مقدمه:

سازند کربناته فهلیان از سازندهای گروه خامی بالایی با سن نئوکومين (James and Wynd, 1965) می­باشد. این سازند از مخازن مهم نفتى در فرو افتادگى دزفول است. در اين پژوهش برش نمونه و برش زیر سطحی چاه 55 میدان نفتی گچساران به منظور بررسى رخساره­هاى ميکروسکوپى و چينه نگارى سکانسی، مورد مطالعه قرار گرفته است. برش نمونه با مختصات جغرافیایی ″19 ′11 ^◦30N:  و ″36 ′27 ^◦51 E: در یال جنوبی تاقدیس فهلیان دارای ضخامت تقریبی 283 متر می­باشد. تاقدیس فهلیان در 10 کیلومتری شمال غرب شهرستان نورآباد ممسنی قرار دارد. چاه 55 میدان نفتی گچساران با مختصات جغرافيايى ،″20 ′38 ^◦50 E: ، ″47 ′21 ^◦30 N:، در جنوب شهرستان گچساران واقع است و ضخامت تقریبی توالی کربناته سازند فهلیان در آن 582 متر می­باشد (شکل 1).

مرز زيرين سازند فهليان در برش نمونه به صورت هم شيب بر روى آخرين واحد دولوميت تيره رنگ سازند سورمه قرار دارد. در برش زير سطحى مرز به صورت هم شيب بر روى بخش انيدريتى هيث واقع است. مرز بالايى سازند فهليان در هر دو برش به صورت هم شيب و تدريجى به سازند گدوان تبديل مي­شود.

روش مطالعه:

در این پژوهش علاوه بر مطالعات صحرایی، رخساره­های میکروسکوپی 560 عدد مقطع نازک از نمونه­های برش سطحی و خرده­های حفاری چاه 55 گچساران مورد مطالعه قرار گرفت. مقاطع نازک به منظور تشخیص کانی کلسیت از دولومیت توسط محلول آلیزارین قرمز (Red-S) به روش دیکسون (Dickson, 1965) رنگ آمیزی شد. دسته بندى رخساره­ها و بررسى تغييرات جانبى و عمودى آنها به روش فلوگل و ويلسون (Wilson, 1975; Flugel, 2004) انجام شد. نامگذارى سنگ­هاى کربناته بر اساس دانهام (Dunham, 1962) صورت گرفت. در اين پژوهش مطالعات چينه نگارى سکانسی بر اساس اصول­ چینه نگاری سکانسی ون وگنر (Van Wagoner etal., 1988) صورت گرفت. با توجه به اينکه لاگ گاما ابزار مناسبى در تعبير و تفسير چينه نگارى سکانسى هستند (Emery and Myers, 1996)، تغییرات لاگ گاما و انطباق آن با رخساره­هاى شناسايى شده در چاه مورد مطالعه نيز در نظر گرفته شد.

بحث:

شرح رخساره­هاى ميکروسکپى:

مطالعات پتروگرافی منجر به شناسایی 12 رخساره میکروسکوپی وابسته به 4 کمربند رخساره­ای جزر و مدی، لاگونی، سدی و دریای باز گردیده است. رخساره­های میکروسکوپی به ترتیب از سمت دریا به ساحل عبارتند از: 1- رادیولر، اسپیکول اسفنج, وکستون 2- وکستون حاوی خرده­ فسیل و اسپیکول اسفنج 3- اینتراکلست، ااُئید گرینستون 4- پلوئید، بایوکلست گرینستون 5- ااُئید، اگرگات گرینستون 6- پلوئید گرینستون دانه ریز 7- پلوئید پکستون 8- داسی کلاد، بیوکلست وکستون 9- وکستون حاوی جلبک سبز و فرامینیفر بنتیک­ 10- مادستون فسیل­دار 11- اینتراکلست­ گرینستون 12- مادستون حاوی ذرات آوارى در حد سيلت و ماسه. از این رخساره­ها، رخساره­های شماره 1 و 2 با توجه به محتویات فسیلی بترتیب قابل تفکیک در دو بخش دریای باز عمیق (deep open marine) و دریای باز کم عمق (shallow open marine) می­باشند. رخساره­های 3، 4 و 5 محیط سدی (shoal) را مشخص می­کنند و رخساره­های 6 تا 10 شاخص محیط لاگون می­باشند. در نهایت رخساره­های 11 و 12 معرف محیط جزر و مدی می­باشند. لازم به ذکر است در چاه 55 گچساران از رخساره­های دریای باز تنها رخساره­های دریای باز عمیق حضور دارد.

با توجه به عدم وجود رخساره­های باندستون ریف ساز و همچنین تبدیل تدریجی رخساره­ها به هم و گسترش رخساره­های کم عمق به نظر می­رسد که توالی کربناته سازند فهلیان در یک پلت­فرم کربناته از نوع رمپ با شیب ملایم رسوبگذاری کرده است.

چینه نگاری سکانسی:

چينه نگارى سکانسی (sequence stratigraphy) شاخه­اى از علم چينه شناسى مي­باشد که به ارتباط زايشى چينه­ها در يک توالى رسوبى مي­پردازد. چينه نگارى سکانسی با بررسى رخساره­ها، تشخيص محيط­ رسوبى و تغييرات عمودى آنها که در ارتباط با تغييرات نسبى سطح آب دريا­هاست، انجام مي­گيرد (Emery and Myers, 1996). در این پژوهش با توجه به رخساره­هاى ميکروسکوپى و توسط عوض شدن الگوى رسوبگذارى سطوح اصلى سکانسى از جمله سطوح حداکثر پیشروی و مرز­هاى سکانسى و بخش­های رسوبی TST و HST شناسايى گرديده­اند.

مطالعات پيشين چينه نگارى سکانسی بر روى سازند فهليان در برش نمونه (آورجانى، 1384)، منجر به شناسايى دو سکانس رسوبى درجه سوم گرديد. با توجه به مطالعات بيواستراتيگرافى و تعيين سن بريازين تا هوتروين (هاشمى، 1385) براى توالى کربناته فهليان در برش نمونه و همچنين بررسي­هاى صحرايى و پتروگرافى جامع­تر، سکانس­های رسوبی سازند فهلیان در برش نمونه مورد بازنگرى قرار گرفت و با سکانس­هاى شناسايى شده در برش زير سطحى چاه 55 گچساران تطابق داده شد. سازند فهلیان در هر دو برش شامل 3 سکانس رسوبی درجه سوم می­باشد که در زمان بریازین تا هوتروین نهشته شده­اند. در زیر سکانس­های دو برش به ترتیب شرح داده مي­شوند.

سکانس­های برش نمونه:

سکانس رسوبی اول (FA1):

این سکانس ضخامتی در حدود 84 متر دارد. بخش رسوبی TST با سطح طغیان (TS) به صورت رخساره اينتراکلست گرینستون از رخساره­های پهنه­هاى جذر و مدى در شروع توالی کربناته فهلیان مشخص می­گردد. بخش رسوبی TST با الگوی پیشرونده شامل رخساره­های گرینستونی پهنه­های جذر و مدی و رخساره گرینستونی دانه ریز لاگونی و گرینستون سدی می­باشد. در بخش HST رسوبات با الگوی رسوبگذاری پسرونده از رخساره­های مادستونی و اکثراً از رخساره پلوئید گرینستون دانه ریز لاگونی، تشکیل یافته است. مرز زیرین سکانس (FA1) به دلیل گسترس برش­ها از نوع SB₁ است و مرز فوقانی آن از نوع SB₂ می­باشد (شکل 2 ).

سکانس رسوبی دوم  (FA2):

اين سکانس رسوبى دارای ضخامتی در حدود 112 متر می­باشد. بخش رسوبی TST از واحد نسبتاً ضخیمی از رخساره کمربند سدى اینتراکلست، ااُئید گرينستون تشکیل یافته است. رسوبات بخش HST به صورت پسرونده از رخساره هاى گرینستونی سدی و مادستون، وکستون و پکستون لاگونی، همراه با افزایش اجزای اسکلتی محیط­های لاگونی شامل جلبک سبز و فرامنیفر بنتیک، تشکیل شده است. مرز بالايى سکانس دوم (FA2) توسط تغيير الگوى رسوبى رخساره ها مشخص شده و از نوع SB₂ مى باشد (شکل 2).

سکانس رسوبى سوم (FA3):

اين سکانس از ضخامت حدود 87 متر تشکيل شده است. بخش TST از رخساره­های وکستونی دریای باز کم عمق تشکیل شده است. در این بخش رسوبی فراوانی اجزای اسکلتی دریای باز از جمله خرده­های دوکفه­ای نازک لایه و اسپیکول اسفنج افزایش می­یابد. رسوبات بخش HST از رخساره هاى وکستونی لاگونی تشکيل شده است. مرز بالايى اين سکانس رسوبى از نوع SB₂، و با توجه به بررسى هاى صحرايى انجام گرفته، با تبديل رسوبات آهکى صخره ساز فهلیان به توالى آهک و مارن­هاى عميق در سازند گدوان، مشخص می­شود. لازم به ذکر است که سکانس رسوبى سوم (FA3) نسبت به دو سکانس قبلى از رخساره هاى عميق ترى تشکيل شده است (شکل 2).

سکانس هاى رسوبى در چاه 55 گچساران:

سکانس رسوبى اول (GS1):

اين سکانس با ضخامتى در حدود 179 متر، داراى مرز زيرين مشخص و واضح با تغيير ليتولوژى از انيدريت­هاى بخش هيث به آهک مى باشد. اين مرز با توجه به اينکه سازند­هاى تبخيرى نشان دهنده افت شديد سطح آب دريا و ناپيوستگى جهانى است (Sarg, 2001)، از نوع SB₁ مى باشد. شروع پيشروى بخش کربناته TST توسط رخساره هاى پلوئید گرینستون دانه ریز و مادستونی خرده فسيل دار و پلوئید پکستون لاگونی به صورت الگوى پيشرونده و با عميق شوندگى يکباره به رخساره رادیولر، اسپیکول اسفنج, وکستون به سطح حداکثر پيشروى خود مى رسد. بخش رسوبى HST با الگوى رسوبگذارى پسرونده از رخساره هاى سدی پلوئید، بایوکلست گرینستون به رخساره لاگونی پلوئید پکستون تبدیل می­شود.

با توجه به تغييرات لاگ گاما و انطباق آن با رخساره هاى شناسايى شده، همخوانى واضحى در طول سکانس ‌(GS1) بين الگوى رسوب گذارى بخش­های رسوبى تشخيص داده شده و روند افزايش و کاهش يابندگى لاگ گاما وجود دارد به طورى که در محدوده رخساره­های حداکثر سطح پيشروى سطح آب، ميزان لاگ گاما با افزايش محتواى رسى در اين رخساره به حداکثر مقدار خود مي­رسد. مرز بالايى سکانس مذکور با توجه به تغيير در الگوى رسوبگذارى تفکيک شده است و از نوع SB₂ مى باشد (شکل 3).

سکانس رسوبى دوم (GS2):

ضخامت اين سکانس در حدود 249 متر مى باشد. بخش رسوبى TST شامل رخساره هاى پلوئید، بایوکلست گرینستون می­باشد که به رخساره اینتراکلست، ااُئید گرینستون در حداکثر سطح پيشروى خود تبديل مى شود. بخش رسوبى HST با الگوی پسرونده از رخساره هاى گرینستونی سدى به رخساره هاى لاگونى شامل وکستون حاوی جلبک سبز و فرامنيفر بنتيک، پکستون و مادستون تبدیل می­شود و در نهایت با حضور رخساره مادستون حاوى ذرات آوارى در حد سيلت و ماسه سکانس رسوبى دوم خاتمه مي­يابد. ورود ذرات آوارى در محيط­هاى کربناته بيانگر پايين افتادگى سطح آب دريا مى باشد (Emery and Myers, 1996) که تاييد کننده حداکثر پايين افتادن سطح نسبى آب دريا در اين سکانس مى باشد (شکل 3).

سکانس رسوبى سوم (GS 3):

سومين سکانس رسوبى با ضخامت 154 متر، با توجه به تغییر الگوی رسوبگذاری توسط مرز نوع SB₂ از سکانس رسوبى زيرين مشخص می­شود. بخش رسوبى TST به صورت پيشرونده از رخساره هاى پکستون و وکستون لاگونی به رخساره گرینستونی سدی در سطح حداکثر پيشروى سطح آب دریا می­رسد. بخش رسوبى HST غالباً از رخساره­هاى لاگونى پکستون ، وکستون و مادستونی، همراه با محتوای فسیلی لاگونی شامل فرامنیفر بنتیک و جلبک سبز، تشکیل شده است و با الگوى رسوبى پسرونده با حضور مادستون حاوى خرده­هاى آوارى در حد سيلت و ماسه مربوط به رخساره­های پهنه­های جذر و مدی، خاتمه می­یابد. (شکل 3). با توجه به تغيير رخساره­ها و الگو­هاى رسوبى، مرز بالايى از نوع SB₂  در سکانس سوم (GS3) شناسايى گرديد و همچنين افزايش لاگ گاما پس از رخساره­هاى آهکى تاييد کننده شروع توالى شيلى سازند گدوان مي­باشد.

 تعبير و تفسير:

تطابق سکانس­های شناسایی شده در دو برش مورد مطالعه مطابق شکل 4 انجام شد. از آنجایی که موقعیت دو برش مورد مطالعه در فاصله بین دو گسل پی سنگی کازرون و ایذه واقع شده است و این بخش به عنوان زون فعال تکتونیکی و عامل کنترل کننده ضخامت رسوبات در زمان نهشته شده رسوبات ژوراسیک-کرتاسه بشمار می­رود (Sepehr and Cosgrove, 2004) و همچنین با توجه به اینکه گسل­های پی سنگی در ایجاد مورفولوژی متفاوت در پلت­فرم کربناته، در نوع و نحوه رسوبگذاری و ایجاد ستبرای متفاوت نهشته­ها در زمان نهشته شدن سازند فهلیان نقش دارند (محمد­خانی، 1382) لذا ضخامت متفاوت توالی کربناته فهليان در چاه مورد مطالعه نسبت به برش سطحى، احتمالاًً می­تواند در نتیجه عملکرد گسل پی سنگی درتغییر سطح بستر حوضه رسوبی و تغییر فضای رسوبگذاری (accommodation space) باشد. با توجه به رخساره­هاى ميکروسکوپى شناسايى شده در برش نمونه و چاه 55 گچساران، رسوبگذاری سازند فهليان در فاصله چاه و برش نمونه بر روى يک پلت­فرم وسيع کربناته از نوع رمپ با شيب ملايم نهشته شده است.  

نتيجه­گيرى:

1- سازند آهکى فهليان در چهار کمربند رخساره­اى جزر و مدى، لاگونى، سدى و درياى باز نهشته شده­ است. با توجه به رخساره­هاى ميکروسکوپى شناسايى شده، این توالی کربناته در يک پلت­فرم کربناته از نوع رمپ با شيب ملايم تشکيل شده است.

2- در برش نمونه و برش زیر سطحی سه سکانس رسوبى درجه سوم شناسايى شد. تنها مرز زيرين سکانس اول در هر دو برش از نوع SB₁ و بقيه مرز­ها از نوع SB₂ مي­باشد.

3- تفاوت ضخامت در توالى کربناته سازند فهليان در برش­های مورد مطالعه احتمالاً به سبب اثر گسل­هاى پى سنگى بر بستر حوضه در زمان رسوبگذارى مي­باشد.

منابع فارسی:

1-   آورجانی، شهرام، 1384، چينه شناسى سکانسى سازند فهليان در چاه شماره 1 دشتک و مقطع تيپ. پايان نامه کارشناسى ارشد، دانشگاه بوعلى سينا، 101 ص.

2-   محمد­خانى، حسين، 1382، محيط رسوبى و چينه نگارى سکانسى سازند فهليان در ميدان­هاى نفتى خويز و رگ­سفيد، بخش جنوبى فروافتادگى دزفول، پايان نامه کارشناسى ارشد، دانشگاه تربيت معلم، 68 ص.

3-   هاشمی حسينى، پگاه، 1385، بيواستراتيگرافى سازند فهليان در برش الگو و چاه شماره 1 ميدان نفتى دارا، پايان نامه کارشناسى ارشد، دانشگاه تهران، 197 ص.

                                                                                                                      References:

- Dickson, J.A.D., (1965): A modified staining technique for carbonates in thin section. Nature, v. 205, 587 p .

- Dunham, R.J., (1962): Classification of carbonate rocks according to depositional texture. Amer. Ass. Petrol. Geol. Mem., v. 1, p.108-121.

- Emery, D., and Myers, K., (1996): Sequence Stratigraphy. Oxford (Blackwell), 304 p.

- Flugel, E., (2004): Microfacies of Carbonate Rocks. Analysis, Interpretation and Application. Springer Verlag, 976 p.

- James, G. A. and Wynd, J. G., (1965): Stratigraphy nomenclature of Iranian Oil Consertium Agreement Area, AAPG. Bull., v. 49, p. 2182-2245.

- Sarg, J.F., (2001): The sequence stratigraphy, sedimentology, and economic importance of evaporite-carbonate transitions: a review. - Sed. Geol., v. 140, p. 9-42.

- Sepehr, M., and Cosgrove, J. W., (2004): Structural framework of the Zagros Fold-Thrust Belt, Iran. Marine and Petroleum Geology., v. 21, p.829-843.

- Van Wagoner, J. C., Posamentier, H. W., Mitchum, R. M., Vial, P. M., Vial, P. R., Sarg, J. F., Loutit, T. S. and Hardenbol, J., (1988): An overview of the fundamentals, of sequence stratigraphy and key definitions. SEPM Spec. Publ. v. 42, p. 39 - 45.

- Wilson, J. L., (1975): Carbonate Facies in Geological History. Springer, New York, p. 1-23, 281-318.