Geochemical evolution of saline formation water of the Mozduran gas reservoir

Document Type : Research Paper

Authors

1 nothingM.Sc. Student in hydrogeology, Shahrood University of Technology

2 University of Technology-Shahrood-Iran

3 East oil and Gas Production company, Mashhad, Iran

4 Guilan University, Iran

Abstract

Abstract
The Mozduran gas reservoir in the Khangiran gas-field is formed in the Kopet-Dagh sedimentary basin in the form of sequential sequences of clastic and carbonate sediments of the old sea water. The reservoir is located in the formations of Shurijeh and Mozduran, consisting of limestone, dolomite, sandstone and shale. The Mozduran Formation was deposited in a carbonate platform and Shurijeh Formation in the river systems to coastal deltas during the Jurassic. The origin of brine formation waters was the old evaporated seawater. The old evaporated seawater has been in contact with various formations since the burial time, and their initial composition has altered. Ion concentration of major, minor and trace elements in the produced waters and two deep brine samples below the Shurijeh reservoir were measured to investigate the geochemical evolution of the brine formation waters. The concentration of all ions has increased to saturation in brine due to the evaporation of sea water. However, over the time, the concentrations of Ca, Li, Sr, B and I ions have been increased compared to the original source and the concentration of Na, Mg and SO4 ions have been decreased. The geochemical evolution of this reservoir has been affected by evaporation, water-gas and water-rock reactions such as dolomitization, albitization of plagioclase, ilitization of Smectite, sedimentation or dissolution of sulfate minerals, magnesium carbonate precipitation. Concentration of potassium and chloride ions was mainly influenced by the process of evaporating the old sea water. The results of this research are used to identify the history of sedimentation, secondary geochemical processes in the reservoir, determination the origin and the salinization mechanism of produced water from the gas reservoirs area to achieve sustainable management of the reservoir.
Keywords: Mozduran gas reservoir, Evaporated seawater, Chemical evolution, Brine formation water.
 



Introduction
The concentrations of brine formation waters reflect both the chemical characteristics of the sources from which they originated and the diagenetic reactions that had taken place. The modified original seawater, locked in during the time of sedimentation, is proposed as an origin of most deep saline formation waters. The evaporated seawater has been in contact with various formations in oil/gas fields since the time of burial. The chemistry of produced water in oil and gas reservoirs can be changed over the time by various processes and secondary reactions such as water-rock and/or water-gas interactions. The study area, Khangiran gas field, is located northwest of Iran. This gas field composed from three reservoirs of Mozduran, Shurijeh B and Shurijeh D. Mozduran reservoir consists of thick layer of carbonate rocks and interlayers of marl and shale. According to geological, hydrochemical and isotopic studies, the old evaporated sea water is proposed as main origin of the produced water and salinity. Over the time, the effect of various secondary processes inside the reservoir has caused a change in the initial concentration of the main ions of the brine relative to its original source (evaporated sea water). The main agent of this research is to investigate the geochemical evolution of the brine below the Mozduran gas reservoir and also to identify the secondary processes that affect its chemical composition during the geological times.
 
Material & Methods
Two brine water samples were taken from observation well no. 13 and 17 which drilled to Shurijeh B and D reservoir. The water content in the wellbore was drained by gas flow and after that, the brine sample was brought to the surface from a depth of 3000 m below sea level using a bottom-hole sampling device. In this study, the 6 samples are also taken from saline and fresh produced waters of the Mozduran gas wells to measure the concentration of major ions and trace elements. The trace elements, and Br and I anion concentrations were analyzed by ICP-MS, ICPOES and IC techniques.
 
Discussion of Results & Conclusions
Various methods have been used to investigate the geochemistry evolution of the Mozduran reservoir. The water chemistry of brine formation waters can be altered by evaporation or water–rock interactions during burial. Br is conservative ions and cannot be easily removed from solution and used to study for geochemical evolution; therefore, Br ion concentration of Mozduran reservoir waters is most probably equal to the original Br concentration of its source, evaporated seawater. The brine and produced waters in the study area are enriched in Ca, Sr, Li, I and Rb, and depleted in SO4, Na and Mg ions, with respect to the initial evaporated seawater. Therefore, the seawater evaporation is not the only process controlling the geochemical composition of the brines in the area. The ion concentration variations are due to processes such as sulfate reduction, anhydrite precipitation, organic material-water reactions, limestone dolomitization, and albitization of plagioclase feldspar.  Based on the chemical evolution after seawater evaporation, the KA waters are classified into four groups: (1) no evolution (Cl, K ions), (2) water-rock interaction (Na, Ca, Mg, Li and Sr ions), (3) water-gas interaction (SO4 and I ions) and (4) both water-rock and water-gas interactions (Mn and B ions). The chemical evolution processes of the KA waters include dolomitization, precipitation, ion exchange and recrystallization in water-rock interaction. Bacterial reduction and diagenesis of organic material in water-gas interaction also occur. Therefore, the concentration of all ions increases due to the evaporation of seawater up to saturation, but some of the ions’ concentrations have changed under the influence of rock/gas-water interactions. The chemical evolution of the brine waters is classified into four groups: (1) only evaporation, (2) water-rock interaction, (3) water-gas interaction and (4) the interaction of both rock and gas with water.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

غلظت‌ یون‌های محلول در آب‌های شور سازندی[1] درون مخازن نفت و گاز نشان‌دهندۀ شرایط محیط رسوبی تشکیل مخزن، ویژگی‌های ژئوشیمیایی منشأ اولیۀ آبران و همچنین واکنش‌های دیاژنتیک احتمالی بین آب و سازندهای مختلف است (Garven 1995; Kharaka and Hanor 2004; Farid et al. 2013; Haotian et al. 2018). آب‌های شور به‌دام‌افتاده در زمان رسوب‌گذاری و یا به ‌عبارتی، آب دریای قدیمی تبخیر‌شده[2] منشأ بیشتر آب‌های شور سازندی در حوضه‌های رسوبی عمیق[3] بوده است (White 1965; Sanders, 1991; Birkle et al. 2002)؛ هم‌زمان با تولید نفت و گاز در مخازن مختلف، مقداری آب تولید شده است که به آن آب‌های تولیدی[4] گفته می‌شود؛ این آب‌های تولیدی سرچاهی ابتدا شیرین بوده‌اند و با گذشت زمان شور شده‌اند. منشأ آب‌های شیرین تولیدی به احتمال زیاد بخارهای درون مخزن بوده‌اند که در سر چاه به مایع تبدیل ‌شده‌اند و یا آبی بوده است که از ابتدا به‌شکل محلول و یا مستقل داخل بخش نفت و گاز وجود داشته است. منشأ آب‌های شور به سازوکار تشکیل مخزن در زمان‌های قدیم باز می‌گردد. بررسی شاخص‌های هیدروشیمیایی و ایزوتوپی نشان می‌دهد منشأ احتمالی شوری ممکن است آب‌های شور سازندی موجود در مخازن باشد که از آب دریای قدیمی تبخیرشده منشأ گرفته است (Miri et al. 2018)؛ آب دریای قدیمی تبخیرشده از زمان دفن تا حال حاضر در تماس با سنگ و سازندهای مختلف بوده است. شیمی آب تولیدی مخازن نفت و گاز در طول زمان و در اثر فرایندهای تبخیر و واکنش‌های دیاژنتیک ثانویه مانند واکنش بین آب- سنگ (دولومیتی‌شدن[5]، آلبیتی‌شدن[6] پلاژیوکلاز، ایلیتی‌شدن، اسمکتیت، رسوب یا انحلال کانی‌های سولفاته، رسوب کربنات‌های حاوی منیزیم زیاد) و یا واکنش بین آب و گاز تغییر کرده است (Sanders 1991; Worden et al. 2005; Birkle 2009)؛ بنابراین، غلظت عناصر شورابه‌ها منعکس‌کنندۀ ویژگی‌های هیدروشیمیایی منشأ اولیه و واکنش‌های دیاژنتیک انجام‌شده از گذشته تا به‌ حال است. تاکنون روش‌های مختلف هیدروشیمیایی برای بررسی تکامل ژئوشیمیایی منشأ اولیۀ آب‌های سازندی در دنیا به کار گرفته شده‌اند (Bagheri et al. 2014). افراد بسیاری تغییرات غلظت یون‌های اصلی و فلزات سنگین آب باقیمانده طی فرایند تبخیر آب دریا را بررسی (Fonts and Matray 1993; Carpenter 1974) و برای ارزیابی منشأ و تکامل ژئوشیمیایی شورابه‌های سازندی طی تبخیر، غلظت‌ یون‌های مختلف را با غلظت یون پایستار برم مقایسه کرده‌اند (Clayton et al. 1966; Rittenhouse 1967; Collins 1975; Carpenter 1987; Kharaka and Hanor 2004). در طول تبخیر آب دریای قدیمی، یون‌های پتاسیم، لیتیم و برم در محلول باقی می‌مانند و رفتار پایداری طی تبخیر نشان می‌دهند(Zherebtsova and Volkova 1966; Carpenter 1974). غلظت کلسیم به‌علت ته‌نشینی کلسیت و ژیپس طی تبخیر آب دریا کاهش می‌یابد (Carpenter 1987; Ozler 2010). غلظت کلر و سدیم در آب‌های سازندی تا زمان اشباع‌شدن هالیت افزایش می‌یابد و غلظت کلر باقیمانده پس‌از اشباع‌شدن هالیت ثابت ‌می‌ماند؛ در‌حالی‌که غلظت سدیم به‌علت نسبت سدیم به کلر (Na/Cl) کمتر از یک در آب دریا کاهش می‌یابد (Fonts and Matray 1993; Eggenkamp 1994; Birkle et al. 2009; Mirnejad et al. 2011). غلظت اولیۀ یون‌های مختلف به‌ویژه کاتیون‌های چندظرفیتی موجود در آب دریای تبخیرشده ممکن است با‌توجه‌به منشأ آب و پدیده‌های ثانویۀ شیمیایی، فیزیکی و زیستی تغییر کند؛ به‌طوری‌که پدیده‌های یادشده باعث افزایش یا کاهش غلظت کاتیون‌ها ‌می‌شوند (Bagheri et al. 2014). یکی از منشأهای اصلی استرانسیم در شورابه‌ها، آزادشدن عنصر استرانسیم موجود در شبکۀ بلوری کانی آراگونیت است که طی فرایند دیاژنز در دمای زیاد و تبدیل آراگونیت به کلسیت وارد شورابه می‌شود (Bagheri et al. 2014). فرایندهای زیستی احیای سولفات باعث کاهش غلظت سولفات در تبخیری‌ها می‌شوند که اثری مشابه دولومیتی‌شدن دارد. غلظت کلسیم در مخزن ممکن است به‌علت سازوکارهایی مانند فیلتر غشایی، آلبیتی‌شدن فلدسپار پلاژیوکلاز و دولومیتی‌شدن کلسیت افزایش یابد؛ درنهایت، آب از کلسیت اشباع می‌شود و این درجه از اشباع، غلظت کلسیم را کنترل می‌کند. آلبیتی‌شدن فلدسپار پلاژیوکلاز باعث افزایش غلظت کلسیم و کاهش سدیم می‌شود (Bagheri et al. 2013; Haotian 2018). غلظت کم منیزیم در آب‌های سازندی در مقایسه با آب دریای تبخیرشده در اثر تشکیل کلریت، دولومیت و انکریت[7] است. با افزایش درجه‌حرارت و طی تبدیل رس اسمکتیت به ایلیت، مقدار زیادی پتاسیم استفاده می‌شود و کلسیم، سدیم و آهن دوظرفیتی به آب سازندی اضافه می‌شوند .(Bagheri et al. 2014) به‌طور‌کلی، تبادل یونی، دولومیتی‌شدن و فرایند فیلتر‌شدن غشایی عمده فرایندهای مؤثر در تغییر ترکیب شیمیایی آب شور سازندی‌اند.

میدان گازی خانگیران در فاصلۀ ۲۵ کیلومتری شمال‌غربی سرخس و ۱۸۰ کیلومتری شمال‌شرقی مشهد، در منطقۀ خانگیران و در استان خراسان رضوی قرار دارد. رسوبات مخزنی ژوراسیک بالایی این حوضه شامل سازندهای مزدوران و شوریجه‌اند. سازند کربناتۀ مزدوران سنگ مخزن اصلی میدان گازی بزرگ خانگیران را تشکیل می‌دهد. این مخزن در ابتدای تولید و بهره‌برداری حاوی آب تولیدی شیرین بوده است؛ هرچند با گذر زمان و افزایش برداشت، تعدادی از چاه‌های مخزن مزدوران به‌علت تولید آب ‌اضافی با شوری زیاد با مشکل روبه‌رو شده‌اند. با‌توجه‌به مطالعه‌های زمین‌شناسی، هیدروشیمیایی و ایزوتوپی، آب دریای تبخیرشدۀ قدیمی واقع در مخزن منشأ شوری آب‌های تولیدی تشخیص داده شده است (Bagheri 2015; Miri et al. 2017). گذشت زمان و اثر فرایندهای ثانویۀ مختلف درون مخزن باعث تغییر غلظت اولیۀ برخی یون‌های اصلی و فرعی آب شور سازندی زیر مخزن گاز (آبران) نسبت به منشأ اولیۀ خود (آب دریای تبخیرشده) شده است؛ بنابراین هدف پژوهش حاضر، بررسی تکامل ژئوشیمیایی شورابۀ زیر مخزن گاز (آبران) و شناخت فرایندهای دیاژنتیکی ثانویۀ مؤثر بر تغییر ترکیب شیمیایی آن در طول زمان زمین‌شناسی است.

 

زمین‌شناسی منطقۀ مورد‌مطالعه

میدان گازی خانگیران در شمال‌شرق کشور و در حوضۀ رسوبی کپه‌داغ قرار دارد (شکل 1). حوضۀ درون‌قاره‌ای کپه‌داغ پس‌از بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس طی کوه‌زایی سیمیرین پیشین، در زمان تریاس میانی تشکیل شده است. رسوب‌گذاری این حوضه از ژوراسیک تا پالئوژن ادامه داشته و شامل مجموعه‌ای از رسوبات سیلیسی آواری و کربناته است (Afshar-Harb 1994). تحولات تکتونیکی در این حوضه به‌شکل سکانس‌های پسروی و پیشروی شناخته شده‌اند (Afshar-Harb 1969). ضخامت زیاد سنگ‌های رسوبی و نبود فعالیت‌های آذرین سبب شده است کپه‌داغ پس‌از زاگرس، مناسب‌ترین حوضه برای تشکیل و تجمع هیدروکربن باشد. در این حوضه، سنگ‌های رسوبی ژوراسیک- کرتاسه گسترش و ضخامت زیادی دارند و جزو کامل‌ترین و ستبرترین نهشته‌های ایران به شمار می‌آیند (Afshar-Harb 1994). رسوبات ژوراسیک بالایی این حوضه شامل سازندهای مزدوران و شوریجه‌اند. سازندهای مخزنی شوریجه و مزدوران در بخش جنوب و غرب میدان خانگیران برون‌زد دارند (شکل 1). سازند کربناتۀ مزدوران سنگ مخزن اصلی میدان گازی بزرگ خانگیران و گنبدلی را تشکیل می‌دهد (Afshar-Harb 1994). سازند مزدوران از سنگ‌های کربناتی ضخیم‌لایه و صخره‌ساز تشکیل شده است و لایه‌های مارن و شیل به‌شکل لایه‌های فرعی در آن دیده می‌شوند (شکل 2). در شرق منطقه، لایه‌های ضخیم سنگ دولومیت با تخلخل درخور توجه در سازند وجود دارند. در شرقی‌ترین بخش منطقه، در شرق دهکدۀ گنبدلی، در چاه‌های حفر‌شده در تاقدیسی به همین نام، لایه‌های گچ در بخش‌های فوقانی این سازند دیده می‌شوند. ضخامت سازند در برش الگو به بیش از 900 متر می‌رسد. بخش فوقانی سازند مزدوران در این چاه را تناوب لایه‌های سنگ کربناتی و انیدریت تشکیل داده‌اند (Afshar-Harb 1982). سازند شوریجه با سن کمبریجین پسین- بارمین پیشین به‌شکل واحد سنگ‌شناختی قرمزرنگ و راهنما، سازندهای کربناته و صخره‌ساز مزدوران و تیرگان را از هم جدا می‌کند. این رسوبات آواری- تبخیری در اثر عملکرد فاز زمین‌ساختی سیمرین پسین در اواخر ژوراسیک پسین- اوایل کرتاسۀ پیشین در محیط‌های رودخانه‌ای، سبخایی، دلتایی، مردابی و دشت ساحلی، در بخش وسیعی از حوضۀ کپه‌داغ نهشته شده‌اند (Afshar-Harb 1994; Najafi and Kohsorkhi 1994; Harami and Brenner 1990; Harami et al.  2009). این سازند از شیل، رس، سنگ‌های قهوه‌ای مایل به قرمز، ماسه‌سنگ‌های قهوه‌ای مایل به خاکستری، کنگلومرا، گچ و به‌طور محلی از رسوبات کربناته تشکیل شده است. سازند شوریجه در برش الگو 980 متر ستبرا دارد (Afshar-Harb 1994) (شکل 2)؛ درحالی‌که به‌سمت نواحی مرکزی و غربی حوضه، تغییرات رخساره تنوعی از سیستم‌های رودخانه‌ای ماندری، دریاچه‌های شور، دلتایی، دشت ساحلی و دریایی را برای رسوبات این سازند پیشنهاد می‌کنند (Harami and Brenner 1990; Harami et al. 2009). برش الگوی سازند شوریجه در نزدیکی درۀ خور قرار دارد (Afshar-Harb 1982) و این سازند در برش روستای آبگرم با 610 متر ضخامت، در 75 کیلومتری شمال‌شرق مشهد و 25 کیلومتری درۀ خور واقع است؛ این برش از واحدهای ماسه‌سنگی و واحدهای شیلی با میان‌لایه‌های کربناته تشکیل شده است.


 

 

شکل 1- نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مورد‌مطالعه (برگرفته از برگۀ زمین‌شناسی 100000/1 سرخس)

             

شکل 2- ستون چینه‌شناسی سازندهای مزدوران (Afshar-Harb 1994) و شوریجه (Jamali et al. 2014) در منطقۀ موردمطالعه

 

روش کار و شیوۀ انجام مطالعه

در مطالعۀ حاضر به‌منظور تجزیه‌وتحلیل‌های مختلف هیدروشیمیایی، دو بار از آب تولیدی 6 حلقه چاه گاز واقع در مخزن مزدوران نمونه‌گیری شد. چاه‌های گاز بر اساس مقدار شوری آب تولیدی آنها به سه گروه مجزا و به‌ترتیب شیرین با شوری کمتر از 1000، نیمه‌شور با شوری بین 1000 تا 4000 و شور با شوری بیشتر از 4000 میکروموس‌بر‌سانتی‌متر گروه‌بندی شدند. چاه‌های شمارۀ 40، 43، 44 و 57 آب تولیدی شور، چاه شمارۀ 21 آب نیمه‌شور و چاه شمارۀ 71 آب شیرین داشتند. شورابۀ زیر مخزن مزدوران تحت‌ فشار و در عمق بیش از 3 کیلومتر قرار دارد و می‌تواند رفتار سفرۀ تحت‌فشار را داشته باشد؛ به‌طوری‌که با برداشت گاز، مقدار فشار مخزن به‌علت جریان شورابه به‌سمت بالا چندان کاهش نمی‌یابد. به‌منظور مقایسه و بررسی تکامل ژئوشیمیایی آب‌های تولیدی از چاه‌های گاز شمارۀ 17 و 13 استفاده شد که به‌عنوان چاه مشاهده‌ای تا آبران (شورابه) سفرۀ تحت‌فشار زیر مخزن شوریجه (واقع در بالای مخزن مزدوران) حفاری شده‌اند و با راندن نمونه‌گیر به درون چاه تا عمق حدود 3 کیلومتر، نمونۀ درون‌چاهی از آب سازندی شور (شورابۀ زیر مخزن شوریجه واقع در بالای مخزن مزدوران) گرفته شد؛ موقعیت چاه‌ها در شکل 3 نشان داده شده است. مقادیر اسیدیته و دما هنگام نمونه‌برداری، غلظت یون‌های اصلی به روش تیتراسیون، غلظت یون‌های فرعی با دستگاه کروماتوگرافی یونی (IC) و مقدار TDS به روش تبخیر در آزمایشگاه آب و زیست‌محیط دانشگاه صنعتی شاهرود اندازه‌گیری شد. نتایج مطالعۀ حاضر برای تفسیر دقیق‌تر با سایر مطالعه‌های انجام‌شده در ایران و جهان مقایسه شدند.


 

 

شکل 3- موقعیت چاه‌های گاز تولیدی در مخزن مزدوران؛ چاه‌های شماره‌دار محل‌های نمونه‌برداری‌اند

 


بحث و تحلیل یافته‌های پژوهش

ابتدا به بررسی ویژگی‌های هیدروشیمیایی نمونه‌ها ازنظر تیپ آب و رخساره‌های شیمیایی غالب پرداخته می‌شود و در ادامه، در زمینۀ تکامل ژئوشیمیایی آب شور تولیدی و همچنین آب شور سازندی زیر مخزن مزدوران (آبران) بحث می‌شود. نتایج تجزیه‌وتحلیل هیدروشیمیایی و فلزات کمیاب در جدول 1 ارائه شده‌اند. آب دریای قدیمی تبخیرشده منشأ اولیۀ آب شور سازندی زیر مخزن گازی مزدوران (آبران) و آب‌های تولیدی چاه‌های گازی است. TDS آبران 162000 میلی‌گرم‌در‌لیتر اندازه‌گیری شد و تیپ غالب کلروره سدیک کلسیک را داشت. آب‌های تولیدی گرفته‌شده ازنظر مقدار شوری از شیرین تا شورابه تقسیم‌بندی شدند؛ به‌طوری‌که برخی از آب‌های تولیدی چاه‌های گازی سازند مزدوران شیرین با شوری حدود 1000 میلی‌گرم‌در‌لیتر بودند و شوری در چاه‌های شور حدود 100000 میلی‌گرم‌در‌لیتر بود. نمودار پایپر برای دسته‌بندی نمونه‌ها، تعیین تیپ و رخساره و مسیرهای تکامل ژئوشیمیایی استفاده شد(Hounslow 1995;  Arvidson 2006) . 


 

جدول 1- نتایج تجزیه‌وتحلیل هیدروشیمیایی و فلزات کمیاب در آب‌های تولیدی چاه‌های گازی مزدوران (واحد بر اساس میلی‌گرم‌در‌لیتر)

Well

TDS

pH

Na

Cl

K

Mg

Ca

HCO3

SO4

I

Sr

Br

Mn

Rb

Li

B

W13

160358

6.5

45502

96772

2215

435

13951

305

708

12.66

663.21

379.63

16.05

3.27

47.87

110.91

W17

162674

6.4

57650

97176

780

3

3486

732

2835

13.81

117.31

126.11

0.27

1.31

16.61

42.10

W21

29089

5.8

9030

17145

429

126

1629

427

270

4.39

79.41

83.01

1.08

0.871

13.67

41.85

W40

66471

6.4

19600

39656

1041

315

4679

640

485

12.31

246.91

204.21

0.15

2.22

31.51

91.16

W43

62901

7.1

18801

37620

1019

306

4054

457

581

11.11

211.21

196.91

0.15

2.09

31.81

89.28

W44

53509

6.5

15855

31854

821

263

3695

573

554

10.37

193.94

165.60

0.16

1.73

24.61

70.62

W57

49452

6.6

14614

29579

781

241

3519

488

180

9.76

189.48

153.41

0.15

1.69

23.85

69.89

W71

1904

7.1

350

585

28

4

170

244

72

-

0.81

-

0.31

0.05

0.21

-

 


در مطالعۀ حاضر، نتایج تجزیه‌وتحلیل هیدروشیمیایی برخی از نمونه‌های مخزن گازی کنگان (KAW)، مارون و شانول به‌علت شرایط یکسان محیط تشکیل در ایران و همچنین مخازن موجود در مکزیک و انگلستان (UK) برای مقایسۀ آب تولیدی این میدان‌ها استفاده شدند (شکل 4). در شکل 4، نمونه ‌آب‌های شور تولیدی در بخش راست لوزی و در منطقۀ آب‌های شور قرار گرفته‌اند (بیضی سیاه)؛ به‌طوری‌که یون کلر آنیون غالب و یون سدیم کاتیون غالب در نمونه‌هاست و تیپ غالب آب در این نمونه، کلروره سدیک است. گفتنی است کلسیم یون غالب بعدیست که تیپ آب را به کلروره سدیک کلسیک متمایل می‌کند (شکل 4)؛ این تیپ مشخصۀ شورابه‌های نفتی است(Brikle et al. 2008) . مقدار سولفات و بیکربنات در این مخزن ناچیز است. ازآنجاکه بخارهای میعان‌شده (آب‌های شیرین) مواد محلول ندارند، حتی اختلاط بسیار کم آب شور با این آب‌ها می‌تواند غالب شود و تیپ آب را نزدیک به شور نشان دهد. نمودار شولر برای مقایسه بین نمونه‌ها، تعیین منشأ اولیه، طبقه‌بندی و تعیین غلظت یون غالب استفاده شد. تقریباً تمام نمونه‌های آب شور مخزن مزدوران رفتار و روند یکسانی داشتند که منشأ یکسان آنها را نشان می‌دهد و با روند تغییرات یون‌های شورابۀ زیر مخزن کنگان (KAW) مشابه است (شکل 4)؛ کلر، سدیم و کلسیم یون‌های غالب در این آب‌ها هستند.


 

 

شکل 4- نمودار شولر (سمت راست) و نمودار پایپر (سمت چپ) نمونه آب‌های تولیدی مخزن مزدوران؛ نمونه‌های شور و نیمه‌شور (بیضی قرمز) و شیرین (بیضی بنفش) مخزن کنگان و شانول رفتاری مشابه با میدان خانگیران را نشان می‌دهند.


آب دریای تبخیرشده منشأ اولیۀ شورابه‌های مخزن مزدوران تشخیص داده شده است (Miri et al. 2017). یون‌های پایستار به‌منظور تشخیص ترکیب اولیۀ منشأ و فرایندهای احتمالی تغییر ترکیب شیمیایی شورابه‌ها استفاده می‌شوند؛ عناصر لیتیم و برم طی زمان کمتری نسبت به عناصر دیگر وارد واکنش‌های شیمیایی می‌شوند و غلظت آنها طی تبخیر دریا کمتر تغییر می‌کند (Bagheri et al. 2013, 2014). برم یون پایستاریست که به‌آسانی از محلول حذف نمی‌شود و به‌علت داشتن شعاع یونی بزرگ وارد واکنش‌های شیمیایی نمی‌شود؛ ازاین‌رو، در بررسی تکامل ژئوشیمیایی استفاده می‌شود. این عنصر بیشتر از سایر یون‌ها ویژگی منشأ اولیۀ خود را حفظ می‌کند .(Birkle et al. 2009) غلظت یون برم در دو نمونۀ آبران منطقۀ مورد‌مطالعه به‌شکل خطوط عمودی در شکل 4 ترسیم شده است. اگر ترکیب شیمیایی آب شور سازندی در طول زمان تغییر نکرده باشد، غلظت یون‌های موجود در نمونه‌ها باید با آب دریای تبخیر‌شده برابر باشد. به‌منظور بررسی تغییرات مقدار ترکیب شیمیایی آب شور سازندی مخزن مزدوران نسبت به آب دریای تبخیر‌شدۀ اولیه طی زمان از نسبت غلظت نرمال‌شدۀ عنصر برم Br-NCR در رابطۀ 1 استفاده می‌شود (Sanders 1991):

Br-NCR=(𝑋𝑏/𝐵𝑟𝑏)/(𝑋𝑠𝑤/𝐵𝑟𝑠𝑤)                (1)

در این رابطه، X𝑏 غلظت یون مدنظر در نمونه، 𝐵𝑟𝑏 مقدار غلظت یون برم در نمونه، 𝑋𝑠𝑤 غلظت یون مدنظر در آب دریا و 𝐵𝑟𝑠𝑤 مقدار غلظت یون برم در آب دریا بر حسب میلی‌گرم‌در‌لیتر است. اساس رابطۀ یادشده بر اینست که برم عنصری پایستار است که وارد واکنش‌ها و تبادل کاتیونی نمی‌شود و رسوب نمی‌کند؛ این عنصر از طریق تبخیر آب دریا تغلیظ می‌شود. مقادیر نسبت غلظت نرمال‌شدۀ عنصر برم نسبت به آب دریای قدیمی تبخیر‌شده برای یون‌های مختلف در نمونه آب‌های تولیدی چاه‌های شور و دو نمونۀ گرفته‌شده از آبران میدان خانگیران به‌شکل نمودار میله‌ای ترسیم شد (شکل 5). اگر غلظت یک عنصر در آب دریا و شورابه‌های نفتی تغییر نکرده باشد و یا علت تغییر آن تبخیر باشد، نسبت Br-NCRبا یک برابر می‌شود؛ ولی اگر نسبت Br-NCR بیشتر از یک باشد، وجود فرایندهای غیر از تبخیر را نشان می‌دهد که باعث افزایش غلظت عنصر شده‌اند و اگر کمتر از یک باشد، کاهش غلظت آن عنصر را نشان می‌دهد. عناصر استرانسیم، ید، لیتیم، کلسیم و روبیدیم نمونه‌ها بیشتر و منیزیم و سولفات و تا حدودی سدیم کمتر از مقدار منشأ اولیۀ خود بود و هر عنصر مقادیر متفاوتی از افزایش و یا کاهش را در نمونه‌های مختلف نشان داد که می‌توان علت آن را تفاوت شوری نمونه‌ها دانست. غلظت کاتیون‌ها به‌ویژه کاتیون‌های چندظرفیتی به منشأ آب و پدیده‌های شیمیایی، فیزیکی و زیستی بستگی دارد و این پدیده‌ها باعث افزایش یا کاهش غلظت کاتیون‌ها می‌شوند.


 

   

شکل 5- الف. روند غلظت یون‌های مختلف طی تبخیر آب دریا

شکل 5- ب. غلظت یون‌های نرمال‌‌شدۀ موجود در شورابۀ مخزن گازی مزدوران

 


یون لیتیم به‌طور معمول در تمام شورابه‌های نفتی- گازی غلظت زیادی دارد و در اثر افزایش حرارت و گذشت زمان در مخزن عمیق و طی تبادل کاتیونی با پتاسیم، سدیم و منیزیم در رس‌ها و کانی‌های سیلیکاته آزاد می‌شود. غلظت لیتیم در رسوبات مختلف از حدود 1 میلی‌گرم در سازندهای کربناته تا حدود 100 میلی‌گرم در رس‌های پلاژیک متغیر است. این عنصر حلالیت زیادی دارد و با افزایش حرارت، غلظت آن بیشتر و غلظت منیزیم کمتر می‌شود؛ ازاین‌رو، نسبت لیتیم به منیزیم (Li/Mg) به‌عنوان ژئوترمومتر شیمیایی در مطالعه‌ها استفاده می‌شود (White 1957; Chan et al. 2002; Birkle et al. 2009; Marion et al 2009). منشأ لیتیم اضافه‌شده در شورابۀ مخزن گاز موردمطالعه ممکن است وجود بین‌لایه‌های رسی درون سازند کربناتۀ مزدوران باشد. غلظت استرانسیم در نمونه‌های آب شور سازندی نسبت به منشأ اولیۀ خود افزایش یافته است که علت آن را می‌توان تبدیل آراگونیت به کلسیت و یا انحلال کانی‌های سلستین و یا استرونسیانیت دانست؛ این کانی‌ها در اوایل تبخیر آب دریا تشکیل می‌شوند و با انحلال آنها، استرانسیم موجود در شبکۀ بلوری آزاد می‌شود (Parkhurst and Appello 2013)؛ مقدار استرانسیم در آراگونیت بیشتر از غلظت این عنصر در کانی کلسیت است. در اثر دیاژنز کربنات‌ها و تبدیل آراگونیت به کلسیت، استرانسیم موجود در شبکۀ بلوری آراگونیت آزاد و باعث غنی‌شدن شورابه از استرانسیم می‌شود:(Kharaka and Hanor 2004; (McIntosh et al. 2004

(Ca1-xSrx)CO3 + yCa2+ = (Ca1-x-y) CO3 + ySr2+     (2)

مقدار غلظت یون ید نسبت به منشأ اولیۀ خود در منطقۀ موردمطالعه افزایش یافته است و این در تمام آب‌های سازندی صادق است (Warden 1996). منشأهای اندکی مانند مواد آلی سنگ‌های رسی و هیدروکربن‌ها باعث افزایش غلظت ید می‌شوند. به احتمال زیاد، عنصر ید در دماهای زیاد درون مخزن مزدوران و طی فروپاشی مواد آلی افزایش یافته است. مقدار پتاسیم اندکی نسبت به منشأ اولیۀ خود کاهش یافته است. تعادل فلدسپارها نشان می‌دهد مقدار پتاسیم تا زمانی که دما بسیار زیاد است، نمی‌تواند زیاد بماند و در تشکیل ایلیت مصرف می‌شود (Richter and Kreitler 1993). معمولاً غلظت پتاسیم در شورابۀ نفتی نسبت به آب دریا کم است و علت آن، تشکیل ایلیت و پتاسیم فلدسپارهاست. به‌طورکلی، ایلیتی‌شدن اسمکتیت و کائولینیت و واکنش کانی رسی دارای پتاسیم کم برای تشکیل پتاسیم فلدسپارها باعث کاهش پتاسیم می‌شود؛ این عمل بیشتر در سنگ‌های سیلیکاته مشاهده می‌شود (Vengosh et al. 1999; Boschetti et al. 2011). در شکل 6 مقادیر نسبت کلر به برم (Cl/Br) در برابر پتاسیم به کلر (K/Cl) ترسیم شده است؛ روند رسوب و انحلال پتاسیم فلدسپارها، آلبیتی‌شدن و ایلیتی‌شدن نیز در این نمودار مشخص شده است. همان‌طور که در این نمودار مشاهده می‌شود مقدار پتاسیم نسبت به آب دریا بسیار کم تغییر کرده است. قرارگیری نمونه‌ها روی خط استاندارد تبخیر آب دریا[8] (SET) نیز انجام‌نشدن واکنش بین آب و سنگ را نشان می‌دهد. در مخزن کنگان و شانول نیز روند یادشده صادق است؛ اما شورابۀ مخزن مارون کاهش پتاسیم بیشتری نسبت به این دو مخزن نشان می‌دهد که می‌تواند نشان‌دهندۀ رسوب پتاسیم فلدسپار و ایلیتی‌شدن ‌باشد. مخزن مکزیک نیز رفتاری مشابه با مخزن مارون در ایران دارد. مقدار Br-NCR برای یون سولفات در نمونه‌های آب سازندی مخزن مزدوران کمتر از 1/0 است که کاهش بسیار زیاد سولفات نسبت به آب دریای تبخیرشدۀ قدیمی (منشأ اولیه) را نشان می‌دهد (شکل 5). احتمالاً فرایند احیای سولفات توسط باکتری‌های کاهنده و تبدیل به گاز سولفیدهیدروژن (H2S) در عمق حدود 3 کیلومتری و دمای بیش از 80 درجۀ سانتی‌گراد در حضور متان در مخزن مزدوران رخ داده است. این باکتری‌ها اکسیژن لازم را از بنیان‌های یون سولفات (SO4) تأمین و گوگرد آزاد می‌کنند.

 

(3)         Ca2+ + 2SO42- + 2CH4 + 2H+            

2H2S(aq) + CaCO3 + 3H2O + CO2                          

 

دولومیتی‌شدن آراگونیت و کلسیت به‌وسیلۀ شورابه‌های غنی از منیزیم باعث آزاد‌شدن کلسیم می‌شود؛ این کلسیم با سولفات ترکیب می‌شود و رسوب ژیپس یا انیدریت بیشتری را تشکیل می‌دهد و باعث کاهش سولفات می‌شود (Butler 1970; Shouakar-Stash, 2008; Gultekin et al. 2011). بین‌لایه‌های تبخیری در مخزن مزدوران وجود دارند. به‌طور‌کلی طی واکنش‌های آب و گاز، مقدار ید و منگنز افزایش و سولفات آب کاهش می‌یابد.

مقدار Br-NCR برای یون کلسیم در نمونه‌های آب سازندی مخزن مزدوران بیش از حدود 5 میلی‌گرم‌درلیتر و برای منیزیم کمتر از حدود 01/0 میلی‌گرم‌درلیتر است. این شاخص (شکل 5) و همچنین رابطۀ تبخیر آب دریا (شکل 6)، افزایش بسیار زیاد کلسیم و کاهش منیزیم نسبت به آب دریای تبخیرشدۀ قدیمی (منشأ اولیه) را نشان می‌دهد؛ بنابراین، افزایش غلظت کلسیم تنها با فرایند تبخیر آب دریا توجیه نمی‌شود. همان‌طور که در شکل 6 مشاهده می‌شود، کلسیم تا زمان اشباع کلسیت در آب دریا تغلیظ و پس‌از رسیدن آب به درجۀ اشباع، غلظت آن به‌علت تشکیل کلسیت و ژیپس کم می‌شود.

 

 

 

 

شکل 6 - رابطۀ نمایی غلظت کلسیم در برابر برم (سمت راست) و نسبت کلر به برم در برابر پتاسیم به کلر (سمت چپ)

 

 

قرارگرفتن نمونه‌ها بالاتر از خط استاندارد تبخیر آب دریا  (SET)نشان‌دهندۀ وجود کلسیم بیش از حد انتظار در نمونه‌هاست و علت این امر ممکن است واکنش‌های آب و سنگ مانند آلبیتی‌شدن فلدسپار پلاژیوکلاز و یا دولومیتی‌شدن کلسیت باشد (Sanders 1991; Hanor 1987; Ford 2007) که با‌توجه‌به وجود سازندهای دولومیتی و مارنی در مخزن گازی توجیه می‌شود. نمونه‌های مربوط به مخازن گازی مارون، کنگان (KAW)، شانول، مکزیک و انگلستان (UK) هم رفتاری تقریباً مشابه مخزن مزدوران نشان می‌دهند. به‌منظور مشخص‌کردن نوع واکنش آب و سنگ از رابطۀ بین مقدار کلسیم اضافی و کمبود سدیم و منیزیم نسبت به آب دریا طبق روابط زیر استفاده می‌شود (Davisson and Criss 1996; Bagheri et al. 2014; Haotian et al. 2018).

 

Caexcess=[Cameas-((Ca/Cl)SW×Clmeas)]×(2/40.08)  (4)

Nadeficit=[((Na/Cl)Sw×Clmeas)-Nameas]×(1/22.99)  (5)

Mgdeficit=[(Mg/Cl)Sw×Clmeas-Mgmeas]×(2/24.3)  (6)

 

Caexcess مقدار کلسیم اضافی نسبت به منشأ اولیه (آب دریای قدیمی تبخیرشده)، Cameas غلظت کلسیم موجود در نمونه، CaSW غلظت کلسیم آب دریا،ClSW  غلظت کلر آب دریا، Clmeas غلظت کلر نمونه، Nadeficit مقدار کاهش سدیم نسبت به منشأ اولیه، NaSW مقدار سدیم در آب دریا، Nameas غلظت سدیم در نمونه، Mgdeficit مقدار کاهش منیزیم نسبت به منشأ اولیه، MgSw غلظت منیزیم در آب دریا و Mgmeas غلظت منیزیم نمونه بر حسب میلی‌اکی‌والان‌در‌لیتر است.

مقدار کلسیم اضافی و کمبود سدیم و منیزیم نسبت به آب دریا طبق روابط یادشده محاسبه و در شکل 7 نشان داده شده است. در نمودار، خط BFL نشان داده شده است که نشان‌‌دهندۀ روند کلی بهترین خط عبوری[9] از بین حدود 800 دادۀ Caexcess در برابر Nadeficit مربوط به سیالات با شوری 1000 تا 300000 میلی‌گرم‌در‌لیتر در محیط‌های قاره‌ای عمیق است؛ این خط نشان‌دهندۀ آلبیتی‌شدن آب دریای اولیه است. خط مربوط به مسیر انحلال هالیت، ژیپس، رسوب ژیپس، فرایند دولومیتی‌شدن و روند تبخیر آب دریا (SET) نیز مشخص شده است. غلظت سدیم ممکن است در اثر تبادل کاتیونی با لیتیم و یا کلسیم کاهش یابد (Davisson and Criss 1996). مقدار سدیم و کلسیم طی فرایند تبخیر آب دریای قدیمی کاهش می‌یابد (خط SET در شکل 7)؛ اما قرارگیری نمونه‌های مخزن مزدوران بالای خط استاندارد تبخیر آب دریا و بالای خط BFL نشانۀ منشأ دریای تبخیر‌شده‌ است که طی گذشت زمان، عمل دولومیتی‌شدن نیز در آن اتفاق افتاده و مقدار کلسیم بیشتر از روند تبخیر شده است.

 

 

 

 

شکل 7- تغییرات کاهش سدیم نسبت به کلسیم اضافی (سمت چپ) و تغییرات کاهش منیزیم نسبت به کلسیم اضافی (سمت راست)

 

اگر فرایند دولومیتی‌شدن تنها واکنش غالب در این منطقه باشد، باید مقدار Br-NCR افزایش کلسیم و کاهش منیزیم یکسان باشد؛ اما کاهش بیشتر مقدار منیزیم در آب‌های شور سازندی مخزن مزدوران احتمالاً از رسوب کانی‌های منیزیم‌دار طی فرایند تدفین و دیاژنز به‌شکل‌های مختلف مانند کانی‌های سولفید‌منیزیم و یا کلرید‌منیزیم ناشی می‌شود. از رابطۀ Caexcess در برابر Mgdeficit برای تفکیک فرایندهای دولومیتی‌شدن، رسوب یون منیزیم و انحلال کلسیت و ژیپس (Bagheri et al. 2014) در منطقۀ موردمطالعه استفاده شد. اگر آب شور سازندی منطقۀ مورد‌مطالعه تحت‌تأثیر فرایندهای ثانویه قرار نگرفته بود، در محل point A در شکل 7 قرار می‌گرفت؛ اما با‌توجه‌به شکل، داده‌ها در مسیر روند دولومیتی‌شدن آب شور سازندی اولیه قرار گرفته‌اند. داده‌ها کمی از خط انحراف یافته‌ا‌ند و در زیر مسیر پلات شده‌اند که نشان‌دهندۀ کاهش بیشتر غلظت منیزیم به‌علت رسوب آن در طول زمان پس‌از فرایند تبخیر است. در این مخزن ممکن است آلبیتی‌شدن رخ داده و باعث کاهش سدیم شده باشد؛ اما عامل اصلی در این منطقه نیست؛ درنتیجه، آب دریای قدیمی که منشأ شورابۀ مخزن گازی مزدوران است، در طول زمان تبخیر شده و غلظت عناصر در آن تغییر کرده است؛ واکنش‌های دیاژنتیک ثانویه مانند دولومیتی‌شدن و واکنش‌های آب و گاز نیز در تغییر غلظت عناصر مؤثر بوده‌اند. روند غلظت‌ یون‌های مختلف در برابر برم در آب شور سازندی مخزن‌های مزدوران و شوریجه در مقایسه با آب دریای تبخیرشدۀ قدیمی به‌طور خلاصه در شکل 8 ارائه شده است. غلظت عناصر استرانسیم، سدیم، لیتیم، منیزیم و کلسیم تحت‌تأثیر واکنش آب و سنگ افزایش و غلظت عناصر ید و سولفات از طریق واکنش آب و گاز کاهش یافته است؛ بنابراین در طول زمان، غلظت عناصر در آب دریای اولیه به‌علت تبخیر و واکنش‌های دیاژنتیک ثانویه مانند واکنش‌های بین آب و سنگ (دولومیتی‌شدن، آلبیتی‌شدن پلاژیوکلاز، ایلیتی‌شدن اسمکتیت، رسوب یا انحلال کانی‌های سولفاته، رسوب کربنات‌های حاوی منیزیم زیاد) و یا واکنش‌های بین آب و گاز تغییر کرده است.

 

 

 

شکل 8- روند غلظت‌ یون‌های مختلف در برابر برم در آب شور سازندی مخزن‌های مزدوران و شوریجه در مقایسه با آب دریای تبخیرشدۀ قدیمی

 


نتیجه‌

آب دریای قدیمی تبخیر‌شده منشأ اولیۀ آب شور سازندی زیر مخزن گازی مزدوران (آبران) و آب‌های تولیدی چاه‌های گازی است. TDS آبران 162000 میلی‌گرم‌در‌لیتر اندازه‌گیری شد و تیپ غالب آن کلروره سدیک کلسیک بود. تکامل شیمیایی آب‌های شور سازندی و آب‌های تولیدی سرچاهی مخزن مزدوران عمدتاً تحت‌تأثیر فرایندهای تبخیر، واکنش آب و سنگ و واکنش آب و گاز قرار گرفته است. غلظت عناصر شورابۀ تولیدی ویژگی‌های هیدروشیمیایی منشأ اولیۀ آب و واکنش‌های دیاژنتیک انجام‌شده از گذشته تا به حال را منعکس می‌کند. غلظت عناصر کلسیم، لیتیم، استرانسیم، ید و بور نسبت به آب دریای تبخیر‌شدۀ اولیه افزایش یافته و غلظت سولفات، منیزیم و تا حدودی سدیم کمتر شده است؛ در‌حالی‌که غلظت پتاسیم، بیکربنات و کلر تغییر چندانی نکرده و عمدتاً تحت‌تأثیر فرایند تبخیر آب دریا قرار داشته است؛ بنابراین، غلظت عناصر استرانسیم، سدیم، لیتیم، منیزیم، کلسیم و بور تحت‌تأثیر واکنش آب و سنگ و غلظت عناصر ید و سولفات به‌واسطۀ واکنش آب و گاز کاهش یافته است. در طول زمان، غلظت عناصر در آب دریای اولیه به‌علت تبخیر و واکنش‌های دیاژنتیک ثانویه مانند واکنش‌های بین آب و سنگ (دولومیتی‌شدن، آلبیتی‌شدن پلاژیوکلاز، ایلیتی‌شدن اسمکتیت، رسوب یا انحلال کانی‌های سولفاته، رسوب کربنات‌های حاوی منیزیم زیاد) و یا واکنش‌های بین آب و گاز تغییر کرده است. منشأیابی بروز این پدیده به‌منظور ارائۀ راهکار مناسب برای کم‌کردن شوری آب تولیدی و پیشگیری از وقوع آن در چاهایی که بالقوه آمادۀ تولید آب و نمک اضافی‌اند (ولی این پدیده در آنها بروز نکرده است)، برای مدیریت بهتر مخزن و افزایش تولید گاز امری ضروریست. نتایج پژوهش حاضر می‌توانند برای سایر مطالعه‌ها در دنیا استفاده شوند و با‌توجه‌به جدید‌بودن این مطالعه‌ها در ایران، انجام سیستماتیک این گونه مطالعه‌ها برای سایر مخازن گازی و نفتی پیشنهاد می‌شود تا بتوان به نتایجی در زمینۀ تاریخچۀ رسوب‌گذاری و تحولات ثانویه در مخزن پی برد.

 

سپاسگزاری

از شرکت بهره‌برداری نفت و گاز شرق مشهد برای دراختیارگذاشتن اطلاعات اولیه و مساعدت در نمونه‌برداری و همچنین از دانشگاه صنعتی شاهرود برای در‌اختیار‌گذاشتن امکانات لازم طی پژوهش حاضر سپاسگزاری می‌شود.


[1] Brine formation waters

2 Evaporated old sea water

[3] Deep basin

[4] Produced waters

[5] Dolomitization

[6] Albitization

[7] Ankerite

[8] Seawater evaporation trend- SET

[9]Best Fitted Line

References

Afshar-Harb A. 1969. A brief history of geological exploration and geology of Sarakhs area and Khangiran gas field (in Persian). Bulletin of Iranian Petroleum Institute, 37: 86-96.
Afshar-Harb A. 1982. Geological Map of Dareh-Gaz, 1:250000 scale. Geological Survey & Mineral Exploration of Iran.
Afshar-Harb, A. 1979. The stratigraphy, tectonics and petroleum geology of the Kopet Dagh region, Northern Iran, Unpublished PhD thesis, Imperial College of Science and Technology, London. 316 p.
Afshar-Harb A. 1994. Geology of iran, Geology of the Kopet Dagh: Geological Survey of Iran, 275 p.
M. 1991. Tectonic Map of the Middle East. Geological Survey of Iran.
Bagheri R. 1994. The New Challenge in National Oil Company: Salinity of Produced Waters. 1stNational Conference on Petroleum Geomechanics.Theran. 
Bagheri R. Nadri A. and Raeisi E. 2013. Origin of brine in the Kangan gasfield: isotopic and hydrogeochemical approaches. Environ Earth Sci, 92:89-116.
Bagheri R. Nadri A. and Raeisi E. 2013. Hydrochemical and isotopic (δ18O, δ2H, 87Sr/86Sr, δ37Cl and δ81Br) evidence for the origin of saline formation water in a gas reservoir. Chemical Geology, 384: 62–75.
Bagheri R. Nadri A. Raeisi E. Shariati A. Mirbagheri M. and Bahadori F. 2014. Chemical evolution of gas-capped deep aquifer, Southwest of Iran. Environmental Earth Sciences, 71(7):3171-3180.
Birkle P. Aragon J.R. Portugal E. Aguilar J.F. 2002. Evolution and origin of deep reservoir water at the active luna oil field, Gulf of Mexico, Mexico. AAPG bulletin, 86(3):457-484.
Birkle P. Garcia B.M. and Pardon C.M.M. 2009. Origin and evolution of formation water at jujo-Tecominoacan oil reservoir, Gulf of Mexico. Part 1:Chemical evolution and water-rock interaction. Applied Geochemistry, 24(4):543-554.
Carpenter A.B. 1987. Origin and Chemical evolution of brines in sedimentary basins. In SPE annual Fall Technical Conference and Exhibition. Society of Petroleum Engineers.
Carpenter A.B. Trout M.L. and Pickett E.E. 1974. Preliminary report on the origin and chemical evolution of lead and zonc rich oil field brines in central Mississippi. Economic Geology, 69(8): 1191-1206.
Chan L.H. Starinsky. A. and Katz A. 2002. The behavior of lithium and its isotopes in oilfield brines: evidence from the Heletz-Kokhav Field, Israel. Geochim Cosmochim Acta, 66: 615–623.
Clayton R.N. Friedmann I. Graf D.L. Mayeda T.K. Meents W.F. and Shimp N.F. 1966. The origin of saline formation waters. Journal of Geophysical Research. 71, 3869- 3882.
Collins A.G 1975. Geochemistry of oil-field waters. Elsevier, NewYork.
Gultekin F. Hatipoglu E. and Ersoy A. F. 2011. Hydrogeochemistry, environmental isotopes and the origin of the Hamamayagi-Ladik thermal spring (Samsun, Turkey). Enviromental Earth Sciences,62(7),1351-1360.
Eggenkamp H.G.M. 1994. d37Cl: The Geochemistry of chlorine isotopes. Ph. D. thesis, Utrecht University, Utrecht.
Hounslow A. 1995. Water Quality Data: Analysis and Interpretation. CRC Press, Boca Raton.
Hanor J.S. 1987. Origin and Migration of Subsurface Sedimentary Basins. Short Course 21. (SEPM) Society for Sedimentary Geology, Tulsa, OK.
Hanor J.S. 2004. The role of salt dissolution in the geologic, hydrologic, and diagenetic evolution of the northern Gulf Coast sedimentary basin. In: Post PJ (Ed.) Salt-sediment interactions and hydrocarbon prospectivity: concepts and case studies for the 21st century. 24th Annual Gulf Coast section SEPM foundation research conference, pp 464–501.
Haotian Yu. Teng Ma. Yao Du. Liuzhu Chen. 2018. Genesis of formation water in the northern sedimentray basin of south china sea Clues from hydrochemistry and stable isotopes (D,18O,37Cl and 81 Br). Journal of Geochemical Exploration.
Jamali A. Sadeghi A. and Adabi M. 2015. Stratigraphy and sedimentary environments of Shurijeh Formation in the Baghak, Mozurdan and Khangiran Well Sections, East of Kopet Dagh basin. Iranian Journal of Geology, 93-119.
Kharaka Y.K, Hanor J.S. 2004. Deep fluids in the continents: I. Sedimentary basins. In: Drever JI (Ed.) Treatise in Geochemistry, vol 5 Holland HD, Turekian KK (Eds.), Elsevier, New York, pp 499–540.
McIntosh JC. Walter LM. And Martini A.M. 2004. Extensive microbial modification of formation water geochemistry: case study from a Midcontinent sedimentary basin, United States. Geol Soc Am Bull, 116:743–759
Miri M. Bagheri R. and Kheybari F. 2017. Confined brine aquifer below the gas reservoirs, the main agent of destruction of shallow aquifers .7nd Conference Water resource management of Iran. Yazd.
Miri M. Bagheri R. and Kheybari F. 2017. Enhancing volume and salinity of production water in oil and gas wells, Case study: Mozduran gas reservoir, Iranian Journal of Oil Geology (accepted).
Miri M. Bagheri R. Taheri A. Kheybari F. and Akhlaqi M. 2017. Origin of connate water in deep confined aquifer of Mozduran reservoir, NE of Iran. 36nig conference and 3th congress International geology Science, Tehran.
MirnejadH. SisakhtV. Mohammadzadeh H. Amini A.H. RostronB.J. Haghparast G.2011. Major, minor element chemistry and oxygen and hydrogen isotopic compositionsof Marun oil-field brines, SW Iran: source history and economic potential.Geol. J. 46:1–9.
Ozler, HK. 2010. Carbonate weathering and connate seawaterinfluencing karst groundwaters in the Gevas–Gurpinar–Gu¨zelsu basins, Turkey. Environ Earth, Sci 61:323–3.
Rahro M. Bagheri R. and Mirbagheri M. 2016. Chemical evolution of saline water produced from Shanoul gas reservoir in south of Iran. 2nd National Conference on Petroleum Geomechanics, Tehran.
Rahro M. Bagheri R. and Mirbagheri M. 2016. The origin of the produced saline water from Shanoul gas reservoir in south of Iran using hydrochemical and isotopic approaches. 2nd National Conference on Petroleum Geomechanics, Tehran.
Rittenhouse G. 1967. Bromine in oil-filed waters and its use in determining possibilities of origin of these waters. AAPG Bulletin 51 (12), 2430-2440.
Sanders L.L. 1991.Geochemistry of formation waters from the lower Silurian Clinton Formation (Albion Sandstone) Eastern Ohio (1). AAPG Bulletin, 75(10):1593-1608.
Shouakar-Stash O. 2008. Evaluation of stable chlorine and bromine isotopes in sedimentary formation fluids (Ph.D.Thesis).
Vengosh A. Spivack A.J. Artzi Y. and Ayalon A. 1999. Geochemical and boron, strontium, and oxygen isotopic constraints on the origin of the salinity in groundwater from the Mediterranean coast of Israel. Water Resources Research, 35(6):1877-1894.
White D.E. 1957. Magmatic, connate, and metamorphic waters. Geological Society of America Bulletin, 68 (12):1659-1682.
White DE. 1965. Saline waters of sedimentary rocks. In: Young A, Galley GE (Eds.) Fluids in subsurface environments. AAPG Memoir, 4:342–366.
Worden R. Manning D.A.S. and Bottrell S.H. 2005. Multiple generations of high salinity formation water in the Triassic Sherwood Sandstone: Wytch Farm oilfield, onshore UK. Applied Geochemistry, 455-475.
Zherebtsova IK. and Volkova NN. 1966. Experimental study of behavior of trace elements in the process of natural solar evaporation of Black Sea water and Sasyk-Sivash brine. Geochem Int, 3:656–670.

Files

Share

How to cite

Statistics