محیط رسوبی و دیاژنز سازند نایبند در برش بلبلوئیه، شرق کرمان

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسنده

استادیار دانشگاه آزاد اسلامی، واحد زرند، کرمان، ایران

چکیده

سازند نایبند (نورین - رتین) در برش بلبلوئیه، 105 متر سنگ آهک، کوارتزارنایت، شیل آهکی و شیل را شامل می‌شود. اجزای کربناته برجا، نابرجا (دانه‌های اسکلتی و دانه‌های غیراسکلتی) و اجزای غیرکربناته نابرجا نهشته‌های سازند نایبند را تشکیل می‌دهند. اجزای کربناته برجا، انواع سیمان کربناته، گل آهکی، میکرواسپار و اسپار دروغین را شامل می‌شود. از خرده‌های اسکلتی، روزندار، اسفنج، شکم‌پا، بازوپا، خارپوست و دو کفه‌ای نام برده می‌شود. دانه‌های غیراسکلتی، اُاُئید، پلوئید و کورتوئید را شامل می‌شود. اجزای غیرکربناته نابرجا، بلورهای آواری کوارتز را شامل می‌شود. مطالعات صحرایی و پتروگرافی به شناسایی موارد زیر منجر شد: میکروفاسیس‌های کربناته از نوع پکستون اُاُلیتی پلوئیدی ماسه‌ای در پشته‌های زیرآبی ماسه‌ای، وکستون بایوکلاستی با فسیل‌های گوناکون در رمپ بیرونی / وکستون بایوکلاستی ماسه‌ای با فسیل‌های گوناگون در رمپ میانی، گرینستون بایوکلاستی با خارپوست در پشته‌های زیرآبی ماسه‌ای و مادستون ماسه‌ای در کولاب و پتروفاسیس‌های تخریبی کوارتزارنایت در محیط حدواسط، شیل در محیط حدواسط و شیل آهکی در محیط دور از ساحل. براساس الگوی رخساره‌ای مشاهده‌شده و مطالعات صحرایی، یک رمپ کربناتة هم‌شیب به‌عنوان محیط رسوبی سازند نایبند در منطقة مطالعه‌شده پیشنهاد می‌شود. نهشته‌های مطالعه‌شده تحت‌تأثیر دیاژنز دریایی (میکرایتی‌شدن و سیمانی‌شدن کلسیتی ماسه‌سنگ‌ها)، دیاژنز جوی (نئومورفیسم، سیمان‌های هلاله‌ای، آویزه‌ای و هم‌محور) و دیاژنز تدفینی (شکستگی در دانه‌ها و استیلولیتی‌شدن) قرار گرفته‌اند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Sedimentary environment and diagenesis of the Nayband Formation in Bolboluieh section, East of Kerman

نویسنده [English]

  • Zahra Kalantarzade
University of Azad Islami Branch Zarand, Kerman, Iran
چکیده [English]

The Nayband Formation (Norian_Rhaetian) in Bolboluieh section includes 105m of limestone, quartzarenite, lime shale and shale. Orthochemical, allochemical carbonate components (skeletal grains and non_skeletal grains) and also allochemical and orthochemical non_carbonate components form deposits of the Naiband Formation. Orthochemical components consist of cements, micrite, microspar and pseudospar. Skeletal grains include foraminifer, sponge, gastropod, brachiopod, echinoderm and bivalve. Non_skeletal grains include ooid, peloid and cortoid. Allochemical non_carbonate components include clastic quartz. Field and petrographic studies led to identification of carbonate microfacies of sandy peloidal oolitic packstone in sand shoals, bioclastic wackestone in outer ramp/sandy bioclastic wackestone with diverse fossils in middle ramp, bioclastic grainstone with echinoderm in sand shoals and sandy mudstone in lagoon and clastic petrofacies included quartzarenite in offshore transition environment, shale in offshore transition environment and lime shale in offshore environment . Based on observed facies pattern and field studies, we can suggest a homoclinal carbonate ramp as sedimentary environment of the Nayband Formatin in the studied area. Studied deposits have been affected by marine diagenesis (micritization and calcitic cementation of sandstones), meteoric diagenesis (neomorphism, pendent, meniscus and syntaxial cements) and burial diagenesis (fracture in grains and stylolitization).

کلیدواژه‌ها [English]

  • Sedimentary environment
  • Diagenesis
  • Nayband
  • Norian_Rhaetian
  • Kerman

مقدمه

چینه‌نگاری سکانسی در آشکارسازی حوادث ثبت‌شدة زمین‌شناسی از مقیاس محلی تا جهانی در جغرافیای‌دیرینه، کنترل فرایند‌های حاکم بر رسوب‌گذاری و بهبود موقعیت اکتشاف و تولید هیدروکربورها توانایی بسیاری دارد. برای این‌منظور مجموعه داده‌های مختلف در کنار هم لازم است (Catuneanu et al. 2006). درزمان‌حاضر برای انجام مطالعات چینه‌نگاری سکانسی، روش‌های مختلفی وجود دارد که همة آنها پذیرفتة همگان نیستند و هر یک مزیت‌ها و محدودیت‌های خاص خود را دارند و هر الگو در هر زمینة ارائه‌شده در شرایط مناسب آن مطلوب است (Catuneanu et al. (2005, 2006. بهترین روش برای انجام تجزیه و تحلیل چینه‌نگاری سکانسی باتوجه‌به محیط تکتونیکی، محیط رسوبی، نوع رسوب (تبخیری، کربناته، آواری)، داده‌های در دسترس (داده لرزه‌ای، چاه، رخنمون) و حتی مقیاس مشاهده متفاوت است (Embry 2009). باتوجه‌به موارد گفته‌شده، هرچه الگو و روش چینه‌نگاری سکانسی که برای منطقه و سازند مطالعه‌شده انتخاب می‌شود با ویژگی‌های آن سازگاری بیشتری داشته ‌باشد، باعث می‌شود الگوی چینه‌نگاری سکانسی که در پایان برای آن سازند ارائه ‌می‌شود، دقیق‌تر، روابط تخلخل تراوایی به‌دست‌آمده برای سازند، واقعی‌تر، واحد‌های جریانی تعیین‌شده، دقیق‌تر و عمل انطباق راحت‌تر و درست‌تر انجام ‌شود و درکل درک کلی از ویژگی‌های مخزنی سازند مطالعه‌شده، بهتر و حقیقی‌تر خواهد ‌شد. به‌علت اختلاف‌نظر دربارة انتخاب مرزهای سکانس‌ها و جدایش این واحد‌های مجزای ژنتیکی، الگو‌ها و سبک‌های مختلفی وجود دارد (Catuneanu 2002, 2006.). باتوجه‌به اهمیت مخزنی سازند دالان در ایران، تعیین بهترین الگوی سکانسی برای درک تغییرات کیفیت مخزنی در این سازند ضروری است. در این پژوهش سعی می‌شود باتوجه‌به داده‌های موجود ازجمله مقاطع نازک و دادة چاه‌پیمایی، تغییرات کیفیت مخزنی سازند دالان در چارچوب چینه‌نگاری سکانسی بررسی شود و بهترین و مناسب‌ترین الگو انتخاب شود که توانایی تعیین دقیق‌تر ویژگی‌های مخزنی این سازند را داشته باشد. برای این‌منظور در این پژوهش دو روش چینه‌نگاری سکانسی انتخاب شده‌اند که از الگو‌های متداول و مطرح در صنعت هستند تا هر دو الگو روی عضو دالان بالایی بررسی شوند. الگوی اول، الگوی اکسون است که بعدها هانت و تاکر در سال‌های 1992 و 1995 تغییراتی در آن دادند و سیستم ترکت چهارم را به آن اضافه کردند(Hunt & Tucker 1992, 1995) . این الگو، سه سیستم ترکت، تراز پایین، پیش‌رونده و تراز بالا را شامل می‌شود. مرز سکانسی در این الگو در پایان مرحلة افت سطح نسبی آب دریا یا شروع افزایش سطح نسبی آب دریا قرار می‌گیرد. الگوی دوم به امبری و جانسون در سال 1992 مربوط است (Embry & Johannessen 1992) و به سیستم پیشروی - پسروی (Transgressive-Regressive) شهرت دارد. این الگو، دو سیستم ترکت پیش‌رونده و پس‌رونده را شامل می‌شود. مرز سکانسی در این الگو در پایان پسروی سطح نسبی آب دریا یا شروع بالاآمدگی قرار ‌می‌گیرد و سیستم ترکت پس‌رونده درواقع مجموع دو سیستم ترکت تراز بالا و تراز پایین است. در این الگو استفاده از سیستم ترکت پس‌رونده به‌جای تراز بالا متداول است. سهولت استفاده از روش پیشروی - پسروی، آن را به پرکاربردترین الگوی چینه‌نگاری سکانسی در صنعت نفت تبدیل کرده است. در این مطالعه، ارتباط بین دو الگوی شرح‌داده‌شدة چینه‌نگاری سکانسی با کیفیت مخزنی سازندهای کنگان و دالان در بخش مرکزی خلیج فارس بررسی می‌شود. هدف نهایی مطالعات چینه‌نگاری سکانسی، تعیین زون‌های مخزنی و غیرمخزنی است؛ درنتیجه، شباهت و رابطة بیشتر بین داده‌های تخلخل و تراوایی در زون‌های تعریف‌شده نشان‌دهندة توانایی بیشتر الگو در جدایش این زون‌ها خواهد بود.

 

زمین‌شناسی منطقه

سازند‌های دالان و کنگان حدود 18 % منابع گازی جهان را درخود جای داده‌اند(Kashfi 2000) . زابو و خردپیر(Szabo & Khradpir 1978) برای نخستین‌بار در سال 1978، سازند دالان را به‌طور دقیق ارزیابی و مطالعه کردند. از آن زمان تاکنون مطالعات فراوانی روی این سازندها در بخش جنوبی ایران و خلیج فارس انجام شده است (Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2009; Tavakoli et al. 2011; Aleali et al. 2013; Enayati-Bidgoli et al. 2014; Tavakoli 2015; Mehrabi et al. 2016). ازلحاظ لیتولوژی، این سازند، مجموعه‌ای از ردیف‌های کربناته - تبخیری است و قسمت اعظم آن شامل دولومیت با میان لایه‌های آهک و انیدریت بوده است و به سه بخش تقسیم می‌شود؛ دالان پاینی: شامل آهک و دولومیت؛ دالان میانی (واحد نار): شامل انیدریت و دولومیت و دالان بالایی: شامل آهک، دولومیت و انیدریت. سازند دالان با یک ناپیوستگی روی سازند فراقون واقع شده و مرز فوقانی آن نیز با سازند کنگان به‌صورت ناپیوسته است (Rahimpour-Bonab et al. 2009). عضو دالان بالایی از پایین به بالا به واحدهای مخزنی K4 و K3 تقسیم می‌شود. سازند کنگان نیز با لیتولوژی مشابه و به‌ترتیب از پایین به بالا با واحدهای K2 و K1 روی سازند دالان قرار دارد. در این مطالعه، واحدهای K4، K3 و بخش پایینی واحد K2 بررسی شده است. محیط رسوبی عضو دالان بالایی یک رمپ کم‌شیب تعریف شده است و فرایندهای دیاژنزی قالب در آن، انحلال و دولومیتی‌شدن را شامل می‌شود (Tavakoli et al. 2011).

 

داده‌ها و روش مطالعه

دویست و چهل متر مغزه از چاه A به‌همراه 700 مقطع نازک، داده‌های چاه‌پیمایی و داده‌های تخلخل و تراوایی حاصل از آزمایش‌های معمول مغزه، داده‌هایی هستند که برای این پژوهش از عضو دالان بالایی در میدان مطالعه‌شده بررسی شده‌اند. داده‌های چاه‌پیمایی شامل پرتو گاما، تخلخل نوترون، چگالی و صوتی هستند. مطالعة مقاطع نازک با میکروسکوپ پلاریزان انجام شده است و اطلاعات بافتی مانند اندازة ذرات، نوع ذرات و فابریک‌های رسوبی، فسیل‌ها و لیتولوژی به دست آمد. برای تعیین نوع لیتولوژی، درصد دولومیتی‌شدن و درصد انیدریت در توالی مطالعه‌شده نیز از این روش استفاده شده است. یک سوم از هر مقاطع نازک برای تشخیص دقیق دولومیت از آهک با محلول آلیزارین رد - اس براساس روش دیکسون رنگ‌آمیزی شدند(Dickson 1965) . برای نام‌گذاری رخساره‌ها از طبقه‌بندی دانهام (Dunham 1962) استفاده شده است. از تلفیق اطلاعات به‌دست‌آمده، رخساره‌های رسوبی، زیرمحیط و محیط رسوبی تعیین شدند. از دادة چاه‌پیمایی گاما برای تشخیص مرزهای چینه‌نگاری سکانسی استفاده شده است. دادة چاه‌پیمای چگالی برای تشخیص وزن مخصوص سازند و یافتن مراحلی از سطح آب دریا که تبخیری‌ها مانند انیدریت نهشته شدند و کمک به تشخیص برخی از سیستم ترکت‌ها مانند تراز پایین استفاده شده است. دادة چاه‌پیمایی صوتی برای تشخیص تخلخل و همچنین در کنار داده‌های چاه‌پیمایی‌ دیگر به تشخیص لیتولوژی کمک می‌کند. چینه‌نگاری سکانسی توالی‌های دالان بالایی براساس نتایج به‌دست‌آمده از مجموع اطلاعات پتروگرافی و آنالیز داده‌های چاه‌پیمایی برای تعیین سطوح چینه‌ای، سیستم ترکت‌ها و رده سکانسی استفاده شده‌ است. باتوجه‌به داده‌های موجود در این پژوهش، سکانس‌های رده سوم جدا شده‌اند. برای ارزیابی کیفیت مخزنی هر سیستم ترکت، نمودارهای تخلخل و تراوایی برحسب عمق و نسبت به یکدیگر رسم شده‌اند و از نتایج به‌دست‌آمده از نمودارها برای انتخاب الگوی چینه‌نگاری مناسب‌ برای عضو دالان بالایی استفاده شده که درنهایت به بررسی نقش چینه‌نگاری سکانسی در توزیع رخساره‌های مخزنی منجر شده است.

 

نتایج

رخساره‌ها و محیط رسوبی

براساس تجزیه و تحلیل پتروگرافی انواع فرایندهای رسوبی که در ایجاد رخساره‌ها نقش داشته‌اند و مجموعه فسیل‌های موجود در نمونه‌ها یازده رخساره تعیین شدند و در چهار محیط رسوبی قرار گرفتند. محیط‌ها از ساحل به‌سمت دریا بدن‌ترتیب هستند: 1- پهنه‌های جذرومدی 2- لاگون 3- سد 4- دریای باز

 

گروه رخساره‌های پهنة جذرومدی

  1. انیدریت لایه‌ای تا توده‌ای (MF1): انیدریت لایه‌ای تا توده‌ای با فراوانی بیش از 80 % انیدریت به‌صورت بلور‌های شعاعی موازی و نیمه‌موازی، لامینه‌های موجی و بلور‌های هم‌بعد هستند که به‌صورت میان لایه‌هایی با دولومادستون دارای نودول‌ها و بلور‌های پراکنده انیدریت تشکیل شده است (شکل‌های 1 و 2، رخساره MF1 در هر دو شکل). این رخساره، لایه‌های کم‌ضخامتی دارد و بیشترین ضخامت لایه‌های انیدریتی در این توالی‌ها 5/. متر است. این رخساره در بخش‌های پایینی واحدهای مخزنی  K4و K3 در سازند دالان بالایی مشاهده می‌شود. این رخساره در سایر بخش‌ها به‌صورت متناوب همراه رخساره‌های مادستونی، دولومادستونی و استروماتولیتی دیده می‌شود. باتوجه‌به ماهیت انیدریتی این رخساره و رخساره‌های همراه آن، این انیدریت‌ها در محیط کم‌عمق بالای جزرومدی رسوب کرده‌اند.
  2. باندستون استروماتولیتی (MF2): رخساره‌های باندستون استروماتولیتی از تناوب لامینه‌های روشن و تیره‌رنگ مسطح و موجی ساخته شده‌اند و قالب‌های تبخیری، نودول‌های انیدریتی، زیست­آشفتگی، فابریک‌های فنسترال و ترک‌های گلی دارند (شکل‌های 1 و2، رخسارة MF2 در هر دو شکل). این رخساره، بیشتر دولومیتی شده است و در آن انیدریت‌های هم‌زمان یا بعد از رسوب‌گذاری دیده می‌شود. رخسارة استروماتولیتی پس از پیدایش موجودات پرسلولی که از آنان تغذیه می‌کرده‌اند بیشتر در محیط‌های بالای جزرومدی دیده می‌شوند.
  3. مادستون تا مادستون انیدریت‌دار (MF3): این رخساره در بیشتر موارد دولومیت ‌شده است وبلورهای ریز تا متوسط دولومیت در آن دیده می‌شود. در بخش‌هایی از نمونه‌ها نودول‌های انیدریت با بافت شعاعی و نمدی مشاهده می‌شوند. توسعة نودول‌های انیدریت و قالب‌های تبخیری گاهی به حدی می‌رسد که تشکیل بافت قفسه مرغی را در بخش سابخایی می‌دهند (Warren 2006). آثاری از قطعات زیستی در این رخساره دیده نمی‌شود؛ اما گاهی ساخت‌های لایه‌بندی، زیست‌آشفتگی و ترک‌های گلی وجود دارد. بلورهای پراکندة انیدریت، نبود قطعات زیستی و دولومیت‌های ریزبلور را دلیل بر نهشت آن در محیط کم‌انرژی با شوری زیاد بخش‌های پهنه جذرومدی و محیط بالای جزرومدی و دیگر محیط‌های تبخیری و شورابه‌ها می‌دانند (Flugel 2004). این رخساره در عضو دالان با پراکندگی متوسط در واحدهای K3 و K4 گسترش دارد؛ اما در واحد K3 فراوانی بیشتری دارد. این رخساره همراه رخساره‌های دیگر منطقة بین جزرومدی و بالای جزرومدی به‌صورت میان لایه مشاهده می‌شود (شکل‌های 1 و2، رخسارة MF3 در هر دو شکل).

 

گروه رخساره‌ای لاگون

  1. وکستون تا پکستون بایوکلستی (MF4): این رخساره در محیط نیمه‌‌بسته با انرژی آرام تا متوسط در لاگون دریای باز نهشته شده است. رخسارة وکستون تا پکستون بایوکلستی، آلوکم‌های پلوئید، جلبک سبز، فرامینیفر و گاستروپود دارد و بر فعالیت میکروبی و میکرایتی آلوکم‌ها به‌شدت تأثیر گذاشته است؛ به‌طوری‌که بیشتر دانه‌ها به‌طور کامل میکرایتی شده‌اند که تأثیر زون نوری در این محیط را نشان می‌دهند. جورشدگی در این رخساره، متوسط تا پایین است. آثار زیست‌آشفتگی به‌صورت باروینگ عمودی و مورب در این رخساره دیده می‌شود. این رخساره در واحد K4 در تناوب با سدهای گرینستونی و پکستونی و در واحد K3 به‌صورت میان لایه با رخساره‌های گل غالب تشکیل شده است. باتوجه‌به ماهیت گل پشتیبان‌بودن و حضور موجودات لاگونی (مانند میلیولید)، این رخساره به محیط لاگون نسبت داده می‌شود (شکل‌های 1 و2، رخسارة MF4 در هر دو شکل).
  2. مادستون (MF5): رخسارة مادستونی، مقدار جزئی پلوئید، زمینة ‌میکرایتی، زیست‌آشفتگی و به میزان کم، فرامنیفر‌های لاگون دارد. نبود ساخت‌های جریانی و آثار خروج از آب به همراه زیست‌آشفتگی فراوان به‌صورت بارووینگ عمودی، مورب و افقی و کمبود ذرات زیستی نشان‌دهندة چرخش آب محدود در محیط ته‌نشست این رخساره است (Elrik & Read 1991). حضورنداشتن تبخیری‌ها به‌علت دوری از شورابه‌های تبخیری و محلول‌های دولومیت‌ساز، همگی از نشانه‌های رسوب‌گذاری در انرژی آرام با گردش محدود آب است و به همین سبب محیط لاگون تا جزرومدی به آن نسبت داده می‌شود. این رخساره در تناوب با رخسارة گرینستونی دیده می‌شود و بیشترین گسترش آن به واحد K3 مربوط است؛ اما در بخش پایینی K4 نیز به تناوب دیده می‌شود (شکل‌های 1 و2، رخسارة MF5 در هر دو شکل).


 

 

شکل 1- رخساره‌های مشاهده‌شده روی نمونه‌های مغزه در میدان مطالعه‌شده. MF1: انیدریت لایه‌ای تا توده‌ای، MF2: باندستون استروماتولیتی، MF3: مادستون تا مادستون انیدریت‌دار، MF4: وکستون تا پکستون بایوکلستی، MF5: مادستون، MF6: گرینستون اائیدی، MF7: گرینستون بایوکلستی، MF8: گرینستون بایوکلستی - اینتراکلاستی و MF9: مادستون فسیل‌دار تا وکستون بایوکلستی.

 

 

شکل ٢- رخساره‌های مشاهده‌شده در مقاطع نازک در میدان مطالعه‌شده. MF1: انیدریت لایه‌ای تا توده‌ای، MF2: باندستون استروماتولیتی، MF3: مادستون تا مادستون انیدریت‌دار، MF4: وکستون تا پکستون بایوکلستی، MF5: مادستون، MF6: گرینستون اائیدی، MF7: گرینستون بایوکلستی، MF8: گرینستون بایوکلستی -  اینتراکلاستی و MF9: مادستون فسیل‌دار تا وکستون بایوکلستی.

 


گروه رخساره‌ای سدهای زیر آبی

  1. گرینستون اائیدی (MF6): به‌طور عمده این رخساره، اائید‌های هم‌مرکز را شامل می‌شود. قطعات زیستی و پلوئید نیز در این رخساره با فراوانی کمتر از 10 % وجود دارد. جورشدگی، گردشدگی و گسترش زیاد سیمان دریایی هم‌ضخامت و تیغه‌ای نشان‌دهندة وجود امواج و جریان‌های پرانرژی و ورود و خروج زیاد آب است. ضخامت این رخساره در بعضی مناطق به 6 متر می‌رسد. انواعی از گرینستون‌های اائیدی تا مخلوط گرینستون پلوئیدی اائیدی یا مخلوط گرینستون‌های بایوکلستی اائیدی در بخش‌های مختلف عضو مطالعه‌شده مشاهده می‌شوند. نبود میکرایت، آثار فرسایشی در دانه‌های سازنده، جورشدگی و گردشدگی خوب همراه ساخت‌های رسوبی مانند لایه‌بندی مورب در مقیاس نمونه دستی، انرژی مداوم و بالا را در زمان تشکیل این رخساره تأیید می‌کند (Tucker & Wright 1990). میکرایتی‌شدن با موجودات میکروبی، پدیدة رایجی است که در دورة آرامش محیط گسترش زیادی داشته و بیشتر به‌صورت پوشش میکرایتی، اائیدها را فراگرفته است. در بسیاری از موارد، میکرایتی‌شدن همراه از بین‌بردن بافت اولیه، شکل ظاهری و غالب دانه را حفظ کرده است. در برخی موارد شورابه‌های دولومیت‌ساز به‌طور انتخابی دانه‌های اائید را دولومیتی کرده‌اند. گسترش سیمان دریایی هم‌ضخامت در این رخساره از فشردگی دانه‌ها جلوگیری کرده و از عوامل مهم توسعة تخلخل بین دانه‌ای در گرینستون‌ها است. مجموعه موارد گفته‌شده، محیط سد زیر آبی را برای این رخساره نشان می‌دهد. بخش اعظم واحد K4 از چنین رخساره‌ای تشکیل شده است (شکل‌های 1 و 2، رخسارة MF6 در هر دو شکل). باتوجه‌به کیفیت مخزنی درخور ملاحظه و حضورنداشتن انیدریت در بخش اائیددار سازند دالان (بخش بالایی واحد K4)، این سدها دور از ساحل تشکیل شده‌اند.
  2. گرینستون بایوکلستی (MF7): این رخساره با بافت گرینستونی، بیشتر بایوکلاست‌های فرامنیفرها، نرم‌تنان، گاستروپود، جلبک سبز، بریوزوئر، براکیوپودها و خرده‌های اکینودرم را شامل می‌شود. در این رخساره به مقدار کم اینتراکلست و پلوئید نیز به چشم می‌خورد. میکرایتی‌شدن، گسترش زیادی دارد و بیشتر دانه‌ها یا به‌طور کامل میکرایتی شده‌اند یا پوشش میکرایتی دارند. دولومیتی‌شدن و آثار زیست‌آشفتگی نیز کم‌وبیش دیده می‌شوند. وجودنداشتن گل آهکی در این رخساره که نشان‌دهندة انرژی بالا و مداوم در زمان رسوب‌گذاری است و نیز حضور سیمان‌های کلسیتی نشان می‌دهد این رخساره در محیط پرانرژی سدی نهشته شده است (شکل‌های 1 و 2، رخسارة MF7 در هر دو شکل).
  3. گرینستون بایوکلستی - اینتراکلاستی (MF8): این رخساره حاوی آلوکم‌های دانه درشت، فرامنیفر‌ها، نرم‌تنان، جلبک سبز، بریوزوئر، اکینودرم، براکیوپود‌ها، اینتراکلست و پلوئید است. آثار فعالیت‌های میکروبی و میکرایتی‌شدن در دوره‌های آرامش توسعه یافته است. در این رخساره، ساخت‌های رسوبی نظیر لایه‌بندی مورب مسطح و لایه‌بندی دیده می‌شود. این رخساره در واحد K4 به‌طور متناوب همراه سدهای اائیدی و در برخی موارد همراه رخساره‌های پکستونی دیده می‌شود. وجود اینتراکلاست‌های گردشده در کنار اائیدهای هم‌مرکز، زمینة بدون گل، توسعة سیمان‌های دریایی و کاهش میزان پلوئیدها نشان دهندة تشکیل این رخساره در محیط پرانرژی بخش مرکزی تا رو به دریای سدها است. بلوغ بافتی بالا و توسعة سیمان‌های دریایی نشان‌دهندة رسوب‌گذاری در شرایط کاملاً پرانرژی با گردش زیاد آب در حاشیة رو به دریای سدهای زیر آبی است (شکل‌های 1 و 2، رخسارة MF8 در هر دو شکل).

 

رخسارة دریای باز

  1. مادستون فسیل‌دار تا وکستون بایوکلستی (MF9): این رخساره‌ در میدان مطالعه‌شده، فراوانی اندکی داشته‌اند و بافت وکستون تا مادستون و فسیل‌های براکیوپود، بریوزوئر، فرامنیفرهای با دیوارة هیالین و استراکود و خرده‌های کرینویید در یک زمینة گلی دارند. میزان کم دانه‌های اسکلتی، وجودنداشتن تبخیری‌ها و ساختمان‌های حاصل از امواج و جریان‌ها نشان‌دهندة محیط کم‌انرژی، دور از ساحل و زیر سطح اساس امواج طوفانی دریا است (Flugel 2004). بیشترین میزان گسترش این رخساره در بخش میانی واحد مخزنی K3 بوده است که در تناوب با رخسارة وکستون تا پکستون بایوکلاستی دیده می‌شود و نشان‌دهندة عمیق‌ترین رخساره در بین رخساره‌های عضو‌ دالان بالایی است. حضورنداشتن موجودات کف‌زی و آثار سوزن اسفنج، تشکیل در شرایط بی‌اکسیژنی تا کم‌اکسیژنی یک محیط آرام با گردش محدود آب در زیر سطح اساس طوفانی امواج را نشان می‌دهد که به رمپ میانی نسبت داده می‌شود (شکل‌های 1 و 2، رخسارة MF9 در هر دو شکل).

 

تغییرات کیفیت مخزنی

داده‌های تخلخل و تراوایی سازند دالان بالایی طبق بررسی نمودارهای رسم‌شده (شکل 3) نشان می‌دهد واحد K4، تخلخل و تراوایی بالاتری نسبت به واحد K3 دارد. میانگین تخلخل در واحد K4 12 % و تراوایی 11 میلی دارسی است و بخش پایینی این واحد نسبت به بخش بالایی تراوایی بیشتری دارد. میانگین تخلخل در واحد K3 2/3 % و تراوایی 2/2 میلی دارسی است. واحد K3 برخلاف واحد K4 در بخش پایینی نسبت به بخش بالایی، تخلخل و تراوایی پایین‌تری دارد (شکل3).

 

 

شکل 3- توزیع داده‌های تخلخل و تراوایی در چاه مطالعه‌شده

 


بحث

چینه‌نگاری سکانسی و تغییرات کیفیت مخزنی

چینه‌نگاری سکانسی به شناسایی و پیشگویی توزیع کیفیت مخزنی تحت کنترل رخساره قادر است (Vail et al. 1977; Van Wagoner et al. 1988; Catuneanu 2006; Embry 2009; Slatt (2013; Zecchin and Catuneanu 2015. این ارتباط پیش از این روی سازندهای کنگان و دالان در ایران نیز به اثبات رسیده است(Asadi-Eskandar et al. 2013; Enayati-Bidgoli and Rahimpour-Bonab 2016). فرایندهای دیاژنزی نیز که از الگوی رسوبی اولیه تبعیت می‌کنند (همانند دولومیتی‌شدن در مراحل اولیة دیاژنزی و انحلال جوی) در چارچوب چینه‌نگاری سکانسی پیگیری و پیشگویی می‌شوند(Catuneanu 2006; (Embry 2009; Slatt 2013; Zecchin and Catuneanu 2015. در این مطالعه با درنظرداشتن روش‌های مختلف چینه‌نگاری سکانسی از دو روش چینه‌نگاری سکانسی پیشروی ـ پسروی و روش اکسون (سه سیستم ترکتی) استفاده شده است که از روش‌های متداول هستند. سکانس‌های تعیین‌شده در الگوهای مختلف از پایین به بالا شرح داده می‌شود.

 

الگوی اکسون

سکانس اول ((UDS2: سه سیستم ترکت تراز پایین، پیش‌رونده و تراز بالا را شامل می‌شود. نهشته‌های تبخیری قاعدة این سکانس به همراه وجود رخساره‌های پهنة جزرومد‌ی (MF1, (MF3 و افزایش دادة چاه‌پیمایی گاما نشان‌دهندة پایین‌ترین سطح آب دریا و وجود مرز سکانسی است. رخسارة غالب در این بخش، انیدریت و مادستون همراه انیدریت (MF3) است که به‌سمت انتهای این بخش تا رخساره‌های لاگونی نیز می‌رسد. نگار‌ چگالی از ابتدا تا انتهای این سیستم ترکت و رسیدن به مرز پیش‌رونده، روند کاهشی نشان می‌دهد. سیستم ترکت پیش‌رونده با ضخامت 54 متر در چاه A بعد از نهشت آخرین لایة انیدریتی قرار دارد که نشان‌دهندة شروع پیش‌روی سطح آب دریاست. رخساره‌ها از ابتدا رو به انتهای این سیستم ترکت، روند عمیق‌شوندگی را تا مرز حداکثر غرق‌آبی نشان می‌دهند که با رخساره‌های دریای باز مشخص می‌شود (Flugel 2010). بخش اعظم این سیستم‌ ترکت را رخساره‌های سدی (MF6, (MF7 تشکیل می‌دهد که در زمان بالاآمدن سطح آب دریا و روی پلتفرم کم‌عمق پرمین پایانی نهشته شده است. انتهای این بخش با افزایش مشخص در لاگ گاما شناسایی می‌شود. سیستم ترکت تراز بالا به مرز بین واحد‌های K4 و K3 ختم می‌شود. رخساره‌ها از پایین تا انتهای این سیستم ترکت، روند کم‌عمق‌شونده نشان می‌دهند؛ به‌طوری‌که در بخش‌های پایینی، برتری با رخساره‌های گل‌غالب لاگونی (MF5) تا دانه‌غالب (MF6, MF7) سدی است؛ درحالی‌که بخش‌های بالاتر با نهشت انیدریت، رخساره‌های مربوط به پهنة جزرومدی (MF1, (MF3 و افزایش چشمگیر نگار چگالی مشخص می‌شود. انتهای این بخش با کاهش نگار گاما مشخص می‌شود و شروع سکانس بعدی با افزایش مشخص در این نگار همراه است. این سیستم ترکت بلافاصله بعد از واحد نار قرار دارد؛ ازاین‌رو میزان انیدریت در آن بالا بوده و این موضوع دلیل اصلی کاهش کیفیت مخزنی آن است. باتوجه‌به دولومیتی‌شدن زیادی که در این بخش مشاهده می‌شود، میزان تراوایی افزایش یافته است. انیدریت‌های این بخش از نوع اولیه و ثانویه هستند (Aleali et (al. 2013. فرایندهای دیاژنزی اصلی انیدریتی‌شدن به‌خصوص در بخش پایینی و بالایی و دولومیتی‌شدن در بخش پایینی و میانی است. بالابودن دادة‌ چاه‌پیمایی چگالی در این بخش و کاسته‌شدن از میزان آن به‌سمت سیستم ترکت پیش‌رونده این موضوع را تأیید می‌کند (شکل 4). باتوجه‌به شکل، نمودار نوترون نیز روند افزایش تخلخل را به‌سمت بالا در این سیستم ترکت نشان می‌دهد. داده‌های تخلخل و تراوایی مربوط به این بخش نشان می‌دهد بیشتر داده‌های تخلخل کمتر از 5 % و داده‌های تراوایی، بیشتر 01/0 تا 1/0 میلی دارسی هستند و کیفیت مخزنی این سیستم ترکت، بسیار پایین است (شکل 5).

سیستم ترکت پیش‌رونده در بیشتر الگوهای موجود سکانسی یکسان تعریف می‌شود (Catuneanu 2006). باتوجه‌به افزایش عمق آب در این بخش از میزان انیدریت کاسته شده است و درصورت وجود به‌صورت سیمان پراکنده دیده می‌شود. به‌همین‌دلیل، دادة‌ چاه‌پیمایی چگالی نسبت به واحد LST کاهش نشان می‌دهد (شکل 4). کاسته‌شدن از مقدار انیدریت و دولومیتی‌شدن گسترده در این بخش به همراه سیمان‌های دریایی که به حفظ تخلخل اولیه کمک کرده است کیفیت مخزنی بالای آن را سبب شده است. با نزدیک‌شدن به مرز MFS به‌دلیل گسترش رخساره‌های گل پشتیبان از کیفیت مخزنی آن کاسته شده ‌است. بیشتر داده‌های تخلخل، بیشتر از 5 % و داده‌های تراوایی 1/0 تا 100 میلی دارسی هستند
(شکل 5).

 

 

شکل 4- ستون سنگ‌شناسی، رخساره‌ها، داده‌های چاه‌پیمایی، محیط رسوبی و سکانس‌های تعیین‌شده در چاه مطالعه‌شده. مقایسة دو روش در این شکل امکان‌پذیر است.

 

 

در سیستم ترکت تراز بالا، بخش پایینی، رخساره‌های پرانرژی و تخلخل تراوایی بالا دارد و در بخش بالایی، رخساره‌های کم‌انرژی همراه انیدریت ظاهر می‌شوند و تخلخل و تراوایی در این بخش پایین است. با پایین‌آمدن سطح آب دریا فرایندهای دیاژنزی جوی، انحلال‌های قالبی در اائیدها و فسیل‌ها و انحلال‌های حفره‌ای را سبب می‌شود (Moore, 2013). این امر افزایش تخلخل و درنتیجه کیفیت مخزنی بالای این بخش را موجب شده است. با نزدیک‌شدن به مرز سکانسی بین واحد‌های K4 و K3 با نهشت انیدریت از کیفیت مخزنی کاسته می‌شود. نمودار چگالی نیز از ابتدای این بخش تا نزدیکی مرز سکانسی روند کاهشی نشان می‌دهد؛ اما در نزدیکی مرز سکانسی به‌علت نهشت انیدریت به میزان چشمگیری افزایش می‌یابد. در این واحد، داده‌ها و نمودار‌های تخلخل - تراوایی نشان می‌دهد بیشتر داده‌های تخلخل در محدودة 10 تا 30 % و بیشتر داده‌های تراوایی 1 تا 100 میلی دارسی هستند (شکل 5).

سکانس دوم :(UDS1) سه سیستم ترکت تراز پایین، پیش‌رونده و تراز بالا را شامل می‌شود. سیستم ترکت تراز پایین با ضخامت 22 متر در قاعده با یک مرز سکانسی آغاز می‌شود. این بخش با نهشت انیدریت، رخساره‌های مربوط به پهنة جزرومدی، افزایش نگار گاما و چگالی (بیشینه) شروع شده است و به ضخیم‌ترین رخساره‌های پهنة جزرومدی ختم می‌شود. اگرچه رخساره‌های جزرومدی و سدی در این بخش غالب هستند، در میانة این بخش، رخساره‌های عمیق با فراوانی اندک دیده می‌شوند که نشان‌دهندة تغییرات سطح آب دریا درون این بخش است. افزایش نگار گاما در این بخش به فراوانی استیلولیت‌ها نسبت داده شده است(Mehrabi et al., (2016. سیستم ترکت پیش‌رونده با ضخامت 5/30 متر بین شروع پیشروی سطح آب دریا و ضخیم‌ترین رخساره‌های سدی قرار می‌گیرد. رخساره‌های غالب در این بخش، وکستون / پکستون بایوکلاستی (MF4) و مادستون لاگونی (MF5) را شامل می‌شوند. در طول این سیستم ترکت، دادة نگار چگالی مقدار بالایی دارد؛ اما تغییرات آن محسوس نیست. نگار گاما نیز مقادیر پایینی را نشان می‌دهد. سیستم ترکت تراز بالا با ضخامت 5/53 متر با تناوبی از رخساره‌های لاگون(MF4, MF5) و سد (MF6, MF7) به رخساره‌های سدی (گرینستون اائیدی که در شرایط خاص مرز همراه با پلوئید مشاهده می‌شود) ختم شده که مرز سکانسی بین دالان بالایی و کنگان نیز است. نگار گاما در سرتاسر این بخش، مقادیر بالایی را نشان می‌دهد. تغییرات گاما در مرز سازندهای دالان و کنگان در بخش مرکزی خلیج فارس پیش از این، مطالعه (Tavakoli (and Rahimpour-Bonab 2012 و به تغییرات عنصر اورانیوم نسبت داده شده است.

داده‌های تخلخل و تراوایی مربوط به سیستم ترکت تراز پایین این سکانس نشان می‌دهد کیفیت مخزنی این بخش پایین است (شکل 5). از فرایندهای دیاژنزی این بخش، گسترش سیمان‌های انیدریتی، دولومیتی‌شدن و انحلال به مقدار جزئی هستند. گسترش انیدریت، گل پشتیبان‌بودن رخساره‌ها و نبود گسترش انحلال جوی دلایل عمدة کیفیت مخزنی پایین این بخش هستند. میزان چگالی نیز از پایین به‌سمت بالای این واحد به‌دلیل کاهش میزان انیدریت به‌سمت مرز Ts روند کاهشی دارد. داده‌های تخلخل کمتر از 5 % و داده‌های تراوایی 01/0 تا 1/0 میلی دارسی هستند (شکل 5).

کیفیت مخزنی سیستم ترکت پیش‌رونده مانند واحد قبل، پایین و نسبت به واحد مشابه خود در K4 کیفیت خوبی ندارد. در زمان نهشته‌شدن واحد K3، میزان انیدریت باتوجه‌به نوع محیط رسوبی این واحد، بیشتر و کیفیت مخزنی پایین‌تر است (Mehrabi et al., 2016). علاوه‌بر این برتری، رخساره‌های گل پشتیبان در این واحد، کیفیت مخزنی آن را کاهش داده‌اند (Tavakoli et al., 2011). میزان چگالی در طول این سیستم ترکت نیز به‌همین‌علت مقدار بالا و ثابتی دارد (شکل 4). در این سیستم ترکت، تخلخل، بسیار پایین (اغلب کمتر از 3 درصد) و تراوایی 01/0 و 1میلی دارسی است (شکل 5).

در سیستم ترکت تراز بالای این سکانس، روند افزایشی تخلخل و تراوایی از پایین به بالا مشاهده می‌شود. مرز بالایی این سیستم ترکت، مرز سکانسی بین سازندهای دالان و کنگان است که آثار دیاژنز جوی در آن قابل مشاهده است. این آثار پیش از این در این منطقه (Rahimpour-Bonab et al. 2009; (Tavakoli et al. 2011 و نیز در سایر نقاط جهان (Retallak and Krull 1999; Krull and Retallak 2000; Sheldon 2006; Payne et (al. 2007 مشاهده شده است. خروج از آب، انحلال‌ جوی و افزایش کیفیت مخزنی بخش بالایی این سیستم ترکت را سبب شده است. در میانه و بخش ابتدایی این سیستم ترکت، انیدریتی‌شدن پدیدة غالب است. در بخش بالایی به‌دلیل ورود آب‌های جوی و گسترش انحلال، این پدیده گستردگی کمتری دارد (Aleali et al. 2013) و به‌همین‌دلیل دادة چاه‌پیمایی چگالی نیز از پایین این سیستم ترکت به‌سمت بالا روند کاهشی دارد (شکل 4). در بخش پایینی، بیشتر داده‌ها تخلخل 0 تا 5 % و تراوایی 1/0 تا 1 میلی دارسی هستند؛ اما در بخش بالایی، داده‌های تخلخل 10 تا 20 % و تراوایی 1 تا 10 میلی‌دارسی هستند (شکل 5).

 

 

شکل 5- توزیع داده‌های تخلخل و تراوایی در سیستم ترکت‌های مختلف در روش اکسون

 

 

باتوجه‌به داده‌های موجود به‌دلیل نبود شواهد کافی تعیین نشد. در رمپ‌های مناطق گرم‌ومرطوب امکان ایجاد پدیدة انحلال و کارستی‌شدن و تشکیل افق خاک در این مرحله از تغییرات سطح آب دریا وجود دارد و جدایش این سیستم ترکت با شواهد موجود انجام‌شدنی است(Tucker and Garland, 2010)؛ اما در رمپ‌های مناطق گرم‌وخشک مانند محیط سازند دالان (Insalaco et al. 2006) در بخش‌های خارج‌شده از آب، انحلال و کارستی‌شدن چشمگیری صورت نمی‌گیرد و جدایش سیستم ترکت حاشیة شلف امکان ندارد (Moore 2013).

 

الگو پیشروی ـ پسروی

در این الگو مرز سکانسی در بخش پایینی سیستم ترکت پیش‌رونده قرار می‌گیرد و مرز بالایی این واحد نیز همانند سیستم قبلی به‌عنوان حداکثر سطح غرق‌آبی تعیین می‌شود؛ درنتیجه مرز سکانسی این دو واحد، متفاوت اما حداکثر سطح غرق‌آبی در هر دو یکسان است. باتوجه‌به اینکه در سکانس‌های دو الگو، بخش پیش‌رونده کاملاً یکسان است و نیز سیستم ترکت تراز پایین سکانس پایینی بخش مطالعه‌شده، نمودار یکسانی با سکانس قبلی دارد، تغییرات کیفیت مخزنی هر سکانس در یک عنوان بررسی می‌شوند.

 

سیستم ترکت پس‌رونده مشترک با عضو نار

این سیستم ترکت به‌طور کامل در عضو دالان بالایی قرار ندارد و بخش پایینی آن عضو نار است. این بخش روند عمیق‌شوندگی به‌سمت بالا نشان می‌دهد که با تبدیل از انیدریت نار به انیدریت دولومیتی و سپس دولومیت انیدریتی در بخش پایینی عضو دالان بالایی مشخص می‌شود. مقدار بالای انیدریت در این بخش دیده می‌شود که به‌سمت مرز ابتدای سطح پیش‌رونده کاهش می‌یابد. نگار چگالی نیز روند مشابهی را نشان می‌دهد. در این واحد، رخساره‌های مربوط به پهنة جزرومدی و لاگون فراوان است و در انتها نیز مقداری رخسارة سدی چسبیده به ساحل در آن دیده می‌شود (شکل 4).

مرز بالایی این بخش بر بخش بالایی UDS2-LST منطبق است؛ اما بخش پایینی آن در واحد نار قرار دارد. باتوجه‌به اینکه واحد نار به‌طور کامل از انیدریت تشکیل شده است، داده‌های چاه‌پیمایی و تخلخل و تراوایی از آن در دسترس نیست؛ اما باتوجه‌به ماهیت انیدریتی، بدون شک کیفیت مخزنی پایینی دارد. باتوجه‌به نبود داده، نمودار پراکندگی تخلخل - تراوایی آن بر نمودار USD2-LST منطبق خواهد بود؛ اما باید توجه داشت که داده‌هایی با کیفیت مخزنی بسیار پایین در آن وجود دارد. باتوجه‌به اینکه دو نمودار ذکرشده یکی هستند از تکرار شکل آن خودداری می‌شود.

سکانس اول (UDS2): دو سیستم ترکت پیش‌رونده و پس‌رونده را شامل می‌شود. سیستم ترکت پیش‌رونده با ضخامت 36 متر از آخرین لایة انیدریتی تا پایان ضخیم‌ترین رخسارة دریای باز ادامه دارد. در طول این سیستم ترکت، نگار چگالی از ابتدا تا انتها روند کاهشی نشان می‌دهد که نشان‌‌دهندة افزایش عمق و کاهش انیدریت است. انتهای این بخش با افزایش مشخص در نگار گاما مشخص می‌شود. سیستم ترکت پس‌رونده به ضخامت 125 متر از رخساره‌های دریای باز آغاز می‌شود و به آخرین رخساره‌های کم‌عمق و سطح پیش‌رونده ختم می‌شود. در طول این سیستم ترکت، داده نگار چگالی دو روند را نشان می‌دهد؛ بخش اول آن روند کاهشی (رسیدن به رخساره‌های عمیق) و بخش دوم آن روند افزایشی (افزایش مقدار انیدریت در انتهای این سیستم ترکت) دارد. نگار گاما نیز در این بخش رفتار دوگانه‌ای دارد، بدین‌صورت که تا مرز پرمین ـ تریاس، این نگار اعداد کمی را نشان می‌دهد؛ اما با رسیدن به این مرز افزایش می‌یابد و این افزایش تا پایان این سیستم ترکت ادامه دارد. بخشی از این سیستم ترکت در واحد K4 و بخشی از آن درK3 قرار دارد (شکل 4).

سیستم ترکت پیش‌رونده این سکانس با سکانس پایینی الگوی اکسون یکسان است. نمودار پراکندگی داده‌های تخلخل در برابر تراوایی سیستم ترکت تراز بالای این سکانس در شکل 6 دیده می‌شود. همان‌طورکه مشاهده می‌شود داده‌ها در این نمودار به دو بخش تقسیم شده است: بخشی از آن مشابه UDS2-HST در سکانس قبلی است که کیفیت مخزنی بالایی را نشان می‌دهد؛ اما بخش دیگری به آن اضافه شده است که مشابه UDS1-LST است. این امر بدیهی است؛ زیرا سیستم ترکت تراز پایین در سیستم اکسون بخشی از سیستم ترکت تراز بالای سکانس قبلی در سیستم پیشروی ـ پسروی است. به‌همین‌سبب کیفیت مخزنی دوگانه در این سیستم ترکت دیده می‌شود.

سکانس دوم (UDS1): این سکانس، سیستم ترکت پیش‌رونده و پس‌رونده را شامل می‌شود. بخش پایین سیستم ترکت پیش‌رونده با ضخامت 5/30 متر در واحد K3 قرار دارد. رخساره‌ها در طول این سیستم ترکت رو به بالا روند عمیق‌شوندگی نشان می‌دهند و دادة نگار چگالی روند ثابتی دارد. این سیستم ترکت روی نگار گاما با یک منطقة کاهشی مشخص است؛ بدین‌ترتیب که مقادیر پایین این نگار در این بخش با دو افزایش در سیستم ترکت‌های بالا و پایین جدا شده است. سیستم ترکت پس‌رونده به‌طور کامل در واحد K3 و عضو دالان بالایی قرار نمی‌گیرد و بخشی از آن وارد سازند کنگان می‌شود. این سیستم ترکت با رخساره‌های سدی آغاز می‌شود و نگار چگالی در آن روند کاهشی نشان می‌دهد (شکل 4).

سیستم ترکت پیشروی این سکانس با سکانس بالایی الگوی اکسون یکسان است. بخش تراز بالا باتوجه‌به اینکه بخش تراز پایین سکانس بعدی را شامل خواهد شد، وارد بخش قاعده‌ای سازند کنگان می‌شود. باتوجه‌به حضور رخساره‌هایی با سیمان کلسیتی زیاد و ساخت‌های میکروبی متراکم، این بخش تخلخل و تراوایی بسیار اندکی دارد و درنتیجه داده‌هایی با کیفیت مخزنی پایین به نمودار پراکندگی داده‌های تخلخل و تراوایی اضافه می‌شود (شکل 6). گفتنی است سطح آب دریا در انتهای پرمین در بخش مرکزی خلیج فارس طبق مطالعات قبلی به حداقل خود می‌رسد (Rahimpour-Bonab et al. 2009; Tavakoli 2015) و درنتیجه مرز بین سازندهای کنگان و دالان طبق الگوی اکسون، مرز سکانسی است؛ ولی باتوجه‌به اینکه مرز سکانسی در الگوی پیشروی - پسروی بر مرز شروع پیشروی سریع منطبق است، بخشی از سیستم ترکت تراز بالای سکانس بالایی دالان در سازند کنگان قرار دارد.

 

 

 

شکل 6- توزیع داده‌های تخلخل و تراوایی در سیستم ترکت‌های روش پیشروی ـ پسروی

 

 


مقایسه کیفیت مخزنی در دو الگو

همان‌طورکه ذکر شد تفاوت اصلی دو الگوی استفاده‌شده در جدایش سیستم ترکت تراز پایین در الگوی اکسون است. باتوجه‌به اینکه چینه‌نگاری سکانسی برای جدایش واحدهای مخزنی به کار گرفته می‌شود، الگویی که بتواند این تغییرات را بهتر نشان دهد، کاربرد بیشتری در صنعت نفت خواهد داشت. جدایش واحدهای مخزنی براساس تغییرات تخلخل و تراوایی در آنان مشخص می‌شود؛ بنابراین درصورتی‌که داده‌های مخزنی تخلخل و تراوایی در سیستم ترکت تراز پایین متفاوت از سیستم ترکت پیش‌رونده باشد، این بخش باید در مطالعات سکانسی جدا شود. طبق شکل 5، هردو سیستم ترکت تراز پایین، تخلخل و تراوایی پایینی دارند. مقایسة شکل‌های 5 و 6 نشان می‌دهد چنانچه این دو بخش به سیستم ترکت تراز بالا اضافه شوند، بخش مجزایی را در نمودار تخلخل و تراوایی مشخص می‌کنند. به‌عبارت‌دیگر نمودار تراز بالا در سیستم پیشروی - پسروی به دو بخش متفاوت تقسیم می‌شود که مطالعة حاضر نشان می‌دهد این بخش همان داده‌های مخزنی سیستم ترکت تراز پایین است. متوسط تخلخل در سیستم ترکت تراز پایین سکانس UDS2 برابر با 9/3 % و متوسط تراوایی 09/0میلی‌دارسی است؛ درحالی‌که این اعداد در سیستم ترکت تراز بالای این سکانس 21 درصد و 1/9 میلی‌دارسی است. بدین‌ترتیب در سکانس UDS1، اعداد در سیستم ترکت تراز پایین به‌ترتیب 8/2 % و 08/0 میلی‌دارسی و در تراز بالا 5/6 % و 9/0 میلی‌دارسی است که تفاوت چشمگیری را نشان می‌دهد. درنتیجه، چنانچه در مطالعات مشابه، این بخش در زون‌بندی‌های مخزنی جدا شود، چینه‌نگاری سکانسی، فرایند مناسبی برای زون‌بندی‌های مخزنی خواهد بود. ممکن است این امر درخصوص توالی‌هایی با ماهیت سنگ‌شناسی و مخزنی متفاوت با این مطالعه، متفاوت باشد(Tucker and Garland 2010).

 

نتیجه‌

  • با مطالعات انجام‌گرفته روی مقاطع نازک 9 رخساره تعیین شد که در چهار محیط رسوبی (پهنة جزرومدی، لاگون، سد و دریای باز) نهشته شده‌اند.

         ·             باتوجه‌به داده‌های تخلخل تراوایی و موارد ذکرشده در بخش تغییرات کیفیت مخزنی واحد K4، کیفیت مخزنی بهتری نسبت به K3 دارد. در زمان نهشت واحد K3، سطح نسبی آب دریا نسبت به زمان نهشت K4 پایین‌تر بوده و نهشت گستردة تبخیری‌ها و رخساره‌های گل‌غالب و کاسته‌شدن از کیفیت مخزنی این واحد را سبب شده است. بخش پایینی K4 به‌صورت گسترده، دولومیتی شده است. واحد K3 برعکس واحد K4 در بخش بالایی، کیفیت مخزنی بهتری دارد.

         ·             در سکانس پایینی (UDS2)، دالان بالایی در الگوی اکسون سیستم ترکت تراز پایین باتوجه‌به داده‌های تخلخل تراوایی ارائه‌شده، کیفیت مخزنی پایینی دارد. سیستم ترکت پیش‌رونده، کیفیت مخزنی مناسبی دارد. سیستم ترکت تراز بالا نیز کیفیت مخزنی خوبی دارد.

         ·             در سکانس بالایی (UDS1) در الگوی اکسون سیستم ترکت تراز پایین، کیفیت مخزنی مناسبی ندارد. در سیستم ترکت پیش‌رونده، کیفیت مخزنی به‌علت نهشت تبخیری‌ها و رخساره‌های گل‌غالب در این سیستم ترکت بسیار پایین است. در سیستم ترکت تراز بالا (به‌خصوص در بخش بالایی آن) کیفیت مخزنی خوبی وجود دارد. مرز بالایی این سیستم ترکت، مرز سکانسی بین دالان و کنگان است که در آن بخش آثار مربوط به دیاژنز جوی مشاهده می‌شود. خروج از آب، انحلال‌های گستردة جوی و افزایش کیفیت مخزنی بخش بالایی این سیستم ترکترا سبب شده است.

         ·             در الگوی اکسون برخلاف الگوی پیشروی ـ پسروی، سیستم ترکت تراز پایین از سیستم ترکت تراز بالا با کیفیت مخزنی متفاوت جدا شده است و هر کدام یک سیستم ترکت مستقل در نظر گرفته شده‌اند. به‌این‌دلیل در این مطالعه، الگوی چینه‌نگاری اکسون، الگوی مناسب برای عضو دالان بالایی در نظر گرفته شده است. سیستم ترکت‌های تراز پایین و تراز بالا در هر دو سکانس تعیین‌شده، کیفیت مخزنی متفاوتی دارند. پس یکسان درنظرگرفتن و قراردادن این رسوبات در یک واحد از نگاه کیفیت مخزنی، دقت مطالعات مخزنی را کاهش خواهد داد.

Adabi M.H. and Asadi Mehmandosti E. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang _ E Rashid area, Izeh, S.W. Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33: 267_277.

Adabi M.H. Salehi M.A. and Ghabeishavi A. 2010. Depositional environment, sequence stratigraphy and geochemistry of Lower Cretaceous carbonates (Fahlian Formation), South_west Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 39: 148-160.

Aghanabati S.A. 2009. Encyclopedia of Iran Stratigraphy. Geological Survey and Mineral Explorations of Iran, 727p.

Ahmad A.H.M. Bhat G.M. and Azim-Khan M. 2006. Depositional environments and diagenesis of the Kuldhar and Keera Dome carbonates (Late Bathonian-Early Gallovian) of Western India. Journal of Asian Earth Sciences, 27: 765-778.

Al-wosabi M. Al-aydrus A. 2011. Microfacies Analysis and Depositional Environments of Tertiary Carbonate, sequences in Socotra Island, Yemen. Geological Bulletin of Turkey, 54: 57-80.

Amir_Hasankhani F. Ariaii A.A. Ashuri A. Ghaderi A. 2009. Introduction of micropelmatices of the Nayband Formation in Hasanabad section, NE of Ferdos and their importance in paleo sedimentary environment study. Sedimentary Facies, 2 (2):129-142.

Azizan H. Shahraki A. Seifoori S. Sabzehee M. and Navazi M. 1998. Map of 1:100000 Iran. Geological Survey and Mineral Explorations of Iran.

Bassi D. and Nebelsick J.H. 2010. Components, facies and ramps: Redefining Upper Oligocene shallow water carbonates using coralline red algae and large foraminifera (Ventetian area, Northern Italy). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 295: 258-280.

Bettollah H. and Rashidi K. 2010. Microfacies and sedimentary environment of Hoz-khan part of the Nayband Formation in SE of Yaszd. In: 1th Local Conference of Geology of Iran platue, Zarand Branch, Islamic Azad University, Zarand.

Bronnimann P. Zaninetti L. Bozorgnia F. Dashti G.R. and Moshtaghian A. 1971. Lithostratigraphy and foraminifera of the Triassic Naiband Formation, Iran. Revista de Micropaleontologia France, 14(0005): 7-16.

Buyukutku A.G. Sari A. and Karacam A. 2005. The reservoir potential of the Eocene carbonates in the Bolu Basin, west of Turkey. Journal of Petroleum Sciences and Engineering, 49: 79-91.

Chen X. Wang C. Kuhnt W. Holbourn A. Huang Y. and Ma C. 2011. Lithofacies, microfacies and depositional environments of Upper Cretaceous oceanic red beds (Chungde Formation) in Southern Tibet. Sedimentary Geology, 235: 100-110.

Choquette P.W. and James N.P. 1987. Diagenesis 12, Diagenesis in limestones _3, the deep burial environment. Geoscience Canada, 14(1): 3-35.

Cirilli S. 2005. Stratigraphy and palaeobiogeography of the Upper Triassic Nayband Fm. of East Central Iran: A mixed Eurasian _ Gondwanian microflora. Rivistal Italian di Paleontologia e stratigrafia, 11: 259-270.

Dickson J.A.D. 1965. A modified staining technique for carbonates in thin section. Nature, 205: 587.

Douglas J.a. 1929. A marine Triassic fauna from eastern Persia. Journal of Geological Society of London, 85 (4): 624-650.

Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Ham W.E. (Ed.), Classification of carbonate rocks: American Association of petroleum Geologists Memoire, 1: 108-121.

Ehinola O.A. Oluwajana A. and Nwabueze C.O. 2012. Depositional environment, geophysical mapping and reserve estimation of limestone deposit in Arimogija-Okeluse area, South-Western Nigeria. Research Journal in Engineering and Applied Sciences, 1: 7-11.

Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application. Springer, 976p.

Folk R.L. 1965. Some aspects of recrystallization in ancient limestone. In: Pray L.C. and Murray R.C. (Eds.), Dolomitization and limestone diagenesis: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, 13: 14-48.

Fursich F.T. Hautmann M. Senowbari- Daryan B. and Seyed-Emami K. 2005. The Upper Triassic Nayband and Darkuh Formations of east_central Iran: Stratigraphy, facies patterns and biota of extensional basins on an accreted terrane. Beringeria, 35: 53-133.

Fursich F.T. Hautmann M. 2005. Bivalve reefs from the Upper Triassic of Iran. Annali dell Universita degli Studi di Ferrara Museologia Scientifica e Naturalistica.

Gavarani R. 2011. Study and identification of lime sponges, foraminifera and sedimentary environment of the Nayband Formation in SE of Kerman. M.Sc. thesis, Zarand Branch, Islamic Azad University, 135p.

James N.P. and Choquette P.W. 1984. Diagenesis 9, Limestones-the meteoric diagenetic environment. Geoscience Canada, 11(4): 161-194.

Karimpour H. Saadat S. 2002. Applied Economic Geology. Nashr-e-Mashad, 535p.

Kluyver H.M. Triw R. Chance P.N. Johns G.W. and Meixner H.M. 1983. Explanatory text of the Naibandan Quadrangle map, 1: 250000. Geological Survey of Iran, Reportes 18, 143p.

Lubeseder S. Redfern J. and Boutib L. 2009. Mixed siliciclastic_carbonate shelf sedimentation- Lower Devonian sequenees of the SW Anti- Atlas, Morocco. Sedimentary Geology, 215: 13-32.

Mahari R. 2013. Facies and sedimentary environments of Cretaceous deposits in the South of Azarbaijan, Iran. Indian Journal of Fundamental and Applied Life Sciences, 3: 315-320.

Mohammadi A. Safari A. Vaziri-Moghaddam H. and Mohammadi_Monfared M. 2009. Microfacies and sedimentary environment analysis of the Qom Formation in Jazeh area (South of Kashan). Sedimentary Facies, 1: 81-94.

Musavi M.G. 2002. Palinostratigraphy, paleoecology, paleobiogeography, sedimentary environment of the Shemshak Group (Nayband Formation) in North and South climbs of Nayband mountain. Ph.D. thesis, Sciences and Researches Branch, Islamic Azad University, 197p.

Navazi M. 1991. Review on the Dolomites of Shotori and Nayband and Shemshak facies in Bolboluieh area, Kerman. Geological Managing of SE Area, Kerman Center, internal record.

Pourchangiz v. Rashidi K. Saberzadeh B. 2012. Sedimentary environment investigation of parts of Hoze-khan and Bidestan of the Nayband Formation, Upper Triassic, SW of Naiybandan area, Dig_e_Rrostam. 6th International conference of Geology of Payam-e-noor, Kerman Branch, Payam-e-noor University.

Rashidi K. Senowbari - Darian B. 2011. Sponges from a section of the Upper Triassic Nayband Formation, northeast of Esfahan. Annalen des Naturhistorischeri Museums Wien, 113: 309-371.

Sabbaghiyan H. Ghasemi-Nejad E. And Aria-Nasab R. 2015. Dinoflagellate cysts from the Upper Triassic (Rhaetian) strata of the Tabas Block, East_Central Iran. Geopersia, 5(1): 9-26.

Safari B. 2011. Lithology, microfacies and sedimentary environment of the Kangan Formation in Kuh-e-dena and Surmeh sections in folded_thrusted Zagros Belt. Exploration and Production Mounthly Newsletter, 84: 63-65.

Sahraeyan M. Bahrami M. and Arzaghi S. 2014. Facies analysis and depositional environments of the Oligocene-Miocene Asmari Formation, Zagros Basin, Iran. Geoscience Frontiers, 5: 103-112.

Senowbari - Darian B.Rashidi K. Bettollah H. 2011. Hypercalcified sponges from a small reef within the Norian-Rhaetian Nayband Formation near Yazd, central Iran. Rivistal Italian di Paleontologia e stratigrafia, 117: 269-281.

Stocklin J. 1972. Iran central, septentrionalet oriental: Lexique stratigraphique International, III, Fasicule 9b, Iran: 1-283, Centre National de la Recheche Scientifique, Paris.

Tucker M.E. 1991. Sedimentary Petrology. Blackwell, 262p.