Procesy diagenetyczne kształtujące przestrzeń porową piaskowców karbonu w rejonie Lublina

Procesy diagenetyczne

kszta³tuj¹ce przestrzeñ porow¹ piaskowców karbonu w rejonie Lublina

Aleksandra Koz³owska

Diagenetic processes affecting pore space in Carboniferous sandstones of the Lublin region. Prz. Geol., 57: 335–342.

A b s t r a c t . In the Lublin region Carboniferous sandstones are represented by subarkosic, quartz and sublithic, occasionally arkosic arenites and wackes. These rocks are characterized by porosity (primary and secondary) ranging from 0 to 22.43% and permeability from 0 to over 1000 mD. Two diagenetic processes, that is compaction and cementation, were primarily responsible for reduction of porosity in these sandstones. The compaction decreased porosity at about 50%, while the cementation at 30%. Quartz, kaolinite and carbonates and locally fibrous illite are the most common cements here. Dissolution is also important as a diagenetic process responsible for development of secondary porosity. Good porosity of the bulk of Carboniferous sandstones is due to precipita-tion of early overgrowth cements (quartz, Fe-chlorite and siderite), which stopped the mechanical compacprecipita-tion, and dissoluprecipita-tion of feld-spar grains and authigenic quartz leading to origin of secondary porosity. The processes of mechanical compaction and advanced quartz and carbonate cementation (mainly of the ankerite and Fe-calcite type) as well as crystallization of fibrous illite were the major factors responsible for reduction of porosity in some sandstones. The results of the studies on pore space indicate good reservoir prop-erties of sandstones of the Lublin and Dêblin formations as well as some parts of the Terebin formation. The sandstones from the Huczwa formation and a part of the Terebin formation belong to rocks characterized by low petrophysical parameters. Comparisons of sandstones formed in different environments have shown that best reservoir conditions are displayed by these formed in river channel and delta bottom ennvironments. During diagenesis, the Carboniferous deposits remained under influence of the maximum tempera-ture of about 120o_{C, but locally the temperatures could have been even higher. Maximum temperatures were reached by the}

Carbonif-erous deposits at the end of CarbonifCarbonif-erous whereas diagenetic proccesses were active until early Permian. The results of studies on diagenesis of these rocks, projected onto the thermal-erosional model, point to the Variscan overheating.

Key words: sandstones, diagenesis, reservoir potential, Carboniferous, Lublin Basin

W celu okreœlenia wp³ywu proce-sów diagenetycznych na w³aœciwoœci zbiornikowe piaskowców w central-nej czêœci lubelskiego basenu karboñ-skiego, badaniami objêto materia³ skalny z piêciu otworów wiertniczych usytuowanych w rejonie Lublina: Lu-blin IG-1 i IG-2, £êczna IG-13 i IG-25 oraz Œwidnik IG-1 (ryc. 1).

W pracy przyjêto podzia³ litostra-tygraficzny osadów karbonu wpro-wadzony przez Porzyckiego i ¯eli-chowskiego (Porzycki, 1979). Zgod-nie z tym podzia³em, przedmiotem badañ by³y piaskowce formacji Hucz-wy, Terebina, Dêblina oraz lubelskiej, w kolejnoœci od sp¹gu ku stropowi profilu karbonu. Analizowane pias-kowce wraz z towarzysz¹cymi im mu-³owcami, i³owcami i podrzêdnie zle-pieñcami nale¿¹ do utworów rzecz-nych prze³awicaj¹cych siê z osadami morskimi i deltowymi (Waksmundz-ka, 1998, 2007, 2008). Przeprowadzo-no analizê 182 p³ytek cienkich pias-kowców, w tym 111 p³ytek piaskow-ców nale¿¹cych do formacji Dêblina,

41 próbek reprezentuj¹cych formacjê lubelsk¹, 23 — for-macjê Terebina i 7 — forfor-macjê Huczwy. W rejonie badañ strop osadów karbonu wystêpuje od g³êbokoœci 713,0 m

(£êczna IG-13) i obni¿a siê w kierunku po³udniowo-za-chodnim do g³êbokoœci 1113,3 m (Lublin IG-2).

Wszystkie próbki poddano standardowej analizie mikroskopowej, a czêœæ z nich nas¹czono niebiesk¹ ¿ywic¹ i przeprowadzono tak¿e mikroskopowe badania porowato-œci. W p³ytkach cienkich poddanych punktowej analizie planimetrycznej zliczano minimum 300 punktów. Wydzie-1

Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, aleksandra.kozlowska@pgi.gov.pl LUBLIN IG-1 LUBLIN IG-2 £ÊCZNA IG-13 KOMARÓW IG-1 GRABOWIEC IG-4

UKRAINA

UKRAINE

Ryc. 1. Mapa lokalizacyjna otworów wiertniczych Fig. 1. Location map of boreholes

lenia mikrolitofacjalne piaskowców wykonano zgodnie z klasyfikacj¹ Dotta zmodyfikowan¹ przez Pettijohna i in. (1972), z dalszymi zmianami Jaworowskiego (1987), roz-szerzaj¹c podzia³ wak o sublityczne i subarkozowe. W celu okreœlenia rodzaju cementów wêglanowych w analizowa-nych próbkach, preparaty barwiono roztworem Evamy’ego, badano w katodoluminescencji oraz elektronowej mikro-sondzie energetycznej (EDS ISIS). Analiza próbek okrucho-wych w skaningowym mikroskopie elektronowym (SEM) umo¿liwi³a obserwacje przestrzeni porowych w piaskow-cach. W celu identyfikacji minera³ów ilastych wykonano analizê rentgenostrukturaln¹. W cementach piaskowców zawieraj¹cych inkluzje dwufazowe pomierzono tempera-turê homogenizacji (Th), która odpowiada minimalnej tem-peraturze krystalizacji minera³u (Roedder, 1984). Ponadto prof. Ha³as z zespo³em z Uniwersytetu im. Marii Curie-Sk³odowskiej w Lublinie wykona³ badania sk³adu izotopowego tlenu i wêgla w wêglanach (Waksmundzka & Koz³owska, 2000). Do oceny w³aœciwoœci zbiorniko-wych ska³ wykorzystano wyniki badañ porozymetrycz-nych dr. hab. Sucha z zespo³em z Instytutu Górnictwa Naftowego i Gazownictwa w Krakowie (Waksmundzka & Koz³owska, 2000) oraz dr. Semyrki z Akademii Górni-czo-Hutniczej w Krakowie (Narkiewicz, 2005).

Charakterystyka petrologiczna

Piaskowce s¹ reprezentowane przez arenity i waki sub-arkozowe oraz kwarcowe, rzadziej sublityczne, a spora-dycznie arkozowe (ryc. 2). W badanych profilach osadów karbonu obserwujemy, ¿e w formacjach lubelskiej i Dêbli-na Dêbli-najczêœciej wystêpuj¹ arenity subarkozowe i kwarcowe drobno- oraz œrednioziarniste. W porównaniu z formacjami wy¿ej po³o¿onymi w formacji Terebina i Huczwy wzrasta iloœæ arenitów i wak sublitycznych. W dolnej czêœci profi-lu otworu wiertniczego Lublin IG-1 (formacja Huczwy) stwierdzono obecnoœæ piaskowców wulkanoklastycznych, reprezentuj¹cych arenity i waki sublityczne (Koz³owska, 2007).

G³ównym sk³adnikiem mineralnym szkieletu ziarno-wego badanych piaskowców jest kwarc. Stanowi on oko³o 60–70% obj. ska³y. Skalenie s¹ reprezentowane g³ównie przez skalenie potasowe i w mniejszej iloœci przez plagio-klazy. Przeciêtnie zajmuj¹ one oko³o 6% obj. ska³y, choæ wystêpuj¹ w zmiennej iloœci. Najczêœciej obserwowano pozosta³oœci ziarn skaleni, które uleg³y procesowi rozpusz-czania, przeobra¿ania lub zastêpowania przez minera³y wtórne. Ponadto notowano blaszki ³yszczyków — g³ównie muskowitu i biotytu — oraz chlorytu, który czêsto jest pro-duktem przeobra¿enia biotytu. Zawartoœæ ³yszczyków w piaskowcach jest zmienna. W arenitach wynosi ona od 0 do 3% obj. ska³y, natomiast w wakach jest najczêœciej wiêk-sza. Bardzo czêsto blaszki ³yszczyków s¹ powyginane, co jest skutkiem dzia³ania kompakcji mechanicznej w osa-dzie. W badanych piaskowcach stwierdzono równie¿ obec-noœæ minera³ów ciê¿kich: cyrkonu, tytanitu, rutylu oraz apatytu.

Kolejnym sk³adnikiem szkieletu ziarnowego s¹ litokla-sty. Stanowi¹ one oko³o 2% obj. ska³y. W piaskowcach wulkanoklastycznych zawartoœæ okruchów ska³ wynosi oko³o 15% obj. (Lublin IG-1). Wœród litoklastów dominuj¹ okruchy ska³ magmowych, z przewag¹ ska³ wulkanicznych nad g³êbinowymi. Widoczne s¹ okruchy kwaœnych ska³ wulkanicznych i granitoidów oraz fragmenty szkliwa wul-kanicznego. Ponadto wystêpuj¹ okruchy ska³ metamorficz-nych, przewa¿nie ³upków kwarcowo-³yszczykowych, oraz okruchy ska³ osadowych, g³ównie i³owców i mu³owców oraz ska³ syderytowych.

Materia³ detrytyczny jest przewa¿nie pó³obtoczony i na ogó³ dobrze wysortowany. W badanych arenitach dominuj¹ kontakty miêdzyziarnowe punktowe, rzadziej wklês³o-wy-puk³e i proste. Materia³ detrytyczny w arenitach jest luŸno upakowany — wartoœæ wskaŸnika kontaktów ziarn w osa-dzie szacunkowo wynosi oko³o 2,0. W wakach przewa¿aj¹ kontakty punktowe lub miejscami ziarna nie stykaj¹ siê.

Piaskowce charakteryzuj¹ siê spoiwem typu porowego lub kontaktowego w arenitach i porowo-kontaktowego w wakach. Przestrzeñ pomiêdzy sk³adnikami szkieletu ziar-nowego jest wype³niona spoiwem matriksu lub cementem.

25 75

5 95

Q

F

arenity

arenite

waki

wacke

25 75

5 95

Q

arkozowe

arkosic

lityczne

lithic

subarkozowe

subarkosic

sublityczne

sublithic

kwarcowe

quartz

kwarcowe

quartz

subarkozowe

subarkosic

sublityczne

sublithic

lityczne

lithic

arkozowe

arkosic

L

Ryc. 2. Piaskowce karbonu na tle trójk¹tów klasyfikacyjnych Pettijohna i in. (1972); Q — kwarc, F — skalenie, L — litioklasty Fig. 2. Carboniferous sandstones according to classification triangles of Pettijohn et al. (1972); Q — quartz, F — feldspar, L — lithoclasts

G³ówne sk³adniki spoiwa

Spoiwa ilaste czêsto s¹ mieszanin¹ minera³ów allo- i autigenicznych, które przewa¿nie s¹ trudne do rozró¿nie-nia. Kaolinit jest g³ównym minera³em ilastym piaskow-ców. Jego zawartoœæ przeciêtnie wynosi oko³o 4% obj., a maksymalnie 19,3% obj. Wyró¿niono dwa typy morfolo-giczne kaolinitu: kaolinit robakowaty i kaolinit blokowy (ryc. 3A; Koz³owska, 2004). Oba typy kaolinitu s¹ obser-wowane w ca³ym profilu piaskowców karboñskich, przy czym wiêksze nagromadzenia kaolinitu robakowatego wystêpuj¹ w górnych czêœciach profili. Analiza

rentgeno-strukturalna frakcji < 2mm oraz 2–10 mm z wybranych

pró-bek piaskowców wykaza³a obecnoœæ dickitu w profilu otworu Œwidnik IG-1. Illit wystêpuje w formie bardzo drobnych p³ytek przypominaj¹cych listewki; otacza on ziarna detry-tyczne i wype³nia przestrzenie miêdzyziarnowe. Analizo-wane krystality najczêœciej maj¹ postaæ wyd³u¿onych listewek oraz igie³ek i w³ókien. Mo¿na przyj¹æ, ¿e opisy-wany autigeniczny illit ma wiek izotopowy analogiczny do wieku illitu z s¹siednich otworów wiertniczych — Koma-rów IG-1 i Grabowiec IG-4 (ryc. 1), którego wiek K-Ar okreœlono odpowiednio na 286,5 ± 3,4 i 278 ± 3,4 mln lat (Koz³owska, 2006). Chloryt, g³ównie ¿elazisty, jest

wykszta³cony w postaci obwódek wokó³ ziarn oraz masy wype³niaj¹cej przestrzeñ porow¹ (ryc. 3B). Obecnoœæ mine-ra³ów mieszanopakietowych illit/smektyt, o zawartoœci illitu powy¿ej 90%, stwierdzono badaniami rentgenostruk-turalnymi.

Kwarc jest wa¿nym sk³adnikiem spoiwa typu matriks oraz cementu w piaskowcach. Wystêpuje w postaci py³u kwarcowego wymieszanego z minera³ami ilastymi lub te¿ tworzy autigeniczne obwódki regeneracyjne na ziarnach kwarcu (ryc. 3A–C). Zawartoœæ cementu kwarcowego wynosi najczêœciej od 1 do 10% obj., miejscami przekracza nawet 20% obj. Kwarc autigeniczny w formie obwódek narasta na ziarnach detrytycznych kwarcu, miejscami zara-staj¹c przestrzenie porowe czêœciowo, a miejscami ca³kowicie. Badania inkluzji fluidalnych w cemencie kwarcowym wykaza³y obecnoœæ g³ównie drobnych inklu-zji jednofazowych, co mo¿e sugerowaæ, ¿e powstawa³ on w temperaturze poni¿ej 50ºC (Goldstein & Reynolds, 1994). W inkluzjach dwufazowych uzyskano temperatury homo-genizacji w przedziale 58–160ºC.

Wêglany s¹ kolejnym wa¿nym iloœciowo cementem, którego zawartoœæ w badanych ska³ach waha siê od 0 do 45% obj. Najczêœciej tworz¹ one spoiwo typu porowego, rzadziej podstawowego. Stwierdzono obecnoœæ

nastê-Kl

Qa

Chl

Qa

Sk

Qa

A

B

D

It

C

Ryc. 3A. Kaolinit blokowy (Kl) w przestrzeni porowej miêdzy kryszta³ami kwarcu autigenicznego (Qa). Otwór Œwidnik IG-1, g³êb. 1500,5 m; 3B — Fe-chloryt (Chl) w formie obwódki na ziarnie kwarcu, obrastany kwarcem autigenicznym (Qa). Otwór Lublin IG-1, g³êb. 1276,4 m; 3C — Illit w³óknisty (It) na powierzchni kwarcu autigenicznego (Qa). Otwór Œwidnik IG-1, g³êb. 1363,9 m; 3D — Kryszta³y apatytu (strza³ki) we wtórnej przestrzeni porowej powsta³ej w wyniku rozpuszczania ziarna skalenia potasowego (Sk). Otwór Œwidnik IG-1, g³êb. 1145,8 m

Fig. 3 A. Blocky kaolinite (Kl) in pore space between authigenic quartz crystals (Qa). Œwidnik IG-1 borehole, depth 1500.5 m; 3B — Fe-chlorite (Chl) rims on quartz grains, overgrown by authigenic quartz (Qa). Lublin IG-1 borehole, depth 1276.4 m.; 3C — Fibrous illite (It) on authigenic quartz surface. Œwidnik IG-1 borehole, depth 1363.9 m; 3D — Apatite crystals (arrows) in secondary pore space created due to dissolution of potassium feldspar grain (Sk). Œwidnik IG-1 borehole, depth 1145.8 m

puj¹cych minera³ów wêglanowych: syderytu, Fe-dolomi-tu, ankerytu i Fe-kalcytu (Koz³owska, 2004). Stosowana w pracy nazwa syderyt odnosi siê do minera³ów szeregu

izo-morficznego FeCO3–MgCO3o zawartoœci 60–100% mol.

FeCO3. Wiêkszoœæ badanych syderytów mieœci siê w prze-dziale syderyt–syderoplesyt (Bolewski, 1982).

Wyró¿nio-no dwie generacje syderytów: wczesn¹ i póŸn¹

(Koz³owska, 1997, 2001, 2004). Generacja wczesna jest reprezentowana przez syderoplesyt lub syderyt. Minera³y te najczêœciej tworz¹ bardzo drobnokrystaliczne ziarna lub

sferolity, rzadziej formy masywne. Wartoœci ä18

O w syde-rycie mieszcz¹ siê w przedziale od –18,37 do –8,11‰PDB,

przeciêtnie –13,30‰PDB, a wartoœci ä13C wahaj¹ siê w

zakresie od –8,52 do 3,63‰PDB, przeciêtnie –5,10‰PDB.

Wartoœci ä13C wskazuj¹ na tworzenie siê syderytu w strefie

mikrobiologicznej metanogenezy (Morad, 1998). Genera-cja póŸna charakteryzuje siê wiêksz¹ zawartoœci¹ MgCO3 ni¿ wczesnodiagenetyczny syderyt. Jej sk³ad chemiczny odpowiada syderoplesytowi, a niekiedy pistomesytowi. Minera³y te czêsto krystalizuj¹ w formie romboedrów wype³niaj¹cych puste przestrzenie porowe lub narasta-j¹cych na wczesnej generacji syderytu (Koz³owska, 2007). Fe-dolomit i ankeryt najczêœciej wystêpuj¹ w postaci izo-lowanych euhedralnych kryszta³ów romboedrycznych lub

tworz¹ masywny cement sparowy. Wartoœci ä18O w

anke-rycie mieszcz¹ siê w zakresie od –15,11 do –7,47‰PDB,

przeciêtnie –10,60‰PDB, a wartoœci ä13

C zawieraj¹ siê w przedziale od –8,77 do 3,74‰PDB, przeciêtnie –2,30‰PDB.

Wartoœci ä13

C wskazuj¹ na tworzenie siê ankerytu w strefie mikrobiologicznej metanogenezy (Morad, 1998). Fe-kal-cyt najczêœciej tworzy cement porowy, miejscami podsta-wowy, wype³niaj¹c przestrzenie miêdzy- i wewn¹trz-ziarnowe. Z badañ inkluzji fluidalnych w kalcycie uzyska-no temperaturê homogenizacji 87,5ºC (Koz³owska, 2007).

Wartoœci ä18O w Fe-kalcycie mieszcz¹ siê w przedziale od

–19,35 do –11,86‰PDB, przeciêtnie –15,90‰PDB, a

warto-œci ä13C wahaj¹ siê w zakresie od –12,14 do 1,39‰PDB,

przeciêtnie –7,80‰PDB. Wartoœci ä13

C wskazuj¹ na tworze-nie siê kalcytu w strefach mikrobiologicznej metanogene-zy oraz termalnej dekarboksylacji materii organicznej (Morad, 1998).

Do podrzêdnie wystêpuj¹cych cementów nale¿¹: baryt, piryt, wodorotlenki ¿elaza i hematyt, albit oraz apatyt (ryc. 3D). Materia organiczna utworów karbonu reprezentuje g³ównie typ humusowy, którego najliczniejszym

sk³adni-kiem jest witrynit. Wartoœæ wskaŸnika Ropomierzona na

autigenicznym witrynicie roœnie w kierunku sp¹gu osadów od 0,49 do 1,15% (Grotek, 2005; 2007). Dane te wskazuj¹, ¿e maksymalna paleotemperatura oddzia³uj¹c¹ na utwory karbonu wynosi³a oko³o 100ºC (Gaupp & Batten, 1985).

Przestrzeñ porowa

Efektywna porowatoœæ piaskowców, mierzona labora-toryjnie, waha siê od oko³o 1,8 do 19,9%, przeciêtnie powy¿ej 10,0%. W analizowanych próbkach obserwuje siê jej spadek wraz ze wzrostem g³êbokoœci zalegania ska³. Porowatoœæ badanych piaskowców wynosi:

‘otwór Lublin IG-1: od 1,8 do 14,5%, przeciêtnie

9,5% (form. Dêblina), 9,3% (form. Terebina) i 6,6% (form. Huczwy);

‘otwór Lublin IG-2: od 2,8 do 15,7%, przeciêtnie

13,2% (form. lubelska) i 9,1% (form. Dêblina);

‘otwór £êczna IG-13: od 6,6 do 19,9%, przeciêtnie

11,9% (form. Dêblina) i 10,0% (form. Terebina);

‘otwór £êczna IG-25: od 8,3 do 17,5%, przeciêtnie

14,8% (form. lubelska) i 11,5% (form. Dêblina);

‘otwór Œwidnik IG-1: od 4,4 do 15,9%, przeciêtnie

11,3% (form. Dêblina) i 7,8% (form. Terebina). Badane piaskowce formacji lubelskiej, Dêblina i czêœæ piaskowców formacji Terebina mo¿na zaklasyfikowaæ do ska³ o dobrej porowatoœci (Jenyon, 1990). Ska³y formacji Huczwy oraz czêœciowo Terebina charakteryzuj¹ siê s³ab¹ porowatoœci¹.

Porowatoœæ mierzona w p³ytkach cienkich waha siê od poni¿ej 1 do 22,3% obj. ska³y, przeciêtnie wynosi oko³o 8% obj. W badanych piaskowcach wystêpuje zarówno porowatoœæ pierwotna, jak i wtórna. Przewa¿a porowatoœæ pierwotna, jednak¿e miejscami znaczn¹ czêœæ mo¿e stano-wiæ porowatoœæ wtórna (ryc. 3D). Porowatoœæ pierwotna w piaskowcach uleg³a silnej redukcji w wyniku kompakcji mechanicznej oraz cementacji. Jednak¿e wystêpowanie wczesnego cementu ortochemicznego, który nieca³kowicie wype³ni³ przestrzeñ miêdzyziarnow¹ w skale, mog³o przy-czyniæ siê do zachowania w niej czêœci porowatoœci pier-wotnej. W analizowanych piaskowcach do wczesnych cementów, które tworz¹ obwódki na ziarnach, zaliczono: chloryty, syderyt i kwarc. Porowatoœæ wtórna mo¿e powstaæ w wyniku rozpuszczania ziarn detrytycznych lub cementów. W badanych piaskowcach dominowa³o roz-puszczanie ziarn skaleni potasowych (ryc. 3D), w

mniej-szym stopniu litoklastów, natomiast rozpuszczanie

cementów mia³o niewielkie znaczenie. Powszechnie obserwowane by³y efekty rozpuszczania obwódek kwarcu autigenicznego, rzadziej ankerytu i Fe-kalcytu. Ponadto powszechna jest mikroporowatoœæ miêdzy krystalitami autigenicznych minera³ów ilastych, g³ównie kaolinitu. Ocena porowatoœci piaskowców karboñskich na podstawie analizy p³ytek cienkich nas¹czonych niebiesk¹ ¿ywic¹ jest na ogó³ zgodna z ocen¹ porowatoœci efektywnej na podsta-wie badañ petrofizycznych. Jednak¿e podsta-wielkoœæ porowato-œci oznaczonej w p³ytce cienkiej jest przewa¿nie mniejsza od porowatoœci efektywnej. Mo¿e to wynikaæ z obecnoœci mikroporów, których nie da siê pomierzyæ w p³ytce cien-kiej. Mo¿na zatem wnioskowaæ, ¿e wiêkszoœæ badanych piaskowców charakteryzuje siê mikroporowatoœci¹ w zakresie od 5 do 10% obj. ska³y.

Przepuszczalnoœæ piaskowców waha siê od 0 do 1005,6 mD. Wiele próbek charakteryzuje siê dobr¹ prze-puszczalnoœci¹, w przedziale 10–100 mD, a kilka bardzo dobr¹, > 100 mD. Ponadto wystêpuj¹ piaskowce o zadowa-laj¹cej przepuszczalnoœci, w granicach 1–10 mD, oraz pias-kowce uwa¿ane za nieprzepuszczalne, < 0,1 mD. Na pod-stawie klasyfikacji Levorsena (1956) oceniono, ¿e najwiê-cej ska³ o dobrej, a miejscami bardzo dobrej przepuszczalnoœci znajduje siê w obrêbie formacji lubelskiej, Dêblina i miej-scami Terebina. Natomiast wiêkszoœæ piaskowców forma-cji Huczwy i czêœciowo Terebina jest nieprzepuszczalna lub wykazuje tylko zadowalaj¹c¹ przepuszczalnoœæ.

Przestrzeñ porow¹ ska³ scharakteryzowano okreœlaj¹c udzia³ procentowy porów o œrednicy > 1 ìm, wielkoœæ œrednicy progowej i histerezê (Koz³owska, 2003). Udzia³ procentowy porów o œrednicy > 1 ìm w analizowanych piaskowcach najczêœciej wynosi oko³o 55%. W obrêbie poszczególnych formacji kszta³tuje siê on nastêpuj¹co: lubelska — 60%, Dêblina — 53%, Terebina — 45% i Huczwy — 53%. Œrednica progowa waha siê w zakresie od 0,1 do 90 ìm, przeciêtnie oko³o 12 ìm. Najwy¿sze war-toœci, oko³o 20 ìm, odnotowano w próbkach formacji Dêblina i lubelskiej, natomiast najni¿sze, najczêœciej < 10 ìm, w

for-macjach Terebina i Huczwy. Wielkoœæ histerezy przeciêtnie wynosi oko³o 50%. Im jest mniejsza, tym lepsze w³aœciwoœci filtracyjne ma ska³a. Najwiêcej próbek piaskowców o naj-ni¿szej wartoœci histerezy, oko³o 20%, stwierdzono w for-macjach lubelskiej i Dêblina oraz miejscami Terebina.

Procesy diagenetyczne a porowatoϾ

W badanych piaskowcach karbonu wyró¿niono efekty dzia³ania nastêpuj¹cych procesów diagenetycznych: kom-pakcji, cementacji, rozpuszczania, zastêpowania i prze-obra¿ania.

Kompakcja (mechaniczna i chemiczna) jest procesem, który w sposób wyraŸny zmniejsza porowatoœæ pierwotn¹ osadów. Efekty kompakcji mechanicznej s¹ widoczne w postaci œciœlejszego upakowania szkieletu ziarnowego w skale oraz wygiêcia ziarn ³yszczyków i plastycznych okru-chów ska³. Ponadto czêœæ ziarn twardych, jak kwarc i ska-lenie, ulega spêkaniu. Czynnikami hamuj¹cymi kompakcjê mechaniczn¹ by³y: przewaga ziarn twardych nad plastycz-nymi oraz wytr¹canie siê wczesnych cementów obwódko-wych na ziarnach (de Souza i in., 1995). Redukcja pierwotnej porowatoœci piaskowców przez kompakcjê, wyliczona na wykresie Houseknechta (1987), wynosi prze-ciêtnie oko³o 50% (ryc. 4) i wskazuje na znaczny wp³yw kompakcji mechanicznej. Œrednia redukcja porowatoœci pierwotnej piaskowców z poszczególnych otworów wiert-niczych kszta³tuje siê nastêpuj¹co: Lublin IG-1 — 34%, Lublin IG-1 — 52%, £êczna IG-13 — 48%, £êczna IG-25 — 62% i Œwidnik IG-1 — 40%.

Efekty kompakcji chemicznej s¹ dobrze widoczne w obrazie katodoluminescencyjnym. Obserwujemy nieliczne kontakty wklês³o-wypuk³e miêdzy ziarnami, powsta³e w wyniku rozpuszczania

ciœnienio-wego. Wydaje siê, ¿e rozpuszcza-nie ciœrozpuszcza-nieniowe rozpuszcza-nie odgrywa³o wiêkszej roli w lityfikacji osadów karbonu. G³ówn¹ tego przyczyn¹ by³a prawdopodobnie wczesna cementacja ska³ kwarcem autige-nicznym (Sommer, 1978).

Cementacja jest g³ównym procesem diagenetycznym, który ma du¿y wp³yw na redukcjê porowatoœci piaskow-ców. W cementacji piaskowców karbonu wa¿n¹ rolê ode-gra³y wczesne cementy, wystêpuj¹ce w formie obwódek na ziarnach detrytycznych (Koz³owska, 2004). Cementy obwódkowe: Fe-chloryt, syderyt i kwarc, spaja³y osad, ograniczaj¹c dzia³anie kompakcji mechanicznej, czego efektem by³o zachowanie czêœci pierwotnej porowatoœci w skale (ryc. 3A, 3B). Jednak¿e grube obwódki kwarcowe wp³ynê³y ujemnie na porowatoœæ piaskowców, podobnie jak póŸniej krystalizuj¹ce wêglany: syderyt, Fe-dolomit, ankeryt i Fe-kalcyt. Du¿e znaczenie, ze wzglêdu na powszechnoœæ wystêpowania, ma cement kaolinitowy z widoczn¹ mikroporowatoœci¹ miêdzy kryszta³ami kaolini-tu. Kaolinit redukuje porowatoœæ ska³y, jednak w

przypad-ku tworzenia siê kosztem przeobra¿anych skaleni

potasowych mo¿e j¹ zwiêkszyæ. Du¿y wp³yw na zmniej-szenie porowatoœci i przepuszczalnoœci piaskowców mia³ w³óknisty illit, który zarasta³ przestrzenie miêdzyziarno-we, wewn¹trzziarnowe i wewn¹trzkrystaliczne (ryc. 3C). Analiza wp³ywu cementów na porowatoœæ wykazuje, ¿e nie jest on jednoznaczny. Porowatoœæ maleje ze wzrostem iloœci cementu wêglanowego, natomiast czêsto jest wiêk-sza przy wiêkszej zawartoœci kwarcu autigenicznego, nie-kiedy równie¿ i cementu kaolinitowego (Koz³owska, 2003). Redukcja pierwotnej porowatoœci piaskowców przez cementacjê (Houseknecht, 1987) wynosi przeciêtnie oko³o 30% (ryc. 4). Uzyskane œrednie wartoœci redukcji pierwot-nej porowatoœci piaskowców z poszczególnych otworów wiertniczych przedstawiaj¹ siê nastêpuj¹co: Lublin IG-1 — 36%, Lublin IG-2 — 29%, £êczna IG-13 — 33%, £êcz-na IG-25 — 17% i Œwidnik IG-1 — 42%.

0 10 20 30 400 10 20 30 40 0 50 100100 50 0

K

C

cement zmierzony w p³ytce cienkiej (%) cement measured in thin section (%)

porowatoœæ miêdzyziarnowa (%) intergranular porosity (%)

redukcja pierwotnej porowatoœci przez cementacjê (%)

primary porosity destroyed by cementation (%)

pr zestr zeñ miêdzyziarnowa zmier zona w p³ytce cienkiej (%) ) intergranular volume measured in thin section (% redukcja pier wotnej porowatoœci pr zez kompakcjê mechaniczn¹ i chemiczn¹ (%) primar y porosity destroyed by mechanical and chemical compaction (%) Lublin IG-1 Lublin IG-2 £êczna IG-13 £êczna IG-25 Œwidnik IG-1 10 20 30 40 60 70 80 90 10 20 30 40 60 70 80 90

®

Ryc. 4. Diagram obrazuj¹cy wp³yw kompakcji i cementacji na porowa-toœæ pierwotn¹ piaskowców (wg Houseknechta, 1987); C — przewaga cementacji; K — przewaga kompak-cji

Fig. 4. Diagram showing effects of compaction and cementation on pri-mary porosity of sandstones (after Houseknecht, 1987); C — predo-minance of cementation; K — pre-dominance of compaction

Rozpuszczanie odegra³o du¿¹ rolê w kszta³towaniu przestrzeni porowej piaskowców karbonu. Jest to proces, którego efektem jest powstanie wtórnej porowatoœci w ska-le w wyniku rozpuszczania ziarn i cementów. W badanych piaskowcach procesowi temu najsilniej uleg³y skalenie (ryc. 3D), w mniejszym stopniu okruchy ska³, kwarc i ³ysz-czyki. W cementach efekty procesów rozpuszczania s¹ widoczne g³ównie w kwarcu autigenicznym, rzadziej w Fe-dolomicie, ankerycie, Fe-kalcycie i syderycie. W wyni-ku rozpuszczania powsta³a wtórna porowatoœæ, przeciêtnie oko³o 3%, co spowodowa³o wzrost porowatoœci ca³kowitej ska³y. Wydaje siê, ¿e najwiêksze znaczenie w tworzeniu wtórnej porowatoœci mia³o rozpuszczanie ziarn skaleni potasowych oraz obwódek kwarcu autigenicznego.

Zastêpowanie jest powszechnym procesem w piaskow-cach zawieraj¹cych wêglany. Wœród ziarn najczêœciej zastêpowanych przez wêglany by³y skalenie i ³yszczyki, rzadziej litoklasty czy kwarc. W obrêbie cementów widoczne jest zastêpowanie kwarcu i kaolinitu przez wêglany, a miejscami m³odszy wêglan wypiera starszy. Wydaje siê, ¿e w efekcie procesów zastêpowania porowa-toœæ ska³y mog³a siê nieznacznie zmniejszyæ.

Przeobra¿anie jest kolejnym wa¿nym procesem, które-go przejawy obserwujemy czêsto w ziarnach i spoiwach ilastych. Powszechna by³a kaolinityzacja ³yszczyków oraz ich chlorytyzacja. Ziarna skaleni potasowych by³y prze-obra¿ane w kaolinit, rzadziej w illit (serycyt) i chloryt, a ziarna niektórych plagioklazów w albit. Procesy przeobra¿ania s³abiej przebiega³y w okruchach litoklastów, gdzie obser-wuje siê minera³y wtórne — serycyt i chloryty. Lokalnie zachodzi³o przeobra¿anie kaolinitu w illit oraz transforma-cja smektytu w illit. Do procesów przeobra¿ania zaliczono równie¿ przemiany polimorficzne minera³ów. Nale¿y do nich przejœcie kaolinitu w dickit. W zale¿noœci od produktu procesów przeobra¿eñ mog³o dojœæ zarówno do zmniejsze-nia, jak i zwiêkszenia porowatoœci i przepuszczalnoœci (Koz³owska, 2004).

Historia diagenezy

W historii diagenezy analizowanych osadów istotne jest odtworzenie, na jakich g³êbokoœciach zachodzi³y g³ówne procesy diagenetyczne w czasie geologicznym. Datowanie wieku illitu w³óknistego w obszarze rowu lubelskiego sugeruje, ¿e dzia³anie tych procesów w osa-dach karbonu trwa³o do wczesnego permu (Koz³owska, 2006). Krzywe pogr¹¿eniowe wskazuj¹ na inwersjê osa-dów karbonu na prze³omie karbonu i permu (Narkiewicz, 2005). Wydarzenie to mog³o spowodowaæ zatrzymanie procesów diagenetycznych na skutek obni¿enia siê tempe-ratury w osadzie. Wiek badanych illitów jest nieznacznie m³odszy od czasu inwersji i mo¿e byæ zwi¹zany z okresem zwiêkszonego przep³ywu roztworów na skutek waryscyj-skich ruchów tektonicznych. W takich warunkach wzrost illitu bywa szybszy i bardziej intensywny (Ziegler i in., 1994).

Analizuj¹c diagenezê na tle historii pogr¹¿eniowo-ter-micznej badanych ska³, wykorzystano oznaczenia wieku K-Ar illitu w³óknistego z otworów wiertniczych: Koma-rów IG-1 i Grabowiec IG-4. Na krzywych pogr¹¿enia i ter-micznej otworu wiertniczego Lublin IG-1 zaznaczono w czasie geologicznym procesy cementacji charakterystycz-ne dla tego rejonu (ryc. 5). Na pocz¹tku diagecharakterystycz-nezy two-rzy³y siê wodorotlenki ¿elaza i hematyt, obwódki

Fe-chlorytu, piryt i syderyt. Minera³y te wytr¹ca³y siê w temperaturze do 40ºC (Baker i in., 1995; Grigsby, 2001), prawdopodobnie na g³êbokoœci do oko³o 250 m. Wyniki badañ izotopowych wskazuj¹, ¿e syderyt krystalizowa³ z

meteorycznej wody porowej zubo¿onej w izotop O18o

war-toœci ä18O od –23 do –7‰SMOW. W eodiagenezie, w zakresie

temperatur 25–50ºC wytr¹ca³ siê kaolinit robakowaty (Osborne i in., 1994), na g³êbokoœci do oko³o 400 m. W tem-peraturze oko³o 40ºC, na g³êbokoœci oko³o 250 m, mog³a siê rozpocz¹æ cementacja kwarcem. Lokalnie krystalizo-wa³y fosforany (Œwidnik IG-1). W mezodiagenezie tworz¹ siê kaolinit blokowy, krystalizuj¹cy w temperaturze 50–80ºC (Osborne i in., 1994), w zakresie g³êbokoœci 400–800 m, oraz albit. PóŸnodiagenetyczne cementy wêglanowe,

anke-ryt oraz Fe-kalcyt, wytr¹ca³y siê z wody porowej o ä18O

odpowiednio od –7 do 1‰SMOW i od –7 do 0‰SMOW.

Cementacja ankerytem mog³a siê rozpocz¹æ w temperatu-rze oko³o 60ºC, na g³êbokoœci 500 m, a Fe-kalcytem — w temperaturze oko³o 80ºC, na g³êbokoœci poni¿ej 800 m. Lokalnie obserwowano wystêpowanie syderytu póŸnego (Lublin IG-1 i IG-2) oraz w niewielkich iloœciach barytu (£êczna IG-25). PóŸn¹ generacjê Fe-chlorytu zidentyfiko-wano w otworach wiertniczych Lublin IG-1 i Œwidnik IG-1. Illit w³óknisty, ostatni minera³ diagenetyczny, stwierdzono w niewielkich iloœciach w profilu wszystkich analizowa-nych otworów wiertniczych. Illit krystalizowa³ prawdopo-dobnie w temperaturze oko³o 100ºC (Kantorowicz, 1990), przypuszczalnie we wczesnym permie, i mo¿e mieæ zwi¹zek z waryscyjsk¹ inwersj¹ tektoniczn¹. Na osi¹gniêcie tempe-ratury oko³o 120ºC przez osady karbonu w rejonie Œwidni-ka wsŒwidni-kazuje obecnoœæ dickitu, natomiast badania inkluzji fluidalnych w cemencie kwarcowym sugeruj¹ wy¿sze tem-peratury, oko³o 160ºC (Lublin IG-1; Koz³owska, 2007).

Historia pogr¹¿eniowo-termiczna przedstawiona na

przyk³adzie otworu wiertniczego Lublin IG-1, przy za-³o¿eniu modelu sta³ego w czasie strumienia cieplnego, w któ-rym osady karbonu osi¹gaj¹ maksymalne temperatury oko³o 130ºC pod koniec karbonu, jest prawdopodobna. Jednak¿e z badañ inkluzji fluidalnych wynika, ¿e maksy-malne temperatury wynosi³y oko³o 160ºC, co mo¿e wska-zywaæ na przegrzanie waryscyjskie. O przegrzaniu waryscyjskim w obszarze rowu lubelskiego pisali m.in. Majorowicz i in. (1984), Burzewski i in. (1998), Botor i in. (2002) i Karnkowski (2003). Natomiast badania Grabowskie-go i in. (2002) wskazuj¹ na wystêpowanie podwy¿szoneGrabowskie-go gradientu paleotermicznego we wczesnym permie.

W³aœciwoœci zbiornikowe a œrodowisko sedymentacji Wiêkszoœæ analizowanych piaskowców tworzy³a siê g³ównie w œrodowisku rzecznym korytowym, w korycie delty oraz w nasypie przyujœciowym delty (Waksmundzka, 2007, 2008). W formacji lubelskiej i Dêblina osady rzeczne reprezentuj¹ arenity subarkozowe i kwarcowe drobno- i œrednioziarniste. G³ównymi sk³adnikami spoiwa piaskow-ców s¹ matriks oraz cement kwarcowy. W mniejszej iloœci wystêpuje kaolinit, natomiast zawartoœæ wêglanów (syde-ryt i anke(syde-ryt, lokalnie kalcyt) jest zmienna. Przeciêtna porowatoœæ piaskowców formacji lubelskiej wynosi oko³o 16%, a w formacji Dêblina 10%. Piaskowce obu formacji nale¿¹ do ska³ przepuszczalnych, miejscami powy¿ej 100 mD. W formacjach Terebina i Huczwy piaskowce koryt rzecz-nych nale¿¹ do arenitów i wak kwarcowych oraz sublitycz-nych, od drobno- do gruboziarnistych. W spoiwie piaskowców

dominuje matriks oraz cementy kwarcowy i kaolinitowy, a z wêglanów poza syderytem i ankerytem pojawia siê kal-cyt. Piaskowce te charakteryzuj¹ siê nisk¹ porowatoœci¹, oko³o 6%. Osady koryta delty stwierdzono w formacji Dêblina (£êczna IG-13 i Œwidnik IG-1) i w formacji Huczwy (Lublin IG-1). Wystêpuj¹ tu arenity kwarcowe i subarkozowe od drobno- do gruboziarnistych, o przeciêt-nej porowatoœci oko³o 12% w formacji Dêblina i 10% w formacji Huczwy. Miejscami przepuszczalnoœæ piaskow-ców koryta delty w formacji Dêblina przekracza 1000 mD. Do g³ównych sk³adników spoiwa tych piaskowców zali-czono kaolinit, kwarc oraz matriks, natomiast syderyt wystêpuje lokalnie. Piaskowce nasypu przyujœciowego delty pojawiaj¹ siê w formacjach Dêblina, Terebina i Huczwy. S¹ to waki i arenity subarkozowe, sublityczne i kwarcowe, g³ównie drobnoziarniste. W piaskowcach tych matriks ilasto-mu³kowy przewa¿a nad cementami: kwar-cowym, kaolinitowym oraz wêglanami (ankeryt, syderyt i lokalnie kalcyt). Przeciêtna porowatoœæ piaskowców wynosi oko³o 8,5% w formacji Dêblina i Terebina, a w for-macji Huczwy — 2%.

Wnioski

1. W czasie diagenezy osady karbonu by³y poddane

dzia³aniu maksymalnej temperatury oko³o 120o

C. Lokalnie

jednak temperatury mog³y byæ wy¿sze — oko³o 160oC.

Maksymalne temperatury osady karbonu osi¹gnê³y pod koniec karbonu, a procesy diagenetyczne zachodzi³y w nich do wczesnego permu. Datowanie illitu wskazuje na pocz¹tek jego krystalizacji oko³o 280 mln lat temu, czyli we wczesnym permie. Wyniki badañ diagenezy na tle historii pogr¹¿eniowo-termicznej wskazuj¹ na przegrzanie waryscyjskie.

2. Piaskowce karbonu charakteryzuj¹ siê porowatoœci¹, w zakresie od 1,8 do 19,9% — przewa¿nie wynosi ona oko³o 10%. Wyró¿niono porowatoœæ pierwotn¹ miêdzyziarnow¹ i wtórn¹ œródziarnow¹, powsta³¹ w wyniku rozpuszczania ziarn skaleni i cementów, oraz mikroporowatoœæ pomiêdzy krystalitami minera³ów ilastych. Wiêkszoœæ analizowa-nych piaskowców charakteryzuje siê przepuszczalnoœci¹ rzêdu kilkudziesiêciu mD, a maksymalnie powy¿ej 1000 mD. Dobre w³aœciwoœci zbiornikowe maj¹ piaskowce formacji lubelskiej i Dêblina oraz miejscami piaskowce formacji

wiek (mln lat) age (Ma) g³êbokoœæ (m) depth (m) 400 300 200 100 0 3000 2000 1000 0 _{20 C°} 30 C° 40 C° 50 C° 60 C° 70 C° 80 C° 90 C° 100 C° 120 C° 110 C° 130 C° 140 C° 150 C° 160 C° DEWON

DEVONIAN CARBONIFEROUSKARBON PERMIANPERM TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGENEPALEOGEN NEOGENENEOGEN

eodiageneza eodiagenesis mezodiageneza mesodiagesis kaolinit blokowy blocky kaolinite kaolinit robakowaty vermiform kaolinite Fe-kalcyt Fe-calcite

Ryc. 5. Diageneza na tle historii pogr¹¿eniowo-termicznej na przyk³adzie otworu wiertniczego Lublin IG-1 (model strumienia cieplnego sta³ego w czasie)

Fig. 5. Diagenesis at the background of the burial and thermal history — an example of Lublin IG-1 borehole (model of heat flow constant in time)

Terebina. Natomiast piaskowce formacji Huczwy i czê-œciowo piaskowce formacji Terebina nale¿¹ do ska³ o s³abych parametrach petrofizycznych.

3. Na redukcjê porowatoœci piaskowców karbonu naj-wiêkszy wp³yw mia³y dwa procesy diagenetyczne: kom-pakcja i cementacja. Komkom-pakcja zmniejszy³a porowatoœæ o oko³o 50%, a cementacja o 30%. Wœród cementów do naj-wa¿niejszych nale¿¹: kwarc, kaolinit i wêglany oraz lokal-nie illit w³óknisty. Do wa¿nych procesów diagenetycznych nale¿y równie¿ rozpuszczanie, którego efektem by³o powstanie wtórnej porowatoœci.

4. Najlepsze w³aœciwoœci kolektorskie maj¹ osady koryta rzecznego i koryta delty. Najbardziej perspekty-wiczne s¹ piaskowce formacji lubelskiej i Dêblina, które charakteryzuj¹ siê najwy¿sz¹ porowatoœci¹, przeciêtnie oko³o 15%. W formacjach Terebina i Huczwy porowatoœæ ich jest znacznie ni¿sza i najczêœciej wynosi oko³o 7%. Najgorsz¹ porowatoœci¹ (poni¿ej 8%) charakteryzuj¹ siê piaskowce nasypu przyujœciowego delty.

5. Dobra porowatoœæ wiêkszoœci piaskowców karboñ-skich jest spowodowana: wytr¹caniem siê wczesnych cementów obwódkowych (kwarc, Fe-chloryt i syderyt), które hamowa³y kompakcjê mechaniczn¹, oraz tworze-niem siê wtórnej porowatoœci (rozpuszczanie ziarn skaleni i kwarcu autigenicznego). G³ównymi czynnikami, które zmniejszy³y porowatoœæ niektórych piaskowców, by³y: kom-pakcja mechaniczna, silna cementacja kwarcem i wêglanami, g³ównie ankerytem i Fe-kalcytem, oraz krystalizacja w³óknistego illitu.

Literatura

BAKER J.C., KASSAN J. & HAMILTON P.J. 1995 — Early diagene-tic siderite as indicator of depositional environment in the Triassic Rewan Group, Southern Bowen basin, eastern Australia. Sedimento-logy, 43, 1: 77–88.

BOLEWSKI A. 1982 — Mineralogia szczegó³owa. Wyd. Geol. BOTOR D., KOTARBA M. & KOSAKOWSKI P. 2002 — Petroleum generation in the Carboniferous strata of the Lublin Trough (Poland): an integrated geochemical and numerical modeling approach. Organic Geochemistry, 33: 461–476.

BURZEWSKI W., KOTARBA M.J., BOTOR D. & KOSAKOWSKI P. 1998 — Modelowania procesów generowania i ekspulsji wêglowodo-rów w utworach m³odszego paleozoiku obszaru radomsko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 273–284.

DE SOUZA R.S., DE ROS L.F. & MORAD S. 1995 — Dolomite dia-genesis and porosity preservation in lithic reservoirs: Carmópolis Member, Sergipe-Alagoas Basin, Northeastern Brazil. AAPG Bulletin, 79, 5: 725–748.

GAUPP A. & BATTEN D.J. 1985 — Maturation of organic matter in Cretaceous strata of the Northern Calcareous Alp. Neues Jahrb. Geol. Paläont. Monatsh. 3: 157–175.

GOLDSTEIN R.H. & REYNOLDS T.J. 1994 — Systematics of fluid inclusions in diagenetic minerals. SEPM Short Course, 31.

GRABOWSKI J., NARKIEWICZ M., NAWROCKI J. &

WAKSMUNDZKA M.I. 2002 — Permskie przemagnesowanie utwo-rów wêglanowych dewonu po³udniowej Polski — próba powi¹zania z procesami diagenetycznymi. Prz. Geol., 50: 245–254.

GRIGSBY J.D. 2001 — Origin and growth mechanism of authigenic chlorite in sandstones of the Lower Vickburg Formation, South Texas. J. Sedim. Research, 71, 1: 27–36.

GROTEK I. 2005 — Zmiennoœæ stopnia uwêglenia materii organicznej rozproszonej w utworach karbonu wzd³u¿ brzegu platformy wschod-nioeuropejskiej Polski. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 413: 5–80. GROTEK I. 2007 — Charakterystyka petrograficzna oraz dojrza³oœæ termiczna materii organicznej rozproszonej w utworach karbonu i dewonu. [W:] Lublin IG-1, M.I. Waksmundzka (red. ). Profile G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst. Geol., 119: 152–155.

HOUSEKNECHT D.W. 1987 — Assessing the relative importance of compaction processes and cementation to reduction of porosity in sand-stones. AAPG Bulletin, 71, 6: 633–642.

JAWOROWSKI K. 1987 — Kanon petrograficzny najczêstszych ska³ osadowych. Prz. Geol. 4: 205–209.

JENYON M.K. 1990 — Oil and Gas Traps. Aspects of their seismo-stratigraphy, morphology and development. John Wiley and Sons. KANTOROWICZ J.D. 1990 — The influence of variations in illite morphology on the permeability of Middle Jurassic Brent Group sand-stones, Cormorant Field, UK North Sea. Marine and Petrol. Geol. 7, 1: 66–74.

KARNKOWSKI P.H. 2003 — Karboñski etap rozwoju basenu lubel-skiego jako g³ówne stadium generacji wêglowodorów w utworach m³odszego paleozoiku Lubelszczyzny — wyniki modelowañ geolo-gicznych (PetroMod). Prz. Geol., 51: 207–214.

KOZ£OWSKA A. 1997 — Cementy wêglanowe w piaskowcach gór-nokarboñskich w pó³nocno-zachodniej czêœci rowu lubelskiego. Prz. Geol., 45: 301–304.

KOZ£OWSKA A. 2001 — Syderyty magnezowe w piaskowcach gór-nokarboñskich œrodkowej Polski. Prz. Geol., 49: 343–344.

KOZ£OWSKA A. 2003 — Wp³yw diagenezy na w³aœciwoœci zbiorni-kowe piaskowców górnego karbonu w rejonie miêdzy Warszaw¹ a Dêblinem. Prz. Geol., 51: 777–782.

KOZ£OWSKA A. 2004 — Diageneza piaskowców górnego karbonu wystêpuj¹cych na pograniczu rowu lubelskiego i bloku warszawskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 411: 5–70.

KOZ£OWSKA A. 2006 — K-Ar dating of authigenic illite from sand-stones and thermal history of the Lublin Carboniferous basin (SE Poland). Sediment 2006, Getynga, Abstracts, 106.

KOZ£OWSKA A. 2007 — Wyniki badañ petrograficznych utworów karbonu. [W:] Lublin IG-1, M.I. Waksmundzka (red.). Profile G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst. Geol., 119: 125–132.

LEVORSEN A.I. 1956 — Geology of petroleum. Freeman and Comp. San Francisco.

MAJOROWICZ J.A., MAREK S. & ZNOSKO J. 1984 — Paleogeo-thermal gradients by vitrinite reflectance data and their relation to the present geothermal gradient patterns of the Polish Lowland. Tecto-nophysics, 103: 141–156.

MORAD S. 1998 — Carbonate cementation in sandstones: distribution patterns and geochemical evolution. Spec. Publ. Int. Ass. Sediment., 26: 1–26.

NARKIEWICZ M. (red.) 2005 — Budowa geologiczna i system nafto-wy rowu lubelskiego a perspektynafto-wy poszukiwawcze. CAG Pañstw. Inst. Geol.

OSBORNE M., HASZELDINE R.S. & FALLICK A.E. 1994 — Varia-tion in kaolinite morphology with growth temperature in isotopically mixed pore-fluids, Brent Group, UK North Sea. Clay Minerals, 29, 4: 591–608.

PETTIJOHN F.J., POTTER P.E. & SIEVER R. 1972 — Sand and sand-stone. New York, Springer-Verlag.

PORZYCKI J. 1979 — Litostratygrafia osadów karbonu Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego. [W:] Stratygrafia wêglonoœnej formacji karboñ-skiej w Polsce, T. Migier (red.), Wyd. Geol., 19–27.

ROEDDER E. 1984 — Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy, 12: 644.

SOMMER F. 1978 — Diagenesis of Jurassic sandstones in the Viking Graben. J. Geol. Soc. London, 135: 63–67.

WAKSMUNDZKA M.I. 1998 — Architektura depozycyjna basenu karboñskiego Lubelszczyzny. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 89–100. WAKSMUNDZKA M.I. 2007 — Karbon. Wyniki badañ litologicz-nych, sedymentologicznych i stratygraficznych. [W:] Lublin IG-1, M.I. Waksmundzka (red). Profile G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst. Geol., 119: 114–119.

WAKSMUNDZKA M.I. 2008 — Korelacja i geneza piaskowców kar-boñskich w œwietle stratygrafii sekwencji i ich potencja³ wêglowodoro-wy w pó³nocno-zachodniej i centralnej czêœci basenu lubelskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 429: 215–224.

WAKSMUNDZKA M.I. & KOZ£OWSKA A. 2000 — Wp³yw wykszta³cenia facjalnego i diagenezy piaskowców górnego karbonu na ich w³aœciwoœci zbiornikowe w pó³nocno-zachodniej i centralnej czêœci rowu lubelskiego. CAG Pañstw. Inst. Geol.

ZIEGLER K., SELLWOOD B.W. & FALLICK A.E. 1994 — Radiogenic and stable isotope evidence from age and origin of authigenic illites in the Rotliegend, Southern North Sea. Clay Minerals, 29: 555–565.

Praca wp³ynê³a do redakcji 05.02.2009 r. Po recenzji akceptowano do druku 26.02.2009 r.