Diageneza klastycznych utworów karboñskich w obszarze mazowieckim oraz
pó³nocnej czêœci obszaru lubelskiego na tle ich historii pogr¹¿eniowo-termicznej
Aleksandra Koz³owska*, Pawe³ Poprawa*
Diagenesis of the Carboniferous clastic sediments of the Mazowsze region and the northern Lublin region related to their burial and thermal history. Prz. Geol., 52:491–500.
S u m m a r y. This paper presents an attempt to combine analysis of diagenetic processes affecting Carboniferous sedi-ments in the SE Poland (Mazowsze and northern part of Lublin region) to their burial and thermal history. For this rea-son results of petrographic study, analysis of paleotemperatures from fluid inclusion and K/Ar dating of diagenetic fibrous illite were confronted with 1–D maturity modelling calibrated with vitrinite reflectance data (VRo). The main diagenetic processes of the Carboniferous sediments are compaction and cementation especially by: quartz, kaolinite and carbonates (siderite, dolomite, Fe–dolomite, ankerite, Fe–calcite). Fluid inclusions in quartz rims indicate
repre-sentative temperatures of its growth in a range of 60oC to 150oC. Homogenisation temperatures of inclusions from
Fe–dolomite and ankerite cement indicate its growth in temperatures ranging between 60–129o
C. Both mentioned above cements are followed in the succession by diagenetic illite; for Mazowsze region its K/Ar dates range from 205,4 ±4,2 Ma (late–most Triassic — early–most Jurassic) to 167,3 ±3,3 Ma (Bathonian). These measurements were indi-rectly used as thermochronological data for modelling. In the Mazowsze region thermal modelling based on VRo pro-files does not reveal any palaeothermal events. This is due to the fact that the recent burial is not significantly different from the Late Cretaceous maximum one. However incorporation of palaeotemperatures from fluid inclusion analysis together with results of dating of diagenetic illite into thermal history modelling clearly shows presence of Early to Middle Jurassic thermal event. Similar process was independently revealed from maturity modelling for the southern part of Kujawy segment of the Polish Basin (Poprawa et al., 2002), i.e. directly to the NW of analysed area. This event correlates with tectonic phase, expressed by acceleration of subsidence and development of a system of extensional or transtensional faults. It is concluded that the mechanism of heat transport could be related to tectonically induced migration of hot fluids from deeper part of the Palaeozoic sedimentary cover. In the northern part of Lublin region and in the Mazowsze region the Variscan thermal history did not result with depth–depended VRo profiles. Instead sub-vertical or inverted maturity profiles are observed. According to model of ¯ywiecki (2003) this could be explained by migration of hot fluids from Kock zone, being a site of Carboniferous magmatic activity. Conducted research shows that integration of analysis of inorganic diagenetic processes and maturity modelling allows for more precise recon-struction of thermal history. Therefore this has also potential in calibration of hydrocarbon generation/expulsion mod-elling.
Key words: Carboniferous, Lublin region, Mazowsze region, diagenesis, thermal history
Utwory karbonu obszaru lubelskiego oraz mazowiec-kiego s¹ dziêki bogatemu materia³owi rdzeniowemu rela-tywnie dobrze rozpoznane. Reprezentowane s¹ one g³ównie przez ska³y klastyczne: piaskowce, mu³owce i i³owce oraz podrzêdnie zlepieñce, a tak¿e w niewielkim procencie przez ska³y wêglanowe. Osady te tworzy³y siê w œrodowisku rzecznym, deltowym i p³ytkiego szelfu (np. Bojkowski & ¯elichowski, 1980; Skompski, 1996; Waks-mundzka, 1998, Narkiewicz i in., 1998b; Waksmundzka & Koz³owska, 2000; ¯ywiecki, 2003).
Analizy petrograficzne utworów karboñskich prowa-dzono g³ównie w odniesieniu do piaskowców, reprezento-wanych przez arenity i waki subarkozowe, kwarcowe i sublityczne, a podrzêdnie arenity lityczne i arkozowe oraz waki lityczne (np. Koz³owska, 1997, 2000, 2002, 2004). G³ównym sk³adnikiem szkieletu ziarnowego piaskowców jest kwarc (mono- i polikrystaliczny). Skalenie, litoklasty i ³yszczyki wystêpuj¹ w znacznie mniejszych iloœciach, zaœ minera³y ciê¿kie s¹ nieliczne (Koz³owska, 2000, 2002, 2004). Piaskowce najczêœciej spojone s¹ detrytycznymi minera³ami ilastymi oraz cementem kwarcowym, autige-nicznym kaolinitem i cementami wêglanowymi (op. cit.). Lokalnie w znacznych iloœciach wystêpuj¹ minera³y auti-geniczne: illit, chloryt, wodorotlenki ¿elaza i hematyt,
natomiast siarczany i piryt stanowi¹ nieznaczny procent spoiwa (op. cit.).
Procesy tektoniczne, kontroluj¹ce powstanie i rozwój basenu karboñskiego analizowano g³ównie w odniesieniu do rowu lubelskiego. Szczególn¹ uwagê zwracano na ruchy przesuwcze, jako czynnik zarówno basenotwórczy, jak i kontroluj¹cy relacje basen–obszar Ÿród³owy (np. ¯eli-chowski, 1977; Porzycki, 1988; Narkiewicz i in., 1998b; ¯ywiecki & Poprawa, 2002; ¯ywiecki, 2003). Antonowicz i in. (2003), którzy analizowali dane sejsmiczne pod k¹tem struktur tektonicznych podkreœlali jednak, i¿ trudno jest wykazaæ obecnoœæ synsedymentacyjnych uskoków, zamy-kaj¹cych rów.
Literatura dotycz¹ca badañ dojrza³oœci termicznej osadów omawianego obszaru obejmuje prace z zakresu ana-lizy stopnia odbicia œwiat³a witrynitu (Grotek i in., 1998; Narkiewicz i in., 1998a; Grotek, 2004), stopnia zmian kolorystyki konodontów CAI (Narkiewicz i in., 1998a; Grotek i in., 1998) jak i analizy pirolityczne (Kotarba i in., 1998; Botor i in., 2002). W modelowaniach wykonanych dla niniejszej pracy wykorzystano w szczególnoœci zarów-no publikowane, jak i uprzejmie udostêpnione niepubliko-wane dane VRo dr I. Grotek. Ponadto paleotemperatury dla utworów karboñskich okreœlano na podstawie analizy inkluzji fluidalnych w minera³ach diagenetycznych (por. Jarmo³owicz-Szulc, 1995; Koz³owska, 1997, 2002, 2004; ¯ywiecki, 2003).
Historia termiczna omawianego basenu, a szczególnie obszaru lubelskiego, by³a przedmiotem analiz,
prezento-*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,
wanych w licznych publikacjach. Stosowano w tym celu analizy gradientu dojrza³oœci termicznej (Majoro-wicz i in., 1984), analizy metod¹ TTI (Burzewski i in., 1998) oraz modelowania dojrza³oœci termicznej (Burzewski i in., 1998; Botor i in., 2002; Maækowski i in., 1997; Karnkowski, 2003). Autorzy ci w wiêkszoœci wskazywali na mo¿liwoœæ wystêpowania w karbonie podwy¿szonego gradientu paleotermicznego, b¹dŸ paleostrumienia cieplnego, natomiast Grabowski i in. (2002), na podstawie badañ przemagnesowañ utworów dewoñskich zaproponowali wczesnopermskie prze-grzanie basenu lubelskiego. Z kolei ¯ywiecki (2003) udokumentowa³ dla pó³nocno-zachodniej czêœci tego basenu przep³yw gor¹cych roztworów, zwi¹zanych z karboñsk¹ aktywnoœci¹ magmow¹, które mog³y zdo-minowaæ ówczesny re¿im termiczny.
Historia pogr¹¿ania utworów karboñskich w oma-wianym obszarze rekonstruowana by³a zarówno za pomoc¹ modelowañ historii termicznej (Burzewski i in., 1998; Botor i in., 2002; Maækowski i in., 1997; Karnkowski, 2003), jak równie¿ w trakcie analiz sub-sydencji (Narkiewicz i in., 1998b) i badañ procesów diagenetycznych (Koz³owska, 2002, 2004; ¯ywiecki, 2003). Ponadto przes³anki dla historii pogr¹¿ania wynikaj¹ z rekonstrukcji pierwotnej mi¹¿szoœci osado-wego wype³nienia basenu, zarówno metod¹ ekstrapola-cji trendów mi¹¿szoœci w otoczeniu basenu (Porzycki, 1988; ¯elichowski, 1987), jak i analitycznych badañ rozmiarów erozji.
Bazuj¹c na omówionych powy¿ej pokrótce publika-cjach oraz na wynikach dodatkowych analiz zamiesz-czonych w niniejszej pracy, podjêto próbê powi¹zania procesów diagenetycznych utworów karboñskich z ich histori¹ termiczn¹ i pogr¹¿eniow¹. Przeprowadzone badania mia³y na celu przybli¿one okreœlenie wieku przebiegania poszczególnych procesów diagenetycz-nych oraz powi¹zanie ich ze zjawiskami tektonicznymi i termicznymi. Z drugiej zaœ strony podejœcie takie umo¿liwi³o uzyskanie z analiz procesów diagenezy dodatkowej kalibracji do modeli historii termicznej.
Przedmiotem prezentowanych badañ petrograficz-nych by³y osady karbonu z 10 otworów wiertniczych, usy-tuowanych w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru lubelskiego oraz na obszarze mazowieckim (ryc. 1). Spo-œród nich otwory Potycz 1, Wilga IG 1, Rêbków 1, Magnu-szew IG 1, Maciejowice IG 1 i Stê¿yca 2 s¹ po³o¿one w pierwszym z wy¿ej wymienionych obszarów, zaœ otwory Korabiewice PIG 1, Mszczonów IG 2, Nadarzyn IG 1 i Czachówek 1 w drugim.
Metodyka badañ
Badania diagenezy objê³y analizê w mikroskopie pola-ryzacyjnym z przystawk¹ do katodoluminescencji (CL) oraz w elektronowym mikroskopie skaningowym (SEM) i mikrosondzie energetycznej (EDS ISIS), ponadto badania rentgenostrukturalne, analizy inkluzji fluidalnych i oznacze-nia izotopowe. Metodyka tych analiz jest szerzej omówiona w pracy Koz³owskiej (2002).
Historiê pogr¹¿ania odtworzono na podstawie mi¹¿szoœci i stratygrafii osadów w poszczególnych profi-lach. Wieki liczbowe dla poszczególnych, wydzielonych jednostek osadowego wype³nienia basenu okreœlano w oparciu o tabele stratygraficzne Gradsteina i Ogga (1996). Krzywe pogr¹¿enia skorygowano o poprawkê na dekom-pakcjê wed³ug algorytmu Falveya i Middletona (1981).
Modele pogr¹¿ania zosta³y u¿yte w analizie historii ter-micznej; z kolei rozmiary erozji, obliczane w trakcie
mode-lowania dojrza³oœci, wykorzystywano do korygowania pierwotnie przyjêtych modeli pogr¹¿ania. W trakcie mode-lowañ poszczególne zak³adane scenariusze historii stru-mienia cieplnego weryfikowano kalibruj¹c modele pomiarami refleksyjnoœci witrynitu VRo(np. Grotek i in.,
1998; Grotek, 2004) oraz pirolitycznego wskaŸnika Tmax
(np. Kotarba i in., 1998; Botor i in., 2002). Do interpretacji wykresów zmian temperatury w czasie wykorzystano rów-nie¿ wyniki badañ diagenezy, zw³aszcza temperatury homogenizacji inkluzji fluidalnych w cementach wêglano-wych i cemencie kwarcowym oraz izotopowe datowanie wieku K/Ar illitu w³óknistego.
W modelowaniach termicznych uwzglêdniono para-metr przewodnictwa cieplnego ska³, zmienny w czasie geologicznym w funkcji kompakcji osadów. Ponadto uwzglêdniono ewolucjê temperatury powierzchniowej, opieraj¹c siê na przes³ankach wynikaj¹cych z pozycji pale-ogeograficznej analizowanego obszaru oraz globalnych zmian klimatycznych (Wygrala, 1989).
Historia diagenezy
W historii diagenezy piaskowców karboñskich wyró¿-niono na podstawie klasyfikacji Choquetta i Praya (1970) dwa etapy: eo- i mezodiagenezê (ryc. 2) (Koz³owska, 2002, 2004). Na pocz¹tku eodiagenezy, w warunkach utle-niaj¹cych, tworzy³y siê wodorotlenki ¿elaza i hematyt.
westfal D Westphalian D wizen górny Upper Visean westfal nierozdzielony Westphalian undivided namur górny Upper Namurian namur Namurian westfal C Westphalian C westfal A-B Westphalian A-B dewon górny Upper Devonian
badane otwory wiertnicze boreholes studied uskoki faults dewon œrodkowy Middle Devonian dewon dolny Lower Devonian sylur Silurian
kambr dolny i œrodkowy Lower and Middle Cambrian Podlasie Siedlce 0 10 20km Warszawa Korabiewice PIG 1 Mszczonów IG 2 Nadarzyn IG 1 obszar mazowiecki obszar lubelski rów lubelski Lubl in trough Lublin re gion Maz ows z e re gion
Stê¿yca 2 Wilga IG 1 Potycz 1 Czachówek 1 Rêbków 1 Maciejowice IG 1 Magnuszew IG 1 Dêblin Warszawa Lublin uskok Grójca uskok Kocka Kock faul t uskok Kazimierz-Ursynów K azimi er z-U rsy nów fa ult Grój ec faul t podniesiona czêœæ platformy wschodnioeuropejskiej e levat e d par t of theEas t Europe an Craton wyniesienie radomsko-kraœnickie Radom -Kraœ nik e levat ion
Ryc. 1. Lokalizacja badanych otworów wiertniczych na tle
uproszczo-nej mapy geologiczuproszczo-nej stref mazowieckiej i radomsko-lubelskiej bez permu, mezozoiku i kenozoiku (wg ¯elichowskiego & Porzyckiego, 1983; Po¿aryskiego & Dêbowskiego, 1983)
Fig. 1. Location of the studied boreholes against simplified geological
map (without Permian, Mesozoic and Cenozoic) of the Mazowsze and Radom–Lublin zone (after: ¯elichowski & Porzycki, 1983; Po¿aryski & Dêbowski, 1983)
Geneza ich zwi¹zana jest z rozk³adem niestabilnych mine-ra³ów detrytycznych zawieraj¹cych ¿elazo, wystêpuj¹cych w osadzie. Od pocz¹tku zaznacza³a siê kompakcja mecha-niczna. Nastêpnie, po zmianie warunków na redukcyjne, tworzy³y siê obwódki Fe–chlorytu, co prawdopodobnie by³o wynikiem transformacji wczeœniej powsta³ych mine-ra³ów ilastych bogatych w ¿elazo.
Wczesny syderyt jest minera³em dominuj¹cym w star-szych cementach ska³ karboñskich. Powstawa³ on w œrodo-wisku niedotlenionym, a podwy¿szon¹ zawartoœæ MgCO3
w jego sk³adzie mo¿na wi¹zaæ z przeobra¿aniem mine-ra³ów detrytycznych zawieraj¹cych magnez, wskutek infil-tracji wód pochodzenia meteorycznego. Miejscami w asocjacji z syderytem wytr¹ca³ siê piryt, gdy iloœæ H2S
wytworzonego przez bakterie redukuj¹ce siarczany prze-wy¿sza³a zawartoœæ redukowanego ¿elaza. W eodiagene-zie ziarna skaleni potasowych i ³yszczyków zaczyna³y ulegaæ rozpuszczaniu i przeobra¿aniu, co prowadzi³o do krystalizacji kaolinitu robakowatego. Pod koniec eodiage-nezy zaczyna³y tworzyæ siê obwódki regeneracyjne kwarcu.
W mezodiagenezie nadal dzia³a³a kompakcja mecha-niczna, rozpuszcza³y siê tak¿e niestabilne ziarna detrytycz-ne. Nadal tworzy³y siê równie¿ obwódki kwarcu autigenicznego. W sylifikacji piaskowców karboñskich g³ówn¹ rolê odegra³y ich wewnêtrzne Ÿród³a krzemionki. We wczesnej diagenezie by³a to krzemionka pochodz¹ca z przeobra¿ania ziarn skaleni, a w póŸniejszych etapach dia-genezy produkty rozpuszczania ziarn pod ciœnieniem oraz z illityzacji kaolinitu. Miejsce kaolinitu robakowatego zaj-mowa³ kaolinit blokowy. Czêœæ kaolinitu blokowego wytworzy³a siê z przeobra¿ania kaolinitu robakowatego, wskutek procesu rozpuszczanie–wytr¹canie lub w wyniku dostarczenia jonów glinu i krzemu uwolnionych wskutek
rozpuszczenia skaleni, a czêœæ wytr¹ca³a siê bezpoœrednio z kr¹¿¹cych w skale roztworów porowych.
Na pocz¹tku mezodiagenezy zaczyna³y siê wytr¹caæ cementy wêglanowe w kolejnoœci: dolomit, Fe–kalcyt, póŸny syderyt, Fe–dolomit i ankeryt. ród³em jonów magnezu, ¿elaza, man-ganu i wapnia dla wêglanów móg³ byæ rozk³ad innych minera³ów zawieraj¹cych te sk³adniki. Wapñ potrzebny do powstania Fe–kalcytu pochodzi³ prawdopodobnie z rozpuszczanych i przeobra¿anych ziarn plagioklazów. Powstanie wysokomagnezowego, póŸnodiagenetycznego syderytu by³o zwi¹zane z wysok¹ koncentracj¹ magnezu w wodach porowych. W tym czasie tworzy³ siê równie¿ albit, dla którego Ÿród³em jonów sodu by³y rozpuszczane ziarna plagiokla-zów.
W póŸnej mezodiagenezie kompakcja mechaniczna zosta³a zast¹piona przez che-miczn¹. Z roztworów zwi¹zanych zapewne ewaporatami cechsztyñskimi krystalizowa³y siarczany: anhydryt i baryt. Nastêpowa³o roz-puszczanie cementu kwarcowego i ziarn kwarcu oraz cementów wêglanowych i siarczanowych. Pod koniec mezodiagenezy mia³a miejsce trans-formacja kaolinitu w dickit, ponadto krystalizo-wa³y póŸny Fe–chloryt i illit w³óknisty.
Geneza póŸnego chlorytu jest zwi¹zana z chlorytyzacj¹ kaolinitu. Jony ¿elaza potrzebne do powstania chlorytu mog³y byæ uwolnione w trakcie reakcji kaolinitu z wêglana-mi. Tworzenie siê illitu w³óknistego jest wi¹zane z przeobra-¿aniem kaolinitu oraz z rekrystalizacj¹ detrytycznych minera³ów ilastych. ród³em jonów potasu dla illitu mog³y byæ rozpuszczane ziarna skaleni. W mezodiagenezie mog³o dochodziæ do generowania wêglowodorów z bogatych w materiê organiczn¹ utworów karboñskich.
Badania inkluzji fluidalnych w cementach Warunkiem badañ temperaturowych inkluzji musi byæ niezmiennoœæ ich objêtoœci i sk³adu. Warunek ten jest trud-ny do spe³nienia w ska³ach osadowych, które mog¹ ulegaæ g³êbokiemu pogrzebaniu. Z minera³ów tworz¹cych cemen-ty, takich jak: wêglany, siarczany czy kwarc, dwa pierwsze nale¿¹ do podatnych na zmiany zwi¹zane z pogrzebaniem, natomiast kwarc jest zaliczany do bardziej odpornych (Goldstein & Reynolds, 1994; Jarmo³owicz-Szulc, 1995).
Wyniki badañ 43 próbek piaskowców z dziesiêciu otworów wiertniczych (ryc. 1), wykonanych przez Koz³owsk¹ (2002) i Jarmo³owicz-Szulc (1995), zestawio-no w tab.1 i 2. Na wstêpie, czêœæ preparatów z wybranych ska³ poddano obserwacjom we fluorescencji, co jest istotne z punktu widzenia poszukiwañ wêglowodorów (Jar-mo³owicz-Szulc, 1997a). Wykonane badania wykaza³y obecnoœci inkluzji wêglowodorów tylko w cementach piaskowców z otworu Stê¿yca 2.
Obserwowane inkluzje wodne (roztwory soli) o ró¿norodnych kszta³tach s¹ g³ównie jednofazowe. W wiêkszoœci przypadków, s¹ bardzo ma³e, przeciêtnie 0,5–3:m.
PROCESY DIAGENETYCZNE DIAGENETIC PROCESSES EODIAGENEZA EODIAGENESIS MEZODIAGENEZA MESODIAGENESIS WCZESNA
EARLY PÓNALATE
Tworzenie siê wodorotlenków ¿elaza i hematytu
Iron hydroxides & hematite formation
Kompakcja mechaniczna Mechanical compaction Krystalizacja Fe-chlorytu Fe-chlorite crystallization Cementacja pirytem Pyrite cementation Cementacja syderytem Siderite cementation
Rozpuszczanie ziarn ³yszczyków
Mica grains dissolution
Rozpuszczanie ziarn skaleni potasowych
Potasium feldspar grains dissolution
Krystalizacja kaolinitu i dickitu
Kaolinite & dickite crystallization
Cementacja kwarcem Quartz cementation Albityzacja Albitization Cementacja Fe-kalcytem Fe-calcite cementation
Cementacja dolomitem, Fe-dolomitem i ankerytem
Dolomite, Fe-dolomite & ankerite cementation
Rozpuszczanie kwarcu Quartz dissolution Kompakcja chemiczna Chemical compaction Krystalizacja illitu Illite crystallization
Cementacja anhydrytem i barytem
Anhydrite & barite cementation
Rozpuszczanie wêglanów
Carbonate dissolution
Rozpuszczanie siarczanów
Sulphates dissolution
Generowanie i migracja wêglowodorów
Hydrocarbon generation & migration
kaolinit robakowaty vermiform kaolinite kaolinit blokowy blocky kaolinite dickit dickite dolomit dolomite Fe-dolomit Fe-dolomite ankeryt ankerite
Ryc. 2. Sekwencja diagenetyczna osadów karbonu
górnego strefy mazowieckiej oraz pó³nocnej czêœci radomsko-lubelskiej
Fig. 2. The diagenetic sequence of the Upper Carbo -niferous deposits in Mazowsze zone and northern Radom–Lublin zone
Wœród nich inkluzje wyd³u¿one, które sprawiaj¹ niekiedy wra¿enie, ¿e uleg³y podzieleniu, zosta³y prawdopodobnie rozhermetyzowane i temperatury uzyskane z ich badañ mog¹ œwiadczyæ o procesach póŸniejszych od tworzenia siê cementu (Jarmo³owicz-Szulc, 1997b). Znalezienie dobrego materia³u do badañ, przez co rozumie siê odpowiedni¹ iloœæ inkluzji, szczególnie dwufazowych, o rozmiarze pozwalaj¹cym przeprowadziæ w nich wiarygodne pomiary temperatur, jest zadaniem trudnym. W badanym materiale ogrzewano pojedyncze inkluzje dwufazowe w kierunku ich homogenizacji w celu oznaczenia temperatury homo-genizacji — Th, która stanowi minimaln¹ temperaturê
uwiêzienia fluidu w cemencie ortochemicznym (Roedder, 1984). Pomiary wykonano w cemencie kwarcowym oraz w cementach Fe–dolomitowym i ankerytowym za pomoc¹ urz¹dzenia Fluid. Inc. System produkcji amerykañskiej, zamontowanego na mikroskopie Leitz-Orthoplan.
Cement kwarcowy w piaskowcach karboñskich wystêpuje w postaci obwódek regeneracyjnych na ziar-nach kwarcu detrytycznego (ryc. 3a*) (Koz³owska, 2000, 2002, 2004). Przewa¿nie obserwowano inkluzje na granicy ziarna z obwódk¹ (ryc. 3b), rzadziej w obrêbie obwódki kwarcowej. Wielkoœæ wystêpuj¹cych tu inkluzji wynosi najczêœciej od ok. 0,5 do 3:m, miejscami s¹ one wiêksze od 4 do 8:m. S¹ to wiêc inkluzje bardzo ma³e i najczêœciej jednofazowe, co sugeruje minimalne temperatury tworze-nia siê cementu kwarcowego poni¿ej 50oC. 23 inkluzje dwufazowe ogrzewano uzyskuj¹c temperatury homogeni-zacji: od ok. 60o
C do ok. 150o
C (tab. 1) (Koz³owska, 2002, 2004).
Cementy Fe–dolomitowy i ankerytowy w piaskow-cach karbonu wystêpuj¹ w postaci izolowanych euhedral-nych kryszta³ów romboedryczeuhedral-nych lub tworz¹ masywny cement sparowy (ryc. 4), (Koz³owska, 1997, 2002, 2004). Obserwowane inkluzje, wielkoœci 0,5–10:m, w wiêkszoœci reprezentuj¹ inkluzje jednofazowe, sporadycznie zaœ dwufazowe, które ogrzewano. Wykonano 33 pomiary temperatur homogeniza-cji, które mieszcz¹ siê w przedziale 60–129oC (tab. 2) (Koz³owska, 1997, 2002, 2004).
Wiek izotopowy K/Ar illitu w³óknistego Do oznaczenia wieku metod¹ K/Ar we w³óknistym illicie (ryc. 5) wytypowano 3 próbki z piaskowców karboñskich, po jednej z otwo-rów: Korabiewice PIG 1, Mszczonów IG 2 i Maciejowice IG 1. O wyborze zadecydowa³y wyniki obserwacji wykszta³cenia illitu autige-nicznego w SEM. Z wybranych piaskowców wyseparowano 3 frakcje zawieraj¹ce minera³y ilaste: <0,2 m, <0,3:m i <2,0 :m, które nastêp-nie poddano analizie rentgenostrukturalnej. Wykaza³a ona wystêpowanie oprócz illitu innych sk³adników mineralnych, a wiêc: kaolinitu, nie-wielkich iloœci chlorytu i minera³ów miesza-nopakietowych illit/smektyt o zawartoœci illitu >90 %, a ponadto kwarcu i œladów skaleni. Wskazuje to, ¿e g³ównymi minera³ami zawie-raj¹cymi potas s¹: illit jako faza indywidualna oraz minera³ mieszanopakietowy illit/smektyt, natomiast z pozosta³ych stwierdzonych mine-ra³ów jedynie obecnoœæ skalenia mo¿e mieæ wp³yw na wykonywany pomiar (Korabiewice PIG 1, Maciejowice IG 1). Nazwa otworu wiertniczego name of borehole G³êbokoœæ depth (m) Wielkoœæ inkluzji size of inclusion (:m) Temperatura homogenizacji homogenization temperature Th(°C) Korabiewice PIG 1 4828,5 0,5–5 89,8; 91; 96; 96,6 Mszczonów IG2 4793,5 1–4 119,9; >106,9?; 120,5; 122 4846,0 1–6 93; 108; 160 ? Nadarzyn IG1 3393,5* 1–4 70 3518,2 1–6 70; 90 3518,4* 1–6 90; 119; 129; 160? Czachówek 1 3237,0 1–5 60; 88; 77,3 Potycz 1 3078,0 1–6 90 Wilga IG1 2959,9 1–6 81; 92,9 Rêbków 1 2560,5* 1–6 117 2563,2 1–6 74; 78,6; 80,3 Magnuszew IG1 2220,0 1–10 109; 115,4 Maciejowice IG 1 3122,1 1–8 >70; 82,5; 75,6; 90 3214,0 1–10 84; 98,6; 120,6 Stê¿yca 2 2090,6 2–10 83,0
Tab. 2. Wyniki badañ temperatury homogenizacji inkluzji fluidalnych w cemencie dolomitu ¿elazistego i ankerytu
Table 2. Data of fluid inclusions homogenization temperatures of iron dolomite and ankerite cements
**pomiary wykonane przez Jarmo³owicz-Szulc (1995); pozosta³e analizy wykona³a Koz³owska (2002) *measurements conducted by Jarmo³owicz-Szulc (1995); other analyses conducted by Koz³owska (2002)
Nazwa otworu wiertniczego name of borehole G³êbokoœæ depth (m) Wielkoœæ inkluzji size of inclusion (:m) Temperatura homogenizacji homogenization temperatureTh(°C) Korabiewice PIG 1 4368,7 1–4 102,5; 74,8 4383,3 1–4 130 4517,4 1–6 75; 85,2; 103,7 Nadarzyn IG1 3391,7* 1–4 92 3463,4* 1–3 82,6 3464,3 1–5 79; 66; 85,5 3475,9* 1–4 120 Rêbków 1 2384,3* 1–4 80; 81; 79 2436,4* 1–4 80 2573,6* 1–3 106; 106 Magnuszew IG 1 2479,7 0,5–2 160 ?; >200 ? 2968,1 1–2 148; 150 Stê¿yca 2 2034,1 1–3 113,0 2353,0 0,5–6 73,2; 77,2 2697,0 0,5–4 58,0 – 62,0
Tab. 1. Wyniki badañ temperatury homogenizacji inkluzji fluidalnych w cemencie kwarcowym
Table 1. Data of fluid inclusions homogenization temperatures of quartz cements
*pomiary wykonane przez Jarmo³owicz-Szulc (1995); pozosta³e analizy wykona³a Koz³owska (2002)
*measurements conducted by Jarmo³owicz-Szulc (1995); other analyses conducted by Koz³owska (2002)
Z dyfraktogramów rentgenowskich wynika, ¿e zawartoœæ illitu jest wy¿sza we frakcjach drobniejszych od frakcji <2,0:m. Do badania wieku przeznaczono wiêc dwie najdrobniejsze frakcje pelitowe z ka¿dej próbki. Datowanie dwóch frakcji z ka¿dej próbki ma na celu potwierdzenie wiarygodnoœci uzyskanego wyniku datowania. Przy oznaczaniu wieku illitu autigenicznego istotne jest równie¿ to, aby we frakcji ziarnowej, w której on wystêpuje nie by³o domieszek illitu detrytycznego lub innych sk³adników zawieraj¹cych potas. Oznaczenia izotopowe wieku K/Ar we w³óknistym illicie wykona³ prof. Stanis³aw Ha³as w Pracowni Spektroskopii Mas Instytutu Fizyki na Uniwersytecie im. Marii Curie-Sk³odowskiej w Lublinie.
W tab. 3 zamieszczono wyniki oznaczeñ wieku K/Ar illitów, z których datowanie dwóch próbek z otworów Korabiewice PIG 1 i Mszczonów IG 2 jest wiarygodne. Œwiadcz¹ o tym spójne wartoœci wieku dla frakcji <0,2:m i <0,3 :m. Otrzymane daty zawieraj¹ siê w zakresie od 205,4 ±4,2 (prze³om triasu i jury) do 167,3 ±3,3 mln lat (baton). Natomiast datowanie illitu z otworu Maciejowice IG 1 nale¿y uznaæ za ma³o wiarygodne. Przemawia za tym roz-bie¿noœæ miêdzy wiekiem K/Ar dla frakcji grubszej i drob-niejszej oraz wiêkszy zakres b³êdu pomiaru. Oznaczaæ mo¿e to, i¿ na pomiar datowania wp³ynê³a obecnoœæ potasu z illitu detrytycznego lub z ziarn skaleni. W efekcie otrzymany dla tej próbki wiek 265 ±6 mln lat (wczesny perm) wyraŸnie odbiega od oznaczeñ wieku pozosta³ych illitów i przypada na okres denudacji oraz niemal ca³kowitego braku pogr¹¿enia osadów karboñskich. Na podstawie powy¿-szych danych uznano, ¿e pocz¹tek krystalizacji illitu w³óknistego najprawdopodobniej mia³ miejsce od prze³omu triasu i jury do jury œrodkowej (Koz³owska, 2002, 2004).
Procesy diagenetyczne na tle historii pogr¹¿eniowo-termicznej
Wykresy pogr¹¿ania pozwalaj¹ okreœliæ z pewnym przybli¿eniem g³êbokoœci, na jakich znajdowa³y siê anali-zowane osady w kolejnych okresach geologicznych, przez co s¹ u¿yteczne w interpretacji stwierdzonej sukcesji procesów diagenetycznych. Zaznaczyæ nale¿y jednak, i¿ wiêkszoœæ procesów diagenetycznych (poza mechaniczn¹ kompakcj¹) bardziej zale¿y od temperatury i chemizmu roztworów formacyjnych, ni¿ od kontrolowanego przez pogr¹¿enie litostatycznego ciœnienia nadk³adu czy ciœnie-nia hydrostatycznego. W rekonstrukcji procesów diagene-tycznych w basenie najistotniejsze jest okreœlenie dla analizowanej formacji zmian temperatury w czasie i takie podejœcie zastosowano w niniejszej pracy.
Analiza pogr¹¿ania
Historia pogr¹¿eniowa osadów karbonu w badanych otworach wiertniczych jest jakoœciowo zbli¿ona (ryc. 6). Charakterystyczne s¹ regionalne, choæ obocznie zró¿nicowane co do intensywnoœci fazy przyspieszonej subsydencji, przypadaj¹ce na póŸny karbon, wczesny trias, póŸn¹ jurê i póŸn¹ kredê. Dodatkowo, w rejonie Korabiewic i Mszczonowa w póŸnym triasie i wczesnej jurze nast¹pi³a lokalna faza przyœpieszonej subsydencji.
G³ówny etap wynoszenia i denudacji nast¹pi³a w póŸnym karbonie — wczesnym permie. Lokal-nie zaznaczy³a siê umiarkowanych rozmiarów ero-zja w póŸnym triasie. W omawianym obszarze wynoszenie i erozja z prze³omu kredy i trzeciorzê-du zaznaczy³y siê równie¿ w niewielkim stopniu.
Historia termiczna
Rekonstrukcje mezozoicznej historii termicznej w oparciu o modelowania dojrza³oœci kalibrowane danymi VRo s¹ w omawianym obszarze trudne, gdy¿ wspó³czesne pogr¹¿enie utworów mezozoicznych jest zbli¿one do mak-symalnego (ryc. 6). Powoduje to, ¿e obserwowany profil VRo jest czêœciowo efektem wspó³czesnych temperatur w profilu. Charakterystyczn¹ cech¹ obszaru mazowieckiego jest ponadto relatywnie wysoka dojrza³oœæ w najwy¿szych partiach profili mezozoicznych (ryc. 7c, 8c), nie zwi¹zana ze wspó³czesnym, czy kredowym pogr¹¿eniem.
Z punktu widzenia modelowañ dojrza³oœci istnieje zasadnicza ró¿nica miêdzy zachodni¹ czêœci¹ obszaru mazowieckiego a obszarem lubelskim. Polega ona na tym, i¿ w pierwszej z nich utwory karboñskie s¹ na tyle pogr¹¿one w cyklu alpejskim i wspó³czeœnie, ¿e zapis ich waryscyjskiej historii termicznej zosta³ zatarty. Kontrastu-je to z obszarem lubelskim, gdzie obserwuKontrastu-je siê skok uwê-glenia przy przejœciu z alpejskiego do waryscyjskiego piêtra strukturalnego (Grotek i in., 1998; Narkiewicz i in., 1998; Botor i in., 2002; Grotek, 2004).
Rekonstrukcje historii termicznej dla obszaru mazo-wieckiego, oparte o modelowanie dojrza³oœci, skonfronto-wano z wynikami analiz temperatur homogenizacji inkluzji fluidalnych w cementach wêglanowych i cemencie kwarcowym oraz wynikami datowania K/Ar diagenetycz-nego illitu. Przy za³o¿eniu sta³ego strumienia ciepldiagenetycz-nego wykresy zmian temperatury w czasie wskazuj¹ na oddzia³ywanie na osady karbonu ni¿szych temperatur, ani¿eli to wynika z badañ diagenezy. Illit w³óknisty jest ostatnim minera³em tworz¹cym siê w historii diagenezy analizowanych osadów karbonu (ryc. 2). Temperaturê jego powstawania przyjmuje siê najczêœciej na ok. 100–120o
C (np. Ehrenberg & Nadeau, 1989; Chuhan i in., 2000). Pomiary temperatur homogenizacji w cementach tworz¹cych siê przed illitem w³óknistym przy mniejszych pogr¹¿eniach, tj. kwarcu autigenicznym i ankerycie, wska-zuj¹ na temperatury ich krystalizacji w zakresie ok. 70–120oC (tab. 1, 2).
Przy za³o¿eniu sta³ego strumienia cieplnego w geolo-gicznej historii analizowanych osadów dla profili obszaru mazowieckiego modele pozwalaj¹ odtworzyæ temperatury siêgaj¹ce maksymalnie do ok. 100oC, i to dopiero w póŸnej kredzie (ryc. 7b, 8b). W przypadku profili z obszaru lubel-skiego maksymalne paleotemperatury przewidywane przez model sta³ego w czasie strumienia cieplnego s¹ jesz-cze ni¿sze, a rozdŸwiêk miêdzy odtwarzan¹ histori¹ ter-miczn¹ a pomierzonymi temperaturami homogenizacji inkluzji jest wyraŸniejszy (ryc. 9b, 10b). Wskazuje to, ¿e
Otwór wiertniczy name of borehole G³êbokoœæ depth (m) Frakcja fraction (:m) K (%) Radiogeniczn y40Ar Radiogenic 40Ar (%) Wiek Age (Ma) Korabiewice PIG 1 4700,2 <0,2 3,14 91 167,3 ±3,3 <0,3 3,34 90 161,1 ±3,2 Mszczonów IG 2 4692,2 <0,2 2,04 89 205,4 ±4,2 <0,3 2,46 88 195,6 ±3,9 Maciejowice IG 1 3405,9 <0,2 1,89 91 265,0 ±6,0 <0,3 2,71 93 283,0 ±7,0
Tab. 3. Wyniki oznaczeñ wieku izotopowego K/Ar illitu w³óknistego. Pomiary wykonane przez S. Ha³asa
historia termiczna utworów karbonu by³a prawdopodobnie bardziej z³o¿ona i mo¿e oznaczaæ, ¿e w tym obszarze mia³y miejsce perturbacje re¿imu termicznego.
Datowania K/Ar diagenetycznego illitu w³óknistego dla osadów karbonu w otworze Korabiewice PIG 1 wska-zuj¹, ¿e temperatura ok. 120oC zosta³a osi¹gniêta ju¿ w œrodkowej jurze (167,3 ±3,3 mln lat); analogicznie utwory karbonu w otworze Mszczonów IG 2 temperatury takie osi¹gnê³y na prze³omie póŸnego triasu i wczesnej jury
(205,4 ±4,2 mln lat) (tab. 3). Aby na osady karbonu profili otworów Korabiewic PIG 1 i Mszczonowa IG 2 mog³y oddzia³ywaæ temperatury rzêdu 100oC w okresie od prze³om triasu i jury do œrodkowej jury, przyjêto w modelu ówczesne przegrzanie termiczne, co nie jest sprzeczne z istniej¹cymi pomiarami refleksyjnoœci witrynitu (ryc. 7c, 8c). W modelach cyfrowych przegrzanie symulowano przyjmuj¹c podwy¿szony paleostrumieñ cieplny (ryc. 7a, 8a), aczkolwiek nie wyklucza to innego mechanizmu
per-wiek (mln lat) age (Ma)
g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 100 200 300 350 250 150 50 0 1000 2000 3000 4000 5000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE B - Mszczonów IG 2 A - Korabiewice PIG 1
wiek (mln lat) age (Ma)
g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 100 200 300 350 250 150 50 0 1000 2000 3000 4000 5000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE D - Czachówek 1 C - Nadarzyn IG 1 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN
PALEOGENE
NEOGEN
NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN
PALEOGENE
NEOGEN
NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 E - Potycz 1 F - Wilga IG 1 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN PALEOGENE
NEOGEN
NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN PALEOGENE
NEOGEN
NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 G - Rêbków 1 H - Magnuszew IG 1 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN PALEOGENE
NEOGEN
NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS JURASSICJURA CRETACEOUSKREDA PALEOGEN PALEOGENE
NEOGEN
NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 I - Maciejowice IG 1 J - Stê¿yca 2 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS
JURA JURASSIC KREDA CRETACEOUS PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS
JURA JURASSIC KREDA CRETACEOUS PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100
200 300
350 250 150 50
Ryc. 6. Historia pogr¹¿ania stropu i sp¹gu interwa³ów utworów karboñskich, nawierconych w poszczególnych otworach
wiert-niczych
turbacji re¿imu termicznego, o ile dostarcza³ by on do sys-temu podobnej iloœci energii cieplnej.
Uzyskane wartoœci wieku K/Ar illitu w³óknistego z osadów karbonu odniesiono do wykresów pogr¹¿ania. Pozwoli³o to stwierdziæ, i¿ illit ten tworzy³ siê przypusz-czalnie w zakresie g³êbokoœci ok. 2400–3200 m w otworze Korabiewice PIG 1 (ryc. 7) oraz 1700–2600 m w otworze Mszczonów IG 2 (ryc. 8). Ponadto, maj¹c zdefiniowan¹ g³êbokoœæ i temperaturê krystalizacji illitu w³óknistego w strefie Korabiewice–Mszczonów, parametry te oszacowa-no równie¿ dla cementów wêglaoszacowa-nowych i cementu kwar-cowgo, które tworzy³y siê przed illitem. Syderyt wczesny, przy za³o¿eniu temperatury jego krystalizacji w przedziale 15–40oC (Baker i in., 1995; Rezaee & Schulz-Rajah, 1998), tworzy³ siê przypuszczalnie od póŸnego karbonu do triasu œrodkowego, zatem zaraz po depozycji osadu a¿ do g³êbokoœci pogr¹¿enia na kilkaset metrów. Regeneracyjne obwódki kwarcu zaczyna³y tworzyæ siê prawdopodobnie w temperaturze poni¿ej 50o
C (Koz³owska, 2002, 2004).
Proces ten móg³ rozpocz¹æ siê pod koniec póŸnego permu, na g³êbokoœci 1400–1600 m, a lokal-nie w póŸnym karbolokal-nie na g³êbo-koœci 1000 m. Cementacja Fe–dolomitem i ankerytem, która zachodzi³a w zakresie temperatur ok. 70–120o
C (Koz³owska, 1997, 2002, 2004), rozpoczyna³a siê póŸnym triasie na g³êbokoœci 1800–2200 m.
Historia diagenezy we wszystkich analizowanych profi-lach karbonu mia³a podobny przebieg. Z tego wzglêdu model sta³ego strumienia cieplnego w pozosta³ych otworach wiertni-czych, tj. Nadarzyn IG 1, Czachó-wek 1, Potycz 1, Wilga IG 1, Rêbków 1, Magnuszew IG 1, Maciejowice IG 1 i Stê¿yca 2, równie¿ wydaje siê nieadekwat-ny. Maksymalne paleotemperatu-ry obliczane w tym modelu, zwykle poni¿ej 100o
C, niekiedy zaœ nie osi¹gaj¹ce 80oC (ryc. 10), s¹ zbyt niskie w porównaniu z temperaturami homogenizacji inkluzji w cementach kwarcowym i ankerytowym, które zawieraj¹ siê w zakresie ok. 60–150oC (tab. 1, 2). Wnioskowaæ mo¿na, ¿e równie¿ w przypadku wymienionych profili strumieñ cieplny nie by³ sta³y i prawdopodobnie mia³o miejsce przegrzanie.
W ustaleniu wieku tego wyda-rzenia niew¹tpliwie pomocne by³oby datowanie wieku illiu w³óknistego w otworze Maciejo-wice IG 1. Jak wspomniano w poprzednim rozdziale uzyskany pomiar nie jest wiarygodny, co wi¹¿e siê z tym, i¿ w badanej próbce oprócz potasu z illitu auti-genicznego najprawdopodobniej wystêpowa³ równie¿ w znacz¹cej iloœci potas z minera³ów detry-tycznych. Z pomiaru tego wnio-skowaæ mo¿na jedynie, ¿e tworzenie siê illitu w³óknistego oraz prawdopodobnie towarzysz¹ce mu podgrzanie mia³y w rejonie Maciejowic miejsce po wczesnym permie. Nie mo¿na zatem wykluczyæ zachodzenia tego procesu w cza-sie od wczesnej do œrodkowej jury, podobnie jak w przypad-ku rejonu Korabiewic–Mszczonowa.
Przegrzanie we wczesnej i œrodkowej jurze w po³udniowo-wschodniej czêœci kujawskiego segmentu basenu polskiego, tj. bezpoœrednio na pó³nocny-zachód od omawianego obszaru, zosta³o niezale¿nie stwierdzone przez Poprawê i in. (2002) na podstawie modelowañ doj-rza³oœci. W niektórych przypadkach zaznacza siê ono wyraŸn¹, nieomal skokow¹ zmian¹ gradientu dojrza³oœci na profilach VRo, zachodz¹c¹ w obrêbie utworów jury dolnej.
Omawiane zdarzenie termiczne koreluje siê z faz¹ aktywnoœci tektonicznej basenu polskiego. We wczesnej jurze nastêpuje faza reaktywacji subsydencji, niekiedy wyra¿aj¹ca siê jej relatywnie wysokim tempem, której genezê wi¹zaæ mo¿na z transtensyjn¹ b¹dŸ ekstensyjn¹
89,8 C° 74,8 C° 96,6 C° 130,0 C° Fe-dolomit, ankeryt Fe-dolomite, ankerite kwarc autigeniczny autigenic quartz ? strop top strop top sp¹g bottom sp¹g bottom illit w³óknisty 167,3 ±3,3 mln lat fibrous illite 167,3 ±3,3 Ma Ken. J1 J2 J3 K1 K2 T3 P2 C2-w S 80,0 C° 90,0 C° 70,0 C° 80,0 C° zdarzenie termiczno-tektoniczne thermal-tectonic event
sta³ego w czasie strumienia cieplnego
heat flow constant in time
sta³ego w czasie strumienia cieplnego
heat flow constant in time
model sta³ego w czasie strumienia cieplnego
model of heat flow constant in time
stwierdzone
documented
hipotetyczne
hypothetical
przedzia³ temperatury krystalizacji Fe-dolomitu i ankerytu na podstawie wyników badañ inkluzji fluidalnych
range of temperatures of crystallisation of the Fe-dolomite and ankerite based on analysis of fluid inclusions
przedzia³ temperatury krystalizacji kwarcu autigenicznego na podstawie wyników badañ inkluzji fluidalnych
range of temperatures of crystallisation of the autigenic quartz based on analysis of fluid inclusions
pocz¹tek krystalizacji illitu w³óknistego
beginning of crystallisation of the fibrous illite
Temperatura stropu i sp¹gu utworów westfalu przy za³o¿eniu:
Temperature of the top and bottom of the Westphalian sediments with assumption of:
Dojrza³oœæ termiczna VRo obliczona przy za³o¿eniu modelu:
Thermal maturity VRo calculated with assumption of:
Pogr¹¿anie stropu i sp¹gu utworów westfalu:
Burial of the top and bottom of the Westphalian sediments:
Objaœnienia do ryc. 7B, 8B, 9B, 10B:
Explanations for fig. 7B, 8B, 9B, 10B:
Objaœnienia do ryc. 7A ,8A, 9A, 10A:
Explanations for fig. 7A, 8A, 9A, 10A:
Objaœnienia do ryc. 7C, 8C, 9C, 10C:
Explanations for fig. 7C, 8C, 9C, 10C:
wczesnojurajskiego przegrzania
the Early Jurassic heating
laboratoryjne pomiary VRo
laboratory measurements of VRo
model wczesnojurajskiego przegrzania
model of the Early Jurassic heating
model waryscyjskiego przegrzania
model of the Variscan heating
waryscyjskiego przegrzania
the Variscan heating
0
50
100
refleksyjnoϾ witrynitu (VRo)
vitrinite reflectance (VRo)
wiek (mln lat) age (Ma)
temperatura ( C ) ° temperature ( C ) ° g ³ê b o koœæ (m) d ept h (m) strumieñ cieplny (mW/m ) 2 heat flow (mW/m ) 2 2,0 3,0 1,0 0,2 0,5 0 20 40 60 80 100 1000 2000 3000 4000 5000 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 5000 150 A B C 0 100 200 300 350 250 150 50
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON CARBONIFEROUS TRIAS TRIASSIC JURA JURASSIC KREDA CRETACEOUS PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE wczesnojurajskiego przegrzania
the Early Jurassic heating
waryscyjskiego przegrzania
the Variscan heating
Ryc. 7. Historia termiczna oraz historia pogr¹¿ania dla stropu i sp¹gu interwa³ów utworów
kar-bonu nawierconych w otworze Korabiewice PIG 1; A — analizowane warianty zmian strumie-nia cieplnego w czasie; B — wyliczone zmiany w czasie paleotemperatur i pogr¹¿estrumie-nia nawierconego interwa³u utworów karboñskich; C — kalibracja analizowanych modeli historii termicznej
Fig. 7.Thermal and burial history for the top and the bottom of the intervals of Carboniferous
sediments recognized in borehole Korabiewice PIG 1; A — analyzed scenarios of heat flow changes in time; B — evolution of palaeotemperature and burial calculated for the top and the bottom of the interval of Carboniferous sediments recognized in the borehole; C — calibration of the analyzed models of thermal history
reaktywacj¹ basenu (Poprawa, 1997; Hakenberg & Œwidrowska, 1997). W przybli¿eniu równoczeœnie na wschodnim obrze¿eniu kujawskiego segmentu basenu polskiego nastêpuje równie¿ faza rozwoju uskoków (por. Hakenberg & Œwidrowska, 1997; Dadlez, 1997), rozwi-jaj¹cych siê w re¿imie ekstensyjnym b¹dŸ transtensyjnym.
Dla obszaru lubelskiego wielu autorów sugerowa³o istnienie w karbonie podwy¿szonego gradientu termiczne-go (Majorowicz i in., 1984; Burzewski i in., 1998), czy te¿
strumienia cieplnego (Botor i in., 2002; Maækowski i in., 1997; Karnkowski, 2003). Jednak w pó³nocnej czêœci obszaru lubelskiego, analizowanej w niniejszej pracy, ist-niej¹ trudnoœci z udokumentowaniem takiego za³o¿enia. Wi¹¿e siê to nie tyle z brakiem waryscyjskiego przegrzania, co z wystêpowaniem subwertykalnych (np. Wilga IG 1, Magnu-szew IG 1, Maciejowice IG 1, Rêbków 1; ryc. 9c, 10c), b¹dŸ nawet inwersyjnych (np. Stê¿yca 2) profili dojrza³oœci.
93,0 C° 108,0 C° Fe-dolomit, ankeryt Fe-dolomite, ankerite illit w³óknisty 205,4 ±4,2 mln lat fibrous illite 205,4 ±4,2 Ma Ken. J1 J2 J3 K1 K2 T3 T2 T1 P2 C2-w S ? strop top strop top sp¹g bottom sp¹g bottom 0 50 100
refleksyjnoϾ witrynitu (VRo)
vitrinite reflectance (VRo)
wiek (mln lat) age (Ma)
temperatura ( C ) ° temperature ( C ) ° g ³ê b o koœæ (m) d ept h (m) strumieñ cieplny (mW/m ) 2 heat flow (mW/m ) 2 2,0 3,0 1,0 0,2 0,5 0 20 40 60 80 100 1000 2000 3000 4000 5000 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 5000 150 A B C 0 100 200 300 350 250 150 50
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON CARBONIFEROUS TRIAS TRIASSIC JURA JURASSIC KREDA CRETACEOUS PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE
Ryc. 8. Historia termiczna oraz
historia pogr¹¿ania dla stropu i sp¹gu interwa³ów utworów karbo-nu nawierconych w otworze Msz-czonów IG 2; A — analizowane warianty zmian strumienia ciepl-nego w czasie; B — wyliczone zmiany w czasie paleotemperatur i pogr¹¿enia nawierconego inter-wa³u utworów karboñskich; C — kalibracja analizowanych modeli historii termicznej
Fig. 8. Thermal and burial history
for the top and the bottom of the intervals of Carboniferous
sedi-ments recognized in borehole
Mszczonów IG 2; A — analyzed scenarios of heat flow changes in time; B — evolution of palaeotem-perature and burial calculated for the top and the bottom of the inte-rval of Carboniferous sediments recognized in the borehole; C — calibration of the analyzed models of thermal history Ken. D1 J2 J3 K1 K2 T3 T2 T1 P2 C2 S C1 D2 D3 70,0 C° 120,6 C° Fe-dolomit, ankeryt Fe-dolomite, ankerite illit w³óknisty 265 ±6 mln lat fibrous illite 265 ±6 Ma strop top strop top sp¹g bottom sp¹g bottom ? 0 50 100
refleksyjnoϾ witrynitu (VRo)
vitrinite reflectance (VRo)
wiek (mln lat) age (Ma)
temperatura ( C ) ° temperature ( C ) ° g ³ê b o koœæ (m) d ept h (m) strumieñ cieplny (mW/m ) 2 heat flow (mW/m ) 2 2,0 3,0 1,0 0,2 0,5 0 20 40 60 80 100 1000 2000 3000 4000 5000 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 5000 150 A B C 0 100 200 300 350 250 150 50
wiek (mln lat)200 age (Ma) 100 0
300 350 250 150 50 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON
CARBONIFEROUS TRIASSICTRIAS
JURA JURASSIC KREDA CRETACEOUS PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE
Ryc. 9. Historia termiczna oraz
historia pogr¹¿ania dla stropu i sp¹gu interwa³ów utworów
karbo-nu nawierconych w otworze
Maciejowice IG 1. A — analizo-wane warianty zmian strumienia cieplnego w czasie. B — wyliczo-ne zmiany w czasie paleotempera-tur i pogr¹¿enia nawierconego interwa³u utworów karboñskich. C
— kalibracja analizowanych
modeli historii termicznej
Fig. 9. Thermal and burial history
for the top and the bottom of the intervals of Carboniferous
sedi-ments recognized in borehole
Maciejowice IG 1. A — analyzed scenarios of heat flow changes in time. B — evolution of palaeotem-perature and burial calculated for the top and the bottom of the inte-rval of Carboniferous sediments recognized in the borehole. C — calibration of the analyzed models of thermal history
¯ywiecki (2003) stwierdzi³, ¿e wysokie paleotempera-tury w rejonie Stê¿ycy s¹ zwi¹zane z przep³ukiwaniem przepuszczalnych kompleksów w obrêbie utworów kar-boñskich przez gor¹ce roztwory, zasilane ze strefy aktywnoœci magmowej w rejonie Kocka. Mechanizm ten potencjalnie stanowiæ mo¿e wyt³umaczenie równie¿ dla powstania wymienionych subwertykalnych profili dojrza³oœci termicznej w obszarze przejœciowym miêdzy obszarami mazowieckim a lubelskim.
Wnioski
1. Krzywe pogr¹¿ania osadów karbonu maj¹ w skali analizowanego obszaru podobny przebieg i wraz z bada-niami petrograficznymi pozwalaj¹ wyró¿niæ dwa etapy diagenezy: eo- i mezodiagenezê. W eodiagenezie tworzy³y siê w kolejnoœci nastêpuj¹ce cementy: wodorotlenki ¿elaza i hematyt, obwódki Fe–chlorytu, wczesny syderyt, piryt, kaolinit robakowaty oraz obwódki regeneracyjne kwarcu. Oprócz cementacji do wa¿nych procesów diagenetycznych nale¿a³y kompakcja mechaniczna oraz rozpuszczanie i przeobra¿anie. W mezodiagenezie kontynuowany by³ wzrost obwódek kwarcu autigenicznego. Tworzy³y siê kaolinit blokowy, cementy wêglanowe: dolomit, Fe–dolo-mit, Fe–kalcyt, póŸny syderyt i ankeryt, siarczany: anhy-dryt i baryt oraz dickit, póŸny Fe–chloryt i illit w³óknisty. Poza cementacj¹ zaznaczy³y siê efekty nastêpuj¹cych pro-cesów diagenetycznych: kompakcji mechanicznej i che-micznej oraz rozpuszczania, przeobra¿ania i zastêpowania.
2. Pomierzono temperatury homogenizacji — Thinkluzji
flu-idalnych w cemencie kwarcowym oraz cementach Fe–dolomitym i ankerytowym. Th w cemencie
kwarcowym tworz¹cym obwódki regeneracyjne na ziarnach kwar-cu mieszcz¹ siê w przedziale od ok. 60 do ok. 150o
C. Wartoœci Th
w cementach Fe–dolomitowym i ankerytowym, które wystêpuj¹ w postaci izolowanych euhedral-nych kryszta³ów lub masywnego cementu sparowego wahaj¹ siê od 60 do 129oC.
3. Oznaczono wiek izotopo-wy K/Ar we w³óknistym illicie, cemencie krystalizuj¹cym w koñcowym etapie diagenezy pia-skowców karboñskich. Datowa-nie wskazuje na pocz¹tki krystalizacji illitu w³óknistego od 205,4 ±4,2 do 167,3 ±3,3 mln lat, czyli od prze³omu triasu i jury do œrodkowej jury.
4. Paleotemperatury osi¹gniê-te przez osady karboñskie, obli-czone przy za³o¿eniu sta³ego w czasie strumienia cieplnego s¹ zbyt niskie w porównaniu z przes³ankami wynikaj¹cymi z analizy inkluzji oraz datowañ dia-genetycznego illitu. Wskazuje to, ¿e strumieñ cieplny nie by³ sta³y i w badanym obszarze mia³o miej-sce przegrzanie w czasie od wcze-snej do œrodkowej jury. Bior¹c pod uwagê intensywnoœæ tego zja-wiska, jego krótkotrwa³oœæ oraz korelacjê z faz¹ ówczesnej aktywnoœci tektonicznej, sprzy-jaj¹cej hydraulicznej przepuszczalnoœci szczelin, podgrza-nie wi¹zane jest tu z prawdopodobn¹ obecnoœci¹ gor¹cych roztworów (por. Poprawa i in., 2002).
5. W obszarze lubelskim nast¹pi³o ponadto przegrzanie waryscyjskie (por. Majorowicz i in., 1984; Burzewski i in., 1998; Botor i in., 2002; Karnkowski, 2003). Jednak¿e, jak wykazuje ¯ywiecki (2003) dla pó³nocnej czêœci obszaru lubelskiego, wi¹zaæ siê mo¿e one nie tyle z podwy¿szonym strumieniem cieplnym, co migracj¹ gor¹cych roztworów, zasilanych przez procesy magmowe w rejonie Kocka.
6. Integracja badañ diagenezy oraz modelowañ doj-rza³oœci i historii termicznej stwarza wzajemne korzyœæ dla obu tych metod. Modelowania historii termicznej pozwa-laj¹ wiarygodniej rekonstruowaæ czas zachodzenia poszczególnych procesów diagenetycznych ni¿ to mo¿na okreœliæ z wykresów pogr¹¿ania. Natomiast analizy inklu-zji oraz datowania wieku powstawania minera³ów diagene-tycznych, jak np. illitu w³óknistego, umo¿liwiaj¹ bardziej szczegó³ow¹ rekonstrukcjê historii termicznej i genezy procesów termicznych ni¿ w przypadku stosowania wy³¹cznie modelowañ dojrza³oœci. W efekcie podejœcie tego typu pozwala na precyzyjniejsz¹ rekonstrukcjê proce-sów generowania i ekspulsji wêglowodorów.
Autorzy serdecznie dziêkuj¹ dr Izabelli Grotek za u¿yczenie niepublikowanych wyników analiz stopnia odbicia œwiat³a witry-nitu, zaœ doc. dr hab. Katarzynie Jamo³owicz-Szulc za pomoc w analizie inkluzji. Datowanie illitu w³óknistego wykonane zosta³o strop top strop top sp¹g bottom sp¹g bottom Ken. J2 J3 K1 K2 T3 T2 T1 P2 Cw Cv-n D2 D3 80,0 C° 74,0 C° 106,0 C° Fe-dolomit, ankeryt Fe-dolomite, ankerite kwarc autigeniczny autigenic quartz 80,3 C° ? 0 50 100
refleksyjnoϾ witrynitu (VRo)
vitrinite reflectance (VRo)
wiek (mln lat) age (Ma)
temperatura ( C ) ° temperature ( C ) ° g ³ê b o koœæ (m) d ept h (m) strumieñ cieplny (mW/m ) 2 heat flow (mW/m ) 2 2,0 3,0 1,0 0,2 0,5 0 20 40 60 80 100 1000 2000 3000 4000 5000 g³êbokoœæ (m) depth (m) 0 1000 2000 3000 4000 5000 150 A B C 0 100 200 300 350 250 150 50
wiek (mln lat) age (Ma)
0 100 200 300 350 250 150 50 C1 C2 P1 P2 T1T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 PERM PERMIAN KARBON CARBONIFEROUS TRIAS TRIASSIC JURA JURASSIC KREDA CRETACEOUS PALEOGEN PALEOGENE NEOGEN NEO-GENE
Ryc. 10. Historia termiczna oraz historia pogr¹¿ania dla stropu i sp¹gu interwa³ów utworów
kar-bonu nawierconych w otworze Rêbków 1; A — analizowane warianty zmian strumienia ciepl-nego w czasie; B — wyliczone zmiany w czasie paleotemperatur i pogr¹¿enia nawiercociepl-nego interwa³u utworów karboñskich; C — kalibracja analizowanych modeli historii termicznej
Fig. 10. Thermal and burial history for the top and the bottom of the intervals of Carboniferous
sediments recognized in borehole Rêbków 1; A — analyzed scenarios of heat flow changes in time; B — evolution of palaeotemperature and burial calculated for the top and the bottom of the interval of Carboniferous sediments recognized in the borehole; C — calibration of the analyzed models of thermal history
przez prof. Stanis³awa Ha³asa. Za cenne uwagi i dyskusje autorzy winni s¹ równie¿ podziêkowania prof. dr hab. Annie Maliszew-skiej, dr Micha³owi ¯ywieckiemu oraz mgr Marii I. Waksmundz-kiej. Praca zyska³a równie¿ dziêki uwagom recenzentów. W analizie historii pogr¹¿ania oraz historii termicznej wykorzysta-no program BasinMod 1–D™. Badania prezentowane w niniej-szej pracy przeprowadzono w ramach tematów „Diageneza piaskowców górnego karbonu w pó³nocno-zachodniej czêœci rowu lubelskiego” oraz „Paleozoiczna Akrecja Polski”.
Literatura
ANTONOWICZ L., HOOPER R. & IWANOWSKA E. i in. 2003 — Synklina lubelska jako efekt cienkonaskórkowych deformacji wary-scyjskich. Prz. Geol., 51: 344–350.
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: 77–88.
BOJKOWSKI K. & ¯ELICHOWSKI A. M. 1980 — An outline of palaeogeography of the Namurian B–C and the Westphalian of Poland. Biul. Inst. Geol., 328: 37–59.
BOTOR D., KOTARBA M. & KOSAKOWSKI P. 2002 — Petroleum generation in the Carboniferous strata of the Lublin Trough (Poland): an integrated geochemical and numerical modelling approach. Organic Geochemistry, 33: 461–476.
BURZEWSKI W., KOTARBA M.J., BOTOR D., KOSAKOWSKI P. & S£UPCZYÑSKI K. 1998 — Modelowania procesów generowania i ekspulsji wêglowodorów w utworach m³odszego paleozoiku obszaru radomsko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañst. Inst. Geol., 165: 273–284.
CHOQUETTE P.W. & PRAY L.C. 1970 — Geologic nomenclature and classification of porosity in sedimentary carbonates. AAPG Bull., 54: 207–220.
CHUHAN F.A., BJqRLYKKE K. & LOWREY C. 2000 — The role of provenance in illityzation of deeply buried reservoir sandstones from Haltenbanken and north Viking Graben, offshore Norway. Marine & Petrol. Geol., 17: 673–689.
DADLEZ R. 1997 — Ogólne rysy tektoniczne bruzdy œrodkowopol-skiej. [W:] Marek S. & Pajchlowa M. (red.) — Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 410–414.
EHRENBERG S.N. & NADEAU P.H. 1989 — Formation of diagenetic illite in sandstone of the Garn formation, Haltenbanken area, mid — Norwegian continental shelf. Clay Minerals, 24: 233–253.
FALVEY D.A. & MIDDLETON M.F. 1981 — Passive continental mar-gins: evidence for a prebreakup deep crustal metamorphic subsidence mechanism. Oceanologic Acta, Spec. Pap., 103–114.
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: 78–86.
GRADSTEIN F. M. & OGG J. 1996 — A Phanerozoic time scale. Epi-sodes. 19, 1/2.
GROTEK I., MATYJA H. & SKOMPSKI S. 1998 — Dojrza³oœæ ter-miczna materii organicznej w osadach karbonu obszaru radomsko-lu-belskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 245–254. GROTEK I. 2004 (w druku) — Zmiennoœæ stopnia uwêglenia rozpro-szonej materii organicznej z utworów karbonu w brze¿nej czêœci plat-formy wschodnioeuropejskiej Polski. Biul. Pañstw. Inst. Geol. HAKENBERG M. & ŒWIDROWSKA J. 1997 — Propagation of the south–eastern segment of the Polish Trough connected with bounding fault zones (from the Permian to Late Jurassic). Comptes Rendes de l’Academie Science, Paris, 324: 793–803.
HOGG A.J.C., HAMILTONT P.J. & MACINTYRE R.M. 1993 — Mapping diagenetic fluid flow within a reservoir: K–Ar dating in the Alwyn area (UK North Sea). Marine & Petrol. Geol., 10: 279–294. JARMO£OWICZ-SZULC K. 1995 — Badania inkluzji fluidalnych w piaskowcach karboñskich. [W:] Koz³owska A. (red.) — Badanie spo-iwa piaskowców karboñskich niecki warszawskiej pod k¹tem ich w³asnoœci zbiornikowych. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., War-szawa.
JARMO£OWICZ-SZULC K. 1997a — Mikroskopowe badania fluore-scencji fluidalnych inkluzji wêglowodorów w cementach ska³ osado-wych. Prz. Geol., 45: 865–867.
JARMO£OWICZ-SZULC K. 1997b — Wykorzystanie inkluzji fluidal-nych w spoiwach ska³ paleozoiku Ni¿u Polskiego dla poszukiwañ ropy naftowej i gazu ziemnego. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., War-szawa.
KARNKOWSKI P.H. 1999 — Origin and evolution of the Polish Rotliegend basin. Polish Geological Institute Spec. Pap., 3: 1–93. 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: 783–790.
KOTARBA M., KOSAKOWSKI P., KOWALSKI A. & WIÊC£AW D. 1998 — Wstêpna charakterystyka geochemiczna substancji organicznej i potencja³u wêglowodorowego utworów dewonu obszaru radom-sko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 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. 2000 — Diagenetic minerals in the Carboniferous sandstones in the Lublin Graben. Pol. Tow. Min., Pr. Spec., 17: 192–194. KOZ£OWSKA A. 2002 — Diageneza piaskowców górnego karbonu w pó³nocno-zachodniej czêœci rowu lubelskiego. Praca doktorska. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
KOZ£OWSKA A. 2004 — Diageneza piaskowców górnego karbonu na pograniczu rowu lubelskiego i bloku warszawskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 411.
MAÆKOWSKI T. 1997 — Dwuwymiarowe modelowanie procesów generowania, migracji i akumulacji wêglowodorów z zastosowaniem stacji interpretacyjnej LANDMARK. [W:] Kotarba M. (ed.) — Potencja³ wêglowodorowy utworów paleozoiku w rejonie Me³giew–Maciejowice i Kock–¯elechów oraz wyznaczenie optymalnych stref akumulacji. Akademia Górniczo-Hutnicza, Kraków, cz. V: 1–47.
MAJOROWICZ J.A., MAREK S. & ZNOSKO J. 1984 — Paleogeother-mal gradients by vitrinite reflectance data and their relation to the pre-sent geothermal gradient patterns of the Polish Lowland.
Tectonophysics, 103: 141–156.
NARKIEWICZ K., GROTEK I. & MATYJA H. 1998a — Dojrza³oœæ ter-miczna materii organicznej w utworach górnodewoñskich obszaru radom-sko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañst. Inst. Geol., 165: 235–244. NARKIEWICZ M., POPRAWA P., LIPIEC M., MATYJA H. & MI£ACZEWSKI L. 1998b — Pozycja paleogeograficzna i tektoniczna a rozwój subsydencji dewoñsko-karboñskiej obszaru pomorskiego i radomsko-lubelskiego. Pr. Pañst. Inst. Geol., 165: 31–49.
POPRAWA P. 1997 — Late Permian to Tertiary dynamics of the Polish Trough. Terra Nostra, 97/11: 104–109.
POPRAWA P., GROTEK I., WAGNER M. & MATYJA H. 2002 — Fanerozoiczna historia termiczna polskiego segmentu strefy szwu tran-seuropejskiego — obecny stan badañ w projekcie PAP. Prz. Geol., 50: 1219–1220
PORZYCKI J. 1988 — Charakterystyka litologiczno-sedymentologicz-na karbonu. [W:] Dembowski Z. & Porzycki J. (ed.) — Karbon Lubel-skiego Zag³êbia Wêglowego. Pr. Inst.Geol., 122: 40–76.
PO¯ARYSKI W. & DÊMBOWSKI Z. 1983 — Mapa geologiczna Pol-ski i krajów s¹siednich. Wyd. Geol., Warszawa.
REZAEE M. R. & SCHULZ-ROJAHN J. P. , 1998 — Application of quantitative back-scattered electron image analysis in isotope interpre-tation of siderite cement: Tirrawarra sandstone, Cooper Basin, Austra-lia. Spec. Publ. Int. Ass. Sedim., 26: 461–481.
ROEDDER E. 1984 — Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy, 12: 1–644. SKOMPSKI S., 1996 — Stratigraphic position and facies significance of the limestone bands in the subsurface Carboniferous succession of the Lublin Upland. Acta Geol. Pol., 46: 171–268.
WAKSMUNDZKA M.I. 1998 — Architektura depozycyjna basenu karboñskiego Lubelszczyzny. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 89–100. 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. Centr. Arch. Geol., Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. WYGRALA B.P. 1989 — Integrated study of an oil field in the southern Po Basin, northern Italy. Berichte der Kernforschungsanlage Julich, 2313: 217.
¯ELICHOWSKI A.M. 1977 — Utwory karbonu w pod³o¿u pogranicza niecki warszawskiej i lubelskiej. Kwart. Geol., 21: 884–885.
¯ELICHOWSKI A.M. 1987 — Development of the Carboniferous of the SW margin of the East–European Platform in Poland. Prz. Geol., 35: 230–237.
¯ELICHOWSKI A. M. & PORZYCKI J. 1983 — Mapa struktural-no-geologiczna bez utworów m³odszych od karbonu. [W:] ¯elichowski A. M. & Koz³owski S. (red.) — Atlas geologiczno-surowcowy obszaru lubelskiego, Inst. Geol. Warszawa.
¯YWIECKI M. 2003 — Diageneza karboñskich ska³ klastycznych i etapy powstania z³o¿a gazu ziemnego i ropy naftowej Stê¿yca, zachod-nia czêœæ basenu lubelskiego. Praca doktorska. Archiwum Wydzia³u Geo-logii Uniwersytetu Warszawskiego.
¯YWIECKI M. & POPRAWA P. 2002 — Devonian-Carboniferous Facies Development as a Result of the Basin Tectonic Deformation Stages, Central Part of Lublin Basin (SE Poland). Abstracts. AAPG Ann. Meet., Houston, Texas, A–198.
0,1 mm
Qd
Ryc. 3a. Obwódki regeneracyjne kwarcu autigenicznego (strza³ki) na ziarnie kwarcu (Qd). Próbka impre-gnowana niebiesk¹ ¿ywic¹. Otwór Magnuszew IG 1, g³êb. 2470,5 m, bez analizatora
Fig. 3a. The authigenic quartz over -growths (arrows) on quartz grain (Qd). Rock impregned with blue-sta-ined resin. Borehole Magnuszew IG 1, depth 2470,5 m, without analyser
0,2 mm
Ak
Ryc. 4. Cement ankerytowy w arenicie kwarcowym. Otwór Magnuszew IG 1, g³êb. 2220,0 m, nikole skrzy¿owane
Fig. 4. Ankerite cement in quartz arenite.Borehole Magnuszew IG 1, depth 2220,0 m, crossed polars
Qd
Qa
10 µm
¬
Ryc. 3b. Inkluzje dwufazowe (strza³ki) na granicy kwarcu detrytycznego (Qd) i autigenicznego(Qa). Otwór Nadarzyn IG 1, g³êb. 3463,4, bez analizatora
Fig. 3b. Two phase inclusions (arrows) on boundary between detrital (Qd) and authigenic (Qa) quartz. Borehole Nadarzyn IG 1, depth 3463,4 m, without analyser
10 µm
Ryc. 5. Illit w³óknisty w przestrzeni porowej piaskowca. Obraz SEM. Otwór Korabiewice PIG 1, g³êb. 4383,3 m
Fig. 5. Fibrous illite in the sandstone pore space. SEM image. Borehole Korabiewice PIG 1, depth 4383,3 m
