Microfacies analysis, sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Ilam Formation (Coniacian? - Santonian) in the northwestern part of the Abadan Plain

Document Type : Research Paper

Authors

1 Student of Geology, Faculty of Basic Sciences, University of Hormozgan, Iran

2 Geology Department, Hormozgan University, Iran

3 Assistant Professor, Department of Petroleum Geology, Institute of Earth Sciences, RIPI, Iran

4 Exploration Directorate, NIOC, Iran

Abstract

Abstract
The Ilam Formation (Coniacian? –Santonian), is among the most important oil reservoirs of the Abadan Plain, SW Iran. Despite its reservoir significance, there is no comprehensive knowledge about the geological characteristics and factors controlling reservoir quality. In this study, the Ilam Formation is investigated using detailed core description, thin section study, and conventional petrophysical well log data to explain facies characteristics, sedimentary environment, and presenting the sequence stratigraphic framework. Accordingly, a total of 280 m of cores in four key wells from three oil fields as well as 620 thin sections were described and studied. The results of facies analysis lead to the recognition of 12 microfacies grouped in four facies belts including lagoon, shoal, shallow and deep open marine and two siliciclastic petrofacies (shales) related to brackish water and shallow lagoonal environment, which deposited in a carbonate ramp. Frequency analyses of facies associations and petrophysical well log signature indicate that the sedimentary basin was deepening to the east. Based on the identified sequence boundaries and maximum flooding surfaces, one third-order sequence in the studied interval was recognized and correlated by using the petrophysical well log data in all studied wells. The maximum flooding surfaces are discriminated by the development of deep-marine facies and also high gamma-ray responses on the well logs.
Keywords: Ilam Formation, Abadan Plain, Facies, Sedimentary Environment, Sequence Stratigraphy
 



Introduction
Sedimentary facies, along with the distribution of diagenetic processes and fractures, are the three most important factors controlling the pores system and the reservoir characteristics of carbonates (Lucia 2007; Ahr 2008; Moore and Wade 2013). Despite the high impact of diagenetic processes on carbonate sequences, facies analysis and reconstruction of the ancient sedimentary environment is one of the most important and primary steps in the comprehensive geological studies of the reservoir (Ahr 2008). The sequence stratigraphic framework can provide an interconnection between the characteristics of the facies associations as components of a sequence and reservoir characteristics and also facilitate reservoir evaluation (Morad et al. 2012). To identify the key sequence boundaries, the integration of microfacies and core study results is applied (Tucker 1993; Taghavi et al. 2006). In other words, by using this framework, the pattern of facies distribution and the diagenetic processes trend related to facies could be examined (Mazzullo 1994). The focus of sequence stratigraphy is on the stacking pattern of sediments in space and time framework, which is formed by the contrast of the parameters of accommodation space and sediment supply (Catuneanu 2006; Catuneanu et al. 2012). Reservoir study in the sequence stratigraphy framework can lead to the identification, description, and study of the distribution of reservoir zones (Taghavi et al. 2006). To separate the sequences, it is important to identify the two key surfaces of maximum flooding surfaces and the sequence boundaries. The carbonate rocks of the Bangestan Group include the Sarvak and Ilam formations, where they are important reservoir rocks in many oil fields in the Zagros Basin and the Persian Gulf. The Ilam Formation in the Lorestan Basin is characterized by pelagic facies whereas in the Dezful Embayment and Fars appeared with neritic facies (James and Wynd 1965).
In the type section in the northwest of Kabir-Kuh anticline, the lower boundary of this formation with Surgah Formation is conformable, while from the Lorestan Basin to the southeast, the Surgah Formation was disappeared and the Ilam Formation is placed on the Sarvak Formation disconformably.
The purpose of this research is to identify and introduce microfacies and determine the geometry of the Ilam Formation platform along with determining the position of the studied wells in the sedimentary model. Also, we seek to identify the third-order depositional sequences and correlate them through petrophysical logs in other studied wells.
 
Material & Methods
In this study, four key wells in three oil fields of the Abadan Plain were used to identify microfacies, sedimentary environments and determine the depositional sequences of the Ilam Formation, by describing 280 meters of cores and studying 620 thin sections. Thin sections were stained by Alizarin Red S to differentiate calcite from dolomite (Dickson 1966). To identify microfacies and sedimentary environment, integration of core descriptions and thin section petrography studies have been used. In petrographical study of microscopic thin sections, mineralogy, texture, grain size, sorting, skeletal and non-skeletal components, and fossil content in each sample were identified and described quantitatively. The Dunham classification (Dunham 1962) has been used to describe and name microfacies. Standard facies models were used for facies analysis and nomenclature (Flügel 2010). Besides, based on the pattern of facies distribution, and also the frequency of facies, the location of the studied wells and palaeogeographical directions in the carbonate platform was determined. In order to determine the general time framework of the studied interval, based on identifying and investigating the distribution of fossil associations, especially planktonic and benthic foraminifera, biozones were compared with Wynd biozones (Wynd 1965) and to provide sequence stratigraphic framework, sequence boundaries, and maximum flooding surfaces were determined based on the pattern of facies changes as well as the determination of discontinuity surfaces (Hunt and Tucker 1992; Catuneanu 2006). Finally, using petrophysical logs (GR, RHOB, NPHI, and PHIE), the identified depositional sequences in studied wells are correlated.
 
Discussion of Results & Conclusions
Based on the integration of core description results, petrographic studies, and petrophysical logs, the Ilam Formation in some fields located in the northwestern part of Abadan plain were examined from several points of view such as facies features, sedimentary environment, platform geometry, biostratigraphy, and sequence stratigraphy framework.
Facies studies led to the identification of two siliciclastic (shales) petrofacies PF1 and PF2, belonging to the estuary and shallow lagoon environment, respectively, and the 12 carbonate microfacies (MF1 to MF12) belonging to the four facies belts lagoon, shoal, shallow and deep open marine which are deposited in a carbonate ramp. An examination of the facies frequency showed that deep open marine facies, with the major abundance of planktonic foraminifera in a distinct trend from west to east, showed an increased thickness. Based on this, it seems that the west of the studied transect is the landward margin of the carbonate ramp, and by moving towards the high Zagros, in the east of transect, we approach the deep parts of this carbonate platform.
Examination of the available cores and microfacies changes indicate that the only identified sequence boundaries are the lower contact (base of the Laffan Member) and the upper contact (the boundary between Ilam and Gurpi formations) in the studied succession, which both of them show evidence of subaerial exposure and brecciation (Sequence Boundary type 1); Therefore, the whole studied interval was identified as a third-order depositional sequence. The shaly Laffan Member was considered as Lowstand System Tract (LST) that mainly consisted of charophyte algal facies in the continental and estuary environment. The Maximum Flooding Surface (MFS) has corresponded to the deepest carbonate microfacies whereas Regressive Surface (RS) was considered by the continental fine-grained siliciclastic sediment supply and the increasing of lagoonal carbonate facies frequency. Transgressive Systems Tract (TST) is characterized by deep open marine microfacies, Highstand Systems Tract (HST) with shallow open marine microfacies, and Falling Stage Systems Tract (FSST) is characterized by the predominance of lagoonal microfacies with continental fine-grained siliciclastic sediments supply, and finally, correlation of sequence boundaries was performed in the studied wells by petrophysical logs.
The thickness of HST and FSST facies show a reverse ratio in comparison with the whole thickness of the Ilam Formation. The maximum thickness of HST facies was observed in the east of the study area (Well D), whereas the maximum thickness of FSST was observed in the west of the studied transect (Well A). This confirms that the source of the continental siliciclastic sediments was closed to the west of the study area during the relative sea-level fall. The thickness changes observed for the Ilam Formation, along with the lateral facies change, could be attributed to tectonic activities and the beginning of collision and the closure of the Neo-Tethys.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

رخساره‌های رسوبی همراه با توزیع فرایندهای دیاژنزی و شکستگی‌ها، سه عامل مهمی هستند که سیستم منافذ و ویژگی‌های مخزنی کربنات‌ها را کنترل می‌کنند (Lucia 2007; Ahr 2008; Moore and Wade 2013). باوجود تأثیرپذیری زیاد توالی‌های کربناته نسبت به فرایندهای دیاژنزی، تحلیل رخساره‌ای و بازسازی محیط رسوبی دیرینه یکی از بخش‌های مهم و اولیه در مطالعه‌های جامع زمین‌شناسی مخزن است (Ahr 2008). چارچوب چینه‌نگاری سکانسی می‌تواند انطباق مقبولی بین مشخصه‌های دسته‌های رخساره‌ای (اجزای یک سکانس) و ویژگی‌های مخزنی ارائه دهد و ارزیابی مخزن را تسهیل کند (Morad et al. 2012). به‌منظور شناسایی سطوح کلیدی سکانسی از تلفیق نتایج مطالعه‌های ریزرخساره‌ای و مغزه استفاده می‌شود (Tucker 1993; Taghavi et al. 2006)؛ به عبارتی، الگوی توزیع رخساره‌ها و روند فرایندهای دیاژنزی مرتبط با رخساره از طریق اِعمال این چارچوب بررسی می‌شود (Mazzullo 1994). تمرکز چینه‌نگاری سکانسی بر الگوی برانبارش رسوبات در فضا و چارچوب زمان است که در اثر تباین[1] شاخص‌های فضای رسوب‌گذاری[2] و تأمین رسوب[3] شکل می‌گیرد (Catuneanu 2006; Catuneanu et al. 2012). مطالعۀ مخزن در چارچوب چینه‌نگاری سکانسی به شناسایی، توصیف و بررسی توزیع زون‌های مخزنی منجر می‌شود (Taghavi et al. 2006). به‌منظور تفکیک سکانس‌ها، شناسایی دو سطح کلیدی حداکثر غرقابی و مرز سکانسی اهمیت دارد.

سنگ‌های کربناتۀ گروه بنگستان شامل سازندهای سروک و ایلام، سنگ‌های مخزنی مهم در بسیاری از میدان‌های نفتی حوضۀ زاگرس و خلیج فارس به شمار می‌آیند. سازند ایلام در حوضۀ لرستان با رخساره‌های پلاژیک و در نواحی فروافتادگی دزفول و فارس با رخساره‌های نریتیک مشخص می‌شود (James and Wynd 1965). مرز پایینی این سازند در برش الگو در شمال‌باختر تاقدیس کبیرکوه با سازند سورگاه است؛ در‌حالی‌که از لرستان به‌سوی جنوب‌خاوری، سازند سورگاه از بین رفته و سازند ایلام به‌شکل ناهمساز روی سازند سروک قرار گرفته است. پژوهش‌هایی با هدف تعیین محیط رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی روی سازند ایلام انجام شده‌اند که ازجملۀ آنها عبارتند از: مطالعۀ ویلیامز (Williams 1977) روی رسوبات دریای باز با هدف تعیین ارتباط بین رخساره‌های ایلام پلاژیک و نرتیک و تعیین و توزیع جغرافیایی و زمان چینه‌ای این رخساره‌ها و تعیین ناپیوستگی‌های زمانی؛ مطالعۀ کیوانی و گلیان (Keyvani and Golian 2007) روی رخساره‌ها، محیط رسوبی، دیاژنز و نقش آنها در ایجاد ویژگی‌های مخزنی توالی‌های کونیاسین- سانتونین (سازند ایلام) و مائستریشتین (سازند تاربور) در میدان آزادگان؛ مطالعۀ مرسل‌نژاد و همکاران (Morsal Nejad et al. 2008) در زمینۀ چینه‌نگاری سکانسی توالی رسوبی کرتاسۀ ناحیۀ دزفول با هدف تعیین سکانس‌های ردۀ سوم روی 119 چاه؛ مطالعه‌های انستیتو نفت فرانسه (Van Buchem et al. 2006) روی نهشته‌های کرتاسۀ جنوب‌باختر ایران (لرستان، خوزستان، فارس و فراساحل)؛ گزارش پژوهشگاه صنعت نفت شامل مطالعۀ یکپارچۀ مخازن در منطقۀ اروندان (Shakeri et al. 2009) روی چهار میدان اصلی (میدان‌های آزادگان، یادآوران، دارخوین و جفیر) واقع در بخش شمال‌باختری منطقه؛ گزارش زمین‌شناسی مدیریت اکتشاف روی بخش لافان و پتانسیل هیدروکربوری سازند ایلام در پهنۀ دشت آبادان و نواحی هم‌جوار (Hasani Give and Kamyabi Shadan 2014)؛ مطالعۀ آدابی و همکاران (Adabi et al. 2015) با عنوان چینه‌نگاری سکانسی سازندهای ایلام و سروک در ناحیۀ فروافتادگی دزفول و شمال خلیج فارس.

اهداف پژوهش حاضر عبارتند از: 1- شناسایی و معرفی ریزرخساره‌ها و تعیین هندسۀ پلت‌فرم سازند ایلام همراه با مشخص‌کردن موقعیت چاه‌های مطالعه‌شده و جهت‌های جغرافیایی در مدل رسوبی؛ 2- شناسایی سطوح سکانسی و سکانس‌های ردۀ سوم و نیز تعمیم آنها با استفاده از نمودارهای پتروفیزیکی به سایر چاه‌های مطالعه‌شده.

زمین‌شناسی گسترۀ مطالعه‌شده

بخش شمال‌خاوری صفحۀ عربی (شامل حوضۀ زاگرس، مزوپوتامین عراق، خلیج فارس و بخش‌های داخلی‌تر صفحۀ عربی) مخازن هیدروکربنی مهمی را شامل می‌شود (Alsharhan and Nairn 1997; Sharland et al. 2001). دشت آبادان یکی از زیرحوضه‌های مهم هیدروکربنی جنوب‌باختری ایران است که به‌علت ارتباط ساختاری- زمین‌شناسی فراوان با حوضۀ مزوپوتامین عراق، بخشی از آن محسوب می‌شود (Abdollahie-Fard et al. 2006). باتوجه‌به تأثیر محدودتر تکتونیک فشارشی ناشی از بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس به‌واسطۀ فاصلۀ بیشتر از محل برخورد، ساختمان‌های هیدروکربنی در این ناحیه شیب ملایم و طول موج زیادی دارند و روند میدان‌ها به‌طور شمالی- جنوبی و شمال‌خاوری- جنوب‌باختری و متفاوت از روند عمدتاً شمال‌باختری- جنوب‌خاوری میدان‌ها در زیرحوضۀ دزفول فروافتاده است (Abdollahie-Fard et al. 2006; Aqrawi and Badics 2015). در دشت آبادان مشابه با سایر بخش‌های حوضۀ مزوپوتامین، سازندها به‌علت پوشش رسوبی نهشته‌های آبرفتی عهد حاضر رخنمون سطحی ندارند و دانسته‌های موجود در زمینۀ ویژگی‌های زمین‌شناسی از حفاری چاه‌ها و برداشت نیم‌رخ‌های لرزه‌ای حاصل شده‌اند (Abdollahie-Fard et al. 2006; Sissakian 2013). مشابه با حوضۀ مزوپوتامین (Sadooni 2005)، در برخی میدان‌های نفتی دشت آبادان نیز وجود نفت با بستگی ساختمانی انطباق ندارد و به نظر می‌رسد در این نواحی، تلفیق تأثیر ویژگی‌های ساختمانی با تغییرات رخساره‌ای و دیاژنزی عامل شکل‌گیری تله‌های ساختاری- چینه‌ای بوده است (Sadooni 2005). میدان‌های مطالعه‌شده طی پژوهش حاضر در بخش شمال و شمال‌باختری دشت آبادان قرار دارند و سازند ایلام در روند (نگاره) باختری- خاوری مطالعه شده است. در شکل 1، موقعیت منطقه، چاه‌های مطالعه‌شده و ستون چینه‌شناسی منطقه ارائه شده است (شکل 1، a و b).


 

 

شکل 1- a. موقعیت میدان‌های نفتی مطالعه‌شده همراه با چهار چاه کلیدی انتخابی در روند باختری- خاوری (Z-Zʹ)، b. ستون سنگ‌شناسی توالی کرتاسه در برخی بخش‌های حوضۀ عربی همراه با موقعیت ناپیوستگی‌های ناحیه‌ای (برگرفته با برخی تغییرات از Alsharhan and Nairn 1997; Christian 1997; Sharland et al. 2001). سازند ایلام هدف مطالعۀ حاضر مشخص شده است.

Fig 1- a) The location of the studied oil fields along with four selected key wells in a West-East (Z-Zʹ) trend has been determined. b) Lithology column of Cretaceous sequence has been identified in some parts of the Arabian Basin with the location of regional disconformities (Modified after Alsharhan and Nairn 1997; Christian 1997; Sharland et al. 2001). Ilam Formation is shown in the picture as the aim of this study.

 

شواهد جغرافیای دیرینه نشان می‌دهند در بازۀ زمانی کرتاسه، آب‌و‌هوا گرم بوده و صفحۀ عربی در موقعیت 10 درجۀ جنوب استوا قرار داشته است (Setudehnia 1978; Murris 1980; Ziegler 2001; Ehrenberg et al. 2008). توالی کرتاسۀ خاورمیانه از قدیم به جدید و بر اساس دو ناپیوستگی ناحیه‌ای آپتین پسین و تورونین میانی به سه چرخۀ زمین‌ساختی- رسوبی بزرگ شامل کرتاسۀ زیرین (نئوکومین- آپتین)، کرتاسۀ میانی (آلبین- تورونین) و کرتاسۀ بالایی (کونیاسین- ماستریشتین) تقسیم می‌شود (شکل 1، b) (Alsharhan, and Nairn 1997; Christian 1997; Sharland et al. 2001). جیمز و وایند (James and Wynd 1965) توالی آلبین- سانتونین حوضۀ زاگرس را با سازندهای کژدمی، سروک، سورگاه و ایلام معرفی کرده‌اند. سازندهای کربناتۀ سروک و ایلام از مهم‌ترین مخازن نفتی زاگرس و خلیج فارس محسوب می‌شوند (Motiei 1993) که بخش عمدۀ تولید نفت در دشت آبادان از آنها انجام می‌شود (شکل 2، a). برش الگوی سازند ایلام در کبیرکوه ناحیۀ لرستان قرار دارد (Ghorbani 2019). در محل برش الگو، نهشته‌های کربناتۀ سازند ایلام روی سازند سورگاه قرار می‌گیرند و با شیل‌های ژرف سازند گورپی پوشیده می‌شوند (James and Wynd 1965)؛ با‌وجود‌این در میدان‌های دشت آبادان، سازند ایلام روی عضو شیلی لافان قرار می‌گیرد و برخلاف بیشتر میدان‌های هیدروکربنی حوضۀ دزفول فروافتاده (Rahimpour-Bonab et al. 2012)، تفکیک دو توالی کربناتۀ سازند سروک و ایلام در این گستره از طریق توالی شیلی لافان به‌سادگی امکان‌پذیر می‌شود. ستبرای سازند ایلام در چاه‌های مختلف از حدود 70 تا 120 متر نوسان دارد بر اساس شواهد سنگ‌شناسی و نمودارهای پتروفیزیکی، بخش کربناتۀ آن به سه بخش غیررسمی پایینی، میانی و بالایی تقسیم می‌‌شود. بر اساس شواهد ژئوشیمیایی و مطالعه‌های ناحیه‌ای در دشت آبادان، احتمالاً نفت سازند ایلام از سنگ منشأهای سرگلو (باژوسین- باتونین) و گرو (بریازین- سنومانین) تغذیه می‌شود (Aqrawi and Badics 2015). به نظر می‌رسد در گسترۀ مطالعه‌شده، شیل‌های سازند گورپی پوش‌سنگ مخزن ایلام هستند.

 

داده‌ها و روش مطالعه

به‌منظور شناسایی ریزرخساره‌ها، شناخت محیط‌های رسوب‌گذاری و تعیین سکانس‌های سازند ایلام در مطالعۀ حاضر، درمجموع 280 متر مغزه و 620 مقطع نازک از چهار چاه کلیدی در سه میدان نفتی دشت آبادان استفاده شد. به‌منظور مطالعه‌های کانی‌شناسی، مقاطع نازک با محلول آلیزارین قرمز به روش دیکسون (Dickson 1966) رنگ‌آمیزی شدند. به‌منظور شناسایی ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی از تلفیق مطالعه‌های پتروگرافی مقاطع نازک و توصیف مغزه‌ها استفاده شد؛ در پتروگرافی مقاطع نازک میکروسکوپی، مباحثی مانند کانی‌شناسی، بافت، اندازۀ دانه‌ها، جورشدگی، اجزای تشکیل‌دهنده ازجمله اسکلتی و غیراسکلتی و محتوای فسیلی در هر نمونه به‌طور کمّی شناسایی و توصیف شد. به‌منظور توصیف و نام‌گذاری ریزرخساره‌ها از روش دانهام (Dunham 1962) با تغییراتی برای شناسایی بافت رسوبی استفاده شد. مدل‌های استاندارد رخساره‌ای برای تحلیل رخساره‌ها و نام‌گذاری استفاده شدند (Flügel 2010)؛ همچنین بر اساس الگوی توزیع رخساره‌ای و نیز فراوانی رخساره‌ها، موقعیت چاه‌های مطالعه‌شده و جهت‌های جغرافیایی در پلت‌فرم رسوبی مشخص شدند. به‌منظور تعیین چارچوب کلی زمانی توالی مطالعه‌شده بر اساس شناسایی و بررسی توزیع مجموعه‌های فسیلی به‌ویژه فرامینیفرهای پلانکتونیک و بنتیک، زون‌های زیستی بررسی و با مطالعۀ وایند (Wynd 1965) مقایسه شدند. به‌منظور ارائۀ چارچوب چینه‌نگاری سکانسی، مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی بر اساس الگوی تغییرات رخساره‌ای و نیز تعیین سطوح ناپیوستگی معین شدند (Hunt and Tucker 1992; Catuneanu 2006)؛ درنهایت، سکانس‌‌های رسوبی شناسایی‌شده با استفاده از نمودارهای پتروفیزیکی در چاه‌های بررسی‌شده انطباق داده شدند.


 

شکل 2- a. سازندهای گروه بنگستان در دشت آبادان همراه با موقعیت سازند ایلام،b .ستون سنگ‌شناسی سازند ایلام در یکی از چاه‌های مطالعه‌شده (چاه A) همراه با تغییرات نمودارهای پتروفیزیکی و سنگ‌شناسی. سازند ایلام در مرز بالایی با یک ناپیوستگی محدود می‌شود.

Fig 2- a) The formations of Bangestan Group in Abadan plain have been determined with the location of Ilam Formation. b) The lithology column of Ilam Formation in one of the studied wells (well A) is shown with changes in petrophysical and lithological logs. The Ilam Formation at the upper boundary is bounded by a disconformity.

 

 

ریزرخساره‌ها و محیط‌های رسوبی

شناسایی ریزرخساره‌ها و کمربند‌های رخساره‌ای یکی از بخش‌های اصلی مطالعۀ زمین‌شناسی مخزن در مطالعه‌های جامع مخزنی است (Lucia 2007; Ahr 2008; Moore and Wade 2013). توصیف ریزرخساره‌ای سازند ایلام با دقت در برخی از مطالعه‌های گذشته در حوضۀ زاگرس ارائه شده است (Adabi and Asadi-Mehmandosti 2008; Ghabeishavi et al. 2009; Mehrabi et al. 2014)؛ هرچند در دشت آبادان با عنوان منطقه‌ای مهم از نظر اکتشاف و تولید هیدروکربن، عموماً مطالعه‌ها به گزارش‌های منتشرنشدۀ داخلی شرکت نفت محدود می‌شوند. رخساره‌های رسوبی به‌شکل اولیه ساختار و هندسۀ منافذ سنگ و در بسیاری موارد، روند تغییرات دیاژنز و توزیع فرایندها بر اساس ماهیت بافت و ویژگی‌های رسوبی را کنترل می‌کنند (Schlager 2005). در مطالعۀ حاضر همراه با توصیف مقاطع نازک میکروسکوپی و نمونه‌های مغزه‌ها، بافت رسوبی، اندازۀ دانه‌ها، نوع و فراوانی آلوکم‌ها، محتوای فسیلی و سایر شاخص‌های رسوبی شناسایی و سپس با استفاده از این داده‌ها و مقایسه با مدل‌های استاندارد (Buxton and Pedley 1989; Wilson 1975; Flügel 2010)، 12 ریزرخسارۀ رسوبی کربناته (MF1–MF12) و دو رخسارۀ آواری (PF1 و PF2) شناسایی و تفسیر شدند. ریزرخساره‌های کربناتۀ شناسایی‌شده به چهار کمربند رخساره‌ای بخش ژرف دریای باز[4]، بخش کم‌ژرف دریای باز[5]، سد یا شول[6] و لاگون منتسب شدند (Buxton and Pedley 1989; Flügel 2010) که در ادامه از بخش‌های ژرف به کم‌ژرف حوضۀ رسوبی توصیف می‌شوند.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 1: مادستون دارای فرامینیفرهای پلانکتونیک

این ریزرخساره با وجود الیگوستژینید[7] و فرامینیفرهای پلانکتون (به‌‌ویژه هدبرژلا[8]، هتروهلیکس[9] و گامبلینا[10]) در بافت مادستونی مشخص می‌شود (شکل 5، MF1). اندازۀ دانه‌ها در محدودۀ کلسی‌لوتایت[11] است و زمینۀ سنگ را میکرایت تشکیل می‌دهد. در توصیف این ریزرخساره، زیست‌آشفتگی[12] مهم‌ترین ساخت رسوبی مشاهده‌شده است که سبب افزایش ناهمگنی می‌شود. این ریزرخساره در بخش ایلام زیرین[13] از توالی سانتونین در تمام چاه‌ها مشاهده می‌شود.

تفسیر: وجود بافت گل غالب، فراوانی فسیل‌های پلانکتون و فراوانی بسیار اندک موجودات کف‌زی[14] ‌نشان‌دهندۀ نهشت این ریزرخساره در بخش عمیق‌تر همی‌پلاژیک و زیر سطح امواج طوفانی دریا[15] است (Wilson 1975; Flügel 2010). گفتنی است رخسارۀ یادشده نمایانگر عمیق‌ترین بخش حوضۀ رسوبی ایلام در این ناحیه است (شکل 6). این ریزرخساره معادل با RMF 2 فلوگل (وکستون- مادستون پلاژیک) در نظر گرفته می‌شود (Flügel 2010).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 2: وکستون- پکستون الیگوستژینیددار

الیگوستژین‌ها و کلسی‌اسفرها با فراوانی بیش از 25 درصد، فراوان‌ترین اجزای پلانکتونیک این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند. تنها تفاوت این ریزرخساره با ریزرخسارۀ قبلی در بافت دانه‌پشتیبان این ریزرخساره است که از عمق محیط رسوبی کمتر، فراوان‌تر‌بودن اجزای اسکلتی و انرژی نسبی بیشتر ناشی می‌شود (شکل 5، MF2). اندازۀ دانه‌ها در حد کلسی‌لوتایت است و زمینۀ سنگ از میکرایت تشکیل شده است. شواهدی از وجود زیست‌آشفتگی در این ریزرخساره دیده می‌شوند.

تفسیر: ویژگی‌های بافتی و نوع موجودات تشکیل‌دهندۀ این ریزرخساره نشان‌دهندۀ نهشته‌شدن آن در اواسط دریای باز ژرف و در زیر سطح اثر امواج طوفانی است (شکل 6). معمولاً این ریزرخساره در بخش ایلام پایینی و گاهی در ایلام میانی (اصلی[16]) در تمام چاه‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود. این ریزرخساره معادل با RMF 3 فلوگل (Flügel 2010) در نظر گرفته می‌شود.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 3: پکستون دارای الیگوستژینید و اسپیکول اسفنج

فسیل‌های پلاژیک نظیر هتروهلیکس، هدبرژلا و گامبلینا به‌شدت در این ریزرخساره کاهش یافته‌اند، ولی الیگوستژینید همچنان فراوانی زیادی دارد؛ کلسی‌اسفر، پیتونلا و سوزن اسفنج کلسیتی از دیگر اجزای اسکلتی این رخساره هستند (شکل 5، MF3). اجزای اسکلتی یادشده همراه با پلوئید در زمینۀ دانه‌پشتیبان پکستونی قرار گرفته‌اند. زیست‌آشفتگی مهم‌ترین پدیده‌ای است که به‌وفور در این ریزرخساره دیده می‌شود. این ریزرخساره عمدتاً به توالی ایلام پایینی تا میانی (ایلام اصلی) در چاه‌های مطالعه‌شده محدود می‌شود.

تفسیر: ویژگی‌های بافتی و رسوبی و محتوای فسیلی نشان می‌دهند این رخساره در بخش ابتدایی دریای باز ژرف و زیر سطح امواج عادی دریا نهشته شده است (Flügel 2010) (شکل 6). این ریزرخساره معادل با ریزرخسارۀ استاندارد RMF 4 است (Flügel 2010).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 4: مادستون- وکستون پلانکتونیک

این ریزرخساره، مادستون تا وکستون حاوی خرده‌های فسیلی اندک با زمینۀ میکرایتی است. این رخساره ازنظر محتوای فسیلی مانند ریزرخسارۀ MF3 است، ولی بافت آن مادستونی است و از فراوانی الیگوستژینید کاسته و بر فراوانی اکینودرم و بریوزوئر افزوده شده است که بیان‌کنندۀ کاهش عمق نسبی است. اندازۀ دانه‌ها در محدودۀ کلسی‌لوتایت است و از اجزای غیراسکلتی آن می‌توان به پلوئید و اینتراکلست اشاره کرد (شکل 5، MF4). این ریزرخساره در تمام چاه‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود و محدود به ایلام اصلی است. این ریزرخساره درخور مقایسه با ریزرخسارۀ استاندارد RMF 5 است (Flügel 2010).

تفسیر: ویژگی‌های بافتی و رسوبی، ارتباط عمودی رخساره‌ای و محتوای فسیلی نشان می‌دهند این رخساره در انتهای دریای باز کم‌ژرف و در جایگاهی کم‌عمق‌تر از رخسارۀ MF3 نهشته شده است (Flügel 2010) (شکل 6). این ریزرخساره معادل با ریزرخسارۀ استاندارد RMF5 است (Flügel 2010).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 5: پکستون اکینودرم‌دار

مهم‌ترین ویژگی این ریزرخساره، فراوانی زیاد اکینودرم و بریوزوئر (بیش از 25 درصد) و حضور الیگوستژینید در کنار فرامینیفرهای بنتیک ازجمله روتالیا و خرده‌های دوکفه‌ای است که فراوانی 15 درصدی را نشان می‌دهد. پلوئید‌ها و پلت‌های مدفوعی[17] حدود 10 درصد فراوانی دارند (شکل 5، MF5). اندازۀ دانه‌ها در حد کالک‌آرنایت و جورشدگی متوسط است (جورشدگی متوسط از انرژی حدواسط محیط ناشی می‌شود). این ریزرخساره در توالی سانتونین عموماً در ایلام اصلی و در بالاترین بخش ایلام بالایی[18] شناسایی می‌شود. ریزرخسارۀ یادشده در تمام چاه‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود.

تفسیر: بر اساس فراوانی زیاد اجزای مختلف دریای باز نظیر قطعه‌های اکینودرم و بریوزوئر و کاهش نسبی الیگوستژینید، انرژی حدواسط محیط و جورشدگی متوسط، این ریزرخساره را می‌توان به بخش‌های میانی دریای باز کم‌ژرف نسبت داد (Flügel 2010) (شکل 6). این ریزرخساره درخور مقایسه با ریزرخسارۀ استاندارد RMF 7 فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 6: وکستون- پکستون بایوکلاستی

دوکفه‌ای و خرده‌های رودیستی اجزای اسکلتی اصلی این ریزرخساره با فراوانی 10 تا 20 درصد هستند و روتالیا، سوزن‌های اسفنج و فرامینیفرهای بنتیک نیز با فراوانی 5 تا 10 درصد در این ریزرخساره مشاهده می‌شوند. فراوانی الیگوستژینید در این ریزرخساره به‌شدت کاهش یافته است. پلوئید‌ها مهم‌ترین اجزای غیر‌اسکلتی این ریزرخساره با فراوانی 5 درصد هستند (شکل 5، MF6). اندازۀ ذرات در حد کالک‌آرنایت و جورشدگی ذرات به‌علت انرژی حدواسط محیط در حد میانه است. در توالی سانتونین، معمولاً این ریزرخساره در ایلام اصلی شناسایی می‌شود. ریزرخسارۀ MF6 در تمام چاه‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود و می‌توان آن را با رخسارۀ استاندارد RMF 8 فلوگل (Flügel 2010) مقایسه کرد.

تفسیر: بافت وکستونی تا پکستونی، تنوع اجزای اسکلتی، ارتباط جانبی و عمودی رخساره‌ای، فراوانی زیاد دوکفه‌ای و خرده‌های رودیستی و از سویی، فراوانی کم الیگوستژینید نشان می‌دهد این ریزرخساره در بخش‌های بالایی کمربند رخساره‌ای دریای باز کم‌ژرف نهشته شده است (Flügel 2010) (شکل 6).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 7: پکستون پلوئیدی با فرام‌های بنتیک پوسته بزرگ

اکینودرم و دوکفه‌ای با فراوانی بیش از 15 درصد، خرده‌هاى رودیست، بریوزوئر، مرجان، فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی 10 تا 15 درصد و گاستروپود به‌طور نادر اجزای اصلی این ریزرخساره را در زمینۀ پکستونی تشکیل می‌دهند (شکل 5، MF7). پلوئید مهم‌ترین جزء غیراسکلتی این ریزرخساره با فراوانی 5 درصد است؛ اما گاهی به‌علت ارتباطات رخساره‌ای، اوئید به‌شکل نابرجا دیده می‌شود. زیست‌آشفتگی، پلت‌های دفعی[19] و گاهی برگشتگی بافتی[20] به‌علت وجود اینتراکلست و اوئید در زمینۀ میکرایتی، مهم‌ترین پدیده‌های رسوبی مشاهده‌شده در این ریزرخساره هستند (شکل 5، MF7). این ریزرخساره با فراوانی اندک در توالی سانتونین، در بخش ایلام اصلی و ایلام بالایی مشاهده می‌شود. این ریزرخساره در تمام چاه‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود و می‌توان آن را با رخسارۀ استاندارد RMF 13 فلوگل (Flügel 2010) مقایسه کرد.

تفسیر: باتوجه‌به فراوانی زیاد قطعه‌های اکینودرم و دوکفه‌ای و فراوانی بسیار اندک فرامینیفرهای پلانکتونیک مانند الیگوستژینیدها، این ریزرخساره در بالای خط اثر امواج و در بخش‌های بالایی کمربند رخساره‌ای دریای باز کم‌ژرف تشکیل شده است (شکل 6).

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 8: گرینستون اینتراکلستی- بایوکلاستی

این ریزرخساره دارای اکینودرم و دوکفه‌ای با فراوانی بیش از 25 درصد، بریوزوئر، خرده‌هاى رودیست، مرجان، دوکفه‌اى و فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی 15 تا 20 درصد و گاستروپود با فراوانی 5 درصد است (شکل 5، MF8). اینتراکلست از اجزای غیراسکلتی این ریزرخساره است. گسترش این ریزرخساره به توالی سانتونین در بخش ایلام بالایی محدود است و در تمام چاه‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود.

تفسیر: با‌توجه‌به فراوانی زیاد قطعه‌های اکینودرم و دوکفه‌ای و فراوانی بسیار اندک الیگوستژینیدها و همچنین حضور اینتراکلست و جورشدگی نسبتاً خوب ذرات، این ریزرخساره در بالای خط اثر امواج و در بخش انتهایی و رو به دریای کمربند رخساره‌ای شول (Flügel 2010) تشکیل شده است (شکل 6). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد RMF 26 فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 9: گرینستون اووئیدی

این ریزرخساره با فراوانی نسبتاً زیاد روتالیا و میلیولید به‌شکل نادر در بافت دانه‌پشتیبان گرینستونی مشخص می‌شود. اوئید و در مرحلۀ بعد، پلوئید و اینتراکلست مهم‌ترین اجزای غیراسکلتی این ریزرخساره هستند (شکل 5، MF9). اوئیدها جورشدگی خوب و بافت شعاعی دارند که نشان‌دهندۀ کانی‌شناسی اولیۀ[21] کلسیتی است (Tucker 2001). هستۀ اوئیدها شامل پلوئید و فسیل‌های بنتیک و پلاژیک است. بسیاری از اوئیدها حالت به‌هم‌چسبیده[22] یا شکسته دارند (شکل 5، MF9). در برخی نمونه‌ها، اوئیدها آرایش منفصل[23] نشان می‌دهند و فضای بین آنها سریعاً با سیمان پر شده است (شکل 5، MF9). این ریزرخساره در توالی سانتونین ایلام بالایی و در تمام چاه‌های مطالعه‌شده مشاهده می‌شود.

تفسیر: باتوجه‌به محتوای فسیلی، انرژی زیاد محیط، بافت دانه‌پشتیبان، فراوانی زیاد اوئید و پلوئید، این ریزرخساره نشان‌دهندۀ شرایط محیطی با انرژی زیاد و نهشت آن در بخش میانی کمربند رخساره‌ای شول است (Flügel 2010) (شکل 6). این ریزرخساره درخور مقایسه با ریزرخسارۀ استاندارد RMF 29 فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمار‌ۀ 10: گرینستون بایوکلاستی- پلوئیدی

این ریزرخساره دارای روتالیا و دوکفه‌ای با فراوانی بیش از 25 درصد، خرده‌هاى رودیست، مرجان، دوکفه‌اى و فرامینیفرهای بنتیک و گاستروپود با فراوانی 5 درصد است (شکل 5، MF10). میکرایتی‌شدن، زیست‌آشفتگی و برگشتگی‌ بافتی به‌علت وجود اینتراکلست و اوئید در زمینۀ میکرایتی در بافت پکستونی به فراوانی دیده می‌شود (شکل 5، MF10). اندازۀ ذرات در حد کالک‌آرنایت است و جورشدگی خوبی دارند. گسترش این ریزرخساره به توالی سانتونین در بخش ایلام بالایی محدود است و در تمام چاه‌های مطالعه‌شده دیده می‌شود.

تفسیر: با‌توجه‌به فراوانی زیاد فسیل‌های بنتیک نظیر روتالیا و دوکفه‌ای، حضورنداشتن فسیل‌های دریای باز و حضور اینتراکلست و پلوئید، این ریزرخساره در بالای خط اثر امواج و در بخش بالایی و رو به ساحل کمربند رخساره‌ای شول تشکیل شده است (Flügel 2010) (شکل 6). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد RMF 27 فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 11: وکستون گاستروپوددار

این ریزرخساره، وکستونی با محتوای فسیلی گاستروپود فراوان، جلبک سبز و میلیولید با فراوانی 15 تا 20 درصد است (شکل 5، MF11). پلوئید از اجزای رایج غیراسکلتی این ریزرخساره است. اندازۀ ذرات در حد کلسی‌لوتایت و گویای انرژی کم محیط تشکیل است. این ریزرخساره در تمام چاه‌های مطالعه‌شده و در بخش ایلام بالایی مشاهده می‌شود.

تفسیر: با‌توجه‌به محتوای فسیلی، ارتباط جانبی رخساره‌ای و نیز بافت وکستونی، این ریزرخساره به کمربند رخساره‌ای لاگون تعلق دارد (Flügel 2010) (شکل 6). این ریزرخساره معادل ریزرخسارۀ استاندارد RMF 16 فلوگل (Flügel 2010) است.

 

ریزرخسارۀ شمارۀ 12: مادستون- وکستون دولومیتی

در این ریزرخساره، بافت از وکستون به مادستون کاهش یافته که به‌علت ارتباط جانبی کمتر این ریزرخساره با محیط دریایی است. محتوای فسیلی این ریزرخساره شامل میلیولید، تکستولارید و روتالیا است (شکل 5، MF12). این ریزرخساره در تمام چاه‌های مطالعه‌شده و در بخش ایلام بالایی مشاهده شده است. دولومیتی‌شدن بارزترین پدیدۀ دیاژنزی این ریزرخساره است (شکل 5، MF12).

تفسیر: باتوجه‌به محتوای فسیلی که فسیل‌های بنتیک لاگونی را نشان می‌دهد، ارتباط جانبی رخساره‌ای و نیز بافت وکستونی، این ریزرخساره به زیرمحیط رخساره‌ای لاگون تعلق دارد و به‌طور نسبی کم‌عمق‌تر از ریزرخسارۀ MF11 است (Flügel 2010) (شکل 6).

ویژگی‌های بافتی، اندازه، اجزای اسکلتی و غیراسکلتی غالب، انرژی و محیط رسوبی به‌طور خلاصه در جدول 1 ارائه شده‌اند. تصاویر مقاطع نازک میکروسکوپی این رخساره‌ها در شکل 5 دیده می‌شوند. علاوه‌بر ریزرخساره‌های کربناته که رخساره‌های غالب را در بخش اصلی سازند ایلام تشکیل می‌دهند، رخساره‌های آواری شیلی در بخش قاعده‌ای سازند ایلام (عضو لافان که روی ناپیوستگی تورونین میانی قرار دارد) و بخش‌های بالایی سازند ایلام (upper Ilam در شکل 2، b)، مشاهده می‌شوند که محیط تشکیل آنها از دیدگاه تفسیرهای چینه‌نگاری سکانسی و جایگاه این ریزرخساره‌های شیلی روی منحنی تغییرات سطح نسبی آب دریا اهمیت دارد. لایه‌های شیلی لافان با ستبرایی حدود 10 تا 15 متر در قاعدۀ سازند ایلام، سنگ‌شناسی شیل‌های متورق سیاه‌رنگ تا سنگ‌های آهکی با بافت وکستون تا مادستون (شکل 3) و محتوای فسیلی جلبک کاروفیت و استراکود با فراوانی 15 تا 20 درصد (فونای غالب)، برخی فونای دریایی نظیر اکینوئید، روتالیا و خرده‌های دوکفه‌ای و به میزان نادر سوزن اسفنج (حداکثر 5 درصد) و Hedbergella sp.، ادغامی از فونای آب شیرین و فسیل‌های دریایی را نشان می‌دهند؛ این در حالیست که غبیشاوی (Ghabeishavi et al. 2009) رخسارۀ لافان را به‌شکل توالی آهکی (مادستون تا وکستون) با جلبک‌های کاروفیت (فسیل اصلی) و استراکود (فسیل فرعی) (رخسارۀ MF1) گزارش کرده است. فلوگل (Flügel 2010) محیط رسوبی جلبک‌های سبز کاروفیت را منحصر به محیط آب شیرین یا آب لب‌شور و محیط دریاچه‌ای عنوان و در توصیف LMF7 به‌عنوان یکی از محیط‌های رسوبی محیط دریاچه‌ای (lacustrine microfacies types)، از رخساره‌های مادستون تا وکستون همراه با کاروفیت و استراکد یاد کرده است. با‌توجه‌به مشاهدۀ ادغام فونای آب شیرین (به‌طور فراوان) و دریایی (با فراوانی کمتر) در رخساره‌های شیلی- آهکی لافان، به نظر می‌رسد سنگ‌شناسی شیلی این واحد سنگی به زیرمحیط قاره‌ای تا لب‌شور (continental to brackish water) تعلق دارد و معادل آواری LMF7 فلوگل است که در این مطالعه با پتروفاسیس 1 (PF1) شناخته می‌شود (Adl et al. 2005; Flügel 2010).

 

 


 

شکل 3- a. نمای مغزۀ برداشت‌شده از شیل‌های لافان با سنگ‌شناسی شیل‌های متورق سیاه‌رنگ (PF1)، b. جلبک کاروفیت در مقطع نازک تهیه‌شده از شیل لافان، c. پوستۀ استراکدهای نازک‌لایۀ آب شیرین و لب‌شور در بستر گلی در شیل‌های لافان که معرف محیط‌های قاره‌ای تا لب‌شور و معادل آواری LMF7 فلوگل (Flügel 2010) است.

Figure 3- a) View of the core taken from the Laffan shales with lithology of black laminated shales (PF1), b) Charophyte algae in a thin section prepared from the Laffan shale and c) the crust of thin layered fresh and brackish water Ostracodes in the mud matrix in the Laffan shale which represents continental to brackish water environments and is the siliciclastic equivalent of LMF7 in Flügel standard microfacies model (Flügel 2010).

 

 

دومین رخسارۀ آواری در توالی مطالعه‌شده، شیل‌های رأس سازند ایلام است. به‌منظور درک بهتر محیط رسوبی رخسارۀ شیلی در بخش‌های بالایی سازند ایلام، تجزیه‌وتحلیل نیمه‌کمّی XRD روی نمونه‌های موجود از چاه C انجام شد. باتوجه‌به نتایج تجزیه‌وتحلیل XRD و درصد کانی‌های کوارتز (13 درصد) و کائولینیت (33 درصد) که بیان‌کنندۀ منشأ قاره‌ای ورود مواد آواری و کم‌ژرفا‌بودن محل تشکیل این نمونه است، این رخساره‌های شیلی را می‌توان مرتبط با محیط مجاور ساحل و بخش‌های کم‌ژرفای رمپ داخلی (کم‌ژرفای لاگون) در نظر گرفت (Bunaciu et al. 2015)، شکل 4. گذشته از نتایج تجزیه‌وتحلیل XRD برای رخسارۀ شیلی، سنگ‌های آهکی که به‌شکل بین‌لایه با افق‌های شیلی قرار دارند نیز متعلق به محیط رمپ داخلی شناسایی شدند (MF8 تا MF12) که این مطلب نشانۀ کم‌ژرفا‌بودن رخساره‌های شیلی رأس سازند ایلام است. رخسارۀ شیلی در مطالعۀ حاضر با نام پتروفاسیس 2 (PF2) شناخته می‌شود. ویژگی‌های 12 ریزرخسارۀ کربناته شامل اندازه، جورشدگی، اجزای اسکلتی و غیراسکلتی، سطح انرژی و زیرمحیط‌های شناسایی‌شده و معادل استاندارد آنها (Flügel 2010) بر اساس منابعی مانند Mehrabi et al. 2014، Flügel 2010 و Buxton and Pedley 1989 در جدول 1 و شکل 5 ارائه شده‌اند. نتیجۀ بررسی این پتروفاسیس‌ها و ریزرخساره‌ها در توالی مطالعه‌شده نشان می‌دهد به‌علت وجودنداشتن تغییرات شدید رخساره‌ای، نبود اجزای ریف‌ساز، گل‌غالب‌بودن عمدۀ رخساره‌ها و نبود شواهد رسوبات ریزشی و توربیدایتی (Flügel 2010; Mehrabi et al. 2014)، هندسۀ پلت‌فرم را می‌توان در راستای نگارۀ خاوری- باختری ترسیم‌شده (Z Z/) به‌شکل رمپ کربناته در نظر گرفت (شکل 6). به‌منظور جهت‌یابی دقیق مدل رسوبی ارائه‌شده و تعیین موقعیت چهار چاه کلیدی، نمودار فراوانی رخساره‌های رسوبی در هر چاه برای کل ستبرای مطالعه‌شده تهیه شد (شکل 7). نمودارهای فراوانی ستبرای کمربندهای رخساره‌ای در چهار چاه کلیدی مطالعه‌شده نشان‌دهندۀ روند ژرف‌شدگی عمومی رخساره‌ها در نگارۀ مطالعه‌شده از باختر به خاور دشت آبادان (از Z به Z/) است و بیشترین فراوانی ریزرخساره‌های مرتبط با زیرمحیط دریای باز ژرف در چاه D (69 درصد از کل رخساره‌ها) و در سمت خاور نگاره است و از سویی، درصد زیاد رخساره‌های رمپ داخلی (لاگونی) در چاه A با میزان حدودی 34 درصد از کل رخساره‌های رسوبی، نزدیکی این چاه به حاشیۀ حوضۀ رسوبی (سمت باختری نگارۀ مطالعه‌شده) و نزدیکی به محل ورود رخساره‌های شیلی کم‌ژرفا در بخش‌های بالایی سازند ایلام را نشان می‌دهد.

 

 


 

شکل4- تصویر تجزیه‌وتحلیل نیمه‌کمّی XRD نمونه‌ای با ژرفای 6/2912 از چاه C؛ میزان کوارتز حدود 13 درصد و میزان کائولینیت 33 درصد است که بیان‌کنندۀ منشأ قاره‌ای مواد آواری و محیط تشکیل کم‌ژرفای این نمونه است.

Fig 4- The image of the semi-quantitative XRD analysis of a sample with a depth of 2912.6 from well C. The amount of quartz is about 13% and the amount of kaolinite is 33%, which indicates the continental origin of the terrigenous sediments and the shallow formation depositional environment of this sample.

جدول 1- ریزرخساره‌های کربناتۀ معرفی‌شدۀ سازند ایلام در دشت آبادان و ویژگی‌های رسوبی مختلف شامل اندازه، جورشدگی، اجزای اسکلتی و غیراسکلتی، سطح انرژی و زیرمحیط‌های شناسایی‌شده به‌طور خلاصه توصیف شده‌اند (راهنمای جدول: ف: فراوان، ر: رایج، ن: نادر- اندازۀ دانه‌ها: لوتایت: کوچک‌تر از 062/0 میلی‌متر، آرنایت: 062/0-1 میلی‌متر، رودایت: بزرگ‌تر از 1 میلی‌متر)

Table 1- The introduced carbonate microfacies of the Ilam Formation in the Abadan plain and various sedimentary characteristics including size, sorting, skeletal and non-skeletal components, energy level and identified sub-environments are briefly described. (Table Guide: (A): Abundant, (C): Common, (R): Rare; Grain Size: Lutite - Less than 0.062 mm, Arenite: 0.062-1 mm, Rudite: Larger than 1 mm)

شماره

معادل ریزرخسارۀ استانداد (Flügel 2010)

ریزرخساره

اندازه

اجزا

 

انرژی محیط

محیط رسوبی

اسکلتی

غیراسکلتی

MF1

RMF2

مادستون دارای فرامینیفرهای پلانکتونیک

لوتایت

هدبرژلا (ر)، هتروهلیکس (ر)، الیگوستژینید (ر)،

-

کم

دریای باز ژرف

MF2

RMF3

وکستون- پکستون الیگوستژینیددار

لوتایت

الیگوستژینید (ف)،کلسیسفر (ف)، گامبلینا (ر)،

-

کم

MF3

RMF4

پکستون دارای الیگوستژینید و اسپیکول اسفنج

لوتایت

فرامینیفرهای پلانکتونیک مختلف (ف)، کلسیسفر (ف)، پیتونلا (ف)، اسپیکول اسفنج (ر)،

پلوئید (ر)

کم

MF4

RMF5

مادستون- وکستون پلانکتونیک

لوتایت

فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونیک (ف)، اکینودرم (ر)، دوکفه‌ای، بریوزوئرا (ر)

پلوئید-اینتراکلست

متوسط

دریای باز کم‌ژرفا

MF5

RMF7

پکستون اکینودرم‌دار

آرنایت

اکینودرم (ف)، بریوزوئرها (ر)، خرده‌های دوکفه ای (ر)

پلوئید

متوسط

MF6

RMF8

وکستون- پکستون بایوکلاستی

آرنایت

دوکفه‌ای (ف)، خرده‌های رودیستی (ر)

پلوئید (ر)

متوسط

MF7

RMF13

پکستون پلوئیدی با فرام‌های بنتیک پوسته بزرگ

آرنایت

دوکفه‌ای (ر)، روتالیا (ر) اکینودرم (ر)، فرامینفرهای بنتیک (ر)،

پلوئید (ف)

متوسط-زیاد

MF8

RMF26

گرینستون اینتراکلستی-بایوکلاستی

آرنایت

دوکفه‌ای (ف)، اکینودرم (ر)

اینتراکلست (ف)

زیاد

شول

MF9

RMF29

گرینستون اووئیدی

آرنایت

روتالیا (ر)، میلیولید (ن)

اووئید (ف)

زیاد

MF10

RMF27

گرینستون بایوکلاستی- پلوئیدی

آرنایت

دوکفه‌ای (ر)، روتالیا (ر)، جلبک سبز (ن)، خرده‌های رودیستی (ن)

پلوئید (ف)

زیاد

MF11

RMF16

وکستون گاستروپوددار

لوتایت

گاستروپود (ف)، جلبک سبز (ر)، میلیولید (ر)

پلوئید (ر)

کم

لاگون

MF12

RMF16

مادستون- وکستون دولومیتی

لوتایت

میلیولید (ر)، تکستولارید (ر)، روتالیا (ر)،

-

کم

 

شکل 5- تصاویر مقاطع نازک از ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در سازند ایلام در ناحیۀ مطالعه‌شدۀ دشت آبادان؛ MF1. مادستون دارای فرامینیفرهای پلانکتونیک (دریای باز ژرف)، MF2. وکستون- پکستون حاوی الیگوستژینید (دریای باز ژرف)، MF3. پکستون دارای الیگوستژینید و اسپیکول اسفنج دریای باز ژرف، MF4. مادستون- وکستون پلانکتونیک )دریای باز کم‌ژرفا(، MF5. پکستون اکینودرم‌دار )دریای باز کم‌ژرفا(،MF6 . وکستون- پکستون بایوکلاستی )دریای باز کم‌ژرفا(،MF7 . پکستون پلوئیدی- بایوکلاستی همراه با فرام‌های بزرگ )دریای باز کم‌ژرفا)، MF8. گرینستون اینتراکلستی- بایوکلاستی (شول)، MF9. گرینستون اووئیدی (شول)، MF10. گرینستون بایوکلاستی- پلوئیدی (شول)، MF11. وکستون گاستروپوددار (لاگون)، MF12. مادستون- وکستون دولومیتی (لاگون)

Figure 5- Pictures of thin sections of microfacies identified in the Ilam Formation in the study area of Abadan plain: MF1- Planktonic Foraminifera Mudstone (distal open marine), MF2- Oligosteginid Wackestone to Packstone (distal open marine), MF3- Sponge spicule oligosteginid Packstone (distal open marine), MF4- Planktonic Mudstone to Wackestone (proximal open marine), MF5- Echinoderm Packstone (proximal open marine), MF6- Bioclast Wackestone to Packstone (proximal open marine), MF7- Bioclast peloid Packstone with large Foraminifera (proximal open marine), MF8- Bioclast intraclast Grainstone (Shoal), MF9- Ooid Grainstone (Shoal), MF10- Peloid bioclast Grainstone (Shoal), MF11- Gastropod Wackestone (Lagoon), MF12- Dolomitic Mudstone to dolomitic Wackestone (Lagoon)

 

شکل 6- مدل پیشنهادی رمپ کربناته برای نهشته‌های سازند ایلام در میدان‌های دشت آبادان همراه با توزیع ریزرخساره‌های کربناته و موقعیت چاه‌های مطالعه‌شده در نیم‌رخ بررسی‌شده؛ به‌سوی خاور، بر ژرفای حوضه افزوده می‌شود.

Fig 6- The proposed model of carbonate ramp for deposits of the Ilam Formation in Abadan plain fields with the distribution of carbonate microfacies and the location of the studied wells along the transect. To the East, the depth of the basin is deepening.

 

 

شکل 7- فراوانی کمربندهای رخساره‌ای شناسایی‌شده در سازند ایلام در چهار چاه مطالعه‌شده. به‌طورکلی در روند مشخصی از باختر به خاور، ژرف‌شدگی در رخساره‌ها مشاهده می‌شود؛ به‌طوری‌که بیشترین درصد رخساره‌های دریای باز ژرف در چاه D و بیشترین رخساره‌های لاگونی در چاه A مشاهده می‌شود.

Fig 7- Frequency of facies belts identified in the Ilam Formation in four studied wells. In general, in a certain trend from the West to the East, deepening is observed in the facies, so that the highest percentage of distal open marine facies is observed in well D and the highest percentage lagoonal facies is observed in well A.

 

چینه‌نگاری سکانسی

تمرکز چینه‌گاری سکانسی بر الگوی برانبارش رسوبات در فضا و چارچوب زمان است که در اثر تباین شاخص‌های فضای رسوب‌گذاریو تأمین رسوب در بستر زمان شکل می‌گیرد (Catuneanu 2006; Catuneanu et al. 2012). به‌منظور شناسایی سطوح کلیدی سکانسی در مطالعۀ حاضر از تلفیق نتایج مطالعه‌های دقیق ریزرخساره‌ای و شواهد توصیف مغزه استفاده شد (Tucker 1993; Taghavi et al. 2006)؛ با اِعمال این چارچوب، الگوی توزیع رخساره‌ها مرتبط با فرایندهای کنترل ویژگی‌های مخزنی بررسی شد (Mazzullo 1994). پژوهشگران مختلف روش‌های گوناگونی را برای معرفی و توصیف سکانس‌ها ارائه کرده‌اند (Posamentier et al. 1988; Van Wagoner et al. 1990; Vail et al. 1991; Hunt and Tucker 1992; Galloway 1989; Embry 1995)؛ برای نمونه، روش سکانس‌های پیش‌رونده- پس‌رونده[24] (T-R) یکی از ساده‌ترین مدل‌ها به شمار می‌آید که در بسیاری از مطالعه‌های گذشته برای تفسیر سکانس‌های سازند سروک و ایلام و معادل‌های آن در صفحۀ عربی استفاده شده است (Van Buchem et al. 1996, 2002, 2011; Ghabeishavi et al. 2009; Razin et al. 2010; Sharp et al. 2010; Mehrabi et al. 2014; Vincent et al. 2015; Assadi et al. 2016). در مطالعۀ حاضر از مدل چینه‌نگاری سکانسی رسوب‌گذاری IV (Catuneanu 2006) یا مدل پالایش‌یافتۀ اکسون برای بررسی سکانس‌ها استفاده شد و از واژگانی کمک گرفته شد که هانت و تاکر (Hunt and Tucker 1992) برای تفکیک دسته‌های رخساره‌ای و سطوح سکانسی به کار برده‌اند.

پیش از آغاز بحث تفکیک سکانس‌ها و دسته‌های رخساره‌ای لازم است اشاره شود برای تحلیل دقیق تغییرات دینامیکی حوضۀ رسوبی دشت آبادان در بازۀ زمانی ته‌نشینی سازند ایلام، مقایسۀ آن با سطوح سکانسی در مطالعه‌های جامع ورقۀ عربی نظیر مطالعۀ شارلند (Sharland et al. 2001) و حتی مقایسه با منحنی‌های مرجع جهانی تغییرات سطح نسبی آب دریا ضروری است و این مهم نیازمند وجود چارچوب زمانی دقیق برای تحلیل و مقایسۀ درست سطوح سکانسی است؛ وجودنداشتن چارچوب زمانی دقیق در مطالعه‌های چینه‌نگاری سکانسی به انتخاب منحنی مرجع نامناسب و ارائۀ تحلیل نادرست از وضعیت سکانس‌ها و موقعیت جغرافیای دیرینۀ حوضه رسوبی مطالعه‌شده منجر می‌شود؛ ازاین‌رو توجه به محتوای فسیلی، گذشته از کمک به تفسیر بهتر ریزرخساره‌های کربناته، امری مهم به‌منظور مقایسه با زون‌های زیستی معرفی‌شده برای سازند ایلام و ارائۀ چارچوب زمانی درست است. به‌منظور تعیین چارچوب کلی زمانی، محتوای زیستی توالی مطالعه‌شده در چهار چاه کلیدی به‌دقت بررسی و به شناسایی فونایی نظیر Rotalia skourensis (sp. 22)، Rotalia sp.، انواع Oligosteginids، Heterohelix sp. و  Hedbergella sp. منجر شد. مجموعه فسیل‌های شناسایی‌شده بر دو زون زیستی Rotalia skourensis (sp.22)/Algae Assemblage Zone و Oligostegina facies منطبق است که به‌ترتیب در قالب زون‌های زیستی30 و 26 وایند (Wynd 1965) معرفی می‌شوند. بر اساس زون‌های زیستی قابل‌تطابق 30 و 26 (Wynd 1965)، نبود گونه‌های شاخص کامپانین و نهایتاً موقعیت جغرافیایی نگارۀ مطالعه‌شده می‌توان سن سانتونین را برای سنگ‌های آهکی سازند ایلام در ناحیۀ دشت آبادان در نظر گرفت که این مطلب به تعیین سن دقیق‌تر سطح یا سطوح حداکثر غرقابی که در ادامۀ بحث شناسایی می‌شوند، کمک می‌کند. نظر به اینکه محتوای زیستی عضو شیلی لافان در آغاز رسوب‌گذاری سازند ایلام، بدون فرامینیفر شاخص سنی تشخیص داده شد و با‌توجه‌به پیوستگی رسوبات شیلی لافان و سنگ‌های کربناتی سازند ایلام (شکل 8، c) که هیچ نوع آثار ناپیوستگی را نشان نمی‌دهند و موقعیت چینه‌شناسی این عضو شیلی، به نظر می‌رسد لافان در منطقۀ مطالعه‌شده در اواخر کنیاسین یا حتی در سانتونین رسوب‌گذاری کرده است. معادل رخساره‌های کاروفیت‌دار قاعدۀ بخش لافان در تاقدیس بنگستان معرفی و توصیف شده است (Ghabeishavi et al. 2009).

بر اساس نتایج مطالعه‌های پتروگرافی و توصیف مغزه‌ها، هر دو مرز سکانسی زیرین (مرز قاعده‌ای عضو لافان و سازند سروک) و مرز بالایی سازند ایلام (مرز بین سازندهای ایلام و گورپی) شواهد خروج از آب نظیر کارستی و برشی‌شدن (Hunt and Tucker 1992; Catuneanu 2006) و رخداد ناپیوستگی را در چاه‌های مطالعه‌شده نشان می‌دهند و مرز سکانسی نوع اول طبقه‌بندی می‌شوند (شکل 8، a و b)؛ البته ناپیوستگی قاعدۀ سازند ایلام (در قاعدۀ عضو لافان) که ناپیوستگی تورونین میانی شناخته می‌شود، ازنظر اهمیت و توسعۀ ناحیه‌ای بسیار مهم‌تر از ناپیوستگی رأس سازند ایلام (مرز ایلام و گورپی) است؛ زیرا ناپیوستگی رأس سازند ایلام را نمی‌توان به‌شکل ناحیه‌ای ‌پیگیری کرد و بیشتر حالت محلی دارد. ناپیوستگی تورونین میانی در بیشتر بخش‌های زاگرس، خلیج فارس و صفحۀ عربی گزارش شده است (Sharland et al. 2001; Van Buchem et al. 2011; Rahimpour Bonab et al. 2013; Vincent et al. 2015; Assadi et al. 2016; Navidtalab et al. 2016) و احتمالاً این ناپیوستگی تحت‌تأثیر تلفیق شاخص‌های بالاآمدگی‌های مرتبط با فرورانش[25] ورقۀ عربی به زیر ورقۀ ایران و به‌طور هم‌زمان، آغاز فرارانش[26] افیلولیت‌ها روی حاشیۀ غیرفعال صفحۀ عربی و احتمالاً یک مرحله پایین‌افتادگی جهانی سطح آب دریا طی تورونین رخ داده است (James and Wynd 1965; Setudehnia 1978; Murris 1980; Christian 1997). به‌منظور درک بهتر تغییرات این دو مرز کلیدی سکانسی، تصاویر مقاطع نازک و مغزه از شواهد رخساره‌ای مرتبط با آنها ارائه شده‌اند (شکل 8).

روند تغییرات رخساره‌ای و توصیف مغزه‌های سازند ایلام نشان می‌دهد به‌جز دو مرز سکانسی قاعده و بالایی سازند، مرز سکانسی دیگری در توالی سازند ایلام مشاهده نمی‌شود؛ از‌این‌رو، به نظر می‌رسد سازند ایلام همراه با عضو لافان به ستبرای حدود 90 تا 120 متر در دشت آبادان از سکانس ردۀ سوم تشکیل شده است. سکانس یادشده از چهار دسته رخساره‌ای تراز پایین، پیش‌رونده، تراز بالا و پس‌رونده تشکیل شده است. مرز سکانسی قاعدۀ این توالی در قاعدۀ عضو لافان (مرز سکانسی اول: SB-1) و مرز بالایی آن به ناپیوستگی مرز ایلام و گورپی (مرز سکانسی دوم: SB-2) ختم می‌شود.

دسته‌های رخساره‌ای تراز پایین (LST) سکانس شامل رسوبات پس‌از ناپیوستگی ناحیه‌ای تورونین میانی است که با رخساره‌های عمدتاً شیلی لافان با میان‌لایه‌های آهک آرژیلیتی مشخص می‌شود و با فراوانی کاروفیت و استراکود به محیط‌های قاره‌ای تا لب‌شور مرتبط است. با‌توجه‌به شرایط محیط رسوب‌گذاری عضو لافان در قاعدۀ سازند ایلام و همچنین سنگ‌شناسی شیلی آن، می‌توان گفت این عضو در آغاز بالاآمدگی آهستۀ آب دریا پس‌از ناپیوستگی تورونین میانی رسوب‌گذاری کرده است و رسوبات دسته رخساره‌ای تراز پایین سکانس سازند ایلام در نظر گرفته می‌شود. گفتنی است در مطالعه‌های مشابه نیز رسوبات کربناتۀ حاوی جلبک آب شیرین جزو دسته رخسارۀ تراز پایین در نظر گرفته شده‌اند (Ghabeishavi et al. 2009; Mehrabi et al. 2014; Navidtalab et al. 2016). نبود شواهد ناپیوستگی در شیل‌های لافان و همچنین نبود شواهد مرز سکانسی بین رخساره‌های شیلی لافان و رسوبات کربناتۀ ایلام پایینی (شکل 8، c) نشان می‌دهد احتمالاً بخشی از سکانس رسوبی کنیاسین که در ورقۀ عربی با سطح حداکثر غرقابی K150 مشخص می‌شود، در ناحیۀ دشت آبادان به‌علت طولانی‌تر‌بودن ناپیوستگی پس‌از تورونین میانی تشکیل نشده است.


 

شکل 8- تصاویر مغزه و مقاطع نازک میکروسکوپی از دو سطح ناپیوستگی محدودکنندۀ سکانس رسوبی سازند ایلام؛ a. ناپیوستگی بین عضو لافان و سازند سروک معروف به ناپیوستگی ناحیه‌ای تورونین میانی که نخستین مرز سکانسی این مطالعه است (SB-1)، b. ناپیوستگی رأس سازند ایلام که مرز سازند ایلام و گورپی و دومین مرز سکانسی این مطالعه است (SB-2)، c. مرز تدریجی و پیوسته بین لافان و ایلام که در آن، مرز TS با خط‌چین قرمز نشان داده شده است.

Fig 8- the core and microscopic images of two disconformity surfaces bounding the sedimentary sequence of the Ilam Formation. a) The disconformity between Laffan member and the Sarvak Formation known as the regional middle Turonian disconformity which is the first sequence boundary of this study (SB-1) and b) The disconformity of the top of the Ilam Formation, which is the boundary of Ilam and Gurpi Formations and the second sequence boundary of this study (SB-2). c) The transitional and continuous boundary between the Laffan member and the Ilam Formation, where the TS surface is shown in red dashed line.

 


مرز عضو لافان و سازند ایلام، سطح پیش‌روی (TS) در نظر گرفته می‌شود. دسته‌های رخساره‌ای پیش‌رونده با توسعۀ رخساره‌های مادستونی- وکستونی دارای فرامینیفرهای پلانکتونیک مشخص می‌شوند. به نظر می‌رسد پیش‌روی سطح نسبی آب دریا روی رسوبات لافان، پیش‌روی سریعی بوده که توانسته است رسوبات دریای ژرف را روی رسوبات قاره‌ای تا لب‌شور لافان ته‌نشست کند (Haq et al. 1987). وجود بافت گل غالب، فراوانی شکل‌های فسیلی پلانکتونیک و فراوانی بسیار اندک موجودات کف‌زی نشان می‌دهد نهشت دسته‌های رخساره‌ای پیش‌رونده در بخش عمیق‌تر محیط همی‌پلاژیک و زیر سطح امواج طوفانی دریا است (Wilson 1975; Flügel 2010). دسته‌های رخساره‌ای پیش‌رونده در قاعدۀ سازند ایلام در نگارۀ مطالعه‌شده ستبرایی حداکثر تا 15 متر دارند که از سمت باختر به‌سمت خاور دارای رخساره‌های ژرف‌تر (فراوانی فونای دریای باز ژرف نظیر سوزن اسفنج) هستند. سطح حداکثر غرقابی منطبق بر ژرف‌ترین رخساره در قاعدۀ سازند ایلام با فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونیک و توسعۀ کانی‌های اپک و پیریتی‌شدن گسترده است و کمترین میزان تخلخل (کمتر از 10 درصد) در دسته‌های رخساره‌ای پیش‌رونده مشاهده می‌شود که این بخش از دیدگاه مخزنی با عنوان ایلام زیرین (Lower Ilam) شناخته می‌شود. در مطالعه‌های مشابه دیگر نظیر غبیشاوی و همکاران (Ghabeishavi et al. 2009)، دسته رخساره‌های پیش‌رونده (رخساره‌های لاگونی: MF2-4) با سن کنیاسین روی رخساره‌های کاروفیتی لافان (MF 1) قرار می‌گیرد؛ در‌حالی‌که سن دسته رخساره‌های پیش‌رونده در این مطالعه (رخساره‌های دریای باز ژرف: MF1، MF2 و MF3) با‌توجه‌به بایوزون 26 و 30 وایند (Wynd 1965)، سانتونین در نظر گرفته شده است.

باتوجه‌به ادامۀ محیط رسوبی دریای باز در دسته‌های رخساره‌ای تراز بالا، سطح حداکثر غرقابی روی نمودار گاما شواهدی از افزایش ناگهانی API را نشان نمی‌دهد (شکل 10). سطح حداکثر غرقابی مشخص‌شده منطبق بر K 160 با سن سانتونین (85 میلیون سال) در سایر بخش‌های صفحۀ عربی است (Sharland et al. 2001). دسته‌های رخساره‌ای تراز بالای (HST) این سکانس در قاعده با وکستون- پکستون‌های دارای فرامینیفرهای پلانکتونیک (MF2 و MF3) آغاز و در بخش بالایی به رخساره‌های دریای باز کم‌ژرفا (MF4 تا MF7)، شول (MF8 تا MF10) و لاگون (MF11 و MF12) ختم می‌شوند؛ البته از سمت باختر به‌سمت خاور، تغییرات محیطی در دسته‌های رخساره‌ای تراز بالای سطح آب تغییرات مشخصی دارد؛ به‌طوری‌که در بخش عمده‌ای از چاه‌های C و D، بخش عمده‌ای از دسته‌های رخساره‌ای HST را رخساره‌های دریای باز تشکیل می‌دهند، اما در چاه‌های A و B، تبدیل رخساره‌های دریای باز به رخساره‌های رمپ داخلی سریع‌تر اتفاق افتاده است. دسته‌های رخساره‌ای تراز بالای سطح آب دریا بخش اصلی رخساره‌های مخزنی را در سکانس مطالعه‌شده با ستبرای تقریبی 50 متر تشکیل می‌دهند که تا حدود 25 درصد تخلخل نشان می‌دهد و عمدتاً شامل بازۀ رخساره‌ای رمپ خارجی است (ریزرخساره‌های MF4 تا MF7). این اینتروال شامل رخساره‌‌های مادستونی تا پکستونی با حفره‌هایی از نوع ریزتخلخل (Matrix porosity) و درون‌دانه‌ای (Intraparticle) است و ایلام اصلی (Main Ilam) شناخته می‌شود و به‌طور خلاصه، رخساره‌های دریای باز ژرف با توسعۀ عمدۀ ریزتخلخل‌ها و تخلخل‌های قالبی (حدود 20 تا 30 درصد) و تراوایی کم را نشان می‌دهند؛ به عبارت دیگر، عموماً سیستم منافذ در سازند ایلام به‌شکل غیرمرتبط با فشار موئینگی زیاد است.

در بالای ناحیۀ مخزنی ایلام اصلی و مقارن با اتمام دسته‌های رخساره‌ای تراز بالا و افت شدید سطح نسبی آب دریا، مرز پس‌روی (Regressive Surface) قرار دارد و به دنبال آن، دسته‌های رخساره‌ای پس‌رونده[27] (FSST) (Hunt and Tucker 1992; Catuneanu 2006) با شواهدی ازجمله ورود آواری‌های حاشیۀ حوضه به‌شکل رخساره‌های شیلی کم‌ژرفا و لاگونی‌شدن رخساره‌های آهکی تشکیل می‌شوند. دسته‌های رخساره‌ای پس‌رونده با بین‌لایه‌هایی از آهک متخلخل (رخساره‌های MF8، MF9 و MF10) و شیل‌های لاگونی به همراه کوارتزهای آواری در متن رخساره‌های شیلی (PF2) مشخص می‌شوند. در شکل 9، نمای کلی سکانس رسوبی سازند ایلام به‌طور نمونه در چاه A نشان داده شده است.

این دسته‌های رخساره‌ای معادل ایلام بالایی هستند و به‌علت وجود درصد زیاد رس ناشی از وجود شیل‌های حاشیۀ حوضه مرتبط با پایین‌رفتن سطح نسبی آب دریا، تخلخل کمتری نسبت به ایلام اصلی دارند. این دسته‌های رخساره‌ای معمولاً با کمربند لاگونی (MF11 و MF12) آغاز می‌شوند و با بین‌لایه‌هایی از کمربند رخساره‌ای شول و لایه‌های شیلی کم‌ژرفا ادامه می‌یابند. ستبرای دسته‌های رخساره‌ای پس‌ر‌ونده از سمت باختر به‌سمت خاور نگارۀ مطالعه‌شده کاهش می‌یابد که این روند دقیقاً عکس تغییرات ستبرای دسته‌های رخساره‌ای HST است.

سطح سکانسی RS در تمام چاه‌های مطالعه‌شده تقریباً با روند ورود آواری‌های حاشیۀ حوضه و کم‌شدن مشخص تخلخل در انتهای زون مخزنی ایلام اصلی مشخص شده است، ولی روند تغییرات ستبرای دو دستۀ رخساره‌ای HST و FSST در طول نگار‌ۀ مطالعه‌شده این احتمال را قوی می‌کند که ممکن است بخش قاعده‌ای دسته‌های رخساره‌ای پس‌رونده در باختر نگارۀ مطالعه‌شده (Well A) با بخش‌های بالایی دسته‌های رخساره‌ای تراز بالا در خاور نگارۀ بررسی‌شده (Well D) هم‌زمان باشد و با بررسی‌های دقیق‌تر بر اساس شواهدی مانند داده‌های لرزه‌ای، محل سطح پس‌روی (RS) تغییر جزئی کند که البته در دقت این مطالعه نیست. در تمام چاه‌های کلیدی مطالعه‌شده در نهشته‌های دسته‌های رخساره‌ای FSST، کانال‌ها و آبراهه‌هایی درنتیجۀ افت سطح آب دریا تشکیل شده‌اند که درون این کانال‌ها با رخسارۀ دانه‌پشتیبان پر شده است. تطابق سکانس‌های تشخیص‌داده‌شده و مقایسۀ تغییرات ضخامتی آنها در چهار چاه مطالعه‌شده و مقایسه با مطالعه‌های دیگر به‌ترتیب در شکل‌های 10 و 11 نشان داده شده است.


 

شکل 9- تغییرات رخساره‌ای سازند ایلام همراه با نتایج مطالعه‌های زیست‌چینه‌نگاری و نیز سطوح کلیدی سکانس؛ به‌منظور درک بهتر ویژگی‌های رخساره‌ای، برخی تصاویر مقاطع نازک از رخساره‌های مهم نشان داده شده‌اند. هر دو مرز سکانس قاعده‌ای و رأس سکانس رسوبی شناسایی‌شده با ناپیوستگی محدود شده‌‌اند.

Fig 9- The facies changes of the Ilam Formation along with the results of biostratigraphy studies as well as the key surfaces of the sequence have been identified. In order to better understand the features of the facies, some thin section images of important facies are shown. Both of two identified sequence boundaries at the top and bottom of the sedimentary interval are bounded by the disconformity.


 

شکل 10- انطباق سکانس ردۀ سوم شناسایی‌شده در سازند ایلام و بخش لافان در چهار چاه مطالعه‌شده در ناحیۀ دشت آبادان

Fig 10- The correlation of the identified third-order sequence in the Ilam Formation and the Laffan member in the studied four wells in the Abadan plain area is shown.

 

 

شکل 11- انطباق و مقایسۀ سکانس ردۀ سوم شناسایی‌شده در سازند ایلام و بخش لافان در این مطالعه با رگۀ سفید (Navidtalab et al. 2016)، تنگ بند B(Ghabeishavi et al. 2009) و چاه آب تیمور 1 (Mehrabi et al. 2014)

Fig 11- Correlation and comparison of the identified third order sequence in the Ilam Formation and the Laffan member in this study with Rag-e-Sefid (Navidtalab et al. 2016), Tang-e Band-B (Ghabeishavi et al. 2009) and Ab-Teymur well AT#1 (Mehrabi et al. 2014).


نتیجه‌

بر اساس تلفیق نتایج توصیف مغزه‌ها، مطالعه‌های پتروگرافی و نمودارهای پتروفیزیکی، سازند ایلام در برخی از میدان‌های واقع در بخش شمال‌باختری دشت آبادان از دیدگاه ویژگی‌های رخساره‌ای، محیط رسوبی، هندسۀ پلت‌فرم، زیست‌چینه‌نگاری و چارچوب چینه‌نگاری سکانسی بررسی و نتایج زیر حاصل شد:

1- مطالعه‌های رخساره‌ای به شناسایی دو رخسارۀ آواری شیلی PF1 و PF2 به‌ترتیب متعلق به محیط لب‌شور و کم‌ژرفا لاگون و دوازده ریزرخسارۀ کربناته (MF1 تا MF12) متعلق به چهار محیط لاگون، شول، دریای باز کم‌ژرفا و دریای باز ژرف منجر شدند که در پلت‌فرم رمپ کربناته نهشته شده‌اند. بررسی فراوانی رخساره‌ها نشان داد رخساره‌های دریای باز ژرف با فراوانی عمدۀ فرامینیفرهای پلانکتونیک در روند مشخص از باختر به خاور نگارۀ مطالعه‌شده افزایش ستبرا نشان می‌دهند؛ بر این اساس، به نظر می‌رسد باختر نگارۀ مطالعه‌شده حاشیۀ رو به ساحل رمپ کربناته باشد و با حرکت به‌سمت بخش‌های مرتفع زاگرس در خاور نگاره به بخش‌های ژرف رمپ کربناته نزدیک می‌شویم.

2- بررسی مغزه‌های در‌دست و تغییرات ریزرخساره‌ای نشان داد تنها مرزهای سکانسی تشخیص‌داده‌شده، دو مرز زیرین (قاعدۀ لافان) و بالایی (مرز بین ایلام و گورپی) در توالی مطالعه‌شده‌اند که هر دو سطح ناپیوستگی، شواهد خروج از آب و برشی‌شدن را نشان می‌دهند (سطح ناپیوستگی نوع 1)؛ ازاین‌رو کل توالی مطالعه‌شده، سکانس ردۀ سوم تشخیص داده شد. عضو شیلی لافان به‌عنوان دسته‌های رخساره‌ای تراز پایین که عمدتاً با رخساره‌های کاروفیت‌دار در محیط قاره‌ای و لب‌شور نهشته‌ شده است، در نظر گرفته شد. سطح حداکثر غرقابی با ژرف‌ترین ریزرخسارۀ کربناته و سطح پس‌روی با ورود رخساره‌های آواری شیلی با منشأ قاره‌ای و روند لاگونی‌شدن رخساره‌های آهکی در نظر گرفته شد. دسته‌های رخساره‌ای پیش‌رونده با ریزرخساره‌های دریای باز ژرف، دسته‌های رخساره‌ای تراز بالا با ریزرخساره‌های دریای باز کم‌ژرفا و دسته‌های رخساره‌ای پس‌رونده با غلبۀ ریزرخساره‌های لاگونی همراه با ورود شیل‌های قاره‌ای مشخص شدند و درنهایت از طریق نمودارهای پتروفیزیکی در چاه‌های کلیدی مورد مطالعه، انطباق سطوح سکانسی انجام گرفت.

3- ستبرای دسته‌های رخساره‌ای تراز بالای سکانس (HST) و دسته‌های رخساره‌ای پس‌رونده (FSST)، نسبت معکوسی را ازنظر ستبرای رسوبات نشان می‌دهند؛ به‌طوری‌که بیشترین ستبرای دسته‌های رخساره‌ای تراز بالا نسبت به کل ستبرای سازند ایلام در خاور ناحیه مطالعه‌شده (Well D) و بیشترین ستبرای دسته‌های رخساره‌ای پس‌رونده نسبت به کل ستبرای سازند ایلام در باختر نگارۀ مطالعه‌شده (Well A) مشاهده می‌شود که خود مؤید نزدیک‌بودن منشأ رسوبات آواری قاره‌ای به باختر نگارۀ مطالعه‌شده در زمان افت شدید سطح نسبی آب دریاست. تغییرات ستبرای مشاهده‌شده در سازند ایلام همراه با تغییر رخساره‌ای به‌طور جانبی می‌تواند مرتبط با تغییرات تکتونیکی و آغاز برخورد صفحه‌ها و بسته‌شدن نئوتتیس دانسته شود.


[1]Interaction

[2] Accommodation space

[3] Sediment supply

[4] Distal Open Marine (DOP)

[5] Proximal Open Marine (POP)

[6] Shoal

[7] Oligosteginide

[8] Hedbergella

[9] Heterohelix

[10] Gumbelina

[11] Calcilutite

[12] Bioturbation

[13] Lower Ilam

[14] Benthic

[15] Storm wave base

[16] Main Ilam

[17] Faecal pelet

[18] Upper Ilam

[19] Faecal Pelet

[20] Texture inversion

[21] Original mineralogy

[22] Aggregate

[23] Loose packing

[24] Transgressive-Regressive (T-R)

[25] Subduction

[26] Obduction

[27] Falling Stage Systems Tract

References

Abdollahie-Fard I. Braathen A. Mokhtari M. and Alavi S.A. 2006. Interaction of the Zagros Fold–Thrust Belt and the Arabian-type, deep-seated folds in the Abadan Plain and the Dezful Embayment, SW Iran. Petroleum Geoscience, 12 (4): 347-362.
Adabi M.H. and Mehmandosti E.A. 2008. Microfacies and geochemistry of the Ilam Formation in the Tang-E Rashid area, Izeh, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 33 (3-4): 267-277.
Adabi M.H. Sadeghi A. Vaziri-Moghaddam H. Yasaghi A. and Mokhtari M. 2015. Regional Sequence Stratigraphy and Reservoir Assessment of the Ilam and Sarvak formations in the Dezful Embayment and North of Persian Gulf. Research project in Shahid Beheshti University, Unpublished Report, 534 p.
Adl S.M. Simpson A.G.B. Farmer M.A. Andersen R.A. Anderson O.R. Barta J.R. Bowser S.S. Brugerolle G. Fensome R.A. Fredericq S. James T.Y. Karpov S. Kugrens P. Krug J. Lane C.E. Lewis L.A. Nerad T.A. Shearer C.A. Smirnov A.V. Spiegel F.W. and Taylor M.F. 2005. The new higher level classification of eukaryotes with emphasis on the taxonomy of protists. Journal of Eukaryotic Microbiology, 52 (5): 399-451.
Ahr W. 2008. Geology of Carbonate Reservoirs. John Wiley and Sons, Chichester, 296 p.
Alsharhan A. and Nairn A. 1997. Sedimentary basins and petroleum geology of the Middle East. Elsevier, Amsterdam, 843 p.
Aqrawi A. and Badics B. 2015. Geochemical characterisation, volumetric assessment and shale-oil/gas potential of the Middle Jurassic–Lower Cretaceous source rocks of NE Arabian Plate. GeoArabia, 20 (3): 99-140.
Assadi A. Honarmand J. Moallemi S.A. and Abdollahie-Fard I. 2016. Depositional environments and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in an oil field in the Abadan Plain, SW Iran. Facies, 62 (4): 1-26.
Bunaciu A.A. Udriştioiu E.G. and Aboul-Enein H.Y. 2015. X-ray diffraction: instrumentation and applications. Critical Reviews in Analytical Chemistry, 45 (4): 289-299.
Buxton M.W.N. and Pedley H.M. 1989. Short Paper: A standardized model for Tethyan Tertiary carbonate ramps. Journal of the Geological Society, 146 (5): 746-748.
Catuneanu O. 2006. Principles of sequence stratigraphy. Elsevier, Amsterdam, 386 p.
Catuneanu O. Martins N.M.A. and Eriksson P. 2012. Sequence stratigraphic framework and application to the Precambrian. Marine and Petroleum Geology, 33: 26–33.
Christian L. 1997. Cretaceous subsurface geology of the Middle East region. Geo-Arabia, 2 (3): 239-256.
Dickson J.A.D. 1966. Carbonate identification and genesis as revealed by staining. Journal of Sedimentary Research, 36(2): 491-505.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 1, 108-121.
Ehrenberg S.N. Aqrawi A.A. and Nadeau P.H. 2008. An overview of reservoir quality in producing Cretaceous strata of the Middle East. Petroleum Geoscience, 14 (4): 307-318.
Embry A.F. 1995. Sequence boundaries and sequence hierarchies: problems and proposals. Norwegian Petroleum Society, Elsevier, Special Publications, 5: 1-11.
Flügel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks. Springer-Verlag, Berlin, 976 p.
Galloway W.E. 1989. Genetic stratigraphic sequences in basin analysis. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 73: 125-142.
Ghabeishavi A. Vaziri-Moghaddam H. and Taheri A. 2009. Facies distribution and sequence stratigraphy of the Coniacian–Santonian succession of the Bangestan Palaeo-high in the Bangestan Anticline, SW Iran. Facies, 55 (2): 243-257.
Ghorbani M. 2019. Lithostratigraphy of Iran. Springer Nature, Switzerland, 296 p.
Haq B.U. Hardenbol J. and Vail P.R. 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic (250 million years ago to present). Science, 235: 1156–1167.
Hasani Give M. and Kamyabi Shadan H. 2014. Study of Ilam and Sarvak formations - (Laffan) intervals, with special view on the hydrocarbon potential of the Ilam Formation in the Abadan Plain. Department of Subsurface Geology in Exploration Directorate, Report No. TR-2152, Unpublished Report, 263 p.
Hunt D. and Tucker M.E. 1992. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base-level fall. Sedimentary Geology, 81: 1-9.
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49 (12): 2182-2245.
Keyvani F. and Golian A. 2007. Facies, sedimentary environment, diagenesis and their role in reservoir characterization of Coniacin-Santonian (Ilam Formation) and Maastrichtian (Tarbur Formation) sequences in Azadegan Field, Abadan Plain, Zagros Basin. Department of Surface Geology in Exploration Directorate, Report No. GR-2115, Unpublished Report, 23 p.
Lucia F.J. 2007. Carbonate reservoir characterization: an integrated approach. Springer-Verlag, Berlin: 341 p.
Mazzullo S.J. 1994. Diagenesis in a sequence-stratigraphic setting: porosity evolution in peri-platform carbonate reservoirs, Permian Basin, Texas and New Mexico. Journal of Petroleum Science and Engineering, 11 (4): 311-322.
Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Enayati-Bidgoli A.H. and Navidtalab A. 2014. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Upper Cretaceous Ilam Formation in central and southern parts of the Dezful Embayment, SW Iran. Carbonates and Evaporites, 29 (3): 263-278.
Moore C. and Wade W. 2013. Carbonate reservoirs: porosity and diagenesis in a sequence stratigraphic framework. Elsevier, Developments in Sedimentology, 67 (2): 392 p.
Morad S. Al-Aasm I.S. Nader F.H. Ceriani A. Gasparrini M. and Mansurbeg H. 2012. Impact of diagenesis on the spatial and temporal distribution of reservoir quality in the Jurassic Arab D and C members, offshore Abu Dhabi oil field, United Arab Emirates. Geo-Arabia, 17 (3): 17-56.
Morsal Nejad D. Yavari M. Hemmat S. and Matlabi A. 2008. Sequence stratigraphy of the Cretaceous sedimentary interval in the Dezful area. Department of Surface Geology in Exploration Directorate, Report No. GR-2171, Unpublished Report, 64 p.
Motiei H. 1993. Stratigraphy of Zagros. Treatise on the Geology of Iran. Geological Survey of Iran, No. 1: 536 p.
Murris R. 1980. Middle East: stratigraphic evolution and oil habitat. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 64: 597-618.
Navidtalab A. Rahimpour-Bonab H. Huck S. and Heimhofer U. 2016. Elemental geochemistry and strontium-isotope stratigraphy of Cenomanian to Santonian neritic carbonates in the Zagros Basin, Iran. Sedimentary Geology, 346: 35-48.
Posamentier H. Jervey M. and Vail P.R. 1988. Eustatic controls on clastic deposition conceptual framework. In: Wilgus C. Hastings B.S. Kendall C.G. Posamentier H.W. Ross C.A. Van Wagoner J.C. (Eds.), Sea level changes: an integrated approach, SEPM, Special Publication, 42: 109–124.
Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Enayati-Bidgoli A. 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. Geological Society, London, Special Publications, 329 (1): 187-218.
Sadooni F.N. 2005. The nature and origin of Upper Cretaceous basin-margin rudist buildups of the Mesopotamian Basin, southern Iraq, with consideration of possible hydrocarbon stratigraphic entrapment. Cretaceous Research, 26 (2): 213-224.
Schlager W. 2005. Carbonate sedimentology and sequence stratigraphy. SEPM, Concepts in Sedimentology and Paleontology, 8: 200 p.
Setudehnia A. 1978. The Mesozoic sequence in south-west Iran and adjacent areas. Journal of Petroleum Geology, 1 (1): 3-42.
Shakeri A.R. Douraghi Nezhad J. Parham S. Ahmadi Z. Keramati M. Hashemi S.M. Heinemann G. and Sanders B. 2009. Integrated study of the reservoirs of the fields in Arvandan area. Unpublished Report of Research Institute of Petroleum Industry (RIPI), Reservoir Engineering Division for PEDEC, Unpublished Report, 140 p.
Sharland P.R. Archer R. Casey D.M. Davies R.B. Hall S.H. Heyward A.P. Horbury A.D. and Simmons M.D. 2001. Arabian Plate sequence stratigraphy. Geo-Arabia, Special Publication 2: 371 p.
Sharp I. Gillespie P. Morsalnezhad D. Taberner C. Karpuz R. Vergés 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. Geological Society, London, Special Publications, 329 (1): 343-396.
Sissakian V.K. 2013. Geological evolution of the Iraqi Mesopotamia Foredeep, inner platform and near surroundings of the Arabian Plate. Journal of Asian Earth Sciences, 72: 152-163.
Taghavi A.A. Mørk A. and Emadi M.A. 2006. Sequence stratigraphically controlled diagenesis governs reservoir quality in the carbonate Dehluran Field, southwest Iran. Petroleum Geoscience, 12 (2): 115-126.
Tucker M.E. 1993. Carbonate diagenesis and sequence stratigraphy. Sedimentology Review, Blackwell Science, Oxford, 51–72.
Tucker M.E. 2001. Sedimentary Petrology: An Introduction to the Origin of Sedimentary Rocks. Blackwell Science, Oxford, 262 p.
Vail P.R. Audemard F. Bowman S.A. Eisner P.N. and Perez-Cruz C. 1991. The stratigraphic signatures of tectonics, eustasy and sedimentology – an overview. In: Einsele G. Ricken W. and Seilacher A. (Eds.), Cycles and events in stratigraphy, Springer-Verlag, Berlin, 617-659.
Van Buchem F.S.P. Gaumet F. Védrenne V. and Vincent B. 2006. Middle East Cretaceous Sequence Stratigraphy Study. NIOC-IFP, Iran, 3 parts, 601 p.
Van Buchem F.S.P. Razin P. Homewood P. Philip J. Eberli G. Platel J. Roger J. Eschard R. Desaubliaux G. and Boisseau T. 1996. High-resolution sequence stratigraphy of the Natih Formation (Cenomanian/Turonian) in Northern Oman: distribution of source rocks and reservoir facies. Geo-Arabia, 1: 65–91.
Van Buchem F.S.P. Razin P. Homewood P.W. Oterdoom W.H. and Philip J. 2002. Stratigraphic organization of carbonate ramps and organic-rich intrashelf basins: Natih Formation (middle Cretaceous) of northern Oman. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 86 (1): 21-53.
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 Plate–depositional sequences and lithostratigraphic nomenclature. Petroleum Geoscience, 17 (3): 211-222.
Van Wagoner J.C. Mitchum R.M. Campion K.M. and Rahmanian V.D. 1990. Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and outcrops: concepts for high-resolution correlation of time and facies. American Association of Petroleum Geologists, Tulsa (Okla.), Special Series, 7: 55 p.
Vincent B. Van Buchem F.S.P. Bulot L.G. Jalali M. Swennen R. Hosseini A.S. and Baghbani D. 2015. Depositional sequences, diagenesis and structural control of the Albian to Turonian carbonate platform systems in coastal Fars (SW Iran). Marine and Petroleum Geology, 63: 46-67.
Williams G.L. 1977. Dinoflagellate cysts, their classification, biostratigraphy and palaeoecology. In Ramsay A.T.S. (Ed.), Oceanic Micropalaeontology. Academic Press, London, 1231-1325.
Wilson J.L. 1975. Carbonate Facies in Geologic History. Springer-Verlag, New York, 471 p.
Wynd J. 1965. Biofacies of Iranian oil consortium-agreement area. Iranian Offshore Oil Company. Report No. 1082, Unpublished.
Ziegler M.A. 2001. Late Permian to Holocene paleofacies evolution of the Arabian Plate and its hydrocarbon occurrences. Geo Arabia, 6: 445-504.
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 36, Issue 4 - Serial Number 81
October 2020
Pages 109-134

Files

Cited by

Share

How to cite

Statistics