Reservoir quality evaluation of the Asmari Formation in the framework of sequence stratigraphy in one of the Iranian SW oilfield
Subject Areas :
Ebrahim Sfidari
1
(2. Assistant Professor, Petroleum Geology Group, Research Institute of Applied Science, Academic Center for Education, Culture and Research, Tehran, Iran)
A. Hakymi-Zanuz
2
()
Keywords: Oligo-Miocene, Asmari Formation, Dezful embayment, Microfacies and depositional environment, Sequence stratigraphy.,
Abstract :
The Oligo-Miocene Asmari Formation forms the main reservoir rock of many Dezful Embayment fields. Microfacies analysis, diagenetic features, and sequence stratigraphic evaluation of the Asmari Formation were carried out based on the petrographic investigation, petrophysical logs, and core measurement porosity and permeability data. Petrographic analyses led to the identification of twelve microfacies indicating five subenvironments including tidal flat, lagoon, barrier (belonging to inner ramp), middle ramp, and outer ramp, all of which are representing a homoclinal ramp. Tidal flat, lagoonal, and barrier microfacies are mostly present in the upper parts of the Asmari Formation, while middle and outer ramp microfacies were largely developed in the middle part. Cementation, compaction, dolomitization, dissolution, and fracturing are the main diagenetic processes in this formation. Compaction and cementation have negatively affected reservoir quality while fracturing, dolomitization, and dissolution contributed to reservoir quality enhancement. The sequence stratigraphic studies represent three 3rd order sequences of early Aquitanian, late Aquitanian, and early Burdigalian age based on the main features of microfaces, their depositional environments, and shallowing and deepening-upward trends. Microfacies of the Transgressive System Tract (TST) have been affected by compaction, dissolution (moldic), cementation, and slightly dolomitization in the middle to outer ramp parts. The Highstand System Tract in the inner ramp part has been affected by dolomitization, dissolution, and fracturing close to the sequence boundaries, and has a better reservoir quality than the Transgressive System Tract.
آقانباتي، س. ع.، ۱۳۸۳ . زمين¬شناسي ايران. سازمان زمين¬شناسي و اکتشافات معدني کشور، ۵۸۲.
- مطيعي، ه.، ۱۳۷۴. زمين¬شناسي نفت زاگرس. سازمان زمين¬شناسي کشور طرح تدوين.
Ahr, W.M., 2008. Geology of carbonate reservoirs. John Wiley and Sons, Chichester, 296.
Al‐Aasm, I.S., Ghazban, F. and Ranjbaran, M., 2009. Dolomitization and related fluid evolution in the Oligocene–Miocene Asmari Formation, Gachsaran area, SW Iran: petrographic and isotopic evidence. Journal of Petroleum Geology, 32(3),287-304.
Alsharhan, A.S. and Kendall, C.G.S.C., 1986. Precambrian to Jurassic rocks of Arabian Gulf and adjacent areas: their facies, depositional setting, and hydrocarbon habitat. AAPG Bulletin, 70(8), 977-1002.
Alsharhan, A.S. and Whittle, G.L., 1995. Carbonate-evaporite sequences of the Late Jurassic, southern and southwestern Arabian Gulf. AAPG Bulletin, 79(11), 1608-1630.
Aqrawi, A.A.M., Keramati, M., Ehrenberg, S.N., Pickard, N., Moallemi, A., Svånå, T., Darke, G., Dickson, J.A.D. and Oxtoby, N.H., 2006. The origin of dolomite in the Asmari formation (Oligocene‐lower Miocene), Dezful embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 29(4), 381-402.
Burchette, T.P. and Wright, V.P., 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79(1-4), 3-57.
Dercourt, J., Zonenshain, L.P., Ricou, L.E., Kazmin, V.G., Le Pichon, X., Knipper, A.L., Grandjacquet, C., Sbortshikov, I.M., Geyssant, J., Lepvrier, C. and Pechersky, D.H., 1986. Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the Lias. Tectonophysics, 123(1-4), 241-315.
Ehrenberg, S. N., N. A. H., Pickard, G. V., Laursen, S. Monibi, Z. K., Mossadegh, T. A., Sva˜na, A. A. M., Aqrawi, J. M., McArthur, and M. F. Thirlwall, 2007. Strontium isotope stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene– Lower Miocene), SWIran, Journal of Petroleum Geology 30:107–128.
Flugel, E., 2004. Microfacies of carbonate rocks. Springer-Verlag, Berlin, 976 .
Ghazban, F., 2007. Petroleum geology of the Persian Gulf. Tehran university and National Iranian Oil Company, 707.
Golonka, J., 2000. Cambrian–Neogen Plate Tectonic Maps. Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, Poland. 125.
Lucia, F.J., 1995, Rock-fabric/petrophysical classification of carbonate pore space for reservoir characterizatino: AAPG Bulletin, 79, No.9, 1275 – 1300.
Lucia, F.J., 2007. Carbonate Reservoir Characterization. Springer-Verlag, Berlin, 341.
Normi, R. and Standen E., 1997. Middle East Well Evaluation Review, SPE 18.
Plint, A.G. and Nummedal, D., 2000. The falling stage systems tract: recognition and importance in sequence stratigraphic analysis. Geological Society, London, Special Publications, 172(1), 1-17.
Posamentier, H.W. and Allen, G.P., 1999. Siliciclastic sequence stratigraphy: concepts and applications (Vol. 7, p. 210). Tulsa, Oklahoma: SEPM (Society for Sedimentary Geology).
Sepehr, M. and Cosgrove, J.W., 2004. Structural framework of the Zagros fold–thrust belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21(7), 829-843.
Stampfli, G., Marcoux, J. and Baud, A., 1991. Tethyan margins in space and time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 87(1-4), 373-409.
Sun, S.Q., 1995. Dolomite reservoirs: porosity evolution and reservoir characteristics. AAPG bulletin, 79(2), 186-204.
Vail, P. R., Audemard, F., Bowman, S. A., Eisnet, P. N. and Perez-cruz, C., 1991. Signatures of tectonics, eustasy and sedimentology – an overview. In: Einsele, G., Ricken, W. and Seilacher, A. (eds) Cycles and Events in Stratigraphy. Springer, Berlin, Heidelberg, New York, 617–659. Hull, C.E. and Warman, H.R., 1970. Asmari oil fields of Iran.
Van Buchem, F.S.P., Allan, T.L., Laursen, G.V., Lotfpour, M., Moallemi, A., Monibi, S., Motiei, Van Wagoner, J. C., Mitchum, R. M., Campion, K. M. and Rahmanian, V. D., 1990. Siliciclastic sequence stratigraphy in well log, cores, and outcrops: Concepts of high-resolution correlation of time and facies. American Association of Petroleum Geologists. Methods in Exploration Series, 7, 1–55.
Van Buchem, F.S.P., Allan, T.L., Laursen, G.V., Lotfpour, M., Moallemi, A., Monibi, S., Motiei, H., Pickard, N.A.H., Tahmasbi, A.R., Vedrenne, V. and Vincent, B., 2010. Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposits in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh Formations) SW Iran. Geological Society, London, Special Publications, 329(1), 219-263.
Wilson, J. L., 1975. Carbonate Facies in Geological History: New York, Springer, 471.
بررسی کیفیت مخزنی سازند آسماری در چارچوب چینهنگاری سکانسی در یکی از میادین جنوب غرب ایران
ابراهیم سفیداری(1 و *1) و امیر حکیمی زنوز2
1. استادیار گروه زمینشناسی نفت، پژوهشکده علوم پایه کاربردی، جهاد دانشگاهی
2. دانشآموخته کارشناسی ارشد، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامي واحد علوم و تحقيقات
چکیده
سازند آسماری با سن الیگو – میوسن سنگ مخزن اصلی بسیاری از میادین فروافتادگی دزفول را تشکیل میدهد. آنالیز ریز رخساره، فرآیندهای دیاژنزی و مطالعه چینهنگاری سکانسی سازند آسماری بر اساس مطالعات پتروگرافی، لاگهای پتروفیزیکی و دادههای تخلخل و تراوایی مغزه انجام گرفته است. مطالعات پتروگرافی منجر به تشخیص 12 ریز رخساره در پنج زیر محیط رسوبی شامل بین کشندی، لاگون، سد (متعلق به رمپ داخلی)، رمپ میانی و رمپ خارجی متعلق به رمپ کربناته کم شیب شد. ریز رخسارههای محیط بین کشندی، لاگون و سد بیشتر در بخش بالایی سازند آسماری گسترش دارند حال آنکه در بخش میانی سازند ریز رخسارههای رمپ میانی و خارجی گسترش دارند. تراکم، سیمانی شدن، انحلال، دولومیتی شدن و شکستگی فرآیندهای اصلی دیاژنزی موجود در سازند میباشند. سیمانی شدن و تراکم نقش مخرب را بر روی کیفیت مخزنی داشتهاند حال آنکه دولومیتی شدن، انحلال و شکستگی نقش سازنده در شکلگیری کیفیت مخزنی دارند.
مطالعات چینهنگاری سکانسی با توجه به مشخصات اصلی ریز رخسارهها، محیط رسوبگذاری آنها و نیز روندهای کمعمق شدگی و عمیق شدگی ریز رخسارهها منجر به تشخیص سه سکانس رده سوم آکیتانین زیرین، آکیتانین بالایی و ابتدای بوردیگالین شده است. ریز رخسارههای سیستم تراکت پیشرونده2 (TST) در بخشهای رمپ میانی تا خارجی تحت تأثیر تراکم، انحلال (قالبی)، سیمانی شدن و تا حدی دولومیتی شدن قرار گرفتهاند. سیستم تراکت تراز بالا3 (HST) در بخش رمپ داخلی تحت تأثیر دولومیتی شدن، شکستگی و انحلال در نزدیکی مرزهای سکانسی قرار گرفته و از کیفیت مخزنی بهتری نسبت به سیستم تراکت پیشرونده برخوردار هستند.
واژههای کلیدی: الیگو- میوسن، سازند آسماری، فروافتادگی دزفول، ریز رخساره و محیط رسوبی، چینهنگاری سکانسی.
مقدمه
مخازن کربناته خاورمیانه حاوی کموبیش 15 درصد ذخیره نفت جهانی میباشند. افزایش تولید و خالی شدن مخازن موجود در دیگر نواحی از منابع هیدروکربنی، اهمیت مخازن بزرگ خاورمیانه بهعنوان منبع اصلی نفت و گاز جهان را چند برابر خواهد کرد (Normi and Standen, 1997). مخازن کربناته در محیطهای ناهمگن خاص که نتیجه فرآیندهای فیزیکی و شیمیایی از قبیل تراکم، انحلال، دولومیتی شدن و سیمانی شدن میباشد، شکل میگیرند. این ناهمگنی، تابعی از توزیع فضایی خواص مخزنی در جهات عمودی و جانبی است و کار توصیف مخزن را پیچیده خواهد کرد. ازاینرو برای درک بهتر از توزیع خواص مخزنی در مخازن کربناته، بررسی عوامل ایجاد ناهمگنی و ایجاد یک چارچوب مشخص برای انطباق کیفیت مخزنی در فضاهای بینچاهی از اهمیت بالایی برخوردار میباشد. شرایط رسوبی اولیه و عوامل دیاژنزی ثانویه همراه با جایگاه سکانسی مهمترین پارامترهای تاثیرگذار بر ناهمگنی کربناتها میباشند (Lucia, 2007; Ahr, 2008). بنابراین تشخیص ریزرخساره و شناسایی الگوی توزیع آنها در مدل رسوبی زمان رسوبگذاری نقش مهمی در توصیف مخازن کربناته بازی میکند. بررسی فرآیندهای دیاژنزی ثانویه فهم الگوی توزیع تخلخل و تراوایی را در رخسارههای موجود در مخازن کربناته را راحت خواهد کرد. از طرف دیگر چینهنگاری سکانسی نیز چارچوب زایشی برای انطباق و پیشبینی تغییرات عمودی و جانبی رخسارهها و تغییرات کیفیت مخزنی موجود در رخسارهها را فراهم خواهد کرد (Posamentier and Allen, 1999; Plint and Nummedal, 2000; Ahr, 2008).
بنابراین، مطالعه حاضر توصیف مخزن آسماری را در یکی از مخازن جنوب ایران در سه مرحله به شرح زیر ارائه خواهد داد: الف) ریز رخساره و محیط رسوبی سازند در میدان مورد مطالعه، ب) فرآیندهای دیاژنزی ثانویه و نقش آنها در کیفیت مخزنی و در نهایت ج) ارائه مدل چینهنگاری سکانسی بهعنوان چارچوبی برای انطباق کیفیت مخزنی در میدان.
روش مطالعه
اطلاعات موجود از چهار چاه A، B، C و D از سازند آسماری در یکی از میادین جنوب غربی ایران برای این مطالعه در دسترس میباشد. مجموع 650 مقطع نازک از دو چاه A، و C، لاگهای چاهپیمایی از هر چهار چاه همراه با دادههای تخلخل و تراوایی مغزه از دو چاه در دسترس است. برای بررسی توزیع رخسارههای رسوبی و فرآیندهای دیاژنزی مطالعات پتروگرافی انجام گرفته است. آنالیز رخسارهها با استفاده از مدلهای استاندارد و توصیف رخسارهها انجام گرفته است (برای مثال Wilson, 1975; Flügel, 2004). برای تعیین عوامل کنترلکننده کیفیت مخزنی، یک رویکرد یکپارچه شامل آنالیز رخسارههای رسوبی و بازسازی تاریخچه دیاژنزی در چارچوب چینهنگاری سکانسی انجام گرفته است. چارچوب چینهنگاری سکانسی سازند آسماری بهعنوان پایهای برای زون بندی مخزنی مبتنی بر زمینشناسی (چینهنگاری سکانسی) مورد استفاده قرار گرفته است. بهمنظور ایجاد چنین چارچوبی و تعیین سطوح اصلی سکانسی4 (مرزهای سکانسی (SBs)، و سطوح بیشینه غرقابی5 (MFSs)) دادههای مختلفی از قبیل نتیجههای آنالیزهای رخسارهای و لاگهای چاهپیمایی مورد استفاده قرار گرفتهاند. مرزهای سکانسی با استفاده از تغییرات سریع و ناگهانی در محیط رسوبی یا رخسارهها و اثرات دیاژنزی خاص مرتبط با پایین افتادن سطح نسبی آب دریا شناسایی شدهاند. بالغ بر 900 داده تخلخل و تراوایی از پلاگهای مغزه اندازهگیری شده با استفاده از تخلخلسنج هلیوم و تراواییسنج هوا برای بررسی کیفیت مخزنی رخسارهها و سکانسهای معرفی شده مورد استفاده قرار گرفته است. از طبقهبندی فابریک سنگی لوسیا (Lucia, 1995) برای بررسی کیفیت مخزنی رخسارهها استفاده شده است.
زمینشناسی منطقه
کمربند چینخورده زاگرس با ساختمانهای تاقدیسی نامتقارن با امتداد شمال غرب – جنوب شرق مشخص میشود (شکل 1) و شامل زیر زونهای فروافتادگی دزفول، لرستان، ایذه، دشت آبادان و پس خشکی بندرعباس است (مطیعی 1374). حوضه زاگرس در پالئوزوئیک بخشی از ابرقاره پایدار گندوانا، در مزوزوئیک بهعنوان حاشیه غیرفعال و در سنوزوئیک بهعنوان یک کمربند کوهزایی همگرا فعالیت داشته است. رسوبگذاری در این حوضه در سه فاز: مرحله پلاتفرم ایرانی بهعنوان دریای برقارهای (اواخر پرکامبرین تا پرمین) (Golonka, 2000)، مرحله پلاتفرم عربی (تشکیل نئوتتیس که در آن زاگرس بهعنوان حاشیه غیرفعال عمل کرده است از پرمین تا اواخر کرتاسه) (Dercoart et al., 1986; Stampfli et al., 1991; Golonka, 2000) و مرحله حوضه فورلند زاگرس (Sepehr and Cosgrove, 2004) انجام شده است. رسوبات ترشیری زاگرس به دو بخش ترشیری زیرین با سن پالئوسن تا میوسن میانی و ترشیری بالایی با سن میوسن تا پلیوسن قابل تقسیم میباشد. رسوبات ترشیری زیرین شامل دوچرخه جهرم (پالئوسن تا ائوسن میانی) و آسماری (الیگوسن تا میوسن پیشین) و ترشیری بالایی شامل چرخه رسوبی فارس میباشند (آقانباتی 1383).
سازند آسماری بهعنوان یکی از مخازن کربناته مهم خاورمیانه به حساب میآید. این سازند در بین سازند پابده در زیر و سازند گچساران در بالا قرار دارد و به غیر از منطقه بندرعباس در کل حوضه زاگرس گسترش دارد (Ghazban, 2007). در پایان الیگوسن شمال لرستان و فارس از آب بیرون بوده ولی در خوزستان ماسههایی به اسم بخش ماسهسنگی اهواز از سازند آسماری رسوبگذاری کرده است. در همین زمان در لرستان و دزفول شمالی رسوبات تبخیری پارهسازند کلهر از سازند آسماری نهشته شده است. در آکیتانین چرخه آسماری میانی با ویژگیهای محیطهای کمعمق در تمامی حوضه نهشته شده است. در انتهای این چرخه آب دریا کمعمق شده و منجر به دولومیتی شدن ردیفهای آسماری میانی گشته است. پس از آن با پیشروی گسترده دریای بوردیگالین چرخه آسماری بالایی رسوبگذاری کرده و در اواخر بوردیگالین ، با افت شدید سطح آب دریا شرایط تبخیری حاکم و چرخه رسوبی آسماری به پایان رسیده است (آقانباتی، 1383). بر این اساس وان بوخم و همکاران (Van Buchem, et al., 2010)، چهار سیستم سنگ رخساره را که توسط جغرافیای دیرینه کنترل شدهاند برای سازند آسماری معرفی کردهاند (شکل 1). دو سیستم ماسه غالب و کربناته تخریبی بهطور عمده در بخش غربی حوضه زاگرس جایی که ورودی رودخانههای عراق و کویت را در پی داشته است گسترش داشتهاند. سیستم کربناته تبخیری در بخش مرکزی و شمال شرقی حوضه درون شلفی و سیستم کربناته غالب در شرق و جنوب حوضه گسترش دارند.
میدان مورد مطالعه، ساختاری تاقدیسی با امتداد شمال غرب – جنوب شرقی است که در قسمت شمال فروافتادگی دزفول قرار دارد (شکل 1). سازند آسماری سنگ مخزن اصلی میدان را تشکیل میدهد. این سازند در این میدان دارای رخساره کربناته – تبخیری است و بخش پایینی آسماری (سکانس های 1 تا 3 سازند آسماری) رسوبگذاری نکرده است. در این میدان انیدریت قاعدهای سازند آسماری بهصورت مستقیم بر روی سازند پابده قرار گرفته و سازند گچساران بهصورت همشیب بر روی سازند آسماری رسوبگذاری کرده و نقش سنگ پوش را برای میدان دارا میباشد.
شکل 1. حوضه رسوبی زاگرس (بالا)، تقسیمبندی جغرافیایی آسماری (وسط) و محل قرارگیری چاهها در میدان (پایین)
تفسیر رخسارهها
بررسی ویژگیهای رسوبشناسی اصلی مانند اندازه دانهها، نوع و درصد اجزاء اصلی اسکلتی و غیر اسکلتی، بافت و محتوای فسیلی منجر به شناسایی 12 ریزرخساره در پنج کمربند رخسارهای شدهاند. این رخسارهها عبارتاند از:
ریز رخساره انیدریت (MF1): انیدریت به اشکال تودهای تا لانة قفس مرغی دیده میشود (شکل 2-الف). در دو افق مشخص عضو کلهر و سازند گچساران دیده شده و نقش پوش سنگ را برای سازند آسماری بازی میکند. به نظر میرسد انیدریت بیشتر در محیطهای فوق شور/ لاگون تشکیل شده باشد (Alsharhan and Kendall, 1986). این رخساره مربوط به زیر محیطهای بالای کشندی و یا نمكزارهاي حواشی لاگون و شاخص آب و هوای گرم و خشک است.
ریز رخساره مادستون حاوی انیدریت (MF2): اجزاء اصلی شامل قطعات فسیلی گاستروپود، میلیولید، روتالیا و اکینوئید (شکل 2-ب) میباشد. قطعات پراکنده انیدریت بهصورت پرکننده منافذ و اشکال ندولی دیده میشود. ماهیت رسوبی این ریزرخساره محیط فراکشندی تا بین کشندی تحت تاثیر شورابههای هایپرسالین را نشان میدهد.
ریزرخساره مادستون (MF3): بلورهای دولومیت بهصورت بافت بیشکل تا شکلدار دیده میشود. تودههای انیدریتی به فراوانی دیده میشود که نشان دهندة تأثیر شورابههای نفوذی از سابخا هستند (شکل 2-پ). بر اساس ویژگیهای اصلی، این ریزرخساره بیانگر یک محیط بین کشندی تا بالای پهنه بین کشندی میباشد.
ریز رخساره وکستون ماسهای (MF4): حاوی دانههای کوارتز در اندازه ماسه در یک زمینه میکریتی است (شکل 2-ت). دانههای کوارتز شاید در طول پایین بودن سطح آب حوضه طی جریانهای بادی رسوب کرده است. محتوای فسیلی از قبیل بعضی روزنداران کفزی، گاستروپودها و استراکودها نشاندهنده محیط کمعمق است (Flugel, 2004). ریز رخساره وکستون دارای خارپوست (MF5): اجزاء اصلی شامل اکینوئیدها، روتالیا و دیگر قطعات فسیلی روزنداران کفزی است (شکل 2-ث). این رخساره به شرایط لاگونی با انرژی پایین نسبت داده میشود (Flugel, 2004).
ریز رخساره وکستون تا پکستون حاوی روزنداران کفزی (MF6): روزنداران کفزی شامل میلیولید6، پنروپليس7 و بورلیس8 اجزاء اصلی این رخساره را تشکیل میدهند (شکل 2 -ج). فراوانی محتوای فسیلی و خصوصیات این رخساره نشاندهنده محیط لاگون محدود شده میباشد (Flugel, 2004).
ریز رخساره وکستون تا پکستون پلوئیدی (MF7): بهصورت اصلی از پلوئید، تعدادی از قطعات ملیولید، اکینوئید، استراکود و دانههای کوارتز تشکیل شده است (شکل 2-چ). شرایط رسوبی این ریز رخساره به محیط لاگونی کمعمق با انرژی پایین نسبت داده شده است (Flugel, 2004).
ریز رخساره پکستون تا گرینستون دارای روزنداران کفزی (MF8): حاوی روزنداران کفزی و اجزاء خیلی کم پلوئید، گاستروپود و قطعات جلبکی است (شکل 2-ح). فراوانی روزنداران کفزی، جورشدگی متوسط دانهها و نبود میکریت نشاندهنده جابجایی نسبی دانههای اسکلتی میباشد. این رخساره به شرایط کمعمق و پرانرژی لاگون تا محیط شول نسبت داده میشود (Flugel, 2004).
ریز رخساره باندستون مرجانی (MF9): اجزاء اصلی اسکلتی شامل مرجانها، و مقداری بریوزوئرها و قطعات اکینوئیدی است (شکل 2-خ) و بهصورت ریف کومهای در میدان مورد مطالعه دیده میشود. محیط رسوبی این ساختارهای ریفی را میتوان به بخش دیستال رمپ داخلی نسبت داد (Flugel, 2004).
ریز رخساره وکستون جلبکی (MF10): اجزاء اصلی شامل جلبک کورالیناسن و بعضی از قطعات جلبکی در یک زمینه میکریتی است. مقدار خیلی کمی از دانههای اسکلتی از قبیل روتالیا، میوژیبسینا، و میلیولید قابل مشاهده است (شکل 2-د). خصوصیات بافتی نشان از شرایط محیطی قسمت کمعمق رمپ بیرونی/ دریای باز دارد (Flugel, 2004).
ریز رخساره پکستون فاورینادار (MF11): اجزاء اصلی این رخساره شامل فاورینا9 همراه با مقدار کمتر پلوئید/اایید است (شکل 2-و). فاورینا یک پلت دفعی10 است که توسط یک نوع خرچنگ دریایی تولید شده و از سنگ آهک کمعمق مزوزوئیک، سنگآهک شنی ژوراسیک و لاگونهای محدود شده کرتاسه گزارش شده است (Van Buchem et al., 2010). این ریز رخساره به محیط لاگونی و در صورتی که قطعات با سیمان به هم متصل شوند بخش پرانرژی شول به سمت لاگون را نشان میدهد (Van Buchem, et al., 2010).
شکل 2. انواع ریز رخسارههای سازند آسماری در میدان مورد مطالعه، الف) انیدریت، ب، مادستون حاوی انیدریت، پ) رخساره مادستون، ت) وکستون ماسهای، ث) وکستون دارای خارپوست، ج) وکستون تا پکستون حاوی روزنداران کفزی، چ) وکستون تا پکستون پلوئیدی، ح) پکستون تا گرینستون حاوی روزنداران کفزی، خ) باندستون مرجانی، د) وکستون جلبکی، و) پکستون فاورینادار و ه) مادستون تا وکستون حاوی روزنداران پلاژیک
ریز رخساره مادستون تا وکستون حاوی روزنداران پلاژیک (MF12): گلوبوژرینا11 و به مقدار کمتر فسیلهای از قبیل استراکود12 و لوله کرم13 اجزاء اصلی این رخساره را تشکیل میدهند (شکل 2-ه). دانههای ریز آواری کوارتز و پیریت در ماتریکس میکریتی موجود میباشند. بر اساس خصوصیات بافتی و جانوری این رخساره به بخش عمیقتر حوضه (رمپ بیرونی) نسبت داده میشود (Flugel, 2004).
مدل رسوبی سازند آسماری
به دلیل نبود ریفهای سدی پیوسته و تغییرات تدریجی رخسارهها نمیتوان محیط رسوبی رسوبات مورد مطالعه را به پلتفرم کربناته نوع شلف لبهدار نسبت داد. همچنین فقدان رسوبات لغزشی و گراویتهای احتمال رسوبگذاری این نهشتهها در یک پلتفرم کربناته رمپ با انتهای شیبدار را منتفی میسازد. بر اساس توزیع مجموعههای فسیلی و وابستگی قائم رخسارهها پنج مجموعه رخسارهای شامل پهنه بین کشندی (MF1, MF2, MF3)، لاگون (MF4, MF5, MF6, MF7)، سد (متعلق به رمپ داخلی، MF8, MF9)، رمپ میانی (MF10) و رمپ خارجی (MF11, MF12) شناسایی شده است. بنابراین بر اساس ریز رخسارههای شناسایی شده و توزیع روزنداران، سازند آسماری در میدان مورد مطالعه، بر روی یک رمپ کربناته با شیب ملایم شامل رمپ داخلی، میانی و رمپ خارجی نهشته شده است (شکل 3). (Burchette and Wright, 1992). رمپ خارجی بر اساس گلسنگ مارنی محتوای مادستون و وکستونهای حاوی روزنداران پلاژیک (بهخصوص گلوبوژرینا و لوله کرم، غلبه ریز رخساره گل غالب و نبود حضور رخسارههای تشکیل شده در شرایط امواج قابل شناسایی است. رمپ میانی با وکستون جلبکی، باندستونهای مرجانی و گرینستون بیوکلاستی متعلق به شول رو به دریا قابل تشخیص میباشد. رسوبات رمپ داخلی شامل گرینستونهای سد پرانرژی، دریای باز و لاگون محدود شده، و رخسارههای پهنه بین کشندی و فوق کشندی است. لاگون محدود شده بهوسیله کمبود فونای دریایی نرمال و تنوع زیستی پایین بایوکلاستهای معمول شامل کمبود روزنداران بنتیک منفذدار (میلیولید، بورلیس) قابل تشخیص است.
شکل 3. مدل رسوبی سازند آسماری نشاندهنده توزیع رخسارهها و محیط رسوبی آنها در میدان مورد مطالعه میباشد
تاریخچه دیاژنزی
پدیدههای دیاژنزی اصلی که در مخزن آسماری میدان مورد مطالعه اتفاق افتادهاند شامل سیمانی شدن، تراکم مکانیکی و شیمیایی، انحلال، دولومیتی شدن و ایجاد شکستگیها میباشد. در ادامه هر یک از این موارد بررسی خواهد شد.
میکرایتی شدن: فرآیند میکرایتی شدن آلوکمها از جمله اوئیدها و فسیلها را تحت تاثیر قرار داده و در رخساره گرینستون اوئیدی متداولتر است اما در رخساره لاگونی نیز دیده میشود (شکل 4-الف، ب). گسترش میکرایت در اطراف بعضی از دانهها به حدی است که تشخیص ماهیت اصلی دانهها را مشکل کرده است. فرايند فوق توسط موجودات ميکروسکوپي در محيطهاي آرام و حفاظت شده پشت سد مانند لاگون صورت میگیرد. ميکرايتي شدن در مواردي بهصورت پوشش ميکرايتي اطراف دانهها عمل کرده و شکل اوليه دانه بعد از انحلال حفظ شده است، در برخي موارد نيز بهطور کامل باعث ميکرايتي شدن اوئيدها و فسيلها شده که ساختمان داخلي آنها از بين رفته و از طرفي اين قطعات در مقابل انحلال مقاوم بوده و حفظ شدهاند.
سیمانی شدن: سیمانهای موجود در سازند مورد مطالعه را میتوان برحسب کانیشناسی به دو گروه کربناته و انیدریتی تقسیم کرد. سیمان هم ضخامت سوزنی در مقاطع مطالعه شده بهطور عمده در گرینستونهای اوولیتی و بایوکلاستی متعلق به سدهای کربناته مشاهده میشود (شکل 4-پ). در مقایسه با سایر سیمانها گسترش کمتری داشته و تاثیر چندانی بر روی کاهش تخلخل نداشته است. سیمان میکرایتی (شکل 4- ت) با رنگ تیره پوشاننده دانهها یا پرکننده حفرات در مراحل اولیه دیاژنز در محیط فریاتیک دریایی (لاگون) تشکیل شده است. سیمان کلسیت همبعد متشکل از بلورهای نیمه شکل دار تا بیشکل بهطور عمده در رخسارههای پکستونی و گرینستونی بایوکلاستی (در ارتباط با انحلال قطعات ناپایدار) یافت میشود (شکل 4-ث، ج). این نوع سیمان با پر کردن تخلخلهای اولیه بیندانهای، بخشی از تخلخل دروندانهای و تخلخل شبکهای رشدی نقش مهمی در کاهش کیفیت مخزنی سازند آسماری داشته و فراوانترین نوع سیمان مشاهده شده در سازند است. سیمان کلسیت دروزی هم در محیط دفنی و هم در محیط متئوریک تشکل میشود و بعد از سیمان هم بعد بیشترین فراوانی را در سازند مورد مطالعه را دارا میباشد (شکل 4- چ). این نوع سیمان بهصورت موردی تخلخلها را پر کرده (بهطور عمده تخلخل شبکهای رشدی و تخلخل دروندانهای) و باعث کاهش کیفیت مخزنی شده است. سیمان هممحور بهصورت رشد اضافی در اطراف دانهها و بهطور عمده قطعات خارپوست تشکیل شده و نشانگر سنگشدگی سریع رسوبات و ایجاد سختلایه است. این نوع سیمان در انواع محیطهای دیاژنزی تشکیل میشود. در رخسارههای مطالعه شده بهطور عمده در اطراف دانههای اکینوئید و کرینوئید تشکیل شده و از فراوانی کمتری نسبت به دیگر سیمانها برخوردار است بنابراین تاثیر ناچیزی بر روی کیفیت مخزنی دارا میباشد (شکل 4- ح).
سیمان انیدریتی در مقایسه با انواع سیمانهای کلسیتی از فراوانی کمتری در سازند آسماری برخوردار است و گسترش آن بهطور عمده مربوط به رخسارههای بخشهای بین کشندی تا فوق کشندی میباشد. سيمان انيدريت پرکننده فضاهاي خالي و همچنین سيمان فراگیر فراوانترین سيمان انيدريتي در رسوبات مطالعه شده بهخصوص در رخسارههاي دانه غالب ميباشند. سيمانهاي پرکننده حفرات بهصورت گسترده حفرات خالي را پر کرده و موجب کاهش شديد تخلخل و در نتيجه تراوايي در سنگ شده است (شکل 4- خ، د، و). علت فراواني اين سيمان در رخسارههاي گرينستوني گردش بالاي سيالات در اين رخسارهها ميباشد.
انحلال: در ذرات با ناپايداري شيميايي چون اوئيدها و بايوکلستها بسيار معمول است. به نظر ميرسد ترکيب اوليه اوئيدها و ذرات انحلال يافته آراگونيتي باشد. همچنين سيمانهاي انيدريتي نيز گاهي طي اين فرآيند از بين رفتهاند. انحلال ممکن است ناکامل، کامل و حتي بزرگ شده باشد. عوارض انحلال بهوسیله سيمانها و عوارض دياژنز تدفيني چون شکستگيها و استيلوليت تحت تاثير قرار گرفته است. فرآيند انحلال بهعنوان عامل اصلي ارتباط تخلخلهاي بیندانهای و قالبي نقش مهمي در افزايش کيفيت مخزني در سازند داشته است (شکل 4- ه).
شکل 4. فرآیندهای دیاژنزی موجود در سازند آسماری، الف و ب) میکرایتی شدن، پ) سیمان حاشیهای هم ضخامت، ت) سیمان میکرایتی، ث و ج) سیمان کلسیت همبعد، چ) سیمان کلسیت دروزی، ح) سیمان رشد اضافی هممحور، خ، د، و) انواع سیمانهای انیدریتی، ه) فرآیند انحلال
تراکم: تراکم به هر دو فرم مکانیکی/ فیزیکی و شیمیایی/ انحلال فشاری در سازند مطالعه شده دیده میشود. گسترش این فرآیندها بهطور عمده همراه با فشار سرباره میباشد (Alsharhan and Whittle, 1995). تراکم مکانیکی در مقاطع مطالعه شده منجر به جهتیابی مجدد دانهها بهخصوص در رخسارههای گلپشتیبان شده است (شکل 5- الف، ب). تراکم شیمیایی بهصورت رگچههای انحلالی و شکلهای استیلولیتی در هر دو ماتریکس میکریتی و دانهای دیده میشود.
دولومیتی شدن: دولومیتهای مشاهده شده در سازند آسماری، بهصورت دولومیکرایت، دولومیتهای ریزبلور با بافت تقلیدی و دولومیتهای دانه شکری دیده میشوند (Aqrawi et al., 2006; Al-Aasm et al., 2009). به نظر میرسد سیال دولومیتی در این مطالعه از آب تبخیر شده دریا (وجود نودولهای انیدریتی با بافت ریزبلور درون دولومیکرایتها)(Ehrenberg et al., 2007) یا برگشتگی سیال تبخیری از سازند گچساران (Aqrawi et al., 2006) نشات گرفته باشد. دولومیکرایت بیشتر با تبخیریها، تکههای انیدریت و کوارتزهای آواری در اندازه سیلت دیده میشود (شکل 5- پ، ت). از نظر بافتی دارای اندازه یکسان و نیمه شکلدار تا غیر شکلدار میباشند. با توجه به فابریک و اندازه خیلی ریز بلورها، وجود ذرات پراکنده در اندازه سیلت در آنها، حفظ بافت اولیه رسوبی و نبود وجود فسیل، به نظر میرسد، این نوع دولومیت تحت شرایط سطحی، دمای پایین و در پهنه بالای کشندی تا بخش بالایی پهنه کشندی تشکیل شده است. این نوع دولومیتی شدن تاثیر چندانی در کیفیت مخزنی ندارد (Qing sun, 1995).
شکل 5. فرآیندهای دیاژنزی موجود در سازند آسماری، الف و ب) تراکم مکانیکی و شیمیایی، پ و ت) دلومیکرایت، ث، ج) دولومیتهای دانه شکری، چ و ح) دولومیتهای دانه شکری از نوع جانشینی با تخلخل بینبلوری، خ و د) دولومیتهای انحلال فشاری، ه) شکستگی موجود در سازند آسماری
دولوميتهاي دانه شکری بهصورت انتخابکننده فابريک و تقليدي جانشين آلوکمها و ماتريکس سنگ میشوند، مشخصه جانشيني دولوميت بهجای آراگونيت يا کلسيت پرمنيزيم است (شکل 5- ث، ج). اين دولوميتها در بخشهاي مختلف سازند آسماري و بهویژه در ارتباط با رخسارههاي اووئيدي- بايوکلاستي ديده ميشوند. در اين نوع دولوميتي شدن تخلخل بیندانهای اصلي و اوليه بهخوبی حفظ شده و حتي افزايش مييابد ولي در مراحل بعدي دياژنز، توسط انيدريت فراگير و بلوکي بسته شده که باعث کاهش کیفیت مخزنی میشود. دولومیتهای دانه شکری از نوع جانشینی بوده و بافت اولیه بهسختی قابل تشخیص میباشد. بلورهاي دانهمتوسط و شکل دار دولوميت با ايجاد شبکه بینبلوری خوب و گسترش يافته موجب تخلخل و نفوذپذيري خوبي شدهاند (شکل 5- چ، ح). همچنین دولومیتهای انحلال فشاری نیز در سازند مورد مطالعه به مقدار کمتر قابل مشاهده میباشد (شکل 5- خ، د). اين دولوميتها داراي ظاهري تميز و روشن بوده که در طول استيلوليتها تشکيل شدهاند. به نظر ميرسد سيال حاوي منيزيم حاصل از فرآيند انحلال با آهکهاي مجاور در سطوح استيلوليتها واکنش داده يا در اثر نفوذ آبهاي متئوريک از راه استيلوليتها و اختلاط آن با آبهاي درون منفذي سبب تشکيل دولوميت در داخل و يا در مجاورت استيلوليتها شده است.
شکستگی: شکستگیها در مقیاسهای مختلفی همراه با رخسارههای گلپشتیبان متراکم حاوی استیلولیت (برای مثال وکستون و دولومیت) دیده میشود (شکل 5-ه، و). شکستگی بیشتر در ریز رخسارههای دولومیتی شده دیده میشود. در بسیاری از نمونهها شکستگیها با سیمانهای کلسیتی و انیدریتی پر شدهاند. در مقاطعی که شکستگی استیلولیتها را قطع کردهاند بهطور معمول آخرین فرآیند دیاژنزی بهحساب میآید مگر در موارد نادری که با انیدریت پر شده باشند.
شکل 6. تاریخچه دیاژنزی سازند آسماری و تاثیر آن بر روی کیفیت مخزنی
همانطور که ذکر شد، فرآیندهای ثانویه اصلی تاثیرگذار بر سازند آسماری در میدان مطالعه شده شامل تراکم، سیمانی شدن، انحلال، دولومیتی شدن و شکستگی میباشد. بر اساس مطالعات دیاژنزی، سازند مطالعه شده سه مرحله دیاژنزی شامل دیاژنز دریایی، متئوریک و تدفینی را تجربه کرده است. تاریخچه فرآیندهای دیاژنزی سازند مورد مطالعه در شکل 6 نشان داده شده است. دولومیتی شدن و دیگر فرآیندهای دیاژنزی از قبیل انحلال و شکستگی باعث ایجاد سیستم تخلخل و تراوایی و توسعه کیفیت مخزنی در سازند آسماری بهخصوص در رخسارههای لاگونی دولومیتی شده شدهاند. با این وجود سیمانهای انیدریتی پرکننده شکستگیها تراوایی را در بخشهای بالایی سازند آسماری کاهش دادهاند. تراکم و سیمانی شدن (سیمانی شدن کلسیتی و انیدریتی) نقش منفی در کیفیت مخزنی داشتهاند. سیمانهای انیدریتی و کلسیتی بیشتر با پر کردن فضاهای خالی و شکستگیها باعث کاهش کیفیت مخزنی شدهاند.
چینهنگاری سکانسی
بهطورکلی، در این مطالعه بر اساس مطالعات پتروگرافی و ریز رخساره و محیط رسوبی سه سکانس رده سوم به سن میوسن تشخیص داده شده است (شکل 7). این سکانسها معادل سکانسهای شماره 4، 5 و 6 سازند آسماری در حوضه فروافتادگی دزفول میباشند. تعریف سکانس در این مطالعه از ون ووگنر و دیگران (Van wogoner et al., 1990) و ویل و دیگران (Vail et al., 1991) اقتباس شده است، هر سکانس را بین دو مرز سکانسی (SB) در بالا و پایین محدود کرده و سطح حداکثر غرق آبی (MFS) را بهعنوان جداکننده سیستم تراکتهای TST و HST لحاظ میکنند.
سکانس اول (آکیتانین زیرین): مرز پایینی این سکانس با لایههای انیدریت قاعدهای مشخص شده است و مرز بالایی آن با اولین بخش از انیدریت میانی (معادل بخش کلهر) مشخص شده است. انیدریت قاعدهای مهمترین مشخصه برای تشخیص مرز سکانسی (حداکثر پایینافتادگی آب دریا) میباشد. این افق انیدریتی در اثر کمعمق شدن موقتی حوضه و قطع ارتباط با دریای باز در سطح تراز پایین سطح آب دریا تشکیل شده است (Van Buchem et al., 2010). با پیشروی دریای میوسن، رخسارههای رمپ بیرونی و میانی در حوضه رسوبی سازند آسماری گسترش یافته و بیشینه سطح غرقابی با ریز رخسارههای مادستون تا وکستون (دارای روزنداران پلانکتونیک مانند گلوبیژرینا) و وکستونهای دارای خارپوست (روتالیا) مشخص میشود. سیستم تراکت پیشرونده در این سکانس بهطور عمده از ریز رخسارههای رمپ بیرونی و میانی تشکیل شده است و سیستم تراکت تراز بالا بیشتر از ریز رخسارههای رمپ داخلی و اندکی رمپ میانی تشکیل شده است. سن این سکانس آکی تانین پیشین است (شکل 7).
سکانس دوم (آکیتانین بالایی): مرز پایینی این سکانس بر روی اولین لایه از عضو انیدریت میانی در آسماری میانی قرار گرفته و مرز بالایی آن در حدود مرز آکیتانین- بوردیگالین (مرز بین آسماری میانی و آسماری بالایی) جای دارد و با افت سطح ناگهانی آب دریا و کمعمق شدن ریز رخسارهها مشخص میشود. ریز رخسارههای این سکانس نسبت به سکانس اول کمعمقتر هستند. سیستم تراکت پیشرونده در این سکانس عمدتاً شامل ریز رخسارههای رمپ میانی و داخلی است. بیشینه سطح غرقابی توسط ریز رخساره وکستون دارای خارپوست (روتالیا) مشخص میشود. سیستم تراکت تراز بالا در این سکانس بیشتر از ریز رخسارههای رمپ داخلی (لاگون) و تا حدی ریز رخسارههای گرینستون پلوییدی تشکیل شده است. سن این سکانس آکی تانین پسین میباشد (شکل 7).
سکانس سوم (ابتدای بوردیگالین): مرز پایینی این سکانس در نزدیک مرز آکیتانین- بوردیگالین و روند کمعمق شدن ریز رخسارهها قرار دارد و مرز بالایی آن نیز با کمعمق شدن آب دریا و تشکیل اولین لایه انیدریتی سازند گچساران (پوشسنگ) مشخص شده است. سیستم تراکت پیشرونده در این سکانس بیشتر از ریز رخسارههای رمپ میانی تشکیل شده است. بیشینه سطح غرقابی بهوسیله ریز رخساره وکستون دارای خارپوست مشخص شده است. سیستم تراکت تراز بالا نیز به طور عمده از ریز رخسارههای رمپ داخلی تا پهنه جزر و مدی تشکیل شده است. سن این سکانس بوردیگالین پیشین میباشد (شکل 7).
شکل 7. مدل چینهنگاری سکانسی سازند آسماری در میدان مورد مطالعه
بحث
بهطورکلی رمپ کربناته سازند آسماری از سه قسمت اصلی رمپ داخلی با کمربندهای رخسارهای بین کشندی و لاگون محدود شده، رمپ میانی با کمربندهای رخسارهای پشتههای زیر آبی سدی اوئیدی – بایوکلاستی و ریفهای کومهای (حد فاصل لاگون تا دریای باز) و رمپ خارجی با کمربند رخسارهای دریای باز و رخساره گل غالب حاوی روزنداران پلانکتونیک و دیتروپا مشخص میشود. نتایج مطالعات رخسارهای و تجزیه و تحلیل آنها نشان میدهد که بخش آسماری میانی بهطور عمده متشکل از رخسارههای رمپ بیرونی تا میانی است درحالیکه بخش آسماری فوقانی به طور اصولی در یک پلاتفرم به نسبت کم انرژی تر با گسترش رخسارههای رمپ میانی تا رمپ داخلی تشکیل شده است و حاوی چرخههای کمعمق شونده به سمت بالا تا تغییر شرایط محیط رسوبی به رسوبات تبخیری سازند گچساران میباشد.
در طول زمان، نوسانات سطح دريا نقش بسيار مهمي را در گسترش جانبي و عمودي رخسارههاي رمپهاي کمعمق كربناته دارد بهگونهای كه با بالا آمدن نسبي سطح دريا رخساره شول پشت به باد بر روي رخسارههاي لاگون پيشروي کرده و ايجاد فنهاي حاصل از شستشو14 میکنند. بخش مرکزی شولهای کربناته بیشتر اوئيدي تا بايوكلاستي با بلوغ بافتي زياد است و حاكي از غلبه شرايط پر انرژي است. اين قبيل رخسارهها در ميدان مورد مطالعه گسترش چنداني ندارند (شکل 7)، خود سبب محدود شدن واحدهاي متخلخل تحت کنترل شرايط رسوبگذاری اوليه در پلتفرم کربناته محل تهنشست سازند آسماري شده است. در بخش عقبي پشتههاي زير آبي، محيط لاگون کمعمق و بیشتر کم انرژی گسترش داشته است كه در آن موجودات مختلف کفزی با تنوع زيستي كم توسعه یافتهاند (شکل 3). اینگونه رخسارهها، بخش عمدهاي از توالي سازند آسماري در ميدان را تشکيل ميدهند که البته گسترش حفرههاي انحلالي و تخلخلهای دروندانهای سبب افزايش کيفيت مخزني در اين رخسارهها شده است. رخسارههاي اين ناحيه (لاگون) از نظر بافتی گل غالب است و در مجاورت توالیهای کشندی (گاهی رخسارههای تبخیری) بهطور متناوب نهشته شدهاند. بنابراين بهصورت غالب مستعد دولوميتي شدن و عامل ديگري براي بهبود تخلخل و تراوايي در رخسارههاي گل غالب لاگوني است (شکل 8). هرچند که به دليل ریزبلور بودن دولوميتهاي فوق، مقادير تراوايي در بیشتر موارد کمتر از ۱۰ ميلي دارسي میباشد (شکل 8).
به لحاظ مخزني در اين پلاتفرم كربناته کمعمق، رخسارههاي با كيفيت مخزني اوليه بالا يعني رخسارههاي سد کربناته (MF7, MF8, MF9) داراي گسترش چندان زيادي نيستند (شکل 8)، دليل اصلي آن تا حد زيادي نبود حضور موجودات ريف ساز سدي و يا گسترش محدود آنها است. اين امر موجب ايجاد نيمرخ بسيار كم شيب و ملايم در پلاتفرم كربناتة آسماري شده است كه در آن بهطور عمده رخسارههاي گل غالب تهنشين شدهاند (MF2, MF4, MF5 MF10, MF12). فرآيندهاي دياژنزي بهبوددهنده کيفيت مخزني نظير انحلال و دولوميتي شدن نيز همگی بهطور محدود و در برخی رخسارههای خاص (MF3, MF7, MF6) در پلاتفرم کربناته فوق گسترش داشتهاند (شکل 8)، بهنوبه خود باعث محدود شدن لایههای کربناته متخلخل (تخلخلهای بیشتر از 10 درصد ) شده است. بهطورکلی سازند آسماري در بسياري از نواحي زاگرس و خليج فارس بهعنوان يک سازند کربناته متراکم با تخلخل ماتريکس ضعيف شناخته ميشود که ارزش مخزني خود را مديون شکستگيهاي ناشي از چینخوردگی زاگرس است (Ghazban, 2007). میانگین تخلخل ماتریکس در سازند آسماری پنج تا 14 درصد و تراوایی حدود 10 میلی دارسی است (Hull and Warman, 1970).
فرآیندهای دیاژنزی نظير انحلال و دولوميتي شدن بهسختی متاثر از ترکيب سنگشناسي اوليه هستند و بنابراين با افزايش حجم ذرات اوليه ناپايدار (دانههای اوئیدی و یا قطعات دوکفهای) احتمال ايجاد عوارض انحلالي افزايش مييابد. همچنين افزايش انرژي در پلتفرم کربناته که منجر به تميز بودن زمينه سنگ و تشکيل رخسارههاي گرينستوني ميشود (MF6, MF7, MF8, MF9) از عوامل موثر در شکلگيري رخسارههاي مساعدتر مخزني ميباشد (شکل 8)، همگي در سازند آسماري میدان مورد مطالعه کمتر يافت شده و يا محدود به واحدهاي خاص ميباشد (شکل 8). بهطور اصولی انحلال بهعنوان يکي از عوامل اصلي افزايش تخلخل، بهطور عمده در رخسارههاي گرينستوني توسعهیافته است و در این ميدان از فراواني کمي برخوردار هستند. دامنه تخلخل بالای رخساره MF5 و MF6 بهطور عمده ناشي از گسترش تخلخلهاي حفرهاي و بين بلورين ميباشد (شکل 8). بنابراين به نظر ميرسد دو عامل شرايط محيط رسوبگذاري اوليه (به لحاظ ترکيب کانیشناسی و بافت اوليه سنگ) و گسترش تخلخلهاي حفرهاي و بين بلورين به همراه گسترش درزه و شکافهاي فراوان، استعداد مخزني سازند آسماري را در ميدان شکل داده است.
شکل 8. توزیع تخلخل و تراوایی برای رخسارههای مختلف بر روی نمودار فابریک سنگی لوسیا (Lucia, 1995)
تفسیر نتایج چینهنگاری سکانسی در میدان مورد مطالعه و مقایسه آن با توزیع رخسارهها و کیفیت مخزنی نشاندهنده ارتباط به نسبت مستقیم بین خصوصیات مخزنی با سیستم تراکتهای شناسایی شده دارد. در حالت کلی، سیستم تراکت پسرونده (TST) در بازه مورد مطالعه از رخسارههای لاگون (لاگون دریای باز/ لاگون محدود شده) تشکیل شده است. در مقابل، سیستم تراکت تراز بالا (HST) از گرینستونها و باندستون مرجانی رمپ داخلی تشکیل شده است. به دلیل حضور گرینستونهای بایوکلاستی شول و باندستونهای مرجانی و تخلخلهای درون/ بیندانهای حاصل از دولومیتی شدن و انحلال اجزاء ناپایدار آراگونیتی در این رخسارهها در سیستم تراکت HST از یک طرف، و فراوانی ریز رخسارههای گل پشتیبان همراه با آهک میکریتی و سیمانهای کلسیتی/ انیدریتی در سیستم تراکت TST از طرف دیگر، کیفیت مخزنی HST از TST بالاتر میباشد (شکل 9). در نزدیکی مرزهای سکانسی، کیفیت مخزنی به دلیل ایجاد تخلخلهای حفرهای (نتیجههای حاصل انحلال جوی) و تخلخلهای بینبلوری (حاصل از دولومیتی شدن) افزایش یافته است. از طرف دیگر کیفیت مخزنی به دلیل حضور رخسارههای گل پشتیبان کمعمق رمپ میانی و رمپ خارجی به سمت سطح بیشینه غرقابی کاهش یافته است. سکانس شش از رخسارههای کموبیش یکدست در هر دو چاه تشکیل شده است که نشاندهنده شرایط یواستازی ثابت در بوردیگالین میباشد. این سکانس به دلیل فراوانی بیشتر رخسارههای (MF3, 6, 7, 8) با کیفیت مخزنی بالاتر همراه با تاثیر مثبت فرآیندهای دیاژنزی از قبیل انحلال و دولومیتی شدن از کیفیت مخزنی بهتری نسبت به سکانسهای 4 و 5 برخوردار میباشد (شکل 9). در حالت کلی، کیفیت مخزنی از سکانس 4 به سمت سکانس 6، به دلیل افزایش دولومیتی شدن، انحلال بیشتر و پایداری بیشتر حوضه در بوردیگالین (این پایداری بر اساس ضخامت بالاتر سکانس، و یکنواختی بیشتر رخسارهها نتیجهگیری شده است) افزایش یافته است (شکل 9).
شکل 9. توزیع تخلخل و تراوایی سکانسهای شناسایی شده بر روی نمودار فابریک سنگی لوسیا (Lucia, 1995)
نتیجهگیری
بر اساس مطالعات پتروگرافی 12 ریز رخساره در پنج زیر محیط شامل بین کشندی، لاگون، سد، رمپ میانی و رمپ بیرونی متعلق به یک رمپ کربناته کم شیب برای سازند آسماری در میدان مطالعه شده شناسایی شده است. ریزرخسارههای بین کشندی، لاگون و سد بیشتر در بخش بالایی و بعضی از پهنههای بخش میانی سازند دیده میشوند حالآنکه ریز رخسارههای رمپ میانی و رمپ بیرونی بیشتر در بخش میانی سازند آسماری گسترش داشتهاند. تجزیه و تحلیل محیطی نشان داد که بخش داخلی و میانی رمپ کم شیب در طول رسوبگذاری سازند آسماری در میدان مورد مطالعه غلبه داشتهاند.
تراکم، سیمانی شدن، انحلال، دولومیتی شدن و شکستگی فرآیندهای دیاژنزی اصلی سازند آسماری را تشکیل میدهند. انحلال، دولومیتی شدن و شکستگی باعث بهبود کیفیت مخزنی شدهاند حال آنکه سیمانی شدن و تراکم باعث کاهش کیفیت مخزنی شدهاند. تخلخل بینبلوری حاصل از دولومیتی شدن (بهخصوص دولومیتی شدن حفظ کننده فابریک در رخسارههای رمپ داخلی)، تخلخل قالبی و حفرهای حاصل از انحلال مهمترین نوع فضاهای خالی دیاژنزی هستند که کیفیت مخزنی سازند را کنترل میکنند.
از نظر چینهنگاری سکانسی، بخش آسماری زیرین در میدان مطالعه شده رسوبگذاری نکرده است. سه سکانس رده سه متعلق به میوسن بر اساس الگوی عمیق شدگی و کمعمق شدگی رخسارهها برای سازند مورد مطالعه شناسایی شده است. سکانس 6 بهترین کیفیت مخزنی را نسبت به دو سکانس دیگر به دلیل دولومیتی شدن بیشتر، انحلال بیشتر و پایداری بیشتر حوضه در بوردیگالین دارا میباشد. همچنین به دلیل دولومیتی شدن، شکستگی و انحلال بیشتر در سیستم تراکت HST کیفیت مخزنی نسبت به TST بالاتر است.
منابع:
آقانباتي، س. ع.، ۱۳۸۳ . زمينشناسي ايران. سازمان زمينشناسي و اکتشافات معدني کشور، ۵۸۲.##- مطيعي، ه.، ۱۳۷۴. زمينشناسي نفت زاگرس. سازمان زمينشناسي کشور طرح تدوين. ##Ahr, W.M., 2008. Geology of carbonate reservoirs. John Wiley and Sons, Chichester, 296. ##Al‐Aasm, I.S., Ghazban, F. and Ranjbaran, M., 2009. Dolomitization and related fluid evolution in the Oligocene–Miocene Asmari Formation, Gachsaran area, SW Iran: petrographic and isotopic evidence. Journal of Petroleum Geology, 32(3),287-304. ##Alsharhan, A.S. and Kendall, C.G.S.C., 1986. Precambrian to Jurassic rocks of Arabian Gulf and adjacent areas: their facies, depositional setting, and hydrocarbon habitat. AAPG Bulletin, 70(8), 977-1002. ##Alsharhan, A.S. and Whittle, G.L., 1995. Carbonate-evaporite sequences of the Late Jurassic, southern and southwestern Arabian Gulf. AAPG Bulletin, 79(11), 1608-1630. ##Aqrawi, A.A.M., Keramati, M., Ehrenberg, S.N., Pickard, N., Moallemi, A., Svånå, T., Darke, G., Dickson, J.A.D. and Oxtoby, N.H., 2006. The origin of dolomite in the Asmari formation (Oligocene‐lower Miocene), Dezful embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 29(4), 381-402. ##Burchette, T.P. and Wright, V.P., 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79(1-4), 3-57. ##Dercourt, J., Zonenshain, L.P., Ricou, L.E., Kazmin, V.G., Le Pichon, X., Knipper, A.L., Grandjacquet, C., Sbortshikov, I.M., Geyssant, J., Lepvrier, C. and Pechersky, D.H., 1986. Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantic to the Pamirs since the Lias. Tectonophysics, 123(1-4), 241-315. ##Ehrenberg, S. N., N. A. H., Pickard, G. V., Laursen, S. Monibi, Z. K., Mossadegh, T. A., Sva˜na, A. A. M., Aqrawi, J. M., McArthur, and M. F. Thirlwall, 2007. Strontium isotope stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene– Lower Miocene), SWIran, Journal of Petroleum Geology 30:107–128. ##Flugel, E., 2004. Microfacies of carbonate rocks. Springer-Verlag, Berlin, 976 . ##Ghazban, F., 2007. Petroleum geology of the Persian Gulf. Tehran university and National Iranian Oil Company, 707. ##Golonka, J., 2000. Cambrian–Neogen Plate Tectonic Maps. Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, Poland. 125. ##Lucia, F.J., 1995, Rock-fabric/petrophysical classification of carbonate pore space for reservoir characterizatino: AAPG Bulletin, 79, No.9, 1275 – 1300. ##Lucia, F.J., 2007. Carbonate Reservoir Characterization. Springer-Verlag, Berlin, 341. ##Normi, R. and Standen E., 1997. Middle East Well Evaluation Review, SPE 18. ##Plint, A.G. and Nummedal, D., 2000. The falling stage systems tract: recognition and importance in sequence stratigraphic analysis. Geological Society, London, Special Publications, 172(1), 1-17. ##Posamentier, H.W. and Allen, G.P., 1999. Siliciclastic sequence stratigraphy: concepts and applications (Vol. 7, p. 210). Tulsa, Oklahoma: SEPM (Society for Sedimentary Geology). ##Sepehr, M. and Cosgrove, J.W., 2004. Structural framework of the Zagros fold–thrust belt, Iran. Marine and Petroleum Geology, 21(7), 829-843. ##Stampfli, G., Marcoux, J. and Baud, A., 1991. Tethyan margins in space and time. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 87(1-4), 373-409. ##Sun, S.Q., 1995. Dolomite reservoirs: porosity evolution and reservoir characteristics. AAPG bulletin, 79(2), 186-204. ##Vail, P. R., Audemard, F., Bowman, S. A., Eisnet, P. N. and Perez-cruz, C., 1991. Signatures of tectonics, eustasy and sedimentology – an overview. In: Einsele, G., Ricken, W. and Seilacher, A. (eds) Cycles and Events in Stratigraphy. Springer, Berlin, Heidelberg, New York, 617–659. Hull, C.E. and Warman, H.R., 1970. Asmari oil fields of Iran. ##Van Buchem, F.S.P., Allan, T.L., Laursen, G.V., Lotfpour, M., Moallemi, A., Monibi, S., Motiei, Van Wagoner, J. C., Mitchum, R. M., Campion, K. M. and Rahmanian, V. D., 1990. Siliciclastic sequence stratigraphy in well log, cores, and outcrops: Concepts of high-resolution correlation of time and facies. American Association of Petroleum Geologists. Methods in Exploration Series, 7, 1–55. ##Van Buchem, F.S.P., Allan, T.L., Laursen, G.V., Lotfpour, M., Moallemi, A., Monibi, S., Motiei, H., Pickard, N.A.H., Tahmasbi, A.R., Vedrenne, V. and Vincent, B., 2010. Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposits in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh Formations) SW Iran. Geological Society, London, Special Publications, 329(1), 219-263. ##Wilson, J. L., 1975. Carbonate Facies in Geological History: New York, Springer, 471. ##
[1] * نویسنده مرتبط: ebispidari@gmail.com
[2] Transgressive systems tract
[3] Highstand systems tract
[4] Sequence boundary
[5] Maximum flooding surface
[6] Miliolid
[7] Peneroplis
[8] Borelis
[9] Faverina asmarica
[10] Pellet fecal
[11] Globigerina sp.
[12] Ostracoda
[13] Ditrupa sp.
[14] Washover fans
Reservoir quality evaluation of the Asmari Formation in the framework of sequence stratigraphy in one of the Iranian SW oilfield
Ebrahim Sfidaria*, Amir Hakymi-Zanuzb,
a. Assistant Professor of petroleum geology, Petroleum Geology Research Group, Research Institute of Applied Sciences, ACECR, Iran
b. MSc student, Department of Geology, Science and Research Branch, Islamic Azad University, Tehran, Iran
Abstract
The Oligo-Miocene Asmari Formation is the most prolific reservoir in Dezful Embayment, south-west of Iran. Microfacies analysis, diagenetic features and sequence stratigraphy evaluation of the Asmari Formation were carried out based on the petrographic investigation, petrophysical logs, and core measurement porosity and permeability data. Petrographic analyses resulted in the identification of twelve microfacies classified in five subenvironments including tidal flat, lagoon, barrier (belonging to inner ramp), middle ramp, Outer ramp which are interpreted as a homoclinal ramp aging Aquitanian to Burdigalian. Tidal flat, lagoonal and Barrier microfacies are mostly present in the upper and middle parts of Asmari formation, while middle and outer ramp microfacies were largely developed in middle part. Cementation, compaction, dolomitization, dissolution, and fracturing are the main diagenetic processes. Fracturing, dolomitization, and dissolution are contributed to reservoir quality enhancement while compaction and cementation have negative effects on reservoir quality. The studied successions represented by three 3rd order sequences of early Aquitanian, late Aquitanian and early Burdigalian age that largely deposited in the high stand system tract stage. The nature of these sequences reflected variation in the relative sea level resulted from eustatic and tectonic subsidence.
Keywords: Oligo-Miocene; Asmari Formation; Dezful Embayment; Microfacies and depositional environment; Sequence stratigraphy
