A workflow to the identification of key sequence stratigraphic surfaces from GR log interpretation; Case studies of the Sarvak and Fahliyan formations in the Abadan Plain and Northwest of the Persian Gulf

Document Type : Research Paper

Authors

1 MSc in Stratigraphy and Paleontology, Department of Geosciences, Kish Petroleum Engineering, Tehran, Iran

2 MSc in Petroleum Exploration Engineering, Faculty of Mining Engineering, University of Tehran, Tehran, Iran

3 Ph.D. in Petroleum Geology, Tehran Energy Consultants (TEC), Tehran, Iran

Abstract

Abstract
Gamma Ray (GR) log is widely used to overcome the lack of continuous core samples and thin sections in many subsurface reservoirs, significantly reducing the uncertainty of presenting a robust sequence stratigraphic framework. The Lower Cretaceous Fahliyan Formation and Late Cretaceous Sarvak carbonates host important hydrocarbon accumulations in SW Iran and the Persian Gulf. This study addresses the application of Gamma Ray Dynamic Integrated Prediction Error Filter Analysis (GR D-INPEFA) and Normalized Cumulative Gamma Deviation Log (NCGDL) curves to discriminate and correlate sequences of the studied carbonates in two giant oil fields in the Abadan Plain and Northwestern Persian Gulf. In the first stage, depositional sequences were differentiated using the results from the core description and petrographic analysis. In this respect, four and three third-order depositional sequences were identified in the Sarvak and Fahliyan formations respectively. In the second stage, according to the turning points of the D-INPEFA and NCGDL curves, they were picked as positive or negative breaks in all studied wells. Based on calibrating the results from the analysis of D-INPEFA curve with the identified depositional sequences, positive changes (PB) occur at sequence boundaries (SB) and negative trend (NB) changes are associated with maximum flooding surface (MFS). The trend of changes in the NCGDL curve compared to the D-INPEFA curve is quite opposite. In other words, Positive Surfaces (PS) correspond to MFS and Negative Surfaces (NS) occur at SB. The results demonstrate that the proposed integrated method is feasible and effective to identify sequence stratigraphic key surfaces in similar carbonate and siliciclastic reservoirs of Iran.
Keywords: Sarvak, Fahliyan, Gamma Ray Log, Sequence Stratigraphy, Stratigraphic Key Surfaces
 
 
Introduction
The distribution of various components of the petroleum systems (source, reservoir and cap rocks), generally has a close relationship with the sequence stratigraphy pattern (Parvin et al. 2019; Makled et al. 2020). Data from various sources with different scales, such as microscopic thin sections study, cores interpretation, petrophysical log signature, and seismic sections, can be employed in sequence stratigraphic investigations (Van Buchem et al. 2011; Kadkhodaie and Rezaee 2017; Tavakoli 2017; Guo et al. 2021; Yong et al. 2021; Hassan et al. 2022). The identification of key sequence stratigraphic surfaces is typically done accurately by information and results provided by cores and microscopic thin sections study. Nevertheless, cores are only available in limited and sparse wells as a discontinuous nature due to the high cost, lengthy process, and limited cores preparation (Hassan et al. 2022).  Hence, it is crucial to identify a method that, in conjunction with the core data, can provide a precise and continuous comprehension of the sequence stratigraphic framework at the well scale.
Petrophysical well log data especially GR log has long been used in sequence stratigraphic interpretation (Catuneanu 2006; 2017). Due to its low impact from environmental factors, stability against diagenesis processes, and availability in the majority of drilled wells in a field, the GR log is effectively used in identifying sequences and interpreting key sequence stratigraphic surfaces (Moghaddasi et al. 2020; Falahatkhah et al. 2021). The possibility of a comprehensive understanding of the relationship between key sequence stratigraphic surfaces, and a numerical interpretation of the GR log in recent studies is highlighted (Falahatkhah et al. 2021). The curve of D-INPEFA and NCGDL are effective in identifying and matching key sequence stratigraphic surfaces (Behdad 2019; Mayhoub et al. 2019; De Jong et al. 2020; Moghaddasi et al. 2020; Khalili et al. 2021; Yong et al. 2021; Kassem et al. 2022).
In this study, the application of GR D-INPEFA and NCGDL curves to discriminate and correlate the sequence surfaces of the Sarvak and Fahliyan formations in two giant oil fields in the Abadan plain and Northwestern Persian Gulf was investigated. This study was conducted to reveal the response of GR D-INPEFA and NCGDL curves to key sequence stratigraphic surfaces including SB, MFS, and systems tracts.
 
Material & Methods
By integrating the results of core intervals description, thin sections study and GR well log data from the Sarvak and Fahliyan formations in two giant oil fields in the Abadan Plain and Northwestern Persian Gulf, it was possible to identify and present sequence stratigraphic framework. For sequence stratigraphic analysis in this study, we employed the van Wagoner model (Van Wagoner et al. 1990). In this model, a depositional sequence is discriminated by identifying two key surfaces including SB and MFS, as well as the transgressive system tract (TST) and high-stand system tract (HST). The integration of petrography analysis and core descriptions was employed to identify the main facies in the studied carbonate succession. Afterward, SB and MFS have been interpreted by integrating interpreted facies and main diagenesis features related to disconformity surfaces. Finally, the identified depositional sequences based on geological studies were compared to the discriminated turning point in cyclostratigraphy via INPEFA and NCGDL curves. Ultimately, the efficiency of this numerical method was determined based on correspondence and agreement of the results with the discriminating of the depositional sequences via geological interpretation.  
 
Discussion of Results & Conclusion
In the D-INPEFA curves, the upward trend is called the PB and the downward trend is called NB. The positive trend represents transgressive and the negative trend represents regressive. The positive changes in PB occur at SB and negative trend changes in NB show MSF. On the other hand, the trend of the NCGDL curve completely shows the opposite trend of the D-INPEFA curve. The turning points of the NCGDL curve, including PS and NS, correspond to some levels of maximum inundation and SBs, respectively.
The following findings were obtained after investigating the sequence stratigraphic framework of the Sarvak and Fahliyan formations in two giants of fields:
1- Four and three third-order sequences were identified in the Sarvak and Fahliyan formations respectively, based on facies interpretation and the pattern of shallowing and deepening facies trends. The disconformity surfaces which are recognized as an SB are discriminated by some evidence, including karstification and brecciation.
2- In general, GR log interpretation and calculating INPEFA and NCGDL curves show that PB and NS occur at SB, NB and PS show MFS. As a result, such picked breaks and surfaces are timelines that can be calibrated with facies changes and key sequence stratigraphic surfaces and correlation in the field scale.
3- The relationship between the turning points of the D-INPEFA and NCGDL curves with sequence stratigraphic surfaces is not absolute, and in some cases, this relationship can be ambiguous, inverse, or unrelated. In other words, to reduce the uncertainty in the presenting sequence stratigraphy correlation with these curves, the sequences should first be identified through the results of the direct data including core and thin section, and use these curves for correlation after presenting the sequence framework.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

یکی از مسائل مهم پیش رو در ارزیابی حوضۀ رسوبی و تحولات آن، شناسایی سکانس‎‍ها و ارائۀ الگوی توزیع آنها در مخازن هیدروکربنی است (Abbas et al. 2018; Huang et al. 2020; Falahatkhah et al. 2021; Guo et al. 2021; Khoshnoodkia et al. 2022.). عموماً، ارتباط مشخصی بین الگوی چینه‎‍نگاری سکانسی و توزیع اجزای مختلف یک سیستم هیدروکربنی شامل سنگ منشأ، سنگ مخزن و پوش‌سنگ وجود دارد (Parvin et al. 2019; Makled et al. 2020). چینه‎‍نگاری سکانسی یکی از شاخه‎‍های مهم چینه‎‍شناسی است که از الگوهای برانبارش و سطوح محدودکنندۀ کلیدی برای ایجاد چارچوبی استفاده می‌کند که در آن رخساره‎‍ها و محیط‏های رسوبی را می‌توان در نقشه‎‍های جغرافیای دیرینه تفسیر کرد (Catuneanu et al. 2017; Catuneanu and Zecchin 2020). در تعاریف اولیه (Mitchum 1977)، سکانس به‌صورت توالی‎‍ به هم مرتبط ازنظر ژنتیکی معرفی شد که در مرز بالا و پایین توسط ناپیوستگی[1] و یا پیوستگی‎‍های قابل انطباق[2] محدود می‎‍شود. با پیشرفت علوم و اهمیت بیشتر استفاده از داده‎‍های لرزه‎‍ای در تفسیر چینه‎‍شناسی، سکانس به‌صورت یک چرخه از تغییر در الگوی برانبارش تعریف شد که توسط رخداد سطوح کلیدی سکانسی در توالی سنگی مشخص می‌شود (Catuneanu et al. 2017). در مطالعات چینه‎‍نگاری سکانسی می‌توان از داده‎‍‎‍های با مقیاس مختلف، شامل مقاطع نازک میکروسکوپی، مغزه‎‍ها، نمودارهای پتروفیزیکی و نیمرخ‎‍های لرزه‎‍ای استفاده کرد (Van Buchem et al. 2011; Kadkhodaie and Rezaee 2017; Tavakoli 2017; Guo et al. 2021; Yong et al. 2021; Hassan et al. 2022). نکتۀ مهم درخور توجه در استفاده از اطلاعات گوناگون این است که با بیشترشدن داده‎‍ها، عدم قطعیت‎‍ها در شناسایی و تفسیر سکانس‎‍ها کاهش می‌یابد. داده‎‍های لرزه‎‍ای با پیوستگی جانبی بالا می‎‍تواند در ارتباط با روند برانبارش و الگوی چینه‎‍نگاری سکانسی استفاده شود. به‌صورت مرسوم، مغزه‎‍ها و مقاطع نازک میکروسکوپی اطلاعات دقیق و جامعی را در ارتباط با تفسیر محیط رسوبی، تحولات رخساره‎‍ای و الگوی چینه‎‍نگاری سکانسی فراهم می‎‍آورند ((Dix and Parras 2014; Guo et al. 2021. با وجود این، به‌دلیل هزینه، زمان و محدودیت تهیۀ مغزه‎‍ها، آنها در چاه‎‍های محدود و به‌صورت ناپیوسته در دسترس‌اند (Hassan et al. 2022)؛ بنابراین، یافتن رویکردی ضروری است که در کنار اطلاعات مغزه، بتواند به‌صورت دقیق و پیوسته در مقیاس چاه، درک چارچوب چینه‎‍نگاری سکانسی را فراهم آورد. استفاده از نمودارهای پتروفیزیکی در مطالعات چینه‎‍نگاری سکانسی، پیشینۀ گسترده‎‍ای دارد (Aitken and Howell 1996; Catuneanu 2006; 2017; Catuneanu and Zecchin 2013). در شناسایی سکانس‎‍ها و تفسیر سطوح کلیدی سکانسی، نمودار گاما با توجه به تأثیر اندک از عوامل محیطی، پایداری در برابر فرآیندهای دیاژنزی و نیز فراهم‌بودن در بیشتر چاه‎‍های حفاری‌شده در یک میدان، به‌صورت کارآمد استفاده می‎‍شود (Melo et al. 2021; Falahatkhah et al. 2021). در مطالعات جدید‎‍تر عموماً با استفاده از تفسیر ریاضیاتی نمودار گاما و محاسبۀ نمودارهای حاصل از آنالیز آن، امکان درک بهتر و استخراج اطلاعات بیشتر فراهم می‌شود (Falahatkhah et al. 2021). منحنی‎‍های آنالیز تلفیقی فیلتر پیش‌بینی خطای دینامیکی گاما[3] (Burki and Abu-Khadra 2019; Behdad 2019; Shoghi et al. 2020; Mayhoub et al. 2019; De Jong et al. 2020; Moghaddasi et al. 2020; Khalili et al. 2021; Yong et al. 2021; Kassem et a1. 2022) و نرمال‌شدۀ تجمعی انحراف گاما[4] (Tavakoli 2017)، دو نمودار کارآمد در شناسایی و انطباق سطوح کلیدی سکانسی در مطالعات جامع مخزنی‌‌اند. عموماً از روند این منحنی‎‍ها و نقاط عطف آنها برای تفسیر سکانس‎‍ها استفاده می‎‍شود (Tavakoli 2017; Khalili et al. 2021). اهمیت انجام مطالعات چینه‎‍نگاری سکانسی با نمودار گاما در این است که به ارائۀ الگوی سکانسی در تمام چاه‎‍های حفاری‌شده در یک میدان هیدروکربنی منجر می‎‍شود. در این تحقیق، به‌منظور بررسی کارایی این روش‎‍ها در شناسایی و انطباق سطوح کلیدی سکانسی، دو مخزن کربناتۀ مهم سروک و فهلیان در دو میدان هیدروکربنی بزرگ شمال غرب خلیج‌فارس و ناحیۀ دشت آبادان انتخاب و چارچوب چینه‎‍شناسی سکانسی ارائه شده است. هدف اصلی این مطالعه، ارائۀ یک الگوی کارآمد در ارتباط با اهمیت نمودار گاما در مطالعات چینه‎‍نگاری سکانسی، با استفاده از منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL است. علاوه بر این، ارتباط این روش‎‍ها و مقایسۀ نتایج با سکانس‎‍های شناسایی‌شده توسط اطلاعات مغزه و پتروگرافی مقاطع نازک، از اهداف مهم دیگر این تحقیق است.

 

زمین‎‍شناسی ناحیه‎‍ای و چینه‎‍شناسی

حوضۀ زاگرس و خلیج‌فارس، ازنظر تولید هیدروکربن دنیا اهمیت زیادی دارند (Sharland et al. 2001; Abdollahie Fard et al. 2006; Bordenave et al. 2010; Atashbari et al. 2018; Baniasad et al. 2021). سازندهای سروک و فهلیان به‌عنوان دو مخزن مهم نفتی ایران، در مطالعات کلیدی مختلفی از دیدگاه چینه‎‍نگاری سکانسی، بررسی شده‎‍اند (Taghavi et al. 2006; Razin et al. 2010; Sharp et al. 2010; Jammalian and Adabi 2015; Asaadi et al. 2016, 2018, 2022; Kadkhodaie et al. 2017; Mohseni and Javanmard 2020; Esrafili‑Dizaji et al. 2020; Hosseini et al. 2021; Mehrabi and Bagherpour 2022). در این تحقیق، سازندهای سروک و فهلیان، دو میدان هیدروکربنی مهم در ناحیۀ دشت آبادان و شمال غربی خلیج‌فارس، بررسی شده‌اند. در این بخش به‌صورت خلاصه در ارتباط با ویژگی‎‍های تکتونیکی و چینه‎‍شناسی ناحیه‎‍ای، به‌اختصار به میدان‌های بررسی‌شده اشاره می‎‍شود.

فروافتادگی دزفول و دشت آبادان، دو ناحیۀ هیدروکربنی مهم حوضۀ زاگرس‌اند که عمدۀ میدان‌های نفتی ایران را شامل می‌شوند (Abdollahie Fard et al. 2018). ناحیۀ دشت آبادان یکی از زیرحوضه‎‍های مهم هیدروکربنی جنوب غرب ایران از جنبۀ اکتشاف و تولید نفت است که ازنظر تکتونیکی-رسوبی به‌دلیل ارتباط ساختاری –زمین‎‍شناسی، شباهت زیادی با حوضۀ بین‌النهرین[5] عراق دارد (Abdollahie Fard et al. 2006). ساختمان‎‍های هیدروکربنی این ناحیه شیب ملایم و طول موج زیاد دارند و روند‎‍های میدان‌ها به‌صورت شمالی-جنوبی، شمال شرقی-جنوب شرقی و شمال غربی-جنوب غربی است که متفاوت از روند میدان‌ها در زیرحوضۀ فروافتادگی دزفول با روند‎‍های عمدتاً شمال غربی-جنوب شرقی است (Abdollahie Fard et al. 2006; Atashbari et al. 2018). در ناحیۀ دشت آبادان، توالی‎‍های کرتاسه شامل سازند‎‍های سروک، فهلیان، ایلام، کژدمی و گدوان ازنظر هیدروکربنی حائز اهمیت‌اند (Assadi et al. 2016, 2018). سازند سروک، مهم‌ترین مخزن ناحیه است که بیشترین تولید نفت از آن صورت می‎‍گیرد. میدان بررسی‌شدۀ (A)، در بخش شمال غربی ناحیۀ دشت آبادان قرار دارد. در این میدان نقشۀ پنج چاه کلیدی با بیشترین میزان مغزه مشخص شده است (شکل 1-a). ستون سنگ‌شناسی سازندهای کژدمی تا ایلام همراه با ویژگی‎‍های سنگ چینه‎‍ای مشخص شده است. سازند سروک در میدان بررسی‌شده حدود 700 متر ضخامت دارد. سنگ‌شناسی آن عموماً از سنگ آهک و سنگ آهک آرژیلیتی تشکیل شده است (شکل 1-b). در میدان‌های ناحیۀ دشت آبادان، سازند سروک براساس موقعیت ناپیوستگی‎‍ها، به‌صورت غیررسمی به‌سمت بخش بالایی، میانی و پایینی تقسیم می‌شود (Assadi et al. 2016, 2018, 2022). بخش بالایی سازند سروک که در قاعده توسط ناپیوستگی سنومانین میانی و در رأس توسط ناپیوستگی تورونین میانی محدود می‌شود، با توسعۀ رخساره‎‍های رودیست‌دار، مخزن اصلی بیشتر میدان‌های ناحیۀ دشت آبادان را تشکیل می‌دهد (شکل 1-c).

 

 

شکل 1- a) موقعیت میدان بررسی‌شدۀ (A) در ناحیۀ دشت آبادان مشخص شده است. در این میدان موقعیت سه چاه کلیدی مطالعه‌شده نشان داده شده است؛ b) ستون چینه‎‍شناسی و ویژگی‎‍های سنگ‎‍شناسی سازندهای کژدمی، سروک، لافان و ایلام در چاه کلیدی A2 مشخص‌ شده است که نشان می‌دهد ضخامت سازند سروک حدود 700 متر است؛ c) ستون چینه‌شناسی سازند سروک و تغییرات نمودار گاما همراه با موقعیت سطوح ناپیوستگی در چاه کلیدی A2 با بیشترین میزان مغزه مشخص شده است.

Fig 1- a) The location of the studied field (A) in the Abadan plain is highlighted. In this field, the location of three key wells is shown. b) The stratigraphic column and lithological characteristics of Kazhdumi, Sarvak, Laffan and Ilam formations in key well A2 indicate that the thickness of Sarvak formation is about 700 meters. c) The stratigraphic column of the Sarvak formation and the variation of the gamma ray log along with the position of the discontinuity surfaces in the key well A2 with the highest amount of cores interval have been determined.

 

 

خلیج‌فارس بخشی از ناحیۀ تتیس محسوب می‌شود که رویدادهای تکتونیکی مهمی را شامل باز و بسته‌ شدن تتیس اولیه، تتیس قدیمه و تتیس جدید تجربه کرده است (Berra and Angiolini 2014). این ناحیه، از مهم‌ترین حوضه‎‍های هیدروکربنی دنیا (Sharland et al. 2001) است که توسط خطواره‎‍های عمده، به فروافتادگی[6] و بلندی‎‍هایی[7] تقسیم شده است. بلندای ساختاری قطر-فارس با روند شمال شرق-جنوب غرب از زمان پرکامبرین، خلیج‌فارس را به دو بخش شمال غربی و جنوب شرقی تقسیم کرده است (Orang et al. 2018, 2020). در بخش غربی (نواحی واقع در غرب بلندای قطر-فارس)، گسل‎‍های عمیق پی‎‍سنگی، عامل مهم در شکل‎‍گیری ساختمان‎‍ها و هندسۀ پلاتفرم‎‍های کربناته محسوب می‎‍شوند. در این نواحی، دو بلندای ساختاری مهم هندیجان-بهرگانسر[8] و خارک-میش[9]، سبب تفکیک بلندی‎‍ها و فروافتادگی‎‍ها شده است (Orang et al. 2018). میدان بررسی‌شدۀ (B) در این تحقیق، در بخش شمال غربی خلیج‌فارس و بر بلندای خارک-میش واقع است (شکل 2-a). ساختمان میدان یک تاقیس کشیده با شیب، به‌سمت شمال-شمال غرب است و در شکل‎‍گیری آن گسل‎‍های پی‎‍سنگی قدیمی و کوهزایی زاگرس نقش داشته‎‍اند (Chehrazi et al. 2011, 2013). تولید عمدۀ این میدان از توالی‎‍های کربناتۀ فهلیان با سن کرتاسۀ پیشین (نئوکومین) و بخش منیفای سازند هیث صورت می‎‍گیرد. ناپیوستگی تیتونین بالایی در رأس سازند‎‍های تبخیری هیث و گوتنیا،  یک ناپیوستگی ناحیه‎‍ای و جداکنندۀ مرز سکانس‎‍های بزرگ‌مقیاس رسوبی-تکتونیکی AP8-AP7 محسوب می‎‍شود (Sharland et al. 2001). در میدان بررسی‌شده، این ناپیوستگی در مرز کربنات‎‍های سازند فهلیان با کربنات‎‍های بخش منیفا مشاهده می‎‍شود (شکل 2-b). سازند فهلیان در میدان B به سه بخش غیررسمی یامامای میانی، یامامای بالایی و خامی براساس ویژگی‎‍های سنگ‎‍شناسی، ماهیت مخزنی و شواهد نمودارهای پتروفیزیکی تقسیم می‌شود (Bohler and Gustin 2000). ستون‌شناسی سازند فهلیان در چاه کلیدی B همراه با نمودار پتروفیزیکی گاما نشان داده شده است (شکل 2-c). سازند فهلیان حدود 350 متر ضخامت دارد و سنگ‎‍شناسی عمدۀ آن سنگ آهک و به‌صورت پراکنده سنگ آهک آرژیلیتی است. با توجه به اهداف مطالعه که بررسی سکانس‎‍های توالی‌های کربناتۀ فهلیان و سروک در دو میدان انتخابی در ناحیۀ دشت آبادان و بخش شمال غربی خلیج‌فارس (A و B) است، ضرورت دارد که چارچوب سکانسی این توالی‌ها براساس مطالعات ناحیه‎‍ای پیشین مشخص شود.

 براساس مطالعات ناحیه‎‍ای (Van-Buchem et al. 2006)، چارچوب چینه‎‍نگاری سکانسی توالی کرتاسۀ زاگرس و برخی از برش‌ها در بخش شمال غربی خلیج‌فارس مشخص شده است (شکل 3). این الگوی سکانسی با توجه به اطلاعات استفاده‌شده در 375 هزار کیلومتر مربع، 61 چاه کلیدی، 24 رخنمون و حجم گسترده‌ای از داده‎‍ها جامعیت زیادی دارد. براساس مطالعات ناحیه‎‍ای سکانسی، سازند سروک در برش‎‍های کامل (سن آلبین پسین-تورونین پیشین) به چهار سکانس ردۀ سوم تقسیم می‌شود. سازند فهلیان بر مبنای این الگوی سکانسی به سه سکانس ردۀ سوم تقسیم می‌شود.  

 

 

شکل 2- موقعیت میدان بررسی‌شدۀ (B) در بخش شمال غربی خلیج‌فارس مشخص شده است. در این میدان موقعیت سه چاه کلیدی مطالعه‌شده نشان داده شده است؛ b) ستون چینه‎‍شناسی و ویژگی‎‍های سنگ‎‍شناسی سازندهای سورمه، هیث، فهلیان و گدوان در چاه کلیدی B2 همراه با موقعیت ناپیوستگی مرز ژوراسیک-کرتاسه مشخص شده است؛ c) ستون چینه‌شناسی سازند فهلیان و تغییرات نمودار گاما همراه با بخش‎‍های غیررسمی (یامامای میانی، یامامای بالایی و خامی) در چاه کلیدی B2 نشان داده شده است.

Fig 2- The location of the investigated field (B) has been marked in the northwestern part of the Persian Gulf. In this field, the position of three key wells is shown. b) The stratigraphic column and lithological characteristics of the Surmeh, Hith, Fahliyan and Gadvan formations in key well B2 along with the position of the Jurassic-Cretaceous boundary discontinuity have been determined. c) The stratigraphic column of Fahliyan Formation and the changes of the gamma ray well log in association with informal member of the Fahliyan Formation (Middle Yamama, Upper Yamama and Khami) in key well B2 are shown.

 

شکل 3- الگوی چینه‎‍شناسی سکانسی کرتاسۀ حوضۀ زاگرس، همراه با تغییرات جهانی سطح آب دریا مشخص شده است (Van-Buchem et al. 2006). سکانس‌ها در مقیاس ردۀ سوم مشخص و با سکانس‎‍های ناحیه‎‍ای صفحۀ عربی (Sharland et al. 2001) مقایسه شده است.

Fig 3- The Cretaceous sequence stratigraphic pattern of the Zagros basin has been presented along with global sea level changes (Van-Buchem et al. 2006). The sequences in the third order scale have been determined and compared with regional sequences of the Arabian Plate (Sharland et al. 2001).

 

 

داده‎‍ها و رویکرد مطالعه

در این مطالعه به‌منظور ارزیابی کارایی استفاده از نمودار گاما در مطالعات چینه‎‍نگاری سکانسی، دو مخزن کربناتۀ مهم سروک و فهلیان در دو میدان هیدروکربنی بزرگ در ناحیۀ دشت آبادان و بخش شمال غربی خلیج‌فارس انتخاب شده است. اطلاعات در دسترس از دو میدان بررسی‌شده در جدول 1 نشان داده شده است. همان‌گونه که مشاهده می‌شود، از هرکدام از میدان‌های A و B به ترتیب سه چاه کلیدی با بیشترین اطلاعات مغزه، مقاطع نازک میکروسکوپی و نمودارهای پتروفیزیکی استفاده شده است. در این تحقیق، از یک رویکرد سیستماتیک و سه‌مرحله‌ای استفاده شده است. در طی مرحلۀ اول، ابتدا سکانس‎‍ها با استفاده از تلفیق اطلاعات مغزه و پتروگرافی مقاطع نازک و توصیف مغزه‎‍ها شناسایی و توصیف شده است. مطالعات رخساره‎‍ای، چارچوب شناسایی سکانس‎‍ها را براساس اطلاعات مغزه تشکیل می‌دهد. پس از تکمیل مطالعات رخساره‎‍ای، زیرمحیط‎‍های رسوبی و روند کم‌عمق و عمیق‌شدگی رخساره‎‍ها مشخص می‌شود. علاوه بر این شناسایی سطوح کلیدی ناپیوستگی و پیوستگی‌های قابل انطباق، امکان شناسایی سطوح کلیدی سکانسی را فراهم می‌آورد. به‌منظور شناسایی سکانس‎‍ها و ارائۀ چارچوب چینه‎‍نگاری سکانسی سازندهای سروک و فهلیان، از مدل واگنر و وایل (Van Wagoner et al. 1990; Vail 1991) استفاده شده است. براساس این مدل، یک سکانس با شناسایی دو سطح کلیدی سکانسی[10] و حداکثر غرقابی[11] مشخص و با دو سیستم تراکت پیش‌رونده[12] و تراز بالا[13] معرفی شده است. در مرحلۀ دوم، از دو منحنی D-INPEFA و NCGDL استفاده شده است که ازطریق منحنی گاما محاسبه شده‌اند. براساس نقاط عطف این منحنی‎‍ها و بررسی ارتباط آنها با سطوح کلیدی سکانسی مشخص‌شده بر مغزه‎‍ها، تفسیر سکانس‎‍ها در چاه‎‍های مختلف تعیین و انطباق داده شده است. در مرحلۀ نهایی، مقایسه‎‍ای بین کارایی دو روش محاسباتی منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL صورت گرفته و مزیت‎‍ها و محدودیت‎‍های آنها در مطالعات جامع چینه‎‍نگاری سکانسی با استفاده از نمودار گاما تفسیر شده است.

 

جدول 1- خلاصه‌ای از اطلاعات استفاده‌شده در دو میدان هیدروکربنی A و B به ترتیب از سازندهای سروک و فهلیان نشان داده شده است.

Table 1- A summary of the data used in the two hydrocarbon fields A and B from the Sarvak and Fahliyan formations, respectively is shown.

نام میدان

نام سازند

نام چاه

مغزه (متر)

مقاطع نازک مغزه

مقاطع نازک خرده‌های حفاری

نمودارهای پتروفیزیکی

A

سروک

A1

70

83

-

موجود

A2

262

767

250

موجود

A3

71

228

-

موجود

مجموع داده‎‍ها

403

1078

250

3 چاه

B

فهلیان

B1

70

205

-

موجود

B2

178

189

180

موجود

B3

251

211

-

موجود

مجموع داده‎‍ها

499

605

180

3 چاه

 

 

نتایج

رخساره‎‍ها و محیط رسوبی

شناسایی رخساره‎‍ها و تفسیر محیط رسوبی، از مهم‌ترین بخش‎‍های مطالعات زمین‎‍شناسی از دیدگاه تفسیر مخزنی است که نتایج آن در تفکیک سکانس‎‍ها اهمیت زیادی دارد (Ahr 2008). عموماً براساس تفسیر مغزه‎‍ها و پتروگرافی مقاطع نازک، فراوانی اجزای اسکلتی و غیراسکلتی، بافت، ساخت رسوبی، انرژی محیط و مقایسه با رخساره‌های استاندارد (Flügel 2010)، رخساره‎‍ها و مجموعه‎‍های رخساره‎‍ای تفکیک می‎‍شود. براساس رخساره‌های تفکیک‌شده، روند عمیق و کم‌عمق‌شدگی رخساره‎‍ها مشخص می‌شود. در سازندهای کربناتۀ بررسی‌شده (سازند سروک و فهلیان)، براساس تلفیق نتایج پتروگرافی مقاطع نازک و توصیف مغزه‎‍ها، رخساره‎‍های رسوبی شناسایی شده‌اند. در معرفی این رخساره‎‍ها، همۀ ویژگی‎‍های شناسایی‌شدنی بر مغزه‎‍ها و مقاطع نازک در نظر گرفته شده است و می‌توان آنها را رخساره‎‍های رسوبی تلفیقی نام‌گذاری کرد. بر این اساس 8 رخسارۀ تلفیقی در هرکدام از سازندهای سروک و فهلیان در میدان‌های بررسی‌شده به ترتیب شناسایی شده است (شکل 4 و 5). توصیف این رخساره‎‍ها از جنبۀ سنگ‎‍شناسی، اندازۀ دانه‎‍ها، جورشدگی، اجزای تشکیل‌دهنده، انرژی محیط و زیرمحیط‎‍ رسوبی مرتبط در جداول 2 و 3 ارائه شده است. با توجه به تمرکز مطالعه بر استفاده از نمودار گاما در تفکیک سکانس‎‍ها، از شرح رخساره و تفسیر آنها به‌صورت دقیق صرف‌نظر شده است. برای کسب اطلاعات دقیق‎‍تر از تفسیر رخساره‎‍ای سازندهای سروک و فهلیان در میدان‌های بررسی‌شده، به مقالات مرتبط (Assadi et al. 2016, 2018; Asaadi et al. 2022) مراجعه شود. ازنظر هندسۀ پلاتفرم، سازند فهلیان در میدان بررسی‌شده براساس عدم توسعۀ رخساره‎‍های ریف‎‍ساز با ایجاد یک لبه و سد پیوسته در حاشیۀ پلاتفرم، وجودنداشتن رخساره‎‍های دوباره رسوب‎‍گذاری شده توسط طوفان[14] و فراوانی زیاد رخساره‎‍های گرینستونی در یک پلاتفرم رمپ کربناته نهشته شده است. برای سازند سروک در میدان مطالعه‌شده، دو مدل رسوبی برای نهشت بخش‎‍های مختلف سازند سروک معرفی شده است. بخش زیرین و میانی سازند سروک (توالی زیر ناپیوستگی سنومانین میانی تا رأس سازند کژدمی)، توسط تغییرات ملایم رخساره‎‍ای و نبود زون‎‍های رودیستی مشخص می‎‍شود و در یک پلاتفرم رمپ کربناته تفسیر شده است. در مقابل، بخش بالایی سازند سروک (توالی بین ناپیوستگی سنومانین میانی تا ناپیوستگی تورونین میانی)، توسط تغییرات عمدۀ رخساره‎‍ای و تغییرات ضخامت زون‎‍های رودیستی در چاه‎‍های بررسی‌شده، مشخص می‎‍شود و در یک پلاتفرم شلف لبه‎‍دار نهشته شده است. تفسیر هندسۀ پلاتفرم در سازند سروک با نتایج مطالعات گذشته در بخش‎‍های مختلف صفحۀ عربی و زاگرس، انطباق و هماهنگی دارد (Taghavi et al. 2006; Razin et al. 2010; Van Buchem et al. 2011; Mahdi et al. 2013; Mahdi and Aqrawi 2014; Vincent et al. 2015).

 

جدول 1- توصیف 8 رخسارۀ رسوبی شناسایی‌شده در سازند سروک در میدان A واقع در ناحیۀ دشت آبادان

Table 2- Description of 8 identified sedimentary facies in the Sarvak formation in field A positioned in the Abadan Plain province

رخساره

سنگ‌شناسی

اندازۀ دانه‎‍ها

جورشدگی

اجزای

انرژی محیط

محیط رسوبی

اسکلتی

غیراسکلتی

1- مادستون-وکستون با فرامینیفرهای پلانکتیک

آهک-آهک آرژیلیتی

کلسی لوتایت

متوسط

فرامینیفرهای پلانکتونیک (هدبرژلا، اﻟﻴﮕﻮﺳﺘﺠﻴﻨﻴﺪ)، اسپیکول اسفنج

-

کم

دریای باز عمیق

2-مادستون-وکستون دارای فرامینفرهای بنتیک-پلاتکتونیک

آهک

کلسی لوتایت

متوسط

فرامینیفرهای پلانکتونیک (اﻟﻴﮕﻮﺳﺘﺠﻴﻨﻴﺪ) و بنتیک (روتالیا، دایسیکلینا، نزازاتا)، خرده‌های اکینودرم

پلوئید

کم

دریای باز کم‌عمق

3- رودستون-فلوتستون رودیستی

آهک

کلسی رودایت

ضعیف

خرده‌های رودیست، دوکفه‌ای، بریوزوئرها، دوکفه‎‍ای

پلوئید، اینتراکلست

متوسط

شیب (واریزۀ رودیستی)

4- باندستون رودیستی

آهک

کلسی رودایت

ضعیف

رودیست، خرده‎‍های رودیستی، مرجان

-

زیاد

بایوستروم رودیستی

5- گرینستون رودیست‎‍دار

آهک

کالک آرنایت

خوب

خرده‎‍های رودیستی، فرامینیفرهای بنتیک (آلوئولین، نزازاتا، کریزالیدین)، جلبک سبز، دوکفه‌ای

پلوئید

زیاد

شول

6- پکستون-گرینستون اربیتولین‎‍دار

آهک

کالک آرنایت

متوسط

فرامینیفرهای بنتیک (آلوئولین‌ها، اوربیتولین، دیکتیوکنوس،کریزالیدین، میلیولید، گاستروپود)

پلوئید

متوسط-زیاد

لاگون/شول رو به خشکی

7- وکستون-پکستون دارای فرامینفیرهای بنتیک

آهک-آهک دولومیتی

کالک آرنایت

متوسط

فرامینیفرهای بنتیک، مرجان، جلبک سبز، دوکفه‌ای

پلوئید

متوسط

لاگون

8- مادستون

آهک- آهک دولومیتی

کلسی لوتایت

ضعیف

میلیولید

-

کم

پهنۀ جزومدی

 

 

 

جدول 3- توصیف 8 رخسارۀ رسوبی شناسایی‌شده در سازند فهلیان در میدان B واقع در بخش شمال غربی خلیج‌فارس

Table 3- Description of 8 identified sedimentary facies in the Fahliyan formation in field B positioned in the northwestern Persian Gulf

رخساره

سنگ‌شناسی

اندازۀ دانه‎‍ها

جورشدگی

اجزای

انرژی محیط

محیط رسوبی

اسکلتی

غیراسکلتی

1- مادستون-وکستون دارای اسپیکول اسفنج

آهک

کلسی لوتایت

متوسط

اسپیکول اسفنج، خرده‎‍های اکینودرم

-

کم

دریای باز کم‌عمق

2-رودستون-فلوتستون جلبکی

آهک

کلسی رودایت

ضعیف

جلبک لیتوکودیم، مرجان، بریوزوئرها، فرامینیفرهای بنتیک

پلوئید

زیاد

ریف‎‍های پراکنده

3- گرینستون آنکوئیدی

آهک

کلسی رودایت

ضعیف

جلبک لیتوکودیم

آنکوئید

زیاد

شول

4- گرینستون بایوکلاستی-اینتراکلستی

آهک

کلسی رودایت

متوسط

بایوکلاست‌های مختلف

اینتراکلست

زیاد

شول

5- گرینستون پلوئیدی-بایوکلاستی

آهک

کالک آرنایت

خوب

جلبک لیتوکودیم، فرامینفرهای بنتیک، خرده‌های دوکفه‌ای

پلوئید، اووئید

زیاد

شول

6- وکستون-پکستون فرامینیفردار

آهک

کالک آرنایت

متوسط

فرامینیفرهای بنتیک (ترولوکولینا، کریزالیدینا، سودوسیکلامینا لیتئوس)، جلبک لیتوکودیم‎‍دار

پلوئید

زیاد

لاگون

7- مادستون فسیل‎‍دار

آهک-آهک دولومیتی

کلسی لوتایت

متوسط

فرامینیفرهای بنتیک (میلیولید)، اسپیکول اسفنج

-

متوسط

لاگون

8- پکستون-گرینستون پلوئیدی

آهک-آهک دولومیتی

کالک آرنایت

خوب

-

پلوئید

متوسط-زیاد

پهنۀ جزرومدی

 

 

 

 

 

شکل 4- تصاویر مقاطع نازک و مغزه از 8 رخسارۀ رسوبی شناسایی‌شده در سازند سروک در میدان A نشان داده شده است (تمام تصاویر مقاطع نازک در نور PPL تهیه شده است). برای توضیحات بیشتر در ارتباط با این رخساره‎‍ها به جدول 2 مراجعه شود.

Fig 4- Thin section and core photomicrographs from 8 sedimentary facies identified in the Sarvak Formation in field A is shown (all images of thin sections were prepared in PPL light). For more explanations regarding these facies, refer to Table 2.

شکل 5- تصاویر مقاطع نازک و مغزه از 8 رخسارۀ رسوبی شناسایی‌شده در سازند فهلیان در میدان B نشان داده شده است (تمام تصاویر مقاطع نازک در نور PPL تهیه شده است). برای توضیحات بیشتر در ارتباط با این رخساره‎‍ها به جدول 3 مراجعه شود.

Fig 5- Thin section and core photomicrographs from 8 sedimentary facies identified in the Fahliyan Formation in field B is shown (all thin sections photomicrographs were prepared in PPL light). For more explanations regarding these facies, refer to Table 3.

 

 

چینه‎‍نگاری سکانسی در چاه‎‍های کلیدی

به‌منظور شناسایی سکانس‎‍های سازند فهلیان و سروک در میدان‌های بررسی‌شده، از نتایج مطالعات رخساره‎‍ای و تفسیر دیاژنزی استفاده شده است. در بخش زیر، سکانس‎‍های ردۀ سوم سازندهای سروک و فهلیان معرفی و توصیف شده است. براساس نتایج مطالعات رخساره‎‍ای، موقعیت سطوح ناپیوستگی و با انطباق سکانس‎‍ها با الگوهای ناحیه‎‍ای در سازند سروک، 4 سکانس ردۀ سوم و در سازند فهلیان، سه سکانس ردۀ سوم شناسایی شده است. سکانس‎‍ها به‌صورت DSS[15] و [16]DSF نام‌گذاری شده‌اند.

سکانس‎‍های سازند سروک

سازند سروک در میدان بررسی‌شده در ناحیۀ دشت آبادان حدود 700 متر ضخامت دارد و براساس نتایج مطالعات زیست چینه‎‍نگاری به چهار سکانس ردۀ سوم، منطبق بر سکانس‎‍های ناحیه‎‍ای صفحۀ عربی مشخص می‎‍شود (Assadi et al. 2016, 2018, 2022). شناسایی سکانس‎‍ها در چاه کلیدی A2 با بیشترین اطلاعات همراه با ارائۀ شواهد پتروگرافی از سطوح کلیدی سکانسی در شکل 6 نشان داده شده است. در زیر، سکانس‌های سازند سروک به‌صورت خلاصه توصیف شده است.

سکانس1 (DSS-1): مرز سکانسی قاعده در درون سازند کژدمی قرار دارد و مرز سکانسی بالایی آن محدود به ناپیوستگی سنومانین آغازین در رأس کربنات‎‍های معادل با سازند مادود است (Assadi et al. 2016). سطح حداکثر غرقابی منطبق بر عمیق‎‍ترین رخساره در قاعدۀ سازند سروک (MFS-1) و رخسارۀ الیگوستژین است که به‌عنوان لایه‎‍های گذر سازند سروک-کژدمی در نظر گرفته می‌شود (شکل 7-a-b). شواهد مرز سکانسی بالایی توسط شواهد برشی‌شدن شناسایی می‌شود (SB-1) و معادل با ناپیوستگی رأس سازند مادود است (شکل 7-c). در برخی از موارد این سطح حداکثر غرقابی در بخش بالایی سازند کژدمی نیز قرار می‎‍گیرد (Van-Buchem et al. 2006). این سطح می‎‍تواند منطبق بر K110 (Sharland et al. 2001) در دیگر بخش‎‍های صفحۀ عربی باشد. روند این سکانس رسوبی به‌سمت بالا کم‌عمق‌شونده است و در رأس به ناپیوستگی محدود می‌شود. سن این سکانس سنومانین پیشین در نظر گرفته می‌شود.

سکانس 2 (DSS-2): سیستم تراکت پیش‎‍روندۀ این سکانس، رسوبات عمیق حوضه‎‍ای است که با اجزای فسیلی الیگوستژین و هدبرژلا مشخص می‎‍شوند. این توالی ازنظر چینه‎‍شناسی بخش شیلی احمدی را شامل می‌شود (Assadi et al. 2016, 2018). سطح حداکثر غرقابی این سکانس (MFS-2) توسط حداکثر عمیق‌شدگی رخساره‎‍ها و میزان بالای نمودار گاما مشخص می‎‍شود (شکل 7-d-e). این سطح می‎‍تواند معادل با K120 (Sharland et al. 2001) در دیگر بخش‎‍های صفحۀ عربی باشد. مرز سکانسی بالایی و محدودکنندۀ این سکانس احتمالاً منطبق بر ناپیوستگی سنومانین میانی (SB-2) است که توسط شواهد برشی‌شدن بر مغزه‎‍ها شناسایی می‌شود (شکل 7-f-g). این سکانس نیز به‌سمت بالا، روند کم‌عمق‌شدگی را نشان می‌دهد.

سکانس 3 (DSS-3): این سکانس با سن سنومانین پسین، عموماً بخش مخزنی سازند سروک را در بر می‎‍گیرد. مرز زیرین این سکانس ناپیوستگی سنومانین میانی و مرز بالایی به ناپیوستگی سنومانین-تورونین ختم می‎‍شود (Assadi et al. 2016, 2018). سطح غرقابی این سکانس (MFS-3) توسط رخساره‎‍های دریای باز کم‌عمق و میزان بالای نمودار گاما مشخص می‎‍شود (شکل 7-h). ناپیوستگی مرز سنومانین-تورونین (SB-3) توسط شواهدی از قبیل برشی‌شدن، تشکیل خاک قدیمه و سیمان‎‍های متئوریک گسترده شناسایی می‎‍شود (شکل 7-i-j-k-l). این ناپیوستگی در ناحیۀ دشت آبادان به‌دلیل تأثیر عمدۀ گسل‎‍های پی‎‍سنگی و تکتونیک نمک، گسترش چشمگیری دارد و یک لایۀ کلیدی در چینه‎‍شناسی سازند سروک در نظر گرفته می‎‍شود(Assadi et al. 2016, 2018) در این سکانس دو زون‎‍ واریزۀ رودیستی[17] با ضخامت حدود 80 متر مشاهده می‎‍شود که به‌دلیل تخلخل-تراوایی بالا، زون‎‍های مستعد مخزنی سازند سروک را تشکیل می‎‍دهد. به عبارت دیگر، رخساره‎‍های مستعد مخزنی سازند سروک در تمام میدان‌های ناحیۀ دشت آبادان در سکانس 3 سازند سروک گسترش دارد. این سکانس روند به‌سمت بالا کم‌عمق‏شونده دارد و آن سنومانین پسین است. این سکانس ردۀ سوم می‎‍تواند معادل با سازند میشریف در حوضۀ بین‎‍النهرین عراق باشد.

سکانس 4 (DSS-4): این سکانس با ضخامت حدود 25 متر کمترین ضخامت را در بین سکانس‎‍های سازند سروک دارد. مرز زیرین محدودکنندۀ این سکانس به ناپیوستگی مرز سنومانین-تورونین (SB-3) و مرز بالایی توسط ناپیوستگی ناحیه‌ای تورونین میانی (SB-4) مشخص می‎‍شود. سطح غرقابی این سکانس (MFS-4) توسط رخساره‎‍های دریای باز کم‌عمق مشخص می‎‍شود (شکل 7-m). ناپیوستگی تورونین میانی یک سطح کلیدی ناحیه‎‍ای است و در مطالعات پتروگرافی و توصیف مغزه‎‍ها، توسط شواهدی از قبیل تشکیل نودول‎‍های آهن و منگنز، اکسید آهن و خاک قدیمه شناسایی می‎‍شود (شکل 7-n-o-p-q). سکانس تورونین یک سکانس محلی و در برخی از میدان‌های هیدروکربنی حوضۀ زاگرس به‌دلیل رخداد ناپیوستگی‌ها مشاهده نمی‌شود. به عبارت دیگر در برخی از میدان‌های هیدروکربنی، سن سازند سروک، سنومانین در نظر گرفته می‌شود.

بررسی تغییرات رخساره‎‍ای در سازند سروک نشان می‌دهد هر چهار سکانس ردۀ سوم شناسایی‌شده در سازند سروک، روند کم‌عمق‌شوندۀ به طرف بالا دارد.

 

سکانس‎‍های سازند فهلیان

سازند فهلیان در میدان بررسی‌شده در بخش شمال غربی خلیج‌فارس، با ضخامت حدود 350 متر سن نئوکومین را نشان می‎‍دهد و به سه سکانس ردۀ سوم منطبق بر سکانس‎‍های ناحیه‎‍ای صفحۀ عربی تقسیم‌شدنی است. شناسایی سکانس‎‍ها در چاه کلیدی B2 با بیشترین اطلاعات همراه با ارائۀ شواهد پتروگرافی از سطوح کلیدی سکانسی در شکل 8 نشان داده شده است. در بخش زیر، سکانس‎‍های سازند فهلیان به‌صورت خلاصه توصیف شده است (Asaadi et al. 2022).

سکانس 1 (DSF-1): این سکانس با ضخامت حدود 220 متر، بخش یامامای میانی سازند فهلیان را تشکیل می‌دهد. مرز سکانسی قاعدۀ آن با ناپیوستگی مرز ژوراسیک-کرتاسه (SB-1) (مرز سازند فهلیان و کربنات‎‍های استروماتولیتی منیفا) به‌صورت ناپیوسته و مرز بالایی با شواهدی از کارستی‌شدن و توسعۀ تخلخل‎‍های قالبی مشخص می‎‍شود (SB). کارستی‌شدن گسترده از مهم‌ترین شواهد دیاژنزی مرتبط با ناپیوستگی مرز ژوراسیک-کرتاسه است (شکل 9-a-b-c). به عبارت دیگر هر دو مرز سکانسی قاعده و رأس این سکانس از نوع 1 و با شواهدی از ناپیوستگی مشخص می‎‍شود. شایان ذکراست که تطابق سکانسی با مطالعات ناحیه‌ای در ورقۀ عربی (Sharland et al. 2001)، نشان می‌دهد که احتمالاً شروع رسوب‌گذاری سازند فهلیان ازنظر زمانی، بعد از وقوع سطح حداکثر غرقابی K10 آغاز شده است. سیستم تراکت پیش‌روندۀ این سکانس حدود 85 متر و سیستم تراکت تراز بالا حدود 135 متر ضخامت دارد. سطح غرقابی (MFS-1) این سکانس توسط حداکثر عمیق‌شدگی رخساره‎‍ها و میزان بالای نمودار گاما مشخص می‎‍شود (شکل 9-d-e). این سطح می‎‍تواند معادل با K20 (Sharland et al. 2001) در دیگر بخش‎‍های صفحۀ عربی باشد. این سکانس توسط توسعۀ عمدۀ رخساره‎‍های گرینستونی مشخص می‎‍شود.

سکانس 2 (DSF-2): مرز قاعدۀ این سکانس توسط یک سطح با شواهدی از کارستی‌شدن، نشان می‎‍دهد این سطح نیز می‌تواند از نوع ناپیوستگی در نظر گرفته شود (شکل 9- f-g-h). این سکانس با ضخامت حدود 100 متر، بخش یامامای بالایی سازند فهلیان را تشکیل می‎‍دهد. سیستم تراکت پیش‌روندۀ این سکانس حدود 35 متر و سیستم تراکت تراز بالا حدود 65 متر ضخامت دارد. سطح حداکثر غرقابی مرتبط با رخساره‎‍های دریای باز کم‌عمق در نظر گرفته می‎‍شود (شکل 9-i-j). سطح غرقابی این سکانس توسط توسعۀ رخساره‎‍های دریای باز کم‌عمق و میزان بالای نمودار گاما مشخص می‎‍شود (MFS-2). این سطح می‎‍تواند معادل با K30 (Sharland et al. 2001) در دیگر بخش‎‍های صفحۀ عربی باشد. برخلاف سکانس 1، این سکانس با فراوانی عمدۀ رخساره‎‍های لاگونی و به میزان کمتر دریای باز مشخص می‎‍شود.

سکانس 3 (DSF-3): مرز سکانسی قاعدۀ این سکانس و شواهدی از توسعۀ رخساره‎‍های پلوئیدی، می‎‍تواند یک مرز سکانسی نوع 2 در نظر گرفته شود (شکل 9-k-l). این سکانس با ضخامت حدود 80 متر، به بخش بالایی خامی سازند فهلیان محدود می‎‍شود. سیستم تراکت پیش‌رونده حدود 35 متر و سیستم تراکت تراز بالا حدود 65 متر ضخامت دارد. هر دو مرز محدود، از نوع مرزهای سکانسی نوع 2 و منطبق بر پیوستگی‎‍های قابل انطباق است. سطح حداکثر غرقابی (MFS-3) منطبق بر یک توالی با گامای بالا و معادل با K40 (Sharland et al. 2001) در دیگر بخش‎‍های صفحۀ عربی است که با توسعۀ رخساره‎‍های دریای باز مشخص می‌شود (شکل 9-m-n). عموماً سکانس 3 سازند فهلیان با توسعۀ عمدۀ رخساره‎‍های گل غالب، نقش پوش‌سنگی را برای مخزن فهلیان ایفا می‎‍کند.

بررسی تغییرات رخساره‎‍ای سازند فهلیان و سکانس‎‍های شناسایی‌شده، نشان می‎‍‌دهد روند سکانس‎‍ها به‌صورت کم‌عمق‌شوندۀ به‌سمت بالاست. مرز سکانسی قاعدۀ سازند فهلیان (ناپیوستگی مرز ژوراسیک-کرتاسه)، به‌صورت مشخص، با شواهد کارستی‌شدن شناسایی می‌شود.

 

 

 

 

 

شکل 6- نتایج مطالعات پتروگرافی همراه با سکانس‎‍های تفکیک‌شده در سازند سروک در میدان بررسی‌شده در ناحیۀ دشت آبادان نشان داده شده است. علاوه بر این تصاویر مغزه و مقاطع نازک از سطوح سکانسی مهم (مرز سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی) ارائه شده است.

Fig 6- The results of petrographic analysis along with the results of biostratigraphy and differentiated sequences in the Sarvak Formation in the studied field in Abadan Plain. In addition, core and thin section photomicrographs from important key stratal surfaces (sequence boundary and maximum flooding surfaces) have been displayed.

 

شکل 7- تصاویر مغزه و مقاطع نازک از سطوح کلیدی سکانسی (مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی) شناسایی‌شده در سازند سروک در میدان بررسی‌شده نشان داده شده است. به‌صورت کلی مرزهای سکانسی توسط شواهد کارستی‌شدن و برشی‌شدن و در مقابل سطوح حداکثر غرقابی با توسعۀ رخساره‎‍های دریای باز مشخص می‎‍شوند. برای توضیحات بیشتر به متن مراجعه شود.

Fig 7- Core and thin section photomicrographs of key sequence stratigraphic surfaces (sequence boundaries (SB) and maximum flooding surfaces (MFS)) identified in the Sarvak Formation of the studied field are shown. Generally, SB surfaces are defined by the evidence of karstification and brecciating and MFS surfaces characterized by development of open marine facies. For more details, please see text.

 

شکل 8- نتایج مطالعات پتروگرافی همراه با سکانس‎‍های تفکیک‌شده در سازند فهلیان در میدان بررسی‌شده در بخش شمال غربی خلیج‌فارس نشان داده شده است.

Fig 8- The results of petrographic studies along with the biostratigraphy analysis and sequence stratigraphy framework of the Fahliyan Formation in the studied field in Northwestern Persian Gulf.

 

 

 

 

شکل 9- تصاویر مغزه و مقاطع نازک از سطوح کلیدی سکانسی (مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی) شناسایی‌شده در سازند فهلیان در میدان بررسی‌شده نشان داده شده است. به‌صورت کلی مرزهای سکانسی توسط شواهد کارستی‌شدن و در مقابل، سطوح حداکثر غرقابی با توسعۀ رخساره‎‍های دریای باز مشخص می‎‍شوند. برای توضیحات بیشتر به متن مراجعه شود.

Fig 9- Core and thin section photomicrographs of key sequence stratigraphic surfaces (sequence boundaries (SB) and maximum flooding surfaces (MFS)) identified in the Fahliyan Formation of the studied field are shown. Generally, SB surfaces are defined by the evidence of karstification and MFS surfaces characterized by development of open marine facies. For more details, please see text.

 

 

نمودار گاما و چینه‎‍نگاری سکانسی

نمودار گاما یکی از مهم‌ترین نمودارهای پتروفیزیکی استفاده‌شده در تفسیر محیط رسوبی و چینه‎‍نگاری سکانسی است. عموماً در تفسیر سکانس‎‍ها براساس نمودار گاما، از دو رویکرد شکل نمودار گاما و روند تغییرات آن و نیز نمودارهای محاسباتی استفاده می‌شود که براساس مقادیر عددی تغییر و تحولات حوضۀ رسوبی و سطوح سکانسی را مشخص می‎‍کند (Krassay 1998; Nio et al. 2014; Tavakoli 2017). براساس روند تغییرات نمودار گاما که عموماً به‌صورت جعبه‎‍ای[18]، زنگوله‎‍ای[19]، قیفی[20]، دندانه‎‍ای، متقارن[21] و کمانی‌شکل[22] است، الگوی برانبارش رسوبات و درنتیجه تفسیر سطوح کلیدی سکانسی ارائه می‌شود (Krassay 1998). در ارتباط با نمودارهای محاسباتی معرفی‌شده برای تفکیک سکانس‎‍ها، از نمودار انحراف معیار گاما[23] و نمودار تلفیقی پیش‎‍بینی آنالیز فیلتر خطای دینامیکی استفاده می‌شود (Nio et al. 2014; Tavakoli 2017). در بخش‎‍های زیر به‌صورت خلاصه، روش‎‍ محاسبۀ منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL و کاربرد آنها در تفکیک سطوح کلیدی سکانسی معرفی می‌شود.

 

روش آنالیز تلفیقی فیلتر پیش‌بینی خطای دینامیکی

از نرم‌افزار سیکلولاگ[24]، به‌صورت گسترده در مطالعات چینه‎‍شناسی سکانسی، ازطریق تجزیه و تحلیل نمودارهای پتروفیزیکی به‌ویژه گاما، استفاده می‎‍شود (De Jong et al. 2006; Soua 2012). عموماً دو نمودار PEFA و D-INPEFA توسط تحلیل نمودار گاما محاسبه می‌شود. روند محاسبۀ نمودار D-INPEFA به این صورت است که ابتدا بر نمودار گاما پیش‎‍بینی آنالیز فیلتر خطا[25] انجام می‎‍شود (Rasolui Ghadi et al. 2022)؛ به این منظور در یک بازۀ عمقی، مقادیر گاما با استفاده از یک ضریب فیلتر[26]، محاسبه می‎‍شود. در مرحلۀ بعد، از حاصل‌‌‌ضرب مقادیر گاما در ضریب محاسباتی، مقادیر نمودار گامای پیش‌بینی‌شده محاسبه می‌شود. درنهایت، خطای پیش‎‍بینی بین مقادیر واقعی و محاسبه‌شدۀ گاما مشخص و با عنوان PEFA یا پیش‌بینی آنالیز فیلتر خطا نامیده می‌شود. این مقادیر به‌صورت یک لاگ پیوسته در هر 0.15 سانتی‌متر (فاصلۀ نمونه‎‍گیری لاگ) ثبت می‎‍شود. با توجه به اینکه منحنی PEFA، تغییرات نمودار گاما و نیز تغییرات شرایط محیطی و چرخه‎‍های میلانکویچ را به‌خوبی نمایش نمی‎‍دهد، از روی این نمودار، منحنی دیگری با عنوان نمودار تلفیقی پیش‎‍بینی آنالیز فیلتر خطای دینامیکی[27] به‌صورت تجمعی ساخته می‎‍شود. به‌واقع نمودار D-INPEFA یا مقادیر INPEFA، مقادیر تجمعی خطاست که نشان‌دهندۀ میزان خطای بین مقادیر واقعی و تخمین زده شده، به‌صورت تجمعی است (De Jong et al. 2006).

روند محاسبۀ نمودار‎‍های PEFA و INPEFA در شکل 10 نشان داده شده است (Nio et al. 2014). با توجه به حالت پویای محاسبۀ نمودار INPEFA، می‎‍توان آن را D-INPEFA نامید. هر دو نمودار INPEFA و D-INPEFA یک مفهوم را ارائه می‎‍کنند و با یکدیگر تفاوتی ندارند. تغییرات مقادیر D-INPEFA از0 تا 1 , و به دو صورت مثبت[28] (PB) و منفی[29] (NB) دیده می‎‍شود. نقاط عطف منحنی که روند تغییرات را مشخص می‎‍کند، در انطباق چینه‎‍شناسی استفاده می‌شود (Nio et al. 2014). براساس تفسیر چینه‎‍شناسی، عموماً سطوح PB در بیشتر موارد منطبق بر مرز سکانسی و در مقابل سطوح NB منطبق بر سطوح حداکثر غرقابی است (De Jong et al. 2006). با وجود این، قبل از تفسیر چینه‎‍نگاری سکانسی براساس سطوح PB-NB مشخص‌شده، لازم است که با اطلاعات مغزه و سکانس‎‍های رسوبی حاصل از تفسیر اطلاعات زمین‎‍شناسی منطبق شود. به عبارت دیگر در موارد معدودی و در برخی از مطالعات موردی، می‎‍تواند این ارتباط بین نقاط عطف منحنی نمودار INPEFA و سطوح کلیدی چینه‎‍شناسی مبهم، معکوس و یا اصولاً بدون ارتباط باشد.

 

 

شکل 10- روند محاسباتی تعیین نمودار PEFA و INPEFA مشخص شده است. نمودار INPEFA مقادیر تجمعی خطای نمودار PEFA است (Nio et al. 2014). مثالی از مقادیر محاسبه‌شده توسط این روش در بخشی از چاه A-2  نشان داده شده است.

Fig 10- The calculation procedure for determining the PEFA and INPEFA curves has been presented. The INPEFA curve is the cumulative error values of the PEFA curve (Nio et al. 2014). An example of calculated values by this method is shown in a part of well A-2.

 

 

روش نمودار نرمال‌شدۀ تجمعی انحراف گاما

نمودار انحراف از میانگین گاما به‌صورت ساده و کاربردی، اطلاعات ارزشمندی را در ارتباط با شناسایی سطوح مهم چینه‎‍شناسی سکانسی و موقعیت مرزهای زمانی فراهم ‎‍می‌آورد (Tavakoli 2017). مقادیر انحراف از میانگین محاسبه‌شده، بهتر است در قالب نمودار نرمال‌شدۀ تجمعی انحراف گاما، معرفی و استفاده شود. این نرمال‌کردن نمودار انحراف گاما، امکان انطباق و مقایسه را در محدودۀ میدان ساده‎‍تر می‎‍کند.

روند محاسبۀ این منحنی ازطریق نمودار گاما در شکل 11 نشان داده شده است. ابتدا میانگین نمودار گاما در یک سازند یا توالی چینه‎‍شناسی، محاسبه می‌شود، سپس میزان انحراف از میانگین نمودار گاما مشخص می‌شود. مقادیر انحراف از میانگین می‎‍تواند مقادیر مثبت یا منفی داشته باشد. با توجه به اینکه مقادیر تجمعی انحراف از میانگین، روند تغییرات را بهتر نشان می‌دهد، از مقدار تجمعی استفاده می‌شود؛ درنهایت، از مقادیر نرمال‌شدۀ انحراف از میانگین گاما در انطباق چاه‎‍های مختلف استفاده می‌شود. به عبارت دیگر، حاصل تفسیر نمودار گاما در این روش، یک لاگ پیوسته به‌صورت نرمال‌شده در هر 0.15 سانتی‌متر (فاصلۀ نمونه‎‍گیری لاگ) است که براساس مقادیر NCGDL از0 تا 1 تغییرات را نشان می‎‍دهد. براساس روند منحنی که به دو صورت مثبت[30] (PS) و منفی[31] (NS) دیده می‎‍شود، از نقاط عطف آن در انطباق چینه‎‍شناسی و انطباق سطوح کلیدی سکانسی استفاده می‌شود. براساس تفسیر چینه‎‍شناسی، عموماً سطوح PS در بیشتر موارد منطبق بر سطح حداکثر غرقابی و در مقابل سطوح NS منطبق بر مرز سکانسی است (Asaadi et al. 2022). با وجود این، قبل از تفسیر چینه‎‍نگاری سکانسی براساس سطوح PB-NB، لازم است که با اطلاعات مغزه و سکانس‎‍های رسوبی حاصل از تفسیر اطلاعات زمین‎‍شناسی منطبق شود.

 

 

 

شکل 11- روند محاسبۀ نمودار NCGDL ارائه شده است. نمودار NCGDL به‌صورت خلاصه براساس انحراف از میانگین محاسبه می‌شود ( با برخی تغییرات از Tavakoli 2017). مثالی از مقادیر محاسبه‌شده توسط این روش در بخشی از چاه A-2 نشان داده شده است.

Fig 11- The methodology process of calculating the NCGDL curve is presented. The NCGDL curve is calculated based on the deviation from the mean of GR well log (with some modifications from Tavakoli 2017). An example of the values calculated by this method is shown in a part of well A-2.

 

 

مقایسۀ روش‎‍های تعیین سکانس‎‍ها

مقایسۀ دو روش استفاده از منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL در شناسایی و تفسیر سکانس‎‍ها، نشان می‎‍دهد هر دو روش می‌تواند در شناسایی و انطباق سکانس‎‍ها استفاده شود. در شکل 12 روند کلی تغییرات سطوح کلیدی سکانسی (مرز سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی) و نقاط عطف منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL مشخص شده است. نکتۀ جالب توجه در تفسیر سکانس‎‍ها با استفاده از این دو روش، این است که این منحنی‎‍ها روند کاملاً معکوس هم را نشان می‎‍دهند. در منحنی‎‍های D-INPEFA نقاط عطف آن شامل PB و NB عموماً به ترتیب منطبق بر مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی‌اند. در مقابل، روند منحنی NCGDL کاملاً روند خلاف منحنی D-INPEFA را نشان می‎‍دهد. بر این اساس نقاط عطف منحنی NCGDL شامل PS و NS به ترتیب منطبق بر برخی از سطوح حداکثر غرقابی و مرزهای سکانسی است.

خلاصه و چکیدۀ ارتباط نقاط عطف منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL و سطوح کلیدی سکانسی در سازند‎‍های سروک و فهلیان، در جدول 4 ارائه شده است. مرزهای سکانسی منطبق بر نقاط عطف PB و NS و سطوح حداکثر غرقابی منطبق بر NB و PS است. در ارتباط با مزیت این دو روش و مقایسۀ نقاط عطف آنها، مشاهده می‌شود که جزئیات بیشتری در منحنی D-INPEFA، در مقایسه با منحنی‎‍های NCGDL مشخص می‌شود. یکی از مزیت‎‍های دیگر منحنی D-INPEFA این است که با توجه به روند محاسباتی ساده‌تر در نرم‌افزار سیکلولاگ، امکان استفاده از این روش در محدودۀ یک تا چند میدان راحت‎‍تر است. با وجود این، در صورتی که دسترسی به نرم‌افزار سیکلولاگ فراهم نباشد، منحنی محاسباتی NCGDLمی‎‍تواند در شناسایی سطوح کلیدی سکانسی استفاده شود. مقایسۀ دو روش D-INPEFA و NCGDL در شناسایی سطوح کلیدی سکانسی در دو مخزن مطالعه‌شده، شامل سازند سروک و فهلیان به ترتیب در ناحیۀ دشت آبادان و بخش شمال غربی نشان داده شده است (شکل 13 و 14). همان‌گونه که مشاهده می‎‍شود، روش‎‍های D-INPEFA و NCGDL به‌صورت کارآمد می‎‍تواند در شناسایی و انطباق سطوح کلیدی سکانسی استفاده شود.

 

 

 

شکل 12- شکل شماتیک از تغییرات نقاط عطف منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL و سطوح کلیدی سکانسی شامل مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی ارائه شده است. روند ارائه‌شده در این شکل، روند عمومی ارتباط نقاط عطف منحنی‎‍ها را با سطوح کلیدی سکانسی نشان می‎‍دهد و در مواردی می‎‍تواند این روند تغییرات مشاهده نشود.

Fig 12- The schematic scheme of the changes in the turning points of the D-INPEFA and NCGDL curves and the key sequence stratigraphic surfaces including the sequence boundaries (SB) and the maximum flooding surfaces is presented. The trend presented in this figure shows the common changes of sequence stratigraphic surfaces in relation to the turning points of these curves. In some cases, these changes in turning point of INPEFA and NCGDL curves cannot be related to sequence stratigraphic surfaces.

System

Series

Stage

Formation

Sequences

Third-order Sequences

Key (Sequences)

Cyclolog Key Surfaces

(D-INPEFA GR curve)

Gamma Deviation Log

(NCGDL curve)

SB

MFS

PB

NB

PS

NS

Cretaceous

Lower Cretaceous

Hauterivian

Fahliyan

DSF-3

 

MFS-3

 

NB-700

PS-700

 

SB-3

 

PB-700

 

 

NS-700

Valanginian

DSF-2

 

MFS-2

 

NB-500

PS-400

 

SB-2

 

PB-500

 

 

NS-400

Berriasian-Valanginian

DSF-1

 

MFS-1

 

NB-300

PS-300

 

SB-1

 

PB-200

 

 

NS-200

Cretaceous

Upper Cretaceous

Early Turonian

Sarvak

DSS-4

SB-4

 

PB-100

 

NS-100

 

 

MFS-4

 

NB-100

 

PS-100

Late Cenomanian

DSS-3

SB-3

 

PB-200

 

NS-200

 

 

MFS-3

 

NB-500

 

PS-500

Late Cenomanian

DSS-2

SB-2

 

PB-500

 

NS-500

 

 

MFS-2

 

NB-700

 

PS-600

Early Cenomanian

DSS-1

SB-1

 

PB-700

 

NS-600

 

 

MFS-1

 

NB-900

 

PS-700

 

 

جدول4- ارتباط نقاط عطف منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL و سطوح کلیدی سکانسی در سازند‎‍های سروک و فهلیان در میدان‌های بررسی‌شده مشخص شده است.

Table 4- The relationship between the turning points of the D-INPEFA and NCGDL curves and the key sequence stratigraphic surfaces in the Sarvak and Fahliyan formations of the studies fields.

 

 

 

 

شکل 13- انطباق سکانس‎‍های شناسایی‌شدۀ سازند سروک در سه چاه کلیدی یکی از میدان‌های نفتی ناحیۀ دشت آبادان با استفاده از روش‎‍های D-INPEFA و NCGDL نشان داده شده است. این دو روش به‌صورت کارآمد در کنار هم می‌تواند در شناسایی و تفسیر سکانس‎‍ها در مخازن ناهمگن استفاده شود.

Fig 13- Correlation of identified sequences in the Sarvak Formation via INPEFA and NCGDL methods is presented in three studied key wells in one oil field in the northwestern part of the Persian Gulf. These two methods can be used efficiently together to identify and interpret sequences in heterogeneous reservoirs.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 14- انطباق سکانس‎‍های سازند فهلیان در سه چاه کلیدی در یکی از میدان‌های نفتی بخش شمال غربی خلیج‌فارس با استفاده از روش‎‍های D-INPEFA و NCGDL نشان داده شده است. این دو روش به‌صورت کارآمد در کنار هم می‌تواند در شناسایی و تفسیر سکانس‎‍ها در مخازن ناهمگن استفاده شود.

Fig 14- Correlation of identified sequences in the Fahliyan Formation via INPEFA and NCGDL methods is presented in three studied key wells in one oil field in the northwestern part of the Persian Gulf. These two methods can be used efficiently together to identify and interpret sequences in heterogeneous reservoirs.

 

 

نتیجه‌

ارزیابی کارایی استفاده از نمودار پتروفیزیکی گاما در تفسیر چینه‎‍نگاری سکانسی و تعیین سطوح کلیدی سکانسی، در دو میدان هیدروکربنی بزرگ دشت آبادان و خلیج‌فارس و در مطالعات موردی از مخازن سروک و فهلیان، به نتایج زیر منجر شد:

1- تلفیق اطلاعات مغزه و پتروگرافی مقاطع نازک، به شناسایی 8 رخسارۀ عمده در هرکدام از مخازن منجر شد. این رخساره‎‍ها در قالب مجموعه‎‍های رخساره‎‍ای تفسیر و روند کم‌عمق و عمیق‌شدگی آنها در چاه‎‍های کلیدی مشخص شد.

2- از دیدگاه چینه‎‍نگاری سکانسی و براساس نتایج مطالعات رخساره‎‍ای و رخداد ناپیوستگی‎‍ها و پیوستگی‎‍های قابل انطباق، سکانس‎‍های رسوبی در مقیاس ردۀ سوم شناسایی شد. بر این اساس سازند سروک به چهار سکانس و سازند فهلیان به سه سکانس ردۀ سوم تقسیم شد. این‎‍سکانس‎‍ها با الگوی چینه‎‍نگاری سکانسی ارائه‌شده برای صفحۀ عربی مقایسه شد.

3- انطباق سطوح سکانسی تفسیرشده ازطریق مطالعات زمین‎‍شناسی و نقاط عطف منحنی‎‍های محاسباتی D-INPEFA و NCGDL ازطریق نمودار پتروفیزیکی گاما، نشان داد این روش‎‍ها نتایج ارزشمندی را در ارتباط با شناسایی و انطباق سکانس‎‍ها در محدودۀ میدان فراهم می‌آورد. بر این اساس در مخازن مطالعه‌شده، برخی نقاط عطف منحنی‎‍ D-INPEFA شامل PB و NB به ترتیب منطبق بر مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی‌اند. در مقابل روند منحنی NCGDL کاملاً روند خلاف منحنی D-INPEFAرا نشان می‎‍دهد. نقاط عطف منحنی NCGDL شامل PS و NS به ترتیب منطبق بر برخی از سطوح حداکثر غرقابی و مرزهای سکانسی است.

4- ارتباط نقاط عطف منحنی‎‍های D-INPEFA و NCGDL با سطوح سکانسی مطلق نیست و در مواردی می‎‍تواند این ارتباط مبهم، معکوس و یا بدون ارتباط باشد. به عبارت دیگر، برای کاهش عدم قطعیت در تفسیر چینه‎‍شناسی سکانسی با این منحنی‎‍ها، ابتدا باید سکانس‎‍ها ازطریق نتایج مغزه‌ها مشخص و پس از ارائۀ چارچوب چینه‎‍شناسی سکانسی توسط تلفیق اطلاعات زمین‌شناسی، از این منحنی‎‍ها برای انطباق استفاده شود.

 

[1] Unconformities

[2] Correlative conformity

[3] Dynamic Integrated Prediction Error Filter Analysis (D-INPEFA)

[4] Normalized Cumulative Gamma Deviation Log (NCGDL)

[5] Mesopotamian Basin

[6] Trough

[7] High

[8] Hendijan-Bahregansar

[9] Kharg-Mish

[10] Sequence boundary (SB)

[11] Maximum flooding surface (MFS)

[12] Transgressive system tract (TST)

[13] Highstand system tract (HST)

[14] Reworking by Storms

[15] Depositional Sequence Sarvak (DSS)

[16] Depositional Sequence Fahliyan (DSF)

[17] Rudist debris zone

[18] Box Shape

[19] Bell Shape

[20] Funnel Shape

[21] Symmetrical Shape

[22] Bow Shape

[23] Gamma Deviation Log (GDL)

[24] CycloLog

[25] Prediction Error Filter Analysis (PEFA)

[26] Filter Coefficients

[27] Dynamic Integrated Prediction Error Filter Analysis (D-INPEFA)

[28] Positive Break (PB)

[29] Negative Break (NB(

[30] Positive Surfaces (PS)

[31] Negative Surfaces (NS (

References

Abbas A. Zhu H. Zeng Z. and Zhou X. 2018. Sedimentary facies analysis using sequence stratigraphy and seismic sedimentology in the Paleogene Pinghu Formation, Xihu depression, east China sea shelf basin. Marine and Petroleum Geology, 93: 287-297.
Abdollahie Fard I. Sherkati S. McClay K. and Haq B. U. 2019. Tectono-sedimentary evolution of the Iranian Zagros in a global context and its impact on petroleum habitats. Developments in Structural Geology and Tectonics, 3: 17-28.
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.
Ahr W. 2008. Geology of carbonate reservoirs: the identification, description and characterization of hydrocarbon reservoirs in carbonate rocks. Wiley, New York, 296 p.
Aitken J. F. and Howell J. A. 1996. High resolution sequence stratigraphy: innovations, applications and future prospects. Geological Society, London, Special Publications, 104(1): 1-9.
Asaadi A. Imandoust, A. Sarfi M. and Ghane Ezabadi M. (2022). Reservoir quality assessment of the Fahliyan Formation in one oil field, Northwestern Persian Gulf. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 32(1): 15-26.
Assadi A. Honarmand, J. Moallemi S. A. and Abdollahie‐Fard I. 2022. Impacts of depositional facies and diagenesis on reservoir quality: A case study from the rudist bearing Sarvak Formation, Abadan Plain, SW Iran. Acta Geologica Sinica‐English Edition, 102(4):54-78.
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): 1-22.
Assadi A. Honarmand J. Moallemi S.A. and Abdollahie-Fard I. 2018. An integrated approach for identification and characterization of palaeo-exposure surfaces in the upper Sarvak Formation of Abadan Plain, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 145: 32-48.
Atashbari V. Tingay M. and Amrouch K. 2018. Stratigraphy, tectonics and hydrocarbon habitat of the Abadan Plain Basin: a geological review of a prolific middle Eastern Hydrocarbon Province. Geosciences, 8(12): 496.
Ayyad H. M. Fathy M. Hewaidy A. G. A.  and Abdallah A. 2020. Sequence stratigraphy of the Burdigalian Rudeis Formation in Ras El-Ush oil field, Gulf of Suez: application of gamma-ray analysis and biostratigraphy. Marine and Petroleum Geology, 122(3): 104694.
Baniasad A. Littke R. Froidl F. Grohmann S. and Soleimany B. 2021. Quantitative hydrocarbon generation and charge risk assessment in the NW Persian Gulf: A 3D basin modeling approach. Marine and Petroleum Geology, 126: 104900.
Behdad A. 2019. A step toward the practical stratigraphic automatic correlation of well logs using continuous wavelet transform and dynamic time warping technique. Journal of Applied Geophysics, 167: 26-32.
Berra F. and Angiolini L. 2014. The evolution of the Tethys region throughout the Phanerozoic: A brief tectonic reconstruction. Petroleum systems of the Tethyan region, AAPG Memoir 106.
Bi H. Li J. Tang Z. Li P. Wang L. and Shang X. 2017. High-resolution sequence stratigraphy, sedimentology and reservoir quality evaluation of the Yaojia Formation in the Longxi area of the Western Slope, Songliao Basin, China. Marine and Petroleum Geology, 88: 511-530.
Bohler C.H Gustin D 2000. Iran – Dorood Field – PLT Review. Report EP/T/GGC/ORI/R-2000–13.
Bordenave M. L. and Hegre J. A. 2010. Current distribution of oil and gas fields in the Zagros Fold Belt of Iran and contiguous offshore as the result of the petroleum systems. Geological Society, London, Special Publications, 330(1): 291-353.
Burki M. and Abu-Khadra A. 2019. Sequence stratigraphic approaches for reservoir modeling, Arshad area, Sirt Basin, Libya. Journal of African Earth Sciences, 151: 1-8.
Catuneanu O. 2017. Sequence stratigraphy: Guidelines for a standard methodology. Stratigraphy & Timescales, 2: 1-57.
Catuneanu, O. (2020). Sequence stratigraphy. In Regional Geology and Tectonics (pp. 605-686). Elsevier.
Catuneanu O. and Zecchin M. 2013. High-resolution sequence stratigraphy of clastic shelves II: controls on sequence development. Mar. Pet. Geol. 39: 26–38
Catuneanu O. and Zecchin M. 2020. Parasequences: Allostratigraphic misfits in sequence stratigraphy. Earth-Science Reviews, 208, 103289
Catuneanu O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy. Elsevier, Amsterdam. 375 pp.
Chehrazi A. Rahimpour-Bonab H. and Rezaee M. R. 2013. Seismic data conditioning and neural network-based attribute selection for enhanced fault detection. Petroleum Geoscience, 19(2): 169-183.
Chehrazi A. Rezaee R. and Rahimpour-Bonab H. 2011. Pore-facies as a tool for incorporation of small-scale dynamic information in integrated reservoir studies. Journal of Geophysics and Engineering, 8(2): 202-224.
Chehri A. Kendall C. Ghadimvand N. K. and Samadi L. 2014. Testing the controls on the seismic sequence stratigraphy of the Eocene–Oligocene boundary in Southern Iran with a Wheeler diagram derived from outcrops, seismic and well logs data. Journal of African Earth Sciences, 100: 324-334.
De Jong M. G. G. Donselaar M. E. Boerboom H. T. W. Van Toorenenburg K. A. Weltje G. J. and Van Borren L. 2020. Long-range, high-resolution stratigraphic correlation of Rotliegend fluvial-fan deposits in the central Dutch offshore. Marine and Petroleum Geology, 119: 104482.
De Jong M. Smith D. Nio S. D. and Hardy N. 2006. Subsurface correlation of the Triassic of the UK southern Central Graben: new look at an old problem. First Break, 24(6): 103-109.
Dix G. R. and Parras A. 2014. Integrated diagenetic and sequence stratigraphy of a late Oligocene–Early Miocene, mixed-sediment platform (Austral Basin, southern Patagonia): Resolving base-level and paleoceanographic changes, and paleoaquifer characteristics. Sedimentary Geology, 307: 17-33.
Esrafili-Dizaji B. Hajikazemi E. Dalvand M. Hassanzadeh Nemati M. and Swennen R. 2020. Diagenesis and reservoir characteristics of the Lithocodium–Bacinella facies in a Lower Cretaceous reservoir, eastern Persian Gulf Basin. Facies, 66(4): 1-24.
Falahatkhah O. Kordi M. Fatemi V. and Koochi H. H. 2021. Recognition of Milankovitch cycles during the Oligocene–Early Miocene in the Zagros Basin, SW Iran: Implications for paleoclimate and sequence stratigraphy. Sedimentary Geology, 421: 105957.
Flügel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application, third ed. Springer, Berlin, p. 984.
Guo F. McCabe P. Feng Z. Wu C. Lyu X. Peng W. and Guo J. 2021. Core-based sedimentological and sequence stratigraphic analysis of shale-dominated gas plays: An example of the Early to Middle Permian Roseneath-Epsilon-Murteree strata in the Cooper basin, Australia. Marine and Petroleum Geology, 129: 105070.
Hassan S. Darwish M. Tahoun S. S. and Radwan A. E. 2022. An integrated high-resolution image log, sequence stratigraphy and palynofacies analysis to reconstruct the Albian–Cenomanian basin depositional setting and cyclicity: Insights from the southern Tethys. Marine and Petroleum Geology, 137: 105502.
Hosseini S. Conrad M. A. and Kindler P. 2021. Sequence stratigraphy, depositional setting and evolution of the Fahliyan carbonate platform (Zagros fold-thrust belt, SW Iran) in the Early Cretaceous. Marine and Petroleum Geology, 128: 105062.
Huang G. Chen X. Luo C. and Chen Y. 2020. Geological structure-guided initial model building for prestack AVO/AVA inversion. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 59(2): 1784-1793.
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.
Jia H. Ji H. Lu C. Chen L. Yang X. Sun S. and Zhang H. 2018. Sequence stratigraphy and depositional system analysis in Paleogene Nanpu Sag: Sequence model and sediment partition. Geological Journal, 53(4): 1557-1572.
Kadkhodaie A. and Rezaee R. 2017. Intelligent sequence stratigraphy through a wavelet-based decomposition of well log data. Journal of Natural Gas Science and Engineering, 40: 38-50.
Kassem A. A. Raafat A. Radwan A. E. El Nahas S. Kędzierski M. and Zakaria A. 2022. Paleoenvironment, sequence stratigraphy and source rock potentiality of the Cenomanian-Turonian boundary sediments of Southern Tethys. Marine and Petroleum Geology, 139: 105624.
Khalili A. Vaziri-Moghaddam H. Arian M. and Seyrafian A. 2021. Carbonate platform evolution of the Asmari Formation in the east of Dezful Embayment, Zagros Basin, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 181: 104229.
Khoshnoodkia M. Rahmani O. Adabi M. H. Hosseini-Barzi M. and Mahdi T. A. 2022. Depositional environment, seismic stratigraphy, and Sr-isotope geochronology, Bangestan reservoir, Ahwaz oilfield, SW Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering, 208: 109629.
Krassay A. 1998. Outcrop and drill core gamma-ray logging integrated with sequence stratigraphy: examples from proterozoic sedimentary successions of Northern Australia. J. Aust. Geol. Geophys. 17: 285–299.
Magalhães A.J.C. Raja Gabaglia G.P. Fragoso D.G.C. Bento  Freire E. Lykawka R. Arregui C.D. Silveira M.M.L. Carpio K.M.T. De Gasperi A. Pedrinha S. Artagão V.M. Terra R.B. Bunevich G.J.S. Roemers-Oliveira E. Gomes J.P. Hernández J.I. Hernández R.M. Bruhn C.H.L. 2020. High-resolution sequence stratigraphy applied to reservoir zonation and characterisation, and its impact on production performance-shallow marine, fluvial downstream, and lacustrine carbonate settings. Earth-Science Reviews, 210: 103325.
Mahdi T. A. and Aqrawi A. A. M. 2014. Sequence stratigraphic analysis of the Mid‐Cretaceous Mishrif Formation, southern Mesopotamian Basin, Iraq. Journal of Petroleum Geology, 37(3): 287-312.
Mahdi T. A. Aqrawi A. A. Horbury A. D. and Sherwani G. H. 2013. Sedimentological characterization of the Mid-Cretaceous Mishrif reservoir in southern Mesopotamian Basin, Iraq. GeoArabia, 18(1): 139-174.
Makled W. A. Mostafa T. F. El Sawy M. Z. Mousa, D. A. and Ragab M. O. 2020. Petroleum play of the Lower Cretaceous Alam El Bueib Formation in the El Noor-1X well in the north Western Desert (Egypt): A sequence stratigraphic framework. Marine and Petroleum Geology, 116: 104287.
Mayhoub A. A. Moustafa A. R. Yousef M. and Zalat S. M. 2019. Cyclo-sequence stratigraphy of the Miocene syn-rift succession, Al Amir and Geyad fields, southwestern part of the Gulf of Suez rift. Journal of African Earth Sciences, 157: 103504.
Mehrabi H. and Bagherpour B. 2022. Scale, origin, and predictability of reservoir heterogeneities in shallow-marine carbonate sequences: A case from Cretaceous of Zagros, Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering. 214: 110571.
Melo A. H. Magalhães A. J. C. Menegazzo M. C. Fragoso D. G. C. Florencio, C. P. and Lima-Filho F. P. 2021. High-resolution sequence stratigraphy applied for the improvement of hydrocarbon production and reserves: A case study in Cretaceous fluvial deposits of the Potiguar Basin, northeast Brazil. Marine and Petroleum Geology, 130: 105124.
Mitchum Jr. R.M. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level, part 11: glossary of terms used in seismic stratigraphy. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy—Applications to Hydrocarbon Exploration, pp. 205–212. American Association of Petroleum Geologists Memoir 26.
Moghaddasi A. Vaziri‐Moghaddam H. and Seyrafian A. 2020. The Maastrichtian‐Danian in the SW Zagros Fold‐Thrust Belt (S. Iran): An integration of planktonic foraminiferal biostratigraphy and gamma‐Ray spectrometry. Acta Geologica Sinica‐English Edition, 94(5): 1339-1363.
Mohseni H. and Javanmard R. Z. 2020. New data on sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in Malekshahi city, (Ilam province) Zagros Basin, Iran. Marine and Petroleum Geology, 112: 104035.
Nio S. Böhm A. Brouwer J. and Jong M.D.2014. Climate Stratigraphy. Principles and applications in subsurface correlation, European Association of Geoscientists & Engineers, 134p.
Orang K. and Gharabeigli G. 2020. Tectonostratigraphic evolution of the Helleh Paleo-high (NW Persian Gulf): Insights from 2D and 3D restoration methods. Marine and Petroleum Geology, 119: 104443.
Orang K. Motamedi H. Azadikhah A. and Royatvand M. 2018. Structural framework and tectono-stratigraphic evolution of the eastern Persian Gulf, offshore Iran. Marine and Petroleum Geology, 91: 89-107.
Parvin A. Rahman M. J. and Woobaidullah A. S. M. 2019. Petroleum prospect analysis and new gas horizon detection at Fenchuganj Gas Field in the Surma Basin, Bangladesh: An application of sequence stratigraphic concept. Marine and Petroleum Geology, 102: 786-799.
Rasolui Ghadi P. Sarfi M. Aleali M. and Maleki Z. 2022. The application of GR D-INPEFA Curve in sequence stratigraphy analysis Manifa Member and Fahliyan Formation, Northwest of Persian Gulf, Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 32(3): 119-132.
Razin P. Taati F. and Van Buchem F. 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.
Sharland P.R. Archer R. Casey D.M. Davies R.B. Hall S.H. Heward A.P. Horbury A.D. and Simmon M.D. 2001. Arabian Plate Sequence Stratigraphy. GeoArabia Special Publication. 2: 371 p.
Sharp I. Gillespie P. Morsalnezhad D. Taberner C., Karpuz R. VergéS J. A. Horbury A. Pickard N. Garland J. and Hunt D. 2010. Stratigraphic architecture and fracture-controlled dolomitization of the Cretaceous Khami and Bangestan groups: an outcrop case study, Zagros Mountains, Iran. Geological Society, London, Special Publications. 329(1): 343-396.
Shoghi J. Bahramizadeh-Sajjadi H. Nickandish A. B., and Abbasi M. 2020. Facies modeling of synchronous successions-A case study from the Mid-Cretaceous of NW Zagros, Iran. Journal of African Earth Sciences, 162: 103696.
Soua M. 2012. Application of facies associations, integrated prediction error filter analysis, and chemostratigraphy to the organic-rich and siliceous Cenomanian-Turonian sequence, Bargou Area, Tunisia: Integrated sequence stratigraphic analysis. Journal of Geological Research. 35(4): 55-71.
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.
Tavakoli V. 2017. Application of gamma deviation log (GDL) in sequence stratigraphy of carbonate strata, an example from offshore Persian Gulf, Iran. Journal of Petroleum Science and Engineering. 156: 868-876.
Vail P. 1991. The stratigraphic signatures of tectonics, eustasy and sedimentology: an overview. Springer, Berlin, pp 617–659
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 Buchem F.S.P. Gaumet F. Vedrenne V. and Vincent B. 2006. Middle East Cretaceous Sequence Stratigraphy Study, Part1- SW Iran. National Iranian Oil Company (NIOC) internal report (unpublished).
Van Wagoner J. Mitchum R. Campion K. and Rahmanian V. 1990. Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and outcrops: concepts for high-resolution correlation of time and facies. American Association of Petroleum Geologists Special Series. 7:1-55.
Vincent B. van Buchem F. S. 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.
Yong H.Juan X. Wenxiang H. and Xiaoyang G. 2021. Application of high frequency lake level change in the prediction of tight sandstone thin reservoir by sedimentary simulation. Marine and Petroleum Geology, 128: 105049.
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 38, Issue 3 - Serial Number 88
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 38, Issue 3 No. 88, َAutumn 2022
October 2022
Pages 113-144

Files

Cited by

Share

How to cite

Statistics