A Study of microfacies and diagenetic processes of the Asmari Formation in Khesht Oil Field with emphasis on reservoir characteristic: a case study from Zagros basin, Fars, SW Iran

Document Type : Research Paper

Authors

1 Ph.D. student of Sedimentology and Petrology of Sedimentary Rocks, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

2 Professor, Department of Petroleum and Sedimentary Basins, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

3 National Iranian South Oil Company, Ahvaz, Iran

Abstract

Abstract:
The Oligo-Miocene Asmari Formation is the most known oil reservoir in the southwest of Iran and the Middle East. In the present study, in order to understand the reservoir quality controlling factors of the Asmari Formation, detailed petrographic studies were carried out in the Khesht Oil Field to identify microfacies, diagenetic processes affecting these microfacies and their paragenetic sequence. Six carbonate microfacies are indicated based on about two hundred microscopic thin section analyses from core samples in this field deposited in tidal flat and lagoon sub-environments on a ramp type platform. The results  show that important diagenetic processes that have affected the Asmari Formation carbonates  includ micritization, cementation (marine, meteoric, and burial cements), dissolution (meteoric and burial dissolution), neomorphism, mechanical and chemical compactions, fracturing, dolomitization (dolomicrite, dolomicrosparite, dolosparite and dolomite cement) and anhydritization (in different types). Dissolution and fracturing have enhanced porosity and permeability values, while cementation and compaction have decreased the reservoir potential of the Asmari Formation by occluding the pore spaces. Dolomitization has had a dual impact on the reservoir quality of the Asmari Formation.
Keywords: Diagenesis, Microfacies, Reservoir quality, Asmari Formation, Khesht Oil Field.
 
 
Introduction:
Carbonate rocks host about 50% of the global hydrocarbon accumulations. Therefore, they are still the main subject of many studies (Adabi et al. 2016; Jafarian et al. 2017; Omidpour et al. 2021). Carbonate reservoirs are difficult to describe and produce a realistic picture of reservoir properties due to the vertical and lateral heterogeneity in various categories, including lateral distribution of facies (Alsharhan 2006; Dou et al. 2011) and complex diagenetic evolution of carbonates (Lucia 2007; Moore 2013). Heterogeneity in the petrophysical properties of a reservoir is a combination of the primary depositional environmental factors (physical, chemical, and biological) and diagenetic processes (Nabawy et al. 2018; Tavakoli 2019).
Carbonates of the Asmari Formation form the main part of reservoirs in SW Iran. So far, no study has been conducted to investigate the reservoir characteristics of the Asmari Formation in the Khesht Oil Field. These carbonates are generally deposited in a shallow marine environment (Aqrawi et al. 2006; Omidpour et al. 2021). Based on previous studies, the age of this formation is Oligocene (Rupelian) to Early Miocene (Burdigalian) (Richardson 1924; Thomas 1948; Ehrenberg et al. 2007). Based on biostratigraphic studies conducted by the oil company in the Khesht Oil Field, the Asmari Formation in the Khesht Oil Field was deposited during the Early Miocene (Aquitanian).
The estimated porosity from thin section petrographic studies shows that due to the abundance of lime mud and low textural maturity, their reservoir capacity was low in the time of deposition (Hassanvand 2016; Esrafili‐Dizaji and Rahimpour‐Bonab 2019). Therefore, it seems that the reservoir quality of this formation largely depends on the development of secondary porosity as a result of the performance of various diagenetic processes such as dolomitization, fracturing, and dissolution (McQuillan 1985; Aqrawi et al. 2006; Azomani et al. 2013). Due to the importance of the Asmari Formation as the most known reservoir in the Zagros region, the combination of facies analysis and diagenetic characteristics of the Asmari Formation samples in the framework of porosity and permeability was used for reservoir quality evaluation.
 
Material & Methods
This study is based on a petrographic analysis of 183 thin sections from core samples of Khesht-02 and Khesht-03 wells drilled in the Asmari Formation at the Khesht Oil Field. In this way, 53.5 m of cores and 116 half-stained thin sections from the KH-02 well and 28 m of cores and 67 half-stained thin sections from the KH-03 well, as well as porosity and permeability data were used. All thin sections were stained with potassium ferricyanide and Alizarin Red-S to distinguish carbonate minerals (Dickson 1965). Thin sections were then examined under a microscope using a plane and polarized light to investigate facies distribution and diagenetic processes in the studied interval. Carbonates were classified based on the schemes of Dunham (1962) for limestones, and Sibley and Gregg (1987), Warren (2000), and Adabi (2009) for dolomites. Facies analysis and interpretation of the depositional environment was performed using the standard microfacies classification by Wilson (1975) and Flügel (2010). Helium porosity and air permeability (measured on core plugs) were used for the evaluation of reservoir potential of the studied intervals.
 
Discussion of Results & Conclusion
The Early Miocene Asmari Formation in the Khesht Oil Field, SW Iran, is mainly composed of dolomitic lithology. Petrographical studies led to identifying six carbonate microfacies in the Asmari succession deposited on a carbonate ramp platform. These microfacies consist of MF1) Anhydrite - inner ramp (supratidal); MF2) Sandy dolomudstone - inner ramp (intertidal); MF3) Dolomitized peloidal bioclastic wackestone - inner ramp (restricted lagoon); MF4) Dolomitized peloidal bioclastic imperforate foraminifer wackestone/ packstone - inner ramp (restricted lagoon); MF5) Dolomitized peloidal bioclastic packstone/ grainstone - inner ramp (platform margin); and MF6) Coral framestone – inner ramp (platform margin). These microfacies have been subjected to a variety of diagenetic processes in the three diagenetic realms, including marine, meteoric, and shallow to deep burial. The wide range of porosity and permeability values in most facies of the Asmari Formation shows that diagenetic features changed many other primary properties of the Asmari carbonates. The main diagenetic features that improved the reservoir quality were dissolution, dolomitization, and fracturing. Occlusion of pores and pore throats as a result of various calcite and anhydride cementation processes especially in wackestone and packstone textures, pervasive dolomitization and of mechanical and chemical compactions decreased the reservoir quality.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سنگ‌های کربناته ازجمله سنگ‌های آهکی و دولومیت‌ها، میزبان حدود 50 درصد هیدروکربن‌های جهان هستند؛ بنابراین هنوز هم در بسیاری از مطالعات موضوع اصلی محسوب می‌شوند (Jafarian et al. 2017; Adabi et al. 2016; Omidpour et al. 2021). بسیاری از پژوهشگران سعی کرده‌اند یک مدل آماری بین خصوصیات مخزن کربناته با فرایندهای دیاژنتیکی غالب و توزیع رخساره‌ها بیابند. به دلیل وجود ناهمگنی‌های عمودی و جانبی در مقوله‌های مختلف ازجمله توزیع جانبی رخساره‌ها (Alsharhan 2006; Dou et al. 2011) و تاریخچة دیاژنتیکی پیچیده (Lucia 2007; Moore 2013) در کربنات‌ها، توصیف و ارائة تصویری واقعی از ویژگی‌های مخزنی مخازن کربناته دشوار است. ناهمگنی در خصوصیات پتروفیزیکی یک توالی مخزنی، تلفیقی از عملکرد فاکتورهای محیطی رسوبی اولیه ازجمله عوامل فیزیکی، شیمیایی و زیستی، و فرایندهای دیاژنتیکی ازجمله تراکم، سیمانی‌شدن، دولومیتی‌شدن، سیلیسی‌شدن، نئومورفیسم، انحلال و شکستگی است (Nabawy et al. 2018; Tavakoli 2019). عوامل دیاژنتیکی به عوامل کاهنده و افزایندة کیفیت مخزنی تقسیم می‌شوند (Nabawy et al. 2018). توزیع فضایی این پارامترها در بیشتر مخازن کربنات به‌شدت ناهمگن است و بنابراین باید در هر فرایند مدل‌سازی آماری مدنظر قرار گیرد؛ از این رو بازسازی تاریخچة دیاژنتیکی در درک چگونگی توزیع تخلخل و نفوذپذیری مخزن برای پیش‌بینی ویژگی‌های مخزنی سنگ‌های کربناته مهم است (Baiyegunhi et al. 2017).

کربنات‌های سازند آسماری با سن الیگو- میوسن بخش عمدة مخازن جنوب غرب ایران را تشکیل می‌دهند. پژوهشگران مختلفی همچونAdams and Bourgeois 1967; Ehrenberg et al. 2007; Van Buchem et al. 2010; Adabi et al. 2016; Mohseni et al. 2016; Omidpour et al. 2021 سازند آسماری را از جنبه‌های مختلف شامل تغییرات رخساره‌ای و محیط رسوبی، چینه‌نگاری سکانسی، بررسی فرایندهای دیاژنزی و مطالعات کیفیت مخزنی در بخش‌های مختلف زاگرس چین‌خورده مطالعه و بررسی کرده‌اند. این کربنات‌ها در کمربندهای رخساره‌ای کم‌ژرفا در امتداد یک رمپ کربناته نهشته شده‌اند (Aqrawi et al. 2006; Omidpour et al. 2021). سن این سازند براساس مطالعات گسترده از الیگوسن (روپلین) تا میوسن زیرین (بوردیگالین) در نظر گرفته شده است (Richardson 1924; Thomas 1948; Ehrenberg et al. 2007). براساس مطالعات بیواستراتیگرافی کارشناسان شرکت نفت در میدان نفتی خشت، یک بیوزون معادل بیوزون 69 وایند (Wynd 1965) برای توالی رسوبی مطالعه‌شده تعیین شد؛ بر این اساس سن توالی مطالعه‌شده در میدان نفتی خشت، زمان میوسن پیشین (اشکوب آکی‌تانین) تعیین شد.

تخلخل برآوردشده از مطالعات پتروگرافی مقاطع نازک نشان می‌دهد به علت فراوانی گل و بلوغ بافتی اندک، در زمان پس از نهشت، توان مخزنی آنها کم بوده است (Hassanvand et al. 2016; Esrafili‐Dizaji and Rahimpour‐Bonab 2019). آهک‌های متراکم و توده‌ای آسماری خصوصیات مخزنی اولیة ضعیفی دارند، اما تولید این مخزن درنتیجة فرایندهای شکستگی و دولومیتی‌شدن افزایش یافته است (McQuillan 1985; Aqrawi et al. 2006). به‌طور معمول تخلخل ماتریکس[1] در زون‌های خالص کربناته از 5 درصد تا 15 درصد (به‌طور متوسط 10 درصد) متغیر است (Esrafili‐Dizaji and Rahimpour‐Bonab 2019).

با توجه به اهمیت سازند آسماری به‌مثابة یکی از مهم‌ترین مخازن هیدروکربنی در میدان نفتی مطالعه‌شده و سایر میادین حوضة رسوبی زاگرس و با عنایت به تغییرات ضخامت، لیتولوژی و سن آن از جایی به جای دیگر در حوضة زاگرس و به‌منظور تکمیل زنجیرة مطالعة این سازند در این حوضه و درک بهتر جایگاه رسوبات سازند آسماری در جغرافیای دیرینة زاگرس، دو حلقه چاه در میدان نفتی خشت مطالعات دقیق رسوب‌شناسی شده است؛ بنابراین این پژوهش به‌منظور بررسی تاریخچة رسوب‌گذاری و پس از رسوب‌گذاری و تأثیر فرایندهای دیاژنتیکی بر رخساره‌های رسوبی مطالعه‌شده از سازند آسماری برای دستیابی به عوامل کنترل‌کنندة ویژگی‌های مخزنی انجام شده است.

 

زمین‌شناسی و موقعیت جغرافیایی میدان نفتی خشت

میدان نفتی خشت ازنظر تقسیمات زمین‌شناسی ایران و از دیدگاه ساختاری براساس تقسیم‌بندی Stocklin 1968 در ناحیة فارس نیمه‌ساحلی و در پهنة زاگرس چین‌خورده جای گرفته است (شکل 1). براساس آخرین نقشه‌های زمین‌شناسی ساختمانی تهیه‌شده از منطقة خاورمیانه (Konert et al. 2001)، زون زمین‌شناسی زاگرس به‌مثابة یک زون چین‌خوردة مجزا شناخته می‌شود که در اثر برخورد صفحة عربی از جنوب با صفحة ایران مرکزی از شمال به وجود آمده است؛ به بیان دیگر زون زمین‌شناسی زاگرس، بخش شمالی و چین‌خوردة صفحة عربی و بخشی از سیستم آلپ- هیمالیاست که از شمال غربی تا جنوب شرقی ایران تا تنگة هرمز امتداد دارد (Heydari 2008).

این میدان با ابعاد 5/12×6 کیلومتر با روند شمال غربی– جنوب شرقی در طاقدیس خشت قرار دارد (شکل 1). ازنظر موقعیت جغرافیایی این میدان در شهر کنار تخته بین شهرستان‌های کازرون و برازجان و در فاصلة ۱۹۰کیلومتری شهرستان شیراز و 25کیلومتری جنوب غرب شهرستان کازرون تقریباً در مرز استان بوشهر واقع است. سازندهای رخنمون‌یافته در سطح زمین در محدودة این میدان، سازندهای بختیاری، آغاجاری، میشان و گچساران هستند. هندسة چین‌خوردگی سازند آسماری به دلیل نداشتن رخنمون سطحی فقط با اطلاعات عمقی (نقشه‌های UGC) بررسی می‌شود؛ به همین دلیل براساس نقشه‌های عمقی سازند آسماری چین‌خوردگی از نوع نامتقارن با شیب بیشتر در یال جنوبی و چین‌خوردگی ناشی از گسلش است.

مخازن اصلی این میدان، سازندهای آسماری و جهرم هستند که با رسوبات تبخیری سازند گچساران به شکل همساز پوشیده شده‌اند (Motiei 1994). سازند آسماری در میدان نفتی خشت ضخامتی حدود 172 متر دارد و عمدتاً شامل سنگ‌های آهک قهوه‌ای تیره تا قهوه‌ای روشن مایل به کرم و دولومیت‌های متخلخل، خرده‌های انیدریت خاکستری روشن همراه با لکه‌های نفتی زرد نخودی و گچی است. سطح همبری این سازند با سازند زیرین جهرم هم‌شیب است. Richardson 1924 برش الگوی این سازند را در تنگ گل‌ترش در جنوب خاوری مسجد سلیمان با ستبرای 314 متر توصیف کرده است. سازند آهکی آسماری در ناحیة خوزستان شامل بخش ماسه‌سنگی اهواز و در ناحیة لرستان حاوی عضو تبخیری کلهر است (Motiei 1994).

 

روش پژوهش

این پژوهش براساس مطالعات پتروگرافی 183 عدد مقطع نازک تهیه‌شده از مغزه‌های حفاری به‌دست‌آمده از سازند آسماری در چاههای خشت-2 و خشت-3 در میدان نفتی خشت انجام شده است (حدود 53.5 متر مغزه و 116 مقطع نازک برای چاه خشت-2 و 28 متر مغزه همراه با 67 مقطع نازک برای چاه خشت-3). مقاطع نازک با ترکیبی از محلول آلیزارین قرمز و فروسیانید پتاسیم رنگ‌آمیزی شدند. رنگ‌آمیزی به‌منظور تشخیص دولومیت و کلسیت به روش Dickson 1965 انجام شد. طبقه‌بندی و نام‌گذاری سنگ‌ها براساس طبقه‌بندی Duham 1962 صورت گرفته است؛ در حالی که بررسی و تحلیل ریزرخساره‌ها و تفسیر محیطی براساس رخساره‌های استاندارد Flugel 2010 و مدل Wilson 1975 مستند شده است. ریزرخساره‌های دیاژنتیکی براساس تعاریف موجود در مقالات مختلف توصیف شد (Zou et al. 2008; Lai et al. 2015). انواع مختلف دولومیت‌ها براساس شکل و اندازة بلورها با استفاده از متدهای Sibley and Gregg 1987، Warren 2006 و Adabi 2009 طبقه‌بندی شده‌اند. مقاطع نازک برای بررسی توزیع رخساره‌ها و فرایندهای دیاژنتیکی در توالی‌های مطالعه‌شده در زیر میکروسکوپ استاندارد پتروگرافی با استفاده از نور معمولی و پلاریزه مطالعه شدند؛ این امر به ما اجازه می‌دهد گذشته از تعیین اندازة بلورهای دولومیت و شناسایی بافت سنگ آهک پیشین، دولومیت‌ها و کلسیت‌های جانشینی و پرکنندة حفره‌ها را نیز تشخیص دهیم. به‌منظور ارزیابی کیفیت مخزنی از داده‌های تخلخل و تراوایی تهیه‌شده، از مغزة متعلق به شرکت نفت مناطق مرکزی ایران بهره گرفته شد. ترسیم نمودارها و تجزیه و تحلیل آنها با استفاده از نرم‌افزارهای Corel و Excel انجام شد.

 

 

 

شکل 1- موقعیت میدان نفتی خشت در زیرپهنة فارس نیمه‌ساحلی در زاگرس چین‌خورده

Fig 1- Location map of the Khesht Oil Field in Subcoastal Fars, Zagros Basin

 

 

ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی

مطالعة اجزای اسکلتی، غیراسکلتی و بافت در مقاطع نازک سازند آسماری در برش‌های تحت‌الارضی میدان نفتی خشت به شناسایی 6 ریزرخسارة کربناته- تبخیری و 1 ریزرخسارة دیاژنتیکی منجر شد. طیف بیوکلاستی ریزرخساره‌های شناسایی‌شده، تغییرات زیادی را در فرامینیفرهای بنتیک نشان می‌دهد. فرامینیفرهای بنتیک شناسایی‌شده شامل گونه‌های زیر هستند:

Austrotrillina sp., Archaias kirkukensis, Peneroplis thomasi, Borelis sp., Meandropsina sp., Discorbis sp., Dendritina rangi d’, miliolids, Textularia sp., Valvulina sp., Quinqueloculina sp.and Elphidium sp.

علاوه بر این کرینوئیدها، گاستروپودها، براکیوپودها و مرجان‌ها همراه با سایر خرده‌های بایوکلاستی در این ریزرخساره‌ها حضور دارند. پلوئیدها و اینتراکلاست‌ها، ترکیبات غیراسکلتی در ریزرخساره‌های کربناتی مطالعه‌شده‌اند. پلوئیدهای کروی با جورشدگی و گردشدگی متوسط تا خوب از ترکیبات اصلی زیرمحیط لاگون هستند. پلوئیدها از میکریتی‌شدن سایر اجزا ازجمله بیوکلاست‌ها و اینتراکلاست‌ها در شرایط کم انرژی تشکیل شده‌اند و بعضی از آنها ممکن است منشأ مدفوعی (fecal pellet origin) داشته باشند. اینتراکلاست‌ها با فراوانی بسیار ناچیز از جورشدگی و گردشدگی ضعیف تا متوسطی برخوردارند که از جابه‌جایی دوبارة ذرات پلوئیدی تشکیل شده‌اند. در این قسمت ریزرخساره‌های شناسایی‌شده را توصیف کرده‌ایم.

 

MF1: انیدریت (Anhydrite)

نهشته‌های انیدریت توده‌ای تا لایه‌ای از بلورهای انیدریتی هم‌اندازه تا درهم‌تنیده با آرایش موازی تا نیمه‌موازی تشکیل شده است. در بعضی نمونه‌ها با بلورهای دولومیت همراه است. این ریزرخساره فاقد هرگونه آثار فسیلی و ساخت‌های رسوبی است. ریزرخسارة انیدریتی در هر دو چاه مطالعه‌شده شناسایی شد.

تفسیر: افت سطح نسبی آب دریا طی آکی‌تانین و جداشدن حوضة رسوب‌گذاری سازند آسماری از نئوتتیس در مرز الیگوسن – میوسن سبب تشکیل حوضچه‌های بسیار شور و مجزای مساعد برای رسوب‌گذاری تبخیری‌ها شده است (Van Buchem et al. 2010). نهشته‌های انیدریتی از بلورهای ژیپس اولیه توسعه می‌یابند که در زیرمحیط بسیار شور سوپراتایدال روی پلاتفرم کربناته رشد کرده‌اند و سپس درنتیجة از دست دادن آب به فرم انیدریت درمی‌آیند (Warren 2006). مشابه این ریزرخساره در میدان نفتی شادگان را Omidpour et al. 2021 از زیرمحیط سوپراتایدال رمپ داخلی گزارش کرده‌اند.

MF2: دولومادستون ماسه‌ای (Sandy Dolomudstone)

این ریزرخساره با حضور زمینة دولومیکرایتی حاوی ذرات پراکندة کوارتز با فراوانی حدود 10 درصد مشخص می‌شود. تبلور دوبارة دولومیکرایت در بعضی نواحی موجب افزایش تخلخل و تراوایی این ریزرخساره شده است. گاهی اوقات در بعضی مقاطع نازک، بلورهای پراکندة انیدریت مشاهده می‌شود. استیلولیت و شکستگی در این ریزرخساره فراوان است. این ریزرخساره در هر دو چاه مشاهده شد؛ ولی در چاه خشت-3 فراوانی بسیار کمی دارد.

تفسیر: رسوبات متشکل از مخلوطی از کربنات و مواد سیلیسی– آواری در شرایط نزدیک به ساحل در رمپ داخلی رایج‌اند. منشأ مواد سیلیسی- آواری، فرسایش کف حوضه در پهنة جزرومدی (Flugel 2010) یا رسوبات بادی حمل‌شده از خشکی است (Adabi et al. 2016). حضور کانی‌های تبخیری به‌ویژه ژیپس و انیدریت، دولومیت ریزبلور همراه با ذرات پراکندة کوارتز و نبود قطعات فسیلی حاکی از نهشته‌شدن این ریزرخساره در بخش بالایی زون اینترتایدال در محیط رمپ داخلی با شوری زیاد و انرژی نسبتاً کم است (Adabi et al. 2016; Jafarian et al. 2017). دولومیت‌های دانه‌ریز که در مراحل اولیة دیاژنز در نزدیک سطح تشکیل شده‌اند، نهشته‌شدن این ریزرخساره را در پهنة جزرومدی نشان می‌دهند (Adabi 2009). مشابه این ریزرخساره در بخش‌های بالایی سازند آسماری، در دیگر نواحی زاگرس به بخش بالایی محیط اینترتایدال نسبت داده شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Adabi et al. 2016; Omidpour et al. 2021).

 

MF3: وکستون حاوی بایوکلاست و پلوئید دولومیتی‌شده (Dolomitized peloidal bioclastic wackestone)

این ریزرخساره از اجزای بایوکلاستی (20%>) مانند براکیوپود، جلبک سبز، کرینوئید، میلیولید، بورلیس و دیگر فرامینیفرهای پورسلانوز دولومیتی‌شده و مقادیر کمی پلوئیدهای دولومیتی‌شده تشکیل شده است. جانشینی (دولومیتی‌شدن، هماتیتی‌شدن و سیمانی‌شدن انیدریتی)، تراکم فیزیکی و شیمیایی (رگچه‌های انحلالی و شکستگی)، میکریتی‌شدن و تخلخل بین بلوری و قالبی از فرایندهای دیاژنتیکی مهم این ریزرخساره‌اند. این ریزرخساره در هر دو چاه مطالعه‌شده گسترش دارد.

تفسیر: بافت ماتریکس پشتیبان ریزرخساره‌های پلوئیدال وکستونی (Adachi et al. 2004) و غالب‌بودن مجموعة فرامینیفر بنتیک (میلیولید)، نشان‌دهندة ته‌نشینی در شرایط انرژی کم با اکسیژن نسبتاً کم و بسیار شور در محیط لاگون محصور است (Jamalian and Adabi 2015; Amao et al. 2016). بیشتر پلوئیدها در همان مراحل اولیه یا طی تدفین از بین می‌روند. سیمانی‌شدن سریع و اولیه و همچنین رسوب‌گذاری سریع در انرژی کم باعث حفظ‌شدگی این ذرات می‌شود؛ بنابراین لاگون‌ها (به‌ویژه شرایط هایپرسالین) و فلات‌های جزرومدی کم‌انرژی، مکان‌های مناسبی برای نهشت این اجزا هستند (Scholle and Scholle 2006).

 

MF4: وکستون/ پکستون حاوی فرامینیفر بدون منفذ بایوکلاست و پلوئید دولومیتی‌شده (Dolomitized peloidal bioclastic imperforate foraminifer wackestone/ packstone)

این ریزرخساره با تنوع زیاد فرامینیفرهای منفذدار شامل Austrotrillina sp., Archasias sp., Peneroplis sp., Borelis sp., Meandropsina sp., Dentritina rangi, miliolids, Textularia sp., Valvulina sp., Discorbis sp., Quinqueloculina sp. and Bigenerina sp.  است. قطعات بایوکلاستی شامل دوکفه‌ای، اکینوئید، بریوزوئر، گاستروپود و جلبک قرمز (Lithophyllum sp.) است. پلوئیدها (0.2-0.5 میلی‌متر) نیمه‌جورشده، گردشده و دولومیتی‌شده‌ هستند؛ همچنین این ریزرخساره درصد کمی اینتراکلاست‌های نیمه‌جورشده (>1 میلی‌متر) دارد.

انحلال، جانشینی (دولومیتی‌شدن، هماتیتی‌شدن و سیمانی‌شدن انیدریتی) و تراکم فیزیکی و شیمیایی (رگچه‌های انحلالی و شکستگی) از فرایندهای دیاژنتیکی مهم این ریزرخساره‌اند. فرامینیفرهای منفذدار و اجزای بایوکلاستی عمدتاً انحلال یافته‌اند و تخلخل‌های قالبی همراه با تخلخل‌های حفره‌ای به‌طور بخشی با سیمان انیدریتی (سیمان انیدریت فراگیر و در بعضی نمونه‌ها سیمان انیدریت پوئیکیلوتوپیک موضعی) پر شده‌اند؛ با این حال بعضی از تخلخل‌های قالبی با سیمان دولومیتی پر شده‌اند. در بعضی نمونه‌ها درنتیجة دولومیتی‌شدن فراگیر فقط شبح‌هایی از بایوکلاست‌ها باقی مانده است. این ریزرخساره در هر دو چاه مطالعه‌شده حضور دارد.

تفسیر: فراوانی انواع فرامینیفرهای پورسلانوز شاخص محیط لاگون محصور به‌ویژه میلیولید همراه با پلوئیدها به‌صورت شناور در یک ماتریکس گلی و تنوع کم سایر اجزای اسکلتی نشان‌دهندة تشکیل این ریزرخساره در یک محیط لاگونی کم‌عمق محصور با انرژی هیدرولیکی کم (Omidpour et al. 2021)، چرخش آب محدود و نسبتاً شور (Jamalian and Adabi 2015) و پهنة نوری متوسط تا زیاد است (Mohseni et al. 2016). از دیگر عواملی که انرژی محیط را نشان می‌دهد، حفظ‌شدگی کامل روزن‌داران و همچنین وجود پوشش‌های میکریتی روی بایوکلاست‌هاست؛ این امر قرارگیری طولانی‌مدت دانه‌های اسکلتی را در شرایط آب‌های آرام نشان می‌دهد (Mishra and Tiwari 2006). مشابه این ریزرخساره از بخش رمپ داخلی سازند آسماری در سایر مناطق مطالعه‌شده از حوضة رسوبی زاگرس نیز معرفی شده است (Van Buchem et al. 2010; Shabafrooz et al. 2015; Omidpour et al. 2021).

 

MF5: پکستون/ گرینستون حاوی بایوکلاست و پلوئید دولومیتی‌شده (Dolomitized peloidal bioclastic packstone/ grainstone)

فرامینیفرهای بنتیک دولومیتی‌شده با فراوانی بیش از 40 درصد، اجزای زیستی این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند. پلوئیدها از دیگر تشکیل‌دهندگان این رخساره‌اند. دیگر بایوکلست‌ها شامل اکینوئید، جلبک قرمز (Lithophyllum sp.) و دوکفه‌ای است. مجموعة فرامینیفرهای بدون منفذ با فراوانی گونه‌های Peneroplis thomasi, Elphidium sp., Quinqueloculina sp., Triloculina tricarinata, Miliolids, Archasias sp., Austrotrilina sp. and Dentritina rangi  مشخص می‌شود. بافت این رخساره بین گرینستون تا پکستون متغیر است. سیمان تبخیری پوئیکیلوتوپیک و سیمان دولومیتی فیبری هم، ضخامت فضاهای خالی بین ذرات را پر کرده است.

تفسیر: حضور فرامینیفرهای بدون منفذ، وجود پلوئید به مقدار زیاد و بافت گرینستون تا پکستونی در این ریزرخساره نشان‌دهندة شوری نرمال آب دریا و انرژی زیاد در بخش رو به دریای لاگون در حاشیة پلاتفرم است (Flugel 2010). کاهش میزان گل آهکی و بهبود جورشدگی دانه‌ها ممکن است حاکی از افزایش انرژی و نزدیکی این ریزرخساره به شرایط سدی باشد (Vaziri-Moghaddam et al. 2010).

 

MF6: کورال فریمستون (Coral framestone)

این ریزرخساره عمدتاً از کلنی‌های مرجان با بافت باندستونی/ فریمستونی تشکیل شده است. مرجان‌های تشکیل‌دهندة این ریزرخساره متأثر از دگرسانی دیاژنتیکی قرار گرفته‌اند؛ بنابراین اسکلت اولیة آراگونیتی آنها به‌طور گسترده‌ای فرایند انحلال و نوریختی را تحمل کرده و با دولومیت جانشین شده است. این ریزرخساره در هر دو چاه مطالعه‌شده فراوانی کمی دارد.

تفسیر: این ریزرخساره با ارگانیسم‌های برجا به‌صورت یک ریف ارگانیکی در حاشیة پلاتفرم و به‌صورت محلی بالاتر از سطح قاعدة امواج معمولی تشکیل می‌شود (Wilson 1975). مقدار زیاد گل کربناته و حفظ‌شدگی خوب مجموعة فرامینیفرهای هم‌زیست بیان‌کنندة تشکیل این مجموعة رخساره‌ای در شرایطی نسبتاً کم‌انرژی در حاشیة پلاتفرم کربناته است (Shabafrooz et al. 2015)؛ بنابراین با توجه به تناوب این ریزرخساره با رخساره‌های همراه، محیط تشکیل آن به انتهایی‌ترین بخش رو به دریای باز رمپ داخلی در حاشیة پلاتفرم، بالای سطح اساس امواج عادی است. مشابه این رخساره را Vaziri-Moghaddam et al. 2010 گزارش کرده‌اند.

 

MF7: دولوستون (Dolostone)

در بخش‌هایی از توالی‌های مطالعه‌شده در چاههای خشت-2 و خشت-3 ریزرخساره‌هایی حضور دارند که به‌شدت دولومیتی‌شده‌اند و ساختار داخلی ذرات تشکیل‌دهندة آنها تشخیص داده نمی‌شود. این ریزرخساره چندین مرحله از دولومیتی‌شدن را نشان می‌دهد؛ به طوری که در بیشتر نمونه‌ها به‌صورت دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور با بافت مخرب است. دولومیکرایت در این ریزرخساره‌ها به‌صورت کم مشاهده شد. بقایای میکریت اولیه و بایوکلاست‌ها به‌صورت مه‌آلود و شبح‌مانند دیده می‌شود. سیمان انیدریتی ازجمله سیمان‌های متداول است که در این ریزرخساره مشاهده می‌شود. تخلخل‌های رایج در این ریزرخساره عبارت‌اند از: تخلخل بین بلوری، حفره‌ای کوچک یا حفره‌های مرتبط به هم و شکستگی.

تفسیر: این ریزرخساره به‌طور کامل از دولومیت تشکیل شده است و به دلیل شدت دولومیتی‌شدن و غیر قابل تشخیص بودن ساختار داخلی ذرات تشکیل‌دهنده نمی‌توان آن را به هیچ‌یک از زیرمحیط‌های رسوبی موجود نسبت داد؛ اما با توجه به فراوانی دولومیت‌های متوسط تا درشت‌بلور چنین استنباط می‌شود که این دولومیت‌ها در مراحل تأخیری دیاژنز و به‌ویژه در مراحل اولیة تدفین بر اثر تبلور مجدد دولومیت‌های ریزبلور یا بر اثر جانشینی دولومیت‌های اولیه حاصل شده‌اند.

 

مدل رسوبی

براساس گسترش رخساره‌های شناسایی‌شده در توالی رسوبی سازند آسماری در میدان نفتی خشت در ناحیة فارس و مقایسه با مطالعات پیشین در این ناحیه چنین نتیجه‌گیری می‌شود که شرایط حوضة رسوبی و ضخامت سازند آسماری در ناحیة فارس نسبت به سایر نواحی زاگرس چین‌خورده بسیار متفاوت بوده است (Parvaneh Nejad Shirazi et al. 2014; Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Mohseni et al. 2016)؛ به این صورت که ضخامت سازند آسماری در این ناحیه خیلی کمتر بوده و تنوع رخساره‌ای کمتری داشته است و فقط رخساره‌های مربوط به محیط پهنة جزرومدی و لاگون در این منطقه مشاهده می‌شوند؛ بنابراین سازند آسماری در ناحیة فارس در یک پلاتفرم کربناتة کم‌عمق در زیرمحیط‌های پهنة جزرومدی تا لاگونی نهشته شده است و هیچ‌گونه شواهدی از رخساره‌های سدی، ریفی گسترده و دریای باز مشاهده‌شده در سایر نواحی زاگرس (Adabi et al. 2016; Omidpour et al. 2021) دیده نمی‌شود.

با توجه به تنوع رخساره‌ای کم و تغییرات تدریجی رخساره‌ها به یکدیگر، نبود رخساره‌های توربیدیتی، لغزشی و ریزشی که بیان‌کنندة شیب زیاد محیط رسوب‌گذاری است (Rowlands et al. 2014; Adabi et al. 2016)، نبود دانه‌های پوشش‌دار، آنکوئیدها، پیزوئیدها و دانه‌های تجمعی (Flugel 2010)، فراوانی گل در بیشتر رخساره‌های شناسایی‌شده (Omidpour et al. 2021) و درنهایت براساس مدلWilson 1975  و Flugel 2010، محیط رسوب‌گذاری سازند آسماری در ناحیة فارس یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ است (شکل 2). با توجه به این مطلب که توالی‌های مطالعه‌شده در میدان نفتی خشت عمدتاً در بخش‌های کم‌عمق رمپ کربناته نهشته شده‌اند و همچنین به علت دولومیتی‌شدن فراگیر با فابریک مخرب در قسمت‌های پایینی توالی‌ها، تشخیص نوع رمپ کربناته براساس آنالیز رخساره‌ای ممکن نیست.

توزیع رخساره‌ها و زیرمحیط‌های رسوبی شناسایی‌شده بیان‌کنندة این مطلب است که سازند آسماری عمدتاً در رمپ داخلی نهشته شده است. براساس پالئولاگ میدان نفتی خشت در ناحیة فارس، سازند آسماری در چاههای مطالعه‌شده عمدتاً طی میوسن پیشین نهشته شده است. طی آکی‌تانین، شرایط محیط رمپ داخلی درنتیجة بالاآمدگی حوضة غالب بوده است (Mohseni et al. 2016)؛ بنابراین سازند آسماری در محیط رمپ داخلی در سه زیرمحیط به ترتیب لاگون، اینترتایدال و سوپراتایدال نهشته شده است. کورال فریمستون (MF6) و پکستون/ گرینستون بایوکلاست پلوئیددار دولومیتی‌شده (MF5) در حاشیة پلاتفرم در بخش رو به دریای لاگون نهشته شده‌اند. وکستون/ پکستون حاوی فرامینیفر بدون منفذ بایوکلاست پلوئید دولومیتی‌شده (MF4) و وکستون بایوکلاست پلوئیددار دولومیتی‌شده (MF3) بیان‌کنندة ته‌نشینی در لاگون محصور با انرژی کم است. رخساره‌های حاوی فرامینیفرهای بنتیک به‌ویژه جنس میلیولینا (miliolina sp.) نشان‌دهندة آب‌های گرم کم‌عمق محیط‌های حاره‌ای تا نیمه‌حاره‌ای هستند (Brandano and Corda 2002; Gonera 2012). دولومادستون ماسه‌ای (MF2) و رخسارة انیدریتی (MF1) از مجموعه‌رخساره‌های پهنة جزرومدی هستند که با شرایط محیط کم‌انرژی مشخص می‌شوند؛ علاوه بر این گسترش پهنة جزرومدی همراه با تبخیری‌ها و ریزخساره‌های دولومادستونی حاکی از یک محیط رسوبی کم‌عمق با آب‌وهوای گرم و خشک است. رمپ‌های کربناتی که حاوی کانی‌های تبخیری هستند، به طور کلی در حاشیة قاره‌ای غیرفعال با شیب بسیار ملایم تشکیل می‌شوند (Badenas and Aurell 2001). تغییرات ناگهانی در سطح آب دریا (پایین‌افتادگی سطح آب دریا) به غالب‌شدن شرایط قاره‌ای و خروج از آب و رسوب‌گذاری سازند تبخیری گچساران در یک محیط محصور سبخایی انجامیده است (Heydari 2008).

 

 

 

شکل 2- موقعیت ریزرخساره‌ها و مدل رسوبی پیشنهادی برای سازند آسماری در میدان نفتی خشت

Fig 2- Location of microfacies and proposed depositional model for the Asmari Formation in the Khesht Oil Field

 

 

فرایندهای دیاژنزی موجود در سازند آسماری

براساس مطالعات میکروسکوپی انجام‌شده روی مقاطع نازک، مهم‌ترین فرایندهای دیاژنزی مؤثر بر خواص مخزنی و تاریخچة دیاژنتیکی سازند آسماری در چاههای مطالعه‌شده شامل میکریتی‌شدن، سیمانی‌شدن، انحلال، نئومورفیسم، تراکم و دولومیتی‌شدن است. در این بخش فرایندهای دیاژنتیکی به تفکیک محیط‌های دیاژنزی دریایی، متئوریکی و تدفینی توصیف شده‌اند.

محیط دیاژنز دریایی

میکریتی‌شدن:

میکریتی‌شدن، اولین فاز دیاژنتیکی است که در محیط دیاژنز دریایی روی رسوبات آسماری به دو صورت رخ داده است:

  1. پوشش‌های میکریتی که پیرامون قطعات اسکلتی به‌ویژه فرامینیفرهای بنتیک ایجاد شده است (شکل 3-A)؛
  2. میکریتی‌شدن کامل قطعات فسیلی که به تشکیل پلوئیدها یا دانه‌های بی‌شکل منجر شده است (شکل 3-B).

پوشش‌های میکریتی نسبت به دانه‌ها دربرابر انحلال مقاومت بیشتری دارند؛ بنابراین تمایل دارند پس از انحلال کامل دانه‌ها حفظ شوند. متعاقباً قالب دانه‌ها با کلسیت اسپاری و سیمان انیدریت پر شده‌‌اند. میکریتی‌شدن عمدتاً بر فرامینیفرهای بنتیک در ریزرخساره‌های لاگونی و محیط سدی تأثیر گذاشته است (شکل 3-A).

 

سیمانی‌شدن دریایی:

در سازند آسماری سیمان‌های دریایی از انواع سیمان فیبری هم‌ضخامت (حاشیه‌ای دور دانه‌ای) و سین‌تاکسیال هستند که فضاهای خالی درون‌دانه‌ای و بین دانه‌ای را پر کرده‌اند؛ در زیر آنها را شرح داده‌ایم:

 

سیمان هم‌ضخامت حاشیه‌ای

سیمان‌های هم‌ضخامت در شرایط مناسب اولین سیمان هستند که در تماس با سطح دانه‌ها تشکیل می‌شوند و به آنها سیمان نسل اول نیز گفته می‌شود. این سیمان‌ها با تشکیل در اطراف دانه‌ها و ایجاد چهارچوب محکم درمقابل تراکم نقش مهمی در حفظ تخلخل دارند (شکل 3-C). این سیمان متشکل از آراگونیت (به‌طور تیپیک) با ضخامت 10 تا 20 میکرون است و از بلورهای کشیده تشکیل شده است که عمود بر سطح دانه‌ها قرار گرفته‌اند. آراگونیت درمقابل تغییرات شیمیایی پایداری کمی از خود نشان می‌دهد و به‌راحتی به دولومیت تبدیل می‌شود (Longman 1980). در بیشتر لایه‌های سازند آسماری، سیمان‌های هم‌ضخامت طی فرایند دیاژنز به‌صورت مینیاتوری به دلیل پایداری کم آراگونیت به دولومیت تبدیل شده‌اند (شکل 3-C). این سیمان در بسیاری از موارد از نوع حاشیه‌ای هم‌ضخامت است؛ یعنی بلورهای آراگونیت ضخامت یکسانی در اطراف دانه دارند که این امر از نشانه‌های محیط فراتیک دریایی است (Flugel 2010).

 

سیمان تیغه‌ای حاشیه‌ای

این سیمان به شکل اسکالنوهدرال و به رنگ قهوه‌ای تا قهوه‌ای کمی روشن دیده می‌شود (شکل 3-D و E) و بیشتر به‌صورت حاشیه‌ای هم‌ضخامت روی قطعات اسکلتی یا حجرات داخلی آنها تشکیل شده است. فابریک کلسیت تیغه‌ای و تشکیل حواشی هم‌ضخامت نشان‌دهندة ترکیب کلسیت پرمنیزیم برای این نوع از سیمان‌شدگی نسل اول است (Andrieu et al. 2017). سیمان تیغه‌ای به دلیل پایداری کم آراگونیت طی مراحل دیاژنز به دولومیت تبدیل شده است (شکل 3-D و E).

 

سیمان رورشدی هم‌محور

این نوع سیمان در اطراف خرده‌های اکینودرم تشکیل شده است که به‌صورت رشد اضافی هم‌محور پیوستگی نوری و یکنواخت دارند (Alonso-Zarza and Tanner 2010). اگر این سیمان بلورهای روشن و شفاف داشته باشد، به محیط متئوریک و تدفینی مربوط است؛ اما اگر ظاهری ابری و کدر[2] و غنی از اینکلوژن داشته باشد، خاص محیط دیاژنز دریایی است (Tucker 2001; Flugel 2010). از آنجایی که سیمان‌های هم‌محور در سازند آسماری اینکلوزیون‌های میکریتی دارند و درنتیجه به‌صورت ابری و کدر دیده می‌شوند، می‌توان تشکیل آنها را به محیط دیاژنز دریایی نسبت داد (شکل 3-F).

 

 

شکل 3- فرایندهای دیاژنز دریایی در سازند آسماری؛ A. پوشش میکرایتی اطراف فرامینیفرها (Aus: Austrotrillina sp.; Mil: Miliolids)؛ B. میکریتی‌شدن کامل ذرات؛ C. سیمان هم‌ضخامت حاشیه‌ای (فلش زرد)؛ D و E. سیمان تیغه‌ای حاشیه‌ای؛ F. سیمان رورشدی هم‌محور.

Fig 3- Marine diagenetic processes within the Asmari Formation. A) Micrite envelopes on the foraminifers, (Aus: Austrotrillina sp.; Mil: Miliolids); B) Complete micritization of the particles; C) Isopachous fibrous rim cemen (yellow arrows); D and E) Isopachous bladed rim cement (yellow arrow); F) Syntaxial overgrowth cement.

 

محیط دیاژنز متئوریکی

انحلال

 

انحلال از فرایندهای دیاژنزی تخریبی است که موجب تحلیل دانه‌ها و از بین رفتن بخش‌های ناپایدار اسکلتی و غیراسکلتی می‌شود و تخلخل موجود در سنگ را افزایش می‌دهد (Tucker 2001; Flugel 2010).

دو مرحلة انحلال در کربنات‌های آسماری مشاهده می‌شود. به نظر می‌رسد این سازند هم در محیط دیاژنزی جوّی (شکل 4-A) و هم در محیط دیاژنزی تدفینی (شکل 5-A) متأثر از انحلال قرار گرفته است. فاز اول انحلال به‌صورت انتخاب‌کنندة فابریک در محیط متئوریک رخ داده است (شکل 4-A). در شرایط اقلیمی نیمه‌خشک در منطقة فریاتیک متئوریک، انحلال وسیع به‌صورت انتخاب‌کنندة فابریک یا در کنترل فابریک[3] روی می‌دهد (James and Choqette 1990). با توجه به اینکه سازند آسماری در شرایط اقلیمی گرم و نیمه‌خشک نهشته شده است، تخلخل‌هایی که در محیط دیاژنزی متئوریک ایجاد می‌شوند در کنترل فابریک سنگ هستند. انحلال ذرات ناپایدار آراگونیتی و ایجاد تخلخل قالبی و حفره‌ای حاکی از انحلال در محیط دیاژنزی جوّی با آب‌های تحت اشباع از کربنات کلسیم است (شکل 4-A)؛ اما معمولاً در قطعات کلسیت پرمنیزیم به دلیل نبود انحلال در مقیاس ماکروسکوپی تخلخل ایجاد نمی‌شود؛ بلکه بر اثر فرایند نوشکلی (انحلال و جانشینی در مقیاس میکروسکوپی)، این قطعات به کلسیت کم‌منیزیم تبدیل و پایدار می‌شوند.

 

نئومورفیسم

قطعات بایوکلاستی و ماتریکس اولیة کربنات‌های مطالعه‌شده، درجات مختلف تبلور مجدد و تثبیت در حین تبدیل به میکرواسپار و در بعضی مقاطع نازک به اسپار نئومورفیک طی دیاژنز متئوریک را تجربه کرده است که با افزایش اندازة بلورها مشخص می‌شود. فرایند نئومورفیسم افزایشی در رخساره‌های مادستونی و وکستونی به فراوانی مشاهده می‌شود که طی آن اندازة ذرات به‌ویژه ماتریکس بزرگ‌تر شده (شکل 4-B) و ظاهر روشنی را در رخساره‌های مادستونی ایجاد کرده است.

 

سیمانی‌شدن متئوریکی

سیمان‌های متئوریکی معمولاً از جنس کلسیت کم‌منیزیم هستند؛ زیرا نسبت Mg/Ca در آب‌های متئوریکی خیلی کم است، Mg شسته می‌شود و کلسیت پرمنیزیم به کلسیت کم‌منیزیم تبدیل می‌شود (Flugel 2010). سیمان‌های متئوریکی شامل سیمان‌های هم‌بعد و کلسیت اسپاری دروزی هستند. این سیمان‌ها علاوه بر محیط جوّی، در محیط تدفینی هم رشد می‌کنند.

 

سیمان هم‌بعد

سیمان کلسیت اسپاری هم‌بعد از بلورهای شفاف کلسیت تشکیل شده و ابعاد تقریباً مساوی دارد که حفره‌ها را پر می‌کند و همچنین ممکن است حاصل تبلور مجدد سیمان‌های نسل پیشین باشد. این نوع سیمان عمدتاً در محیط‌های دیاژنتیکی متئوریکی تشکیل می‌شود (Flugel 2010). پوشیده‌شدن[4] سیمان‌های هم‌ضخامت تیغه‌ای با سیمان‌های هم‌بعد متئوریک (جوّی) مؤید این است که رسوبات نخست محیط دیاژنزی دریایی را تحمل کرده‌اند؛ سپس محیط متئوریک را طی کرده و درنهایت وارد محیط دفنی شده‌اند. سیمانی‌شدن هم‌بعد موجب کاهش میزان تخلخل در این سازند شده است؛ به طوری که بخشی از تخلخل‌های درون‌دانه‌ای و بین دانه‌ای در ریزرخساره‌های گرینستونی و پکستونی از بین رفته است (شکل 4-C).

 

سیمان دروزی

سیمان دروزی با افزایش اندازة بلورهای سیمان به سمت مرکز منافذ یا فضای خالی نشان داده می‌شود (شکل 4-D). عمدتاً این نوع سیمان را از ویژگی‌های محیط فرآتیک آب شیرین می‌دانند؛ ولی در محیط تدفین عمیق (Choquette and James 1990) و همچنین در محیط دیاژنز جوّی، نزدیک به سطح تشکیل می‌شود (Flugel 2010).

 

 

شکل 4- فرایندهای دیاژنز متئوریکی در سازند آسماری؛ A. انحلال به‌صورت انتخاب‌کنندة فابریک یا در کنترل فابریک طی دیاژنز متئوریکی؛ B. نئومورفیسم؛ C. سیمان هم‌بعد درزمینة ریزرخسارة گرینستونی (Quin: Quinqueloculina sp.; Sch: Schlumbergerina sp.; Den: Dendritina rangi and Spi: Spiroloculina sp.)؛ D) سیمان دروزی. در ابتدا صدف آراگونیتی دوکفه‌ای با موجودات میکروسکوپی میکرایتی و سپس سیمان هم‌ضخامت تیغه‌ای روی پوشش میکرایتی دوکفه‌ای نهشته شده است؛ در ادامه رسوبات به محیط دیاژنز متئوریکی وارد شده‌اند و بخش‌های داخلی صدف آراگونیتی در معرض آب‌های متئوریکی انحلال یافته‌اند. در مرحلة بعدی قالب باقی‌مانده از انحلال دوکفه‌ای با سیمان کلسیت دروزی با منشأ متئوریکی پر شده است.

Fig 4- Meteoric diagenetic processes within the Asmari Formation. A) Fabric-selective dissolution during meteoric diagenesis; C) Equant cement in matrix of a grainstone microfacies, (Quin: Quinqueloculina sp.; Sch: Schlumbergerina sp.; Den: Dendritina rangi and Spi: Spiroloculina sp.); D) Drusy cement, At first, the bivalve crust with aragonite mineralogy was micritied by microscopic organisms, and then isopachous bladed cement was deposited on the bivalve's micritic envelope. The sediments then entered the meteoric diagenetic environment, and the inner parts of the aragonite crust were dissolved by meteoric waters. In the next step, the remaining mold from the dissolution of the bivalve is filled with drusy calcite cement of meteoric origin.

 

 

محیط دیاژنز تدفینی

انحلال

مرحلة دوم انحلال در محیط تدفین کم‌عمق و عمیق، پس از سنگ‌شدگی رسوبات رخ داده است؛ بنابراین به‌طور عمده به‌صورت مخرب فابریک عمل کرده است. این فرایند روی تمام اجزای سنگ ازجمله بیوکلاست‌ها، دانه‌های غیراسکلتی، سیمان‌ها و ماتریکس تأثیر گذاشته که باعث افزایش تخلخل‌های حفره‌ای مجزا شده است (شکل 5-A)؛ همچنین وجود تخلخل‌های استیلولیتی و نیز تخلخل‌های حفره‌ای که روی سطح یا در امتداد استیلولیت‌ها گسترش یافته‌اند، نشان‌دهندة وقوع انحلال در محیط دیاژنزی تدفینی است (شکل 5-I).

 

سیمانی‌شدن تدفینی

سیمان‌های تدفینی شامل سیمان بلوکی، پوئیکیلوتوپیک و رگه‌ای است.

سیمان بلوکی

سیمان بلوکی از بلورهای کلسیت متوسط تا درشت‌بلور بدون جهت‌گیری ترجیحی تشکیل شده است (شکل 5-B). این سیمان بیشتر به‌مثابة سیمان نسل دوم و سوم در نظر گرفته می‌شود و بیان‌کنندة تشکیل در محیط متئوریک و دفنی است (Mohseni et al. 2016). بخش بزرگی از سیمان دروزی یا کلسیت بلوکی با عوارض دیاژنزی چون نئومورفیسم افزایشی کلسیت، انحلال ذرات و گاهی به‌صورت پرکنندة حفره‌های ثانویه یا همراه با ساختارهای ژئوپتال معرف زون‌های فرآتیک آب شیرین مشاهده می‌شوند (Longman 1980; Flugel 2010). بعضی از سیمان‌های کلسیت دروزی و بلوکی با عوارض دیاژنز عمیق مرتبط، و پرکنندة حفره‌های ایجادشده در حین شکستگی و استیلولیتی‌شدن هستند.

 

سیمان کلسیتی پوئیکیلوتوپیک

این تیپ از سیمان بلورهای درشتی دارد که هریک از این بلورها تعدادی از آلوکم‌ها را دربرمی‌گیرد و در محیط‌های تدفینی و فرآتیک شکل می‌گیرد (Alonso-Zarza and Tanner 2010)؛ (شکل 5-C). سیمان پوئیکیلوتوپیک کلسیتی در سازند آسماری فراوانی ناچیزی دارد و عمدتاً از نوع پوئیکیلوتوپیک تبخیری است.

 

سیمان رگه‌ای

سیمان رگه‌ای ازنظر محیط تشکیل نشان‌دهندة آخرین مراحل تدفین است. در سازند آسماری این سیمان بیشتر شکستگی‌ها یا تخلخل‌های کانالی موجود را با سیمان‌های هم‌بعد پر کرده است (شکل 5-D).

 

تراکم مکانیکی

تراکم مکانیکی معمولاً کمی پس از رسوب‌گذاری آغاز می‌شود. مراحل اولیة فشردگی مکانیکی در رسوبات دانه‌ای باعث فشرده‌شدن رسوبات، قرارگیری نزدیک‌تر دانه‌ها به هم و حذف و خروج آب بین منفذی، شکسته‌شدن پوشش‌های میکرایتی و مسطح‌شدن بایوکلاست‌های کشیده به‌موازات سطوح لایه‌بندی شده است (Flugel 2010)؛ (شکل 5-E). دانه‌ها با توجه به میزان فشردگی، انواع مختلف تماس مماسی، طولی، محدب‌مقعر و مضرس را دارند (Alonso-Zarza and Tanner 2010). شکستگی یکی از فرایندهای مهم حاصل از تراکم مکانیکی است که در رخساره‌های با کیفیت مخزنی کم مانند رخساره‌های دانه‌ریز مادستونی به‌مثابة عامل مثبت در بهبود کیفیت مخزنی عمل کرده است (شکل 5-D). شکستگی در سنگ‌های دولومیتی به دلیل شکننده‌بودن آنها نسبت به سنگ‌های ‌آهک بیشتر است (Wierzbicki et al. 2006; Flugel 2010).

 

تراکم شیمیایی

فرایند تراکم شیمیایی پس از خاتمة فرایند تراکم مکانیکی و در اعماق بیشتر آغاز می‌شود. فشردگی شیمیایی نتیجة افزایش انحلال در محل تماس دانه‌ها و در طول سطح مشترک رسوب تحت تنش است. محصولات فشردگی شیمیایی در سازند مطالعه‌شده عبارت‌اند از: فابریک‌های درهم یا فشرده (شکل 5-F)، استیلولیت‌ها (شکل 5-G و H) و رگچه‌های انحلالی (شکل 5-I). دو مرحلة استیلولیتی‌شدن در توالی مطالعه‌شده شناسایی شد؛ مرحلة اول شامل استیلولیت‌هایی است که دولومیکرایت‌ها و سیمان‌های با منشأ دریایی و متائوریکی را قطع می‌کنند (شکل 5-G) و مرحلة دوم شامل استیولیت‌هایی است که دولومیت‌های درشت‌بلور را قطع کرده‌اند و درنتیجه بیان‌کنندة تشکیل این استیلولیت طی مراحل تدفین متوسط تا عمیق است (شکل 5-H).

 

 

شکل 5- فرایندهای دیاژنز تدفینی در سازند آسماری؛ A. انحلال به‌صورت مخرب فابریک طی دیاژنز تدفینی؛ B. سیمان بلوکی؛ C. سیمان کلسیتی پوئیکیلوتوپیک؛ D. سیمان پرکنندة شکستگی، بخشی از شکستگی با سیمان کلسیتی پرکنندة رگه (Cal) و بخشی با سیمان انیدریتی پرکنندة رگه (Anh) پر شده است؛ E. له‌شدگی جلبک قرمز (Lith: Lithophyllum sp.) طی تراکم مکانیکی (Aus: Austrotrillina howchini Schlumberger 1893)؛ F. فابریک فشرده در ریزرخسارة دولوستونی؛ G. استیلولیت نسل اول که ریزرخسارة دولومادستونی را قطع کرده است؛ H. استیلولیت نسل دوم که دولواسپارایت‌ها را قطع کرده است؛ I. رگچه‌های انحلالی.

Fig 5- Burial diagenetic processes within the Asmari Formation. A) Fabric-destructive dissolution during burial diagenesis; B) Blocky cement; C) Poikilotopic calcite cement; D) Fracture-filling cement, part of the fracture is filled by vein-filling calcite cement (Cal) and other part by vein-filling anhydrite cement (Anh); E) ductile deformation of red algae (Lith: Lithophyllum sp.) during mechanical compaction, (Aus: Austrotrillina howchini); F) Fitted fabric in a dolostone microfacies; G) Stage-I stylolites cross-cut dolomudstone microfacies; H) Stage-II stylolites cross-cut dolosparites; I) Solution seams.

 

 

دولومیتی‌شدن

دولومیت یک کانی نیمه‌پایدار است که بلورهای اولیة آن از زمان تشکیل با فازهای پایدار بعدی طی مراحل پیش‌روندة تدفین جانشین می‌شوند (Warren 2006). دولومیتی‌شدن بر بیش از 90 درصد از توالی مخزن آسماری تأثیر گذاشته و درنتیجه نقش اصلی را در شکل‌گیری ساختار فضاهای منفذی، ظرفیت جریان نهایی و ناهمگنی مخزن آسماری داشته است (Aqrawi et al. 2006). برای سازند آسماری، دولومیتی‌شدن انتخابی (مرحلة جانشینی) با افزایش حجم منافذ و اتصال آنها، کیفیت مخزن بعضی فواصل را بهبود بخشیده است؛ در حالی که دولومیتی‌شدن فراگیر (مرحلة نئومورفیسم) با ایجاد فابریک دولومیتی متراکم به هم پیوسته، کیفیت مخزنی سازند آسماری را کاهش داده است. دولومیت‌های شناسایی‌شده در سازند آسماری عبارت‌اند از:

 

دولومیت نوع اول- دولومیکرایت (خیلی ریز تا ریزبلور):

از موزاییک‌های هم‌اندازه و بی‌شکل در اندازة 10 تا 60 میکرون تشکیل شده است. این بلورها متراکم و تیره‌رنگ و فاقد فسیل‌اند (شکل 6-A). در دولومیکرایت‌ها توسعة تخلخل به دلیل جایگزینی دولومیت‌های دانه‌ریز به جای گل آهکی به مقدار اندکی وجود دارد؛ اما به دلیل اندازة کوچک بلورها تخلخل و تراوایی افزایش نیافته است و تأثیری در خواص مخزنی ندارد (Lucia 2007). در مقاطع مطالعه‌شده این نوع دولومیت عمدتاً در ریزرخساره‌های پهنة جزرومدی گسترش یافته است (شکل 6-A).

 

دولومیت نوع دوم- دولومیکرواسپارایت (ریز تا متوسط بلور):

شامل بلورهای ریز تا متوسط از رومبوئدرهای خودشکل و متراکم با اندازة بین 10 تا 220 میکرون است (شکل 6-B). فابریک مسطح آن طی رشد آهسته در دمای کم با روندی مداوم در معرض سیالات تشکیل می‌شود. دو نوع تفسیر برای تشکیل این نوع فابریک وجود دارد: یا در درجه‌حرارت زیاد حد بحرانی (زیر 61 درجة سانتی‌گراد) از تبلور مجدد دولومیت‌های اولیه یا در اثر جایگزینی در سنگ آهک در اواخر مراحل دیاژنز تشکیل شده است (Adabi 2009). دولومیت‌های نوع دوم فراوانی زیادی در سازند آسماری دارند (شکل 6-B).

 

دولومیت نوع سوم- دولواسپارایت (متوسط تا درشت بلور):

این نوع دولومیت شامل بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل با اندازة بین 62 تا 250 میکرون است (شکل 6-C). این دولومیت‌ها عمدتاً از نوع بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار و گاهی شکل‌دارند و در بعضی بخش‌ها ازنظر اندازه، پلی‌مدال هستند. بسیاری از این دولومیت‌ها مرکز کدر و ابری و حاشیة شفاف دارند. موزاییک‌های دولومیت با حاشیه‌های شفاف و مراکز ابری عمدتاً به‌مثابة دولومیت‌های تدفینی عمیق تفسیر می‌شوند. وجود رمبوئدرهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار در این دولومیت‌ها و اندازة بزرگ بلورها، افزایش عمق تدفین و دما را نشان می‌دهد (Hou et al. 2016).

 

بلورهای دولومیت پراکنده درزمینة سیمان تبخیری

وجود رمبوئدرهای کوچک و شکل‌دار تا بی‌شکل دولومیت (20 تا 80 میکرون) در داخل بلورهای بزرگ تبخیری از ویژگی‌های این نوع دولومیت است. این نوع دولومیت در رخساره‌های دولوستونی سازند آسماری مشاهده می‌شود که با سیمان‌های تبخیری همراه هستند (شکل 6-D و E). تشکیل این دولومیت‌ها را به مراحل پایانی دیاژنز تدفینی عمیق نسبت می‌دهند. با تشکیل انیدریت و ژیپس، مقدار منیزیم در سیالات منفذی افزایش و مقدار کلسیم در محلول کاهش می‌یابد و درنتیجه دولومیتی‌شدن رخ می‌دهد.

 

دولومیتی‌شدن انتخابی[5]

مطالعة مقاطع نازک سازند آسماری نشان می‌دهد دولومیتی‌شدن در بعضی قسمت‌های این سازند به‌صورت بخشی و انتخابی صورت گرفته است؛ به طوری که در بعضی مقاطع فقط آلوکم‌ها مانند اینتراکلاست‌ها و بایوکلاست‌ها دولومیتی شده‌اند؛ در صورتی که در بعضی دیگر از مقاطع فقط زمینة میکریتی، دولومیتی شده است.

 

دولومیت حفظ‌کنندة فابریک[6]

این دولومیت با بلورهای ریز به گونه‌ای جانشین می‌شود که فابریک اولیة سنگ حفظ شود و جانشینی تابع فابریک سنگ به‌ویژه در رخساره‌های دانه پشتیبان است (شکل 6-F). معمولاً قطعات بایوکلاستی و غیراسکلتی دارای ترکیب آراگونیت یا کلسیت پرمنیزیم با این دولومیت جانشین می‌شوند. در این نوع دولومیتی‌شدن جانشینی مینیاتوری دولومیت به‌جای اجزای اسکلتی و غیراسکلتی با ترکیب اولیة کربنات کلسیم در سیستم دیاژنزی بسته باعث حفظ شکل و ساختمان اولیة قطعات شده است. در توالی مطالعه‌شده این نوع دولومیتی‌شدن سبب حفظ ساختمان اولیة اجزای اسکلتی و غیراسکلتی شده است (شکل 6-F).

 

دولومیت تخریب‌کنندة فابریک[7]

برخلاف گروه پیشین این نوع دولومیتی‌شدن باعث از بین رفتن فابریک و بافت اولیه شده، ولی معمولاً شکل کلی آلوکم‌ها حفظ شده است. در این نوع دولومیتی‌شدن ذراتی همچون قطعات اسکلتی و پلوئیدها به‌طور کامل با بلورهای دولومیت جانشین شده‌اند. در مقاطع مطالعه‌شده این نوع دولومیتی‌شدن ذرات تشکیل‌دهندة سنگ را هدف قرار داده است؛ به طوری که شکل کلی آنها باقی مانده، ولی ساختمان داخلی آنها از بین رفته است (شکل 6-G).

 

دولومیتی‌شدن فراگیر[8]

در این نوع دولومیتی‌شدن، جانشینی گسترده و همه‌جانبة دولومیت بدون هیچ تبعیض و انتخابی باعث تخریب فابریک و بافت اولیة سنگ شده است. رخسارة دولوستونی درواقع یک ریزرخسارة دیاژنتیکی است که به‌شدت متأثر از دولومیتی‌شدن فراگیر قرار گرفته است؛ به طوری که گاهی تشخیص نوع رخساره و آلوکم‌های تشکیل‌دهندة آن امکان‌پذیر نیست؛ البته در بیشتر نمونه‌ها هاله و شبحی از دانه‌های کربناته باقی مانده است که تا حدی به تشخیص رخسارة اولیه کمک می‌کند (شکل 6-H).

 

مکانیسم دولومیتی‌شدن در میدان بررسی‌شده

مطالعات پتروگرافی و به‌ویژه ارتباط متقابل ریزرخساره‌ها با توزیع دولومیت‌ها بیان‌کنندة دولومیتی‌شدن با سه مکانیزم مختلف در رمپ کربناتة سازند آسماری است. دولومیت‌های نهشته‌شده با یک مدل ممکن است ازنظر شیمیایی و پتروگرافی از مدل دیگر متمایز نباشند (Tucker and Wright 1990) و تبلور مجدد یا رخداد دولومیتی‌شدن چند مرحله‌ای در محیط‌های مختلف نیز باید در نظر گرفته شود. محدودشدن دولومیت‌های نوع اول به ریزرخساره‌های سوپراتایدال و قسمت بالایی اینترتایدال همراه با لایه‌های انیدریتی نشان می‌دهد آب دریا منشأ دولومیتی‌شدن اولیه (مراحل اولیة دیاژنز) در توالی الیگو-میوسن بوده است (Aqrawi et al. 2006). این نوع دولومیت‌ها همزمان با رسوب‌گذاری در اثر جانشینی کلسیت پرمنیزیم یا آراگونیت در رسوبات سبخایی با شوری زیاد و سایر نهشته‌های پهنة جزرومدی تشکیل می‌شوند. فابریک و اندازة بلوری بسیار ریز و وجود ذرات پراکندة کوارتز تأییدی بر این موضوع است (شکل 6-A)؛ (Adabi 2009; Guo et al. 2016). خصوصیات بیان‌شده و همچنین حفظ‌شدگی بافت رسوبی اولیه نشان‌دهندة این است که دولومیت‌های نوع اول در شرایط درجه‌حرارت کم و نزدیک به سطح تشکیل می‌شوند (Adabi 2009).

بسیاری از دولومیت‌های موجود در توالی رسوبی مطالعه‌شده براساس مدل نشتی- برگشتی طی تدفین کم‌عمق نهشته شده‌اند؛ زمانی که شورابه‌های چگال تبخیری به سوی پایین در رسوبات پلاتفرمی نفوذ می‌کنند. در این مدل، دولومیتی‌شدن معمولاً پس از نهشته‌شدن مقادیر زیادی ژیپس رخ می‌دهد؛ بنابراین دولومیت‌های نوع دوم با واحدهای انیدریتی همراه هستند (برای نمونه سازند گچساران). دولومیت‌های مدل نشتی– برگشتی عمدتاً به‌صورت حفظ‌کنندة فابریک و بافت سنگ آهک پیشین هستند (شکل 6-F)؛ (Tucker and Wright 1990).

دولومیتی‌شدن تدفینی همراه با تبلور مجدد/ جانشینی ظاهراً منطقی‌ترین مدل برای توضیح منشأ دولومیت‌های نوع سوم در توالی الیگوسن- میوسن به‌ویژه در بخش‌های پایینی است. دولواسپارایت معمولاً به‌صورت جانشینی سنگ‌های آهک پیشین یا از تبلور مجدد دولومیت‌های اولیه در دمای کمتر از 60 درجة سانتی‌گراد تشکیل شده است (Adabi 2009)؛ درنتیجه حضور بلورهای درشت نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل دولومیت با هستة مه‌آلود و کدر (شکل 6-C)، (Hou et al. 2016) و بلورهای درشت پراکنده در زمین سیمان انیدریتی (شکل 6-D و E) به مراحل مختلف تدفین مربوط است. با افزایش دما به بیش از 50 درجة سانتی‌گراد، فرایند دولومیتی‌شدن به‌صورت تخریب‌کنندة فابریک با مرزهای بلوری بی‌شکل (زنوتوپیک) و بلورهای درشت تبدیل می‌شود که بافت سنگ آهک پیشین را محو می‌کند (شکل 6-C و H)؛ (Hou et al. 2016).

 

 

 

شکل 6- دولومیتی‌شدن در سازند آسماری؛ A. دولومیکرایت؛ B. دولومیکرواسپارایت؛ C. دولواسپارایت؛ D. بلورهای دولومیت پراکنده درزمینة سیمان تبخیری؛ E. تصویر D در نور پلاریزه؛ F. دولومیت حفظ‌کنندة فابریک؛ G. دولومیت تخریب‌کنندة فابریک؛ H. دولومیتی‌شدن فراگیر؛ I. سیمان دولومیتی تخلخل‌های ایجادشده در امتداد استیلولیت‌ها را پر کرده است.

Fig 6- Dolomitization within the Asmari Formation. A. Dolomicrite; B. Dolomicrosparite; C. Dolosparite; D. scattered dolomite crystals in a evaporitic cement; E. Picture D in XPL; F. Fabric retentive dolomite; G. Fabric destructive dolomite; H. Pervasive dolomitization; I. Dolomite cement is filled the pores created along the stylolites.

 

 

سیمان تبخیری

فرایندهای دیاژنزی مختلفی بر کیفیت مخزنی سازند آسماری در میدان نفتی خشت تأثیر گذاشته است؛ یکی از مهم‌ترین این فرایندها، تشکیل سیمان انیدریتی است که به‌صورت لایه‌ای، بلورهای پراکنده (شکل 7-A)، پرکنندة تخلخل و فراگیر (شکل 7-B)، پوئیکیلوتوپیک (شکل 7-C)، پرکنندة شکستگی (شکل 7-D) و رگچه‌ای گسترش یافته است. به‌لحاظ پدیده‌های دیاژنزی، سیمان انیدریتی پس از پدیدة دولومیتی‌شدن، غالب‌ترین پدیدة دیاژنزی در این سازند است (Aqrawi et al. 2006) که عموماً از انحلال انیدریت‌های توده‌ای منشأ می‌گیرد.

 

 

 

شکل 7- انیدریتی‌شدن در سازند آسماری. A. بلورهای پراکندة انیدریت در ریزرخسارة دولومادستونی؛ B. سیمان انیدریتی فراگیر؛ C. سیمان انیدریتی پوئیکیلوتوپیک، نور پلاریزه؛ D. سیمان انیدریتی پرکنندة شکستگی، نور پلاریزه.

Fig 7- Anhydritization within the Asmari Formation. A. Sparse anhydrite crystals within a dolomudstone microfacies; B. Pervasive anhydrite cement; C. Poikilotopic anhydrite cement, XPL; D. Fracture-filling anhydrite cement, XPL.

 

 

توالی پاراژنتیکی سازند آسماری

سازند آسماری تاریخچة دیاژنتیکی پیچیده‌ای را تجربه کرده است که تلفیقی از دیاژنز دریایی، متئوریکی و تدفین کم‌عمق تا عمیق را شامل می‌شود. با توجه به خصوصیات پتروگرافی سیمان‌ها و سایر شواهد دیاژنتیکی، فرایندهای دیاژنتیکی مختلفی بر سنگ‌های کربناتة این سازند در سه محیط اصلی دریایی، متئوریکی و تدفینی تأثیر گذاشته‌اند (شکل 8).

 

مرحلة اول: رسوب‌گذاری/ دیاژنز دریایی

در این مرحله رسوبات همزمان با رسوب‌گذاری تأثیر می‌پذیرند. ابتدا طی بالابودن سطح آب دریا رسوب‌گذاری با مقادیر گوناگون در جایگاههای مختلف صورت می‌گیرد. افزایش تبخیر در این مرحله به شکل‌گیری دولومیت‌های نوع اول و بلورها و گرهک‌های انیدریت در محیط جزرومدی منجر می‌شود. فعالیت موجودات میکروسکوپی با میکریتی‌شدن ذرات در محیط‌های لاگونی همراه است. بر اثر انرژی امواج در محیط پشتة کربناته، سیمان‌های دریایی نهشته می‌شوند. تخلخل‌های اولیه در این مرحله شکل می‌گیرند.

 

 

 

شکل 8- توالی پاراژنزی سازند آسماری در میدان نفتی خشت

Fig 8- Paragenetic sequence of the Asmari Formation in the Khesht Oil Field

 

 

مرحلة دوم: دیاژنز متئوریک

حاکم‌شدن شرایط گرم و خشک در اواخر الیگوسن و اوایل میوسن با تبخیر شدید و تشکیل شورابه‌های بسیار شور (هایپرسالین) در محیط محدودشدة دریا همراه بوده است. نفوذ شورابه‌ها در رسوبات پیشین با دولومیتی‌شدن و تشکیل سیمان‌های انیدریتی همراه بوده است. در این مرحله بسیاری از تخلخل‌های اولیه با سیمان انیدریت از بین می‌رود و کیفیت مخزنی به‌ویژه در رخساره‌های لاگونی و سدی کاهش می‌یابد.

در ادامة کاهش سطح آب دریا رسوبات از آب خارج می‌شوند و تحت تأثیر آب‌های جوّی قرار می‌گیرند؛ در این مرحله انحلال متأثر از آب‌های جوّی و ایجاد تخلخل‌های ثانویه به‌طور گسترده‌ای حضور دارد. دیاژنز متئوریکی تأثیری دوگانه بر تراوایی رسوبات دارد؛ به طوری که تراوایی طی فرایند سیمانی‌شدن متئوریکی کاهش می‌یابد یا طی فرایند انحلال در اثر افزایش اندازة شکستگی‌های تراوایی افزایش می‌یابد.

مرحلة سوم: دیاژنز تدفینی

در این مرحله فرایندهای دیاژنزی نظیر دولومیت‌های نوع سوم، سیمانی‌شدن (پوئیکیلوتوپیک)، تراکم، شکستگی و استیلولیتی‌شدن شکل می‌گیرد و انحلال به‌صورت تخریب‌کنندة فابریک و دولومیتی‌شدن کمتر صورت می‌پذیرد. در این مرحله امکان از بین رفتن تخلخل‌های پیشین به مقدار زیادی وجود دارد.

 

فاکتورهای کنترل‌کنندة کیفیت مخزنی

توزیع جانبی رخساره‌ها و تغییرات دیاژنتیکی از کنترل‌کننده‌های اصلی کیفیت مخزنی هستند (Lucia 2007; Dou et al. 2011; Moore 2013). در این قسمت نقش هریک از این کنترل‌کننده‌ها را در کیفیت مخزنی توالی رسوبی سازند آسماری در میدان نفتی خشت بررسی می‌کنیم.

 

توزیع تخلخل و تراوایی در رخساره‌های رسوبی

کراس پلات تخلخل و تراوایی برای بافت‌های سنگی مختلف شناسایی‌شده در کربنات‌های مخزن آسماری نشان می‌دهد بافت‌های سنگی مختلف مقادیر تخلخل و تراوایی متفاوتی دارند (شکل 9). ترکیب رخساره‌ها به‌طور چشمگیری در سازند آسماری از چاهی به چاه دیگر به دلیل تغییر در عمق تغییر می‌کند؛ زیرا این سازند عمدتاً در محیط رمپ داخلی با آشفتگی نسبتاً زیاد آب نهشته شده است؛ بنابراین ناهمگنی این بافت‌ها با توجه به تغییر در شرایط محیطی و دیاژنزی در محیط‌های دریایی، متئوریکی و تدفینی تغییر می‌کند (Tavakoli 2019).

کراس پلات تخلخل و تراوایی برای رخساره‌های شناسایی‌شده در سازند آسماری نشان می‌دهد به‌لحاظ تفاوت در محیط رسوبی اولیه و تأثیر فرایندهای دیاژنزی بر این رخساره‌ها، هر ریزرخساره مشخصات پتروفیزیکی متفاوتی دارد و به همین علت در گروههای پتروفیزیکی مختلفی از نمودار لوسیا قرار می‌گیرد. به‌منظور درک ویژگی‌های مخزنی هر ریزرخساره، تخلخل به‌صورت تخلخل کل در نظر گرفته شده است؛ بنابراین بافت‌های فریمستون، گرینستون و پکستونی در چاه خشت -2 مقادیر تخلخل و تراوایی زیادی دارند؛ در حالی که بافت‌های وکستونی و مادستونی مقادیر متفاوتی از تخلخل و تراوایی را نشان می‌دهند (شکل 9). پراکندگی داده‌های تراوایی در تمامی ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در چاه خشت-3 عمدتاً به تغییرات در شدت شکستگی و نئومورفیسم افزایشی در ریزرخساره‌های مختلف نسبت داده می‌شود.

 

 

شکل 9- توزیع تخلخل و تراوایی در بافت‌های مختلف شناسایی‌شده در سازند آسماری در چاههای خشت-2 و خشت-3

Fig 9- Plot of permeability versus porosity for different textures of the Asmari Formation in the Khesht-02 and Khesht-03 wells

 

 

با توجه به اینکه ریزرخسارة انیدریتی (MF1) در چاههای خشت-2 و خشت-3 مقادیر تخلخل و تراوایی بسیار کمی دارد، این ریزرخساره کیفیت مخزنی ندارد (شکل 10-A). ریزرخسارة MF2 در چاه خشت-3 فراوانی بسیار ناچیز با مقادیر تخلخل و تراوایی بسیار کم دارد و فاقد کیفیت مخزنی است (شکل 10-B). این ریزرخساره در چاه خشت-2 تغییرات زیادی در مقادیر تخلخل و تراوایی دارد (شکل 10-B). فرایندهای دیاژنتیکی (دولومیتی‌شدن، انحلال و شکستگی) و محیط رسوبی از عوامل کنترل‌کنندة کیفیت مخزنی این ریزرخساره‌اند. شرایط آرام محیط رسوبی و حضور دولومیت‌های ریزبلور همراه با انحلال جزئی موجب ایجاد حفره‌های کوچک درزمینة دولومیتی شده است. این نمونه‌ها با مقادیر ناچیز تخلخل، بخش‌های پایینی نمودار را به خود اختصاص می‌دهند. در نمونه‌هایی که توسعة فرایند دولومیتی‌شدن نزدیک سطح (دولومیت‌های ریزبلور) با عملکرد فرایند انحلال همراه بوده، تخلخل‌های بین بلوری مرتبط به هم توسعه یافته که همراه با تأثیر شکستگی در بعضی نمونه‌ها سبب افزایش مقادیر تراوایی نیز شده است (شکل 11-B).

ریزرخسارة MF3 در چاه خشت-3 با مقادیر تخلخل و تراوایی بسیار ناچیز فاقد کیفیت مخزنی است (شکل 11-A)؛ ولی در چاه خشت-2 مقادیر تخلخل و تراوایی زیادی دارد که سبب شده این ریزرخساره کیفیت مخزنی مناسبی داشته باشد (شکل 11-B). کیفیت مخزنی این ریزرخساره در چاه خشت-3 عمدتاً متأثر از فرایندهای رسوبی محیط رسوب‌گذاری است؛ به طوری که رسوب‌گذاری در محیط آرام به ته‌نشست گل فراوان و نبود تخلخل‌های اولیه شده است. نمونه‌های دارای میزان زیاد گل که از محیط رسوبی به ارث رسیده است، کیفیت مخزنی کمی دارند (شکل 11-A). در چاه خشت-2 علاوه بر محیط رسوبی، فرایندهای دیاژنتیکی هم بر کیفیت مخزنی این رخساره تأثیر گذاشته‌اند. زمانی که فرایند انحلال به‌صورت انتخاب‌کنندة فابریک عمل و تخلخل‌های قالبی مجزا را ایجاد کرده است، در این حالت فقط تخلخل سنگ افزایش یافته است. در نمونه‌هایی که فرایند انحلال و دولومیتی‌شدن با هم بر نمونه‌ها تأثیر گذاشته‌اند، تخلخل و تراوایی با هم افزایش یافته و کیفیت مخزنی را بهبود بخشیده‌اند (شکل 11-B).

 

 

 

شکل 10- A. کیفیت مخزنی ریزرخسارة MF1؛ B. کیفیت مخزنی ریزرخسارة MF2 در چاههای خشت-2 و خشت-3

Fig 10- A. Reservoir quality of MF1; B. Reservoir quality of MF2 in the Khesht-02 and Khesht-03 wells

 

شکل 11- کیفیت مخزنی ریزرخسارة MF3 در چاههای خشت-2 و خشت-3

Fig 11- Reservoir quality of MF3 in the Khesht-02 and Khesht-03 wells

 

 

ریزرخسارة MF4 در چاه خشت-3 کیفیت مخزنی کمی دارد (شکل 12-A)، ولی در چاه خشت-2 از کیفیت مخزنی متوسط تا زیادی برخوردار است. فرایندهای دیاژنتیکی (دولومیتی‌شدن، سیمانی‌شدن انیدریتی، انحلال گسترده و شکستگی) و محیط رسوبی از عوامل کنترل‌کنندة کیفیت مخزنی این ریزرخساره‌اند. بعضی نمونه‌های وکستونی به دلیل فراوانی گل آهکی درزمینة سنگ ناشی از فراوانی گل در محیط رسوب‌گذاری، کیفیت مخزنی کمی دارند (شکل 12-A). بعضی نمونه‌ها به دلیل تأثیر شکستگی، مقادیر تراوایی متوسطی را نشان می‌دهند. در چاه خشت-2 به دلیل انحلال گسترده و حضور حفره‌های انحلالی مرتبط به هم در این ریزرخساره، مقادیر تخلخل و تراوایی تا حدودی زیاد است و کیفیت مخزنی خوبی دارد (شکل 12-B).

ریزرخسارة MF5 در چاه خشت-2 کیفیت مخزنی خوبی دارد؛ ولی در چاه خشت-3 کیفیت مخزنی کمی دارد. بررسی مقاطع نازک نشان می‌دهد سیمانی‌شدن، عامل اصلی کاهش کیفیت مخزنی این ریزرخساره (شکل 13-A) و انحلال، عامل اصلی بهبود کیفیت مخزنی این ریزرخساره است (شکل 13-B)؛ از سوی دیگر به دلیل اینکه سیمان انیدریتی به فرایند انحلال بسیار حساس است (Aleali et al. 2013)، انحلال سیمان انیدریتی نیز سبب بهبود کیفیت مخزنی این ریزرخساره می‌شود. در چاه خشت-2 انحلال گسترده در زمینه سبب توسعة تخلخل‌های مرتبط به هم شده و درنتیجه مقادیر تخلخل و تراوایی افزایش یافته است (شکل 13-B). در چاه خشت-3 سیمانی‌شدن انیدریتی گسترده تمامی فضاهای خالی بین دانه‌ها و تخلخل‌های حفره‌ای مرتبط به هم را پر کرده و سبب کاهش کیفیت مخزنی این ریزرخساره شده است (شکل 13-A).

 

 

شکل 12- کیفیت مخزنی ریزرخسارة MF4 در چاههای خشت-2 و خشت-3

Fig 12- Reservoir quality of MF4 in the Khesht-02 and Khesht-03 wells

 

 

 

شکل 13- کیفیت مخزنی ریزرخسارة MF5 در چاههای خشت-2 و خشت-3

Fig 13- Reservoir quality of MF5 in the Khesht-02 and Khesht-03 wells

 

 

دولومیتی‌شدن و انحلال، دو فرایند دیاژنتیکی مهم کنترل‌کنندة کیفیت مخزنی ریزرخسارة کورال فریمستون (MF6) هستند. دولومیتی‌شدن گسترده سبب حفظ تخلخل‌های درون‌چارچوبی و حفره‌ای کوچک به‌طور جزئی شده و در نمونه‌هایی نیز تخلخل بین بلوری ثانویه ایجاد کرده است؛ به طور کلی دولومیتی‌شدن سبب کاهش کیفیت مخزنی این ریزرخساره شده است (شکل 14-A). انحلال گسترده سبب توسعة تخلخل‌های حفره‌ای مرتبط به هم شده و به افزایش مقادیر تخلخل و تراوایی و کیفیت مخزنی این ریزرخساره انجامیده است (شکل 14-B)؛ همچنین حضور سیمان دریایی اولیة دولومیتی‌شده سبب حفظ تخلخل‌های اولیه طی پدیدة تراکم شده و درنتیجه در بهبود کیفیت مخزنی این ریزرخساره مؤثر بوده است.

مطالعات پتروگرافی مقاطع نازک مرتبط با ریزرخسارة دیاژنتیکی دولوستون نشان می‌دهد دولومیتی‌شدن مهم‌ترین فرایند دیاژنتیکی است که نقشی اساسی در شکل‌گیری خصوصیات مخزنی سازند آسماری داشته است. دولومیتی‌شدن بر بیش از 90 درصد از سنگ مخزن تأثیر گذاشته و همچنین تأثیری دوگانه (مخرب و سازنده) بر کیفیت مخزنی داشته است. دولومیت‌های ریزبلور نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل تخلخل و تراوایی متوسطی دارند. دولومیتی‌شدن گسترده با فابریک مخرب با بلورهای متوسط تا درشت، تخلخل بین بلوری کمی دارند که بافت اولیة سنگ را کاملاً محو کرده است؛ بنابراین دولومیت با فابریک مخرب سبب کاهش کیفیت مخزنی شده است (شکل 15-A). دولومیتی‌شدن با فابریک سازنده تا حدودی سبب افزایش تخلخل شده است. پدیدة انحلال و شکستگی سبب ارتباط تخلخل‌های بین بلوری شده و در بهبود کیفیت مخزنی نقشی مثبت داشته است (شکل 15-B).

 

 

 

شکل 14- کیفیت مخزنی ریزرخسارة MF6 در چاههای خشت-2 و خشت-3

Fig 14- Reservoir quality of MF6 in the Khesht-02 and Khesht-03 wells

 

شکل 15- کیفیت مخزنی ریزرخسارة MF7 در چاههای خشت-2 و خشت-3

Fig 15- Reservoir quality of MF7 in the Khesht-02 and Khesht-03 wells

 

 

ارتباط بین دیاژنز و خصوصیات مخزنی

پتانسیل مخزنی توالی‌های رسوبی در ابتدا به ویژگی‌های بافتی و محیط رسوبی آنها بستگی دارد؛ اما کیفیت نهایی مخزن با دگرسانی‌های پس از رسوب‌گذاری (دیاژنز و شکستگی) تعیین می‌شود (Lucia 2007; Moore and wade 2013). این مسئله مشکلاتی برای اکتشاف هیدروکربن ایجاد می‌کند؛ زیرا توزیع مکانی فرایندهای مختلف دیاژنتیکی در طول توالی رسوبی مطالعه‌شده ناهمگن است و این امر به ایجاد تفاوت‌های محلی زیادی در تخلخل و نفوذپذیری منجر می‌شود.

با توجه به تأثیر دگرسانی‌های دیاژنتیکی بر کیفیت مخزن، فرایندهای دیاژنتیکی سازند آسماری در سه گروه مختلف طبقه‌بندی می‌شوند. دیاژنز متئوریکی و تدفین کم‌عمق به افزایش کیفیت مخزن تمایل دارند؛ در حالی که فرایندهای تدفین عمیق (برای نمونه دولومیتی‌شدن با فابریک مخرب) به کاهش تخلخل و نفوذپذیری مخزن بالقوة مدنظر تمایل دارند.

 

فرایندهای دیاژنزی با تأثیر سازنده[9]

انحلال، دولومیتی‌شدن انتخابی و شکستگی ازجمله فرایندهای دیاژنزی با آثار سازنده بر کیفیت مخزنی توالی‌های مطالعه‌شده‌اند که سبب افزایش مقادیر تخلخل و تراوایی و درنتیجه بهبود کیفیت مخزنی شده‌اند. انحلال گسترده در محیط دیاژنز متئوریکی مقادیر زیادی تخلخل‌های حفره‌ای و قالبی را ایجاد کرده است. در سازند آسماری، دولومیتی‌شدن انتخابی (مرحلة جانشینی) با افزایش تخلخل‌های بین بلوری و حفره‌های مرتبط به هم، کیفیت مخزنی بعضی فواصل را بهبود بخشیده است. میکروشکستگی‌ها مسیرهایی دردسترس برای سیالات تحت اشباع ایجاد می‌کنند که باعث توسعة کانال‌های منفذی مرتبط به هم می‌شوند.

فرایندهای دیاژنزی با تأثیر مخرب[10]

این گروه شامل بعضی فرایندهای مهم دیاژنتیکی مخرب ازجمله سیمانی‌شدن در محیط‌های دیاژنزی دریایی، متائوریکی و تدفینی، تراکم فیزیکی و شیمیایی و دولومیتی‌شدن فراگیر با فابریک مخرب هستند که درنتیجة انسداد منافذ و گلوگاههای منفذی، کیفیت مخزنی توالی‌های رسوبی مطالعه‌شده را کاهش داده یا از بین برده‌اند. مطالعات پتروگرافی نشان می‌دهد انواع مختلف سیمان انیدریت و کلسیتی با انسداد تخلخل‌های بین دانه‌ای و قالبی و همچنین گلوگاههای منفذی سبب کاهش کیفیت مخزنی ریزرخساره‌های لاگونی و پشته کربناته شده‌اند. دولومیتی‌شدن فراگیر با ایجاد فابریک متراکم و درهم قفل شده سبب کاهش کیفیت مخزنی می‌شود. تراکم مهم‌ترین فرایند دیاژنتیکی مخرب کیفیت مخزنی در مخازن کربناته است که باعث کاهش زیاد حجم سنگ و از بین رفتن کیفیت مخزنی می‌شود؛ با این حال مطالعات اخیر نشان داده است استیلولیت‌ها و رگچه‏های انحلالی به‌مثابة یک محصول رایج تراکم شیمیایی، به‌منزلة مسیرهای جریان سیال به‌ویژه در امتداد آنها در جهت افقی عمل می‌کنند (Heap et al. 2014).

 

فرایندهای دیاژنزی بدون تأثیر و خنثی[11]

میکریتی‌شدن و نئومورفیسم هیچ تأثیر مشخصی بر کیفیت مخزنی کربنات‌های مطالعه‌شده ندارند و هنوز تأثیر آنها کاملاً درک نشده است. فرایند میکریتی‌شدن منافذ ریزی[12] را ایجاد می‌کند که به دلیل پدیدة حلالیت کنترل‌شده با اندازة منافذ[13] فرایند حفظ تخلخل را آسان می‌کند (Ehrenberg and Walderhaug 2015).

 

تطابق داده‌های تخلخل و تراوایی با رخساره‌های رسوبی و بررسی نقش فرایندهای دیاژنزی بر کیفیت مخزنی

انطباق داده‌های تخلخل و تراوایی به‌دست‌آمده از نمونه‌های مغزه با توزیع ریزرخساره‌های رسوبی و فرایندهای دیاژنزی غالب در آنها برای چاههای خشت-2 و خشت-3 در اشکال 16 و 17 نشان داده شده است. نتایج بررسی نشان می‌دهد کیفیت نهایی مخزن، نتیجة تأثیر هر دو ویژگی بافت رسوبی اولیه و تغییرات دیاژنتیکی ثانویه است. در چاه خشت-2، در اعماق 2640 تا 2653 متری و همچنین اعماق 2678 تا 2690 متری شاهد افزایش مشهود در مقادیر تخلخل و تراوایی هستیم. این اعماق عمدتاً با گسترش ریزرخساره‌های پکستونی (Mf4)، گرینستونی (Mf5) و فریمستونی (Mf6) مطابقت دارد که به‌خوبی دولومیتی شده‌اند و متأثر از انحلال تخلخل‌های بین بلوری و حفره‌های مرتبط به هم در آنها گسترش یافته است (شکل 16). شکستگی‌های باز که هنوز سیمانی نشده‌اند نیز در افزایش مقادیر تراوایی این ریزرخساره‌ها مؤثر بوده است. از آنجا که ساختار دولومیت در مخازن دولومیتی شکننده‌تر از سنگ‌های آهکی است، تخلخل شکستگی در مخزن دولومیتی آسماری غالب بوده و باعث افزایش تراوایی شده است.

چاه خشت-3 مقادیر تخلخل و تراوایی کمتری نسبت به خشت-2 دارد (شکل 17). تغییرات زیاد در توزیع مقادیر تخلخل و تراوایی در ریزرخساره‌های شناسایی‌شده به دلیل توزیع ناهمگن فرایندهای دیاژنزی در طول توالی است. در بعضی اعماق تأثیر شکستگی و دولومیتی‌شدن سبب افزایش کیفیت مخزنی شده است؛ در حالی که سیمانی‌شدن به‌ویژه پرکنندة شکستگی و سیمان انیدریتی فراگیر، مقادیر تخلخل و تراوایی و درنتیجه کیفیت مخزنی ریزرخساره‌ها را به‌شدت کاهش داده است.

 

 

شکل 16- ستون سنگ‌چینه‌ای سازند آسماری در چاه خشت-2

Fig 16- Lithostratigraphic column of the Asmari Formation in the Khesht-02 well

 

 

شکل 17- ستون سنگ‌چینه‌ای سازند آسماری در چاه خشت-3

Fig 17- Lithostratigraphic column of the Asmari Formation in the Khesht-03 well

 

 

نتیجه‌

پژوهش انجام‌شده دربارة مقاطع نازک میکروسکوپی تهیه‌شده از مغزه‌های حفاری سازند آسماری در میدان نفتی خشت، به تشخیص شش ریزرخسارة کربناته و یک ریزرخسارة دیاژنتیکی منجر شد که عمدتاً در زیرمحیط رمپ داخلی نهشته شده‌اند.

شواهدی از قبیل تغییر تدریجی رخساره‌ها به یکدیگر، نبود رخساره‌های توربیدیتی، لغزشی و ریزشی و همچنین نبود دانه‌های آگرگات، پیزوئید، آنکوئید و کورتوئیدها و نبود سد یا ریف توسعه‌یافته به‌طور جانبی ثابت می‌کند محیط رسوب‌گذاری سازند آسماری در منطقة بررسی‌شدة پلاتفرم کربناته از نوع رمپ بوده است.

فرایندهای دیاژنزی شامل سیمانی‌شدن، تراکم، انحلال، نئومورفیسم، دولومیتی‌شدن، شکستگی و میکرایتی‌شدن در محیط‌های دیاژنزی دریایی، متئوریکی و تدفینی بر کربنات‌های سازند آسماری در میدان خشت تأثیر گذاشته‌اند.

انحلال، دولومیتی‌شدن و شکستگی از مهم‌ترین فرایندهای دیاژنتیکی مؤثر بر افزایش تخلخل و تراوایی در ریزرخساره‌های مطالعه‌شده به‌ویژه در چاه خشت-2 بوده و کیفیت مخزنی را بهبود بخشیده‌اند؛ در حالی که انسداد منافذ و گلوگاههای منفذی با انواع مختلف سیمان‌های کلسیتی و انیدریتی به‌ویژه در ریزرخساره‌های پکستونی و وکستونی، تراکم مکانیکی و شیمیایی موجب کاهش کیفیت مخزنی شده است.

این پژوهش اهمیت بررسی و مطالعة رخساره‌های رسوبی و فرایندهای دیاژنزی مؤثر بر آنها را در ارزیابی ویژگی‌های مخزنی با تلفیق داده‌های پتروفیزیکی (تخلخل و تراوایی) بیان می‌کند.

 

[1]. Matrix porosity

[2]. Turbid

[3]. Fabric Selective Dissolution

[4]. Over print

[5]. Selective dolomitization

[6]. Fabric retentive dolomite

[7]. Fabric destructive dolomite

[8]. Pervasive dolomitization

[9]. Diagenetic processes with improving effect

[10]. Diagenetic processes with deteriorating effect

[11]. Diagenetic processes with no clear effect

[12]. micropores

[13]. pore size-controlled solubility

References

Adabi M.H. 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, NE Iran. Carbonates and Evaporites. 24(1): 16-32.
Adabi M.H. Kakemem U. and Sadeghi A. 2016. Sedimentary facies, depositional environment, and sequence stratigraphy of Oligocene–Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros basin (SW Iran). Carbonates and Evaporites. 31(1): 69-85.
Adachi N. Ezaki Y. and Liu J. 2004. The fabrics and origins of peloids immediately after the end-Permian extinction, Guizhou Province, South China. Sedimentary Geology. 164(1-2): 161-178.
Adams T.D. and Bourgeois F. 1967. Asmari Biostratigraphy: Iranian Oil Operation Companies, Geological and Exploration Division, Report No. 1074: 6-11.
Aleali M. Rahimpour-Bonab H. Moussavi-Harami R. and Jahani D. 2013. Environmental and sequence stratigraphic implications of anhydrite textures: A case from the Lower Triassic of the Central Persian Gulf. Journal of Asian Earth Sciences. 75: 110-125.
Alsharhan A.S. 2006. Sedimentological character and hydrocarbon parameters of the Middle Permian to Early Triassic Khuff Formation, United Arab Emirates. GeoArabia. 11: 121-158.
Alonso-Zarza A.M. and Tanner L.H. 2010. Carbonates in continental settings, Volumes 1 and 2. Developments in Sedimentology. 61.
Amao A.O. Kaminski M.A. and Setoyama E. 2016. Diversity of Foraminifera in a shallow restricted lagoon in Bahrain. Micropaleontology. 62(3): 197-211.
Andrieu S. Brigaud B. Barbarand J. and Lasseur E. 2017. Linking early diagenesis and sedimentary facies to sequence stratigraphy on a prograding oolitic wedge: the Bathonian of western France (Aquitaine Basin). Marine and Petroleum Geology. 81: 169-195.
Aqrawi A.A.M. Keramati M. Ehrenberg S.N. Pickard N. Moallemi A. Svånå T. Darke G. Dickson J.A.D. and Oxtoby N.H. 2006. The origin of dolomite in the Asmari Formation (Oligocene‐Lower Miocene), Dezful embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology. 29(4): 381-402.
Bádenas B. and Aurell M. 2001. Proximal–distal facies relationships and sedimentary processes in a storm dominated carbonate ramp (Kimmeridgian, northwest of the Iberian Ranges, Spain). Sedimentary Geology. 139(3-4): 319-340.
Baiyegunhi C. Liu K. and Gwavava O. 2017. Diagenesis and reservoir properties of the Permian Ecca Group sandstones and mudrocks in the Eastern Cape Province, South Africa. Minerals. 7(6): 88.
Barattolo F. Bassi D. and Romero R. 2007. Upper Eocene larger foraminiferal-coralline algal facies from the Klokova Mountain (south continental Greece). Facies. 53: 361–375.
Brandano M. and Corda L., 2002. Nutrients, sea level and tectonics: constrains for the facies architecture of a Miocene carbonate ramp in central Italy. Terra Nova. 14(4): 257-262.
Chen D. Qing H. and Yang C. 2004. Multistage hydrothermal dolomites in the Middle Devonian (Givetian) carbonates from the Guilin area, South China. Sedimentology. 51(5): 1029-1051.
Choquette P.W. and James N.P. 1990. Limestones—the burial diagenetic environment. Diagenesis. Geoscience Canada Reprint Series. 4: 75-111.
Dickson J. 1965. Carbonate identification and genesis as revealed by staining. Sedimentary Geology. 205: 491-505.
Dou Q. Sun Y. and Sullivan C. 2011. Rock-physics-based carbonate pore type characterization and reservoir permeability heterogeneity evaluation, Upper San Andres reservoir, Permian Basin, west Texas. Journal of Applied Geophysics. 74(1): 8-18.
Dunham R. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Classification of Carbonate Rocks. American Association Petroleum Geology. 121 p.
Ehrenberg S.N. and Walderhaug O. 2015. Preferential calcite cementation of macropores in microporous limestones. Journal of Sedimentary Research. 85: 780-793.
Ehrenberg S.N. Pickard N.A.H. Laursen G.V. Monibi S. Mossadegh Z.K. Svånå T.A. Aqrawi A.A.M. McArthur J.M. and Thirlwall M.F. 2007. Strontium isotope stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene - Lower Miocene), SW Iran. Journal of Petroleum Geology. 30(2): 107-128.
Esrafili‐Dizaji B. and Rahimpour‐Bonab H. 2019. Carbonate reservoir rocks at giant oil and gas fields in SW Iran and the adjacent offshore: A review of stratigraphic occurrence and poro‐perm characteristics. Journal of Petroleum Geology. 42(4): 343-370.
Flügel E. 2010. Microfacies analysis of Limestones, Analysis Interpretation and Application. Springer Berlin 976 p.
Gonera M. 2012. Palaeoecology of the Middle Miocene foraminifera of the Nowy Sącz Basin (Polish Outer Carpathians). Geological Quarterly. 56 (1): 107-116.
Guo C. Chen D. Qing H. Dong S. Li G. Wang D. Qian Y. and Liu C. 2016. Multiple dolomitization and later hydrothermal alteration on the Upper Cambrian-Lower Ordovician carbonates in the northern Tarim Basin, China. Marine and Petroleum Geology. 72: 295-316.
Hassanvand V. Mohsen H. and Homaie M. 2016. Diagenesis and evaluation of the role of porosity changes on Asmari-Jahrum reservoir capacity in 11, 10, 2 wells of the Golkhari Oil Field. Journal of Earth Science Researches. 27: 83-107.
Heap M.J. Baud P. Reuschlé T. and Meredith P.G. 2014. Stylolites in limestones: Barriers to fluid flow? Geology. 42: 51-54.
Heydari E. 2008. Tectonics versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountains of Iran. Tectonophysics. 451: 56–70.
Hou Y. Azmy K. Berra F. Jadoul F. Blamey N.J. Gleeson S.A. and Brand U. 2016. Origin of the Breno and Esino dolomites in the western Southern Alps (Italy): Implications for a volcanic influence. Marine and Petroleum Geology. 69: 38-52.
Jafarian A. Fallah-Bagtash R. Mttern F. and Heubeck, Ch. 2017. Reservoir quality along a homoclinal carbonate ramp deposit: the Permian upper Dalan Formation, South Pars Field, Persian Gulf basin. Marine and Petroleum Geology. 88: 587–604.
Jamalian M. and Adabi M.H. 2015. Geochemistry, microfacies and diagenetic evidences for original aragonite mineralogy and open diagenetic system of Lower Cretaceous carbonates Fahliyan Formation (Kuh-e Siah area, Zagros Basin, South Iran). Carbonates and Evaporites. 30(1): 77-98.
James N.P. and Choquette P.W. 1990. Limestones—the meteoric diagenetic environment. Diagenesis. Geoscience Canada Reprint Series. 4: 35-73.
Konert G. Afifi M. Al-Hajri S.A. and Droste H.J. 2001. Paleozoic stratigraphy and hydrocarbon habitat of the Arabian plate. GeoArabia. 6: 407-440.
Lai J. Wang G. Ran Y. and Zhou Z. 2015. Predictive distribution of high-quality reservoirs of tight gas sandstones by linking diagenesis to depositional facies: Evidence from Xu-2 sandstones in the Penglai area of the central Sichuan basin, China. Journal of Natural Gas Science and Engineering. 23: 97-111.
Longman M.W. 1980. Carbonate diagenetic textures from nearsurface diagenetic environments. AAPG Bulletin. 64(4): 461-487.
Lucia F.J. 2007. Carbonate reservoir characterization: An integrated approach. Springer Berlin. 366 p.
Mazzullo S.J. 1992. Geochemical and neomorphic alteration of dolomite: a review. Carbonates and Evaporates. 7(1): 21-37.
McQuillan H. 1985. Fracture-controlled production from the Oligo-Miocene Asmari Formation in Gachsaran and Bibi Hakimeh fields, southwest Iran. In Carbonate petroleum reservoirs. Springer, New York. 511-523.
Mishra D. and Tiwari R.N. 2006. Lithofacies and depositional dynamics of golden Oolite (Bathonian), Kachchh Mainland, Gujarat (India). Journal of Asian Earth Sciences. 26(5): 449-460.
Mohseni H. Hassanvand V. and Homaie M. 2016. Microfacies analysis, depositional environment, and diagenesis of the Asmari–Jahrum reservoir in Gulkhari oil field, Zagros basin, SW Iran. Arabian Journal of Geosciences. 9(2): 113.
Moore C.H. 2013. Carbonate Reservoirs: Porosity Evolution and Diagenesis in a Sequence Stratigraphic Framework. Elsevier, Amsterdam, 370 p.
Moore C.H. and Wade W.J. 2013. Carbonate reservoirs: Porosity and diagenesis in a sequence stratigraphic framework. Newnes, vol 67, Second edition, 373 p..
Motiei H. 1994. Iran Geology- Zagros Stratigraphy. Geological Survey of Iran. 536 p.
Nabawy B.S. Rashed M.A. Mansour A.S. and Afify W.S. 2018. Petrophysical and microfacies analysis as a tool for reservoir rock typing and modeling: Rudeis Formation, off-shore October Oil Field, Sinai. Marine and Petroleum Geology. 97: 260-276.
Omidpour A. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Rahimpour-Bonab H. 2021. Application of stable isotopes, trace elements and spectral gamma-ray log in resolving high-frequency stratigraphic sequences of a mixed carbonate-siliciclastic reservoirs. Marine and Petroleum Geology. 104854.
Parvaneh Nejad Shirazi M.L. Yazdandoust L. and Moradi Z. 2014. Microfacies and sedimentary environment of the Asmari Formation in Dashtak Anticline (north-west of Kazerun). New Findings in Applied Geology. 8(16): 1-14.
Richardson R.K. 1924. The geology and oil measures of southwest Persia. Journal of Institute Petroleum Technology. 10: 256–283.
Rowlands G. Purkis S. and Bruckner A. 2014. Diversity in the geomorphology of shallow-water carbonate depositional systems in the Saudi Arabian Red Sea. Geomorphology. 222: 3-13.
Scholle P.A. and Ulmer-Scholle D.S. 2006. A guide to the petrography of carbonate rocks: grains, textures, porosity, diagenesis. AAPG Memoir. 77.
Shabafrooz R. Mahboubi A. Vaziri-Moghaddam H. Moussavi-Harami R. Ghabeishavi A. Al-Aasm I.S. 2015. Facies analysis and carbonate ramp evolution of Oligo-Miocene Asmari Formation in the Gachsaran and Bibi-Hakimeh oilfields and the nearby Mish Anticline, Zagros Basin, Iran. Journal of Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie-Abhandlungen. 276(1): 121-146.
Sibley D.F. and Gregg J.M. 1987. Classification of dolomite rock textures. Journal of Sedimentary Research. 57(6): 967-975.
Stocklin J. 1968. Structural history and tectonics of Iran: a review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 52: 1229-1285.
Tavakoli V. 2019. Carbonate Reservoir Heterogeneity: Overcoming the Challenges. Springer Nature 108 p.
Thomas A.N. 1948. The Asmari limestone of southwest Iran. In International Geological Congress, Report of the 18th Session, UK. 6: 35-44.
Tucker M. 2001. Carbonate Reservoirs: Porosity Evolution and Diagenesis in Sequence Stratigraphic Framework-By Clyde Moore, Published by Elsevier, Amsterdam, Developments in Sedimentology Volume 55, 2001, 444. Price US $79. Organic Geochemistry. 11(32): 1373.
Tucker, M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Oxford, Blackwell Scientific Publications, London, Engladn, 404 p.
Van Buchem F.S.P. Allan T.L. Laursen G.V. Lotfpour M. Moallemi A. Monibi M. Motiei H. Pickard N.A.H. Tahmasbi A.R. Vedrenne V. and Vincent B. 2010. Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposits in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh formations) SW Iran. Journal of Geological Society. 329: 219-263.
Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. Taheri A. and Motiei H. 2010. Oligocene-Miocene ramp system (Asmari Formation) in the NW of the Zagros basin, Iran: Microfacies, paleoenvironment and depositional sequence. Journal of Revista Mexicana de Ciencias Geológicas. 27(1): 56-71.
Warren, J.K., 2006. Evaporites: sediments, resources and hydrocarbons. Springer Science & Business Media, 1035 p.
Wierzbicki R. Dravis J.J. Al-Aasm I. and Harland N. 2006. Burial dolomitization and dissolution of Upper Jurassic Abenaki platform carbonates, deep Panuke reservoir, Nova Scotia, Canada. AAPG Bulletin. 90(11): 1843-1861.
Wilson J. 1975. Carbonate Facies in Geological History. Springer, Berlin. 471 p.
Wynd J.G. 1965. Biofacies of the Iranian oil consortium agreement area. IOOC report. 1082.
Zou C.N. Tao S.Z. Hui Z. Zhang X.X. He D.B. Zhou C.M. Lan W. Wang X.S. Li F.H. Zhu R.K. and Ping L. 2008. Genesis, classification, and evaluation method of diagenetic facies. Petroleum Exploration and Development. 35(5): 526-540.
 
 
 
 
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 37, Issue 3 - Serial Number 84
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 37, Issue 3 No. 84, َAutumn 2021
October 2021
Pages 1-34

Files

Share

How to cite

Statistics