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Análisis de facies de la formación asmari en cuenca central y norte-central de Zagros, suroeste de Irán Bioestratigrafía, paleoecología y diagénesis.

Tres secciones de la Formación OligocenoMioceno Asmari, cruzando el centro y el centronorte Zagros Foreland cuenca en SW Irán, fueron medidos y estudiados para interpretar la bioestratigrafía, Paleoecología (basada en la distribución de foraminíferos bentónicos) y diagénesis. Cuarenta y tres foraminíferos Se encontraron géneros y especies en las áreas estudiadas y las siguientes zonas de ensamblaje han sido definido: 1) Nummulites vascusNummulites fichteli, 2) Lepidocyclina-OperculinaDitrupa, 3) Archaias asmaricus-Archaias hensoniMiogypsinoides complanatus, 4) MiogypsinaElphidium sp. 14 - Peneroplis farsenensis, y 5) Borelis melo curdica-Borelis melo melo. Según este estudio, la deposición de la Formación de asmari con asociación de foraminíferos hialinos, lamelares, perforados grandes y planos primero. comenzó en los ambientes de cuencas y pendientes durante el Rupelian en las áreas de Dehdez y Tufe-Sefid. Laguna En Chattian se encontró un ambiente de depósito colonizado por foraminíferos epífitos de gramíneas marinas. y Aquitania en las áreas de Bagh-e Malek y Dehdez y predominan los entornos de lagunas y pendientes durante Burdigalian en las áreas de Bagh-e Malek y Dehdez, respectivamente. Los principales procesos diagenéticos. que afectaron a la Formación Asmari fueron dolomitización (reemplazo y cementación), compactación (estilolización) y disolución. La extensión de estas sobreimpresiones diagenéticas parece ser principalmente facies revisado. Palabras clave: bioestratigrafía, paleoecología, diagénesis, formación de Asmari, cuenca de Zagros, Irán. Resumen INTRODUCCIÓN INTRODUCCIÓN La Formación Oligoceno-Mioceno Asmari es conocida como un importante reservorio de hidrocarburos en el suroeste

Corrí. Los primeros estudios de la Formación Asmari se deben a Busk. y Mayo (1918), Richardson (1924), Lees y Richardson (1940) y Thomas (1948). Más tarde, la Formación Asmari. estudiado por Wynd (1965), James y Wynd (1965), Adams y Bourgeois (1967), Jalali (1987), Kalantari (1986) y Motiei (1993) para revisar y mejorar el anterior. Trabaja y define la Formación Asmari a lo largo del Cuenca de los zagros. Trabajos recientes relacionados con la bioestratigrafía de la Formación Asmari son Seyrafian et al. (1996), Seyrafian y Mojikhalifeh (2005), Hakimzadeh y Seyrafian (2008), Amirshahkarami (2008) y Sadeghi et al. (2009). Investigaciones sobre lo sedimentario. Análisis de facies y ambiente depositario de la La Formación Asmari son Seyrafian y Hamedani (2003), Vaziri-Moghaddam et al. (2006), Amirshahkarami et al. (2007a, 2007b), Fakhari et al. (2008), y Mossadegh et Alabama. (2009). Diagénesis de la Formación Asmari ha sido recientemente recibió más atención (por ejemplo, Aqrawi et al., 2006; Ehrenberg et al., 2006; Al-Aasm et al., 2009). Además, reciente Los trabajos relativos al estilo estructural y el análisis de cuencas de Zagros son Sherkati et al. (2006), Ahmadhadi et al. (2008), y Heydari (2008). Los propósitos de este estudio son (1) presentar. criterios bioestratigráficos integrales basados en nuevos Estratigrafía de isótopos de estroncio y biozonas (Laursen et al., 2009), y los datos de isótopos de estroncio obtenidos para tres afloramientos de la Formación Asmari examinados a través de este Investigación con respecto a la Carta Estratigráfica Internacional. (ICS, 2010) y revisar el marco de intervalo de tiempo para El usado anteriormente, basado principalmente en los Adams y Bourgeois. (1967) clasificación bioestratigráfica; (2) para discutir el

controles ambientales sobre la distribución de los foraminíferos bentónicos de migeno y oligoceno y relacionarlos con los Configuración de depósito en las partes central y norte-central de la cuenca de los zagros; y (3) investigar la diagenética principal. procesos y su extensión, revelados en estos afloramientos, en Para obtener información sobre los factores de control en el depósito Calidad en la Formación Asmari. ÁREA DE ESTUDIO Y MÉTODOS Este estudio se basa en tres secciones de la Asmari. Formación que cruza el centro y centro-norte de Zagros región en Izeh (secciones 1 y 2) y High Zagros (sección 3) zonas (Figura 1). Trabajo de campo enfocado a la descripción detallada del componente biótico cama por cama, facies y diagenético caracteristicas 799 muestras de tres afloramientos de la Formación de Asmari con un espesor total de 855,5 m. Recogida para estudios microscópicos, para identificar la distribución. de foraminíferos y características bioestratigráficas de cada uno. sección. La evolución diagenética ha sido estudiada en el Bases de observación de campo y petrografía de teñido fino. Secciones (ferrisianida de alizarina roja-S y K; Dickson, 1965). También se realizó microscopía de catodoluminiscencia (CL). hacia fuera para las muestras seleccionadas. El grado de dolomitización y La porosidad de cada sección delgada se estimó visualmente y Presentado como porcentaje basado en tablas estándar (Flügel, 2004). Las telas de dolomita fueron descritas según Sibley. y Gregg (1987). Sobre la base de los intervalos de tiempo bioestratigráficos identificados, se seleccionaron muestras limitadas para el isótopo de estroncio citas Preparación y análisis de muestras de isótopos de estroncio.

Se realizaron en CSIRO División de Investigación de Petróleo de Australia (Tabla 1).

AJUSTE REGIONAL La región de Zagros está ubicada al suroeste de Irán. Se divide en seis dominios tectonostratigraphic principales: 1) y 2) las provincias interiores y costeras de Fars, 3) dezful pago, 4) la zona de Izeh, 5) la provincia de Lurestan, y 6) La zona de High Zagros (Figura 1). La cuenca del zagros era asociado al supercontinente de Gonwdwana durante el Paleozoico. Era un sitio de margen pasivo y convergente. Orogenia en las épocas mesozoica y cenozoica, respectivamente. (Motiei, 1993; Bahroudi y Koyi, 2004; Heydari, 2008). Sección 1 ubicada en la zona de Izeh, a 12 km al este-noreste de la ciudad de Bagh-e Malek. Trabajo de campo concentrado a lo largo el valle de Abol Abass a 31 ° 31.76 ’N, 49 ° 59.66’ E (Figuras 1 y 2). La Formación Asmari en el Bagh-e Malek es 384 m de espesor. En la base, comprende piedra caliza gris de gruesa capa media con restos de bioclastos y nódulos. estructura. En la parte media, las gruesas camas de piedra caliza son predominante. Características bioturbadas, restos bioclastos (ostrea y restos de coral) y estructuras nodulares son comunes. Al En la parte superior, la formación sigue siendo gruesa y con restos de bioclastos. (gasterópodo), bioturbación y estilolites están presentes.

La sección 2 también se encuentra en la zona de Izeh, a 16 km. Al noroeste de la ciudad de Dehdez. Los afloramientos de Asmari estudiados. junto al pueblo de Kolmat Shalloo a 31 ° 48.85’N, 50 ° 4.32 ’ E (Figuras 1 y 2). La Formación Asmari en el Dehdez. Tiene 427.5 m de espesor. En la base, es predominantemente grueso para Caliza maciza de color gris claro a crema con residuos de bioclastos Incluida la lepidociclina. La parte media de los Asmari. La formación en la sección 2 se caracteriza por ser gruesa a masiva. Caliza En Lecho. Estructura nodular, residuos de bioclastos (ostrea), fragmentos de coral y madrigueras horizontales. Hacia arriba, las camas intermedias de caliza delgada, mediana a gruesa son expuesto. Cuevas horizontales, características de la marca de ondulación, y el engrosamiento hacia arriba de los intervalos de cama son comunes Sección 3 ubicada en la zona de High Zagros, a 32 ° 35.86 ’ N, 50 ° 9.88 ’E, 3.5 km al suroeste de la ciudad de Tufe-Sefid (Figuras 1 y 2). Tiene un grosor de 44 m y está compuesto de grueso a masivo. Camas de piedra caliza gris claro. Residuos de bioclastos (pecten, briozoos, lepidociclina y algas rojas coralinas) y estilolita Las características están presentes.

BIOSTRATIGRAFIA Los criterios bioestratigráficos de la Formación Asmari fueron estudiado por Wynd (1965) y las siguientes biozonas fueron Presentado: Globigerinaspp. (zona 55), lepidociclina Operculina – Ditrupa (zona 56), Nummulites intermedius – Nummulites vascus (zona 57) y Archaias operculiniformis (zona 58) zonas de ensamblaje para el Oligoceno;

Austrotrillina howchini – Peneroplis evolutus (zona 59) Zonas de ensamblaje para Aquitanian y Borelis melo curdica. Zona de ensamblaje para la época burdigaliana. Adams y Bourgeois (1967) revisaron los estudios bioestratigráficos anteriores y sugirieron las siguientes biozonas para la Formación Asmari: Eulepidina– Nephrolepidina – Nummulites zona de ensamblaje para el Oligoceno; Zona de ensamblaje Miogypsinoides – Archaias – Valvulinid para el Aquitania; Archaias Asmaricus – Archaias hensoni y elphidium sp. 14 – subconjunto de miogypsina Zonas de Temprano a Medio y Medio a Tardes de Aquitania edades respectivamente y Borelis melogroup – Meandropsina Zona de encaje iraniaca para el burdigaliano. Adams y

Figura 2. a: provincias estructurales generales de Irán (adaptado de Heydari, 2008). b: Seis principales dominios tectonoestratigráficos de la cuenca Zagros (adaptados de Motiei, 1993). Las áreas de estudio están ubicadas en las zonas Izeh y High Zagros. Bourgeois (1967) no separó a Chattian de Rupelian. Las biozonas introducidas por Wynd (1965) y Adams y Burgueses (1967) fueron ampliamente utilizados en todo el Zagros.

y las cuencas de Irán central para la Formación Asmari y su edad equivalente a las formaciones Qom, respectivamente (Daneshian y Ramezani Dana, 2007). Cahuzac y Poignant (1997) definieron las siguientes zonas de ensamblaje: Nummulites vascus – Nummulites fichteli y Eulepidina formosoidesemblajes de zonas para el Rupeliano Nummulites vascus – Nummulites fichteli y las zonas de empalme de Eulepidina y Miogypsinoides – Eulepidina para el Chattiano Temprano y Tardío respectivamente; Austotrillina howchini – MiogypsinaMiogypsinoides deharti para el grupo melo Aquitanian y Borelis Miogypsina para La era burdigaliana. Estas biozonas son en su mayoría aplicables para la cuenca europea (Figura 3). Ehrenberg et al. (2007) realizaron datación por isótopos de estroncio para mejorar la bioestatigrafía, la deposición Secuencias y duración de las secuencias y paraseqeunces. Edades para la Formación Asmari. Introdujo cinco eventos bioestratigráficos basados en fósiles índice, especies de Nummulites. y Spiroclypeus blankenhorni, género de Miogypsina y Archaias y especies de Borelis melo curdica. Basado en esto estudio, las últimas ocurrencias de Nummulites son aproximadamente 1 Ma antes El fin de los tiempos ruperianos. Racey (1995) también declaró la extinción de Nummulites nearend del Rupeliano. Esta lleva a reconocer el límite Rupelian-Chattian y a Cumplir la clasificación bioestratigráfica propuesta anteriormente. por Adams y Bourgeois (1967) para la Formación Asmari. La edad de Burdigalian sugerida para la especie Borelis melo. Curdica es apoyada por unanimidad por todos los investigadores. Van Buchem et al. (2010) isótopo de estroncio aplicado Fechando para la Formación Asmari y propuesta revisada.

intervalos de tiempo basados en nuevas zonas biológicas: Nummulites vascus – Nummulites fichteli assemblage zone para el Rupelian, Lepidocyclina – Operculina – Ditrupaassemblage zona para el Rupel en Chattian, Archaias Asmaricus – Archaias hensoni – Miogypsinoides zona de ensamblaje complanatus para Aquitanian y Borelis melo curdica – Borelis melo melo Zona de ensamblaje para la edad burdigaliana (Figura 4). Un total de 43 géneros y especies foraminíferas fueron encontradas en las áreas estudiadas y sus distribuciones tienen ha sido trazado (Figuras 5-7). Conjuntos asociados a la Las formaciones de asmari están correlacionadas (figura 8). Algunos seleccionados Se presentan los foraminíferos de las secciones estudiadas (Figuras 9 y 10). Se identificaron cinco ensamblajes y se discuten. en orden estratigráfico ascendente como sigue: El Ensamble 1 está presente en la sección 2 (Dehdez) y Sección 3 (Tuf-e Sefid) áreas. Lo más importante y Los foraminíferos comunes en ambas secciones son: Eulepidina. Dilitata, Eulepidina elephantina, Nephrolepidina tournoueri, Lepidocyclina sp., Nummulites vascus, Nummulitessp., Operculina sp., Operculina complanata, Spiroclypeus sp., Amphistegina sp., Neorotalia viennoti, Heterostegina sp. y miliólidos. Este conjunto corresponde a la Nummulites vascus – Nummulites fichteliassemblage zona de Van Buchem et al. (2010) y es considerado Rupelian. en edad (figuras 6 y 7). El ensamblaje 2 ocurre solo en la sección 1 (Bagh-e Malek zona). Las fauna más importantes son: Nephrolepidina sp., Operculina sp., Operculina complanata, Heterostegina praecursor, neorotaliasp. y Miogypsinoides sp. Esta

El ensamblaje puede correlacionarse con la lepidociclina Operculina – Ditrupaassemblage zona de van Buchem et Alabama. (2010)). El ensamblaje 3 se registra solo en la sección 2 (Dehdez zona). Este conjunto está formado por Austrotrillina sp., Heterostegina costata, Heterostegina sp., Archaiassp., Peneroplis thomasi, Peneroplissp., Neorotalia viennoti, Miogypsinoides complanatus, Miogypsinoidessp., Borelis haueri, Borelis pygmaea, Amphisteginasp. y miliólidos. Representa la zona de ensamblaje de Archaias asmaricus-Archaias hensoniMiogypsinoides de Van Buchem et al. (2010) e indica una edad chattiana. (Figura 6). El conjunto 4 está presente en la sección 1 (Bagh-e Malek) y sección 2 (Dehdez) áreas. Lo más importante y Los foraminíferos comunes en ambas secciones son: Peneroplis. sp., Penoroplis farsensis, Borelissp., Miogypsina sp., Miogypsina irregularis, Miogypsina basraensis, Neorotalia viennoti, Miogypsinoidessp., Elphidiumsp. y miliólidos. Estos foraminíferos están correlacionados con Miogypsina– Elphidiumsp. 14 - Conjunto de Peneroplis farsenensis. zona de van buchem et al. (2010) y se atribuyen a la Aquitania (Figuras 5 y 6). El ensamblaje 5 se produce en la sección 1 (Bagh-e Malek) y sección 2 (Dehdez) áreas. Foraminíferos comunes en ambas secciones están: Borelis melo curdica, Borelissp., Borelis pygmaea, Dendritina rangi, Meandropsina iranica, Meandropsina anahensis, Elphidium sp., Amphistegina sp., Asterigerina sp., Austrotrillina sp. y miliólidos. Estas Los foraminíferos corresponden a Borelis melo curdica – Borelis.

Figura 4. Biozonación de los carbonatos de oligoceno-mioceno para la cuenca Zagros en base a la datación de isótopos de estroncio (después de Laursen et al., 2009) y este estudio zona de meloassemblage melo de van Buchem et al. (2010) e indicar la edad de Burdigalian (Figuras 5 y 6). DISCUSIÓN Ocho muestras (cuatro de la sección 1, tres de la sección 2 y uno de la sección 1) fueron seleccionados para la datación de isótopos. Los resultados se enumeran en la Tabla 1 y se presentan en negrita en Figuras 5-7. La selección se realizó con el objetivo de entender. (1) el equivalente en el tiempo del límite más bajo de los Asmari Formación y tiempo equivalente a la última ocurrencia de especie Borelis melo curdica; (2) el intervalo de edad del Formación Asmari a través de las zonas Izeh y High Zagros; y (3) la aplicabilidad de la nueva biozonación establecida para la

Formación de Asmari a lo largo de la paga Dezful por Van Buchem et al. (2010) en las zonas Izeh y High Zagros. (cuenca central y centro-norte de Zagros) con respecto a la Carta Estratigráfica Internacional (ICS, 2010). Las muestras E1-14 y A1 se tomaron de la más baja. parte de la Formación Asmari en las secciones 3 y 1 (Tuf-e Sefid en la zona de High Zagros, parte norte de la zona de Izeh), respectivamente. La datación isotópica revela que la deposición de la La Formación Asmari comenzó a las 28.5 Ma en el norte y norte de High Zagros (Sección 3). Al mismo tiempo, el Parte sur de la zona de Izeh junto a Dezful de pago (Sección 1) era todavía un sitio de sedimentación pelágica de La Formación Pabdeh. Esta área no prevaleció por el Depósitos de carbonatos de la Formación Asmari hasta 24.8 Ma. En referencia a ICS (2010), los intervalos de intervalo de tiempo de Chattian de 28.4 a 23.03 Ma; por lo tanto, ensamblaje 2 asociado a la Formación Asmari inferior en la sección 1 (Bagh-e Malek área) es chattian en edad. Esto confirma el Asmari más joven. límite de base y falta de ensamblaje 1 (Nummulites vascus – Nummulites fichteliassemblage zona de van Buchem et Alabama. (2010) en la sección uno (zona sur de Izeh junto a Dezful de pago) (Figura 8). Última aparición de la especie Borelis melo curdica. es debido a 18.3 y 18.4 Ma, asociado a la sección 1 y 2 respectivamente. Esto refleja un equivalente de tiempo similar para el límite superior de la Formación Asmari en el Zona Izeh y apoya la edad de Burdigalian sugerida para La especie Borelis melo curdica. Basado en estos datos, con la excepción del tiempo de Rupel, concluimos que

La zona de Izeh fue sitio de bioestratigráficos casi similares. Características de Aquitania a Burdigalian. Sin embargo,

durante Chattian, la zona Izeh hacia el norte experimentó la Lepidocyclina – Operculina – Ditrupaassemblage zona de furgoneta Buchem et al. (2010) y Archaias asmaricus – Archaias

hensoni – Miogypsinoides zona de ensamblaje complanatus de van Buchem et al. (2010) (de la sección 1 a la sección 2, respectivamente; Figura 8). La datación isotópica para este estudio apoya las edades consideradas. Las edades casi coinciden con la datación isotópica del estroncio bioestratigráfico propuesta para los Asmari Formación a lo largo del engorde dezz en furgoneta.

Buchem et al. (2010) y estratigráfico internacional. Gráfico (ICS, 2010 Paleoecologia Durante el Oligoceno-Mioceno casi 300–500 La sucesión sedimentaria de espesor m de la mayoría de los carbonatos de plataforma se depositó como la Formación Asmari Cuenca de Zagros, ubicada en el suroeste de Irán (Motiei, 1993). La sucesión de carbonatos acumulada en un Estable, entorno casi ecuatorial y entrada terrígena limitada Se colocó intermitentemente dentro de los intervalos de carbonato. a lo largo de este periodo. Análisis de muestras delgadas de muestras. de la Formación Asmari indican que gran parte de los sedimentos carbonatados están compuestos por foraminíferos bentónicos más grandes y algas rojas, con cantidades subordinadas de pequeños bentónicos. Foraminíferos, briozoos, equinodermos, moluscos (gastrópodos, pelecípodos), tubos de lombrices de serpiente y no esqueléticos. Granos (peloides, intraclastos y ooides). La distribución paleoambiental de los foraminíferos.

Los acuerdos y las condiciones de depósito han sido Reconstruida, combinando comparación con la profundidad. Gama de foraminíferos recientes, análisis de los funcionales. Morfología de foraminíferos más grandes y comparación con Distribución de microfósiles oligoceno-mioceno de los zagros. cuenca (Vaziri-Moghaddam et al., 2006; Amirshahkarami et al., 2007a, 2007b). Esta asociación biótica es típica. De comunidades calcáreas someras, bentónicas, en las modernas Ambientes de carbonato marino tropical y subtropical. La presencia de foraminíferos más grandes en las rocas carbonatadas de La Formación Asmari muestra la persistencia de un ecuatorial. Clima a lo largo de la deposición de la formación. Como en otros Plataformas de carbonato de Tethyan (Buxton y Pedley, 1989), Nummulitidos, anfisteginidos y lepidocicliclidos fueron Especialmente importante durante el Paleógeno en los Zagros. Cuenca, no solo como formadores de roca sino también como bioestratigráficos. marcadores La distribución de foraminíferos más grandes parece tener Depende en gran medida de la luz, salinidad, temperatura, sustrato.

y turbulencia del agua (Murray, 1991). Por lo tanto, los foraminíferos más grandes son excelentes indicadores utilizados como herramientas valiosas para Reconstruir modelos paleoambientales en cálidos y poco profundos. Ambientes marinos, especialmente en carbonato monotónico. Sucesiones de plataforma (Geel, 2000). Se sabe, por ejemplo, que los simbiontes más grandes Los foraminíferos perforados (p. ej., nummulitides y lepidocicliclidos) requieren salinidades oceánicas normales, mientras que las imperforadas las formas toleran salinidades más altas (Hallock y Glenn, 1986; Geel, 2000). Se supone que fósiles de nummulitidos, alveolínicos y lepidociclilos contienen microalgas foto-simbióticas. lo que explica su máxima abundancia en

oligotróficos, Ambientes marinos tropicales poco profundos. Son extremos K-estrategas, caracterizados por crecimiento lento, madurez tardía.

Figura 9. Algunos foraminíferos seleccionados de la Sección 1 (área de Bagh-e Malek). a: Lepidociclina (Nephrolepidina) sp .; b: gamas de dendritina; c: triloculina trigonula; d, e: Elphidiumsp .; f: borelis melo curdica. Sección 2 (área de Izeh): g: Peneroplis

evolutiva; h: Peneroplis farsensis; i: Miogypsinacf. irregularidades j: Miogypsina basraensis; k: amphisteginasp. l: heterosteginasp. m: Lepidociclina (Eulepidina) elefantina. y bajo potencial de reproducción. En aguas ricas en nutrientes este la ventaja desaparece y los foraminíferos pequeños de modo r florecen (Hallock, 1988). Según lo declarado por Hallock y Glenn (1986), perforar Los foraminíferos vivos muestran tendencias de cambio en la morfología de prueba que pueden estar relacionadas con la luz y las fuerzas hidrodinámicas. En el medio ambiente, con pruebas más planas y paredes de prueba más delgadas. Ser típico en ambientes de poca energía y poca luz. y muy gruesas, las paredes de prueba laminadas son típicas de Entornos energéticos. La ocurrencia de un gran número de porcelanas. Las pruebas foraminíferas no perforadas pueden indicar que el ambiente de deposición es ligeramente hipersalino. La biótica los ensamblajes indican deposición dentro de la zona fótica, en un ambiente dominado por la hierba marina, como lo sugiere el presencia de foraminíferos epifíticos porosos (Borelis, Archaias, Peneroplis). Tal ensamblaje se ha interpretado como un entorno de estante-laguna (Wilson 1975; Flügel 1982, 2004; Vaziri-Moghaddam et al., 2006). En general, la zona fótica superior está dominada por Foraminíferos más grandes de porcelana (como Peneroplis y Archaias), que aloja dinamolagelados, rodimios y endosimbiontes cloroficos (Leutenegger 1984; Romero et al. al., 2002; Lee, 1990; Holzman et al., 2001). Factores ambientales y asociaciones esqueléticas de granos. La temperatura y la latitud parecen controlar el esqueleto. Asociaciones de grano que se producen en las plataformas continentales. UNA número de clasificaciones pueden ser reconocidas en la moderna

Ambientes de carbonato marino sobre la base de los bióticos. ensamblajes Lees y Buller (1972) y Lees (1975) clasificaron los conjuntos de granos esqueléticos distintivos a lo largo de los gradientes de temperatura como clorozoo, cloralgal y foramol. Carannante et al. (1988) realizó un estudio detallado de facies. zonaciones en la plataforma brasileña moderna, que muestran variaciones en las asociaciones de facies de carbonato tanto con profundidad. Introdujeron los términos rodalgal y molechfor. Recientemente, para deducir la composición del sedimento de la temperatura, James (1997) ha sugerido los términos fotozoo y asociaciones de heterozoos para clasificar los sedimentos de carbonatos en dependencia de la luz. Las dos asociaciones bióticas distintivas muestran una clara Distribución en el océano moderno, tanto con respecto a la latitud como a la temperatura. Las asociaciones fotozoarias están sujetas. dominar las cuencas oceánicas tropicales y subtropicales, mientras que Los ensamblajes de heterozoos tienden a ocurrir en el este más frío lados de los océanos, impactados en parte por aguas ricas en nutrientes. Lees y Buller (1972), Lees (1975) y Carannante et al. (1988) concluyeron que parámetros tales como Profundidad, nutrientes y salinidad además influyen en el esqueleto. granos En consecuencia, un cierto grano esquelético puede existir en Diversos ambientes. El análisis compositivo de la Formación Asmari. muestra que la principal biota productora de carbonato está representada por algas rojas, pequeños foraminíferos bentónicos (rotaliids y miliólidos) y los grandes foraminíferos bentónicos. Estas Los componentes esqueléticos pertenecen a la asociación rhodalgal. que dominaba los sistemas de carbonato de oligoceno-mioceno en la región de zagros. El conjunto biótico (este estudio) y reconstrucciones paleolatitudinales (Alavi, 2007) de la

La Formación Asmari sugiere claramente un depósito tropical. ajuste. A la luz de los análogos modernos, la ocurrencia de Foraminíferos bentónicos más grandes y zooxanthellate corales en el registro geológico se interpreta como ensamblajes de fotozoarios. Sin embargo, la Formación Asmari está dominada por asociaciones de heterozoos. La abundancia de bentónicos más grandes. Foraminifera (Borelis, Archaias, Peneroplis, nummulitides, lepidociclinidos) y los corales zooxantellados en muchas plataformas, sin embargo, se oponen a un nutriente persistentemente alto contenidos, ya que estos foraminíferos prosperan en oligotróficos. (Langer y Hottinger, 2000) a aguas posiblemente mesotróficas (Halfar et al., 2004). Los carbonatos de heterozoo también están bien desarrollados en el Oligoceno tardío de Malta (Brandano et al., 2009). Las microfacies de Malta son bastante similares a las descritas en el Área de estudio. En la plataforma de carbonato del Miembro Attard. y la Formación Asmari, los corales zooaxanthellate no se formaron Un marco de arrecife. Según Pomar y Hallock (2007), Hasta el Mioceno tardío, los corales zooaxantellate no se construyeron. Estructuras marco en el mediterráneo y vividas en el Parte media-baja de la zona fótica. Por lo tanto, la propagación de ensamblajes de heterozoos en la Formación Asmari fue Relacionado con la paleoecología de los corales zooaxanthellate. los la interpretación utilizada aquí puede ser confirmada por la interpretación de la plataforma de carbonato del Oligoceno Tardío de Malta (Brandano et al., 2009). Aquí, los autores interpretaron que La propagación de los conjuntos de heterozoarios se relacionó con la baja capacidad de los corales para prosperar en condiciones de luz alta y para Forman un arrecife resistente a las olas, que promueve la difusión.

De los ensamblajes de heterozoos. Ensamblaje foraminífero y modelo deposicional. En el presente documento, identificación. y funcional Análisis morfológico de los foraminíferos más grandes dentro de la Conjuntos de granos biogénicos utilizados para relacionar estos organismos. Figura 10. Algunos foraminifera seleccionado de la sección 2 (piso Izeh). n Neorotalia Viena; O: Xummulites vascus; P: Austrotrillina howchini; Q: Borel pygmaeus; R: Archaias kirkukensis; S: fin puigsecensis. Sección 3 (Tuf-e Sefid): T Nephrolepidina tournoueri; u: Spiroclypeus Blankenhorn; V: Rotala Viena; w: Miogypsinoides aplanadas; x Spiroclypeussp.; y Eulepidinasp.; z Eulepidinacf. expandido

Figura 11. Algunas microfacies seleccionadas; Facies de rampa interior. a: Wackestone de los miliólidos bioclastos; b: Bioclast Dendritinamiliolids wackestone / packstone; do: Bioclast Neorotalia, Dendritinamiliolids wackestone / packstone; D :, Miliólidos de bioclastos Neorotaliawackestone / packstone. Facies de la rampa media: e: bioclast Nummulitids Neorotaliapackstone; f: Bioclastos lepidociclilidos Neorotaliapackstone; g: Bioclast nummulitids lepidocyclinids packstone. Rampa exterior facies: h: Bioclast planktonic foraminifera Operculinawackestone / packstone. a sus probables entornos depositarios dentro de los Zagros Cuenca durante el oligoceno-mioceno. Los datos de fauna, obtenidos de secciones delgadas, permitieron La bioestratigrafía detallada y la caracterización de un conjunto de foraminíferos, que contienen foraminíferos bforónicos e imperforados bentónicos más grandes que se aplicarán A la interpretación de las condiciones paleoambientales. los Ausencia de organismos formadores de marcos capaces de formarse. arrecifes resistentes a las olas que conducen a una plataforma con grandes márgenes, Los carbonatos de la Formación Asmari en esta zona, representan sedimentación en una rampa de carbonato (ver Flügel, 2004). En el estudio se identificaron tres entornos de deposición principales en la sucesión de Oligoceno-Mioceno. Secciones, sobre la base de la distribución de los foraminíferos. y relaciones facies verticales. Estos incluyen rampa interior, Rampa media y rampa exterior. Los conjuntos bióticos de rampa interna representan un espectro más amplio de depósitos marinos marginales que indican una laguna abierta y laguna protegida. El conjunto biótico de lo restringido. El entorno de la laguna sugiere deposición en la eufótica. Zona en un ambiente depositario colonizado por pastos marinos.

como lo sugiere la presencia de foraminíferos epífitos tales como: Archaias, Peneroplis y Borelis (Brandano et al., 2009). Otras indicaciones de condiciones lagunales restringidas incluyen La presencia de miliólidos (Figura 11a-11d). El predominio de las litologías ricas en barro con La fauna oligotípica (como los miliólidos) y la presencia. de una asociación de foraminíferos de baja diversidad indican una Entorno submareal muy superficial con bajo a moderado energía. Aunque los miliólidos se pueden encontrar en una variedad de Muy poco profundas, en ambientes de hiposalina a hipersalina, o incluso en abundancia en laderas de arrecifes delanteros, son generalmente Tomado como evidencia de laguna restringida (Murray, 1991) y / o ambientes de arrecifes relativamente ricos en nutrientes (Geel, 2000). La paleobatimetría precisa basada en el modelo desarrollado por Hallock y Glenn (1986), muestra que la abundancia de muestras perforadas lenticulares de rotalidos más grandes, tales como Amphistegina y Neorotalia con foraminíferos imperforados. sugiere que la sedimentación tuvo lugar en aguas poco profundas, Condiciones de rampa interior más agitadas. La asociación biótica. de la rampa interior en esta zona se originó de tropical y aguas someras subtropicales (Lee, 1990; Betzler et al., 1997; Holzmann et al., 2001; Brandano et al., 2009). Se presenta el ensamblaje biótico de rampa media. Por nummulitids, lepidocyclinids y Amphistegina. los abundancia de agua más profunda para foraminíferos más grandes (como Operculina y Eulepidina) y Neorotalia. sugiera sedimentación en la zona oligofótica de la rampa media (Figura 11e-11g). En general, la parte inferior de La zona fótica superior está dominada por hialinas perforadas.

Foraminíferos como lepidociclilos, Numulitas, Operculina, y Hetrerostegina (Bassi et al., 2007; Brandano et al., 2009). Operculina complanata se encuentra en la zona fótica más profunda en sustratos arenosos (Hohenegger, 2000; Hohenegger et al., 2000; Beavington-Penney y Racey, 2004). Esta especie parece tolerar una alta cantidad de Sedimento terrígeno que reduce la intensidad de la luz. (Bassi et al., 2007). El ambiente de la rampa exterior se caracteriza por abundantes foraminíferos hialinos, lamelares, perforados grandes y planos. como los nummulitidos y lepidociclilidos (Figura 11h). Estas Los ensamblajes a menudo dominan en la parte inferior de la zona fótica. (Leutenegger, 1984; Romero et al., 2002). La aparición simultánea de las grandes pruebas foraminíferas perforadas. tales como los nummulitidos de cojinete simbiontes grandes y planos, es decir, Operculina y heterostegina con foraminíferos planctónicos. representa los ambientes más profundos del límite inferior de La zona fótica (Geel, 2000; Romero et al., 2002). DIAGENESIS Historia diagenética y evolución de los asmari estudiados. La formación se vio afectada por una serie de procesos que incluyen Micritización y desarrollo de envolturas micríticas, compactación física, cementación, disolución a presión, dolomitización, disolución, dolomitización tardía y fracturación tectónica (Figura 12). Dolomoitización y disolución, que Se discuten a continuación, fueron los principales procesos diagenéticos.

Eso afectó y cambió la textura original, especialmente. Sobreimprimiendo la porosidad de esta formación. Sin embargo, su El grado varió notablemente en Izeh (Secciones 1 y 2) y Alto Zagros (Sección 3) zonas (Figuras 5-7). Dolomitización La dolomitización, como cemento y reemplazo, es la El evento diagenético más importante y un importante control. Sobre el desarrollo de porosidad y permeabilidad en el Asmari

Formación. Sin embargo, el grado de dolomitización es variable desde menor (<10%) en la sección 3 y las partes basales de la sección 1 y 2 a general (> 50%) en medio a superior partes de las secciones 2 y 3 (Figuras 5-7). Este espectro es En su mayoría litofacias controladas, con los valores más bajos rampa exterior, margas de pendiente distal y wackestones y también biostromal coral-algas floatstones-rudstones, mientras que el Los valores más altos están en facies de rampa interna. La cementación dolomita comenzó relativamente temprano en Entierro poco profundo y se produjo después de la rotura del caparazón, llenando parte de las porosidades primarias (figura 13a-13c). Sin embargo, la preservación de la tela y las dolomías muy tempranas (dolomicrites) son Muy raro en el área estudiada. En general, la fase principal de Dolomitización como dolomita de cemento y reposición iniciada. después de la compactación química y se concentran a lo largo Disolución de costuras y estilolites. Cinco tipos de dolomita Se observaron microfabricas en las áreas de estudio. Tipo 1: Planar-e microdolomita. Son los primeros Sustituto y los componentes principales en la dolomicrita. Camas (mudstone) (Figura 13d). Los cristales de dolomita son <10μm en tamaño, color no ferroano y marrón a naranja en CL. Estos cristales tienen un borde delgado rico en hierro en algunos Camas y forman un tejido de red en dolomitizado parcialmente. Wackestones. La dolomitización completa a parcial de La matriz micrítica de las piedras de barro a las piedras raras dio lugar a microfacies dolomicrite. El reemplazo incompleto de los aloquemas y la matriz micrítica dio lugar a una pseudopelillas (fantasmas o ampollas calcíticas) que flotan en las microfacies de dolomudstone.

Tipo 2: Planar-e medio a la dolomita cristalina gruesa. Comprenden los cristales de dolomita dispersos flotando En la matriz micrítica o sustituyendo total o parcialmente. los aloquemas y son de tamaño polimodal (10– 150μm, Figura 13e). Son rombos aislados de dolomita euhedral. que son completamente brillantes en CL y / o dolomita aislada Rhoms con núcleos nublados, ricos en inclusión y límpidos externos llantas Este último muestra la zonificación con zonas brillantes y opacas. El núcleo calcítico de estos cristales es rojizo en coloración fina. secciones Los rombos de dolomita euhedral concentrados a lo largo Los stylolites. Tipo 3: dolomita cristalina planar-s mediana a gruesa. Tienen una distribución de tamaño polimodal (10μ– > 150 μ), y la dolomitización generalizada, en este caso, dio lugar a texturas sucrosicas y calcáreas con camas suaves en El campo (Figura 13b). Tipo 4: Zoned, dolomita planar-e anhedral, nonCristales planos (10–> 200 μm) que reemplazan los aloquemas (por ejemplo, Corales y fragmentos de briozoo). Se clasifican en relleno de poros. Cemento de dolomita (Figura 13g-13k). Tipo 5: Cemento de dolomita, similar a una silla de montar. Ellos Se fracturan y rellenan los poros con gran dolomita. Cristales, que están divididos en zonas y grado de Ferroan levemente (luminiscencia relativamente apagada) a ferroan (luminiscencia apagada) Dolomitas (Figura 13l-13n). Disolución y evolución de la porosidad. Además de las costuras de disolución y estilolites, que no se discuten en detalle aquí, la disolución como lixiviación es Un importante control sobre la evolución de la porosidad y es un muy Importante proceso diagenético en las secciones estudiadas. los

Los porcentajes de porosidad, como el grado de dolomitización, son Variable desde menor (<2.5%) en la sección 3 y partes basales. de la sección 1 y 2 a común (> 7.5%) en medio a superior partes de las secciones 2 y 3 (Figuras 5-7). Este espectro es Litofacies controladas, con los valores más bajos en rampa exterior, Margas de pendiente distal y wackestones y también bioestromal piedras flotantes de algas coralinas, piedras de piedra, y los valores más altos en Facies de rampa interior. La porosidad primaria es muy rara, pero la Los intervalos porosos exhiben principalmente porosidad secundaria como solución agrandada, mouldic, vuggy e intercristalinas que Corte transversal de las aloquemas y micritica parcialmente dololmitizada. matriz (ampollas calcíticas), es un tipo importante de porosidad (Figura 13h-13k; 13n-13r). Esto último ocurrió después de una dolomitización temprana (cementación con dolomita y reemplazo). Estas las porosidades se rellenaron en la siguiente etapa con una ligera ferroanidad Cementos de dolomita y anhidrita. Los cementos levemente rellenos de poros muestran una extinción ligeramente ondulada en tintes Secciones delgadas y son aburridas, zonificadas en CL. Disolución tardía de El cemento dolomita a mediados del ferro es común. La disolución Figura 13. Muestras seleccionadas de los principales procesos diagenéticos; dolomitización (a-o) y disolución (p-r) de la Formación Asmari. a-c: dolomita Cemento después de la rotura de la cáscara, llenando parte de la porosidad primaria (ppl); d: Tipo 1, microdolomita Planar-e, reemplazo temprano en fangolitas (ppl); e: Tipo 2, Planar-e, dolomita cristalina gruesa a mediana, de tamaño polimodal, reemplazó los aloquemas (xpl); f: Tipo 3, Planar-s, dolomita cristalina gruesa a mediana (xpl); g: Tipo 4, dolócrita-dolosparita no planar (10 μm-> 100 μm), reemplazo (por ejemplo, corales y briozoos) y relleno de poros cemento (xpl). h, i, j y k: Zonificado, planar-e a dolomita anhédica (10 μm -> 200 μm) de

reemplazo (matriz micrítica) y cemento de relleno de poros (h, ppl; i, xpl; j, k, cl); l, m, n, o y p: Tipo 5, Drusy, cemento de dolomita en forma de silla de montar (l, m, n. xpl; o, CL); q y r: solución ampliada, intercristalina y vuggy porosidad. Ver también h y g (ppl) y k (CL).

de cemento de anhidrita en estas exposiciones se infiere de la Presencia rara de cemento de anhidrita de relleno de poros. Discusión La dolomitis y la disolución son los procesos más importantes en la sobreimpresión diagenética de la porosidad en Diferentes microfacies de las secciones estudiadas de los Asmari. Formación. El desarrollo generalizado de la dolomita en la Formación Asmari ya se ha informado (por ejemplo, James y Wynd, 1965) y su origen ha sido investigado. (Ehrenberg et al., 2007; Aqrawi et al., 2006; AlAasm et al., 2009). La dolomitización parece haber sido iniciada. temprano en el entierro superficial y después de la compactación física y rotura de concha y continuó después de la estilolización en profundidad entierro. La naturaleza zonificada de los cristales de dolomita indica que el proceso de dolomitización no fue un evento único, sino Ocurrió en varias etapas a través del entierro de los sedimentos. Aqrawi et al. (2006) sugirieron que la matriz micrítica era El primer componente para ser reemplazado por dolomita y que La sustitución tuvo lugar de forma sincrónica o temprano Etapa de la diagénesis. Esta no es una regla general en el Secciones de estudios. Sin embargo, la dolomitización se produjo a través de Varias fases como es evidente por diferentes zonas, reemplazadas. o cristales de cemento. El grado de dolomitización no fue

Uniforme a través de las diferentes partes estratigráficas de estos. Secciones y heterogeneidad diagenética es extrema cuando el Zonas Izeh (Secciones 1 y 2) y Zagros altos (Sección 3) se comparan Sin embargo, es generalmente facies controlado como la extensión de la dolomitización es la más baja en rampa exterior y El más alto en la rampa interior de las litofacies. La asociación de las dolomitas con el cemento anhidrita. Puede sugerir la circulación de salmueras, posiblemente asociadas. Con las evaporitas de la Formación Gachsaran a través de. Conductores de fallas y correas de empuje en High Zagros. La firma evaporítica de los dolomitas en los asmari. La formación también ha sido establecida por el isótopo del estroncio. y otros datos geoquímicos (ver Ehrenberg et al., 2007; Aqrawi et al., 2006; Al-Aasm et al., 2009). La tendencia general de grado de dolomitización en diferentes secciones estudiadas y su relación con los intervalos porosos, sugieren que existe una Relación entre dolomitización y porosidad. Sin embargo, hay excepciones en algunas secciones; las camas de dolomita (Dolomudstones) no son porosas. La porosidad dominante. en la mayoría de las secciones es intercristalino y mouldic; el último Representando la lixiviación de ampollas calcíticas y resultó Entierro más profundo, como se discutió anteriormente (Figura 11). Estas porosidades sobreimpresas en tipos de poros vuggy con no uniformes Distribución en las secciones estudiadas. La relación entre dolomitización y porosidad. mejora ha recibido mucha atención (por ejemplo, Choquette et al., 1992; Purser et al., 1994; Ehrenberg et. al., 2006; Lucia 2007). Hay muchos factores que controlan la porosidad en

Formación Asmari, entre la que destaca la dolomitización. importante. Sin embargo, hay al menos tres factores importantes que determinan si la dolomitización tiene un efecto positivo o negativo sobre la porosidad en la Formación Asmari. Estos son: grado de la dolomitización como cemento y reemplazo, dolomitización a lo largo de estilolitas y disolución post-dolomita. los La naturaleza porosa de algunos de los mudstone con dolomicritic Las texturas son diferentes de lo que se ha documentado. Otros depósitos porosos de carbonato micritico del Medio. Este (por ejemplo, Budd, 1989). La presencia de ampollas calcíticas y Las reliquias de los aloquemas micríticos indican que postdolomita. La disolución puede haber sido muy importante en el Asmari. Formación. Disolución como lixiviación es un control importante en La evolución de la porosidad y es una diagenética muy importante. Proceso en las secciones estudiadas. CONCLUSIONES Los afloramientos de la Formación Asmari en Bagh-e Las áreas de Malek, Dehdez y Tufe-Sefid ubicadas en el centro y Los Zagros del centro norte son ChattianBurdigalian, RupelianBurdigalian y Rupelian en edad, respectivamente. En otra palabras, mientras que la deposición de la Formación Asmari continuó durante Rupelian (áreas de Dehdez y Tufe-Sefid), el Bagh-e El área de Malek todavía era sitio de deposición basal del Pabdeh Formación. Falta de depósitos chattianos a burdigales de la La formación de asmari en el área de Tufe-Sefid puede deberse a la erosión o no deposición. Durante el Rupeliano, el gran bentónico perforado y Foraminíferos planctónicos asociados a profundos y bajos. Límite del entorno de la zona fótica de la configuración de la rampa exterior.

Prevaleció en las áreas de Dehdez y Tufe-Sefid. Durante chattian y Aquitania la gran hialina bentónica perforada y Foraminíferos imperforados asociados a una zona oligofótica. El entorno de los ajustes de la rampa media (laguna restringida y semirestricta) son características de Bagh-e Malek y Áreas dehhdez. Mientras que el área de Bagh-e Malek fue en su mayoría sitio de Deposición de rampa interna de la laguna restringida eufótica, Dehdez El área era fuertemente sitio de rampa exterior (pendiente) y esporádicamente bar sedimentacion en burdigalian. Historia diagenética y Evolución de los Asmari estudiados. La formación fue afectada por una serie de procesos que incluyen Micritización, compactación física, cementación, presión. Disolución, dolomitización, disolución, dolomitización tardía Y fracturamiento tectónico. La dolomitización y disolución son Los procesos más importantes en la sobreimpresión diagenética de La porosidad en diferentes microfacies de las secciones estudiadas. de la Formación Asmari. EXPRESIONES DE GRATITUD Los autores desean agradecer a la petrolera nacional iraní. Empresa de Investigación y Gestión de Desarrollo para Su apoyo financiero y permiso para publicar este trabajo. Los autores aprecian la compañía petrolera nacional iraní. División de exploración para el suministro de mapas geológicos de superficie. Agradecemos a la Revista Mexicana de Ciencias Geológicas. Revisor Dr. Juan Carlos García y Barragán y Anonymus. Revisores por sus comentarios constructivos. Apreciamos Sra. Nafarieh, Soltanian y Saleh por preparar las figuras, Placas y fotografía.