بررسی ژئوشیمیائی دانه های گلاکونیت در سازند های پابده وگورپی، میدان نفتی کرنجر

مقدمه

مطالعه رسوبگذاری گلاکونیت در رسوبات عهد حاضرروشن نمود که گلاکونیتها در آبهای عمیق بیش از 50 متر تشکیل می­شوند. اگر چه عده ای محیط خیلی کم­عمق حدود 10 متر و منطقه جزرومدی را در بعضی نواحی برای تشکیل آن پیشنهاد نموده اند Chafetz and Reid, 2000)  ). تشکیل گلاکونیت با رسوبگذاری در فضاهای 10-5 میکرومتر، همراه با انحلال کانی میزبان اتفاق می­افتد (Odin and Matter, 1981). در ابتدا اسمکتیت اولیه گلاکونیتی غنی از آهن و پتاسیم عمود بر زمینه رشد می­کند و در اثر جمع ­شدن و یکپارچه­شدن بصورت بافت شبکه­ای شکل درمی­آید. بخش اولیه تحت تاثیر دیاژنز مچور شده و مقدار آهن بیشتری می یابد. ولی افزایش مقدارK بسیار ناچیز است. با پیشرفت دیاژنز، اسمکتیت گلاکونیتی به میکای گلاکونیتی با بیشترین مقدار K₂O تبدیل می­شود. لذا بر خلاف مدل (Burst, 1958 a,b, Hower, 1961) لایه شبکه ای، گلاکونیت در حال حاضر بعنوان محصول انحلال – رسوبگذاری شناخته می­شود. کانی گلاکونیتی مچور با مقدار K₂O متوسط 7% ، نشانه توقف رسوبگذاری  (Odin & Fullagar, 1988) عمده است.  سنگ میزبان جانشین شده توسط کانی گلاکونیت ممکن است از کانیهای رسی، کلسیت، کوارتز، فلدسپات و کانیهای سنگین تشکیل شده ­باشد (Odin & Fullagar, 1980; Odin & Morton, 1988).  دانه­های گلاکونیت  اشکال بسیار متنوعی (Triplehorn, 1966; McRae, 1972; Odin& Fullagar, 1988; Odin & Morton, 1988) نیز می­توانند داشته باشند. فراوانترین فرمها، پلتهای مدفوعی گلاکونیتی هستند.

تحقیقات زیادی پیرامون محیط رسوبگذاری گلاکونیت در اقیانوسهای جدید Logvinenko, 1982;) Dias & Nitroure, 1984; Bornhold & Giresse, 1985; Oddin, 1988; O^, Brien et al., 1990; (Bremner & Willis, 1993; Rao et al., 1993 انجام گردید. همه این تحقیقات نشان­دهنده تشکیل کانی گلاکونیت در اعماق فلات قاره میانی و عمیقتر (یعنی بیش از 50 متر) است. براین اساس کانیهای گلاکونیتی در محلهای با نرخ رسوبگذاری بسیار کم تشکیل می­شوند، زیرا کانی گلاکونیت برای مدت زمان زیادی در محل تماس آب – رسوب باقی می­ماند. بنظر می­رسد این عامل در محیطهای اقیانوسی امروزی  (Chafetz & Reid, 2000) مهم است. بر اساس شواهد ارائه شده، ارگانیسمهای گل خوارمحیط دریایی کم­عمق، تجمع رسی پلتی را ایجاد می­نمایند((Konicker & pardy, 1957; Pryor, 1975; Dunbar & Berger, 1981. مواد آلی موجود در پلت می­تواند محیط احیایی لازم   (Glenn & Arthur, 1988) را برای تشکیل گلاکونیت فراهم نماید.

موقعیت جغرافیائی میدان نفتی مورد مطالعه

میدان نفتی کرنج با روند شمال غرب- جنوب شرق در امتداد محور حداکثر فرو نشست فرو افتادگی دزفول و در 115 کیلومتری شرق اهواز واقع گردیده است (شکل1). این میدان تحت تاثیر مرز یبن دزفول شمالی  وجنوبی یعنی گسل هند یجان - ایذه قرار دارند. در سال 1342مخزن آسماری میدان کرنج  با حفر اولین چاه کشف شد. در گذشته افراد متعددی مطالعات خود را در زمینه زون بندی مخزن آسماری - پابده میدان کرنج (از جمله شیر محمدی،1349 و ستوده،1362) (McKee, 1977).  به طور کلی مخزن آسماری ــ پابده میدان کرنج به شش زون وهیجده زیر زون تقسیم شده است. البته از4 زیر زون سازند پابده دو زیر زون اولیه (5-1 و5-2) متعلق به بخش تدریجی آسماری – پابده  و  2 زیر زون دیگر صرفاً متعلق به سازند پابده می باشد.

روش مطالعه:

پس از بررسیهای لازم دو چاه از میدان نفتی کرنج جهت مطالعه انتخاب شدند. جهت انجام کارهای آزمایشگاهی و مطالعات پتروگرافی حدود 900 مقطع نازک مطالعه و در مواردی بعضی از نمونه ها  توسط میکروسکوپ الکترونی SEM مجهز به XRF( مدل LEO1455vp ) ارزیابی گردید. از آنجا که کانی گلاکونیت  تغییرات محدودی را نسبت به عمق دارد، شناسائی افق/افقهای گلاکونیت دار و تغییرات احتمالی آنها بواسطه فرایندهای دیاژنزی، موضوع مطالعه کنونی قرار گرفته است. بررسی آن علاوه بر ارزش چینه شناسی، می تواند در مطالعات مخزنی و برنامه های توسعه ای و نیز اکتشاف نفت نقش عمده ای را داشته باشد.  

بحث

اگر چه ژنز گلاکونیت هنوز یک مسئله است. ولی مطالعات نشان میدهد که گلاکونیت از 50 درجه جنوبی تا 65 درجه شمالی تشکیل می­شود، و این موضوع نشانه عدم تاثیر عامل کنترل کننده آب و هوا می­باشد (Weaver, 1989). گلاکونیت در pH از 8-7 در محیطهای کوچکی تشکیل می­شوند (Microenvironment) که مواد آلی کافی برای ایجاد محیط احیا وجود داشته باشد. این محیط بسیار کوچک (پوسته صدف، پلت مدفوعی و...) در یک محیط اکسیژنه قرار می­گیرد. ترکیب زمینه عامل مهمی نیست و نیاز به داشتن Si,Al یا Fe ندارد. وجود گلاکونیت در پوسته فرامینیفرها جانشین شده کلسیت نشانه تشکیل مستقیم آن از محلول است.

معمولا چهار نوع ماده جانشین شده دیده می­شود:

1- قالبهای درونی میکروفسیل کربناته معمولا فرامینیفرها.

2- پلتهای مدفوعی آهکی یا آرژیلی که معمولا ذر اثر فیلتر ارگانیسمهای تغذیه کننده ایجاد می­شوند.

3- خرده کربناته بیولوژیکی.

4- دانه کانی و خرده سنگ نظیر کوارتز، فلدسپات، بیوتیت و ... .

تبدیل آشکار فکل پلت غنی از کانی ورقه­ای (physil-rich) به گلاکونیت نشان می­دهد که آن میتواند در اثر تبدیل کانیهای ورقه­ای قبلی باشد که بطور فرضی منشا بسیاری از مقادیر Al,Si است. فکل پلت اولیه معمولا دارای کائولینیت است (Odin and Matter, 1981) ولذا تبدیل آن نیازمند تغییر ناگهانی در ساختمان بلوری است میدهد.

بطور کلی گلاکونیت حاصل عملکرد فرآیندهای دیاژنتیکی بوده و گاه نقش سیمان تدفینی را نیز  بازی می­نماید .(Tucker, 1991)

در زمینه عمق تشکیل گلاکونیت اعتقاد بر این است (بعنوان مثال(Carozzi,1993 که گلاکونیت در عمق 1000-60 و غالبا 550-60 متری تشکیل می­شود. اخیرا Amorosi (1995) منشا اتوکتونی را برای کانیهای گلاکونیتی اضافه نموده است. در هر صورت تشکیل کانیهای گلاکونیتی نشان­دهنده نرخ پایین تجمع Smulikowski, 1954;) Hower, 1961; McRae, 1972; Odin & Matter, 1991; Levis & Mc Conchie, 1994; (Amorosi, 1995  رسوبگذاری است.

مطالعه بر روی گلاکونیتهای سازند های پابده و گورپی میدان نفتی کرنج نشان می دهد که رخساره­های آهکی و شیلی میزبان مناسبی (بدلیل دارا بودن شرایط احیا) برای تشکیل و انتشار گلاکونیت در میدان است. گلاکونیت به صورت جانشینی در حجرات فرامینیفرها (شکل1A- و D )، بصورت لایه پرکننده و پوشاننده روی بیوکلاستها­ی کربناته (شکل 1C ) و نهایتا بصورت پلتهای مدفوعی (شکل 1 B-) تشکیل شده­اند.

درسازند پابده-گورپی میدان نفتی کرنج با توجه به همراهی رخساره شیلی و میزبان کربناته این گلاکونیتها  (بصورت ماداستون-وکستون)، بر اساس رخساره­های موجود(Raymond, 2002)، محیط فلات قاره کم انرژی مناسب است. این گلاکونیتها را میتوان از نظر محیط رسوبی همانند گلاکونیتهای کامبرو- اردوویسین جنوب­شرق آمریکا (Chafetz & Ried, 2000)دانست. بنابراین زمینه دانه­ای که در آن گلوکونیت تشکیل می­شود، معمولا بسیار حفره­دار است که یا بدلیل تخلخل اولیه بین دانه­ای (حفرشدگی یا انحلال ذرات بیولوژنیک) و یا وجود شکستگی است که در اینجا حالت اول حاکم است. بعد از پر شدن حفرات،  زمینه در اثر انحلال از بین رفته و در نهایت گلاکونیت جانشین کل دانه ­شده است.

آنالیز شیمیائی بعمل آمده بر روی گلاکونیتها نشان می دهد که درصد سیلیس بسیار متغییر (56/1-92/45) بوده، سایر عناصر نیز کم و بیش تغییراتی را نشان می دهند. در این میان حضور گوگرد نشانه وجود سولفید بهمراه گلاکونیت است. تغییر شدید ترکیبی گلاکونیت می تواند نشانه فرایند جانشینی / انحلال این کانی و تحول آن به کانی فسفریت(در اثر انتقال Al و Si و افزایش Ca) باشد. تجمع عنصر ایریدیم در این حالت جالب توجه است.

تصاویر میکروسکوپ الکترونی SEM از دانه های گلاکونیت ساختهای متفاوت تیغه ای (Lamella) با میزان K₂O معادل 8/13%  در حالت گلاکونیت شدیدا تحول یافته و ساخت ایلیتی شکل  با میزان K₂O معادل 26/2%  نشانه گلاکونیت ابتدائی را مشخص می دارد. این تصاویر بیانگر تاریخچه پیچیده دانه های گلاکونیت حکایت دارد. 

از آنجا که کانی گلاکونیت معمولا همراه با ناپیوستگیهاست (Weaver, 1989)، حضور ناپیوستگی در منطقه نیز اِین فرایند را تشدید می نماید. بطوریکه در انتروال عمق 2068 تا 2492 در چاه شماره 12 بطور پراکنده با شدت متفاوت دیده می شود.

بنا براین، به نظر میرسد که تغییر رخساره­ آهکی همراه با تغییر کلی تخلخل و وجود ناپیوستگی نقش کنترل کننده­ای را نه تنها در زمینه رخداد گلاکونیت داشته بلکه همانطور که سیفی و همکاران (1383) اشاره نموده­اند این عامل در فرآیند دولومیتی­شدن نیز موثر بوده، موجب ایجاد کیفیت مخزنی بهتر در این بخش شده است.

نتیجه گیری

بر اساس مشاهدات خرده­ها و مغزه­های مطالعه شده در مخزن آسماری – پابده و آنالیزهای بعمل آمده، می­توان چنین عنوان نمود که:

1- گلاکونیت در سه شکل پر کننده حجرات فرامینیفرها، بصورت پلت و پر کننده حفرات در رخساره­های آهکی (وکستون-پکستون) و شیلی در میدان نفتی کرنج  در محدوده خاصی از اعماق مختلف مشاهده گردید.

2- وجود گلاکونیت در رخساره­ وکستون- مادستون (و وجود فسیل فرامینیفر) و شیلی، نشان­دهنده محیط فلات قاره و کم­عمق برای گلاکونیت­زایی بوده است.

3- همراهی سولفید نشانه محیط و شرایط احیا در تشکیل گلاکونیت است.

4- تغییرات شدید ترکیبی دانه های گلاکونیت می تواند نشانه درجات مختلف مچوریتی ترکیبی آنست. 

5- تصاویر میکروسکوپ الکترونی SEM ساختهای متفاوت تیغه ای (Lamella) با میزان K₂O معادل 8/13%  نشانه گلاکونیت شدیدا تحول یافته و ساخت ایلیتی شکل  با میزان K₂O معادل 26/2%  نشانه گلاکونیت ابتدائی است.   

 6- علاوه بر تغییر بافتی رخساره­های آهکی، بنظر می­رسد عامل تخلخل و ناپیوستگی موجود در ناحیه نیز در ایجاد گلاکونیت نقش داشته باشند.

منابع                                                                               

سیفی، ج.، سلیمانی، ب.، حیدری، خ.، 1383. بررسی نحوه توزیع بلورهای شکلدار دولومیت در رخساره­های آهکی مخزن بنگستان میدان نفتی اهواز و نقش آن در تولید نفت. دوازدهمین همایش بلورشناسی و کانی­شناسی ایران، صفحه 226-221.

مطیعی، ه.، 1374. زمین شناسی ایران، زمین شناسی زاگرس 1و2، انتشارات سازمان زمین­شناسی کشور، 1009 صفحه.

َAmorosi, A., 1995. Glaucony and sequence stratigraphy: a conceptual framework of distribution in     siliciclastic. J. Sed. Res. B65, 419-425.

Bornhold, B.D., Giresse, P., 1985. Glauconitic sediments on the continental shelf off Vancouver Island, British Columbia, Canada. J. Sed. Petrol. 55, 653-664.

Bremner, J.M., Willis, J.P., 1993. Mineralogy and geochemistry of the clay fraction of sediments from the Namibian continental margin and the adjacent hinterland. Mar. Geol. 115, 85-116.

Burst, J.F., 1985a. Mineral heterogeneity in glauconite pellets. Am. Miner. 43, 481-497.

Burst, J.F., 1958b. Mineral nature and applications to stratigraphic interpretations. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 42, 310-337.

Carozzi, A.V., 1993. Sedimentary  Petrography, Prentice Hall, Englewood Cliffs, NJ (263 pp.).

Chafetz, H.S., Reid, A., 2000. syndepositional shallow-water precipitation of glauconitic minerals. Sedimentary Geology. 136,29-42.

Dias, J.M.A., Nittrouer, C.A., 1984. Continental shelf sediments of northern Portugal. Cont. Shelf Res. 3, 147-165.

Dunbar, R.B., Berger, W.H., 1981. Fecal pellet flux to modern bottom sediments of Santa Barbara Basin (California) based on sediment trapping. Geol. Soc. Am. Bull. 92, 212-218.

Dunham, R.J., 1962.Classification of carbonate rocks according to depositional texture.AAPG  Mem.1, 108-121.

Glenn, C.R., Arthur, M.A., 1988. Petrology and major element geochemistry of Peru margin phosphates and associated diagentic minerals: Authigenesis in modern organic-rich sediments. Mar. Geol. 80, 231-267.

Hower, J., 1961. Some factors concerning the nature and the origin of glauconite. Am. Miner. 46, 313-334.

Konicker, L.S., Pardy, E.G., 1957. A Bahamian faecal-pellet sediment. J. sed. Petrol. 27, 126-128.

Lewis, D.W., McConchie, D., 1994. Practical Sedimentology, Chapman and Hall, New York (213p.).

Logvienko, N.V., 1982. Origin og glauconite in the recent bottom sediments of the ocean. Sediment. Geol. 31, 43-48.

Mcrae, S.G., 1972. Glauconite. Earth-Sci. Rev. 8, 397-440.

O^, Brien, G.W., Milnes, A.R., Veeh, H.H., Heggie, D.T., Riggs, S.R., Cullen, D.J., Marshal, J.F., Cook, P.J., 1990. Sedimentation dynamics and redox iron-cycling: controlling factors for the apatite-glauconite association on the West Australian continental margin. Phosphorite Research and Development, Notholt, A.J.G., I. (Eds.). Geol. Soc. Spec. publ. 52, 61-86.

Odin, G.S., 1988. Green Marine clays. Development in sedimentology, Vol. 45. Elsevier, Amsterdam.

Odin, G.S., Fullagar, P.D., 1988. Geological significance of glaucony Facies. In: Odin, G.S. , (Ed.). Green Marineclay, Elsevier, Amsterdam, pp.295-332.

Odin, G.S., Matter, A., 1981. Deglauconiarum origin. Sediment.28, 611-641.

Odin, G.S., Morton, A.C., 1988. Authigenic green particles from marine environments. In: Chilingarian, G.V., Parker, A., Sellwood, B.W., 1981. Sediment Diagenesis, Nato Sci. Aff. Diversion, 427p.

Wolf, K.H. (Eds.). Diagenesis, Vol. II. Elsevier, Amsterdam, pp. 213-264.

Raymond, L.A., 2002. The study of ignous, sedimentary and metamorphic rocks, Mc Graw Hill higher education, second edition (720p.), p. 416.

Pryor, W.A., 1975. Biogenic sedimentation and alteration of argillaceous sediments in shllow marine environments. Geol. Soc. Am. Bull. 86, 1244-1254.

Rao, V.P., Lamboy, M., Dupeuble, P.A., 1993. Verdine and other associated authigenic (glaucony, phosphate) facies from the surfical sediments of southwestern continental margin of India. Mar. Geol. 111, 133-158.

Scholle, P.A., 1979. A color illustrated guide to constuents, textures comments and porosities of sandstone and association rocks. Mem. Am. Assoc. Petrol. Geol. 28, 201pp.

Smulikowski, K., 1954. The problem of glauconite. Archwm. Miner. 18, 21-109.

Triplehorn, D.M., 1966. Morphology, internal structure, and origin of glauconite pellets. Sediment 6, 247-266.

Tuker, M., 1991. Technique in sedimentology. Blackwell, Sci.Publ., 394p.

Von Houten, F.B., Purucker, M.E., 1984. Glauconite peloids and Chamositic ooids faverable factors, constraints and problems. Earth-science Rew. 20, 211-243.

Weaver, C.E., 1989. Clays, Muds and shales. Elsevier, 819p.