An analysis of the connection of microfacies, depositional environment, and diagenesis on the reservoir quality of the Mishrif Formation (Early Cenomanian–Turonian) in Esfand Field (Sirri E), northeast of the Persian Gulf

Document Type : Research Paper

Authors

1 M.s Student Sedimentology and Sedimentary Rocks, University of Hormozgan, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, University of Hormozgan, Bandar Abbas, Iran

3 PhD in Engineering Geology, Iranian Offshore Oil Company, Iran

4 MSc. Iranian Offshore Oil Company, Iran

Abstract

Abstract
The Mishrif Formation (Cenomanian–Turonian) is one of the most important hydrocarbon reservoirs in the Persian Gulf. In this study, 151 microscopic thin sections and the porosity and permeability data on wells SIE-5 and SIE-6 in Esfand Oilfield were studied to identify the microfacies, depositional environment and the diagenetic processes of the Mishrif reservoir, to evaluate the effect of these processes on the reservoir quality. Lucia's petrophysical classification and the reservoir quality descriptive classification were also used in the optimal analysis of the reservoir characteristics. Petrographic analyses revealed 11 microfacies that belonged to the peritaidal zone, lagoon, shoal, middle and outer ramp sub-environments on a homoclinal carbonate ramp. Most of the microfacies of these two wells are belong to the shoal and lagoon facies belts. The succession in both wells show shallowing upward sequences. The most important diagenetic characteristics of the Mishrif Formation include dissolution, cementation, compaction, dolomitization and stylolitization. Porosity type consists of intercrystalline, vuggy, moldic and fracture porosities. Almost all microfacies in both wells are also in classes one and two of Lucia's petrophysical classification. Furthermore, the facies in the peritidal zone and shoal sub-environments in SIE-5 are in a better reservoir condition than SIE-6. On the other hand, the open marine facies in SIE-6 have a higher quality than the facies in SIE-5. In summary, it could be stated that diagenetic processes have had a larger role in the increase or decrease in the reservoir quality than the depositional environment. Thus, the Mishrif reservoir could be considered a diagenetic reservoir.
Keywords: Mishrif Formation, Esfand Oilfield, Depositional environment, Diagenesis, Reservoir quality
 



Introduction
The Middle-East has the largest oil and gas reserves in the world, with its major portion being stored in the Arabian Plate (Sharland et al. 2001). The thick Cretaceous-aged sediments accumulated in the Arabian platform and Zagros basin contain enormous and economically valuable hydrocarbon reserves (Setudehnia 1978; Alsharhan and Nairn 1986, 1988; Ghabeishavi et al. 2009, 2010; Hollis 2011; Lapponi et al. 2011). The Cretaceous-aged (Cenomanian–Turonian) Mishrif reservoir is one of the most important hydrocarbon reservoirs in the Persian Gulf. Therefore, a better knowledge of its reservoir properties and depicting the sedimentary environment and diagenetic processes is of high importance.
 
Material & Methods
In this study, 151 thin sections at coring spaces of one m were taken from the Mishrif Formation at SIE-5 and SIE-6 wells respectively, in the Esfand Oilfield. Then, they underwent petrographic examinations with a polarizing microscope to evaluate the microfacies and diagenetic processes. In order to determine the reservoir quality, the porosity-permeability data were plotted in petrophysical classification (Lucia 1983). Subsequently, each microfacies was evaluated separately, with its reservoir status being described based on descriptive classification (Ahr 2008).
 
Discussion of Results & Conclusions
Based on the conducted studies on the thin sections prepared from the cores of Mishrif Formation in two wells, 11 microfacies were identified belong to five groups of the intertidal zone, lagoon, shoal, middle ramp, and outer ramp.
The Mishrif Formation (Cenomanian–Turonian) in both wells indicate an evident thinning upward, which is consistent with the trend of sedimentation and its simultaneous depositional sequences in the Persian Gulf and Zagros regions. However, small thinning and thickening cycles showing a local performance in these deposits are also observed in both wells.
The most important diagenetic factors in the Mishrif Formation include dissolution, cementation, dolomitization, stylolitization, bioturbation, pyritization, hematitization, neomorphism, fracturing, and filling. Hematitization, dolomitization, and fracturing are the most important factors, which have increased the total porosity. These processes have created large amounts of intercrystalline, vuggy, and fracturing porosities in the oilfield and have improved the reservoir quality. The significant impact of meteoric diagenetic processes on the Mishrif Formation and upper section of Sarvak Formation has been proved and attributed to the mid-Turonian discontinuity (Hajkazemi et al. 2010; Razin et al. 2010, Taghavi et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2012; Hahjkazemi et al. 2017).
By comparing the porosity and permeability data of the microfacies from different facies belts on the petrophysical classification diagram of Lucia, it was found that the tidal zone microfacies of the two wells show a remarkable difference in their reservoir quality. It can be said that although they have deposited in similar sedimentary environments, but the differences in the diagenetic processes have caused the tidal zone microfacies of SIE-5 to have better reservoir quality. The dolomitization process and the presence of fracturing were more and wider in the microfacies of Mishrif Formation at SIE-5 and have been highly effective in the improvement of the reservoir quality. The lagoon microfacies of both wells show a similar trend, indicating the similarity of sedimentary environment and relatively similar effect of diagenetic processes in both wells, although the reservoir status of lagoon microfacies is obviously better at SIE-5. Although the microfacies sub-environment of carbonate shoal in both wells have the same environment, they are affected by diagenetic processes in different ways. This facies belt in SIE-5 is a complete reservoir belt, but in SIE-6 well it is divided into two reservoir and non-reservoir units. The petrographic examinations in the microfacies of this belt show that cementation, as a negative parameter in the reservoir quality, has more intensity in SIE-6, while dissolution and formation of various porosities, as positive reservoir parameters, have happened more at SIE-5. The microfacies of the middle ramp show a similar trend in both wells having a relatively good reservoir quality. The microfacies of the outer ramp, which are only observed in the SIE-5, show poor reservoir quality or have no reservoir status.
The Mishrif Formation with the age of Cenomanian–Turonian is one of the most important reservoirs of the Persian Gulf. The petrographic studies conducted on this formation led to the identification of 11 microfacies. These microfacies have been deposited in five sub-environments of the tidal zone (MF1), lagoon (MF2–MF5), shoal (MF6–MF8), middle ramp (MF9–MF10) and outer ramp (MF11) indicating a homoclinal carbonate ramp. Most of the microfacies of this formation at SIE-5 and SIE-6 wells are deposited in the sub-environments of carbonate shoal and lagoon facies belts, respectively. Dissolution, dolomitization, and fracturing are of the main factors affecting the increase of total porosities. These processes have created large amounts of intercrystalline, vuggy, and fracturing porosities in the studied field and have had a positive effect on increasing the reservoir quality. Evaluation of main diagenetic process has resulted in separation of three marine, meteoric, and burial diagenetic environments. The existing evidence shows that although the diagenetic processes have affected these deposits from the beginning of sedimentation to the deep burial phases, but mostly effected by  burial and meteoric diagenesis environments.
The reservoir evaluation showed that most of the sedimentary microfacies of this formation at both studied wells are plotted in classes one and two of the Lucia, which have a better reservoir status. In addition, the diagenetic processes have highly affected the porosity and permeability of these microfacies. Based on the dispersion of microfacies in different classes of Lucia in both wells, it was found that the sedimentary and diagenetic environments have affected the reservoir quality of sedimentary microfacies, both together and sometimes with different proportions. On the other hand, the results show that the microfacies of the tidal zone, lagoon, and shoal in SIE-5 and those of lagoon and middle ramp in SIE-6 have the best reservoir qualities. This is due to the presence of dissolution and dolomitization processes and formation of interconnected porosities.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

خاورمیانه، میزبان بزرگ‌ترین ذخایر نفت و گاز جهان است که بخش اصلی آن در صفحۀ عربی جای گذاشته شده است (Sharland et al. 2001). تجمع ستبر رسوبات به سن کرتاسه در سکوی عربی و حوضۀ زاگرس دربرگیرندۀ ذخایر هیدروکربن فوق عظیم و بسیار مهم ازنظر اقتصادی است (Setudehnia 1978; Alsharhan and Nairn 1986, 1988; Ghabeishavi et al. 2009  2010; Hollis 2011; Lapponi et al. 2011). مطالعۀ ریزرخساره‌ها و تعیین محیط رسوبی در کنار بررسی فرایندهای دیاژنزی به ارائۀ الگویی کاربردی برای بررسی‌های مخزنی و اکتشاف ذخایر هیدروکربنی منجر می‌شود. مخزن میشریف به سن کرتاسه (سنومانین- تورونین) یکی از مهم‌ترین مخازن هیدروکربنی حوضۀ خلیج فارس است؛ از‌این‌رو، شناخت بهتر ویژگی‌های مخزنی آن و ارائۀ تصویر مناسب از محیط رسوبی و فرایندهای دیاژنتیکی اهمیت بسیار زیادی دارد. هدف پژوهش حاضر، شناخت ریزرخساره‌ها و محیط ته‌نشینی به همراه فرایندهای دیاژنزی سازند میشریف و نقش و تأثیر آنها بر کیفیت این مخزن است. مطالعه‌های بسیاری دربارۀ سازند میشریف در میدان‌های خلیج فارس انجام شده‌اند که ازجملۀ آنها عبارتند از: پژوهش‌های خانجانی و همکاران (Khanjani et al. 2015)، مهرابی و همکاران (Mehrabi et al. 2015)، شاهوردی و همکاران (Shahverdi et al. 2015; 2016) و حاج کاظمی و همکاران (Hajikazemi et al. 2010; 2012; 2017. تاکنون مطالعۀ منسجمی دربارۀ سازند میشریف در میدان نفتی اسفند با تأکید بر محیط رسوبی و دیاژنز و نقش آن در کیفیت مخزن انجام نشده است؛ ازاین‌رو، پژوهش حاضر کمک شایانی به شناخت عوامل مؤثر بر کیفیت مخزنی این سازند در میدان نفتی اسفند خواهد کرد.

 

زمین‌شناسی منطقه

میدان نفتی اسفند یا سیری E بخشی از میدان بزرگ سیری در بخش ایرانی خلیج فارس است که نزدیک به مرز آبی ایران- دبی و در 90 کیلومتری سواحل ایران قرار دارد. این میدان با ابعاد ساختاری تقریباً 7×15 کیلومتر در 25 کیلومتری جنوب‌شرقی جزیرۀ سیری واقع شده است (شکل 1)؛ درحقیقت، منطقۀ سیری بخشی از حوضۀ رسوبی وسیعی را تشکیل می‌دهد که میان فراخاست قطر در باختر، زاگرس در شمال و عمان در جنوب و شرق قرار دارد و به‌سمت جنوب این رسوبات تا بیابان رب‌الخالی گسترش یافته است (Bashari et al. 2003)؛ میدان نفتی اسفند در این منطقه قرار دارد. سازند میشریف در خلیج فارس در محدودۀ زمانی کرتاسه (سنومانین- تورونین) واقع شده است که در جنوب خلیج فارس با گروه واسیا شناسایی می‌شود؛ این گروه به‌ترتیب از پایین به بالا شامل سازندهای نهرعمر، خاتیا و میشریف است (Bashari et al. 2003). سازند میشریف در جنوب‌شرق خلیج فارس شامل سنگ‌آهک مادستونی و وکستونی غنی از مواد آلی (سازند خاتیا) به سن سنومانین پیشین و سنگ‌آهک پکستونی غنی از رودیست (معادل میشریف) به سن سنومانین پسین- تورونین است (Farzadi 2006) (شکل 2). مرز بالایی سازند میشریف، ناپیوستگی تورونین است و این ناپیوستگی که در رأس سازند وجود دارد، در سراسر صفحۀ عربی و زاگرس تشخیص داده می‌شود(Rahimpour-Bonab et al. 2012; Videch et al. 1988; Sharland et al. 2001; Razin et al. 2010; Sharp et al. 2010; Van-Buchem et al. 2011). مرز زیرین سازند میشریف که مرزی تدریجی است، سازند خاتیا (معادل بخش احمدی سازند سروک در زاگرس) است (Farzadi 2006).


 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی میدان نفتی اسفند (برگرفته از Shahverdi et al. 2016 با اعمال تغییرات)

 

 
 

شکل 2- توالی کرونواستراتیگرافی کرتاسۀ میانی و بالایی در صفحۀ عربی (Porras and Compos 2001) همراه با اشکوب‌های کرتاسه و سن مرز میان آنها (Burchette and Briton 1985)

 


روش پژوهش


ستبرای سازند میشریف در چاه SIE-5 که در شرق ساختمان میدان اسفند قرار دارد، 5/64 متر است؛ در‌حالی‌که در چاه SIE-6 در شمال میدان، حدود 85 متر ستبرا دارد. به‌منظور دستیابی به اهداف پژوهش حاضر، تعداد 67 و 51 مقطع نازک به‌ترتیب از چاه‌های SIE-5 و SIE-6 با فواصل مغزه‌گیری 1 متر در سازند میشریف، میدان نفتی اسفند تهیه و بررسی‌های پتروگرافی با میکروسکوپ پلاریزان انجام شدند. ‌نام‌گذاری ریزرخساره‌های آهکی سازند میشریف بر اساس طبقه‌بندی (Dunham 1962) انجام و برای تفسیر محیط رسوبی از (Flugel 2010) و (Wilson 1975) استفاده شد. مطالعه‌های آزمایشگاهی در آزمایشگاه گروه زمین‌شناسی دانشگاه هرمزگان و با میکروسکوپ تحقیقاتی BK-230 انجام شدند و پراکندگی ریزرخساره‌ها در هر چاه مشخص شد. به‌منظور تعیین کیفیت مخزنی، داده‌های تخلخل- تراوایی در کلاس‌بندی پتروفیزیکی (Lucia 1983) پلات شدند و در ادامه، هر ریزرخساره به تفکیک بررسی و وضعیت مخزنی آن بر مبنای طبقه‌بندی توصیفی (Ahr 2008) توصیف شد.

 

بحث

نخستین گام در مطالعۀ ریزرخساره‌، شناسایی و نام‌گذاری اجزای تشکیل‌دهندۀ آن‌ است. بر اساس مطالعه‌های انجام‌شده روی مقاطع نازک تهیه‌شده از مغزه‌های دو چاه سازند میشریف، 11 ریزرخسارۀ آهکی در قالب پنج گروه A، B، C، D و E شناسایی شدند که در ادامه، این ریزرخساره‌ها و ویژگی‌های آنها شرح داده می‌شوند:

 

ریزرخساره‌های گروه A

MF1: ریزرخسارۀ مادستون

فابریک و اندازۀ رسوب بسیار ریز است. میکرایت، زمینۀ اصلی این ریزرخساره را تشکیل می‌دهد و خرده‌های اسکلتی در این رخساره وجود ندارند. در برخی مقاطع، دولومیت‌های شکل‌دار در اندازه‌های مختلف در این ریزرخساره وجود دارند. نبود فسیل و بافت ریزدانه نشان‌دهندۀ ته‌نشینی در محیط کشندی تا ابتدای لاگون است (Flugel 2010; Ginsburg and James 1975; Shinn 1983). این ریزرخساره معادل میکروفاسیس استاندارد RMF19 فلوگل (Flugel 2010) در زیرمحیط انتهای پهنۀ کشندی تا لاگون و معادل SMF21 ویلسون (Wilson 1975) متعلق به زون رخساره‌ای FZ9 است (شکل 3، الف).

 

ریزرخساره‌های گروه B

MF2: ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی

این ریزرخساره زمینۀ میکرایتی و وکستون تا پکستون دارد. درصد آلوکم این ریزرخساره بین 25 تا 50 درصد است. فرامینیفرهای بنتیک (میلیولیدا، نزازتا، تکستولاریا و اربیتولین‌های مخروطی)، رودیست و اکینوئید از اجزای این ریزرخساره‌اند که در زمینۀ میکرایتی دیده می‌شوند. وجود فرامینیفرهای بنتیک مانند میلیولیدا و نزازتا و همچنین زمینۀ میکرایتی مؤید محیط رسوبی با چرخش محدود آب مانند لاگون است (Mancinelli 2006). محیط تشکیل این ریزرخساره به‌علت وجود خرده‌های رودیست و حضور اربیتولین در بخش‌های کم‌عمق، لاگون است (Flugel 2010). این ریزرخساره معادل RMF13 فلوگل (Flugel 2010) در زون لاگون و SMF18 ویلسون (Wilson 1975) در زون رخساره‌ای FZ8 است (شکل 3، ب).

 

MF3: ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست

گل، زمینۀ این ریزرخساره را تشکیل می‌دهد و فراوانی آلوکم‌های این ریزرخساره بین 25 تا 60 درصد است. فراوانی اجزای بایوکلستی بین 10 تا 55 درصد است که به‌ترتیب فراوانی عبارتند از: فرامینیفرهای بنتیک (میلیولیدا و تکستولاریا)، جلبک و قطعه‌های رودیست. درصد اینتراکلست‌های این ریزرخساره بین 20 تا 35 درصد است و کمی گردشده‌اند. ویژگی‌های بافتی و وجود اینتراکلست همراه با فرام‌هایی مانند میلیولیدا و نبود فرام‌های بزرگ نشان‌دهندۀ نهشت این ریزرخساره در لاگون نیمه‌محصور با نوسان زیاد دما و شوری است (Flugel 2010). این ریزرخساره معادل RMF20 فلوگل (Flugel 2010) در محیط لاگون و SMF18 ویلسون (Wilson 1975) در زون رخساره‌ای FZ8 است (شکل 3، پ).

 

MF4: ریزرخسارۀ وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و پلوئید همراه با آشفتگی زیستی

گل‌پشتیبان و وکستون زمینۀ این ریزرخساره است. فراوانی پلوئید‌ها در این ریزرخساره بین 20 تا 25 درصد متغیر و فراوانی بیوکلست‌ها بین 10 تا 25 درصد است که به‌ترتیب فراوانی عبارتند از: قطعه‌های رودیست مشبک، فرامینیفر بنتیک، اکینوئید و قطعه‌های صدف دوکفه‌ای مانند اینوسراموس. بیشتر قطعه‌های بیوکلست میکرایتی شده‌‌اند. این ریزرخساره آشفتگی زیستی دارد. وجود فونای محدود و همچنین ساخت آشفتگی زیستی بیان‌کنندۀ محیط محدود دریایی لاگون برای این ریزرخساره است(Carozzi 1989; Tucker and Wrigh 1990; Flugel 2010). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد RMF18 فلوگل (Flugel 2010)، لاگون و SMF16 ویلسون (Wilson 1975) متعلق به FZ8 است (شکل 3، ت).

 

MF5: ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خردۀ اسکلتی رودیست

این ریزرخساره بافتِ گل‌پشتیبان و وکستون دارد. بخش اصلی آلوکم این ریزرخساره، رودیست و قطعه‌های رودیستی با فراوانی 10 تا 40 درصد است. آلوکم‌های فرعی این ریزرخساره شامل فرامینیفرهای بنتیک مانند میلیولیدا است که فراوانی آن در برخی مقاطع این ریزرخساره تا حدود 10 درصد کل آلوکم‌ها می‌رسد. عمده آلوکم‌های این ریزرخساره میکرایتی شده‌اند. تنوع فونای کم و همچنین میکرایتی‌شدن نشان‌دهندۀ لاگون کم‌انرژی است (Flugel 2010). این ریزرخساره متعلق به لاگون و مشابه ریزرخسارۀ استاندارد RMF17 فلوگل (Flugel 2010) و معادل SMF18 ویلسون (Wilson 1975) متعلق به زون رخساره‌ای FZ8 است (شکل 3، ث).

 

ریزرخساره‌های گروه C

MF6: ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست

نام این ریزرخساره گویای اینست که بافت آن، دانه‌پشتیبان و گرینستونی است. اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آلوکم‌های این ریزرخساره شامل اینتراکلست و فرامینیفرهای بنتیک میکرایتی‌شده‌ و خرده‌های بیوکلستی (نظیر رودیست) است. فراوانی آلوکم‌های این ریزرخساره بین 25 تا 60 درصد است. فراوانی آلوکم‌های اسکلتی مانند فرامینیفرهای بنتیک و رودیست بین 25 تا 40 درصد و فراوانی اینتراکلست بین 25 تا 30 درصد است. این ریزرخساره با داشتن بافت گرینستونی و سیمان اسپارایتی به محیطی پرانرژی نظیر پشته‌های کربناته نسبت داده می‌شود (Ghobishavi et al. 2010; Flugel 2010). این ریزرخساره معادل RMF27 فلوگل (Flugel 2010) از پشتۀ کربناته و SMF11 ویلسون (Wilson 1975) در زون رخساره‌ای FZ6 است (شکل 3، ج).

 

MF7: ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی

این ریزرخساره زمینه‌ای اسپارایتی دارد و گرینستون است. فراوانی آلوکم‌های این ریزرخساره بین 30 تا 70 درصد است. فراوانی فرامینیفرهای بنتیک که اصلی‌ترین آلوکم این ریزرخساره‌اند، حدود 50 درصد و فراوانی قطعه‌های رودیست و پلوئید که آلوکم‌های فرعی این ریزرخساره‌اند، حدود 10 درصد است. اجزای فرعی شامل خرده‌های رودیست و اینتراکلست به مقدار بسیار کم وجود دارند. آلوکم‌های این ریزرخساره گردشدگی و جورشدگی نسبتاً خوبی دارند. وجود بافت اسپارایتی، نبود گل آهکی و همچنین جورشدگی و گردشدگی نسبتاً خوب دانه‌ها مؤید تشکیل این ریزرخساره در محیط پرانرژی است (Flugel 2010). این ریزرخساره معادل RMF27 فلوگل (Flugel 2010) از پشتۀ کربناته و SMF11 ویلسون (Wilson 1975) در زون رخساره‌ای FZ6 است (شکل 3، چ).

 

MF8: ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی و کورتوئید

این ریزرخساره دانه‌پشتیبان و دارای زمینۀ اسپارایتی است. درصد آلوکم‌های این ریزرخساره حدود 60 درصد و شامل قطعه‌های کورتوئید، رودیست و فرامینیفر است. آلوکم‌ها به‌شدت میکرایتی‌شده و نامشخصند. جورشدگی و گردشدگی در آلوکم‌ها مشهود است. وجود بافت گرینستونی، وجودنداشتن گل آهکی و جورشدگی و گردشدگی نسبتاً خوب آلوکم‌ها گویای تشکیل این ریزرخساره در محیط پرانرژی است (Flugel 2010). این ریزرخساره معادل RMF27 فلوگل (Flugel 2010) از پشتۀ کربناته و SMF11 ویلسون (Wilson 1975) در زون رخساره‌ای FZ6 است (شکل 3، ح).

 

ریزرخساره‌های گروه D

MF9: ریزرخسارۀ باندستون مرجانی

این ریزرخساره در مقاطع نازک به‌شکل اسکلت مرجانی برجا، بدون شکستگی و خردشدگی است. فضای خالی موجود در بدنۀ مرجانی عمدتاً با سیمان کلسیتی و به‌ندرت میکرایت پر شده است. این ریزرخساره با جانداران درجا و در حاشیۀ پلت‌فرم به‌شکل ریف تکه‌ای تشکیل شده است و بالای سطح اساس امواج عادی قرار دارد (Wilson 1975). محیط این ریزرخساره، رمپ میانی و معادل RMF12 فلوگل (Flugel 2010) و SMF19 ویلسون (Wilson 1975) در زون رخساره‌ای FZ7 است (شکل 3، خ و د).

 

MF10: پکستون تا وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی ریزدانه

این ریزرخساره زمینۀ گلی و وکستون تا پکستون دارد. اجزای اصلی این ریزرخساره، واریزه‌های خرد‌شدۀ رودیست با فراوانی 20 تا 40 درصد در اندازۀ ریزدانه‌اند. سایر آلوکم‌ها شامل خرده‌ریز اکینوئید، پلوئید و فرامینیفرها قابل‌شناسایی نیستند و گاهی فرامینیفرهای پلاژیک با فراوانی 3 تا 5 درصد وجود دارند. ویژگی‌های آلوکم‌های این ریزرخساره به‌طور کامل حفظ نشده‌اند و آلوکم‌ها خرد و به قطعه‌های ریزتر تبدیل شده‌اند که حمل‌ونقل از بخش‌های بالای حوضه را نشان می‌دهد. این ریزرخساره معادل RMF7 فلوگل (Flugel 2010) در رمپ میانی و SMF10 ویلسون (Wilson 1975) در زون رخساره‌ای FZ7 است (شکل 3، ذ).

 

ریزرخساره‌های گروه E

MF11: ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی

این ریزرخساره گل‌پشتیبان است. در این ریزرخساره، فرامینیفرهای پلانکتونیک به میزان 5 تا 25 درصد دیده می‌شوند. اجزای اسکلتی کمتر معمول شامل بیوکلست‌‌‌های مشتق‌شده از اکینوئید و پوستۀ دو‌کفه‌ای‌اند. در این ریزرخساره با غلبۀ گل آهکی و نبود فوناهای نریتیک مربوط به آب‌های کم‌عمق روبه‌رو هستیم. میزان زیاد میکرایت و ریزدانه‌بودن، نبود ساختمان‌های رسوبی و حضور فرامینیفرهای پلانکتونیک نشان می‌دهد این ریزرخساره در محیط دارای انرژی هیدرودینامیکی آرام و آب‌های عمیق با شوری طبیعی در رمپ خارجی رو به بخش حوضه نهشته شده است (Wilson 1975; Carozzi 2004; Flugel 2010). این ریزرخساره معادل RMF5 فلوگل (Flugel 2010) و SMF20 در زون رخساره‌ای FZ7 (Wilson 1975) است (شکل 3، ر).

 

تفسیر گروه A تا E

پنج گروه ریزرخساره‌ای معرفی‌شده بر اساس ویژگی‌های بافتی بر مبنای مقایسه با ریزرخساره‌های استاندارد فلوگل (Flugel 2010) و کمربند رخساره‌ای ویلسون (Wilson 1975) در قالب زیرمحیط‌های رسوبی زیر معرفی می‌شوند:

تفسیر گروه A

ریزرخساره‌های گروه A به پهنۀ جزرومدی تعلق دارند. وجودنداشتن آشفتگی زیستی، وجود گل فراوان و وجودنداشتن فونای محدود به لاگون بیان‌‌کنندۀ نهشت این گروه در پهنۀ کشندی است؛ همچنین وجود دولومیت در این گروه ممکن است به‌علت فرایندهای دیاژنزی در این زیرمحیط باشد؛ مشابه این ریزرخساره را اسدی مهماندوستی و اسدی (Asadi and Asadi mehmandosti 2017) در سازند سروک برش چناران معرفی کرده‌اند.

 

گروه B

ریزرخساره‌های گروه B که ریز‌رخساره‌های وکستونی تا پکستونی همراه با فرامینیفرهای بنتیک دارای دیوارۀ بدون منفذند، به زیرمحیط لاگون تعلق دارند. قطعه‌های دو‌کفه‌ای، قطعه‌های رودیست، فرامینیفرهای بنتیک کوچک مانند میلیولیدا و تکستولاریا، فرامینیفرهای بنتیک بزرگ (اربیتولین) و پلوئیدها اجزای اصلی این ریزرخساره‌ها هستند. بافت رسوبی و وجود آلوکم‌های شاخص لاگون مانند فرامینیفر بنتیک نشان‌دهندۀ ته‌نشست این ریزرخساره در رمپ داخلی زیرمحیط لاگون در شرایط آب‌های کم‌عمق و پرنور است؛ تنوع و فراوانی فرامینیفرهای بدون منفذ این مهم را تأیید می‌کنند (Geel 2000; Corda and Brandano 2003; Vaziri– Moghaddam et al. 2006; Bassi et al. 2007; Brandano et al. 2009)؛ مشابه این ریزرخساره‌ها را پژوهشگران دیگری ازجمله خانجانی و همکاران (Khanjani et al. 2015) و شاهوردی و همکاران (Shahverdi et al. 2015; 2016) در سازند میشریف بخش خلیج فارس گزارش کرده‌اند.

 

گروه C

ریزرخساره‌های این گروه، گرینستون‌های آلوکم‌دار با جورشدگی و گردشدگی خوب هستند. اندازۀ ذرات در حد ماسۀ متوسط‌دانه تا ماسۀ بسیار درشت‌دانه است. ریزرخساره‌های گروه C به زیرمحیط پشتۀ کربناته تعلق دارند. رسوبات این مجموعه به‌شکل تدریجی رسوبات بخش شیب (Slope) را می‌پوشانند. بیوکلست‌ها عمدتاً از فرامینیفرهای بنتیک و به‌ویژه رودیست‌ها هستند. این گروه ریزرخساره‌ای، رسوبات پشته‌های زیرآبی با انرژی مداوم را نشان می‌دهد (Wilson 1975; Burchette 1993). مشابه این ریزرخساره‌‌ها را پژوهشگران دیگری ازجمله خانجانی و همکاران (Khanjani et al. 2015) و شاهوردی و همکاران (Shahverdi et al. 2015; 2016) در سازند میشریف بخش خلیج فارس گزارش کرده‌اند.

 

گروه D

این گروه یک ریزرخسارۀ زیستی و ریزرخساره‌ای با آلوکم‌های خرد‌شده دارد. خردشدگی دانه‌ها در این ریزرخساره‌ها، تأثیر شرایط موقت نسبتاً پرانرژی را نشان می‌دهد که احتمالاً در شرایط طوفانی ایجاد شده است ((Flugel 2010؛ خردشدگی به‌گونه‌ایست که تشخیص بیوکلست‌ها سخت است. این گروه نشان‌دهندۀ زیرمحیط رمپ میانی و بخش شیب‌دار رمپ میانی تا رمپ خارجی است که بین سطح اساس نرمال امواج و سطح اساس طوفانی قرار دارد (Burchette et al. 1990). انواع مختلفی از ریف‌ها مانند ریف‌های کومه‌ای مرجانی (Coral Patch Reefs) و ریف‌های جلبک قرمز- مرجانی (Coral- Red Algal Reefs) در رمپ میانی و رمپ داخلی دیده می‌شوند (Burchette et al. 1990). رخسارۀ کورال باندستون از ریف‌های کومه‌ای در رمپ میانی است؛ مشابه این ریزرخساره‌ها را اصغری (Asghari 2006) در سازند سروک میدان نفتی اهواز و محسنی و همکاران (Mohseni et al 2015) در سازند سروک میدان نفتی مارون گزارش کرده‌اند.

 

گروه E

ریزرخساره‌های گروه E به رمپ خارجی تعلق دارند و نبود فرام بنتیک و وجود فونای پلاژیک ویژگی مهم ریزرخساره‌های رمپ خارجی است (Wilson 1975; carozzi 2004; Flugel 2010)؛ مشابه این ریزرخساره‌ها را پژوهشگران دیگری ازجمله خانجانی و همکاران Khanjani et al. 2015)) و شاهوردی و همکاران (Shahverdi et al. 2015; 2016) در سازند میشریف بخش خلیج فارس گزارش کرده‌اند.

 

محیط رسوبی

از 11 ریزرخسارۀ شناسایی‌شده، چاه SIE-5 11 ریزرخساره را دارد که در زیرمحیط‌های مختلف ته‌نشین شده‌اند. با‌توجه‌به شکل 4 که پراکندگی ریزرخساره‌ها و محیط‌های رسوبی را در چاه SIE-5 نشان می‌دهد، ریزرخسارۀ MF8 با 23 درصد و MF1 با 22 درصد بیشترین فراوانی را بین ریزرخساره‌ها دارند؛ همچنین ریزرخساره‌های پشتۀ کربناته 48 درصد و پس‌از‌آن، ریزرخساره‌های پهنۀ کشندی بیشترین ستبرای این چاه را به خود اختصاص می‌دهند. ستون سنگ‌چینه‌نگاری همراه با ریزرخساره‌ها در شکل 5 نشان داده شده‌ است. در این چاه، ریزرخسارۀ گل‌پشتیبان رمپ خارجی بخش انتهایی توالی مطالعه‌شده را نشان می‌دهد. این ریزرخساره با ریزرخساره‌های لاگون و پهنۀ کشندی پوشیده شده است؛ در ادامه، ریزرخساره‌های پشتۀ کربناته نهشته شده‌اند که بیشترین ستبرا را در توالی مطالعه‌شده در این چاه دارند. ریزرخساره‌های لاگون و پهنۀ کشندی بالاترین بخش توالی مطالعه‌شده‌اند.

از 11 ریزرخسارۀ شناسایی‌شده، چاه SIE-6 9 ریزرخساره را دارد که در زیرمحیط‌های مختلف ته‌نشین شده‌اند. با‌توجه‌به شکل 4، ریزرخسارۀ MF4 با 22 درصد بیشترین فراوانی را بین ریزرخساره‌ها دارد؛ همچنین زیرمحیط لاگون با 36 درصد و پس‌از‌آن، پشتۀ کربناته با 31 درصد بیشترین ستبرای این چاه را به خود اختصاص می‌دهند. ستون سنگ‌چینه‌نگاری همراه با ریزرخساره‌ها در شکل 5 نشان داده شده است. در چاه SIE-6 نیز ریزرخسارۀ رمپ میانی در بخش انتهایی توالی قرار دارد. این ریزرخساره با ریزرخساره‌های گرینستونی و پرانرژی پشتۀ کربناته پوشیده شده است؛ در ادامه، توالی ریزرخساره‌های لاگون و پشتۀ کربناته به‌شکل متناوب نهشته شده‌اند و بالاترین بخش توالی نیز نهشته‌های پشتۀ کربناته‌اند.

در هر دو چاه یادشده، توالی سازند میشریف (سنومانین- تورونین) کم‌عمق‌شوندگی واضحی را به‌سمت بالا نشان می‌دهد که با روند رسوب‌گذاری و نهشته‌شدن توالی‌های هم‌زمان آن در خلیج فارس و زاگرس همخوانی دارد؛ هرچند در هر دو چاه، چرخه‌های کوچک کم‌عمق‌شوندگی و عمیق‌شوندگی مشاهده می‌شوند که نشان از عملکرد محلی در این نهشته‌ها دارند. بررسی مجموعه ریزرخساره‌های سازند میشریف در میدان نفتی اسفند و مقایسه با کمربندهای ریزرخساره‌ای استاندارد فلوگل (Flugel 2010) و نبود رسوبات حاصل از ریزش (slumping) در محیط رسوبی و حضورنداشتن رسوبات حاصل از جریان‌های توربیدیتی و غیبت ریف‌های سدی مهم همگی نشان می‌دهند این سازند در شرایط محیط رمپ کربناتۀ تک‌‌شیب یا هموکلینال نهشته شده است (شکل 6). پژوهشگران دیگری ازجمله خانجانی و همکاران (Khanjani et al. 2015)، مهرابی و همکاران (Mehrabi et al. 2015) (Shahverdi et al. 2015; 2016) مشابه این محیط را برای سازند میشریف و نهشته‌های (سنومانین- تورونین) در خلیج فارس و مهرابی و رحیم پوربناب (Mehrabi and Rahimpour-Bonab 2013)، امیدوار و همکاران (Omidvar et al. 2014)، رحیم پوربناب و همکاران (Rahimpor-Bonab et al. 2014)، اسرافیلی دیزجی و همکاران (Esrafili-Dizaji et al. 2015)، اسدزاده و همکاران (Asadzadeh et al. 2016) و عالیشوند و همکاران Alishvandi et al. 2018) در زاگرس معرفی کرده‌اند.

 

 

شکل 3- الف. ریزرخسارۀ مادستون (چاه SIE-5، عمق 2848)، ب. ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE-6، عمق 2877)، پ. ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست (چاه SIE-6، عمق 2881)، ت. ریزرخسارۀ وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و پلوئید همراه با آشفتگی زیستی (چاه SIE-6، عمق 2906)، ث. ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خردۀ اسکلتی رودیست (چاه SIE-5، عمق 2855)، ج. ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست (چاه SIE-5، عمق 2876)، چ. ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE-5، عمق 2863)، ح. ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی و کورتوئید (چاه SIE-5، عمق 2886)، خ. ریزرخسارۀ باندستون مرجانی (چاه SIE-5، عمق 2853)، د. ریزرخسارۀ باندستون مرجانی (چاه SIE-5، عمق 2862)، ذ. ریزرخساره پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی ریزدانه (چاه SIE-5، عمق 2895)، ر. ریزرخسارۀ مادستون تا وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE-5، عمق 2916)

 

 

 

 

 

   
   

شکل 4- پراکندگی ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی در چاه‌های SIE-5 و SIE-6 میدان نفتی اسفند

 

شکل 5- ستون سنگ‌چینه‌نگاری سازند میشریف در چاه‌های SIE-5 و SIE-6 میدان نفتی اسفند

 

شکل 6- مدل رسوب‌گذاری سازند میشریف در میدان نفتی اسفند

 

 

فرایندهای دیاژنزی

انواع اصلی فرایندهای دیاژنزی در مخزن مطالعه‌شده عبارتند از:

سیمان موزائیکی دروزی

این نوع سیمان با تشکیل درون تخلخل‌ها به‌ویژه تخلخل‌های بین‌دانه‌ای باعث کاهش کیفیت مخزنی می‌شود. در توالی مطالعه‌شده، سیمان دروزی در ریزرخساره‌های پشته و گاهی درون تخلخل‌های رمپ میانی و به میزان کمتر لاگون گسترش دارد؛ این نوع سیمان هم در محیط‌های تدفینی و هم در متئوریک نزدیک سطح تشکیل می‌شود (Flugel 2010) (شکل 7، الف).

 

سیمان کلسیت هم‌محور

سیمان سین‌تکسیال یا هم‌محور دو نوع است:  نوع اول شفاف است و در محیط دیاژنز جوی همراه با سیمان دروزی تشکیل می‌شود (Flugel 2010)؛ نوع دوم که غیرشفاف یا غبارآلود است، در محیط دریایی و همراه با سیمان شعاعی تشکیل می‌شود (Kaufman et al. 1998). در توالی مطالعه‌شده، این سیمان در اطراف قطعه‌های رودیست دیده می‌شود و پیوستگی نوری با این قطعه‌ها دارد. این سیمان عموماً به‌شکل شفاف دیده می‌شود و به نظر می‌رسد به محیط متئوریک جوی تعلق داشته باشد (شکل 7، ب و ت).

 

سیمان هم‌ضخامت

این نوع سیمان به‌شکل نازک و هم‌ضخامت در اطراف دانه‌ها تشکیل می‌شود و وجود آن در مرز بین ‌دانه‌ها نشان‌دهندۀ تشکیل آن در مراحل اولیۀ دیاژنزی است. سیمان هم‌ضخامت نخستین نسل سیمان است که عمدتاً رخساره‌های گرینستونی و پکستونی دانه‌غالب را تحت‌تأثیر قرار داده است. این سیمان در تقابل با فشردگی فیزیکی، با ایجاد چهارچوب محکم مانع از فشردگی بیشتر و سبب حفظ‌شدگی تخلخل‌های اولیه می‌شود (شکل 7، پ).

سیمان بلوکی درشت‌بلور

این سیمان به‌عنوان سیمان دیاژنتیکی تأخیری فضای خالی باقیمانده بین ذرات را پر می‌کند یا پس‌از انحلال آلوکم‌ها، درون آنها را پر می‌کند. این سیمان تخلخل‌های قالبی و حفره‌ای و گاهی شکستگی‌های توالی مطالعه‌شده را پر می‌کند. تشکیل این نوع سیمان‌ها در محیط دیاژنزی تدفینی متوسط تا عمیق است (Choqutee and James  1987; Tucker and Wright 1990) (شکل 7، ث).

 

سیمان کلسیت پوئیکیلوتوپیک

این نوع سیمان به‌طور فراگیر و گسترده تخلخل‌های بین‌بلوری و بین‌دانه‌ای را پر می‌کند و سبب کاهش شدید میزان تخلخل و تراوایی می‌شود. این سیمان در بیشتر رخسار‌ه‌های گرینستونی مربوط به پشتۀ کربناته مشاهده می‌شود (شکل 7، ت). همراه‌بودن این سیمان با استیلولیت‌ها و رگچه‌های فشارشی گویای تشکیل این سیمان در محیط تدفینی عمیق است (Scholle and Scholle 2003) (شکل 7، ج).

 

دولومیتی‌شدن

دولومیتی‌شدن یکی از مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی مخزن میشریف است. در نمونه‌هایی که این فرایند مشاهده می‌شود، میزان آن بین 10 تا 90 درصد متغیر است؛ به‌گونه‌ای‌که در برخی مقاطع می‌توان نام سنگ را دولوستون گذاشت. دولومیت‌های این سازند دو نوع است: گروهی دولومیت‌های شکل‌دار و گروهی دولومیت‌های مرتبط با استیلولیت‌ها (دولومیت دفنی). دولومیت‌های شکل‌دار تک‌بلور با اجتماع چندین بلور در ریزرخسارۀ پهنۀ کشندی و برخی ریزرخساره‌های لاگون مشاهده می‌شوند (شکل 7، چ). پایین‌رفتن سطح آب دریا طی سنومانین- تورونین سبب تشکیل محیط دیاژنز مخلوط جوی- دریایی شده و شرایط را برای تشکیل دولومیت فراهم کرده است. غلامی‌زاده و آدابی (Gholami and Adabi 2011) در نواحی تنگستان و رحیم‌پور بناب و همکاران (Rahimpour-Bonab et al.  2012) در جنوب‌باختری ایران، منشأ دولومیت‌های سروک را که بخش بالایی آن معادل سازند میشریف است، آمیختگی آب شور و شیرین در پی پایین‌رفتن سطح آب دریا طی سنومانین- تورونین می‌دانند. شاهوردی و همکاران (Shahverdi et al. 2015; 2016) نیز منشأ دولومیت‌های دفنی و مرتبط با استیلولیت مخزن میشریف میدان سیری را محلول‌های منیزیم‌دار حاصل از فشردگی آهک‌های آرژیلیتی و شیل‌های بخش خاتیا می‌دانند و معتقدند مهاجرت این محلول‌ها و ورود آنها به داخل استیلولیت‌ها باعث دولومیتی‌شدن می‌شود.

 

استیلولیتی‌شدن

استیلولیت‌ها و رگچه‌های انحلالی عمومی‌ترین ساختارهای ناشی از فشردگی شیمیایی در سازند میشریف به شمار می‌آیند. استیلولیتی‌شدن و ایجاد رگچه‌های انحلالی از فرایندهای مهم فشردگی شیمیایی‌اند و میزان تأثیر این فرایند در کاهش تخلخل و تراوایی متغیر است (Burggess and Peter 1985). این فرایند یکی از شاخص‌ترین محصولات محیط دفنی است. از عوامل مهم گسترش زیاد استیلولیت‌ها در سازند میشریف علاوه‌بر فشار زیاد روباره‌ای و تکتونیکی، ویژگی‌های سنگ‌شناسی و گل‌پشتیبان‌بودن بیشتر رخساره‌های سازند میشریف است. این فرایند به‌وفور در رخساره‌های گل‌پشتیبان لاگون و رمپ میانی و به‌طور محدود در ریزرخسارۀ پهنۀ کشندی نیز مشاهده می‌شود (شکل 7، ح).

 

نوشکلی

در تمام رخساره‌های میشریف، نوشکلی افزایشی در گل آهکی زمینه مشاهده می‌شود؛ در این حالت، گل‌های آهکی در اثر تبلور مجدد و رشد بلورها به میکرواسپار تبدیل شده‌اند. یکی دیگر از فرایندهای نوشکلی، کلسیتی‌شدن است؛ جایی که دانه‌های آراگونیتی با کلسیت جانشین می‌شوند (Tucker and Wright 1996). در ریزرخساره‌های میشریف، رودیست‌ها و دوکفه‌ای‌ها که ترکیب آراگونیتی دارند، دچار نوشکلی شده‌اند (شکل 7، ب، ش و ح)؛ نوشکلی در محیط‌های مختلف فریاتیک، تدفینی و وادوز اتفاق می‌افتد و تنها لازمۀ این فرایند اینست که آراگونیت ناپایدار و آبی که فقیر ار منیزیم است، در دسترس باشد (Bathurst 1976). میکرایتی‌شدن نوع دیگری از نوشکلی است و این فرایند در بیشتر قسمت‌های بخش میشریف و در تمام خرده‌های اسکلتی (اعم از رودیست و فرامینیفر) مشاهده می‌شود (شکل 7، ت)؛ به‌طوری‌که در برخی موارد، ساختمان خرده‌های اسکلتی بر اثر فعالیت میکروبی شدید به‌طور کامل میکرایتی شده است. این فرایند در بخش‌های کم‌ژرفاتر توالی مطالعه‌شده مانند لاگون، پشته و رمپ میانی مشاهده می‌شود. فرایند میکرایتی‌‌شدن از فرایندهای دیاژنز اولیه است (Wilson and  Evans 2002; Madden and Wilson 2013).

 

هماتیتی‌شدن

کانی‌های آهن‌دار یکی از شاخص‌های مهم شرایط شیمیایی رسوبات هستند که عملاً چند درصد در تمام سنگ‌های رسوبی حضور دارند (Tucker 2003). در مقاطع مطالعه‌شده، شواهد هماتیتی‌شدن به‌شکل پرکنندۀ برخی حجره‌ها، در حواشی آلوکم‌ها، آغشتگی زمینۀ میکرایتی یا به‌شکل تیغه‌ای پراکنده در زمینه است. منشأ آهن می‌تواند انحلال کانی‌های رسی یا انتقال توسط آب‌های جوی باشد. این فرا‌یند در مرحلۀ مزوژنز دفنی و تلوژنز بالا‌آمدگی رخ می‌دهد (شکل 7، خ).

 

پیریتی‌شدن

در توالی مطالعه‌شده، پیریت‌ها عموماً شکل‌دارند. پیریت‌ها هم به‌شکل جانشینی در گل آهکی در پوستۀ فسیل و کلسیت اسپاری و هم به‌شکل پرکنندۀ فضاهای خالی حجره‌های فسیلی دیده می‌شوند. این فرایند در رخساره‌های گل‌پشتیبان پری‌تایدال و لاگون مشاهده می‌شود. هنگامی پیریت تشکیل می‌شود که کربن آلی اکسیدشده تحت‌تأثیر باکتری‌ها با سولفات احیاشده ترکیب می‌شود تا سولفید تولید شود؛ پس‌از‌آن با آهن محلول واکنش می‌دهد تا کانی‌های سولفید‌آهن تولید شوند و پس‌از یک سری واکنش‌ها، در‌نهایت پیریت تشکیل می‌شود (Schoonen 2004 Canfield 2004). فراوانی پیریت در رسوبات دریایی به دردسترس‌بودن سولفات، آهن واکنش‌پذیر و کربن آلی ناپایدار بستگی دارد (Canfield 2004). فراوانی و دردسترس‌بودن یون سولفات و آهن در آب اقیانوس و همچنین حضور مواد آلی فراوان در رسوبات سازند میشریف، شرایط لازم را برای تشکیل پیریت درجازا مهیا کرده است (شکل 7، د).

 

زیست‌‌‌آشفتگی

این فرایند به فعالیت موجودات مربوط است و باعث تغییر‌رنگ رسوبات به‌شکل تیره و روشن می‌شود. طی این فرایند، رسوبات یا سنگ رسوب تحت‌تأثیر موجودات قرار می‌گیرند و معمولاً بافت و ساختار اولیۀ رسوب‌گذاری تغییر می‌کند(Flugel 2010, Hollis 2011; Burchette & Britton 1985). ‌آشفتگی زیستی از فرایندهای خاص محیط دریایی است (Hollis 2011) و در رخساره‌‌های لاگون سازند میشریف دیده می‌شود (شکل 7، ذ).

 

شکستگی و پرشدگی

در توالی مطالعه‌شده، شکستگی‌ها هم در رخساره‌های گل‌پشتیبان و هم دانه‌پشتیبان دیده می‌شوند. بیشتر این شکستگی‌ها با سیمان کلسیت اسپاری درشت‌بلور پر شده‌اند که این سیمان‌ها در محیط دفنی تشکیل شده‌اند. شکستگی‌هایی که در آخرین مراحل دیاژنز دفنی ایجاد شده‌اند از سیمان پر نشده‌اند و به‌شکل شکستگی باز دیده می‌شوند. این شکستگی‌ها می‌توانند به‌طور محلی در ارتباط‌دادن سایر تخلخل‌ها نقش داشته باشند (شکل 7، ژ)

 

انحلال

انحلال از مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی مؤثر بر کیفیت مخزنی سازند میشریف در میدان مطالعه‌شده است. انحلال موجب گسترش انواع تخلخل در رخساره‌ها به‌ویژه رخساره‌های دانه‌پشتیبان توالی شده است. درحقیقت، تخلخل‌های میشریف نتیجۀ فرایندهای انحلال به‌ویژه انحلال خرده‌های اسکلتی‌اند؛ به‌طوری‌که طی آن، تنها یک حاشیۀ میکرایتی از آنها باقی مانده است (Vaseghi 1979). مطالعه‌های گذشته روی توالی سازند سروک (بخش بالایی سازند سروک معادل میشریف است) و سازند میشریف، عمده انحلال مشاهده‌شده را در‌ارتباط‌با رخنمون‌های تحت‌الجوی و تحت‌تأثیر دیاژنز متئوریک و در‌ارتباط‌با ناپیوستگی تورونین میانی مشخص کرده‌اند (Taghavi et al. 2006; Hajikazemi et al. 2010, 2012; Hollis 2011; Rahimpour-Bonab et al. 2012, 2013). شکل 7، ر تا ش تصاویر مربوط به انحلال و تخلخل‌های ایجاد‌شده در توالی را نشان می‌دهد.

 

توالی پاراژنتیکی

توالی پاراژنتیکی سنگ‌های کربناته را می‌توان در مراحل اولیه (ائوژنز)، میانی (مزوژنز) و نهایی (تلوژنز) دنبال کرد که در سه محیط اصلی دریایی، متئوریک (جوی) و دفنی انجام شده‌اند (Moore 2001; Ahr 2008;Vincent et al. 2007). در رسوبات سازند میشریف، نخستین مرحلۀ دیاژنز در محیط دریایی اتفاق افتاده است؛ در این محیط، فرایندهای آشفتگی زیستی، میکرایتی‌شدن دانه‌ها، هماتیتی‌شدن و تشکیل سیمان هم‌ضخامت رخ داده‌اند؛ در ادامه، بخش میشریف به‌علت پایین‌آمدن سطح آب دریاها در معرض محیط دیاژنز جوی قرار گرفته است. در محیط جوی نیز سیمان‌های کلسیت هم‌بعد، دروزی، سین‌تکسیال به همراه هماتیتی‌شدن و تشکیل دولومیت‌های شکل‌دار و انحلال رخ داده‌اند. محیط دیاژنتیکی تدفینی با مرحلۀ مزوژنتیک مطابق است (Moor 2001)؛ بیشتر فرایندهای دیاژنزی شناسایی‌شده در ریزرخساره‌های سازند میشریف طی این مرحله رخ داده‌اند. تشکیل استیلولیت، شکستگی، سیمان‌های کلسیت بلوکی، دولومیت‌های مرتبط با استیلولیت، انحلال، تغییرات نوشکلی خرده‌های اسکلتی و پیریت‌های شکل‌دار مهم‌ترین شواهد محیط دفنی‌اند (Madden and  Wilson 2013). آخرین مرحلۀ دیاژنز سازند میشریف در مرحلۀ تلوژنز رخ داده است. در این مرحله، شکستگی هنگام بالاآمدگی رخ داده است. تأثیر دوبارۀ آب‌های جوی روی رسوبات سنگ‌شدۀ سازند میشریف باعث انحلال دانه‌ها، سیمان و حتی گاهی ماتریکس ‌شده و انواع تخلخل‌های حفره‌ای، کانالی، قالبی، بین‌دانه‌ای و درون‌دانه‌ای را گسترش داده است. تأثیر فرایندهای دیاژنز جوی درخور توجه بر سازند میشریف و بخش بالایی سازند سروک اثبات و به ناپیوستگی تورونین میانی نسبت داده شده است(Hajkazemi et al. 2010; Razin et al. 2010, Taghavi et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2012; Hahjkazemi et al. 2017). توالی دیاژنتیکی این نهشته ها در شکل 8 ارائه شده است.

 

 

 

شکل 7- الف. سیمان کلسیت دروزی درون تخلخل درون‌دانه‌ای در ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE-5، عمق 2851)، ب. سیمان رورشدی اطراف دوکفه‌ای‌ها و نوشکلی در قطعه‌های رودیست در ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE-5، عمق 2861)، پ. سیمان هم‌ضخامت اطراف آلوکم‌ها به همراه تخلخل بین‌دانه‌ای در ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست (چاه SIE-6، عمق 2868)، ت. سیمان رورشدی (پیکان قرمز) به همراه میکرایتی‌شدن آلوکم‌ها (پیکان زرد) در ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست (چاه SIE-6، عمق 2875)، ث. سیمان کلسیت بلوکی که تخلخل درون‌دانه‌ای و قالبی را پر کرده است (c: سیمان و p: تخلخل) در ریزرخسارۀ حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست (چاه SIE-6، عمق 2876)، ج. سیمان فراگیر در ریزرخسارۀ حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE-6، عمق 2878)، چ. دولومیتی‌شدن در ریزرخسارۀ وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و پلوئید همراه با آشفتگی زیستی (چاه SIE-5، عمق 2843)، ح. استیلولیت در ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و اینتراکلست (چاه SIE-5، عمق 2854)، خ. هماتیتی‌شدن در ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE5، عمق 2845)، د. پیریتی‌شدن در ریزرخسارۀ مادستون (چاه SIE-5، عمق 2865)، ذ. آشفتگی زیستی در ریزرخسارۀ وکستون حاوی خرده‌های اسکلتی و پلوئید همراه با آشفتگی زیستی (چاه SIE-5، عمق 2844)، ر. تخلخل قالبی در ریزرخسارۀ گرینستون حاوی خرده‌های اسکلتی (چاه SIE-5، عمق 2870)، ز. تخلخل بین‌دانه‌ای در ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خردۀ اسکلتی رودیست (چاه SIE-5، عمق 2852)، ژ. تخلخل کانالی در ریزرخسارۀ مادستون (چاه SIE-5، عمق 2842)، س. تخلخل درون‌دانه‌ای که باعث از‌بین‌رفتن سیمان درون‌دانه‌ای نیز شده است در ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خردۀ اسکلتی رودیست (چاهSIE-5، عمق 2852)، ش. تخلخل حفره‌ای نوشکلی رودیست‌ها در ریزرخسارۀ وکستون تا پکستون حاوی خردۀ اسکلتی رودیست (چاه SIE-5، عمق 2870)

 

شکل 8- توالی دیاژنتیکی سازند میشریف در میدان نفتی اسفند

 


کیفیت مخزنی

تخلخل (کل و مفید) و تراوایی دو ویژگی مهم سنگ‌های رسوبی و مخازن نفتی آنهاست (Wang et al. 2018). در این بخش از داده‌های تخلخل و تراوایی مربوط به مغزۀ دو چاه SIE-5 و SIE-6 برای تحلیل مخزنی ریزرخساره‌ها و نمودار پتروفیزیکی لوسیا (Lucia 1983) استفاده و سپس هر ریزرخساره ازنظر وضعیت مخزنی و بر مبنای طبقه‌بندی توصیفی اهر (Ahr 2008) (جدول 1) مطالعه شد.


 

جدول 1- طبقه‌بندی توصیفی شاخص‌های مخزنی(Ahr 2008)

توصیف وضعیت مخزنی

تخلخل (درصد)

توصیف وضعیت مخزنی

تراوایی (میلی‌دارسی)

بدون کیفیت مخزنی

5 درصد و کمتر

بسیار ضعیف

کمتر از 1/0

ضعیف

5 تا 10

ضعیف

1/0 تا 10

متوسط

10 تا 20

متوسط

10 تا 50

خوب

20 تا 30

خوب

50 تا 250

عالی

-

عالی

250 تا 1000 و بیشتر

 


همان‌طور که در شکل 9 دیده می‌شود میکروفاسیس‌های چاه SIE-5 عمدتاً در دو کلاس نمودار لوسیا پراکنده شده‌اند. بیشتر این ریزرخساره‌ها در کلاس 2 و 1 پلات شده‌اند و تعدادی نیز به‌علت تخلخل کم خارج از محدودۀ کلاس 1 قرار گرفته‌اند. ریزرخساره‌های پهنۀ کشندی در چاه SIE-5 عمدتاً در کلاس پتروفیزیکی 1 پلات شده‌اند؛ با‌توجه‌به بافت این ریزرخساره‌ها که عمدتاً گل غالب است، پلات این ریزرخساره‌ها در کلاس 1 ارتباط مستقیمی با فرایندهای دیاژنزی به‌ویژه دولومیتی‌شدن و وجود شکستگی در این ریزرخساره‌ها دارد. ریزرخساره‌های لاگون عمدتاً در کلاس 1 و 2 و مقداری نیز خارج از کلاس 1، در محدوده‌ای که با وجود شکستگی مرتبط است، پلات شده‌اند. رخساره‌های لاگون که عمدتاً دانه‌پشتیبان و پکستون هستند، بر مبنای نمودار لوسیا باید در کلاس 2 پلات شوند و وجود آنها در سایر کلاس‌ها نشان از تأثیر فرایندهای دیاژنزی و درنتیجه، وضعیت مخزنی متفاوت این ریزرخساره دارد. به نظر می‌رسد وضعیت خوب مخزنی این زیرمحیط به‌علت وجود تخلخل‌های به‌هم‌مرتبط، گسترش فرایند انحلال و حتی وجود استیلولیت‌هایی است که معبر عبور سیالات هستند. وجود تخلخل‌های به‌هم‌مرتبط مانند تخلخل‌های حفره‌ای، بین‌دانه‌ای و حتی در برخی مقاطع، تخلخل‌های کانالی حاصل از شکستگی باعث شده است رخساره‌های لاگون در کلاس 1 که رابطۀ خطی‌تر و مستقیم‌تری بین تخلخل و تراوایی وجود دارد، پلات شوند. ترکیب تخلخل‌های مجزا و بین‌دانه‌ای به افزایش تراوایی منجر می‌شود (Ruf and Aiger 2004). ریزرخساره‌های پشته کربناته در این چاه به‌طور عمده در کلاس 2 پلات شده‌اند؛ وضعیت تخلخل و تراوایی در این کلاس خطی و یک کلاس مناسب مخزنی است؛ هرچند در مقایسه با رخساره‌های لاگون، رابطۀ خطی بین تخلخل و تراوایی در ریزرخساره‌های پشتۀ کربناته کمتر است و این مهم می‌تواند به‌علت وجود تخلخل‌های قالبی بیشتر باشد که باعث افزایش تخلخل می‌شوند، ولی روی تراوایی ‌تأثیری ندارند. سیمانی‌شدن در رخساره‌های پشتۀ کربناته تأثیر منفی داشته و باعث کاهش تراوایی و درنتیجه، کاهش رابطۀ خطی بین تخلخل و تراوایی این ریزرخساره نسبت به کلاس 1 شده است. ریزرخساره‌های رمپ میانی در کلاس 1 و 2 لوسیا پلات شده‌اند؛ با‌توجه‌به اینکه رخسارۀ این زیرمحیط، باندستون مرجانی و یک رخسارۀ زیستی است، وجود تخلخل‌های به‌هم‌مرتبط در این رخساره باعث بهبود وضعیت مخزنی و پلات آن در کلاس پتروفیزیکی 1 و 2 شده است. بر مبنای شکل 9، ریزرخساره‌های رمپ بیرونی عموماً در هیچ‌کدام از کلاس‌های پتروفیزیکی لوسیا پلات نشده‌اند و وضعیت مخزنی خوبی ندارند؛ هرچند گاهی وجود تخلخل‌های مرتبط با شکستگی باعث شده است این ریزرخساره‌ها باوجود تخلخل کم، تراوایی زیادی از خود نشان دهند؛ اما درمجموع، میانگین تخلخل و تراوایی ریزرخساره‌های این زیرمحیط کم است. بین ریزرخساره‌های چاه SIE-5 و زیرمحیط‌های رسوبی، رخساره‌های پهنۀ جزرومدی، لاگون، پشتۀ کربناته و رمپ میانی به‌ترتیب بهترین وضعیت مخزنی را دارند. درمجموع، با‌توجه‌به پلات بیشتر ریزرخساره‌های چاه SIE-5 در کلاس 1 و 2 به نظر می‌رسد وضعیت مخزنی این ریزرخساره‌ها خوب باشد. بر اساس شکل 10، ریزرخساره‌های پهنۀ کشندی چاه SIE-6 در هیچ‌کدام از کلاس‌های پتروفیزیکی لوسیا پلات نشده‌اند و ازاین‌رو، کیفیت مخزنی ندارند؛ علت این مهم، گل‌پشتیبان‌بودن و نبود تخلخل و تراوایی در آنهاست. پلات ریزرخساره‌های وکستونی و پکستونی لاگون در کلاس 1 که کلاس کامل گرینستونی است، نشان می‌دهد فرایندهای دیاژنزی مانند انحلال، شکستگی و دولومیتی‌شدن باعث افزایش تراوایی شده است. ریزرخساره‌های پشتۀ کربناته در این چاه، تعدادی در مرز کلاس 1 و 2 پتروفیزیکی لوسیا و تعدادی نیز خارج از کلاس‌بندی‌های لوسیا پلات شده‌اند که وضعیت مخزنی ندارند. به نظر می‌رسد فرایندهای دیاژنزی ازجمله سیمانی‌شدن شدید باعث شده‌اند این ریزرخساره‌های گرینستونی تخلخل و تراوایی خود را از دست دهند و وضعیت مخزنی ضعیفی داشته باشند. ریزرخساره‌های رمپ میانی در این چاه در مرز کلاس 1 و 2 پتروفیزیکی لوسیا پلات شده‌اند و وضعیت مخزنی مناسبی دارند؛ این مهم می‌تواند با تخلخل‌های به‌هم‌مرتبط و حتی وجود استیلولیت در این ریزرخساره‌ها مرتبط باشد که باعث افزایش تراوایی شده است. بر مبنای مقایسۀ کمربندهای رسوبی در دو چاه مطالعه‌شده (شکل‌های 9 و 10)، ریزرخساره‌های پهنۀ کشندی دو چاه تفاوت چشمگیری در کیفیت مخزنی نشان می‌دهند و می‌توان گفت باوجود اینکه در محیط رسوبی مشابه نهشته شده‌اند، شدت و ضعف فرایندهای دیاژنزی باعث شده است رخساره‌های پهنۀ کشندی در چاه SIE-5 وضعیت مخزنی بهتری داشته باشند. فرایند دولومیتی‌شدن و وجود شکستگی به‌‌عنوان فرایند مؤثر بر کیفیت مخزنی در رخساره‌های چاه SIE-5 بیشتر و گسترده‌تر است و تأثیر زیادی بر بهبود وضعیت مخزنی آنها داشته است. ریزرخساره‌های لاگون هر دو چاه روند مشابهی را نشان می‌دهند که گویای تشابه محیط رسوبی و تأثیر تقریباً مشابه فرایندهای دیاژنزی در هر دو چاه است؛ هر‌چند وضعیت مخزنی ریزرخساره‌های لاگونی چاه SIE-5 به‌طور محسوسی بهتر است. ریزرخساره‌های زیرمحیط پشتۀ کربناته در هر دو چاه باوجود داشتن محیط مشابه، تأثیر متفاوتی از فرایندهای دیاژنزی را نشان می‌دهند و این کمربند در چاه SIE-5، کمربندی کاملاً مخزنی است و در چاه SIE-6 به بخش‌های مخزنی و غیرمخزنی تقسیم می‌شود. بررسی‌های پتروگرافی در رخساره‌های این کمربند نشان می‌دهند پدیدۀ سیمانی‌شدن به‌عنوان شاخص منفی در کیفیت مخزنی در چاه SIE-6 شدت بیشتری داشته است و از سویی، انحلال و ایجاد انواع تخلخل به‌عنوان شاخص‌های مثبت مخزنی حضور پررنگ‌تری در چاه SIE-5 داشته‌اند. ریزرخساره‌های رمپ میانی روند مشابهی را در هر دوچاه نشان می‌دهند و وضعیت مخزنی نسبتاً خوب و مثبتی دارند. ریزرخساره‌های رمپ خارجی که تنها در چاه SIE-5 مشاهده می‌شوند ازنظر مخزنی ضعیفند یا وضعیت مخزنی ندارند. درمجموع با‌توجه‌به تفسیرهای یادشده، تأثیر فرایندهای دیاژنزی نسبت به محیط رسوبی در افزایش یا کاهش کیفیت مخزنی بیشتر بوده است و می توان مخزن میشریف را مخزنی دیاژنتیک قلمداد کرد. تمام ریزرخساره‌های هر دو چاه به همراه میانگین تخلخل، تراوایی و توصیف کیفیت مخزنی آنها در جدول‌های 2 و 3 ارائه‌ شده‌اند. بین ریزرخساره‌های چاه SIE-5، ریزرخسارۀ MF10 متعلق به رمپ میانی بهترین وضعیت مخزنی را دارد، ریزرخسارۀ MF11 متعلق به رمپ خارجی کیفیت مخزنی ندارد و سایر ریزرخساره‌ها وضعیت مخزنی متوسطی دارند. ریزرخساره‌های MF8 در کمربند پشتۀ کربناته و MF3 در کمربند لاگون بهترین رخساره‌ها ازنظر ویژگی‌های مخزنی در چاه SIE-6 هستند و ریزرخساره‌های MF1 در کمربند پهنۀ کشندی، MF2 در لاگون و MF7 در پشتۀ کربناته کیفیت مخزنی ندارند. تفاوت وضعیت مخزنی ریزرخساره‌های رسوبی باوجود کمربند رسوبی مشابه در هر دو چاه دلیلی بر تأثیر فرایندهای دیاژنزی بر کیفیت مخزنی سازند میشریف در میدان مطالعه‌شده است.


 

 

شکل 9- تخلخل و تراوایی کمربندهای رسوبی سازند میشریف در چاه SIE-5 میدان نفتی اسفند در نمودار پتروفیزیکی لوسیا(Lucia1983)

 

 

شکل 10-تخلخل و تراوایی کمربندهای رسوبی سازند میشریف در چاهSIE-6میدان نفتی اسفند در نمودار پتروفیزیکی لوسیا (Lucia1983)

 

جدول2- شاخص‌های مخزنی سازند میشریف در چاه SIE-5 میدان نفتی اسفند به تفکیک هر ریزرخساره

وضعیت مخزنی

تراوایی

متوسط تخلخل

ضخامت

ریزرخساره

طبقه‌‌بندی (Ahr 2008)

میلی‌دارسی

درصد

متر

SIE-5

تخلخل متوسط، تراوایی متوسط

20

15/10

14

MF1

تخلخل ضعیف، تراوایی ضعیف

4/5

5/5

2

MF2

تخلخل خوب، تراوایی متوسط

4/9

15

2

MF3

تخلخل متوسط، تراوایی متوسط

22

10/14

5

MF4

تخلخل خوب، تراوایی متوسط

6/33

2/22

1

MF5

تخلخل متوسط، تراوایی متوسط

5/15

9/18

5

MF6

تخلخل خوب، تراوایی متوسط

20

4/20

11

MF7

تخلخل خوب، تراوایی متوسط

8/27

3/20

15

MF8

تخلخل متوسط، تراوایی متوسط

4/16

35/18

2

MF9

تخلخل متوسط، تراوایی خوب

245

4/18

4

MF10

بدون کیفیت مخزنی

85/0

6/3

2

MF11

 

 

 

 

 

 

جدول3- پارامترهای مخزنی سازند میشریف در چاه SIE-6 میدان نفتی اسفند به تفکیک هر ریزرخساره

وضعیت مخزنی

تراوایی

متوسط تخلخل

ضخامت

ریزرخساره

طبقه‌بندی (Ahr 2008)

میلی‌دارسی

درصد

متر

SIE-6

بدون کیفیت مخزنی

01/0

9/1

14

MF1

بدون کیفیت مخزنی

6/0

8/3

3

MF2

تخلخل متوسط، تراوایی متوسط

28

5/24

5

MF3

تخلخل ضعیف، تراوایی ضعیف

3/4

9

18

MF4

تخلخل ضعیف، تراوایی ضعیف

32/0

12/5

2

MF5

تخلخل ضعیف، تراوایی ضعیف

1/0

5/8

7

MF6

بدون کیفیت مخزنی

6/0

4/4

4

MF7

تخلخل خوب، تراوایی متوسط

3/17

3/21

15

MF8

تخلخل متوسط، تراوایی ضعیف

4/4

8/17

13

MF10

 


نتیجه‌‌

سازند میشریف به سن سنومانین- تورونین یکی از مهم‌ترین مخازن خلیج فارس است. مطالعه‌های پتروگرافی روی این سازند به شناسایی 11 ریزرخسارۀ رسوبی منجر شدند. این ریزرخساره‌ها در پنج زیرمحیط پهنۀ کشندی (MF1)، لاگون (MF2-MF5)، پشتۀ کربناته (MF6-MF8)، رمپ میانی (MF9-MF10) و رمپ بیرونی (MF11) نهشته شده‌اند و نشان‌دهندۀ رمپ کربناته‌ای از نوع رمپ هموکلینال (رمپ تک‌شیب) هستند. عمده ریزرخساره‌های دو چاه SIE-5 و SIE-6 به‌ترتیب در زیرمحیط‌های پشتۀ کربناته و لاگون نهشته شده‌اند. توالی نهشته‌های سنومانین- تورونین در هر دو چاه نشان‌دهندۀ چرخۀ واضح کم‌عمق‌شونده‌ای به‌سمت بالاست که مشابه دیگر نهشته‌های هم‌زمان این سازند در زاگرس و پلیت عربی است. مهم‌ترین عوامل دیاژنتیکی در سازند میشریف عبارتند از: انحلال، سیمانی‌‌شدن، دولومیتی‌شدن، استیلولیتی‌شدن، آشفتگی زیستی، پیریتی‌شدن، هماتیتی‌شدن، نوشکلی، شکستگی و پرشدگی. انحلال، دولومیتی‌شدن و شکستگی از مهم‌ترین عوامل مؤثر بر افزایش مقادیر کلی تخلخل به شمار می‌آیند و این فرایندها باعث ایجاد تخلخل‌های بین بلورین، حفره‌ای و شکستگی به مقدار زیاد در میدان شده‌اند و تأثیر مثبتی بر روند افزایش کیفیت مخزنی داشته‌اند. بررسی ویژگی‌‌های اصلی دیاژنز به تفکیک سه محیط دیاژنز دریایی، متئوریک و دفنی منجر شده است. شواهد موجود نشان می‌دهند اگرچه فرایندهای دیاژنتیکی این سازندها را از ابتدای رسوب‌گذاری تا مراحل تدفین عمیق تحت‌تأثیر قرار داده‌اند، بیشتر فرایندهای دیاژنتیکی از نوع دیاژنز تدفینی و جوی‌اند. بررسی‌های مخزنی نشان می‌دهند بیشتر رخساره‌های رسوبی هر دو چاه مطالعه‌شده در کلاس 1 و 2 لوسیا که وضعیت مخزنی بهتری دارند، پلات شده‌اند؛ همچنین فرایندهای دیاژنزی تأثیر زیادی روی تخلخل و تراوایی این ریزرخساره‌ها داشته‌اند و کنترل‌کنندۀ شاخصی برای پلات این ریزرخساره‌ها روی نمودار لوسیا بوده‌اند. بر مبنای پراکندگی ریزرخساره‌ها در کلاس‌های مختلف لوسیا در هر دو چاه مشخص شد محیط رسوبی و دیاژنز هر دو باهم و گاهی با نسبت‌های مختلف روی کیفیت مخزنی رخساره‌های رسوبی تأثیر گذاشته‌اند؛ از سوی دیگر، نتایج نشان می‌دهند رخساره‌های پهنۀ جزرومدی، لاگون و پشتۀ کربناته در چاه SIE-5 و رخساره‌های لاگون و رمپ میانی در چاه SIE-6 بهترین وضعیت مخزنی را دارند. این مهم به‌علت وجود فرایند انحلال و دولومیتی‌شدن و ایجاد تخلخل‌های به‌هم‌مرتبط است. بین ریزرخساره‌های مطالعه‌شده در چاه SIE-5، بهترین رخسارۀ مخزنی MF10 است و رخسارۀ MF11 کیفیت مخزنی ندارد. در چاه SIE-6، ریزرخساره‌های MF3 و MF8 بهترین وضعیت مخزنی را دارند و رخساره‌های MF1، MF2 و MF7 کیفیت مخزنی ندارند. در مقایسۀ ریزرخساره‌های مشترک دو چاه مخزن میشریف مشخص شد نقش فرایندهای دیاژنز نسبت به محیط رسوبی در کیفیت مخزنی پررنگ‌تر است؛ جایی که ریز‌رخساره‌های پهنۀ کشندی و پشتۀ کربناته در چاه SIE-5 نسبت به چاه SIE-6 وضعیت مخزنی بهتری دارند. نمونۀ آشکار این مهم MF7 است که در چاه SIE-5 وضعیت مخزنی خوبی دارد، اما در چاه SIE-6 از ریزرخساره‌های بدون کیفیت مخزنی است. درمجموع، بررسی‌ها نشان می‌دهند تأثیر فرایندهای دیاژنزی نسبت به محیط رسوبی در افزایش یا کاهش کیفیت مخزنی بیشتر است و می‌توان مخزن میشریف را به‌نوعی مخزن دیاژنتیک در نظر گرفت. 

References

Ahr W.M. 2008. Geology of Carbonate Reservior. John Wiley and Sons. Inc, 277p.
Alishavandi Z. Rahimpour-Bonab H. Kadkhodaei A  and Arian M. 2018. Investigating the effects of sedimentary environment and diagenetic processes on the quality of Sarvak reservoir formation within a sequence stratigraphic framework, Kupal Oil Field. Journal of Geoscience, 27(107): 277-286.
Alsharhan A. S. and Nairn A. E. M. 1986. A review of the Cretaceous formations in the Arabian Peninsula and Gulf: part I, Lower Cretaceous(Thamama Group), stratigraphy and paleogeography, Journal of Petroleum Geology, 9: 365-392.
Alsharhan A.S and Nairn A.E.M. 1988. A review of the Cretaceous formations in the Arabian Peninsula and Gulf: Part II, Mid-Cretaceous (Wasia Group). stratigraphy and paleontology, Petroleum. Geology, 11: 89-112.
Asadi A. and Asadi Mehmandosti  E. 2017.Sedimentary reservoir study of the Sarvak Formations and recognatin of its boundary with Ilam Formation by geochemical data in Chenareh anticline, south of Lorestan, Journal of Researches in Earth Sciences, 8( 1): 103-135.
Asadzadeh H. Moussavi-Harami S.R. Khanehbad  M. Mahboubi A and  Karimi M R. 2016. Study of microfacies, sedimentary environment and Diagenesis of Sarvak Formation in well No. 6, Ahwaz Oilfield. Sedimentary Facies, 9(2): 18-1.
Asghari M. 2006. Geochemistry, sedimentary environment and diagenesis of Sarvak Formation in the Tang-e Rashid outcrop of Izeh region and its comparison with Ahvaz wells section, M.s Thesis, Faculty of Earth Sciences Shahid Beheshti University, 184P.
Bashari  A. and  Minaei M. 2003. Regional Study of Sarvak and Ilam formations in the Sirri District of the Persian Gulf. In AAPG International Conference Barcelona, Spain September, p. 21-24.
Bass D. Hottinger L. and  Nebelsick H. 2007. Larger Foraminifera from the Upper Oligocene of the Venetian area, northeast Italy. Palaeontology, 5(4): 845-868.
Bathurst R. G. C. 1991. Pressure-dissolution and limestone bedding" the influence of stratified cementation, in G. Einsele, W. Ricken, and A. Seilacher (Eds.), Cycles and Events in Stratigraphy, Berlin, Springer-Verlag, p. 450-463
Brandano M. Frezza V. TomassettiL and Cuffaro M. 2009. Heterozoan carbonates in oligotrophic tropical waters: The Attard Member of the lower coralline limestone formation (Upper Oligocene, Malta). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 274: 54-63.
Burchette T.P. and Britton S. 1985. Carbonate facies analysis in the exploration for hydrocarbons: a case study from the Cretaceous. Journal of Geological Society of London, Oxford, Black wells: 311-388.
Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79: 3-57.
Burgess C.J and Peter C.K. 1985. Formation, distribution, and predication of stylolites as permeability barriers in the Thamama Group, Abu Dhabi, 4th SPE of Aime Middle East Oil Tech Conf (Bahrain), 10pp.
Canfield D. E. 2004. The evolution of the Earth surface sulfur reservoir. American Journal of Science, 304(10):839-861.
Carozzi A.V. 1989. Carbonate rocks depositional models: A microfacies approach.Prentice-Hall, New Jersey, 604 p.
Continental Oil Company.2007. Report on the Seismic Data in the Persian Gulf.
Corda L and Brandano M. 2003. Aphotic zone carbonate production on a Miocene ramp, Central Apennines, Italy. Sedimentary Geology, 161(1-2): 55-70.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks: AAPGe Memoir, 1:108-121.
Esrafili-Dizaji  B. Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Afshin S. Harchegani F.K and  Shahverdi N. 2015. Characterization of rudist-dominated units as potential reservoirs in the middle Cretaceous Sarvak Formation. SW Iran. Facies, 61: 1-25.
Farzadi  P. 2006. The development of Middle Cretaceous carbonate platforms, Persian Gulf, Iran: Constraints from seismic stratigraphy, well and biostratigraphy. Petroleum Geoscience, 12: 59-68.
Flugel  E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks: analysis, interpretation and application. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg, New York, 976 pp.
Flugel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks. Springer, Berlin, 976p.
Geel  T. 2000. Recognition of stratigraphic sequences in carbonate platform and slope deposites: Empirical models based on microfacies analysis of  Paleogene deposite in southeastern Spain. Palaeogeography, palaeoclimatology, Palaeoecology, 155: 211-238.
Ghabeishavi  A. Vaziri-Moghaddam  H. and  Taheri  A. 2009. Facies distribution and sequence stratigraphy of the Coniaciane Santonian succession of the Bangestan palaeo-high in the Bangestan Anticline, SW Iran. Facies 55: 243-257.
Ghabeishavi A. Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Taati F. 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of theBangestan anticline, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 37: 275-285.
Gholami Zadeh  P. and  Adabi M. 2011. Diagentic processes and geochemical variations of minor elementsat the Sarvak Formation in southerh of Iran. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 27(1): 51-72.
Ginsburg R.N and James N.P. 1974. Holocene carbonate sediments of continental shelves. In The geology of continental margins. Springer Berlin Heidelberg, p. 137-155.
Hajikazemi E. Al-Aasm I. S. and Mario C. 2017. Diagenetic history and reservoir properties of the Cenomanian-Turonian carbonates in southwestern Iran and the Persian Gulf." Marine and Petroleum Geology, 88: 845-857.
Hajikazemi E. Al-Aasm I. S and Coniglio M .2010. Subaerial exposure and meteoric diagenesis of the Cenomanian-Turonian Upper Sarvak Formation, southwestern Iran. Geological Society, London, Special Publications, 330: 253-272.
Hajikazemin E.  Al-Aasm I. S. and  Coniglio M. 2012. Chemostratigraphy of Cenomanian-Turonian carbonates of the Sarvak Formation, southern Iran. J. Pet. Geol. 35:187–205.
Hollis C. 2011. Diagenetic controls on reservoir properties of carbonate successions within the Albian–Turonian of the Arabian Plate. Petroleum Geoscience17(3): 223-241.
Kaufman J. Cander  H. S. Daniels L. D. and Mayers W. J. 1988. Calcite cement stratigraphy and cementation history of the Burlington- Keokuk Formation (Mississippian), Illinois and Missouri: Journal of Sedimentary Petrology, 58: 312-326.
Khanjani M.  Moussavi-Harami S. Rahimpour-Bonab H. and Kamali M. 2015. Sedimentary environment, diagenesis and sequence stratigraphy of Upper Sarvak Formation (Mishrif equivalent) in Siri Oil Fields. Journal of Geoscience, 24(94): 263-274.
Lapponi  F. Casini G.  Sharp I, Blendinger  W.  Fernández  N. Romaire I. and  Hunt D. 2011. From outcrop to 3D modelling: a case study of a dolomitized carbonate reservoir, Zagros Mountains, Iran. Petroleum Geoscience 17: 223-241.
Lucia F. J. 1983. Petrophysical parameters estimated from visual descriptions of carbonate rocks: a field classification of carbonate pore space. Journal of Petroleum Technology, 35(03): 629-637.
Madden R. and Wilson M. 2013. Diagenesis of a SE Asian Cenozoic carbonate platform margin and its adjacent basinal deposits. Sedimentary Geology, 286–287: 20–38.
Mancinelli A. 2006. Acroporella cairensi. sp. (Dasycladales) from the Barremian of Monte Cairo (southern Latium, Italy), Facies, 52: 411-416.
Mehrabi  H. Rahimpour-Bonab H. Enayati-Bidgoli A.H. and Esrafili-Dizaji B. 2015. Impact of contrasting paleoclimate on carbonate reservoir architecture: Cases from arid Permo-Triassic and humid Cretaceous platforms in the south and southwestern Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering, 126: 262-283.
Mehrabi H. and Rahimpour-Bonab H. 2013. Paleoclimate and tectonic controls on the depositional and diagenetic history of the Cenomanian early Turonian carbonate reservoirs, Dezful Embayment, SW Iran. Facies 60:147–167.
Mohseni H. Habibi E. and Ghonovati K. 2015. Microfacies, sedimentary environments, sequence stratigraphy and diagenetic processes of Sarvak Formation in Maroon oil field. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 31(2): 51-66.
Moore C.H. 2001. Carbonate Reservoirs: Porosity evolution and diagenesis in a sequence stratigraphic framework. Developments in Sedimentology, Amsterdam (Elsevier), 55: 460 p.
Omidvar M. Mehrabi H. and Sajjadi F. 2014. Depositional Environment and biostratigraphy of the Upper Sarvak Formation in Ahwaz Oilfield (Well No. 63). Sedimentary Facies, 7(2):158-177.
Porras J. C. and Campos O. 2001. Rock typing: A key Approach for Petrophysical characterization and definition of flow Units, Santa Barbara field, Eastern Venezuela Basin, SPE Latin American and Caribbean Petroleum Engineering Conference, Society of Petroleum Engineers, 6pp.
Rahimpour-Bonab H. Jamalian A. Tavakoli V. Sarmadi R. and Yamini A. 2014. Sedimentary environment, diagenesis and evolution of reservoir characteristics of the Sarvak Formation in the Sarvestan Oil Field, SE Shiraz. Applied Sedimentology, 2(3): 30-47.
Rahimpour-Bonab H. Esrafili-Dizaji B. and Tavakoli V. 2010. Dolomitization and anhydrite precipitation in Permo-Triassic carbonates at the South Pars gasfield, offshore Iran: controls on reservoir quality. Petroleum Geology, 33:1-24.
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Enayati-Bidgoli A. H. and Omidvar M. 2012. Coupled imprints of tropical climate and recurring emergence on reservoir evolution of a mid-Cretaceous carbonate ramp, Zagros Basin, southwest Iran. Cretaceous Research, 37:15-34.
Rahimpour-Bonab  H. Mehrabi  H. Navidtalab  A. Omidvar M. Enayati-Bidgoli  A. H. Sonei R. and Izadi Mazidi  E. 2013. Palaeo exposure surfaces in Cenomanian–Santonian carbonate reservoirs in the Dezful Embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 36(4): 335-362.
Razin P. Taati F. and  Van Buchem F. S. P. 2010. Sequence stratigraphy of Cenomanian-Turonian carbonate platform margins (Sarvak Formation) in the High Zagros, SW Iran: an outcrop reference model for the Arabian Plate. In: van Buchem F.S.P. Gerdes K.D. Esteban M. (Eds.), Mesozoic and Cenozoic carbonate systems of the Mediterranean and the Middle East: Stratigraphic and diagenetic reference models. Geological Society, London, Special Publication, 329: 1-7.
Reading  H.G. 1996. Sedimentry Environments: processes, facies and stratigraphy. Blackwell Science, Inc. 688 p.
Ruf  M.  and  Aigner  T. 2004. Facies and poroperm characteristics of a carbonate shoal (Muschelkalk, South German Basin): a reservoir analogue investigation. Journal of Petroleum Geology, 27(3):215-239.
Scholle  P. A. and Ulmer-Scholle  D. S. 2003. A Color Guide to the Petrography of Carbonate Rocks: Grains, textures, porosity, diagenesi. The American Association of Petroleum Geologists, pp 470.
Schoonen M.A.A. 2004. Mechanisms of sedimentary pyrite formation. In Amend J.P. Edwards K.J. Lyon T.W. (Eds.) Sulfur Biogeochemistry: Past and Present. Geological Society of America, Special Paper 379, Boulder, p. 117-134
Setudehnia A. 1978. The Mesozoic sequence in south-west Iran and adjacent areas. J. Pet. Geol., 1: 3–42.
Shahverdi N. Rahimpour Bonab H. and Kamali M. 2015. Sedimentary environment, diagenesis, and reservoir quality of Sarvak Formation (upper part) in Siri (E) Oilfields. Journal of Petroleum Research, 25(84): 99-114.
Shahverdi  N. Rahimpour- Bonab H. Kamali M. and Esrafili- Dizagi B. 2016. Sedimentary environment, diagenesis and reservoir quality of Upper Sarvak Formation in the Persian Gulf. Journal of Geoscience, 25(98): 55-66.
Sharland  P.R. Archer R. and Casey D.M. .2001. Arabian plate sequence stratigraphy, GeoArabia Special Publication, 2, Gulf PetroLink, Bahrain, 261-278.
Sharp I. Gillespie P. Morsalnezhad D.Taberner C. Karpuz R. Verge SJ. Horbury A. Pickard N. Garland J and  Hunt D .2010. Stratigraphic architecture and fracture controlled dolomitization of the Cretaceous Khami and Bangestan groups: an Outcrop case study, Zagros Mountains, Iran. 329. Geological Society, London, 343– 396 (Special Publication).
Shinn E. A. 1983. Tidal fiat environment, in: P. A. Scholle D. G. Bebout and C. H. Moore (Eds.), Carbonate Depositional Environments: Tulsa, OK, American Association of Petroleum Geologists 252.
Shull D. H .2001. Transition-matrix model of bioturbation and radionuclide diagenesis, Limnology and Oceanography, 46 (4): 905- 916.
Sibley  D.F and Gregg, J.M. 1987. Classification of dolomite rock texture. Journal of Sedimentary Petrology, 57: 967-975.
Taghavi  A. A.  Mork  A. and Emadi  M. A. 2006. Sequence stratigraphically controlled diagenesis governs reservoir quality in the carbonate Dehluran field, SW Iran. Petroleum Geoscience, 12:115-126.
Tucker  M.E and Wright  P.V. 1990. Carbonate Sedimentology: Blackwell, Scientific Publication, London, 482 p.
Van Buchem  F. S. P.  Simmons  M. D.  Droste  H. J. and  Davies  R. B. 2011. Late Aptian to Turonian stratigraphy of the eastern Arabian Platede positional sequences and lithostratigraphic nomenclature. Petroleum Geoscience, 17(3): 211-222.
Van Buchemn F. S. P. Simmons, M. D. Droste H. J. and  Davies, R. B. 2011. Late Aptian to Turonian stratigraphy of the eastern Arabian Plate  depositional sequences and lithostratigraphic nomenclature. Petroleum Geoscience, 17(3), 211-222.
Vandeginste  V. John C.  and Manning Ch. 2013. Interplay between depositional facies, diagenesis and early fractures in the Early Cretaceous Habshan Formation, Jebel Madar, Oman. Marine and Petroleum Geology, 43: 489-503.
Vaseghi B. 1979. Geology and reservoir geology study of Mishrif pay zone in Siri C Field, Geological section south of Iran, Report of Iranian offshore oil company(IOOC), 184pp.
Vaziri-Moghaddam H. M. Kimiagari A and Taheri A. 2006. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Oligocene-Miocene Asmari Formation in SW Iran, Lali Area. Facies, 52: 41–51.
Veizer  J. 1983. Chemical diagenesis of carbonates: theory and application of trace element technique, Stable Isotopes in Sedimentary Geology, SEPM. Short Course, pp. 3-100.
Videtich  P. E.  Mclimans  R. K.  Watson H. K. S. and  Nagy R. M. 1988. Depositional, diagenitical, thermal and maturation histories of Cretaceous Mishrif Formation, Fateh field, Dubai. AAPG. Bull., 72 (10): 1143- 1159.
Vincent B. Emmanuel L. Houel P and Loreau J .2007. Geodynamic control on carbonate diagenesis: petrographic and isotopic investigation of the Upper Jurassic formations of the Paris Basin (France). Sedimentary Geology, 197: 267–289.
Wang Y. P. Zhang F. Zoua Y. R. Sun J. N. Lin X. H. and T. Liang .2018. Oil source and charge in the Wuerxun Depression, Hailar Basin, northeast China: A chemometric study. Marine and Petroleum Geology, 89: 665–686.
Wilson J. L. 1975. Carbonate facies in geologic history: Springer, New York, 471.5
Wilson M. E. J. and Evans M. E. J. 2002. Sedimentology and diagenesis of Tertiary carbonates on the Mangkalihat Penninsula, Boreneo: implications for subsurface reservoir quality. Marine and Petroleum Geology, 19: 873-900.
 
 

Files

Share

How to cite

Statistics