بارمین-آپتین با گذرتدریجی و گاهی ناپیوسته (زاگرس) به رسوبات شیلی-مارنی سبز-خاکستری حاوی آمونیت‎های نوع بودانتی سراس(Beudanticeras) به سن آلبین ختم می شوند که در زاگرس سازند کژدمی، درایران مرکزی سازند غیر رسمی دره زنجیر و درکپه‎ داغ سازندهای سرچشمه و سنگانه نامگذاری شده‎اند. درمناطقی که چرخه‎های فرسایشی وابسته به رخداد اتریشین (Autrichien) شدید باشد شیل‎‎های آلبین وجود ندارند. نهشته‎های کرتاسه بالایی ایران ویژگی‎ های رخساره‎ای یکسان ندارند و به نظر می رسد که برخلاف شرایط یکسان رسوبی کرتاسه پایینی حوضه‎های رسوبی کرتاسه بالایی از یکدیگر جدا بوده‎اند و بر هر حوضه شرایط ویژه‎ای حاکم بوده است. به همین جهت، واحدهای سنگ‎ چینه ‎ای کرتاسه بالایی ایران، به جز زاگرس و کپه داغ، نامگذاری نشده‎اند و یا نام‎های محلی دارند. یکی از ویژگی‎های کرتاسه پسین ایران تکرار حرکت‎های زمین ‎ساختی وابسته به رخداد‎ های قابل قیاس با چرخه ساب هرسی نین است. به همین دلیل است که وقفه‎های رسوبی و چرخه‎های فرسایشی درون تشکیلاتی در ردیف‎های کرتاسه بالای ایران مکرر است. آخرین ایست رسوبی کرتاسه در زمان پس از مائسترشتین صورت گرفته که قابل قیاس با رخداد لارامید است و کرتاسه را به پایان برده است (آقانباتی، 1383). دراکثر نقاط ایران مرکزی در طی آلبین–تورونین، نبود رسوبگذاری وجود داشته و نقاطی هم که رسوبات معادل با سازند های گروه بنگستان وجود دارد تاکنون نامگذاری نشده اند. درایران مرکزی درناحیه کلاه قاضی اصفهان ردیف های آهکی گلوکونیت دار، در ناحیه بازیاب (روستایی درشرق بیاضیه از توابع خور-بیابانک) سازند غیررسمی آهکی دبرسو معادل با بخشی از سازند سروک است. درناحیه خاصه تراش (50 کیلومتری شمال شرقی اصفهان به طرف اردستان) سه نبود رسوبگذاری طی آلبین-تورونین کاملا مشخص است. در حوضه کپه داغ سازند آیتامیر را معادل با رسوبات سازند سروک می دانند و در حوضه البرز نیز ردیف های آهکی معادل با رسوبات سروک وجود دارد. به عنوان مثال در ناحیه کوه پایه شرق تهران ردیف های از کنگلومرا با سیمان آهکی و آهک های بریوزوا و جلبک دار (K2a (C1, C2, و در البرز شمالی نیز ردیف هایی ازلایه های آهکی وجود دارد که معادل با بخش های بالایی سازند سروک هستند (Dellenbach, 1964 Steiger, 1966;) (شکل 2- 6).

شکل 2-6: واحد های سنگی حوضه های عمده ساختاری- رسوبی ایران در بخشی از کرتاسه (Immel et al., 1977). علامت سوال در شکل فوق نشان دهنده نبودهای رسوبگذاری در مناطق مورد نظر است.

2-8 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 کرتاسه زاگرس رخساره سنگی یکسان ندارند و درشرایط رسوبی یکسانی نهشته نشده‎اند. در ناحیه لرستان توالی کرتاسه زیرین شامل شیل‎های تیره رنگ پلاژیک است درحالی که درناحیه فارس رخنمون‎های کرتاسه پایین نشانگرکربنات‎ های سکویی است لذا پذیرفته شده که درناحیه لرستان، دریای کرتاسه بیشترین عمق را داشته و تغییرات رخساره ای به کربنات‎های سکویی فارس نشانگر کاهش عمق درآن امتداد است. درکرتاسه بالایی نیزحوضه زاگرس شرایط یکسانی نداشته است. درشمال شرقی خوزستان فروافتادگی اصلی بزرگ ناودیس تتیس و از شرق عراق تا فارس ساحلی فروافتادگی خوزستان قرار داشته است. این دو فروافتادگی با یک پشته میانی از یکدیگر جدا بوده‎اند و بر روی همین پشته است که ریف‎های رودیستی سازند تاربور (به سن مائسترشتین) به وجود آمده‎اند. برخلاف استاندارد چینه‎شناسی جهانی سیستم کرتاسه زاگرس به سه بخش پایینی، میانی و بالایی تقسیم شده است (مطیعی، 1382;Setudehnia, 1978). درواقع یکی از مهمترین عوامل نامگذاری سیستم کرتاسه زاگرس به سه بخش پایینی، میانی و بالایی، پیوستگی رسوبگذاری از آلبین به سنومانین ذکر شده است. افزون برآن در مرزهای بالایی آپتین، تورونین و ما ئسترشتین 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 پایینی کرتاسه دو رخساره متفاوت دارد. درناحیه لرستان شیل‎های رادیولردار خاکستری تیره تا سیاه وسنگ آهک ‎هـای رسی عمیق سازند گرو، و در ناحیه فــارس و جنوب فروافتادگی دزفول، سه سازنـــد فهلیان، گدوان و داریان به سن نئوکومین تا آپتین است. در ادامه با ناپیوستگی آغاز می ‎شود که شامل شیل‎ها وآهک‎های سازند کژدمی به سن آلبین و سنگ ‎آهک‎های کم عمق سازند سروک به سن سنومانین تا تورونین است. درمرز آپتین (سازند داریان) و آلبین (سازند کژدمی)، یک زون هوازده شامل آهن وجود دارد. در پایان سنومانین فاز فرسایشی سبب شده تا آهک های سازند سروک به دو بخش سنومانین و تورونین تقسیم شود. فاز فرسایشی پس از تورونین بعد از یک ایست رسوبی، سنگ‎ آهک‎های کم عمق‌ سازند ایلام آغاز و با شیل‎های عمیق سازند گورپی ادامه می ‎یابد. درمائسترشتین با تخریب بالاآمدگی های شمال شرقی راندگی اصلی، حجم‎‎ زیادی مواد آواری موجب نهشتگی ماسه‎ سنگ، کنگلومـرای کـربناتی و سیلتستون های سازند امیران شده‎اند. افزون بر آن سنگ آهک ریفی سازند تاربور نیز از ردیف‎های کرتاسه 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 قاره¬ای 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 می¬رود. 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 می¬رسد که کوههای زاگرس در امتداد شمال غرب- جنوب شرق سازمان یافته است. به نظر می¬رسد که این واقعه زودتر از دوره سنونین رخ نداده باشد.
ب- تجدید ساختمان زاگرس در مزوزوئیک درست می¬باشد.
ج- سپر عربستان با سپر ایران در دوره تورونین ارتباط کاملی نداشته است به عبارت دیگر منشاء بوکسیت های زاگرس از سرزمین¬های 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. آهک¬های 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