Microfacies, Sedimentary Environment, Diagenesis and Petrophysical Evaluation of the Sarvak Formation in the framework of Sequence Stratigraphy in North-Dezful Embayment, southwestern Iran

Document Type : Research Paper

Authors

1 MSc, Department of Sedimentary Basins and Petroleum, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

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

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

4 Ph.D., National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Tehran, Iran

Abstract

Abstract
The subsurface section of the Sarvak Formation with a thickness of 455 m is located in the North-Dezful Embayment. The Sarvak Formation is underlain by the Ilam Formation with erosional discontinuity and is overlain probably by the Shale of the Kazhdumi Formation (due to the lack of drilling to the underlying boundary). The probable age of this formation is Albian–Turonian. Based on petrographic studies of 2111 thin sections from cutting, the dominant lithologies are limestones and dolomitic limestones. Facies analysis has led to the identification of nine microfacies in three facies belts of the lagoon, bioclastic shoal and shallow open marine. The gradual changes in microfacies, lack of calciturbidite, slump structure and absence of large reefs structure, confirm the ramp type-carbonate platform. Diagenetic processes consist of micritization, neomorphism, physical and chemical compactions and dissolution. These processes have changed the reservoir quality of the Sarvak Formation. The quality of the reservoir is carried out in the framework of sequence stratigraphy and the Sarvak Formation is divided into third depositional sequences and six system tracts, and the reservoir potential of each system tracts was calculated and the result have shown 6 reservoir zones, which transgressive systems tract (TST)from the second depositional sequence has the highest reservoir potential in this well. 
Keywords: Sedimentary environment, Petrophysical evaluation, Sequence stratigraphy, Sarvak Formation
 
 
Introduction
The Albian–Turonian Sarvak Formation is the reservoir rock of many reservoirs in Zagros Basin and the Persian Gulf that holds significant parts of hydrocarbon reservoirs. Carbonate rocks are one of the most common reservoirs in the world, often in the form of limestones and dolostones (Motiei 1993). Iran's oil and gas reserves, such as the Asmari, Ilam and Sarvak formations located in the south and southwest fields of Iran, are accumulated in carbonate reservoirs. Dissolution of limestone and also brittleness have caused joints and fractures in them, resulting in increased porosity and permeability, which has provided suitable conditions for the formation of reservoir rock (Motiei 1993; Ghabeishavi et al. 2010; Asadzade et al. 2017). Studies conducted in central and eastern Zagros show that with the relative transgressive of sea level in the Middle Cretaceous, the sediments of the Sarvak Formation have been deposited on a homoclinal carbonate ramp with rudist patch reefs (Mehrabi et al. 2022). The position of studied oil field is located in the southwest of Iran, north of the Dezful Embayment.  The structure has a northwest-southeast trend.  The thickness of the drilling part of this formation in this well is about 455 meters, and its upper boundary with the Ilam Formation is erosional and the lower boundary is probably the Kazhdomi Formation. The study aims to understand the sedimentary environment, microfacies, diagenetic processes and reservoir quality of the Sarvak Formation.
 
Material & Methods
In order to determine sedimentary microfacies and diagenetic processes affecting carbonates of the Sarvak Formation, petrographic studies have been carried out on 2111 thin sections prepared from cuttings in the studied field. Classification for carbonate rocks used in this study is the terminology introduced by Dunham (1962) and its modified classification by Embry and Klovan (1971). The facies analysis and interpretation of the depositional environments were conducted using the standard microfacies of Flügel (2016).
The quality of the reservoir has been evaluated by Geolog software and the multimin method. The sedimentary sequences are based on changes in microfacies, gamma ray logs peaks and biozones. The data in the palaeologs were used to identify the age of the Sarvak Formation.
 
Discussion of Results & Conclusions
The drilled thickness of the Sarvak Formation in this well is 455 meters. It consists of limestones, cherty limestones, dolomitic limestones and some shales. Generally, in order to determine the depositional environment of carbonates, it is necessary to study the constituent components and sedimentary facies. Therefore, petrographic analysis of the constituent components and identification of the facies have been conducted to determine the depositional environment of the Sarvak Formation in the studied field.
The probable age of this formation is Albin–Turonian and it is unconformably overlain on the Ilam Formation and possibly resets on the Kazhdumi Formation. 
The petrographic studies led to the determination of nine facies associations deposited on three facies belts: the lagoon, shoal and the shallow open marine. The lagoonal microfacies are more abundant than the other facies belts. Considering the gradual changes of facies, the absence of large reefal structures, slump structures, and calciturbidite, the sedimentary environment of the Sarvak Formation in this study is a carbonate ramp setting.
One of the most important diagenetic processes that led to a reduction in porosity in this formation is cementation. Processes such as stylolitization, dissolution, dolomitization and fracturing have resulted in increased porosity. The expansion of diagenetic processes including fracture porosity and vuggy porosity has improved the reservoir quality of the fine-grained sedimentary microfacies. Intergranular and fracture porosity predominantly occur in the grainstone facies, while vuggy porosity is mainly associated with the wackestone facies.
Sequence stratigraphic studies have led to the identification of three 3rd-order depositional sequences and based on net-to-gross ratio, shale volume, porosity and water saturation, the TST of the second depositional sequence shows the best reservoir potential.
The presence of detailed facies in conjunction with the depositional sequences and zones with reservoir potential indicates a direct relationship between the fine-grained grainstone microfacies associated with bioclastic units and vuggy microfacies associated with the lagoon environment with the zones exhibiting high reservoir potential.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سازند سروک به سن کرتاسۀ میانی (آلبین- تورونین)، سنگ مخزن بسیاری از مخازن زاگرس و خلیج‌فارس است که بخش درخور توجهی از ذخایر هیدروکربنی را در خود جای داده است. سنگ‌های کربناته یکی از متداول‌ترین سنگ مخزن‌های دنیا محسوب می‌شوند که غالباً به‌صورت سنگ‌آهک و دولومیت‌ا‌ند (Motiei 1993). ذخایر نفت و گاز ایران همچون سازند آسماری، ایلام و سروک که در میدان‌های جنوب و جنوب غربی ایران قرارگرفته‌اند، در مخازن کربناته انباشته شده‌اند. انحلال سنگ‌های آهکی و همچنین قابلیت شکنندگی، موجب ایجاد درز و شکاف در آنها و درنتیجه افزایش تخلخل و تراوایی شده و شرایط مناسب را برای ایجاد سنگ مخزن فراهم کرده است (Motiei 1993; Ghabeishavi et al. 2010).

سازند سروک به‌علت داشتن پتانسیل مخزنی هیدروکربوری، یکی از واحدهای سنگ چینه‌ای مهم در حوضۀ زاگرس است. برش نمونۀ این سازند در تنگ سروک، واقع در یال جنوبی تاقدیس کوه بنگستان در 4 کیلومتری شمال ‌غربی بهبهان در استان خوزستان واقع شده است، این سازند جزء گروه بنگستان است و در منطقۀ الگو (تنگ سروک)، ستبرای بیش از 821 متر دارد (James and Wynd 1965). مرز زیرین سازند سروک با سازند کژدمی به‌صورت تدریجی و پیوسته و مرز بالایی آن با سازند ایلام، ناپیوسته و همراه با یک نبود رسوب‌گذاری مهم است (Motiei 1993). این سازند در زاگرس مرکزی و خاوری، شامل دو رخسارۀ مهم کربنات‌های کم‌عمق (رودیست‌دار) و ژرف (الیگوستژین‌دار) است که در فارس ساحلی با دو عضو آهک اربیتولینادار (عضو مدود) و مارن‌های اگزوژیرادار (عضو احمدی) جایگزین می‌شود (James and Wynd 1965). مطالعات انجام‌شده در زاگرس مرکزی و خاوری نشان می‌دهد با پیشروی نسبی سطح آب دریاها در کرتاسۀ میانی، رسوبات سازند سروک در یک رمپ کربناتۀ هموکلینال دارای ریف‌های کومه‌ای رودیستی، نهشته شده‌اند (Mehrabi et al. 2022). جایگاه میدان نفتی مطالعه‌شده در جنوب غربی ایران، در ناحیۀ فروافتادگی دزفول شمالی واقع شده است (شکل 1). این ساختمان روند شمال‌ غرب- جنوب ‌شرق دارد. ضخامت بخش حفاری‌شده از این سازند در این چاه، حدوداً 455 متر است که مرز بالایی آن با سازند ایلام از نوع فرسایشی است و احتمالاً در مرز پایینی آن، شیل‌های کژدمی قرار گرفته است.

 

تاریخچۀ موضوع و پیشینۀ پژوهش

در سال‌های اخیر، مطالعات بسیاری دربارۀ محیط رسوبی، دیاژنز، کیفیت مخزنی و چینه‌نگاری سکانسی سازند سروک انجام شده است (Kiani et al. 2018; Saeedi Razavi et al. 2019; Alishvandi etal. 2020; Esfandyari et al. 2022). با توجه به مطالعات پیشین، سازند سروک عمدتاً متشکل از کربنات‌های کم‌عمق است که در یک محیط رمپ کربناته نهشته شده و مشتمل بر سه کمربند رمپ داخلی، میانی و خارجی‌ است، پتانسیل مخزنی در رخساره‌های رودیست‌دار به مراتب بیش از دیگر رخساره‌هاست و شکستگی‌ها موجب افزایش تخلخل و تراوایی شده است (Abasaghi et al. 2013). سازند سروک در مطالعات پیشین، غالباً از سه سکانس رسوبی ردۀ سوم تشکیل شده است (Alishvandi et al. 2018). به‌منظور شناخت هرچه بهتر سنگ‌های مخزنی سازند سروک، به بررسی پتروگرافی و شناسایی رخساره‌ها برای تعیین محیط رسوبی و همچنین تأثیر انواع فرآیندهای دیازنزی بر کربنات‌های این سازند و درنهایت ارزیابی پتروفیزیکی در چهارچوب چینه‌نگاری سکانسی پرداخته شده است (Alishvandi et al. 2018; Esfandyari et al. 2022).

 

 

 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی میدان مطالعه‌شده

 

Fig 1- Geographical location of the field studied

 

 

روش کار و شیوۀ انجام مطالعه

 به‌منظور تعیین ریزرخساره‌های رسوبی (میکروفاسیس‌ها) و عوارض دیاژنزی تأثیرگذار بر کربنات‌های سازند سروک، مطالعات پتروگرافی بر 2111 مقطع نازک تهیه‌شده از خرده‌های حفاری در میدان مطالعه‌شده انجام شده است. درصد فراوانی اجزای تشکیل‌دهنده با استفاده از چارت‌های مقایسه‌ای فلوگل Flugel (2016) محاسبه و برای نام‌گذاری رخساره‌های کربناته، از تقسیم‌بندی Dunham (1962) و Embery and Klovan (1971) استفاده شده است. به‌منظور مقایسۀ رخساره‌های کربناته، از رخساره‌های استاندارد Flugel (2016) استفاده شده است. کیفیت مخزنی با نرم‌افزار ژئولاگ و روش مولتی‌مین انجام گرفته است. نگارهای استفاده‌شده در ارزیابی پتروفیزیکی، شامل نگار گاما (GR)، چگالی (RHOB)، نوترون (NPHI)، صوتی (DT) ، نگارهای مقاومتی (LLD, LLS, MSFL) و نگار قطرسنجی است. سکانس‌های رسوبی براساس تغییرات ریزرخساره‌ها، پیک‌های لاگ گاما و بایوزون‌ها به دست آمده است. برای شناسایی سن سازند سروک از اطلاعات موجود در پالئولاگ‌ها استفاده شد.

بحث و تحلیل یافته‌های پ‍‍ژوهش

ضخامت قسمت حفاری‌شدۀ سازند سروک در این چاه، 455 متر و سنگ‌آهک، چرتی‌شده، دولومیتی و اندکی شیل است (شکل 2). به‌طور کلی برای تعیین محیط رسوبی کربنات‌ها، شناخت اجزای تشکیل‌دهنده و رخساره‌های رسوبی الزامی است؛ بنابراین پتروگرافی اجزای تشکیل‌دهنده و شناسایی رخساره‌ها برای تعیین محیط رسوبی سازند سروک در میدان مطالعه‌شده، بررسی شده است.

توصیف و تفسیر رخساره‌ها: مطالعات پتروگرافی به شناسایی 9 ریزرخساره در سه زیرمحیط لاگون، پشته‌ماسه‌ای بایوکلستی و دریای باز منجر شده است. ریزرخساره‌های شناسایی‌شده متعلق به کمربندهای رخساره‌ای رمپ داخلی و رمپ میانی و به ترتیب شامل موارد زیرند:

 

رخساره‌های رمپ داخلی[1]

کمربند رخساره‌ای لاگون[2]: این کمربند رخساره‌ای جزء محیط‌های دریایی کم‌عمق است و از زیرمحدودۀ اینترتایدال تا بخش‌های کم‌عمق ساب تایدال تشکیل می‌شود. کمربند رخساره‌ای لاگون با سدهایی از نوع ریف یا ماسه‌هایی از جنس آهک محدود می‌شوند و ارتباط آ‌نها به‌طور کلی و یا به مقدار کم، از آب‌های دریای باز قطع می‌شود. لاگون یک محیط آرام است و ازنظر شوری احتمالاً نرمال، شور، لب‌شور و یا حتی خیلی شور است. آلوکم‌ها در این قسمت از سمت خشکی به‌سمت دریا افزایش می‌یابند و رخساره‌ها از مادستون به وکستون، پکستون و یا حتی گرینستون تغییر می‌کنند. کف لاگون‌ها تحت تأثیر و نفوذ نرم‌تنان همانند شکم‌پایان، دوکفه‌ای‌ها، جلبک‌های سبز و فرامینیفرها قرار دارند و آشفتگی زیستی به‌وسیلۀ سخت‌پوستان (استراکود) و دوکفه‌ای‌ها زیاد دیده می‌شود (Tucker 2001). چهار رخساره در این محیط شناسایی شده است که عمدتاً از فرامینیفرهای بنتیک (میلیولید، نزازاتا، تکستولاریا، آلوئولینا و ...)، پلوئید و خرده‌های جلبک (عمدتاً داسی‌کلادها) و خارپوست تشکیل شده‌اند.

 

پکستون- وکستون دارای اسپیکول، پلوئید و فرامینیفرهای بنتیک (MF1): این ریزرخساره بافت وکستون- پکستونی دارد و عمده‌ترین اجزای تشکیل‌دهندۀ آن، اسپیکول اسفنج با فراوانی 30 تا 35درصد و فرامینیفرهای بنتیک، عمدتاً میلیولیدها با فراوانی 10 تا 15درصد است. اجزای فرعی‌تر این رخساره جلبک‌های سبز، قطعات خردشدۀ بایوکلست‌ها و پلت‌اند که در یک زمینۀ گل کربناته قرار گرفته‌اند. از فرآیندهای دیاژنزی موجود در این رخساره، به فشردگی، نئومورفیسم افزایشی، شکستگی و سیمانی‌شدن اشاره می‌شو‌د. تخلخل‌های ایجادشده عمدتاً ثانویه و در اثر شکستگی و انحلال بایوکلست‌های آراگونیتی ایجاد شده‌اند. این ریزرخساره جورشدگی ضعیفی دارد و تخلخل اولیۀ آن معمولاً از نوع درون‌دانه‌ای است (شکل 3، تصویر A).

تفسیر: میلیولیدها در محیط کم‌عمق آب، گردش آب محدود و نیمه‌شور تا شوری بالا دیده می‌شوند .(Flugel 2016) همچنین گیل  (Geel 2000; Flugel 2016) مجموعه میلیولیدها را به محیط لاگون نسبت داده است. با توجه به ویژگی‌های بیان‌شده، نتیجه این است که رسوب‌گذاری این رخساره در محیط لاگون انجام شده است .(Adabi et al. 2016) شایان ذکر است که این ریز رخساره با رخسارۀ RMF 20 فلوگل (Flugel 2016) مقایسه‌شدنی است.

 

 

 

شکل 2- ستون چینه‌شناسی سازند سروک در میدان مطالعه‌شده

Fig 2- The stratigraphy column of Sarvak formation in the studied field

 

 

 

وکستون دارای فرامینیفرهای بنتیک (MF2): این ریزرخساره از نوع وکستون است و عمده‌ترین اجزای تشکیل‌دهندۀ آن، فرامینیفرهای بنتیک ازجمله میلیولید، نزازاتا و تکستولاریا، آلوئولینا با فراوانی حدود 15 تا 20 و روتالیا و دیسیکلینا با فراوانی کمتر از 5درصدند. تنوع فرامینیفرهای بنتیک در این رخساره به نسبت بالاست (شکل 3، تصاویر B و C). از اجزای فرعی این ریزرخساره به پلوئیدها و دانه‌های اسکلتی مانند گاستروپودا اشاره می‌شود که در یک زمینۀ گل کربناته واقع شده‌اند. از فرآیندهای دیاژنزی موجود در این رخساره به شکستگی، فشردگی، انحلال، دولومیتی‌شدن، پیریتی‌شدن هم در زمینه و هم در حجره‌های فرامینیفرها، میکریتی‌شدن و سیمانی‌شدن اشاره می‌شود که فراوانی دولومیتی‌شدن بیش از دیگر فرآیندهای دیاژنزی است و غالباً در زمینۀ میکریتی و امتداد استیلولیت‌ها شکل گرفته است. این ریزرخساره جورشدگی ضعیف تا متوسطی دارد. تخلخل‌های اولیه عمدتاً از نوع درون‌دانه‌ای است که غالباً با سیمان پر شده است و تخلخل‌های ثانویه عمدتاً تخلخل‌های از نوع شکستگی، تخلخل‌های قالبی در بیوکلاست‌های آراگونیتی، تخلخل‌های ایجادشده بین بلورهای دولومیت‌ها و گاهی تخلخل‌های حفره‌ای است که ارتباطی با هم ندارند.

تفسیر: اگرچه میلیولیدها در محیط‌های کم‌عمق با شوری متوسط تا خیلی شور یافت می‌شوند، به‌طور کلی شاهدی برای محیط لاگون در نظر گرفته می‌شوند. وجود فرامینیفرهای بنتیک به‌همراه بقایای جلبک‌های سبز، حاکی از نهشت این ریزرخساره‌ها در شرایط آرام و چرخش محدود آب در قسمت‌های ژرف‌تر از ریزرخساره MF1 در لاگون است. همچنین با توجه به فابریک و اندازۀ بلورهای بسیار ریز و کمبود فسیل، می‌تواند تأییدی بر این موضوع باشد (Alsharhan and Kendall 2003; Tasli et al. 2006; Flugel 2016). این ریزرخساره با رخسارۀ RMF 20 فلوگل (Flugel 2016) تطابق‌دادنی است.

مادستون دارای فرامینیفرهای بنتیک (MF3) : این رخساره زمینه‌ای با بیش از90درصد میکریت دارد و ازجمله موجودات آن  به فرامینیفرهای بنتیک ازجمله میلیولید اشاره می‌شود (شکل 3، تصویرD). ازجمله فرآیندهای دیاژنزی موجود در این رخساره، به سیمانی‌شدن، استیلولیتی‌شدن، نئومورفیسم افزایشی، دولومیتی‌شدن، پیریتی‌شدن، هماتیتی‌شدن و شکستگی‌ اشاره می‌شود. تخلخل اولیه در این ریزرخساره از نوع درون‌دانه‌ای است که بخشی از آن در طول دیاژنز با سیمان پر شده است و تخلخل‌های ثانویه غالباً از نوع شکستگی و تخلخل بین بلورهای دولومیت است.

تفسیر: به‌طور کلی ماهیت دانه‌ریز این رخساره نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در محیط کم‌انرژی و تنوع کم فونا تأییدی بر چرخش محدود آب است (Saber 2012; Flugel 2016). این رخساره با رخسارۀ RMF 19 فلوگل (Flugel 2016) مقایسه‌شدنی است.

پکستون حاوی جلبک داسی‌کلاداسه‌آ، اکینوئید، فرامینیفر بنتیک و پلوئید (MF4): اصلی‌ترین اجزای این رخساره، جلبک داسی‌کلاداسه‌آ با فراوانی 30 تا 40درصد و پلوئید و خارپوست با فراوانی 25 تا 30درصد است که همراه با آلوکم‌های فرعی‌تر مانند فرامینیفرهای بنتیک با فراوانی حدود 10درصد در یک زمینۀ میکریتی قرار گرفته‌اند. از فرآیندهای دیاژنزی موجود در این رخساره، به انحلال، سیمانی‌شدن و شکستگی اشاره می‌شود. تخلخل اولیه در این رخساره از نوع درون‌دانه‌ای است که غالباً در طول دیاژنز سیمانی شده است و تخلخل‌های ثانویه از نوع حفره‌ای در زمینۀ میکریتی، تخلخل‌های قالبی در بیوکلاست‌های آراگونیتی، مانند جلبک‌های داسی‌کلاداسه‌آ و تخلخل‌های حاصل از شکستگی است (شکل 3، تصاویر E و F).

تفسیر: با توجه به شواهد موجود، حضور پلوئیدها در ماتریکس گل آهکی و همچنین حضور فراوان جلبک‌های سبز، تأییدی بر رسوب‌گذاری این ریزرخساره در محیط کم‌عمق زیر جزرومدی، یا به‌عبارتی لاگون با نرخ رسوب‌گذاری پایین است (Geel 2000; Romero et al. 2002; Schulze et al. 2005; Scholle and Scholle 2006; Ghafari et al. 2017) جلبک‌های خانوادۀ داسی‌کلاداسه‌آ[3] یکی از شاخص‌های محیط دریایی نرمال، لب‌شور و خیلی شور واقع در مناطق حاره‌ای، آب‌های با انرژی کم، لاگون‌های محفوظ و پهنۀ ریف‌اند (Bucur and Sasaran 2005). این رخساره جورشدگی متوسطی دارد و با RMF 20 فلوگل (Flugel 2016) مقایسه‌شدنی است.

کمربند رخساره‌ای پشته‌های ماسه‌ای بایوکلستی[4]: جایگاه محیطی پشته‌های ماسه‌ای با ریزرخساره‌های گرینستونی و خرده‌های اسکلتی فراوان مشخص می‌شود. کمربند رخساره‌ای پشته‌های ماسه‌ای، در زمان رسوب‌گذاری دائماً تحت تأثیر امواج قرار داشته است (Flugel 2016; Tucker 2001). این رخساره بافت پکستون تا گرینستونی و نیز گسترش خوبی در چاه مطالعه‌شده در سازند سروک دارد. سدها چه از نوع ریف و چه از نوع ماسه‌ای باشند، باعث محدودشدن آب‌های محیط لاگون با محیط دریای باز می‌شوند که این محدودیت به‌طور کلی و یا به مقدار کم، با آب‌های دریای باز در ارتباط است. دو ریزرخساره در این محیط شناسایی شده است که عمدتاً از پلوئیدها، فرامینیفرهای بنتیک و خرده‌های رودیست تشکیل شده‌اند.

گرینستون پلوئیدی بیوکلاست‌دار(MF5): این ریزرخساره از سنگ‌آهک با بافت گرینستون تشکیل شده است که عمده‌ترین آلوکم‌های آن حاوی فرامینیفرهای بنتیک ریز مانند میلیولیده، نزازاتا و تکستولاریاست که غالباً میکریتی شده‌ و در داخل سیمان کلسیت اسپاری قرار گرفته‌اند. دانه‌های جهت‌دار، وجود جریان‌های کششی را در محیط نشان می‌دهد. از فرآیندهای دیاژنزی  به سیمان هم‌بعد یا دروزی در بین دانه‌ها و انحلال اشاره می‌شود. این ریزرخساره جورشدگی و گردشدگی نسبتاً خوبی دارد (شکل 4، تصاویر A و B).

تفسیر: زمینۀ اسپارایتی، پلوئیدهای با جورشدگی و گردشدگی بسیار خوب و بافت گرینستونی، همگی نشان‌دهندۀ محیط پرانرژی رخسارۀ سدی است که بالاتر از خط امواج عادی آب دریا[5] و جداکنندۀ آب‌های آزاد دریا از آب‌های محدودشدۀ لاگون است (Flugel 2016). این ریزرخساره با کمربند رخساره‌ای RMF 27 فلوگل (Flugel 2016) مقایسه‌شدنی است.

گرینستون حاوی پلوئید و رودیست (MF6): خرده‌های اسکلتی شامل قطعات به نسبت جورشدۀ رودیست و کمی خارپوست به‌همراه پلوئید است که در زمینۀ اسپارایتی قرار گرفته‌اند. دانه‌ها پوشش میکریتی دارند. فابریک دانه‌های جهت‌دار، وجود جریان‌های کششی را در محیط نشان می‌دهند. از فرآیندهای دیاژنزی به میکریتی‌شدن، سیمانی‌شدن و انحلال اشاره می‌شود. تخلخل در این ریزرخساره به‌صورت موضعی از نوع بین ذره‌ای و حفره‌ای است. این رخساره جورشدگی به نسبت خوبی دارد (شکل 4، تصاویر C و D).

تفسیر: میزان گردشدگی خوب، نبود زمینۀ میکریت و بافت گرینستونی، نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری این ریزرخساره در محیط پرانرژی و کم‌عمق است (Burchette and Wright 1992). این ریزرخساره با RMF26 فلوگل (Flugel 2016) مقایسه‌شدنی است.



 

شکل 3- A، پکستون- وکستون دارای اسپیکول، پلوئید و فرامینیفرهای بنتیک؛ B و C وکستون دارای فرامینیفرهای بنتیک؛ D، مادستون دارای فرامینیفرهای بنتیک؛ E و F، پکستون حاوی جلبک داسی‌کلاداسه‌آ، اکینوئید، فرامینیفر بنتیک و پلوئید

Fig 3- A: Packstone-Wackestone with sponge spicule, peloid and benthic foraminifera, B and C: Benthic foraminifera wackestone, D: Benthic foraminifera mudstone, E and F: Benthic foraminifera, echinoid, peloid with dasycladaceae algal packstone.

 

شکل 4- A و B، گرینستون پلوئیدی بیوکلاست‌دار؛ C و D، گرینستون حاوی پلوئید و رودیست

Fig 4- A and B: Bioclast peloidal grainstone, C and D: Rudist peloidal grainstone

 

 

رخساره‌های رمپ میانی[6]

کمربند رخساره‌ای دریای باز کم‌عمق[7]: ریزرخساره‌های دریای باز به‌علت داشتن زمینۀ سنگ از نوع میکریتی، به‌صورت گل‌پشتیبان (Mud supported) در زیر خط اثر امواج و شرایط آرام تشکیل یافته است (Vaziri Moghadam et al. 2006). بیشتر اجزای اسکلتی کمربند رخساره‌ای دریای باز نسبت‌به شوری آب دریا حساس‌اند (Flugel 2016). سه ریزرخساره در این بخش شناسایی شده‌اند که عبارت‌اند از:

رودستون- پکستون رودیست‌دار (MF7): بخش اعظم این رخساره را قطعات درشت رودیست به‌همراه مقدار کمی فرامینیفرهای بنتیک و خرده‌های اکینودرم تشکیل می‌دهند که در زمینۀ میکریت قرار گرفته‌اند. از فرآیندهای دیاژنزی  به تراکم فیزیکی و شیمیایی (انحلال فشاری) در محل برخورد آلوکم‌ها و انحلال آلوکم‌های با ترکیب شیمیایی ناپایدار اشاره می‌شود. اکسیدهای آهن در مسیر استیلولیت‌ها دیده می‌شود. تخلخل‌های موجود غالباً از نوع شکستگی قالبی در اثر انحلال دانه‌های ناپایدار و تخلخل‌های ایجادشده در امتداد استیلولیت‌هاست. این ریزرخساره جورشدگی ضعیفی دارد (شکل 5، تصاویر A و B)؛

تفسیر: حضور رودیست‌های بزرگ، شرایط با انرژی بالا و بالاتر از خط اثر امواج در شرایط آرام را نشان می‌دهد و به محیط جلوی پشته‌های بایوکلستی[8] نسبت داده می‌شود (Blomerier et al. 2009; Ghabeishavi et al. 2010). این ریزرخساره با ریزرخسارۀ رمپ RMF 26 فلوگل (Flugel 2016) مقایسه‌شدنی است؛

ریزرخسارۀ پکستون رودیست‌دار (MF8): در این ریزرخساره قطعات ریزدانه و خردشدۀ رودیست‌ها به‌صورت فشرده‌ای و واریزه‌ای در زمینۀ میکریتی کنار هم قرار گرفته‌اند. جورشدگی در آ‌نها ضعیف است و قطعات زاویه‌دارند. در این رخساره، سیمانی‌شدن بسیار کم است و سنگ‌شدگی بیشتر در اثر تراکم رخ داده است؛ اما به‌طور موضعی، تخلخل حفره‌ای و شکستگی مشاهده می‌شود. تراکم، فرآیند دیاژنزی غالب در این رخساره است (شکل 5، تصاویر C و D).

تفسیر: رودیست‌ها در محیط‌های با درجه حرارت بالاتر از 25 درجه و شوری متغیر توسعه و گسترش دارند؛ بنابراین شرایط آب و هوایی در زمان تشکیل رسوبات ناحیۀ مطالعه‌شده برای زیست آنها گرم و مناسب بوده است (Kauffman and Johson 1988). به نظر می‌رسد که ماتریکس، حاصل فرسایش مکانیکی خرده‌های ریفی باشد. انتقال به‌وسیلۀ طوفان‌ها به تجمع بلوک‌های ریفی و خرده‌های ریفی روی شیب و هم در پشت ریف و تا لاگون منجر می‌شود. این ریزرخساره با ریزرخسارۀ رمپ RMF9 فلوگل (Flugel 2016) مقایسه‌شدنی است.

بایوکلست وکستون تا پکستون (MF9): در این ریزرخساره خرده‌های خارپوست به‌همراه دوکفه‌ای‌های ریز، گاستروپود و استراکد در یک زمینۀ میکریتی قرار گرفته‌اند که ازجمله فرآیندهای دیاژنتیکی آن، تراکم مکانیکی و ایجاد شکستگی‌های تکتونیکی، تشکیل استیلولیت‌ها و تشکیل سیمان‌های تدفینی است. تخلخل‌‌های موجود در این بخش غالباً انحلالی و شکستگی است. شایان ذکر است که تخلخل درون ذره‌ای و قالبی نیز در آن دیده می‌شود. این رخساره جورشدگی نسبتاً ضعیفی دارد (شکل 5، تصاویر E و F).

تفسیر: با توجه به فراوانی ماتریکس گلی، حضور فرامینیفرهای بنتیک، خارپوست، خرده‌هایی از دوکفه‌ای و مقدار بسیار کمی از فرامینیفرهای پلانکتونیک، این ریزرخساره به بخش‌های ابتدایی دریای باز و در زیر سطح اساس امواج عادی نهشته شده است (Mehrabi et al. 2014; Eweda et al. 2017). به‌دلیل وجود اجزای فسیلی دریای باز، نظیر خرده‌های خارپوست، این ریز رخساره را می‌توان به محیط سد و به طرف دریای باز در نظر گرفت (Heckel 1972). فراوانی بالای خرده‌های اسکلتی در اندازه‌های مختلف و گل کربناته در زمینه، نشان‌دهندۀ کاهش انرژی در محیط است و حضور فرامینیفرهای پلانکتونیک تشکیل این رخساره را در یک محیط حد واسط ازنظر عمق، پس از محیط سدی و در ابتدای رمپ بیرونی (انتهای رمپ میانی) نشان می‌دهد (Flugel 2016). فراوانی ماتریکس نشان‌دهندۀ وجودنداشتن انرژی کافی برای انتقال گل آهکی است، همچنین حضور مقادیر اندک سیمان در برخی از بخش‌های آن، نشان‌دهندۀ محیط دریای باز با انرژی بیشتر است (Folk 1962). این ریزرخساره با ریزرخسارۀ RMF7 فلوگل (Flugel 2016) انطباق‌دادنی است

 

 

 

شکل 5- A و B، رودستون- پکستون رودیست‌دار؛ C و D، ریزرخسارۀ پکستون رودیست‌دار و E و F، بایوکلست وکستون تا پکستون

Fig 5- A and B: Rudist packstone-rudstone, C and D: Rudist packstone, E and F: Bioclast Wackestone to Packstone

 

مدل رسوبی: با توجه به مطالعات پیشین (Asadi et al. 2017; Gholami Zadeh et al. 2019)، اطلاعات دیرینه‌شناسی و وضعیت تکتونیکی منطقۀ مطالعه‌شده در زمان نهشته‌شدن سازند سروک (Skeltone et al. 2003)، تعیین ریزرخساره‌ها و مقایسۀ آنها با ریزرخساره‌های استاندارد فلوگل (Flugel 2016) انجام و مشخص شد که کربنات‌های سازند سروک در یک پلتفرم کربناته از نوع رمپ هموکلینال نهشته شده‌اند (شکل 6). درنهایت ستون چینه‌شناسی به‌همراه بافت، توزیع عمودی ریزرخساره‌ها و موقعیت آنها در رمپ کربناته ترسیم شد (شکل 7).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6- مدل رسوبی سازند سروک

Fig 6- Sedimentary model of the Sarvak Formation

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7- تلفیق ستون چینه‌شناسی و رسوب‌شناسی سازند سروک در میدان مطالعه‌شده

Fig 7- Combination of stratigraphy column and sedimentology column Sarvak Formation in field study

 

 

دیاژنز

دیاژنز شامل طیف گسترده‌ای از فرآیندهای فیزیکی، شیمیایی و بیولوژیکی پس از رسوب‌گذاری است که طی آن رسوبات اولیه و سیالات بین روزنه‌ای آنها، در تلاش برای رسیدن به تعادل ژئوشیمیایی با محیط اطراف، با یکدیگر واکنش انجام می‌دهند (Flugel 2016). عوامل اصلی کنترل‌کنندۀ فرآیندهای دیاژنزی، شامل ترکیب شیمیایی و کانی‌شناسی رسوبات، تغییرات سطح آب دریا، شیمی سیالات درون حفره‌ای، نرخ جریان سیالات درون حفره‌ای، تاریخچۀ زمین‌شناسی رسوبات، مانند تدفین یا بالاآمدگی، شرایط آب و هوایی در زمان دیاژنز و ورود سیالات به حفرات است (Tucker and Wright 1990). طبق مطالعات میکروسکوپی انجام‌شده، فرآیندهای دیاژنزی شناسایی‌شده شامل انحلال، سیمانی‌شدن (از نوع کلسیت، هماتیت و تبخیری‌ها)، نئومورفیسم، آشفتگی زیستی، میکریتی‌شدن، استیلولیتی‌شدن و جانشینی (دولومیتی‌شدن، هماتیتی‌شدن، پیریتی‌شدن و سیلیسی‌شدن)، یا فیزیکی (فشردگی و شکستگی) هستند (شکل 8 و9) و درنهایت با توجه به مطالعات انجام‌شده، فراوانی تخلخل‌های موجود و توالی پاراژنتیکی در چاه مطالعه‌شده ترسیم شد (شکل 10 و 11).

 

 

 

شکل 8- A: میکریت؛ B: تراکم فیزیکی؛ C: استیلولیت؛ D: سیمان دروزی؛ E : سیمان هم‌بعد؛ F: سیمان رورشدی؛ G: سیلیسی‌شدن؛ H: پیریتی‌شدن؛ I: هماتیتی‌شدن؛ J: دولومیت نوع سوم؛ K: دولومیت نوع سوم دارای هستۀ ادخال‌دار؛ L: دواومیت نوع چهار؛ M: تخلخل بین بلوری؛ N: تخلخل بین بلوری دولومیت؛ O: آشفتگی زیستی

Fig 8- A: micrite, B: Mechanical compaction, C: stylolite, D: drusy cement, E: granular cement, F: Syntaxial overgrowth, G: silisification, H: pyritization, I: hematitization, J: dolomite type Ⅲ, K: dolomite type Ⅲ with inclusion, L: dolomite type Ⅳ, M: intergranular porosity, N: Dolomite Intercrystalline Porosity, O: bioturbation

 

شکل 9- A: تراکم؛ B: سیمان بلوکی؛ C: سیمان پرکنندۀ رگه؛ D: سیمان پویکیلوتوپیک؛ E: پیریت دانه تمشکی؛ F: دولومیت نوع دوم؛ G: تخلخل بین‌ دانه‌ای؛ H: تخلخل درون‌دانه‌ای؛ I: تخاخل حفره‌ای؛ J: تخلخل شکستگی

Fig 9- A: compaction, B: blocky cement, C: Vein filling cement, D: poikilotopic cement, E: raspberries type grain, F: dolomite type Ⅱ, G: intergranular porosity, H: intragranular porosity, I: vugy porosity, J: fracture porosity

 

 

فراوانی انواع تخلخل در کربنات‌های سازند سروک

پس از بررسی مقاطع نازک میکروسکوپی، درصد فراوانی انواع تخلخل در کربنات‌های سازند سروک در چاه‌ مطالعه‌شده محاسبه شده است. هما‌ن‌طورکه در نمودار دایره‌ای مشخص است، تخلخل بین دانه‌ای و شکستگی، بیشترین و تخلخل بین بلوری کمترین فراوانی را در این چاه دارد (شکل 10).

 

 

شکل 10- درصد فراوانی انواع تخلخل‌ها

Fig 10- Percentage of Abundance of Porosity Types

 

 

توالی پاراژنتیکی سنگ‌های کربناته سازند سروک

توالی پاراژنتیکی سازند سروک عبارت است از: تأثیر مجموعه‌ای از فرآیندهای دیاژنزی که از زمان رسوب‌گذاری رسوبات در کف دریا شروع شده و رسوبات را پس از رسوب‌گذاری در طی دفن کم‌عمق و عمیق و پس از بالاآمدگی تحت تأثیر قرار داده است (شکل 11). فرآیندهای دیاژنزی رسوبات این سازند را طی سه مرحلۀ ائوژنز، مزوژنز و تلوژنز تحت تأثیر قرار داده‌اند. ائوژنز اولین مرحلۀ دیاژنز بر رسوبات سازند سروک است که بلافاصله پس از ته‌نشست رسوبات و پیش از مرحلۀ دفن عمیق در نزدیکی سطح زمین بر رسوبات اثر می‌کند (Mansurbeg et al. 2006) و به دو صورت دیاژنز در محیط دریایی و جوی رخ داده است. تأثیر دیاژنز دریایی در سازند سروک در میدان مطالعه‌شده با وجود فرآیندهای آشفتگی زیستی، میکریتی‌شدن، سیمان سین تکسیال، گلوکونیتی‌شدن و پیریت درجازا مشخص می‌شود. محیط دیاژنز متائوریکی با توجه به شواهدی همچون انحلال، تخلخل‌های قالبی و حفره‌ای و تشکیل انواع سیمان‌های مربوط به محیط دیاژنتیکی، همچون سیمان تیغه‌ای، دروزی و هم‌بعد تشخیص‌دادنی است.

مرحله مزوژنز پس از ائوژنز انجام می‌شود و شامل دیاژنز تدفینی کم‌عمق و عمیق است که رسوبات سازند سروک در میدان‌های مطالعه‌شده را تحت تأثیر قرار داده است. شایان ذکر است که این مرحله تحت تأثیر عواملی چون فشار و دما، وزن لایه‌های بالایی و شیمی سیالات درون حفره‌ای است. در مراحل اولیۀ این نوع دیاژنز، فرآیندهایی مانند فشردگی شیمیایی و فیزیکی، دولومیتی‌شدن، تشکیل سیمان‌های چون بلوکی و دروزی، واکنش‌های گرمایی پایدارشدن کانی‌ها، دگرسانی و بلوغ مواد آلی و نئومورفیسم افزایشی انجام می‌گیرد   (Longman 1980)

تلوژنز آخرین مرحلۀ دیاژنزی است که رسوبات سازند سروک را تحت تأثیر قرار داده است. در این مرحله بالاآمدگی موجب قرارگرفتن رسوبات در معرض دیاژنز متائوریکی شده است. در اثر بالاآمدن سنگ‌های آهکی سازند سروک، چین‌خوردگی در رسوبات و درزه‌ها و شکستگی‌ها گسترش یافته‌اند. گفتنی است که بیشتر درزه‌ها با سیمان کلسیتی پر شده‌اند و تأثیر دوبارۀ آب‌های جوی بر رسوبات سروک باعث سیمان‌های تدفینی و انحلال بلورهای دولومیت شده است.

 

 

 

 

شکل 11- توالی پاراژنتیکی سازند سروک در چاه مطالعه‌شده

Fig 11- Paragenetic sequence of Sarvak Formation in the studied well

 

 

سکانس‌های رسوبی

در این مطالعه، اجزای سکانس‌های شناسایی‌شده شامل سیستم‌تراکت‌ها، مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر غرقابی است. تغییر رخساره‌ها در طول توالی برای مثال تبدیل رخساره‌ها از گل‌پشتیبان به گرینستونی و دانه‌پشتیبان و یا برعکس، تغییر ناگهانی رخساره‌ها از کم‌عمق به ژرف، وجود لایه‌های گلی و یا عمیق‌شدن رخساره‌ها، تغییر اندازۀ ذرات به طرف بالا و ماهیت ریزشوندگی و یا درشت‌شوندگی در تشخیص سیستم‌تراکت‌ها و سطوح چینه‌ای به ما کمک کردند. شایان ذکر است که وجود فرسایش و ناپیوستگی در قسمت بالایی سازند سروک، به تشخیص مرز سکانسی در چاه‌های مطالعه‌شده کمک کرد. براساس مطالعات انجام‌شده، 2 سکانس رسوبی کامل و یک سکانس ناقص تا عمق حفاری‌شده در سازند سروک، در چاه مطالعه‌شده شناسایی شده است.

سکانس‌های شناسایی‌شده تا عمق حفاری به ترتیب از پایین با رخسارۀ عمیق‌شونده به‌سمت بالا (TST) شروع شده و در ادامه به سطوح انتقالی حداکثر پیشروی سطح آب دریا (MFS) و درنهایت به رخساره‌های کم‌عمق شونده (HST) ختم شده‌اند. البته مرزهای سکانسی با نهشته‌شدن مجموعه میکروفاسیس‌های مربوط به محیط کم‌عمق‌تر لاگون تعیین و سیستم‌تراکت‌های[9] HST و[10] TST با توجه به توالی ریزرخساره‌ها نسبت‌به یکدیگر مشخص شده‌اند. در این مطالعه 3 سطح حداکثر غرقابی (MFS)[11] شناسایی شده است. برای تعیین‌کردن این سطح از قرارگیری نهشته‌های مناطق عمیق‌تر سازند بر  نهشته‌های مناطق کم‌عمق‌تر و همچنین افزایش در میزان پرتوی گاما استفاده شده است.

شرط‌های اعمال‌شده در هر چاه، در جداول زیر ارائه شده است که با توجه به شرایط هر چاه، کاتاف مربوط به آن چاه اعمال می‌شود (جدول 1).

 

جدول 1- کاتاف‌های اعمال‌شده

Table 1- Cutoffs

 

 

 

پس از اعمال شر‌ط‌ها، پارامترهای مخزنی برای هر سیستم‌ترکت محاسبه و پتانسیل مخزنی هر سیستم‌ترکت برآورد شده است. براساس مطالعات انجام‌شده، سه سکانس تا عمق حفاری‌شده در سازند سروک شناسایی شده است. با توجه به کاتاف‌های اعمال‌شده (جدول 1)، زون‌های دارای پتانسیل مخزنی و فاقد آن محاسبه و درنهایت ضخامت‌های تولیدی در هر سیستم‌تراکت مشخص شده است.

سکانس 1 از (SB TU- MFS TU) (HST1): ضخامت بخش مخزنی در این سیستم‌ترکت صفر است؛ زیرا هیچ عمقی شرط‌های فوق را نداشته است (جدول 2).

 

 

 

جدول 2- پتانسیل مخزنی سیستم‌ترکت HST1 از سکانس اول

Table 2- reservoir potential zones HST1

 

 

 

سکانس 1 از (MFS TU- SB CE3) (TST1): ضخامت قسمت مخزنی این سیستم ترکت به‌دلیل صادق‌نبودن شروط اعمالی صفر است (جدول3).

 

 

جدول 3- پتانسیل مخزنی سیستم‌ترکت TST1 از سکانس اول

Table 3- Reservoir potential zones TST1

 

 

 

سکانس 2 از (SB CE3 MFS CE3-) (HST2): ضخامت زون مخزنی در این سیستم‌ترکت 1 متر و دیگر پارامترهای مربوط به آن در تصویر نشان داده شده است (جدول 4).

 

 

 

جدول4- پتانسیل مخزنی سیستم‌ترکت HST2 از سکانس دوم

Table 4- reservoir potential zones HST2

 

 

 

سکانس 2 از (MFSCE3- SBCE2) (TST2): ضخامت بخش مخزنی در این سیستم‌ترکت در چاه 6.4 است و مقادیر هریک از پارامترهای مخزنی عبارت است از: NET TO GROSS= 16.4%, PHIE=4.4% SWE= 32% و Vsh=0% که نشان‌دهندۀ پتانسیل مخزنی بالای این سیستم‌ترکت نسبت‌به دیگر سیتم ترکت‌هاست (جدول 5).

 

 

جدول 5- پتانسیل مخزنی سیستم‌ترکت TST2 از سکانس دوم

Table 5- reservoir potential zones TST2

 

 

 

سکانس 3 از (SB CE2- MFS CE2) (HST3): پارامترهای مخزنی در این سیستم‌ترکت در جدول 6 مشاهده می‌شود که پتانسیل مخزنی نسبتاً خوبی دارد.

 

 

جدول 6- پتانسیل مخزنی سیستم‌ترکت HST3 از سکانس سوم

Table 6- reservoir potential zones HST3

 

 

 

سکانس 3 از (MFS CE2- TA) (TST3): با توجه به پارامترهای مخزنی همچون نسبت خالص به ناخالص، به ضخامت پایین مخزنی در این سیستم ترکت پی برده می‌شود (جدول 1).

 

 

جدول 7- پتانسیل مخزنی سیستم‌ترکت TST3 از سکانس سوم

Table 7- reservoir potential zones TST3

 

 

 

ارزیابی پتروفیزیکی

ارزیابی پتروفیزیکی یعنی چگونگی ایجاد یک مدل پتروفیزیکی براساس نمودارهای در دسترس از هر چاه که معمولاً این ارزیابی با نرم‌افزارهای مختلفی انجام می‌گیرد. در این مطالعه نیز از نرم‌افزار ژئولاگ استفاده شده است. آنالیز نمودارها براساس تخلخل، محتوای کانی و اشباع‌شدگی به‌وسیلۀ مدل احتمالی مولتی‌مین[12] در نرم‌افزار انجام گرفته است. شایان ذکر است که زون‌بندی مخزن در چارچوب چینه‌نگاری سکانسی انجام و پارامترهای مخزنی براساس محدوده‌های در نظر گرفته شده برای هر سیستم‌ترکت، محاسبه شده است (جدول 1 و شکل 12). ترسیم ریزرخساره‌ها در کنار سکانس‌ها و زون‌های دارای پتانسیل مخزنی، نشان‌دهندۀ ارتباط مستقیم ریزرخساره‌های گرینستونی مربوط به پشته‌های بایوکلستی و ریزرخساره‌های وکستونی مربوط به محیط لاگون با زون‌های دارای پتانسیل بالای مخزنی است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 12- تلفیق ارزیابی پتروفیزیکی با داده‌های پتروگرافی

Fig 12- Combining petrophysical evaluation with petrographic data

 

 

نتیجه‌

سازند سروک در این چاه ضخامت 455 متر دارد و لیتولوژی آن سنگ‌آهک، سنگ‌آهک‌های چرتی، دولومیتی و اندکی شیل است. سن احتمالی این سازند، آلبین- تورونین است و با ناپیوستگی فرسایشی در زیر سازند ایلام و احتمالاً بر سازند کژدمی قرار گرفته است.

تعداد 9 میکروفاسیس، متعلق به چهار زیرمحیط لاگون، شول بایوکلستی و دریای باز کم‌عمق شناسایی شده است و فراوانی بیشتر با میکروفاسیس‌های مربوط به محیط لاگون است. با توجه به تبدیل تدریجی رخساره‌ها، وجودنداشتن سدهای ریفی بزرگ، ساختارهای ریزشی و کلسی توربیدایت‌ها، محیط رسوبی سازند سروک در این مطالعه، از نوع رمپ کربناته است.

فرآیند سیمانی‌شدن، از مهم‌ترین فرآیندهای دیاژنزی است که موجب کاهش تخلخل در این سازند شده است. فرآیندهای استیلولیتی‌شدن، انحلال، دولومیتی‌شدن و شکستگی باعث افزایش تخلخل شده است.

گسترش فرآیندهای دیاژنزی، ازجمله تخلخل‌های حاصل از شکستگی و تخلخل‌های حفره‌‍ای، موجب افزایش کیفیت مخزنی ریزرخساره‌ها شده است. تخلخل غالب در رخساره‌های گرینستونی، از نوع بین ‌دانه‌ای و شکستگی و تخلخل غالب در رخساره‌های وکستونی، از نوع حفره‌ای غالباً به هم مرتبط است.

مطالعات چینه‌نگاری سکانسی به شناسایی 3 سکانس رسوبی ردۀ سوم منجر شده است و براساس نسبت خالص به ناخالص، حجم شیل، تخلخل و اشباع آب سیستم‌ترکت TST ازسکانس دوم، بهترین پتانسیل‌های مخزنی را دارد.

ترسیم ریزرخساره‌ها در کنار سکانس و زون‌های دارای پتانسیل مخزنی، ارتباط مستقیم ریزرخساره‌های گرینستونی مربوط به پشته‌های بایوکلستی و ریزرخساره‌های وکستونی مربوط به محیط لاگون را با زون‌های دارای پتانسیل بالای مخزنی نشان می‌دهد.

 

[1] Inner Ramp

[2] Lagoonal Facies Belt

[3] Dasycladacea

[4] Bioclast shoal

[5] Fair Weather Wave Base

[6] Mid Ramp

[7] Shallow Open Marine Microfacies

[8] Seaward shoal

[9] High stand system tract

[10] Transgressive system tract

[11] Maximum flooding surface

[12] multimin

References

Abasaghi F. 2013. Sequence stratigraphy and diagenesis of Sarvak Formation in Kupal oil field in wells No. 4, 20 and 48, Ferdowsi University, Iran, 98 p.
Adabi M.H. 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, NE Iran. Carbonates and Evaporites, 24: 16-32.
Adabi M.H. Kakemem U. 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.
Alishavandi Z. Rahimpour-Bonab H. Kadkhodaei A and Arian M. 2018. Investigating the effects of sedimentary environment and diagenetic processes on the quality of Sarvak reservoir formation within a sequence stratigraphic framework, Kupal Oil Field. Geosciences Scientific Quarterly Journal, 27(107): 277-286.
Aalishavandi Z. Rahimpour-Bonab H. Kadkhodaei A. and Arian M. 2020. Reservoir evaluation of the Sarvak Formation based on microfacies, diagenetic processes and flow units distribution. Geoscience, 29(116):145-160.
Alsharhan A.S. and Kendall C.G.St.C. 2003. Holocene coastal carbonates and evaporates of the southern Arabian Gulf and their ancient analogues. Earth-Science Reviews, 61: 191–243.
Asadi E. 2017. Lithostratigraphy, depositional environment and diagenetic characteristics of the Sarvak and Ilam formations in Chenareh anticline, south of Lorestan, PhD Thesis, Kharazmi University, Iran, 195p. in persian.
Blomeier D. Scheibner Ch. and Forke H. 2009. Facies arrangement and cyclostratigraphic architecture of a shallow-marine, warm-water carbonate platform: The Late Carboniferous Ny Friesland Platform in eastern Spitsbergen (Pyefjellet Beds, Wordiekammen Formation, Gipsdalen Group). Facies, 55: 291–324.
Bucur I.I. and Sasaran E. 2005. Relationship between algae and environment: an Early Cretaceous case study, Trascau Mountains, Romania. Facies, 51: 275–287.
Burchette T.P. and Wright V.P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79: 3-57.
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: W.E. Ham. (Ed.) Classification of carbonate rocks- A symposium. American Association of Petroleum Geologist Memoir, 1: 108-121.
Embery A.F. and Klovan J.E. 1971. A Late Devonian reef tract on northeastern Banks Island, Northwest territories. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19 (4): 730-781.
Esfandyari M. Mohseni H. 2022. Implication of well logs for evaluation of a carbonate reservoir: an example, the Sarvak Formation, Zagros Basin, SW, Iran. Geopersia, 12(1): 69-87.
Eweda S. Zakaria, A. El Bahrawy R. 2017. Late Cretaceous - Early Paleogene. bio- and sequence stratigraphy of west-central Sinai, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 130: 174-194.
Flügel E. 2016. Microfacies of Carbonate Rocks Analysis, Interpretation and Application. Second edition, 984 p.
Folk R.L. 1962. Spectral Subdivision of limestone types. In: Ham, W. E. (Ed.), Classification of carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 1: 62-84.
Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequence in carbonate platform and slope deposits; empirical models based on microfacies analysis of Paleogene deposits in Southeastern Spain: Paleo, 155: 211-238.
Ghabeishavi A. Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Taati F. 2010. Microfacies and depositional environment of the Cenomanian of the Bangestan anticline, SW Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 37(3):275-285.
Gholami Zadeh P. Adabi M.H. Sadeghi A. 2019. Microfacies, geochemistry and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation (Mid Cretaceous) in the Kuh-e Siah and Kuh-e Mond, Fars area, southern Iran. Journal of African Earth Sciences, 160:103634.
Ghafari M. Afghah M. and Ahmadi V. 2017. Paleoenvironmental distribution patterns of sequence stratigraphy in the Paleocene-Eocene deposits of Sekonj Trough Event (Central Iran). Journal of Geology, 7: 647-665.
Heckel P.H. 1972. Recognition of ancient shallow marine environments. Recognition of Ancient Sedimentary, 16: 226-286
James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium, agreement area. American Association of Petroleum Geologists, Bulletin, 49: 2182-2245.
Kaufman J. Cander H.S. Daniels L. D. and Meyers W. J. 1988. Calcite cement stratigraphy and Cementation history of the Burlington-KeoKuk Formation (Missisipian), Illinois and Missouri. Journal of Sedimentary Research, 58: 312- 326.
Kiani A. Saberi M.H. Zarenezhad B. Asadi Mehmandosti Rahmani N. 2018. Interpretation of sedimentary environment and factors affecting reservoir quality in upper Sarvak Formation in one the oil fields of Abadan plain, Iranian Joural of Petrolum Geology, 16: 78-103.
Longman M.W. 1980. Carbonate diagenesis textures from nearsurface diagenetic environments, American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 64: 461 - 487.
Mansurbeg H. El-ghali M. A. Morad S. and Plink-Björklund P. 2006.The impact of meteoric water on the diagenetic alterations in deep-water, marine siliciclastic turbidites. Journal of Geochemical Exploration, 89(1-3): 254-258.
Mehrabi H. Sobhani Foroshani J. Rahimpour-Bonab H. 2022. Controls of depositional and diagenetic processes on the distribution of reservoir rock types in carbonate reservoirs; A case from the Sarvak Formation in the Dezful Embayment. Kharazmi journal of Earth sciences 7(2): 171-199.
Mehrabi H. Rahimpour-Bonab H. Enayati-Bidgoli A.H. and Navidtalab A. 2014. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Upper Cretaceous Ilam Formation in central and southern parts of the Dezful Embayment, SW Iran. Carbonates Evaporites, 29 (3): 263-278.
Motiei H. 1993. Geology of Iran. The stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran, Tehran, 536p.
Romero J. Caus E. and Rosell J. 2002. A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on late Middle Eocene deposits on the margin of the South Pyrenean basin (NE Spain). Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 179 (1-2): 43-56.
Saber S.G. 2012. Depositional framework and sequence stratigraphy of the Cenomanian – Turonian rocks on the western side of the Gulf of Suez, Egypt. Cretaceous Research, 37: 300-318.
Saeedi Razavi B. Askari F. Kamali M.R. and Kazemzadeh E.2019. Biostratigraphy, microfacies, depositional environment and sequence stratigraphy of the Sarvak Formation in one of the oilfields, southwest Iran. Sedimentary Facies, 12(1): 91-108.
Scholle P.A. and Ulmer-Scholle D.S. 2006, A color guid to the petrography of carbonate rocks: grains, textures, porosity, diagenesis, Published by American Association of Petroleum Geologists, Tulasa, Oklahoma, U.S.A. 474p.
Schulze F. Kuss J. and Marzouk A. 2005. Platform configuration, microfacies and cyclicities of the upper Albian to Turonian of west-central Jordan. Facies, 50: 505–527.
Skelton P. Spicer R. A. Kelly S. P. and Gilmour L. 2003. The Creataceous World, Cambridge University Press, 360.
Tasli K. Özer E. and KOC H. J. G. 2006. Benthic foraminiferal assemblages of the Cretaceous platform carbonate succession in the Yavca Area (Bolkar Mountains, S Turkey): Biostratigraphy and Paleoenvironments. Geobios, 39: 521-533.
Tucker M.E. and Wright V.P. 1990. Carbonate sedimentology. Blackwell Scientific Publications, 482.
Tucker M.E. 2001. Sedimentary Petrology. Third Edition, Blackwell, Oxford, 260.
Vaziri-Moghaddam H. Kimiagari M. and Taheri A. 2006. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari Formation in SW Iran. Facies, 52(1): 41-51.
 
 
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 39, Issue 1 - Serial Number 90
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 39, Issue 1, No. 90, Spring 2023
January 2023
Pages 103-125

Files

Share

How to cite

Statistics