تعیین ضخامت حقیقى طبقات حفارى شده

تعیین ضخامت حقیقى طبقات حفارى شده

یک از متداولترین روشهاى تعیین ذخیره مخازن نفتى سطح آزمائى از نقشه هاى میزان منحنى تحت الارضى مى باشد که در دو نوبت صورت مى گیرد. یکبار براساس سطح فوقانى یک سازند و بار دیگر بر اساس سطح تحتانى همان سازند. از آنجایى که سطوح تحتانى سازندهایى مانند آسمارى و بنگستان با وجود سطوح بازتابنده‌‎هاى موثر همراه نیست معمولاٌ با داشتن نقشه میزان منحنى بر یک سر سازند و ضخامت حقیقى همان سازند که از حفارى یکى دو چاه بدست مى آید با روش برون‌ یابی‌ (Extrapoletion) مى توان نقشه میزان منحنى تحت الارضى بر سطح تحتانى آن سازند رابدست آورد. اما مطالعات چند ساله اخیر نشان داده اند که ضخامت حقیقى یا چینه اى سازندهایى مانند آسمارى بین 430 تا 350 متر تغییر مى نماید که البته نحوه پیدایش این تغییرات موضوع بحث ما نیست ولى بطور کلى مى توان این پدیده را معلول عدم‌ هم‌ آهنگی‌ ساختارهاى رویشى و تغییرات رخساره اى دانست.

اکنون مبرهن است که اکتفا به ضخامت حقیقى یک یا دو چاه حفارى شده کافى نبوده و براى محاسبه ذخیره استفاده از نقشه خطوط هم ضخامت الزامى است هر چند دقت چند مترى ممکن است ناچیز به نظر برسد ولى ابعاد مثلاٌ چهل در 50 کیلومتر مى تواند صاحب مفهوم باشد و چون این نقشه ها چیزى بجز به تصویر درآوردن ضخامت هاى حقیقى یک لایه مشخص در یک محدوده جغرافیایى نیست به ناچار دقت در محاسبه این ضخامتها مى بایستى در حداکثر ممکن باشد.

روش هاى گذشته براى محاسبه ضخامت حقیقى بر چند فرض استوار بوده است که به قرار زیر هستند:

الف) انحراف چاه در ضخامت سازند تغییر نمى کند.

ب) آزیموت انحراف ثابت یا برابر معدل تغییرات است.

ج) شیب سازند در کل ضخامت لایه ثابت و برابر شیب اندازه گیرى در سر سازند مربوطه است.

د) امتداد شیب سازندى و بالنتیجه امتداد طبقات در کل ضخامت لایه ثابت فرض مى شوند.

ه) این محاسبات به روش مماسى صورت مى گیرد که هر کمان معادل مماسى که از نقطه اندازه گیرى عبور مى کند فرض شده است.

روشهاى گذشته براى لایه هاى کم ضخامت حدود 50 تا 70 متر از دقت کافى برخوردار هستند ولى در حقیقت تمامى آن فاکتور براى مناطق نفت خیز به شرح ذیل داراى تغییرات مى باشند:

الف: انحراف طبیعى چاهها در سازندهاى ضخیم مانند سورمه حدود 1500 متر و گروه بنگستان حدود 1200 متر و تا حدود سازند آسمارى متغیر است و چاه مى تواند بطور طبیعى به ازاء هر صد متر تا 3 درجه منحرف شود و نسبت به قرار گرفتن چاه در موقعیتهاى مختلف ساختارى مانند پوسته (Crust) و یال چین (Flank) متفاوت خواهد بود.

ب: ازیموت انحراف معمولاٌ متغیر است.

ج: شیب سازندى در ضخامت لایه چنانچه مقدمتاٌ اشاره شد ثابت نیست و به خصوص وقتى که ضخامت لایه زیاد باشد براساس قوانین چین هاى متحد المرکز شیب با عمق افزایش مى یابد. حال اگر تغییر رخساره هم در کار باشد مى توان حدس زد که تغییرات شیب به چه وضعى خواهد افتاد. و یا در صورتیکه با ساختارهاى رویشى سرو کار داشته باشیم بدون شک شیب در سطوح فوقانى و تحتانى متفاوت خواهد بود.

د: امتداد طبقه در یال هاى یک چین و یا در پوسته  آن مى تواند تقریباٌ ثابت باشد ولى در نواحى بلانچ و یا چین هاى گنبدى به نسبت تغییرات ازیموت انحراف مى توان امتدادهاى خاص براى طبقه منظور نمود.تلاش این مقاله فرموله کردن کلیه متغیرهاى فوق مى باشد که با تحلیل و مرورى به روش گذشته آغاز گردیده و در انتها با پیشنهاد یک بسط تحلیلى و کاربرد رایانه ای آن ارائه مى گردد.

همایون- مطیعى 

در ادبیات مهندسی سدها را گاه به موجودات زنده تشبیه می‌کنند، زیرا  به دلیل تغییر در وضعیت محیط زمین شناختی در طول زمان، شرایط حکمفرما در  سد  و مخزن نیز دائما در حال تغییر است. از  این رو است که سدها باید به گونه‌ای طراحی و اجرا شوند که در تمام طول بهره‌برداری  پایداری قابل قبولی از خود نشان دهند. آگاهی از هر گونه تغییر در شرایط سد و محیط  اطراف آن محتاج نصب دستگاههای متنوع و رفتار سنجی دائمی است.

رابطه پایداری و فرار آب

آب جمع شده در مخزن ممکن است از محل پی سد یا  تکیه‌گاههای جانبی آن یا از جسم سد تراوش نماید. فرار آب از جسم سد بویژه در  سدهای خاکی  اهمیت خاصی در پایداری سد دارد. روشهای متنوعی برای کاستن از میزان آب نشتی و تحت کنترل در آوردن آن وجود دارد.

ویژگیهای سنگ و خاک سازنده پی سد و تکیه‌گاههای آن، مصالح در دسترس برای  ساختمان سد، نحوه طراحی و شکل انتخاب شده برای سد و سرانجام محدودیتهای اجرایی هر  یک به نحوی می‌توانند در انتخاب روشهای مناسب برای  آب بندی سد  موثر واقع شوند.

طراحی و اجرا

هدف اصلی در طراحی یک سد خاکی دستیابی به سازه‌ای است که آب  را در پشت خود نگاه دارد و علاوه بر آن از نشت آب در  دامنه پایاب  که رگاب و گسیختگی را به همراه  خواهد داشت، جلوگیری کند. اجرای یک سد ساخته شده از مصالح همگن تنها در مواردی  معدود که مصالح مناسبی در اختیار بوده و سد ارتفاع زیادی نداشته باشد، مورد توجه  قرار می‌گیرد. در اغلب سدها، مقطع سد حالتی منطقه‌ای دارد تا به این وسیله بتوان  ضمن استفاده از مصالح موجود در محل، کارایی سد را افزایش داد. سدهای منطقه‌ای  محتاج هسته‌ای نفوذ ناپذیرتر  برای کنترل جریان در داخل بدنه سد هستند.

سدهای خاکی اگر بطور غیر صحیحی  طراحی و اجرا شوند، می‌توانند مشکلات و خطرات زیادی را به همراه داشته باشند. سدهای  خاکی معمولا با ریختن و کوبیدن لایه‌های متوالی خاک دارای رطوبت مناسب ساخته  می‌شوند. تراکم ناقص خاکریز سد یا پی ضعیف آن باعث نشت تدریجی بدنه سد می‌شود و در  نتیجه از مقدار «ارتفاع آزاد» آب می‌کاهد یا باعث بوجود آمدن ترکهایی در بدنه سد  می‌شود که می‌توانند مسیرهای ناخواسته‌ای برای عبور آب نشتی نشت کنترل نشده داخلی و  خارجی باعث  رگاب  و ایجاد فشارهای بالازدگی زیاد در پی  سد می‌شود.

شکل سد

انتخاب مقطع مناسب برای سد به  عوامل چندی وابسته است. عامل مهم در انتخاب نوع مقطع و اینکه یکنواخت یا چند بخشی)منطقه‌ای) باشد، نوع مصالح طبیعی در دسترس است. یک مقطع منطقه‌ای با توجه به مصالح  موجود می‌تواند به صورت یک  هسته رسی  یا  پوسته دانه‌ای  یا سنگریز با پوسته غیر قابل  نفوذ یا سنگریز به همراه یک مانع داخلی باشد. از این میان، هسته‌های رسی فراوانتر  از انواع دیگر بکار گرفته می‌شوند. این هسته‌ها ممکن است به صورت قائم، شیبدار یا  ترکیبی از این دو باشند. دستیابی به دامنه‌های پایدار در سمت  سراب  و  پایاب  به جنس مواد مصرفی و نحوه اجرای آن  بستگی دارد. بطور کلی تمام بخشهای خاکریز باید به نحو مناسبی ترام یافته و سطح آن،  مخصوصا در دامنه سراب، یا سنگریز محافظت شود.

ارتفاع سد

ارتفاع سد خاکی تابعی از  ارتفاع مورد نظر برای مخزن است. ارتفاع مخزن خود عاملی تعیین کننده در مورد نیروهای  جانبی که باید توسط خاکریز تحمل شوند و همچنین فشارهای ناشی از نشت آب در اطراف  خاکریز، است. مقدار نیروی آب نشتی در پی خاکریز ارتباط مستقیم با ارتفاع مخزن دارد  و ممکن است توسط عرض خاکریز نیز تاثیر بپذیرد.

پی و تکیه‌گاهها

ویژگیهای مصالح سازنده پی سد، مخصوصا نحوه تغییر شکل و  مقاومت آن، در تعیین زوایای پایدار برای خاکریز تاثیر می‌گذارد. در جاهایی که پی  از مصالح ضعیفی ساخته شده است، شیب دامنه‌های سراب و پایاب باید کمتر از حالتی باشد  که سد بر روی یک پی مستحکم ساخته می‌شود. یکی از مهمترین مسایل در طراحی و اجرای یک  سد خاکی، کنترل نشت آب از میان جسم سد ما اطراف آن و زیر سد است. برای جلوگیری از  فرار آب از زیر خاکریز باید یکی از انواع  «آب بند» را بکار گرفت.
یکی از  رایج‌ترین و اقتصادی‌ترین روشها در مورد کنترل نشت آب، امتداد دادن در «هسته رسی» نفوذناپذیر سد تا لایه‌های نفوذناپذیر واقع در پی آن است. باید توجه داشت که  ادامه هسته رسی تا اعماق زیاد معمولا پرخ است و عمق بیش از 20 متر اغلب مشکلاتی را  برای نگهداری  دیواره ترانشه‌ایکه بعدا با رس پر خواهد شد،  بوجود می‌آورد.

روش دیگر، بکار گیری ورقه‌ای از مواد نفوذناپذیر است که تا  فاصله‌ای مناسب در سمت سراب امتداد می‌یابد. به این ترتیب با افزایش طول مسیر،  نیروی نشت آب در مواد با نفوذپذیری متوسط کاهش می‌یابد. برای ساختن ورقه نفوذناپذیر  معمولا از مصالحی مشابه مصالح هسته رسی استفاده می‌شود.

ژئومورفولوژی در ارتباط با موضوعات اتمسفر

همانگونه که می دانیم، اتمسفر از ترکیب گازهای گوناگون و عناصر ریز، پراکنده و معلق به ویژه در لایه زیرین تشکیل یافته است. این قلمرو گازی با دریافت انرژی الکترومانیتیک خورشیدی به نیرویی مجهز می شود که دینامیک اتمسفری را در معنی عام به وجود می آورد. این نیرو بخشی از ژئودینامیک بیرونی را تشکیل می دهد که علاوه بر هدایت پدیده های جوی عوامل مورفوژنیک را تغذیه می کند. برخی از این عوامل به صورت پدیده های گوناگونی مانند: کریوکلاستیم، ترموکلاستیسم و هالوکلاستیسم در تغییر شکل دادن زمین دخالت می کنند که هریک را بررسی می کنیم:

کریوکلاستیسم:به متلاشی شدن سنگها در اثر عمل یخبندان و ذوب یخ، کریوکلاستیسم می گویند. بنابراین نوسانات درجه حرارت و بالا و پایین آمدن گرما از حد صفر درجه سانتی گراد، این ساز و کار و فرایند را موجب می شود. با توجه به اینکه در این ساز و کار نقش عمده با یخ بندان است آنرا "ژلیفلاکسیون" می گویند. رطوبت هوا و وجود آب، عوامل دیگر آب و هوایی نیز در این عمل دخالت موثر دارند. به طوری که بدون تغییرات درجه حرارت نیز عوامل یاد شده نقش متلاشی کننده خود را به شکل دیگری ایفا می کنند.

ترموکلاستیسم:بالا و پایین رفتن درجه حرارت موجب متلاشی شدن سنگها می شود که در این حالت سنگها تحت انقباض و انبساط متناوب قرار می گیرند و به شکل های منفصل و متحرک در می آیند. اثر تغییرات درجه حرارت اصولا در سطح لیتوسفر، بیشتر از اعماق آن است. نوع وبافت سنگها در کیفیت متلاشی شدن آنها، تحت تاثیر ساز و کار ترموکلاستیم دخالت دارد. تناوب نفوذ امواج حرارتی در سنگها، ضریب انبساط و رنگ سنگها نیز در نحوه تاثیر این مکانیسم بی تاثیر نیست.

هیدروکلاستیسم:متلاشی شدن سنگها را در اثر تناوب جذب رطوبت و از دست دادن آن هیدروکلاستیسم گویند. در این نوع قطعه قطعه شدن سنگها عامل شیمیایی دخالت ندارد و فقط عامل فیزیکی عمل می کند. اما وجود رس در این سازو کار ضروری است، زیرا در نتیجه تغییرات حاصل در حجم رس که در اثر جذب آب یا از دست دادن آن انجام می شود، سنگها متلاشی می شوند. هیدروکلاستیسم بر حسب نوع سنگها در دو مقیاس نقش خود را ایفا می کند. در پاره ای از سنگهای دانه ای، بلورین و بلور لایه مثل گرانیت ها، گنایس ها و میکاشیست ها تجزیه برخی از کانی ها به ویژه فلدسپات ها، رس های از نوع مونت موریونیت ها در سطح کانی ها پراکنده می شود. انبساط و انقباض این رس ها در اثر جذب آب یا از دست دادن آن به جدا شدن مکانیکی دانه ها و یا قطعات سنگ ها منجر می شود.در سنگ های رسوبی مکانیسم هیدروکلاستیسم به گونه ای دیگر ظاهر می شود. در این سنگها لایه نازکی از رس ها معمولا در وسط لایه های سختی مانند: آهک و ماسه سنگ قرار دارد. جریان آب که درزه های سنگ های سخت نفوذ کرده و در لایه های رسی متوقف می شود، باعث انبساط حجم لایه می شود و در مواقع خشکی منقبض شده، به این ترتیب خلاء زیادی را فراهم می آورد و در اثر تکرار عمل به تدریج سنگ های سخت بالایی بر حسب نوع جنس به قطعاتی تقسیم و تحت تاثیر ریزش و لغزش قرار می گیرند.

هالوکلاستیسم: اگر تبلور نمک های محلول در آب های نفوذ یافته، منجر به متلاشی شدن سنگ های محل شود آنرا هالوکلاستیسم گویند. این مکانیسم اکثرا در مناطق خشک موجب متلاشی شدن سنگ ها می شود. در این مکانیسم تغذیه بلورهای نمکی تشکیل شده از آب نمک دار، با حالت پیچیده ای به طور غیر مستقیم حجم را افزایش داده و به جداشدن سنگ ها منتهی می شود.

رابطه ژئومورفولوژی با زمین شناسی و ژئوفیزیک

داده های مربوط به ساختار و دینامیک پوسته زمین که از مطالعات ژئوفیزیکی و زمین شناسی به دست می آیند از عوامل اساسی درمطالعات ژئومورفولوژی به شمار می روند. بدین جهت در علم ژئومورفولوژی برای تفسیر بسیاری ازپدیده ها ناگزیر هستیم که داده ها و دست آوردهای علم زمین شناسی و ژئوفیزیک را مورد استفاده قرار دهیم. برای اینکه روابط بین این علوم واضح تر بیان شود در ابتدا به نحوه استفاده از داده های ژئوفیزیک و زمین شناسی در ژئومورفولوژی اشاره می کنیم:

توصیف هوازدگی و تاثیر انواع آن در زمین ریخت شناسی:

-هوازدگی فیزیکی

-هوازدگی شیمیایی

-هوازدگی بیو شیمیایی

هوازدگی(از فرایند های ژئومورفولوژی): 
این پدیده در حد فاصل زمین و کره جو ایجاد می شود. در این شرایط کانی ها در مجاورت اتمسفر، هیدروسفرو بیوسفر قرار می گیرند. این امر تغییراتی در حالتهای تخریبی یا پلاستیکی آنها ایجاد کرده وسبب افزایش حجم و کم شدن وزن مخصوص و اندازه ذرات آنها می شود و در نتیجه به پیدایش کانی های جدیدی که در این شرایط دارای پایداری بیشتری نسبت به کانی های اولیه هستند منجر می شود.

- هوازدگی فیزیکی:این نوع از هوازدگی شامل تنش های زمین شناسی، فشارهای همه جانبه تکتونیکی، تنش های ناشی از تابش خورشید و یخ زدن سریع آب می باشد.

تنش های زمین شناسی وقتی به وجود می آیند که سنگ های کریستالی(مثل گرانیت ها و مرمرها) متبلور شوند یاتبلور دوباره یابند یا سنگ های رسوبی (مثل ماسه سنگ های توده ای سست وبه هم پیوسته، آرکوزها و آهک ها) تحت فشار های همه جانبه تکتونیکی زیاد یا تحت فشار فوق العاده لایه های بالایی پدیده دیاژنزیاسنگ شدگی را تحمل کنند. فرسایش سطحی و کم شدن بار باعث کم شدن فشار بر آن و باعث ایجاد شبکه ای از درزها و ترک ها می شود.

گرادیانهای حرارتی نیز باعث انبساط خطی و توده ای سنگ ها می شود. تنش های به وجود آمده، بر اثر رشد بلورها در هوازدگی عمدتا دو منبع دارد. یکی بلورهای یخ و دیگری بلورهای نمک. همچنین تنش های بیولوژیکی که هوازدگی فیزیکی را افزایش می دهند در دو دسته اصلی گیاهی وجانوری می باشند که شامل کرم ها و گل سنگ می باشد.

نقش حرکت توده ای مواد در زمین ریخت شناسی:

» تکتونیک ثقلی

» رده بندی حرکت توده ای مواد

» موقعیت حرکت توده ای

» دلایل حرکت توده ای مواد

حرکت توده ای مواد:

این فرایند به جدا شدگی و حمل و نقل رو به پایین مواد خاکی و سنگی تحت تأثیر نیروی جاذبه گفته می شود. لغزش یا جریان توده ای مواد، به موقعیت آنها و نیروی جاذبه وابسته است. اما حرکت تودهای مواد با حضور آب، یخ و هوا تشدید می شود. خزش آرام رو به پایین خاک و خرده سنگ ها و همچنین حرکت سریع و لغزش های زمین در مقیاس بزرگ و در مسافت های طولانی هر دو جزء حرکت توده ای مواد محسوب می شوند.

لسها:

دو نوع لس در طبعیت وجود دارد یکی لس های واقعی است که از واکنش های یخچالی وحمل باد با رخساره قبل از یخچالی بدست می آید و دیگر لسهای بیابانی که منشاء آنها کاملا مشخص نیست.

لسهای یخچالی از قطعات کوارتز دار زمینهای یخچالی حاصل و به وسیله جریانهای رودخانهای –یخچالی به طرف دشت های پائین حمل شده اند سپس به وسیله وزش بادهای طوفانی به طرف بیرون از پهنه یخی حرکت کرده و رسوبات وسیعی را تولید می کند

لس های بیابانی :لسها در بیابانهای ماسه ای پیدا نمی شوند اما بصورت قطعاتی نزدیک حاشیه بیابانها یا بصورت صفحات نازک در محل های دور از بیابانها به وجود می آیند.

پالئوژئومورفولوژی دوران دیرینه زیستی پالئوزوییک Paleozoic:

در ادامه مطلب به تشریح: فازهای کوهزایی پالئوزوییک و آب و هوای پالئوزوییک و پالئوزوییک تحتانی و پالئوزوییک فوقانی و پالئوزوییک در ایران می پردازم.

طول مدت این دوران 375 میلیون سال تخمین زده می شود و به شش دوره کامبرین (100 میلیون سال)، اردوویسین (60 میلیون سال)، سیلورین (40 میلیون سال)، دونین (50 میلیون سال)، کربونیفر (80 میلیون سال) و پرمین (45 میلیون سال) تقسیم می شود. سه دوره اول بنام پالئوزوییک تحتانی و سه دوره بعدی به نام پالئوزوییک فوقانی نامیده می شود.

جانوران و گیاهان معرف این دوران تریلوبیتها (در تمام طول دوران وجود داشته اند و در انتهای دوران نیز منقرض گشته اند)، آرکئوسیاتیده ها (کامبرین)، گراپتولیتها (سیلورین)، فوزولینها (پرموکربونیفر) و ماهیهای زره دار که حد واسط بین دوره های سیلورین و دونین هستند. علاوه بر آنها یکسری از موجودات نیز وجود داشته اند که در دورانهای بعدی تکامل بیشتری پیدا کردند و تا به امروز هم باقی مانده اند که شامل مرجانها، بازوپایان، پابرسران و تعدادی از دوزیستان (استگوسفالها) و خزندگان (ترومورف) که در دوران دوم از بین رفته اند.

از بین گیاهان این دوران می توان به سرخسهای دانه دار اشاره کرد که در دوران دوم از بین رفته اند و نیز تعدادی از آنها از جمله بعضی دم اسبیان و پنجه گرگیان، پتریدوفیتها، سیکاس و ژینگو نیز تا به امروز باقی مانده اند.

ژئومورفولوژی دوران میان زیستی مزوزوییک Mesozoic

این دوران 160 میلیون سال به طول انجامیده است: ابتدای دوره به تریاس 225 میلیون سال پیش و انتهای آن دوره کرتاسه مربوط به 65 میلیون سال پیش می باشد.

مقایسه دوران دوم با دوران اول نشان می دهد که بین این دو دوران مفهوم مشترکی وجود ندارد. در دوران اول حرکات کوهزایی منجر به تشکیل دو سری چین خوردگی گردیده اند در حالی که حرکات کوهزایی دوران دوم موجب بوجود آمدن بخشی از یک سری چین خوردگی (چین خوردگی های آلپ) شده اند.

دوران سوم به سه دوره تقسیم می شود: تریاس (45 میلیون سال)، ژوراسیک (45 میلیون سال) و کرتاسه (70 میلیون سال). هر کدام از این دوره ها به چند زیر دوره و اشکوب تقسیم می شوند که در جدول زیر آمده است.

تعیین حد بالایی و پایینی با مشکلاتی همراه است زیرا: با وجود اینکه حد پایینی این دوران از نظر چینه شناسی و حرکات کوهزایی (خاتمه فاز هرسینین و شروع فازهای سیمرین) کاملا مشخص است ولی در برخی مناطق پرمین با تریاس با هم یکی شده و پرموتریاس را بوجود آورده اند. حد فوقانی این دوران فقط بر اساس دیرینه شناسی بنا گردیده و با وجود چین خوردگیهای لارامید (شروع دوران سوم)، ولی در اکثر رشته کوه ها، تشکیلات دوران سوم ادامه تشکیلات دوره کرتاسه می باشد.