Document Type : Research Paper
Authors
1 Assistant Professor, Department of Petroleum and Sedimentary Basin Geology, Faculty of Earth Sciences and GIS, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
2 MSC Graduated from Department of Petroleum and Sedimentary Basin Geology, Faculty of Earth Sciences and GIS, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
3 PhD of Geology, National Iranian South Oil Company, Ahvaz, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
سازند آسماری مهمترین مخزن کربناتۀ میوسن در کمربند چینخورده–رانده زاگرس، نقش بنیادینی در تولید نفت ایران دارد و از دیرباز در مطالعات رسوبشناسی، چینهنگاری و زمینشناسی نفت به آن توجه شده است (James & Wynd 1965; Motiei 1993; Alavi 2004). این سازند با ستبرای درخور توجه و گسترش وسیع در ناحیۀ فروافتادگی دزفول و دیگر زیرحوضههای زاگرس، معرف یک چرخۀ رسوبگذاری کمعمق دریایی در دوران الیگوسن تا میوسن است (Van Buchem et al. 2010; Hajikazemi et al. 2010). سازند آسماری در حوضۀ رسوبی زاگرس عمدتاً در بازۀ الیگوسن پسین تا میوسن پیشین نهشته شده است و بخش اصلی سیستم کربناتۀ کمعمق دورۀ سنوزوییک را در این حوضه تشکیل میدهد. این واحد سنگی در بازۀ روپلین (Rupelian) تا اکیتانین (Aquitanian) تهنشست یافته و همزمان با گسترش پلتفرم کربناتۀ کمعمق در جنوب و جنوب غرب ایران شکل گرفته است. چارچوب زمانی مذکور براساس مطالعات چینهشناسی، بیوزوناسیون فرامینیفرهای بزرگ و همبستگی ناحیهای از سوی پژوهشگران متعددی تأیید شده است (James & Wynd 1965; Adams & Bourgeois 1967; Motiei 1993; Laursen et al. 2009; Vaziri-Moghaddam et al. 2010; van Buchem 2010; Dill et al. 2020 ) (شکل B۱). مطالعات متعددی الگوی رسوبگذاری این سازند را بهصورت رمپ کربناتۀ هموکلینال تفسیر کردهاند که در آن رخسارههای جزرومدی، لاگون، سد ریفی و دریای باز بهصورت جانبی و تدریجی در کنار یکدیگر گسترش مییابند (Heidari et al. 2014). چنین پلتفرمهایی نسبتبه تغییرات سطح دریا بسیار حساساند و نوسانات نسبی سطح آب دریا موجب شکلگیری چرخههای رسوبی و سکانسهای ردیابیپذیر در مقیاس چینهنگاری سکانسی میشود (Posamentier & Allen 1999; Catuneanu 2022). در دهههای اخیر، کاربرد اصول چینهنگاری سکانسی در مطالعۀ سازند آسماری به شناسایی سطوح کلیدی نظیر سطوح حداکثر پیشروی دریا و مرزهای سکانسی منجر شده است که در تفسیر واحدهای مخزنی و انطباق چینهای بینچاهی، کاربرد فراوان دارند (Van Buchem et al. 2010; Sharafi et al. 2013; Heidari et al. 2024a, b). اگرچه در بسیاری از میدانهای بزرگ مانند اهواز، مارون و آغاجاری مطالعات جامعی انجام شده است (Al Aasm et al. 2009; Mahboubi et al. 2021)، اطلاعات کمی از میدانهای کوچکتر مانند میدان نفتی چهاربیشه در دست است. این میدان در بخش جنوبی فروافتادگی دزفول واقع میشود و بهدلیل موقعیت ساختاری خاص خود، الگوهای متفاوتی از رسوبگذاری و تغییرات سطح دریا را نسبتبه دیگر بخشهای حوضه نشان میدهد؛ بنابراین هدف این پژوهش، تحلیل رخسارهها، محیطهای رسوبی و چینهنگاری سکانسی سازند آسماری در میدان نفتی چهاربیشه است تا ضمن بازسازی محیطهای تهنشست، الگوی سکانسی محلی این بخش از زاگرس مشخص شود. نتایج این تحقیق در درک الگوهای رسوبگذاری و انطباق چینهای بینچاهی و همچنین در مدلسازی زمینشناسی مخازن کربناتۀ حوضۀ زاگرس به کار گرفته شود.
سازند آسماری یکی از واحدهای کربناتۀ مهم تولیدکنندۀ هیدروکربن در جنوب غرب ایران و حوضۀ زاگرس شناخته میشود و در بازۀ زمانی الیگوسن–اوایل میوسن رسوبگذاری شده است (Vaziri‑Moghaddam et al. 2010). این سازند عمدتاً یک رمپ کربناتۀ گسترده است که شامل محیطهای سدی، لاگونی، پهنۀ جزر و مدی و دریای باز است (Ehrenberg et al. 2007; Ranjbaran et al. 2007; Amirshahkarami et al. 2007; Laursen et al. 2009; Mirzaee Mahmoodabadi 2014). مطالعات میکروفاسیس و چینهنگاری سکانسی نشان دادهاند که تغییرات سطح آب نسبی با الگوهای رسوبی در آسماری همخوانی دارد؛ بهگونهای که کاهش سطح آب موجب رسوبگذاری در محیطهای کمعمق و افزایش سطح آب با نفوذ محیطهای بازتر همراه است (Alizadeh et al. 2017). این چارچوب مطالعاتی، مبنایی را برای تحلیل ویژگیهای رسوبی و پتانسیل تولید ماسه در لایههای ماسهسنگی آسماری فراهم میآورد.
روش کار و شیوۀ انجام مطالعه
این پژوهش بر سازند آسماری در میدان نفتی چهاربیشه، واقع در فروافتادگی دزفول (حوضۀ زاگرس) متمرکز است. منطقۀ مطالعهشده در استان کهگیلویه و بویراحمد و نزدیک نقطۀ تلاقی سه استان فارس، کهگیلویه و بوشهر واقع شده است (شکل A۱). این میدان نفتی در شمال میدان نفتی نرگسی و جنوب میدان نفتی چیلینگر واقع شده است. دادههای استفادهشده در این مطالعه، از چاه شمارۀ ۲ این میدان گرفته شده است. بخش مطالعهشده، شامل ۳۱۶ متر از ستون چاهی سازند آسماری است.
روشهای انجام کار در این مطالعه، بهتفصیل در زیر آمده است.
مطالعات پتروگرافی: در گام اول، تعداد ۱۰۵ مقطع نازک از نمونههای مغزه و خردههای حفاری تهیه شد. این مقاطع با استفاده از میکروسکوپ پلاریزان، ازلحاظ ریزرخسارهشناسی مطالعه و براساس مدلهای استاندارد (نظیر Flügel 2010)، ریزرخسارۀ کربناته شناسایی و تفسیر شد.
چینهنگاری سکانسی: با استفاده از رخسارههای شناساییشده و تغییرات عمودی آنها و با بهکارگیری مفاهیم چینهنگاری سکانسی (Posamentier 2009)، سطوح کلیدی سکانسی (شامل مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر سیلابی) شناسایی و سکانسهای رسوبی تفکیک شدند.
بحث و تحلیل یافتههای پژوهش
زیستچینهنگاری
محتوای فسیلی و شناسایی روزنبرران کفزی و پلانکتونی در مقاطع نازک مطالعه و بررسی شد. با استفاده از مطالعات و زونبندیهای موجود (برای مثال Wynd 1965; Adams and Bourgeois 1967; Laursen et al. 2009; Van Buchem et al. 2010) و بر مقایسه با محتوای مطالعهشده در این مطالعه و بررسی و نحوۀ توزیع روزنبران شناساییشده در توالی عمودی سازند آسماری، تعداد چهار بایوزون تجمعی شناسایی شد (شکل B۱).
محیط رسوبی
رخسارهها
با توجه به اهمیت مطالعۀ رخسارهها و محیطهای رسوبی در ارزیابی مخازن هیدروکربوری، رخسارههای رسوبی در این چاه مطالعه شد. در این مطالعه درمجموع تعداد 14 رخساره شناسایی شد. این تعداد رخساره در چهار کمربند رخسارهای شامل دریای باز، سد ریفی، لاگون نیمهمحصور و پهنۀ جزرومدی تهنشین شدهاند. مهمترین اجزای اسکلتی شناساییشده در رخسارهها شامل اکینوئید، بریوزوآ، ردآلجیا، نومولیت، میلیولیده، براکیوپود، دوکفهای بودند. همچنین عمدهترین اجزای غیر اسکلتی شناساییشده شامل اوئید، پلوئید و اینتراکلستاند. براساس فراوانی و نحوۀ توزیع این اجزا، رخسارهها در چاه پژوهششده شناسایی شد که به ترتیب از خشکی بهسمت دریا به شرح زیرند:
شکل ۱- A) با تغییراتی برگرفته از نقشۀ جامع میدانهای نفت و گاز حوزۀ فعالیتهای شرکت نفت فلات قارۀ ایران که موقعیت میدان چهاربیشه در آن مشخص شده است (با تغییراتی برگرفته از نقشۀ جامع نفت و گاز خلیجفارس، شرکت نفت فلات قارۀ ایران)؛ B) زونبندی زیستی سازند آسماری که سن آن را از روپلین تا بوردیگالین نشان میدهد (Laursen et al. 2009)
Fig 1- With modifications taken from the comprehensive map of oil and gas fields in the area of activities of the Iranian Offshore Oil Company. The studied oilfield is marked by a square and a flag. B) Biozonation of the Asmari Formation, which shows its age from Rupelian to Burdigalian (Laursen et al. 2009)
کمربند رخسارهای A
این کمربند رخسارهای شامل تعداد ۲ رخساره از A1 تا A2 به شرح زیرند:
رخسارۀ دولومادستون (A1): این رخساره عمدتاَ از دولومیت ریزبلور و گل آهکی تشکیل شده است. میزان بسیار کمی از ذرات آواری نظیر کوارتز با اندازۀ ماسۀ متوسط و با جورشدگی نسبتاً خوب در برخی نمونههای مربوط به این رخساره دیده میشود. در این رخساره دولومیتیشدن چشمگیری دیده شده و در بسیاری از نمونهها دولومیت از نوع اولیه بوده است. همچنین نمونههایی از این رخساره حاوی شکستگی و استیلولیت است. در برخی موارد نیز حاوی حفرات چشم پرندهای (شکل A2( و حفرات پرشده با کانیهای تبخیری انهیدریت (شکل B2( است.
رخسارۀ مادستون (A2): این رخساره عمدتاً حاوی گل آهکی متشکل از کلسیت با بلورهای بسیار ریز است (شکل C2). در این رخساره هیچگونه آثاری از اجزای زیستی دیده نمیشود. عارضههای رؤیتشدنی در این رخساره عمدتاً شامل حفرات فنسترال، چشمپرندهای، استیلولیت و پرشدگیهاست که در ارتباط با فرآیندهای پس از رسوبگذاریاند (شکل C2).
کمربند رخسارهای B
این کمربند رخسارهای شامل مجموعهای از 6 رخساره از B1 تا B6 به شرح زیر است:
رخسارۀ مادستون بایوکلستدار (B1): این رخساره شامل 5 تا 6درصد آلوکم است. از این میزان اجزای اسکلتی شامل حدود 2درصد فرامینیفرهای بنتیک میلیولیده و 1درصد فرامینیفرهای نوع تکستولاریاست (شکل D2). همچنین بهصورت پراکنده حدود 2درصد اجزای غیرزیستی نظیر پلوئید حضور دارند. زمینۀ این رخساره از گل آهکی با رنگ خاکستری تیره و قهوهای تشکیل شده است که در مواردی نئومورفیسم افزایش، باعث تشکیل بلورهای روشن درشتتر کلسیت شده است (شکل D2).
رخسارۀ میلیولیده بایوکلست وکستون/ پکستون (B2): دراین نوع رخساره اجزای متعددی دیده میشود و دارای 30 تا 40درصد انواع آلوکم است. برخی از موارد تراکم اجزا بیشتر است؛ اما در برخی موارد اجزا در گل آهکی معلق و فراوانی آنها کمتر است. این رخساره حاوی حدود 20 تا 30درصد انواع میلیولیده، حدود 5درصد پوستههای فرامینیفر بزرگ پورسلانوز نظیر بورلیس است (شکل E2). از دیگر اجزای اسکلتی موجود در این رخساره، به 5 تا 10درصد پوستههای دوکفهای، اکینوئید، گاستروپود و فرامینیفر تکستولاریا اشاره میشود. زمینۀ این رخساره عمدتاً از میکرایت و مقادیری سیمان موزاییک اسپار و بلوکی تشکیل شده است.
رخسارۀ پلوئید بایوکلست وکستون (B3): این رخساره حاوی 20 تا 35درصد اجزای غیرزیستی پلوئید است (شکل F2). از دیگر اجزای این رخساره به مقادیری بین 2 تا 3درصد استراکود، 2درصد دوکفهای، 2درصد بریوزوآ و مقادیر کمی اکینوئید اشاره میشود. اندازۀ بیشتر دانههای پلوئیدی بین 2/0 تا 3/0 میلیمتر (20 تا 30 میکرون) است. زمینۀ این رخساره نیز عمدتاً از گل آهکی تشکیل شده است که حفرات موجود در آن با سیمان کلسیتی پر شده است (شکل F2).
رخسارۀ بورلیس بایوکلست رودستون (B4): این رخساره عمدتاً از فرامینیفرهای بزرگ پورسلانوز جنس بورلیس (Borelis sp) (حدود 25درصد) و با مقادیر کمتری میلیولیده (حدود 15درصد) تشکیل شده است. زمینۀ این رخساره از سیمان آهکی و مقادیر گل آهکی (میکرایت) تشکیل شده است (شکل G2). از دیگر اجزای موجود در این رخساره، به 5درصد پلوئید، 2درصد دوکفهای، 2درصد اکینویید و 2درصد ردآلجیا اشاره میشود.
رخسارۀ بایوکلست وکستون (B5): این رخساره حاوی 15 تا 20درصد آلوکم است. اجزای بیشتر این رخساره اسکلتی و شامل 5درصد میلیولیده، 4درصد اکینوئید، 3درصد دوکفهای، 2درصد استراکودا و 4درصد خردههای اسکلتی مرجان است. همچنین برخی اجزای غیراسکلتی نظیر حدود 3درصد پلوئید در برخی نمونههای این رخساره دیده میشود. زمینۀ این رخساره عمدتاً از گل آهکی (میکرایت) تشکیل شده است و با فراوانی کمی مقادیری سیمان، بهویژه در اطراف اجزای اسکلتی، مشاهده میشود (شکل H2).
رخسارۀ بایوکلست گرینستون/رودستون (B6): از اجزای این رخساره، به 10درصد خردههای کورال، 10درصد دوکفهای، 10درصد میلیولیده، 8درصد ردآلجیا، 5درصد بورلیس، 5درصد اکینوئید، 5درصد براکیوپود، 5درصد بریوزوئر و 2درصد فرامینیفر تکستولاریا اشاره میشود (شکل I2). اجزای این رخساره ترکیبی از موجودات آبهای محصور، نیمهمحصور و آزاد است. زمینۀ این رخساره بهطور کامل از سیمان تشکیل شده است. از انواع سیمان کلسیتی به سیمانهای نوع بلوکی، هممحور، پویکیلوتاپیک و موزاییک اسپار اشاره میشود.
کمربند رخسارهای C
این مجموعه نیز شامل تعداد 3 رخساره C1 تا C3 به شرح زیر است:
کورال بایوکلست فلوتستون (C1): این رخساره به نسبت دیگر رخسارهها اجزای کمتری و در حدود 15 تا 20درصد خردههای مرجان دارد (J2). از دیگر اجزای این رخساره نیز به حدود 2درصد میلیولیده و 1درصد بریوزوئر اشاره میشود. زمینۀ این رخساره از مخلوطی از گل آهکی و سیمان تشکیل شده است.
کورال فریمستون (C2): اجزای اصلی این رخساره، مرجانهای بزرگیاند که بهصورت شبکهای و متصل به هم رشد کرده و تمام فضای سنگ را ساختهاند. فضاهای بین مرجانها با سیمانهای موزاییک اسپار و همضخامت پر شده است (شکل K2).
کورال بایوکلست فلوتستون/رودستون (C3): این رخساره حاوی حدود 30درصد قطعات خردشدۀ کورال است که از هم گسستهاند. همراه با اجزای مرجانی این رخساره، اجزای اسکلتی دیگر در اندازههای بزرگتر از 2 میلیمتر نظیر 5درصد جلبک قرمز، 5درصد بریوزوئر، 3درصد دوکفهای، 3درصد براکیوپود دیده میشود. در بیشتر نمونههای این رخساره، زمینۀ متشکل از سیمان و گل آهکی است.
کمربند رخسارهای D
این مجموعه رخسارهای شامل 3 ریزرخساره D1 تا D3 است. این رخسارهها بهترتیب از محدودۀ نزدیک به سد ریفی تا عمیقترین بخش حوضه را شامل میشوند (شکل 3). رخسارههای مشخصشده عبارتاند از:
رخسارۀ نومولیتیده بایوکلست فلوتستون D1: بیشتر اجزای این رخساره، پوستههای فرامینیفرهای بزرگ هیالین نومولیتیدهاند (شکل L2). بیشتر پوستههای نومولیتیدهها دارای ابعادی بزرگتر از 2 میلیمتر و حتی گاهی تا 1 سانتیمتر نیز میرسند. این رخساره دارای 35 تا 50درصد آلوکم و شام حدود 2درصد دوکفهای، 5درصد اکینویید و 2درصد خردههای مرجان است.
رخسارۀ بریوزوئر بایوکلست فلوتستون D2: این رخساره حاوی حدود ۳۰درصد بریوزوئر است. بریوزوئرها در چند نوع مختلف ازجمله کومهای و خوشهای دیده میشوند. ابعاد آنها بیشتر به چند سانتیمتر نیز میرسد (شکل M۲). همراه با این اجزا حدود ۱۰درصد نومولیتیده، ۵درصد جلبک قرمز، ۲درصد دوکفهای و ۲درصد اکینوئید دیده میشود که ابعاد آنها نیز از ۲ میلیمتر بزرگتر است. زمینۀ این رخساره عمدتاً از گل آهکی و مقادیری سیمان تشکیل شده است.
رخسارۀ بایوکلست فلوتستون (D3): این رخساره حاوی حدود 10درصد اجزای جلبک قرمز، 10درصد بریوزوئر، 8درصد دوکفهای، 5درصد براکیوپود، 2درصد اکینوئید و 2درصد فرامینیفرهای میلیولیده است. بیشتر اجزای این رخساره بزرگتر از 2 میلیمترند که در زمینهای از گل آهکی با رنگ تیره شناورند (شکل M2).
تفسیر محیطهای رسوبگذاری
مجموعه رخسارهای (A) (جزرومدی)
رخسارههای مادستون و دولومادستونی دستۀ رخسارۀ A، بیشتر حاوی ساختار رسوبی فنسترال و چشمپرندهای همراه با کانیهای تبخیری انیدریتاند. همچنین رخسارههای A1 تا A2 فاقد هر گونه آثاری از اجزای اسکلتیاند. این مشخصات از ویژگیهای محیطهای رسوبی جزرومدی است (Kilibarda and Doffin 2007; Mahboubi et al. 2021; Sadooni and Al-Kuwari 2025). خصوصیات رخسارههای مجموعه رخسارۀ A، محیطهای لب شور، با عمق کم و رخسارههای بالای جزرومدی و در نزدیکی سطح ایجاد را نشان میدهند (Moreau et al. 2024; Jones 2022; Aljinović et al. 2025). نبود هر گونه تنوع زیستی، نمایانگر شرایط نامناسب برای زندگی موجودات بوده است (Al Aasm et al. 2009). همچنین وجود ذرات آواری کوارتز در برخی از نمونههای این مجموعه رخساره، بیانگر تهنشست در محیطهای محصورشدۀ نزدیک ساحل و محیط بالای پهنه جزر و مدی است (Mahmoudi-Kouhi et al. 2014). درنهایت چنین اظهار میشود که رخسارههای A1 و A2 در کمربند رخسارهای پهنۀ بالای جزرومدی تشکیل شدهاند.
مجموعه رخسارهای (B) (لاگونی)
در این مجموعه رخسارهای، اجزای فسیلی دیده میشود؛ اما در بیشتر رخسارههای آن هنوز هم تنوع اجزای اسکلتی پایین و محدود است. زیستآشفتگی و میکرایتیشدن آلوکمها از دیگر خصوصیات این مجموعه رخساره است. معمولاً زمینۀ میکروفاسیسهای لاگون بهعلت پایینبودن انرژی، از گل آهکی میکرایتی تشکیل میشود. همۀ این شواهد بهنوعی خصوصیات محیطهای رسوبی لاگونی را نشان میدهد (Flügel 2010; Mercedes-Martín and Buatois 2021; Teillet 2025; Areias 2025). کمربند رخسارهای لاگونی عمدتاً شامل رخسارههای وکستونی و مقدار اندکی فسیلاند؛ از این رو، اجزای اسکلتی موجود در این رخساره بیشتر فرامینیفرهای کفزی پورسلانوز نظیر میلیولیده، بورلیس و تکستولاریا هستند. درنهایت رخسارههای B1 تا B6 در کمربند رخسارهای لاگون نیمهمحصور تهنشین شدهاند. این محیط بهعلت وجود یک سد ریفی از دریای آزاد جدا شده و میکروفاسیسهای مادستونی/پکستونی حاوی میلیولیده، پلوئید و استراکد را به وجود آورده است. رخسارههای محیط لاگونی از B1 تا B6 بهترتیب از بخش لاگونی بهسمت خشکی و بهسوی بخش ریفی تهنشین شدهاند.
مجموعه رخسارهای (C): ریف غیرپیوسته
رخسارههای C1 تا C3 در چارچوب این مجموعه رخسارهای نهشته شدهاند. ویژگیهای سنگشناسی و فسیلشناسی این رخسارهها، بیانگر رسوبگذاری در بخشهای مختلف سد ریفی است. حضور روزنداران کفزی ازجمله میلیولیدها و بورلیسها بههمراه اجزای غیراسکلتی مانند پلوئیدها و قطعات مرجانی، نشانگر بخشهای داخلی و مجاور لاگون است که با افزایش نسبت گل آهکی نسبتبه دانه مشخص میشوند (رخسارۀ C1). در مقابل، وجود اجزای اسکلتی شامل جلبکهای قرمز، براکیوپودها و اکینوئیدها در کنار مرجانها، حاکی از بخشهای رو به دریای باز سد ریفی است (رخسارۀ C3). مرجانها بهصورت کلنیهای بههمپیوسته تشکیل شدهاند و فضاهای خالی میان آنها بهطور عمده، با سیمانهای کلسیتی پر شده است. چنین ویژگیهایی معرف بخش اصلی ریف و محیطهای با انرژی بالاست (Flügel 2010; Coletti et al. 2021; Flórez et al. 2021; Martyushev et al. 2023). زمینۀ اسپاری سنگها نیز مؤید شرایط رسوبگذاری در محیطی کمعمق، با انرژی بالا و در محدودۀ نوری یوفتیک (Euphotic Zone) است. این شرایط با آبهای دارای شوری نرمال دریایی سازگار و معرف رسوبگذاری در بخش فعال سد ریفی است (Flügel 2010; Coletti et al. 2021; Flórez et al. 2021; Martyushev et al. 2023).
مجموعه رخسارهای :(D) دریای باز
رخسارههای D1 تا D3 در این مجموعه و در محیط دریای باز نهشته شدهاند. وجود بافت گلپشتیبان و فراوانی گل آهکی در بین اجزای رخسارههای این مجموعه، بیانگر شرایطی با انرژی پایین رسوبگذاری است (Wilson 1997; Harris 2009; Flügel 2010; Janjuhah and Alansari 2020). از سوی دیگر، ترکیب اجزای زیستی شامل جلبکهای قرمز (Rhodophyta)، براکیوپودها، اکینوئیدها و فرامینیفرهای با پوستۀ هیالین نظیر Nummulitides، Operculina، Lepidocyclina وMiogypsina ، نشانگر نهشت در آبهای با شوری نرمال دریای باز است (Heidari et al. 2014; Manhi and Alsultani 2021; Mohsin et al. 2023; Yousef et al. 2023). افزایش فراوانی فرامینیفرهای بنتیک هیالین بزرگ همراه با خردههای مرجانی، نواحی نزدیکتر به ریف را نشان میدهد؛ در حالی که حضور بیشتر براکیوپودها و جلبکهای قرمز، نشاندهندۀ نواحی عمیقتر و آرامتر بخش دریای باز پلتفرم است (Heidari et al. 2014; Manhi and Alsultani 2021).
شکل 2- فتومیکروگرافهای تهیهشده با میکروسکوپ پلاریزان المپیوس BX51 در آزمایشگاه پتروگرافی دانشگاه شهید چمران اهواز
Fig 2- Photomicrographs taken using a polarized light microscope Olampyus BX51 in the petrography laboratory of Shahid Chamran University of Ahvaz. A) Microphotograph of facies A1 showing bright dolomite crystals as the matrix and bird’s-eye pores indicated by white arrows; B) Facies A1 showing anhydrite crystals filling some dissolution and bird’s-eye pores; C) Microphotograph of facies A2 where bird’s-eye and fenestral pores are marked with white arrows; D) Microphotograph of facies B1 showing benthic foraminifera Miliolidae indicated by white arrows; E) Facies B2 containing benthic foraminifera Miliolidae; F) Microphotograph of facies B3 showing non-skeletal components such as peloids; G) Facies B4 containing large benthic foraminifera Borelis in a calcite cement matrix; H) Microphotograph of facies B5 showing an echinoid fossil (abbreviated as Ech) and associated Miliolidae foraminifera; I) Facies B6 containing skeletal components such as Miliolidae foraminifera, brachiopods, and bivalves; J) Microphotograph of facies C1; K) Facies C2 showing a coral framework with dark skeletal parts and light-colored cement filling the coral cavities; L) Microphotograph of facies D1 showing two large hyaline benthic foraminifera (Nummulitidae) within a micritic matrix; M) Facies D2 showing the zooecial chambers of bryozoans; N) Microphotograph of facies D3 containing red algae and bryozoans; O) Facies D3 showing bivalves, brachiopods, and bryozoans. The scale bar is 0.5mm.
تفسیر پلتفرم کربناته
نبود هرگونه شواهدی از تغییرات ناگهانی در توالی رخسارههای مطالعهشده، فقدان توالیهای توربیدایتی و تغییر تدریجی رخسارهها از قاعده به بالا، همگی نشاندهندۀ یک پلتفرم کربناته با شیب ملایم و پیوسته است. گسترش محدود رخسارههای ریفی و سدی نیز بیانگر نبود لبۀ مشخص در پلتفرم و درنتیجه تعلق آن به نوع رمپ است (Wilson 1975; Read 1985; Flügel 2010). براساس دادههای حاصل از چاه مطالعهشدۀ میدان چهاربیشه، سازند آسماری در یک پلتفرم کربناتۀ کمشیب از نوع رمپ هموکلینال نهشته شده است. این پلتفرم شامل سه زیرپهنۀ اصلی است: رمپ داخلی و رمپ میانی که بهترتیب معرف تغییر تدریجی انرژی از محیطهای کمانرژی به پرانرژیاند (شکل 3). در این پلتفرم، رخسارهها در چهار محیط اصلی دریای باز، لاگون نیمهمحصور و ریف غیرپیوستۀ مرجانی و محیط جزر و مدی نهشته شدهاند. نهشتهگذاری در این محیطها در آبهایی کمعمق تا نیمهعمیق، در پهنۀ نوری یوفتیک تا الیگوفوتیک، با شوری نرمال تا نسبتاً زیاد و شرایط تغذیهای از یوتروفیک تا الیگوتروفیک انجام شده است. این ویژگیها بیانگر گسترهای از شرایط، از پایینترین انرژی محیطی در بخشهای عمیق رمپ تا بالاترین انرژی در رخسارههای سدیاند. بهطور کلی، پلتفرمهای کربناتۀ نوع رمپ با شیب یکنواخت و بدون شکستگی آشکار از بخشهای ساحلی به دریای باز گسترش مییابند و برخلاف پلتفرمهای لبهدار، فاقد ساختار ریفی پیوستهاند. در چنین پلتفرمهایی، رمپ داخلی معمولاً شامل رخسارههای گلپشتیبان، میکرایتی و با انرژی پایین است. رمپ میانی شامل رخسارههای با بافت گرینستونی و رودستونی و معرف ناحیهای با انرژی متوسط تا بالاست. رمپ خارجی عمدتاً از رخسارههای گلپشتیبان، با فراوانی گل آهکی و اجزای فسیلی شناور تشکیل میشود و معرف نواحی آرامتر و عمیقتر است (Wilson 1975; Read 1985; Flügel 2010)؛ درنتیجه، ویژگیهای سنگشناسی، بافتی و زیستی سازند آسماری در این ناحیه، بهوضوح بیانگر نهشت در یک پلتفرم رمپی کمشیب بدون لبۀ مشخص ریفی است که در آن تغییرات جانبی رخسارهها بهصورت تدریجی و پیوسته رخ داده است.
چینهنگاری سکانسی
چینهنگاری سکانسی، سیکلواستراتیگرافی و چینهنگاری اقلیمی از شاخههای اصلی علم چینهنگاری به شمار میآیند که همگی بر مفهوم زمان و خطوط زمانی استوارند. بهکارگیری این روشها در انطباق چینهای و زونبندی مخزنی، امکان ایجاد چارچوب دقیق و منسجمی از تطابق چینهای را در مقیاسهای میدانی و ناحیهای فراهم میکند. توجهنکردن به اصول چینهنگاری سکانسی در تفکیک مخزن و جداسازی دقیق لایههای متخلخل، نامتخلخل، تراوا و ناتراوا به بروز خطاهای چشمگیر در محاسبات حجمی مخزن، تفسیرهای بینچاهی و مدلسازیهای زمینشناسی منجر میشود (Ahr 2008). در یک حوضۀ رسوبی، حرکات تکتونیکی بستر حوضه شامل بالاآمدگیها و فرونشستها در مقیاس زمانی صدها هزار تا میلیونها سال، سبب تغییرات نسبی سطح دریا در مقیاس جهانی میشود. این تغییرات درنهایت به ایجاد چرخههای رسوبی با مقیاس بزرگ منجر میشوند. در مطالعۀ حاضر، چینهنگاری سکانسی سازند آسماری در میدان چهاربیشه براساس مراحل زیر انجام شده است:
شناسایی و تعریف سطوح زمانی و چینهای کلیدی معرف مرزهای سکانسی و سطوح حداکثر پیشروی دریا (که در ادامه، دربارۀ جزئیات این سطوح بحث میشود)؛
تطابق چینهای مخزن آسماری بین چاههای مختلف میدان چهاربیشه و تحلیل تغییرات جانبی رخسارهها در روندهای ساختاری مختلف.
پژوهشگران زمینشناسی در طی دهههای اخیر، روشهای متعددی را برای تفکیک رخسارهها، تشخیص سکانسها و شناسایی مرزهای سکانسی ارائه کردهاند. در این پژوهش، از الگوی چینهنگاری سکانسی نسل دوم براساس مدلهای Haq et al. (1987) و Posamentier et al. (2009) برای تعریف سکانسها و مرزهای آنها استفاده شده است.
بررسیهای چینهنگاری سکانسی سازند آسماری در سراسر زاگرس نشان میدهد که این سازند از یک توالی کربناتۀ الیگوسن پیشین (سازند آسماری بخصوص در نواحی کم عمق تر با سن روپلین شروع می شود که الیگوسن پیشین است) تا میوسن پیشین تشکیل شده است که در بیشتر نواحی با یک الگوی کلی شامل سه تا چهار سکانس ردۀ سوم شناسایی میشود (James & Wynd 1965; Motiei 1993; Van Buchem et al. 2010). در ناحیۀ دزفول جنوبی، قطبهای چینهای نشاندهندۀ یک چرخۀ فراگیر پیشرونده–پسرونده است که از نهشتههای کمعمق فلات کربناته در پایه (شامل فرامینیفرهای شاخص الیگوسن پسین) آغاز و به فازهای رمپ کربناتۀ پرانرژی در میوسن پیشین ختم میشود. در لرستان و فارس نیز، همین الگو با تفاوتهایی در ضخامت و ریتم رخسارهها گزارش شده است که بیانگر کنترل همزمان تکتونیک و تغییرات جهانی سطح آب است (Van Buchem et al. 2011). مقایسۀ مرزهای سکانسی گزارششده از برشهای مختلف آسماری با منحنیهای جهانی تغییرات سطح آب در دورۀ الیگوسن–میوسن (Haq et al. 1987; Miller et al. 2005) نشان میدهد که مرزهای SB2 و SB3 در بیشتر برشها با افتهای جهانی سطح دریا همزماناند. این همزمانی بهویژه در گذر از الیگوسن پسین (Chattian) به میوسن آغازین (Aquitanian) مشهود است؛ دورهای که براساس منحنی Haq، یک روند کاهشی مهم در سطح آب جهانی ثبت و باعث ایجاد شرایط فرسایشی و رسوبگذاری کمعمق در پایۀ آسماری شده است. همچنین اوج افزایش نسبی سطح دریا در Aquitanian–Burdigalian با گسترش رخسارههای پرانرژی ساحلی–پهنۀ داخلی و توسعۀ رمپ کربناته در بیشتر نواحی زاگرس همزمان است.
درمجموع، تطابق مرزهای سکانسی آسماری در مقیاس حوضهای نشان میدهد که تغییرات جهانی سطح آب، نقش مهمی در سازماندهی چرخههای رسوبی این سازند داشته است؛ اما تفاوتهای منطقهای در ضخامت سکانسها و ریتم رخسارهای، عمدتاً ناشی از تغییرات نرخ تهنشستگی، فعالیت تکتونیکی پیشرونده در زاگرس و میزان ورود رسوبات آواری بوده است.
شکل3- مدل سهبعدی بازسازی محیطهای رسوبی و رخسارههای تهنشین شده در آنها
Fig 3- Three-dimensional model illustrating the reconstructed depositional environments and their associated sedimentary facies
سکانس رسوبی ۱ (Depositional Sequence 1 DS1)
مرز زیرین این سکانس، منطبق بر مرز قاعدهای سازند آسماری است و در عمق ۱۹۹۶ متری چاه بررسیشده قرار دارد (شکل4). ضخامت کل این سکانس حدود ۶۱ متر است که شامل ۴۷٫۵ متر مربوط به دسته رخسارۀ پیشروی (Transgressive Systems Tract; TST) و ۱۳٫۵ متر مربوط به دسته رخسارۀ تراز بالای (Highstand Systems Tract; HST) است. رسوبگذاری این سکانس با نهشت سنگهای آهکی حاوی اجزای اسکلتی شاخص محیط دریای باز (رخسارۀ (D1) آغاز شده و بهتدریج به رخسارههای عمیقتر دریای باز تغییر یافته است. توالیهای دسته رخسارۀ پیشروی (TST) شامل رخسارههای دریای باز و سدی است و درنهایت با تهنشست عمیقترین رخسارۀ شناساییشده (رخسارۀ (D3) در عمق حدود ۱۹۴۷٫۵ متری پایان میپذیرد. پس از نهشت رخسارۀ D3، با رسوبگذاری رخسارههای سدی و سپس رخسارههای پهنۀ جزر و مدی، روند افت نسبی سطح آب دریا آغاز میشود؛ بنابراین، مرز بالایی رخسارۀ D3 بهعنوان سطح حداکثر پیشروی دریا (Maximum Flooding Surface; MFS)، سکانس رسوبی اول تعیین شد (شکل4). مقایسۀ منحنی تغییرات سطح آب دریا در چاه مطالعهشده با منحنی جهانی تغییرات سطح دریا (Vail et al. 1977; Haq et al. 1987) نشان میدهد که دورۀ پیشروی این سکانس، تطابق چشمگیری با تغییرات جهانی سطح دریا دارد. بخش عمدۀ رخسارههای تراز بالای این سکانس شامل دولومیتهای پهنۀ جزر و مدی (رخسارۀ A1) است که بیانگر نهشت در شرایط انرژی بالا و کاهش تدریجی عمق آب است. ضخامت این دسته رخساره حدود ۱۳٫۵ متر است و در عمق ۱۹۳۵ متری چاه پایان مییابد.
سکانس رسوبی 2 (DS2)
مرز زیرین این سکانس در متراژ 1935 چاه مطالعهشده شناسایی شده و بر دسته رخسارۀ HST سکانس رسوبی اول قرار گرفته است. با توجه به وجودنداشتن هرگونه آثار خروج از آب نهشتهها، مرز سکانسهای اول و دوم از نوع دوم ([1]SB2) شناسایی شده است. همچنین این مرز که در متراژ 1935 متر چاه بررسیشده قرار گرفته است، مرز پیشروی[2] (TS) نیز شناسایی شده است؛ زیرا پس از این مرز، روند کمعمقشوندگی رخسارههای سکانس رسوبی اول مییابد و روند عمیقشوندگی رخسارهها در دسته رخسارۀ پیشروی (TST) سکانس رسوبی دوم آغاز میشود. این روند با رخسارۀ A2 پهنۀ جزر و مدی آغاز میشود و به رخسارههای لاگونی نظیر B2, B5 و B6 تغییر مییابد. مجموع ضخامت دسته رخسارۀ پیشروی (TST) سکانس رسوبی دوم 5/47 متر است. درنهایت این دسته رخساره با رسیدن به رخسارۀ دریای باز D1 در متراژ 1987 سطح آب دریا به حداکثر خود میرسد (MFS) و روند پیشروی سطح آب دریا متوقف و رخسارههای کمعمق شونده جایگزین میشود. پس از مرز MFS پسروی سطح آب دریا با رخسارههای لاگونی B5 آغاز شدهاند، در ادامه در یک روند کمعمقشونده، رخسارههای بالای جزر و مدی تهنشین شده و نهشتههای مرحلۀ تراز بالای سطح آب دریا (HST) را تشکیل دادهاند. نهشتههای تراز بالای سکانس رسوبی دوم بهصورت تناوبی از نهشتههای عمدتاً دولومیتی بالای جزر و مدی و با فراوانی کمتر سنگآهکی لاگون و ریف تشکیل شده است (شکل 4). درنهایت پس از تهنشینی رخسارۀ دولومیتی A1 در متراژ 1822 چاه مطالعهشده، روند کمشوندگی متوقف و پس از رخسارههای عمیقشونده جایگزین شدهاند؛ بنابراین مرز بالایی رخسارۀ مذکور (A1) مرز پیشروی (TS) و مرز سکانس دوم و سوم شناسایی شد (شکل 4).
سکانس رسوبی سوم (DS3)
سکانس رسوبی سوم از متراژ 1822 و با نهشتهشدن رخسارۀ A2 بر رخسارۀ A1 آغاز شده است؛ بنابراین مرز زیرین رخسارۀ A2 مرز پیشروی (TS) شناسایی شده است. همچنین این مرز با توجه به روش استفادهشده، مرز سکانس در نظر گرفته شده است. این مرز سکانسی با توجه به وجودنداشتن هرگونه آثار مرتبط با خروج از آب و فرسایش مرز سکانس نوع دوم (SB2) در نظر گرفته شده است. نهشتههای سکانس دوم با رخسارههای پهنۀ جزر و مدی A2 آغاز شده و در ادامه به رخسارههای لاگونی نظیر B2 رسیده است. در ادامه، رخسارههای لاگونی نیز به رخسارههای سد ریفی نظیر C1 و C2 تغییر یافته است که همگی نشاندهندۀ یک پیشروی در سطح آب دریاست؛ بنابراین این مجموعه از متراژ 1822 تا متراژ 75/1798 و با ضخامت 25/23 متر بهعنوان دسته رخسارۀ پیشروی (TST) سکانس رسوبی سوم شناسایی شده است. درنهایت پس از تهنشست رخسارۀ C3 در متراژ 75/1798 چاه مطالعهشده، سطح آب دریا به حداکثر خود در سکانس رسوبی سوم میرسد و روند عمیقشوندگی رخسارهها متوقف میشود؛ بنابراین مرز بالایی رخسارۀ C3، مرز MFS و پایان دستهرخسارۀ TST شناسایی شده است. پس از مرز حداکثر سیلابی، رسوبگذاری نهشتههای دسته رخسارۀ تراز بالا (HST)، با تهنشست رخسارۀ A2 مربوط به نواحی پهنۀ جزر و مدی آغاز شده است. در ادامه در یک روند کمعمقشونده تا متراژ 1720 و به ضخامت 78 متر و 75 سانتیمتر، نهشتهها محیطهای لاگون و پهنۀ جزر و مدی و با فراوانی خیلی کمتر سدی تهنشین شدهاند (شکل 4). بیش از 90درصد نهشتههای این دسته رخساره، سنگهای آهکی و دولومیتی رخسارههای A1 و A2 از مجموعه رخسارهای پهنۀ جزر و مدیاند. درنهایت پس از نهشتهشدن رخسارههای لاگونی در انتهای توالی در A1 در متراژ 1۶۸0، مرحلۀ تراز بالای سکانس رسوبی سوم و نهشتههای سنگآهکی سازند آسماری پایان یافته است.
مطالعات سکانسی جامع ونبوخم و همکاران (Van Buchem et al. 2010) نشاندهندۀ شناسایی تعداد ۴ سکانس رده سوم در بیشتر برشها و چاههای مطالعهشدۀ سازند آسماری است که از این جهت، نتایج سکانسی این مطالعه با آن تطابق دارد. البته در برخی برشها و چاههای آنها، تعداد پنج و شش سکانس نیز دیده میشود. همچنین شروع بیشتر سکانسهای مطالعۀ آنها منطبق بر یک دسته رخسارۀ پیشروی (TST) است که از این جهت نیز همخوانی خوبی بین مطالعۀ پیش رو و آن مطالعۀ جامع دیده میشود. با توجه به اینکه پس از مرز بالایی سازند آسماری، سنگهای آهکی دریایی به رسوبات تبخیری سازند گچساران تغییر مییابند، منطقی نیست که سازند آسماری با دسته رخسارۀ پسروی و یا HST به پایان برسد؛ بنابراین پایانیافتن سازند آسماری با دسته رخسارۀ TST، که ادامۀ آن و HST در تبخیریهای سازند گچساران قرار میگیرد، با واقعیت منطبقتر است.
شکل 4- ستون سکانسی سازند آسماری در چاه مطالعهشده
Fig 4- Sequence stratigraphic column of the Asmari Formation in the studied well.
نتیجه
نتایج حاصل از این پژوهش نشان میدهد که سازند آسماری در میدان نفتی چهاربیشه، در یک پلتفرم رمپی هموکلینال کمشیب نهشته شده است که از چهار کمربند رخسارهای اصلی، شامل پهنۀ جزرومدی، لاگون نیمهمحصور، سد ریفی و دریای باز تشکیل شده است. شناسایی ۱۴ رخسارۀ کربناته با ویژگیهای سنگشناسی و زیستی گوناگون، بیانگر تغییر تدریجی شرایط انرژی رسوبگذاری از محیطهای لبشور و کمعمق بهسمت نواحی دریای باز است. نبود شواهد توربیدایتی و تغییرات تدریجی رخسارهها از قاعده به بالا، نشاندهندۀ پلتفرمی بدون لبۀ مشخص و با شیب آرام است که با ویژگیهای یک رمپ کربناتۀ هموکلینال سازگار است.
بر پایۀ تحلیل چینهنگاری سکانسی، چهار سکانس رسوبی ردۀ سوم در سازند آسماری شناسایی شد. هر سکانس شامل دو دسته رخسارۀ اصلی پیشروی (TST) و تراز بالا (HST) بوده و با سطوح حداکثر پیشروی دریا (MFS) و مرزهای سکانسی نوع دوم (SB2) از یکدیگر جدا شدهاند. این توالیها بازتابدهندۀ نوسانات نسبی سطح دریا هستند که بهطور عمده تحت تأثیر ترکیب حرکات تکتونیکی آرام و تغییرات جهانی سطح دریا قرار داشتهاند. الگوی شناساییشده در میدان چهاربیشه با مدلهای جهانی پلتفرم رمپی مطابقت دارد و از نواحی سدی تا مناطق آرامتر لاگونی و جزرومدی گسترده شده است. چنین تفسیرهایی بیانگر آن است که کنترل اصلی بر توزیع رخسارهها و چرخههای رسوبی، تغییرات تدریجی عمق و انرژی در طول پلتفرم بوده است.
بهطور کلی، نتایج این پژوهش ضمن ارائۀ مدل بومی از ساختار چینهای و رسوبی سازند آسماری در جنوب غرب ایران، مبنای ارزشمندی را برای تطابق چینهای بینچاهی، تفکیک واحدهای جریانی و مدلسازی زمینشناسی مخازن کربناتۀ زاگرس فراهم میآورد.
سپاسگزاری
نگارندگان به این وسیله مراتب قدردانی صمیمانۀ خود را از شرکت ملی مناطق نفتخیز جنوب، بهویژه کارشناسان محترم واحد زمینشناسی آن شرکت، بهدلیل فراهمسازی دادههای مورد نیاز این پژوهش اعلام میدارند. همچنین از معاونت پژوهش و فناوری دانشگاه شهید چمران اهواز برای حمایت مالی و تسهیلات پژوهشی در قالب پژوهانۀ شمارۀ SCU.E1404.110 و از گروه زمینشناسی نفت و حوضههای رسوبی دانشکدۀ علوم زمین این دانشگاه بهمنظور پشتیبانی علمی و فراهمسازی امکانات آزمایشگاهی، تشکر و قدردانی میشود. همکاری ارزشمند همکاران و دانشجویان آزمایشگاه پتروگرافی در تهیه و بررسی مقاطع نازک نیز، شایان تقدیر است.
[1] Sequence Boundary Type B
[2] Transgression Surface
)