رسوبگذاری در اثر پیشروی دریا در حوضه زاگرس درکرتاسه

کرتاسه در زاگرس

رسوبگذاری در اثر پیشروی دریا در حوضه زاگرس درکرتاسه پیشین، در بیشتر نواحی به جز نواحی شیراز (آقانباتی، 1383) و شمال خوزستان که به صورت ممتد بوده، در دیگر نواحی رخساره های کرتاسه با سطح دگرشیبی بر روی رسوبات ژوراسیک (سورمه، انیدریت هیث) قرارمی گیرند. این وضعیت نیز وجود فعالیتهای خشکی زایی آلپی (سیمرین پسین) را در انتهای ژوراسیک نمایان می کند. این پیشروی در طول کرتاسه ادامه داشته است. رخساره های کرتاسه اغلب شامل رسوبات دریایی است که بیشتر آهک و مارن بوده و بخش وسیعی را فرا گرفته است (خسروتهرانی، 1367). رسوبگذاری در کرتاسه، حوضه رسوبی را که در برگیرنده تمامی زاگرس، خلیج فارس، عراق، کویت، عمان و قسمت اعظم عربستان بوده مشخص می کند (مطیعی، 1382). مرکز این حوضه در لرستان و شرق آن قرار داشته و تغییرات رخساره ای از کربنات به رسوبات آواری به سمت جنوب غربی عربستان مبین کم عمق شدن عمومی حوضه دراین امتداد است (Ziegler, 2001; Murris, 1980).

به طور کلی کوهزایی زاگرس با سه حادثه مهم تکتونیکی قابل تفسیر است که شامل:

الف) فرورانش ورقه اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحه لیتوسفر ایران که ابتدا تا انتهای کرتاسه رخ داده است.

ب) فرارانش افیولیت های اقیانوس نئوتتیس بر روی حاشیه غیر فعال قاره ای ورقه عربی–آفریقا که در انتهای کرتاسه (تورونین تا کامپانین) به وقوع پیوسته است.

ج) برخورد لیتوسفر قاره ای عربی–آفریقا با ورقه ایران که در پایان کرتاسه شروع و تا مدتی بعد تداوم داشته است (Alavi, 2004).

فازهای کوهزایی که بر واحدهای لیتولوژیکی کرتاسه تاثیرگذار بوده شامل رخداد ساب هرسی نین و فازکوهزایی لارامید است که باعث ایجاد عوامل ساختاری مشخصی بر واحدهای کرتاسه شده اند. رخداد زمین ساختی ساب هرسی نین که دراوایل کرتاسه پسین رخ داده موجب تشکیل مراحل اولیه کمربند کوهستانی افیولیت–رادیولاریت های ناحیه زاگرس مرتفع و دیگر نقاط  ایران شده است. همچنین فاز کوهزایی لارامید در حد بالایی کرتاسه–پالئوژن با توجه به فعالیتهای کوهزایی آن مشخص می شود ( خسروتهرانی و درویش زاده، 1363).

 

2-9 چینه شناسی سازند های کرتاسه حوضه زاگرس

سنگ‎های كرتاسه زاگرس رخساره سنگی يكسان ندارند و درشرايط رسوبی یکسانی نهشته نشده‎اند. در ناحيه لرستان توالی كرتاسه  زیرین شامل شيل‎های تيره رنگ پلاژيک است درحالی كه درناحيه فارس رخنمون‎های كرتاسه پايين نشانگركربنات‎ های سكويی است لذا پذيرفته شده كه درناحيه لرستان، دريای كرتاسه بيشترين عمق را داشته و تغييرات رخساره ای به كربنات‎های سكويی فارس نشانگر كاهش عمق درآن امتداد است. دركرتاسه بالايی نيزحوضه زاگرس شرايط يكسانی نداشته است. درشمال شرقی خوزستان فروافتادگی اصلی بزرگ ناوديس تتيس و از شرق عراق تا فارس ساحلی فروافتادگی خوزستان قرار داشته است. اين دو فروافتادگی با يك پشته ميانی از يكديگر جدا بوده‎اند و بر روی همين پشته است كه ريف‎های روديستی سازند تاربور (به سن مائسترشتين) به وجود آمده‎اند. برخلاف استاندارد چينه‎شناسی جهانی سيستم كرتاسه زاگرس به سه بخش پايينی، ميانی و بالايی تقسيم شده است (مطیعی، 1382;Setudehnia, 1978). درواقع یکی از مهمترين عوامل نامگذاری سیستم کرتاسه زاگرس به سه بخش پایینی، میانی و بالایی، پيوستگی رسوبگذاری از آلبين به سنومانين ذکر شده است. افزون برآن در مرزهای بالايی آپتين، تورونين و ما ئسترشتين ناپیوستگی وجود دارد (آقانباتی، 1383 ;Setudehnia, 1978). از سوی دیگر فقدان فسیل های شاخص دلیل دیگری برای چنین تقسیم بندی ذکر شده است (Setudehnia, 1978). طبق این تقسیم بندی، کرتاسه پیشین شامل آشکوب های نئوکومین (بریازین، والانژین و هوتریوین) -آپتین، کرتاسه میانی شامل آشکوب های آلبین تا تورونین و کرتاسه پسین شامل آشکوب های کنیاسین تا مائستریشتین است. بخش پايينی كرتاسه دو رخساره متفاوت دارد. درناحيه لرستان شيل‎های راديولردار خاكستری تيره تا سياه وسنگ آهك ‎هـای رسی عميق سازند گرو، و در ناحيه فــارس و جنوب فروافتادگی دزفول، سه سازنـــد فهليان، گدوان و داريان به سن نئوكومين تا آپتين است. در ادامه با ناپيوستگی آغاز می ‎شود که شامل شيل‎ها وآهك‎های سازند كژدمی به سن آلبين و سنگ ‎آهك‎های كم عمق سازند سروک به سن سنومانين تا تورونین است. درمرز آپتين (سازند داريان) و آلبين (سازند كژدمی)، يك زون هوازده شامل آهن وجود دارد. در پايان سنومانين فاز فرسايشی سبب شده تا آهک های سازند سروک به دو بخش سنومانين و تورونين تقسيم شود. فاز فرسايشی پس از تورونين بعد از يك ايست رسوبی، سنگ‎ آهك‎های كم عمق‌ سازند ايلام آغاز و با شيل‎های عميق سازند گورپی ادامه می ‎يابد. درمائسترشتين با تخريب بالاآمدگی های شمال شرقی راندگی اصلی، حجم‎‎ زيادی مواد آواری موجب نهشتگی ماسه‎ سنگ، كنگلومـرای كـربناتی و سيلتستون های سازند اميران شده‎اند. افزون بر آن سنگ آهک ريفی سازند تاربور نيز از رديف‎های كرتاسه بالای زاگرس است (آقانباتی، 1383) (شکل 2- 7). با توجه به عمیق بودن حوضه درلرستان دراین منطقه توالی کرتاسه شامل شیل های تیره رنگ پلاژیک (رادیولردار و سنگ آهک های رسی) سازند گرو است این واحد سنگ چینه ای به صورت ناپیوسته روی سازند تبخیری گوتنیا و یا بر روی یک برش انحلالی کربناتی قرار می گیرد (مطیعی، 1382). هرچند رخساره های عمیق رسوبی درابتدای کرتاسه گسترش بسیار داشته و نواحی لرستان و شمال غربی فروافتادگی دزفول را فرا گرفته است (مطیعی، 1382;Ziegler, 2001).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل2-7: ارتباط زمانی و مکانی واحدهای سنگ چینه ای کرتاسه حوضه زاگرس  (Wynd, 1965)

 

2-10 زمین شناسی منطقه مورد مطالعه

 منطقه سرفاریاب بخشی از زاگرس چین خورده است و توالی رسوبات قاره­ای جنوب غربی آن بخشی از سپر عربستان است که در اوایل پلیو-کوارترنر چین خورده است، بنابراین بر اساس نظریه جدید تکوین این ناحیه طی دو مرحله صورت گرفته است:

الف) مرحله آرام رسوب گذاری قبل از کوهزایی که تا میوسن ادامه داشته است.

ب) مرحله تغییرات کوهزایی میوسن بالایی.

مرحله نخست با تشکیل بوکسیت در نبود رسوبی توران ارتباط دارد در حالی که در مرحله دوم بوکسیت در برجستگی هایی ناشی از کوهزایی با مرفولوژی اخیر شکل گرفته است که به عنوان یک قانون در توزیع و رخنمون های آن به شمار می­رود. خارج از زون زاگرس چین خورده، توالی رسوبی تنها در بخش بالایی ناحیه مورد بررسی رخنمون یافته است که از دیدگاه چینه شناسی با دوره سنومانین- میوسن مطابقت داشته و شامل سازند های سروک، ایلام،گورپی، پابده، آسماری و گچساران است. بوکسیت در ناحیه مورد نظر در نبود رسوبگذاری بین آلبین بالایی- سنومانین سازنده سروک و سانتونین- کامپانین سازند ایلام تشکیل شده است. موقعیت پالئوژئوگرافی نبود رسوبگذاری تورانین از سه جنبه اهمیت دارد:

الف- طی این نبود رسوبی، جهت غالب ساختمانی در جهت شمال- جنوب سپر عربستان بوده است و پس از فعالیت ساختمانی قدیمی بنظر می­رسد که کوههای زاگرس در امتداد شمال غرب- جنوب شرق سازمان یافته است. به نظر می­رسد که این واقعه زودتر از دوره سنونین رخ نداده باشد.

ب- تجدید ساختمان زاگرس در مزوزوئیک درست می­باشد.

ج- سپر عربستان با سپر ایران در دوره تورونین ارتباط کاملی نداشته است به عبارت دیگر منشاء بوکسیت  های زاگرس از سرزمین­های سپر عربستان بوده است نه از سرزمین های مربوط به سپر ایران.

چهار واحد تاقدیسی در ناحیه مورد بررسی شناخته شده است که سطحی در حدود 870 کیلومتر مربع را شامل شده و به ترتیب از جهت شمال شرق به جنوب غرب شامل کوه نیل یا کوه نور، مندان، کوه دلف و تاقدیس کوه سیاه می باشد. آهک­های سازند سروک  قدیمی ترین سنگ های رخنمون یافته در هسته این تاقدیس ها می باشد و کارستهای نسبتاً مسطح در قسمت بالایی آهک های سروک در اغلب این تاقدیس ها به وجود آمده  و در فرو افتادگی های خود بوکسیت ها را جای داده اند که در بعضی نقاط قبل از تشکیل طبقات جوانتر (کمر بالا) فرسایش یافته است. آهک های سازند ایلام نیز لایه پوشاننده سازند سروک و بوکسیت می باشد که از تیپ و مرفولوژی آشکار از سنگ های کمر پایین قابل تشخیص اند. سنگ های روی سازند ایلام یعنی سازند های گورپی و پابده نرم تر و انعطاف پذیرتر از سازند ایلام بوده و در اغلب موارد با ایجاد دره موجب تمیز آهک های سازند سروک و ایلام از آهک های سازند آسماری می گردند. در ناحیه مورد بررسی آهک های سازند آسماری در هسته تاقدیس ها رخنمون یافته است. وجود طبقات پلاستیک زیرین و بالایی آن یعنی سازند گچساران موجب بهم ریختگی این سازند شده است. سازند اخیر(گچساران) شامل مارن، آهک، ژیس و شیل های بتیومن و غیره است که به طور محلی به علت پرکردن فرورفتگی های ناودیس ها مانع رخنمون یافتن سنگ های قبل از کوارترنری شده است (شکل 2-9 نقشه زمین شناسی منطقه مورد مطالعه و سازنده های موجود در منطقه).

 

2-11 زمین ساخت (تکتونیک) منطقه مورد مطالعه

از نظر زمین شناسی ساختمانی منطقه مورد مطالعه مجموعه ای از تاقدیسها و ناودیس ها می باشد که به صورت نسبتا فشرده و به موازات یکدیگر قرار گرفته اند. به جزء چین خوردگی تاقدیس مندان که با دامنه های با شیب ملایم است و بین دو تاقدیس بزرگتر دلف و نیل قرار گرفته است، مابقی آنها فشردگی تقریبا شدیدی ایجاد شده که دامنه های تاقدیس دارای شیب های تندی می باشند و این تاقدیس ها از جنوب غرب به سمت شمال شرقی عبارتند از تاقدیس کوه سیاه که کانسار بوکسیتی مورد مطالعه در این تاقدیس واقع شده و همچنین تاقدیس های دلف، تاقدیس مندان و تاقدیس نیل می باشد. در محدوده تاقدیسهای نامبرده شده گسلهایی در جهت عمود بر محور چین ها ایجاد شده که دره ها و تنگه های امروزی موجود در منطقه مورد مطالعه تحت تاثیر این گسلها بوجود آمده که مربوط به زمان قبل از چین خوردگی است که سنگ های آهکی سازند سروک را تحت تاثیر خود قرار داده اند. دیگر گسل های موجود در این منطقه مربوط به زمان چین خوردگی هستند که به موازات محور چین ها و باعث تخریب روباره ها در نواحی نزدیک به محور تاقدیس های موجود در این ناحیه شده است. نمونه بارز گسلهای قدیمی که عرض آنتی کلینهای امروزی موجود در گستره مورد مطالعه را قطع می کنند، گسل تنگ پیرزال است که در قسمت جنوبی کانسار بوکسیتی مورد مطالعه واقع شده است. ادامه گسل پیرزال، گسل تنگه مندان است و اکثر این گسل ها امکان ایجاد کارستهای موجود در سنگ های آهک سازند سروک را در منطقه افزایش داده است. ساختمانهای چین خورده اغلب دارای شیب تند در جهت جنوب غربی همراه با به هم ریختگی تکتونیکی هستند، در صورتی که بخشهای مرکزی تاقدیس های کوه نیل و کوه سیاه به سمت شمال شرق پرشیب تر هستند و این احتمالاً به واسطه  تغییرات بعدی ساختمانهای چین خورده می باشد. همچنین وجود گسلهای متقاطع در تنگ پیر زال و تنگ مندان و نیز ریزشهای سنگی عظیم در دامنه جنوب غربی کوه نیل امتداد ان را در جهت غرب، جنوب غرب- شرق، شمال شرق قرار داده است. چین­های فوق الذکر گاهی عمودی بوده به طوری که صفحه محوری آنها تقریباً قائم می­باشد و معمولاً با جابجائی های  کمی مورب مشخص می­شوند، حتی به طور محلی به صورت چینهای خوابیده بوده به طوری که زاویه شیب سطح محوری آنها کمتر از 45 درجه بوده  و عموماً در دامنه های ساختمانهای بزرگ چین خورده دیده می­شود نظیر آنچه که در دامنه های جنوب غربی کوههای سیاه و نیل به چشم می­خورد. در تاقدیسهای موجود در منطقه مورد مطالعه، گسلهایی در جهت عمود بر محور چینها مشاهده می شود که دره ها و تنگه های گسلی موجود در منطقه نتیجه عملکرد آنها است. این گسلها عمدتا دارای امتداد شمالی-جنوبی تا شمال شرقی-جنوب غربی هستند و بروی برونزد گروه بنگستان به خصوص سازندهای سروک و ایلام تاثیر دارند. گسلهای هم زمان با چین خوردگی، که عموما به موازات محور چینها می باشند تخریب سازندهای جوانتر را در گستره مورد مطالعه باعث می شوند.

 

شکل 2-8: پراکندگی گسل های ایران و موقعیت گسل اصلی زاگرس و شهر دهدشت نسبت به این گسل

شکل 2-9: نقشه زمین شناسی منطقه مورد مطالعه (اقتباس از زراسوندی و همکاران 1390)

2-12 چینه شناسی سازند های سروک و ایلام دربرش های الگو:

2-12-1 سازندآهکی سروک

درگذشته به اين واحد سنگی، سنگ ‎آهك‎های دارای هیپوریت (Hippurites)، سنگ ‎آهك ‎های روديست ‎دار و سنگ‎ آهك لشتكان گفته می‎ شد. ولی با اندازه‎گيری برشی درتنگ سروک در (لیکک بهمئی )درشمال بهبهان، نام سازند سروک جايگزين نام‎های پيشين شد(James and Wynd, 1965) . کم عمق شدن دریا در اواخر آلبین تا سنومانین با رسوبگذاری سنگ آهک های کم عمق سازند سروک در پهنه وسیعی از حوضه زاگرس آغاز می شود. در نواحی ساحلی فارس و خلیج فارس در طی سنومانین یک واحد شیلی توسعه یافته ای وجود دارد که به نظر می رسد درتداوم با شیل احمدی درعربستان است. بالا آمدگی ناحیه ای در پایان سنومانین موجب فرسایش بخش های بالایی سنگ آهک های آشکوب سنومانین بخصوص درنواحی پلاتفرم فارس و بندرعباس شده است به طوری که تنها 30 متراز کربنات های آلبین تا سنومانین باقیمانده است (مطیعی، 1382). سازند سروک در پهنه وسیعی ازحوضه زاگرس تشکیل شده است. این سازند در ناحیه لرستان رخساره ای عمیق دارد و شامل سنگ آهک رسی تیره رنگ و نازک لایه، همراه با میکروفسیل های پلانکتونیک فراوان است. در رسوبات آلبین–تورونین ناپیوستگی فرسایشی اثبات شده است و قدیمی ترین آن مربوط به قاعده این ردیف در نواحی جنوبی فارس و بندرعباس است. ناپیوستگی فرسایشی دیگر بعد ازسنومانین است که به استثنای لرستان درسایر نواحی زاگرس دیده می شود. بالاخره ناپیوستگی فرسایشی بعد از تورونین که آن هم به استثنای لرستان از سایر مناطق گزارش شده است (فرزدی، 1371؛ مطیعی، 1382). وجود ناپیوستگی فرسایشی، پس از سنومانین در میان سازند سروک سبب شده تا این سازند به دو بخش سروک پایین (سنومانین) و سروک بالایی (تورونین) تقسیم شود (آقانباتی، 1383). سازند سروک در برش الگو با ضخامت 5/821 متر از لحاظ سنگ شناسی شامل سه قسمت است (James and Wynd, 1965). قسمت زیرین با 5/254 متر از سنگ آهک خاکستری و سنگ آهک رسی با میان لایه های نازک خاکستری تیره مشخص می شود و حاوی آمونیت و میکروفسیل هایی نظیرCalcisphaerulids , Rotalipora sp. , Hedbergella sp. , Ticinella sp.  است. قسمت میانی با 524 متر سنگ آهک توده ای با رنگ قهوه ای روشن با قطعاتی از رودیست ها و آثاری از ندول های چرتی در قاعده و بخش میانی و لایه بندی مورب دربخش میانی است. این قسمت حاوی میکروفسیلهایی نظیرCalcisphaerulids, Praealveolina, Ovalveolina sp., Cisalveolina sp., Nezzazata sp., Dicyclina sp.  است. بخش بالایی با ضخامت 43 متر شامل سنگ آهک های ضخیم لایه برشی شده و آغشته به اکسیدهای آهن است و حاوی آمونیت های Doivileiceras sp., Mortoniceras sp., Puzosia denisooni , Shareiceras laticlavium , Acanthoceras sp., Schloenbachia sp., Metoicoceras sp. cf. M. whitei , Prionotropis sp., Coilopoceras sp., Hoplitoides sp.  است. براساس فسیل های مشخص شده سن سازند سروک از آلبین تا تورونین درنظرگرفته شده است (James and Wynd, 1965). سن این سازند در برش های مختلف براساس تاخیر در رسوبگذاری و فرسایش متفاوت است (مطیعی، 1382). رخساره پلاژیک سازند سروک بیشتر در زیرپهنه لرستان دیده می شود و قرار گرفتن آن در بین رخساره های کم عمق تر نشانه وجود حوضه های عمیق و کم عمقی است که در آنها رخساره سروک تشکیل شده است (Ziegler, 2001). مرز پایینی سازند سروک در برش الگو به صورت تدریجی و پیوسته با سازند کژدمی است و مرز بالایی آن با مارن ها وشیل های گورپی با سطح دگرشیبی همراه است. در ناحیه فارس داخلی سازند سروک با دو واحد سنگ شناسی، شیل احمدی و سنک آهک مدود معرفی شده است (مطیعی، 1382). سازند سروک به دلیل دارا بودن قابلیت های مخزنی و توان هیدروکربوری بالا بعد از سنگ آهک آسماری مهمترین سنگ مخزن حوضه زاگرس است (افشار حرب، 1380).

 

2-12-2 سازند آهكی ايلام :

سازند ايلام دو رخساره عميق و كم عمق دارد. برش الگوی اين سازند كه نشانگر رخساره‎های عميق است و در بخش شمال غربی كبيركوه در12 كيلومتری شهرستان ايلام اندازه‎گيری شده است. در اين برش سازند ايلام شامل 190 متر سنگ آهك‎های رسی دانه ريز پلاژيك خاكستری رنگ با لايه ‎‎بندی منظم و ميان‎ لايه‎های نازك شيل، به سن سانتونين-كامپانين است. وجود نمونه های سنگی هماتيتی شده درقاعده برش الگو، نشانگر ناپيوستگی رسوبی است كه ممكن است مربوط به سازند سروک و يا سورگاه  باشد. در مناطقی هم که ایلام با رخساره ای نریتیک توسعه یافته مستقیما بر روی سازند سروک قرار می گیرد. سازند های سروک و ایلام نریتیک توسط استنلی (Stoneley, 1974) تحت عنوان سازند بنگستان معرفی شده است. مرز بالايی آن با سازند گورپی پیوسته است. رخساره های كم عمق سازند ايلام در فارس و خوزستان گسترش دارد و شامل سنگ ‎آهك‎های با سن سانتونين تا كامپانين است (مطیعی، 1382). به طورکلی در زیر پهنه لرستان سازندهای مختلف دارای رخساره های زیستی متفاوتی هستند. سازند گرو در این زیرپهنه عمدتا حاوی رادیولر است که به نام رخساره زیستی  Radiolaria flood zone معرفی شده است. همچنین رخساره سازند سروک در این زیر پهنه حاوی میکروفسیل های الیگوستژینید است که تحت عنوان رخساره Oligosteginids facies معرفی می شود. همچنین سازند سروک (مخصوصا بخش های بالایی سازند سروک). در زیرپهنه لرستان حاوی رخساره دیگری به نام زون تجمعی Helvetoglobtruncana helveticaHedbergella assemblage zone است. سازند سورگاه نیز در قسمت های پایین به طور فراوان حاوی فرامینیفرا پلانکتونیک کارن دار مانند جنس  Marginotruncanaاست. به همین دلیل این زیرپهنه را زون تجمعی Marginotruncana schneegansiMrginotruncana sigali  نام داده اند. سازند ایلام نیز در این زیرپهنه حاوی تجمعات مختلفی از فرامینیفرا پلانکتونیک دارای دوکارن نظیر     Globotruncanaاست. در نتیجه این سازند حاوی زون تجمعی Globotruncana ventricosa–Dicarinella  concavata-Globotruncana carinata assemblage zone  است (Wynd, 1965)  .

 

 

 

 

2-13 چینه شناسی سازند های موجود در منطقه مورد مطالعه:

چینه شناسی سازندهای تشکیل دهنده رشته کوه های زاگرس به دقت توسط Mes & Wynd و دیگران در سال 1965 و شرکت نفت مطالعه شده است. در محدوده مورد بررسی نیز توسط سازمان زمین شناسی کشور بررسی هایی بعمل آمده است. چینه شناسی سازندهای رخنمون یافته در محدوده مورد مطالعه برای بوکسیت بشرح جدول (2-1) می باشد.

 

جدول 2-1: سازندهای تشکیل دهنده موجود در منطقه مورد مطالعه (چمن آرا و رستم نژاد)

زمان سنگ شناسی سازند
کوارترنری آلوویوم(رسوبات رودخانه ای)، تراس های رودخانه ای و زمین لغزش ها (QU) کوارترنری
الیگوسن-میوسن سنگ آهک (As) آسماری
ائوسن-پالئوسن مارن و آهک مارنی در بخش بالایی و شیل آهکی و آهک های فسیل دار در بخش پائینی (Pa) پابده
کامپانین- ماستریشتین آهک مارنی و شیل آهکی (Gp) گورپی
سانتونین-کامپانین آهک های نودولار و توده ای (Im) ایلام
تورونین-کایناسین بوکسیت رخنمون یافته در بخش بالایی سازند سروک (Bx) بوکسیت
سنومانین-تورونین آهک های توده ای (Sv) سروک

شکل 2-10: دورنمایی از کانسار بوکسیتی و سازند های موجود در گستره مورد مطالعه (نگاه به سمت شمال)

 

2-13-1 سازند سروک

آهک های این سازند همراه با آهک های جوانتر سازند آسماری از عناصر اصلی توپوگرافی در منطقه مورد برسی بوده و ارتفاعات برجسته منطقه را تشکیل می­دهند. آهک های سروک ضخیم لایه تا ماسیو و با فاسیس نرتیک بوده و در سطح هوازده به رنگ خاکستری روشن و در سطح شکست تازه به رنگ های سفید خاکستری تا زرد مایل به بژ بوده و معمولاً خورده های فسیل رودسیت و هیپوریت و رگچه های سفید و نازک کلسیتی در آنها دیده می­شوند. ضخامت لایه ها از چند سانتی متر تا 10متر و در بخش بالایی معمولاً بین 12-2 متر است که به طور محلی همراه با نودول های چرتی- آهنی همراه می­باشد. در بعضی موارد نیز در سنگهای با سطح شکست تازه حفرات کوچکی به ابعاد از چند میلیمتر تا چند سانتی متر دیده می­شوند که معمولاً با کلسیت پر شده است. این حفرات معمولاً در بخشهای هوازده بیشتر بوده و هرچه به سطح نزدیکتر باشند ابعاد آنها نیز بیشتر شده و به اشکال گوناگون دیده می­شوند. آهک های توده ای در امتداد شکافها بیشتر هوازده شده و فرورفتگی هایی به عمق چند سانتی متر تا چند متر را بوجود آورده که معمولاً به اشکال گرد شده و یا با کناره های تند دیده می شوند که در اغلب موارد با یکدیگر ارتباط داشته و بدین ترتیب حفرات بزرگتر با قطر تا چند متر را تشکیل میدهند، حتی با وجود هوازدگی نیز غالباً آهک های  این سازند بسیار متراکم بوده و باسطح شکست کونکوائیدال می­شکنند. در منطقه سرفاریاب سوراخ های عمیق و خالی از مواد و یا جربان در سطح سنگهای این سازند غالباً به چشم می­خورد. در ساختمانهای تاقدیسی سطح سازند سروک به صورت شکاف­ها دره­های تنگ و عمیق فرسایش یافته است که بیشتر در امتداد شکافها و زون­های گسلی بوجود آمده­اند. آهک های این سازند بواسطه بافت دانه ریز و بیشتر کارستی شدن سطح آن و نیز شکل و اندازه بلوک های فرسایش یافته از سازند ایلام در منطقه مورد مطالعه متمایز می­گردند. در کف، آهک­های سروک برش مانند و کمی متامورف می­باشد و بواسطه نفوذهای محلول­های فرورو از طریق درز و شکاف­ها منظره­ای جزیره مانند پیدا کرده است. آهک­ها کمی متامورف شده معمولاً رنگ مایل به سبز، زرد و صورتی داشته در حالی که رنگ مجاری فرو رو سفید، زرد و قرمز آجری است. گاهی بطور موضعی آهک­های بخش بالایی سازند سروک عمیقاً هوازده، شسته شده از کربنات کلسیم و اشباع شده از انکلوزیون­های آهندار با رنگهای کرم مایل به زرد دیده می­شود. در چنین نقاطی به نظر می­رسد درنتیجه چین­های ناهماهنگی که در بخش اصلی سازند که احتمالاً بر اثر وجود پوسته رسی- آهکی بین سازندهای سروک و ایلام به وقوع افتاده سنگ دارای اغتشاشاتی می­باشد چون تاکنون پی سطح فرسایشی در جایی رخنمون نیافته است.. دگرشیبی بین سازندهای سروک و ایلام بوسیله رخنمون­های بوکسیتی واقع در سطح سازند سروک و یا بوسیله پوسته رسی- آهکی بخش پائینی سازند ایلام مشخص می­گردد. عمر نبود رسوبی پس از سازند سروک و پیش از سازند ایلام به حدود 10 میلیون سال تخمین زده می­شود که در آن فعالیت­های خشکی­زایی بدون هیچگونه چین خوردگی صورت گرفته است. این مسئله با ایجاد کارست­های کوچک و ضعیف در سازند سروک و تشکیل رسوبات رسی، بوکسیت­زایی، فرسایش و پیشروی بعدی دریا با رسوبگذاری سازند ایلام قابل درک است. خروج ارتفاعات از آب دریا معمولاً اتفاقی بوده و لذا فرورفتگی­های فرسایشی حاصله جزئی و کوچک بوده است. بنظر می­رسد که مرفولوژی از زون­های تکتونیکی به وقوع افتاده در آهک­های سروک، در امتدادی که کارستیفیکاسیون انجام شده است و نیز رسوبگذاری بعدی بوکسیت تبعیت می­نماید. حداکثر پهنای بوکسیت رخنمون یافته 6-5 متر می­رسد در این باره فرو رفتگی­های قبل از سازند ایلام و حتی بوکسیت­های فرسایش یافته روی ارتفاعات می توانند گواه خوبی باشند (شکل 2-11، نماهای مختلفی از آهک های سازند سروک و کانسار بوکسیت موجود در منطقه مورد مطالعه).