيز نشانگر این نکته است که کوههاي زاگرس در زمان اليگوسن-ميوسن حدودا ًدر عرض جغرافيایی29درجه شمالی و با وضعیت حاره اي قرار داشته است Heydari et al, 2003)).در منطقه مورد مطالعه با توجه به وفور فرامينيفرهاي کف زی با پوسته های آهکی هیالین، پرسلانوز و آگلوتینه مانند:اپرکولینا ،لپيدوسيکلينا،روتالیا ،یولپیدینا ، هتروستژینا،دندریتینا ،آستروتریلینا ،بورلیس ، آرکیاس به عنوان اجزاي اصلی تشکيل دهنده رسوبات کربناته در منطقه مورد مطالعه، و هم چنین حضور جلبک هاي قرمز ، بریوزوا ، اکینودرماتا و همچنين وجود دانه هاي غيراسکلتی چون اائيدها، اینتراکلاست ، پلت ها که نشانگر آب های گرم و محیط های گرمسیری و نیمه گرمسیری (Flügel, 2004) است میتوان شرایط رسوبگذاري سازند آسماري را در منطقه مورد مطالعه را در محيط گرمسيري تا نيمه گرمسيري در نظر گرفت.

-آشفتگي آب (Water turbulence): انرژي آب در توزيع مواد غذايي، اکسيژن و دي اکسيد کربن نقش مهمي دارد. انرژي آب در ارتباط مستقيم با عمق محيط بوده و معمولا در محيط هاي کم عمق انرژي آب بيشتر است. به طور کلي ارگانيسم­هايي که در محيط هاي پر انرژي زندگي مي کنند تمايل دارند پوسته هاي ضخيم يا تغييرات اسکلتي ديگري را ايجاد نمايند که سبب پايداري آنها در مقابل امواج پايدار شود. به عبارتی حرک آب در شکل پوسته فرامینیفرا تاثير بسزایی دارد، افزایش شدت نور و تحرک آب باعث ضخيم تر شدن پوسته می شود ودر شرایطی که این دو عامل کاهش یابند سرعت رشد کمتر می شود وضخامت پوسته کمتر می شود.(.Beavington-Penney and Racey, 2004).در برش مورد مطالعه، در بخش کم عمق دریای باز به سمت سد و محیط لاگونی که انرژی و تحرک آب بالاست فرامینیفرهای کف زی دارای رشد سریع و اندازه کوچک و پوسته های ضخیم می باشند که اين پوسته ضخيم از جانور در برابر ضربات وارد شده در اثر انرژي امواج قوي محافظت مي کند. درچنین محيطهایی که انرژي زیاد است ، چسبيده ها ، اپي فيتها هم معمولند. حال آنکه در بخشهاي عميق دریاي باز به علت کاهش تحرک آب ، سرعت رشد  فرامینفرا کند بوده ،دارای دیواره نازک است .

-نفوذ نور در آب: از مهمترين عوامل ناظر بر پراکندگي فرامينيفرها نور است، که به طور مستقيم در همزيستي و رژيم غذايي آن ها تأثيرگذار است .(Hottinger, 1997)بسته به میزان تابش نور و تجمع موجو دات کربنات ساز سه زون : یوفوتيک (نور زیاد)، اليگوفوتيک (نور کم)، و افوتيک (بدون نور) معرفی می گردد. Pomar, 2001.))

*زون یوفوتیک: این زون شامل محيط هاي کم عمق با نور زیاد و آشفته شده با امواج و هم در بر گيرنده مناطق کم انرژي (لاگون) می باشد. حد پایينی این زون بر حداکثر عمق رشد مرجان هاي همزیست دار منطبق است (Hallock and Glenn ,1986) حداکثر عمق این زون در آبهاي شفاف40 تا 50 متر است. جلبک هاي سبز و مرجانها از موجودات شناخته شده این زون در دریاهاي امروزي می باشند. در بالاترین قسمت زون یوفوتيک، اجتماعی از مرجانهاي سنگی، جلبکهاي قرمز و فرامینیفرهای بزرگ کف زی هیالین دیده      می شود. اینها نشان دهنده بسترهاي سخت هستند. هم چنين در بالاترین قسمت بخش بالایی زون فوتيک دسته اي دیگر از اجتماعات شامل فرامینیفرهای کف زي بزرگ پرسلانوز  دیده می شودکه اینها نشان دهنده بسترهای نرم  هستند که با فراوانی فسيلهاي پورسلانوز مانند ميليو ليد، پنروپليس و بورليس مشخص می شود Renema, 2006.))با توجه به اختصاصات این زون ،و در نظر گرفتن تجمعات فسیلی در زون بندی های زیستی ارایه شده جهت بخش میانی و بالایی آسماری در برش مورد مطالعه و هم چنین در نظر گرفتن ریز رخساره های معرفی شده ریزرخساره هايMF1-3 میتوان گفت بخش ميانی و بالایی سازند آسماری در برش مورد مطالعه به سن آکی تانین تا بوردیگالین در شرایط یوفوتيک تشکيل شده است.

*زون الیگوفوتیک:محیط هایی با ميزان نفوذ کم نور مانند مناطق کم عمق سایه دار یا قسمتهاي عميق تر فلات قاره می باشد. جلبکهاي قرمز وتعدادي از فرامينيفرهاي بزرگ بنتیک، شاخص این محيط هستند   ( Pomar, 2001 ) .در این زون فرامینفرهایی که داراي همزیست جلبکی هستند به منظور استفاده از ميزان کم نور در این محدوده، مورفولوژي پوسته خود را براي حداکثر جذب نور تطبيق داده و پهن تر و نازک تر می گردند(Rasser,etal., 2005).با توجه به تجمعات فسیلی ارایه شده در زون های زیستی برش مورد مطالعه در زمان شاتین و تجمع فسیل های کوچک و بزرگ بنتیک با پوسته آهکی هیالین کشیده و بزرگ نظیر یولیپیدینا ، لپیدوسیکلینا ، هتروستژینا ، اپرکولینا که دارای همزیستی جلبکی می باشند و با توجه به ریزرخسارهMF7 و MF9 ارایه شده که دارای اپرکولینا ، هتروستژینا با پوسته کشيده می باشد میتوان عنوان نمود که رسوبگذاری در زمان شاتین در چنین شرایطی صورت گرفته است .

*زون افوتیک:محيطهاي بدون نور می باشند که به دلایل مختلف از جمله افزایش عمق ،آشفتگی آب ، تراکم پلانکتون ها و ورود مواد آواري ، کاهش شفافيت آب ایجاد می شوند .( Hallock& Glenn, 1986) موجودات این زون شامل ارگانیسم های هتروتروف است،.بریوزوآها، نرمتنان، کرینوئيدها، براکيوپودها واسفنجها ، استراکدها از مشخص ترین این موجودات هستند. که به عوامل محدود کننده ديگری مانند منابع غذايي، رقابت براي بستر زيست، دما، شوري و انرژي هيدروديناميکي جهت زندگی وابسته هستند .(Pomar, 2001). بر این اساس ریز رخساره MF8این محدوده را نشان می دهد. و       می توان اذعان داشت بخش زیرین برش مورد مطالعه درزمان شاتین در شرایط افوتیک تشکیل شده است.

 

-توزیع مواد غذایی: شرایط محيطی از لحاظ ميزان مواد غذایی به گروه های اليگوتروفی (غذاي کم)، مزوتروفی (غذاي متوسط)، یوتروفی (غذاي زیاد) و هایپروتروفی (حداکثر غذا) تقسيم می گردد (Mutti and Hallock, 2003). در شرایط الیگوتروفی فقير از مواد غذايي، محدوديت غذايي خود باعث کاهش رقابت بر سر بستر زيست مي شود، که خود عامل مهم کنترل کننده اجتماع موجودات توليد کننده کربنات است (Mutti and Hallock, 2003). فرامينيفرهاي بزرگ کف زي هیالین داراي همزيست جلبکي سازگار به شرايط کمبود غذايي هستند به اين صورت که همزيست جلبکي با استفاده از مواد زائد آلي ميزبان و دي اکسيد کربن حاصل از تنفس، فتوسنتز مي کند و مواد توليد شده، تأمين کننده منابع غذايي ميزبان       مي باشد (Beavington and Racey, 2004).در شرايط مزوتروفي تأمين غذا بيشتر مي شود جلبک آهکي سبز، جلبک قرمز، کوراليناسه آ و اسفنج به رقابت بر سر بستر زيست مي پردازند، بنابراين عامل محدود کننده، رقابت بر سر زيست مي باشد. در اين محيط ميزان مواد غذايي متوسط بوده و نفوذ کافي نور در اين محيط باعث رشد جلبک هاي سبز و قرمز     مي شود (Mutti & Hallock, 2003).در شرايط يوتروفي به دليل افزايش آب هاي جاري حاوي مواد آواري يا چرخه هاي آب هاي بالارونده باعث افزايش تمرکز موجودات فيتوپلانکتون در ستون آب شده، ميليوليد و فرامينيفرهاي روتالين کوچک جايگزين فرامينيفرهاي بزرگ مي شوند (Beavington and Racey, 2004).هم چنین با افزايش مواد غذايي، نور به عنوان عامل محدود کننده در کف بستر براي حيات اجتماعات کف زي کاهش مي يابد و محدود به حداکثر چند متر از ستون آب مي شود. در نتيجه ي کمبود نور ،اجتماعات کف زي غالب شامل موجودات غير فتوسنتز کننده و مستقل از نور مي باشند. شرایط یوتروفی باعث کاهش فراوانی مرجان هاي ریف ساز، کمبود ساختارهاي ریفی و افزایش جلبکهاي بزرگ کف زی، سیانو باکتریها و شکوفایی جلبکها و افزایش فرسایش زیستی می شود.( (Hallock, 2001) .در حداکثر ورود مواد غذايي (محيط هايپرتروفي) عامل محدود کننده اکسيژن است که فقط محدود به لايه سطحي آب مي باشد. حداکثر ورود غذا و تمرکز زياد اجتماعات فيتوپلانکتون در سطح ستون آب سبب کاهش نفوذ اکسيژن به کف بستر براي حيات موجودات کف زي مي شود. اين شرايط باعث يک دوره نبود اکسيژن در کف بستر و در نتيجه مرگ بسياري از موجودات کف زي مي شود و تنها موجودات سازگار به اکسيژن کم قادر به ادامه حيات خود مي باشند (Mutti and Hallock, 2003).با توجه به مطالب عنوان شده و تجمعات فسیلی در برش مورد مطالعه میتوان اذعان داشت : بخش زیرین سازند آسماري به سن شاتین با حضور غالب فرامينيفرهاي بزرگ بنتيک با پوسته هیالین همراه با جلبک قرمز و خرده صدفهای آهکی ،تحت تاثیر شرایط غذایی مزوتروفی تا اليگوتروفی قرار داشته است و قسمت هاي بالایی سازند آسماري به سن آکی تانين و بوردیگالین با توجه به کاهش میزان فرامينيفرهاي بزرگ هیالین و وفور موجودات با پوسته پرسلانوز تحت تاثير شرایط غذایی هایپرتروفی تا یوتروفی بوده است .در منطقه مورد مطالعه در کل محيط لاگون شرایط یوتروفيک و هایپرتروفیک و سمت بخشهاي کم-عمق دریاي باز شرایط مزوتروفيک و بخش هاي عميق دریاي باز شرایط اليگوتروفيک برقرار است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

مدل و محیط رسوبی سازند آسماری در چاه مورد مطالعه                                                          با توجه به گسترش و فراوانی نوع پوسته فرامينيفرا  و نوع رسوبات کربناته توليد شده در برش مورد مطالعه ،عوامل اکولوژیکی موثر در توزیع و پراکنش فرام ها ،

مکان های اصلی تجمع فرام ها و رسوبات کربناته و ریز رخساره های شناسایی شده و بررسی تغییرات عمودی ریز رخساره ها ( لاسمی(1379)، Tucker & Wright,1990, Flügel, 2010; Wilson, 1975; Read, 1985 مدل رسوبی زیر پیشنهاد می گردد. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

بر این اساس ، رسوبات اليگو- ميوسن برش زير سطحی مورد مطالعه با توجه به مجموع ریز رخساره ها ، عدم حضور رخساره هاي توربيدیتی و دانه ریز بودن اکثریت ذرات در قالب يک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ با شیب ملایم (رمپ  هموکلينال) نهشته شده اند. امکان تفکيک سه زير محيط روي اين محيط کربناته وجود دارد. اين زير محيط ها به ترتيب از مناطق عميق به کم عمق عبارتند از: محيط هاي کم عمق و عمیق درياي باز – سد - لاگون. حضور فرامينيفر هاي بنتيک بزرگ مانند لپيدوسيکلينيده و جلبک نشانگر رسوب گذاري در منطقه رمپ مياني و زون اليگوفوتيک – آفوتیک بوده که معرف شرايط درياي باز و کم عمق مي باشند. در محيط لاگون عمدتاً فرامينيفرهاي بنتيک با پوسته پرسلانوز ميليوليد، پنروپليس و آرکياس حضور دارند که این اجزای زيستي وابسته به نور هستند و حاکي از محيط هاي درياي گرم و کم عمق و زون یوفوتیک مي باشند.با توجه به خصوصيات پالئواكولوژيك ميكروفسيل هاي موجود در سازند آسماري مي توان نتيجه گرفت كه محيط رسوب گذاري سازند آسماري ناپایدار بوده است به طوری که در ابتدا محیط عميق واز Outer ramp با رخساره MF8 شروع شده و سپس به Middle rampرسیده و در مرحله بعدي حوضه کم عمق و Inner ramp/lagoon مي باشد.

 

تحلیل تنوع و فراوانی نوع پوسته فرامینفرا در برش مورد مطالعه

تنوع و فراوانی نوع پوسته در فرامينيفرها می تواند در شناخت برخی فاکتورهای موثر در محيط زندگی آنها مورد استفاده قرار گيرد (Dodd & Stanton, 1990). از اینرو برای شناسايي ويژگی های محيط زندگی فرامينيفرهای موجود در رسوبات سازند آسماری برش مورد مطالعه. تعداد فرم های مختلف بر اساس نوع پوسته شمارش و فراوانی نسبی آنها محاسبه و نمودارهای فراوانی نسبی و پراکندگی فرم های مختلف در برش های مورد مطالعه بر حسب جنس پوسته ترسيم گرديده است. تا از آن طریق بتوان به تحلیل محیط رسوبی مربوطه پرداخت . بر اساس توزیع و پراکنش پوسته فرامینیفرها میتوان گفت:

1- از عمق 2856 تا 2910 متري به ضخامت 54 متر که آسماري پاييني را در بر مي گيرد. در اين ضخامت درصد فراواني فرامينيفرا با پوسته هيالين %96 و با پوسته پورسلانوز %4است. به علت وفور فرامينيفرهايي با پوسته هيالين و بزرگ ، حوضه رمپ مياني با شوري پايين(محدوده شوري 35 تا45 درصد) پيشنهاد          مي شود (Hallock and Glenn,1986). اين فرامينيفرها که در قاعده برش مورد مطالعه حضور دارند بيانگر نشست در محيط رسوبي درياي باز هستند. به لحاظ ليتواستراتيگرافي رمپ مياني عمدتاً از آهک و آهک هاي رس دار تشکيل شده است جلبک قرمز، فرم هاي هيالين بزرگ لپيدوسيکلينا، اپرکولينا، بعضاً گاستروپود و بريوزوئر ترتيبات زيستي اين ناحيه از رمپ را تشکيل مي دهد. وجود خرده صدفها با پوسته های نازک آهکی مانند استراکدا نیز می تواند نمایانگر مرز بین رمپ میانی و بیرونی باشد .

 

 

 

 

 

2-از عمق 2576-2856 متري به ضخامت 280 متر بخش های آسماری مياني و بالايي را در بر مي گيرد. درصد فراواني فرامينيفرهايي با پوسته هيالين %6، با پوسته پورسلانوز %91، با پوسته آگلوتينه %3 است. بنابراين بخش عمده فرامنيفرهايي با پوسته پورسلانوز و فرامينيفرهايي بنتيک کوچک است که حوضه رمپ داخلي، با شوري بالا و منطقه نفوذ نور پيشنهاد          مي شود. (Hallock& Glenn,1986). در بعضي از مقاطع فرامينيفرهاي با ديواره هيالين مشاهده نشد، بنابراين محيط تشكيل آنها لاگون محصور و در مقاطعی که فرامینیفر با دیوره هیالین مشاهده شد معرف لاگون نیمه محصور است.

 

 

 

 

 

 

نتیجه گیری

- ضخامت سازند آسماری در چاه مورد مطالعه 334 متر بوده، و از 5 واحد سنگ چینه­ای مرکب از سنگ آهک، دولومیت، سنگ آهک رسی با میان لایه هایی از انیدریت و شیل تشکیل یافته است. مرز بالای سازند آسماری با سازند تبخیری گچساران به صورت ناپیوسته و هم شیب(disconformity) و مرز پائینی آن به منبع بزرگ نفتی می رسد.سن سازند آسماری بر اساس مطالعات دقیق فسیل شناسی صورت گرفته ، در محدوده زمانی شاتین از الیگوسن پسین تا بوردیگالین از میوسن پیشین تعیین گردید و براساس گسترش چینه شناسی میکرو فسیل های شناخته شده، سه زون زیستی تجمعی (Assemblage zone) برای این سازند شناسایی گردید که با زون های زیستی شماره ا ،2 و 3 آدامز و بورژوآ(Adams & Buorgeois,1967) قابل مقایسه است. با توجه به مطالعات رسوب شناسی صورت گرفته نیز، در مجموع 9 رخساره میکروسکوپی کربناتی در چاه های مورد مطالعه تشخیص داده شد که در سه گروه تالاب(Lagoon)، سدی(Barrier) و دریای باز(Open sea) قرار می گیرد.- با توجه به خصوصيات پالئواكولوژيك ميكروفسيلهاي موجود در سازند آسماري مي توان نتيجه گرفت که رسوبات اليگو- ميوسن برش زير سطحی مورد مطالعه در قالب يک رمپ هموکلینال کربناته نهشته شده اند.براساس توزیع و پراکنش فرامينيفرهاي بنتيک با پوسته های آهکی هیالین و پرسلانوز و آگلوتینه و سایر اجزاي تشکيل دهنده رسوبات و نحوه توزیع آنها در سکوي کربناته میتوان نتیجه گیری کرد که : سازندآسماري در زمان شاتين در محيط دریاي باز با شوری نرمال 35 تا 45 psu در زون الیگوفوتیک تا آفوتیک وتحت شرایط غذایی الیگوتروف (کم) تا مزوتروف(متوسط) و در زمان آکی تانين تا بوردیگالين تحت شرایط هایپر سالین در محيط لاگون نيمه محصور با شوريpsu50-45و در محیط لاگون محصور با شوري بيش ازpsu50، در زون نوری یوفوتیک تحت رژیم غذایی یوتروفی تا هایپرتروفی نهشته شده است.

 

 

منابع

-آیرمی،ع.،هاشمی،ح.،(1391)،بیوستراتیگرافی پالئواکولوژی سازند آسماری در چاههای 323 و 281 میدان نفتی مارون، جنوب غرب ایران ، پایان نامه دکتری ،دانشکده علوم پایه ، دانشگاه پیام نور تهران.

-امیری بختیار،ح.،ناصح،م.،(1382)، میکروفاسیس و محیط رسوبی مخزن آسماری میدان آغاجاری، گزارش شماره پ- 5278، شرکت ملی نفت ایران- مناطق نفت خیز جنوب.

-خسرو تهرانی،خ.،(1382)،رخساره های کربناته و شناخت آن ها در میکروسکوپ،انتشارات علمی دانشگاه آزاد اسلامی، واحد علوم تحقیقات تهران.

-رضوی،ب.،گنجی،ع.، ضرابی ،س.،(1399)،ریزرخساره ها، محیط رسوبی و پالئواکولوژی سازند آسماری در میدان نفتی کرنج، شمال فروافتادگی دزفول،جنوب غرب ایران پژوهشهاي دانش زمين، سال یازدهم، شماره43.

-رئیسی،ع.،لاسمی،ی.،(1379)،بررسی میکروفاسیسها محیط رسوبی و سکانس های سازند آسماری(الیگومیوسن) در فروافتادگی دزفول جنوبی: خلاصه مقالات چهارمین همایش انجمن زمین شناسی ایران، ص 179-181.

-کلانتری،ا.،(1371)،سنگ چینه ای و رخساره های

میکروسکوپی زاگرس، شرکت ملی نفت ایران.

-کیمیاگری،م.،(1384)،چینه نگاری زیستی رخساره های میکروسکوپی و چینه نگاری سکانسی سازند آسماری از تاقدیس

 

گورپی(لالی) تا کوه خویز(بهبهان): پایان نامه دکتری، دانشگاه اصفهان،220 صفحه

-ملکی خیمه سری،س.،(1378)،تفسیر محیط رسوبی سازند آسماری در حاشیه فروافتادگی دزفول: پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی،دانشکده علوم زمین.

-وزیری مقدم ،ح.،طاهری،ع.،(1388)،زیست چینه نگاری و پالئواکولوژی سازند آسماری در شرق دوگنبدان بر اساس روزنداران ، مجله علوم دانشگاه تهران ، دوره 35 ، شماره3 ، ص 23-32.

 

 

-Adams, T.D., Bourgeois, F.,(1967),Asmari Formation Biostratigraphy Geological and exploration Div.100C Report, No. 1074 May,1967(Unpub) .

-Baratollo, F., Bassi, D.,Romero, R.,(2007),Upper Eocene larger foraminiferal-coralline algal facies from Klokova Mountain , Facies, v. 53, pp361-375

-Beavington-Penney,S.J.,Racey,A.,(2004), Ecology of extant nummulitids and other larger benthic foraminifera, applications in Paleoenvironmental analysis: Earth Science Review, v. 67, pp219-265.

Brandano, M., Frezza, V., Tomassetti, L., Pedley, M.,(2009),Facies analysis and paleoenvironmental interpretation of the Late Oligocene, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v.274, pp54-63.

-Brando, M., Corda, L.,(2002),Nutrients, sea level and tectonics: constrains for the facies architecture of a Miocene carbonate ramp in central Italy. Terra Nova 14, pp257-262.

 

-Burchette, T.P., Wright, V.P.,(1992),Carbonate ramp depositional systems: Sediment Geology, v. 79, pp3-57.

-Carozzi, A.V.,(1989), Carbonate rocks depositional model,Prentice Hall Newjersey, 604 p.

-Corda, L., Brandano, M.,(2003),Aphotic zone carbonate production on a Miocene ramp, Central Apennines,Italy: Sedimentary Geology, v. 161(1–2), pp55-70.

-Cosovic, V., Drobne, K., Moro, A.,(2004), Paleoenvironmental model for Eocene foraminiferal limestones of the Adriatic carbonate platform (Istrian Peninsula): Facies, v. 50, pp61-75.

-Dodd, J.R.,Stanton, R.J.,(1990),Palaeoecology concepts and applications, second edition. Chichester: John Wiley & Sons Ltd. xviii ,510 p. 

-Dunham, R. J., (1962), Classification of carbonate rocks according to their depositional text- Douglas, J.A.1939: A summary of the paleontological succession in Iran and Iraq.100C Report No.622 (Unpub).

-Ehrenberg, S. N., Pickard, N. A. H., Laursen, G. V., Monibi, S., Mossadegh, K., Svana, T. A., Aqrawi, A. A. M., McArthur ,J. M.,Thirlwall, M. F., (2007), Strontium Isotope Stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene – Lower Miocene), SW Iran: Journal of Petroleum Geology, v. 30, no. 2, pp 107-128.

-Flugel, E.,(2004),Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Applicatin. Springer-Verlag, Berlin, 976p.

-Flügel, E.,(2010),Microfacies analysis of limestone: interpretation and application: Springer-Verlag, Berlin, 976 p.

Geel, T.,(2000), Recognition of Stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposits: empirical Models based on Microfacies analysis of Paleogene deposits in southeastern Spain. Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol. 155, pp211-238.

-Hallock, P., (2001), Coral reefs in the 21st century: is the past the key to the future? In: Proceedings of the 10th Symposium on the Geology of the Bahamas and Other Carbonate Regions (Eds B.J. Greenstein and C.K. Carney): Gerace Research Center, San Salvador,Bahamas, pp8-13.

-Hallock, P.,Glenn, E.C., (1986),Larger foraminifera, a tool for paleoenvironmental analysis of Cenozoic carbonate facies: Palaios, v. 1, pp55-64.

-Hallock, P., (1988),The role of nutrient availability in bioerosion, Consequences to carbonate buildups: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 63, pp275-291.

-Hamedani, A., Torabi, H., Piller, W., Mandic, O., Steininger, F. F., Wielandt, U., Harzhauser, M., Nebelshck, L. H. d., Schuster, F.,(1997),Oligocene/Miocene sections from Zagrose Foreland basins of central Iran.–Abstr., 18. IAS Regional Meeting of Sedimentol, 155 – 156, Heidelberg.

-Heydari, E., Hassanzadeh, J., Wade, W.J. , Ghazi, A.M.,(2003), Permian– Triassic boundary interval in the Abadeh section of Iran with implications for mass extinction, Part 1-Sedimentology: Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, v. 193, pp405-423.

-Hottinger, L., (1997), Shallow benthic foraminiferal assemblages as signals for depth of their deposition and their limitations: Bulletin de la Societe Geologique de France, v. 168(4), pp491-505.

-Hottinger, L.,(1983), Processes determining the distribution of larger foraminifera in space and time, In: Meulenkamp, J.E. Eds., Reconstruction of marine paleoenvironments: Utrecht Micropaleontological Bulletin, v. 30, pp239-253.
-James, G. A. , Wynd, J. G.,(1965), Stratigraphic nomenclature of Iranian oil Consortium Agreement Area : Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. , v. 49 ,No.12 , pp2182 – 2245.

- Lasemi, Y. ,(1980),Carbonate microfacies and depositional environment of the Kinkaid Formation (Upper Mississipian ) of the Illinois Basin : Ph.D . thesis, University of Illinoids , U. S. A. 139P .

- Lasemi,Y. ,Carozzi, A.V., (1981), Carbonate microfacies and depositional environments of the Kinkaid Formation(Upper Mississippian) of the Illinois basin,U.S.A VIII congreso geologico Actas II:pp357-384.

-Laursen, G. V., Allen, T. L., Van Buchem, F. S. P. F., Lotfpour, M., Monibi, S., Motiei, H., Pickard, N. A. H., Tahmasebi, A. R., Vedrenne, V., Vincent, B., (2010), Regional stratigraphic architecture and reservoir type of the Oligo-Miocene deposit in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh Formation) SW Iran, Journal of Geological Society, London, Special Publication, v. 329; pp219-263.

-Lee, J.J., (1990), Fine structure of the rhodophycean Porphyridium purpureum in situ in Peneroplis pertusus (Forskal) and P. acicularis (Batsch) and in axenic culture: Journal of ForaminiferalResearch, v. 20, pp162-169.

-Mehrnush,M.,Partoazar,H.,(1977),Selected Microfauna of Iran,Geological Survey of Iran ,Report no.3.

-Mossadegh, Z.K., Haig, D.W., Allan, T., Adabi, M.H., Sadeghi, A., (2009), Salinity changes during Late Oligocene to Early Miocene Asmari Formation deposition, Zagros Mountains,Iran:Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 272, pp17-36.

-Murray,J.W., (1973), Distribution and Ecology of Living Benthic Foraminiferids. Heinemann, London.

-Murray,J.W., (1976), A method of determining proximity of marginal seas to an ocean. Marine Geology 22, pp103-119.

-Mutti,M.,Hallok,P.,(2003),Carbonate system along nutrient and temperature gradient: Some
sedimentological and geochemical constraits: Earth-Science, v. 92, pp465- 475.

-Pomar,L.,( 2001), Ecological control of sedimentary accomodation: Evolution from a carbonate ramp to rimmed shelf,Upper Miocene, Balearic Island: Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology,v. 175, pp249-272.

-Rasser,M.W.,Scheibner,.,Mutti,M.,(2005),A paleoenvironmental standard section for Early Ilerdian  tropical carbonate factories (Corbieres, France; Pyrenees, Spain): Facies, v. 51,pp217-232.

-Read,J.F.,(1985),Carbonate platform facies models: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 69, pp1-21.

-Renema,W.,(2006),Large benthic foraminifera from the deep photic zone of a mixed siliciclastic-carbonate shelf off East Kalimantan, Indonesia: Marine Micropaleontology, v. 58, pp73-82.

-Sampo,M.,(1969),Microfacies and Microfossile of the Zagros area,S.W.Iran(from Permian to Miocene)Int.Sedpet.Series,v.12,pp1-102.

-Seyrafian,A.,(2000),Microfacies and depositional environments of Asmari Formation at Dehdez area(a correlation across Central Zagros Basin) carbonate and evaporates, Report No.15,pp22-48

-Seyrafian, A.,(1981) ,Geological study of Siah Makan Field (Asmari  Formation). National Oil Company , Rep. , p-3745 , (unpubl.) .

-Seyrafian,A.,Hamedani,A.,(1998) ,Microfacies and depositional environment of the Upper Asmari Formation (Burdigalian) , North-Central Zagros basin : Iran. N. Jb. Geol. Paleont. Abh. , v.210, No.2 , pp 129-141 .

-Seyrafian,A.,Hamedani,A.,(2003) ,Microfacies and Paleoenvironmental interpretation of the lower Asmari Formation (Oligocene) North- Central Zagros basin : Iran. N. Jb. Geol. Paleont. Mh. ,No. 3 , pp 164-167 . 

-Tucker, M.E.,(1990), Geological background to carbonate sedimentation. In: Carbonate Sedimentology (Ed. By M.E. Tucker & V.P. Wright): Blackwell Scientifc Publications, Oxford, 482 p.

-Tucker,E.,Wright,P.,(1990),Depositional environments in the model of Tucker and Wright the regionon the ramp from normal.

- Thomas, A. N.,(1948) ,The Asmari Limestone of souehwast Iran . AIOC Report , No. 705(Unpub).

- Thomas, A. N.,(1950),The Asmari Limestone of Southwest Iran. Report.18th.Int.Geol.Cung

.London, pt.6, pp35-55.

-Vaziri-Moghaddam,H.,Kimiagari, M.,Taheri, A.,(2006), Depositional environment and sequence stratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari Formation is SW Iran: Facies, v. 52, pp41-51.

-Wilson,J.L.,(1975),Carbonate facies ingeologic

history: New York, Springer- Verlag. 471 p.

-Wynd, J.G.,(1965) ,Biofacies of the Iranian oil consortium agreement area: Report 1082, unpublished.

 

 

         

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Biostratigraphy,Paleoecology and Depositional environment of Asmari Formation in oil field of Pazanan

 

Parvaneh Rezaei-Rouzbahani

Department of Urban planning

West Tehran Branch,Islamic Azad University 

&

Department of Sustainable Tourism Development

Creative Economy Research Center, West Tehran Branch, Islamic Azad University 

Tehran ,Iran

 [e-mail]

 

 

Abstract

Biostratigraphy and Paleoecology and depositional environments of Asmari Formation were studied in oil field of Pazanan (well No.121) .On base of studied done, the thickness of Asmari Formation is 334 meter and based on associated index benthic foraminifera three biozones have been selected that indicating a Late Oligocene (Chattian) to Early Miocene (Burdigalian ) age for the Asmari Formation in the studied area.

 In this section ,9 Microfacies were identified with different sub-environments(Open sea ,Enclosed Lagoon, Semi-enclosed Lagoon , Barrier)which were found to be deposited in a shallow marine carbonate platform in the form of a homoclinal ramp.

Based on paleoecology , the lower Asmari Formation (age:chattian) by the occurrence of hyaline benthic foraminifera under normal salinity (psu35-40) in an environment ranging from aphotic to oligophotic under oligotrophic to mezotrophic condition and the middle and upper Asmari Formation by the occurrence of porcellanous benthic foraminifera ,under hypersalinity (psu45-50و  more than 50 psu) in euphotic zone under eutrophic to hypertrophic conditions has been deposited in a shallow marine carbonate platform in the form of a homoclinal ramp.

Keywords: Paleoecology , Biostratigraphy , Depositional environment ,Asmari Formation , Pazanan

20