ارزیابی ژئوشیمیایی و محیط رسوبی سازند گچساران در یکی از میادین نفتی جنوبغربی ایران

در مطالعه حاضر ویژگیهای پتروگرافی، ژئوشیمیایی و محیط رسوبی سازند گچساران در میدان نفتی گچساران، مورد بررسی قرار گرفت. تناوب انیدریت و مارن و آهک نشانه تغییرات شرایط رسوبگذاری است. سنگ آهکبه صورت مادستون، وکستون و پکستون بوده و مادستون فراوانترین رخساره کربناته میباشد. بافت‌های دیاژنتیکی مشاهده شده شامل موارد زیر است: نودولار، جانشینی، انترالیتیک، پورفیروبلاستیک، و جریانی، اسفرولیتی، لانه‌زنبوری، و چوب کبریتی.

نتاج آنالیز XRF نمونهها نیز نشان میدهد که اکسیدهای CaO، SiO2 و SO3 فراوانترین اجزاء تشکیلدهنده هستند. همبستگی بالای اکسیدهای CaO و SO3 رابطه تغییرات آنها را در محیط تبخیری اثبات میکند. رابطهی معکوس تغییرات اکسید سیلیسیم (SiO2) با SO3 نیز میتواند نشانگر رخداد فرآیند سیلیسیشدن بوده که منشأ احتمالی این سیلیس، قارهای است. سایر عناصر نیز با تغییرات سیلیس روندهایی را نشان می دهند. عنصر Ba در قاعده و بخش فوقانی نسبت به بخش میانی تغییر محسوسی را نشان داده و ترجیحاً اندیکاتور مناسبی برای تعیین پالئوسالینیته می باشد. Sr نیز دارای روند افزایشی نسبتاً روشنی در بخش قاعده و بخش فوقانی را نشان می دهد. این امر نشانه افزایش درجه شوری در این بخشها می تواند باشد. وجود لایه های نمکی در بالای پوش سنگ مؤید این نکته است. عناصر دیگری نظیر Zn، P،Cu، Zr، Mn، Wو Pb نیز روند مشخصی را در بخش قاعده نشان می دهند. همه این تغییرات می تواند در ارتباط با تغییر شرایط آب و هوایی نیز باشد. بدین ترتیب که در این زمان آب و هوا خشکتر از سایر دورانها بوده است.

فصل اول

کلیات و مروری بر تحقیقات گذشته

1-1- مقدمه

مطالعه کنونی در ارتباط با پوش سنگ میدان نفتی گچساران می باشد. این میدان یکی از بزرگترین و قدیمی ترین میادین شناخته شده ایران می باشد و بخش یک سازند گچساران، به عنوان پوش سنگ از اهمیت خاصی برخوردار است. این سازند در اکثر مناطق نفتخیز جنوب در ناحیه زاگرس به خاطر وسعت آن و خواص خاص لیتولوژیکی خود به عنوان پوش سنگ برای مخزن آسماری عمل می کند.

سازند گچساران از هفت بخش تشکیل شده و لیتولوژی عمده آن انیدریت، نمک، مارن و آهک است و دارای گستردگی وسیع در جنوب، و غرب ایران و کشور های همجوار می باشد و در میادین نفتی منطقه خوزستان دارای سن میوسن پیشین می باشد.

در میادینی که بخش یک سازند گچساران نقش پوش سنگ را ایفا می کند، این بخش از سازند گچساران علاوه بر وظیفه پوشانندگی خود جداکننده دو طبقه فشاری کاملاً متفاوت می باشد، به این معنا که سازند پرفشار گچساران را از سازند کم فشار آسماری تفکیک می کند لذا تعیین عمق دقیق پوش سنگ در حین حفاری برای کارهای جداره گذاری و جلوگیری از فوران[1] و هرزروی[2] احتمالی از اهمیت خاصی برخوردار می باشد.

در این پایان نامه سعی شده است، با استفاده از مطالعات قبلی و همچنین بررسی مقاطع نازک میکروسکپی، آنالیز شیمیایی خرده های حفاری از بخش های مختلف سازند گچساران در میدان نفتی گچساران، محیط رسوبی، تغییرات و منشأ برخی از مواد تشکیل دهنده آن مورد ارزیابی قرار گیرد.

1-2- تبخیری ها

تبخیری ها عمدتاً رسوبات شیمیایی هستند که پس از تغلیظ نمک های محلول در آب (بر اثر تبخیر) رسوب کرده اند. اگرچه همه توده های آبی در سطح و در سفره های زیرزمینی حاوی نمک های محلول می باشند، به منظور تشکیل کانی ها از این نمک ها آب بایستی به داخل اتمسفر تبخیر شود. برای اینکه این امر اتفاق بیافتد توده آب بایستی به یک محیط محدود شده که میزان ورودی آب به داخل این محیط کمتر از میزان آب تبخیری است، وارد شود. این محیط معمولاً یک محیط خشک با یک حوضه کوچک تغذیه شده بوسیله جریان محدود آب می باشد (www.wikipedia.com).

کانی های تبخیری اصلی شامل گچ یا ژیپس (CaSO₄.2H₂O) و انیدریت (CaSO₄) و نمک طعام یا هالیت (NaCl) می باشند. کانی های تبخیری که بطور طبیعی پدید می آیند بسیار زیادند که از این میان نمک های پتاسیم و منیزیم (سیلویت، کارنالیت، پلی هالیت، کاینیت و کیزریت) از ترکیبات مهم برخی از رسوبات نمکی دریایی هستند (موسوی حرمی و محبوبی، 1383).

کانی های تبخیری وقتی شروع به ته نشست می کنند که غلظت آنها در آب به سطحی برسد که نتوانند دیگر بیشتر بصورت محلول باقی بمانند. ترتیب رسوبگذاری کانی های تبخیری در جدول 1-1 آورده شده است.

لایه های تبخیری از اجزا مهم بسیاری از میادین نفتی می باشند و معمولاً پوش سنگ های مخازن هیدروکربنی را تشکیل می دهند. همچنین سازندهای هالیت با توجه به توانایی خود برای تشکیل اشکال دیاپیری که محل ایده آلی را برای به تله انداختن نهشته های نفتی ایجاد می کند، بسیار شناخته شده می باشند(Tucker, 1994).

1-2-1- مجموعه کانی های دریایی

اکثر تبخیری های قدیمی از نمک هایی تشکیل یافته اند که بطور اولیه بوسیله تمرکز شورابه هایی با منشأ آب دریا تشکیل شده اند (جدول 1-1). آب دریای کنونی یک محلول آبی با میانگین درجه شوری 2 ± حدود35‰ می باشد. درجه شوری آب اکثر اقیانوس ها بین 34‰ و 36‰ متغیر می باشد اما یک افزایش تصاعدی به سمت مرکز نواحی پایدار آنتی سیکلونیک در عرض های جغرافیایی حاره ای اتفاق می افتد. همچنین درجه شوری بالا در دریاهای احاطه شده مثل دریای مدیترانه و سرخ دیده می شود (Warren, 1989).

شیمی آب دریاهای کنونی شامل مقادیر زیادی Na⁺ و ^-Cl به همراه مقادیر جزئی SO₄^-2، Mg⁺²، Ca⁺²، CO₃^-2، K⁺ و HCO^-3 می باشد. با استفاده از طبقه بندی Eugster & Hardie (1978) آب دریا، آب Na-(Mg)-Cl-(SO₄) دار می باشد.

جدول 1-1- توالی کانی های تشکیل شده از تبخیر آب دریا در دمای 25 درجه (Warren, 1989).

Mineral	Concentration Factor	% Water Loss	Brine Density
K-Mg Salts	63x	98.70%	1.29
Halite	11x	90%	1.214
Gypsum (Anhydrite)	5x	80%	1.126
CaCO₃	2-3x	50%	1.1
Seawater	1x	0%	1.04

ساختار شیمیایی و نسبت یون های عمده آب دریا در همه اقیانوس های جهان ثابت می باشد. هنگاهی که آب دریا تبخیر می شود یک مجموعه قابل پیش بینی از کانی ها را ته نشست می دهد (جدول 1-1). اولین کانی که ته نشست می شود CaCO₃ می باشد که معمولاً بصورت آراگونیت می باشد. این امر هنگامی اتفاق می افتد که غلظت محلول به 2 برابر غلظت آب دریا برسد (40-60‰). کانی بعدی ژیپس می باشد و هنگامی رسوب می کند که غلظت شوراب به 5 برابر غلظت آب دریا برسد (120-160‰). در غلظت های 11 تا 12 برابر آب دریا (340-360‰) هالیت از شوراب خارج می شود. بعد از هالیت نمک های تلخابی (نمک های پتاسیم و منیزیم) در غلظت های بیشتر از 60 برابر غلظت های اولیه آب دریا ته نشست حاصل می کنند. نوع نمک های تلخابی و درجه شوری که در آن، آنها از آب دریای تغلیظ شده ته نشست حاصل می کنند با توجه به درجه حرارت و میزان ماده آلی در شوراب باقی مانده تغییر می کند (Warren, 1989).

1-2-2- انیدریت-ژیپس و آبزدایی

کانی های سولفات کلسیم یعنی ژیپس و انیدریت از اهمیت زیادی برخوردارند و مطابق با درجه حرارت، فشار و درجه شوری حاکم تغییر پیدا می کنند ((Kinsman, 1974; Holser, 1979. تشکیل ژیپس بوسیله درجه حرارت پایین، فشار پایین و درجه شوری نسبتاً پایین همراهی می شود و تشکیل انیدریت در درجه حرارت، فشار و درجه شوری بالا صورت می گیرد (شکل 1-1-A). در شرایط سطح زمین ژیپس متداول ترین فاز سولفات کلسیم می باشد. انیدریت می تواند بوسیله تبخیر موئین در درجه شوری و درجه حرارت بالا در محیط های سبخایی مثلاً سبخاهای خلیج فارس ته نشست و رشد پیدا کند. تشکیل انیدریت در بسیاری از محیط های تبخیری سواحلی خیلی کم محتمل بوده و هنگامی که درجه حرارت بوسیله شرایط ساحلی تغییر پیدا می کند در چنین شرایطی ژیپس محتمل ترین سولفات برای تشکیل می‌باشد. برخی از انواع مواد آلی و درجه رطوبت نسبتاً بالای بسیاری از مکان های تبخیری احتمالاً از تشکیل سطحی یا حفظ انیدریت های همزمان با رسوبگذاری جلوگیری بعمل می آورد (Warren, 1989).

هنگامی که رسوبات ژیپسی دفن می شوند و درجه حرارت به بالای 60 درجه می رسد این رسوبات به انیدریت ندولی تبدیل می شوند (شکل 1-1-B). در یک سیستم باز از نظر هیدرولوژیکی فرایند تا عمق 1000 متر (3000-4000ft) که مطابق با فشار حدود 300 اتمسفر می باشد تکمیل می شود. اگر سیال منفذی شور باشد یا اینکه بوسیله شیل پوشیده شده و ازاینرو پرفشار باشد در این صورت این تبدیل می تواند در اعماق کمتر اتفاق بیافتد. فرایند معکوس یعنی تبدیل انیدریت به ژیپس در طی فرسایش و بالاآمدگی که سولفات دوباره وارد محدوده متئوریکی شده و بوسیله سیالات منفذی سردتر و شیرین تر در برگرفته می شوند اتفاق می افتد (Warren, 1989). واکنش تبدیل عبارت است از:

CaSO₄.2H₂O → CaSO₄ + 2H₂O

هنگامی که ژیپس به انیدریت تبدیل می شود آب اشباع از CaSO₄ حاصل از تدفین آزاد شده و 38% حجم پرشده از آب را به تخلخل واحد سولفاته اضافه می کند. این آب حاصل از آبزدایی، محیط اطراف خود را تغییر می دهد. محتمل ترین تأثیر آن کاهش استحکام واحد انیدریتی در نتیجه افزایش روان شدگی و ایجاد حالت پرفشار می باشد. اگر آب نتواند آزادانه از ژیپسی که از آن آبزدایی شده خارج شود باعث ایجاد دگرشکلی شدید و ایجاد بافت انترالیتیک می گردد.

شکل1-1- تبدیل انیدریت – ژیپس به همدیگر.

A- پایداری کانی های سولفات کلسیم برحسب درجه حرارت و درجه شوری (Hardie, 1976). B- پایداری کانی های سولفات کلسیم برحسب درجه حرارت و عمق که اهمیت درجه شوری سیال منفذی را نشان می دهد (Hosler, 1979)

انیدریت انترالیتیک می تواند به روش های متعددی تشکیل شود: 1- در زون های سوپرتایدال خلیج فارس 2- در طی تدفین -3شرایط نزدیک سطح هنگامی که رسوب نرم به درون حوضه لغزش پیدا می کند. 4- هنگامی که انیدریت در طی دیاژنز با آبدار شدن به ژیپس تبدیل شده و 64% افزایش حجم را پیدا می کند (Warren, 1989).

آبزدایی یک واحد ضخیم ژیپسی باعث کاهش حجم و ضخامت رسوب می شود. زیرا رسوب با از دست دادن 38% آب خود (و تخلخل مرتبط با آن) فشرده می شود. معمولاً این به هم فشردگی در صورتی که واحد گسترده بوده و دارای ضخامت برابر باشد در سراسر واحد تبخیری بطور یکسان اتفاق می افتد. ولی در بعضی شرایط رسوبی معین، آبزدایی می تواند مسیرهای مهاجرت هیدروکربن را بوسیله به هم فشردگی تفریقی (Differential) افزایش دهد (Warren, 1989).

1-2-3- دیاژنز تبخیری ها

استفاده از رسوبات تبخیری در تفسیر موقعیت های رسوبی خیلی مشکل می باشد، زیرا که بافت های اولیه آنها بوسیله تبلور دوباره و جانشینی در طی دیاژنز نهایی و اولیه و حتی دیاژنز همزمان با رسوبگذاری تغییر یافته است. ژیپس هایی که در سطح ته نشست حاصل کرده اند در طی تدفین به انیدریت تبدیل می شوند و در برگشت در طی بالاآمدگی دوباره به ژیپس تبدیل می شوند. در طی آبزدایی همراه با تدفین، نمک های دیگر مثل هالیت و نمک های تلخابی می توانند دوباره متبلور شده و یا به فازهای کانی های دیگر تغییر شکل دهند. بافت نیز در طی دگرشکلی و تبلور دوباره می تواند تغییر حاصل کند. نمک های دفن شده می توانند جریان یافته و بصورت ساختارهای نمکی پیچیده در یک مقیاس از میلی متر تا کیلومتر چین بخورند. ژیپس تدفینی می تواند چین های انترالیتیک را در حین تبدیل به انیدریت ایجاد کند (Warren, 1989).

1-2-4- محیط رسوبی تبخیری ها

پهنه رسوبگذاری تبخیری ها بسیار گسترده بوده (شکل 1-2) و از محیط های سوپرتایدال تا دریایی عمیق تشکیل می‌شوند. رسوبات سوپرتایدال یا سبخایی معمولاً بصورت توده های بلوری همراه با لایه های جلبکی و ژیپس هستند در حالی رسوبات دریایی عمیق بیشتر با توربیدایت ها و جریان های توده ای مشخص می شوند (مطیعی، 1364). این رسوبات از اشکال مهم واحدهای چینه ای هستند و ته نشست آنها بوسیله تغییرات نسبی سطح آب دریا که آن هم بوسیله تکتونیک و ائوستازی و آب و هوا القاء می شود کنترل می شود (Tucker, 1999). در مورد محیط های رسوبی رسوبات نمکی بحث های زیادی شده است زیرا مناطقی که در حال حاضر تبخیری ها در آن رسوب می کنند هیچکدام در مقیاس آنهایی نیست که در گذشته وجود داشته است (موسوی حرمی و محبوبی، 1383؛ Warren, 1989).

دو روش اصلی در رسوبگذاری تبخیری ها شناخته شده است: 1- رسوبگذاری زیرآبی[3] که از یک توده کم عمق تا عمیق و در یک مقیاس کوچک (دریاچه و یا مرداب) یا بزرگ (حوضه درون کراتونی و ریفتی) صورت گرفته و 2- رسوبگذاری در خشکی[4] که در داخل رسوب (سبخا) یا در حوضچه های بسیار کم عمق تا خشک شده صورت می گیرد (موسوی حرمی و محبوبی، 1383).

شکل 1-2- محیط تشکیل رسوبات تبخیری (Kesler, 1994).

1-3- پوش سنگ

پوش سنگ ها (شکل 1-3) لایه هایی هستند که می توانند از حرکت روبه بالای ستون هیدروکربن جلوگیری نمایند. ضرورتاً یک پوش سنگ باید در برابر هیدروکربن نفوذناپذیر باشد. اساساً سنگی که تراوایی صفر داشته باشد وجود ندارد اما برخی از تبخیری ها تراویی خیلی کمی دارند که می توان نادیده گرفت (رضایی، 1380).

شکل 1-3- تصویر شماتیکی از تله نفتی طاقدیس‍ی که پوش سنگ بصورت لا‍یه ای بر روی سنگ مخزن قرار گرفته است (Encyclopedia Britannica, 1995).

یک پوش سنگ وقتی موثر است که فشار موئینه[5] یا جابجایی آن از فشار شناوری رو به بالای که بوسیله ستون هیدروکربن زیرین اعمال می شود بیشتر باشد. فشار موئینه پوش سنگ عمدتاً تابع اندازه خلل و فرج آن می باشد که ممکن است بطور جانبی خیلی متغیر باشد(Allen, 1990). فشار شناوری[6] به وسیله چگالی و ارتفاع ستون هیدروکربن مشخص می شود. یک پوش سنگ با اندازه خلل و فرج خیلی ریز می تواند از صعود حاصل از شناوری ستون بلند گاز زیرین جلوگیری کند(Allen, 1990).

پوش سنگ هرچه قدر ناتراواتر بوده و شکستگی آن کمتر باشد، توان بیشتری برای حفظ هیدروکربن خواهد داشت. سنگ های دارای خاصیت شکل پذیری[7] چون کمتر شکننده می باشند پوش سنگ های خوبی را تشکیل می دهند (افشار حرب، 1382).

[1]Blow out

[2]Mud loss

[3]Subaqueous Precipitation

[4]Sub aerial Precipitation

[5]Capillary Pressure

[6]Buoyancy Pressure

[7]Plasticity

دریافت فایل