EWOLUCJA POROWATOŒCI W PIASKOWCACH KAMBRU Z POLSKIEJ CZÊŒCI MORZA BA TYCKIEGO

Transkrypt

1 BIULETYN PAÑSTWOWEGO INSTYTUTU GEOLOGICZNEGO 427: , 2007 R. EWOLUCJA POROWATOŒCI W PIASKOWCACH KAMBRU Z POLSKIEJ CZÊŒCI MORZA BA TYCKIEGO ORIGIN OF POROSITY IN CAMBRIAN SANDSTONES FROM THE POLISH SECTOR OF THE BALTIC SEA MAGDALENA SIKORSKA 1,KRZYSZTOF JAWOROWSKI 1 Abstrakt. Piaskowce kambru œrodkowego stanowi¹ g³ówny poziom ropo- i gazonoœny na obszarze Morza Ba³tyckiego. Jako najbardziej perspektywiczne okreœlono piaskowce z cienkimi przewarstwieniami heterolitów piaszczysto-mu³owcowych, zinterpretowane jako brze ne i szelfowe piaski p³ywowe z wype³nieniami kana³ów p³ywowych. Wykonano standardowe badania mikroskopowe, analizê katodoluminescencyjn¹ (CL), badania na mikroskopie skaningowym (SEM) i mikrosondzie (EDS) oraz analizê sedymentologiczn¹. Piaskowce w wiêkszoœci nale ¹ do arenitów kwarcowych. Charakteryzuj¹ siê bardzo zró nicowan¹ porowatoœci¹: od bliskiej zera do ponad 20%. Wp³yw na kszta³towanie siê porowatoœci piaskowców mia³y: œrodowisko sedymentacji, cementacja, kompakcja, rozpuszczanie, g³êbokoœæ pogrzebania oraz podatnoœæ na spêkania. Oszacowano, e proces kompakcji mechanicznej spowodowa³ zmniejszenie pierwotnej porowatoœci o 10%, a cementacja o kolejne 25%. Wa n¹ rolê odegra³a tak e kompakcja chemiczna.spoœród procesów cementacyjnych najwiêksze znaczenie mia³a sylifikacja przebiegaj¹ca w dwóch etapach: w czasie eo- i mezodiagenezy w warunkach postêpuj¹cej subsydencji. Wtórna porowatoœæ spowodowana rozpuszczaniem ziaren i cementu mia³a niewielkie, lokalne znaczenie. W piaskowcach wystêpuje porowatoœæ szczelinowa. Obserwowane spêkania bywaj¹ puste lub wype³nione wêglanami, kwarcem lub bituminami. Wraz z mikrostylolitami stanowi³y one potencjalne drogi migracji wêglowodorów. Potwierdzono pogl¹d, e piaskowce kambryjskie stanowi¹ szczelinowo-porowe ska³y zbiornikowe. S³owa kluczowe: porowatoœæ, piaskowce, diageneza, ska³y zbiornikowe, kambr, Ba³tyk. Abstract. Middle Cambrian sandstones are the main oil- and gas-bearing strata in the Baltic Sea region. The most prospective are the sandstones containing thin interbeds of sandstone-mudstone heteroliths. The sandstones are interpreted as tidal coastal and shelf sands with tidal channel fills. The research included standard microscopic investigations, cathodoluminescence analysis (CL), scanning electron microscope (SEM) and energy dispersive spectrometer (EDS) studies, and sedimentological analysis. Most of the sandstones are represented by quartz arenites. They are characterized by highly variable porosity ranging from nearly zero to over 20%. Porosity evolution of the sandstones was influenced by sedimentary environment, cementation, compaction, dissolution, burial depth and susceptibility to fracturing. It is estimated that the process of mechanical compaction caused loss of primary porosity by 10%. Cementation reduced it by further 25%. Chemical compaction also played a significant role. Among cementation processes, the most important was silicification which in two stages: during eo- and mesodiagenesis under progressing subsidence. Secondary porosity due to grain and cement dissolution was of lesser, only local importance. The sandstones show fracture porosity. The fractures are either empty or filled with carbonates, quartz and bitumens. Together with microstylolites, they were potential paths for hydrocarbon migrations. It has been confirmed that the Cambrian sandstones form a fracture-pore type of reservoir rocks. Key words: porosity, sandstones, diagenesis, reservoir rocks, Cambrian, Baltic Sea. 1 Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, Warszawa; magdalena.sikorska@pgi.gov.pl, krzysztof.jaworowski@pgi.gov.pl

2 80 Magdalena Sikorska, Krzysztof Jaworowski WSTÊP Celem badañ by³o poznanie ewolucji przestrzeni porowej piaskowców kambru z rejonu Morza Ba³tyckiego od momentu z³o enia osadu do obecnego stanu zdiagenezowania. Podjêta tematyka wi¹ e siê z w³aœciwoœciami kolektorskimi piaskowców kambryjskich obni enia ba³tyckiego, w których znajduj¹ siê eksploatowane obecnie z³o a wêglowodorów. Piaskowce kambru stanowi¹ g³ówny poziom ropo- i gazonoœny na obszarze Morza Ba³tyckiego (por. m.in. Witkowski, 1989; Górecki i in., 1992; Brangulis i in., 1993). Ich ³¹czne zasoby na bloku eby, g³ównym obszarze eksploatacyjnym, siêgaj¹ 10 mld m 3 gazu i 30 mln ton ropy naftowej (Strzetelski i in., 2004). Wed³ug wstêpnych szacunków zasoby prognostyczne gazu ziemnego na Morzu Ba³tyckim wynosz¹ 100 mld m 3, a zasoby prognostyczne ropy ocenia siê na kilkaset mln ton (Górecki, Szama³ek, 2004). Z tych powodów diageneza osadów kambru, warunkuj¹ca ich w³aœciwoœci zbiornikowe, budzi ci¹g³e zainteresowanie. Podstawowe badania wykonano na materia³ach rdzeniowych z 13 otworów wiertniczych usytuowanych na Morzu Ba³tyckim w polskiej strefie ekonomicznej: A8-1/83, A23-1/88, B2-1/80, B3-1/81, B4-1/81, B4-N1/01, B5-1/01, B6-1/82, B6-2/85, B7-1/91, B8-1/83, B16-1/85, B21-1/95, natomiast pojedyncze analizy wykonano dodatkowo dla próbek z wierceñ B3-9/95, B3-8/97 i kilku otworów po³o onych w czêœci l¹dowej (fig. 1). Morskie osady kambryjskie, tzn. bez ediakarsko-kambryjskiej formacji arnowieckiej, w badanym rejonie Ba³tyku le ¹ na g³êbokoœci od 1107,0 do 2889,0 m, natomiast sp¹g utworów formacji arnowieckiej siêga maksymalnie 2907,0 m (tab. 1). Ukszta³towanie powierzchni stropowej kambru w polskiej czêœci basenu ba³tyckiego przedstawiono na mapie strukturalnej zamieszczonej w pracy Radeckiego i in. (1993), a mapê paleomi¹ szoœciow¹ ropo- i gazonoœnych osadów kambru œrodkowego w pracy Modliñskiego i in. (1999). Dotychczasowe badania osadów kambru w rejonie Morza Ba³tyckiego, w których autorzy brali udzia³, by³y prowadzone pod k¹tem poszukiwañ z³ó ropy i gazu ziemnego. Praca realizowana pod kierunkiem Szymañskiego (1997) dotyczy³a rozk³adu w³aœciwoœci zbiornikowych ska³ kambru œrodkowego bloku eby. Modliñski i in. (1998) przedstawili perspektywy poszukiwawcze w utworach kambru obni enia ba³tyckiego na podstawie analizy basenów sedymentacyjnych starszego paleozoiku. Projekt kierowany przez Jaworowskiego (Jaworowski, Sikorska, 2003a) dotyczy³ ewolucji basenu ba³tyckiego (w polskiej czêœci obni enia ba³tyckiego) w aspekcie korelacji sekwencyjnej osadów kambru. Po km G³êbokoœæ osadów kambru Depth intervals of Cambrian deposits Tabela 1 Otwór wiertniczy Strop kambru [m] Sp¹g kambru [m] A8-1/ ,0 2272,0 A23-1/ ,5 1680,0 B2-1/ ,0 2907,0 B3-1/ ,5 1733,6 B3-9/ ,5 nieprzebity B3-8/ ,8 nieprzebity B4-1/ ,0 1452,5 B4-N1/ ,5 nieprzebity B5-1/ ,0 2263,0 B6-1/ ,5 1831,0 Fig. 1. Lokalizacja badanych otworów wiertniczych BB basen ba³tycki, KWE kraton wschodnioeuropejski, KS kaledonidy skandynawskie, ZEKW zachodnioeuropejskie kaledonidy i waryscydy, STZ strefa Sorgenfrei a-tornquista, TTZ strefa Teisseyre a-tornquista Location of the boreholes under study BB Baltic Basin, KWE East European Craton, KS Scandinavian Caledonides, ZEKW West European Caledonides and Variscides, STZ Sorgenfrei-Tornquist Zone, TT Z Teisseyre-Tornquist Zone B6-2/ ,5 1831,0 B7-1/ ,0 2681,5 B8-1/ ,5 2501,0 B16-1/ ,0 2408,5 B21-1/ ,0 2241,0

3 Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 81 zosta³e badania petrograficzno-sedymentologiczne kambru, prowadzone przez autorów w rejonie Ba³tyku, mia³y charakter ekspertyzowy. W ostatnich latach na obszarze obni enia ba³tyckiego w jego czêœci l¹dowej i morskiej, wykonano badania mikrotermometryczne cementu kwarcowego piaskowców kambru œrodkowego (Jarmo³owicz-Szulc, 2001) oraz przeprowadzono charakterystykê mikrofacjaln¹ osadów kambru górnego (Szymañski, 2005). METODY BADAÑ Wykonano badania p³ytek cienkich w mikroskopie polaryzacyjnym, analizuj¹c sk³ad mineralny ska³ oraz porowatoœæ. W celu iloœciowego okreœlenia porowatoœci piaskowców czêœæ p³ytek cienkich nas¹czono zabarwion¹ na niebiesko ywic¹ i za pomoc¹ punktowej analizy planimetrycznej obliczono procentowy udzia³ porów w skale. Do badania porowatoœci wykorzystano tak e tzw. komputerow¹ analizê obrazu, wykonuj¹c pilota owe pomiary dwoma metodami: mikroskopowo-planimetryczn¹ i mikroskopowo-komputerow¹. Za prawdopodobne przyczyny pewnych rozbie noœci w uzyskanych wynikach uznano: jakoœæ szlifu, a w szczególnoœci barwienia porów, wielkoœæ porów i wyrazistoœæ ich kszta³tu, stosowane powiêkszenia mikroskopowe oraz liczbê pomiarów w p³ytce. Napotykaj¹c na opisane trudnoœci, wiêkszoœæ pomiarów porowatoœci w p³ytkach cienkich wykonano technik¹ planimetryczn¹. Przeprowadzono równie obserwacje p³ytek cienkich w katodoluminescencji, w mikroskopie elektronowym w celu zobrazowania przestrzeni porowej, a w szczególnoœci mikroporowatoœci (obrazy SEI). W przypadkach w¹tpliwych identyfikowano minera³y analizuj¹c sk³ad chemiczny (EDS) za pomoc¹ mikrosondy energetycznej. Badania w ca³oœci wykonano na aparaturze znajduj¹cej siê w Pañstwowym Instytucie Geologicznym w Warszawie. Do analizy CL wykorzystano tzw. zimn¹ katodê aparat CCL 8200 mk3 firmy Cambridge Image Technology, wspó³pracuj¹cy z mikroskopem polaryzacyjnym Optiphot 2 firmy NIKON. Zdjêcia CL sporz¹dzono aparatem Microflex UFX-DX. Badania na mikroskopie elektronowym wykona³ L. Giro. Badania od³upków skalnych przeprowadzono za pomoc¹ wysokopró niowego mikroskopu elektronowego firmy LEO (model 1430) firmy Zeiss. Do punktowych analiz sk³adu chemicznego u yto mikrosondy energetycznej EDS (system Link ISIS) firmy Oxford Instrument, wspó³pracuj¹cej z tym mikroskopem. Do badañ porowatoœci ska³ metod¹ komputerowej analizy obrazu wykorzystano mikroskop polaryzacyjny NIKON, wyposa ony w kamerê, komputer PC oraz program Lucia G. Mikroskopow¹ analizê porowatoœci przeprowadzono przy u yciu stolika integracyjnego Swift model F firmy Prior, zamontowanego na stoliku mikroskopu polaryzacyjnego. P³ytki cienkie standardowe, polerowane oraz nas¹czane niebiesk¹ ywic¹ wykona³ T. Sztyrak z Muzeum Geologicznego PIG, a komputerowe prace graficzne T. Grudzieñ. WYKSZTA CENIE LITOLOGICZNE OSADÓW KAMBRU W polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego pokrywê osadow¹ kratonu wschodnioeuropejskiego rozpoczyna formacja arnowiecka (smo³dziñska) (fig. 2). Jej dolna czêœæ nale y do ediakaru (górnego wendu), a czêœæ górna jest ju wieku kambryjskiego. Formacja ta (w badanym obszarze od kilku do ok. 100 m mi¹ szoœci) le y z ogromn¹ luk¹ stratygraficzn¹ na pod³o u krystalicznym kratonu. S¹ to osady kontynentalne wykszta³cone jako zlepieñce i piaskowce o odcieniu czerwonobrunatnym, osadzone w œrodowiskach sto ków aluwialnych i równi roztokowej (Jaworowski, Sikorska, 2003b). Utwory kontynentalne przechodz¹ stopniowo w morskie osady kambru, które powsta³y w rozleg³ym morzu epikontynentalnym (Jaworowski, 1997, 2002; Jaworowski, Modliñski, 2003). Wykszta³cenie litologiczne osadów kambru dolnego charakteryzuje siê du ¹ zmiennoœci¹, wyra aj¹c¹ siê znacznym udzia³em piaskowców obok heterolitów mu³owcowo-piaszczystych i piaszczysto-mu³owcowych. Profil œrodkowego kambru to pocz¹tkowo osady mu³owcowe i ilaste, a wy ej to wzglêdnie monotonna seria piaskowcowa z niewielkim udzia³em osadów mu³owcowo-i³owcowych (poziom Paradoxides paradoxissimus). Piaskowce te stanowi¹ g³ówny poziom zbiornikowy dla z³ó ropy naftowej i gazu ziemnego w kambrze obni enia ba³tyckiego. Utwory kambru górnego s¹ reprezentowane g³ównie przez czarne ³upki ilasto-bitumiczne z wk³adkami i bu³ami wêglanowymi, w których sp¹gu pojawiaj¹ siê niekiedy piaskowce i wapienie piaszczyste. Szczegó³owe badania petrologiczne (analiza CL, oznaczenia izotopów sta³ych wêgla i tlenu) wykaza³y, e s¹ to wapienie pierwotne, powsta³e w zbiorniku morskim. Temperaturê krystalizacji okreœlono na C (Sikorska, 2007).

4 82 Magdalena Sikorska, Krzysztof Jaworowski ŒRODOWISKA SEDYMENTACJI W badanych osadach kambryjskich wyró niono cztery asocjacje facjalne (a.f.): Asocjacja I. Piaskowce z cienkimi przewarstwieniami heterolitów piaszczysto-mu³owcowych. Piaskowce odznaczaj¹ siê ró n¹ wielkoœci¹ ziaren, zazwyczaj s¹ drobno- i œrednioziarniste. Osady asocjacji I tworz¹ kompleksy o mi¹ szoœci od kilku do ponad 20 m. W piaskowcach wystêpuje warstwowanie poziome lub przek¹tne w du ej i ma³ej skali. Niekiedy s¹ one masywne, rzadko warstwowane smu yœcie. Doœæ czêsto obserwuje siê w nich struktury bioturbacyjne (jamki mieszkalne) i cienkie nagromadzenia intraklastów mu³owców. Piaskowce asocjacji I s¹ interpretowane jako brze ne piaski p³ywowe (jêzory piaszczyste) z wype³nieniami kana³ów p³ywowych oraz szelfowe piaski p³ywowe (piaszczyste grzbiety i/lub piaszczyste fale p³ywowe). Asocjacja II. Heterolity piaszczysto-mu³owcowe z przewarstwieniami piaskowców, których mi¹ szoœæ dochodzi do 2 5 m. W heterolitach stwierdza siê warstwowanie faliste, soczewkowe, przek¹tne ma³ej skali oraz uziarnienie frakcjonalne normalne, laminacjê poziom¹ i struktury bioturbacyjne (jamki erowiskowe). W przewarstwieniach piaskowców wystêpuje warstwowanie przek¹tne du ej i ma³ej skali, laminacja pozioma, warstwowanie smu yste, struktury bioturbacyjne (jamki mieszkalne) oraz cienkie nagromadzenia intraklastów mu³owców (niemal powszechne w przysp¹gowych czêœciach warstw). Heterolity asocjacji II reprezentuj¹ mu³y szelfu z piaszczystymi warstwami sztormowymi. Przewarstwienia piaskowców stanowi¹ wype³nienia kana³ów erozyjnych zwi¹zanych ze szczególnie silnymi sztormami. Asocjacja III. Szare i ciemnoszare mu³owce oraz i³owce rzadko warstwowane soczewkowo, z cienkimi, poziomymi laminami drobnopiaszczystymi. Interpretowane s¹ jako mu³y szelfu ze skrajnie dystalnymi osadami sztormowymi. Asocjacja IV. Czarne i³owce bitumiczne z cienkimi przewarstwieniami i soczewkami wapieni (czasem silnie piaszczystych). W i³owcach zaobserwowano tak e rzadkie laminy mu³owcowe z drobnym detrytusem fauny. W wapieniach pojawiaj¹ siê struktury gruz³owe oraz detrytus b¹dÿ oznaczalne szcz¹tki trylobitów. S¹ to osady euksynicznego zbiornika morskiego i prawdopodobnie dystalnej rampy wêglanowej. Czarne i³owce asocjacji IV s¹ facjalnym odpowiednikiem ³upków a³unowych Skandynawii (Jaworowski, 2002). Asocjacja I reprezentuje œrodowisko sedymentacji o bardzo wysokiej energii wód (p³ywy, sztormy), natomiast asocjacje III i IV œrodowisko niskoenergetyczne. Asocjacja II zajmuje pozycjê poœredni¹: powsta³a w œrodowisku niskoenergetycznym z epizodami o wysokiej energii (sztormy). Przedstawione na figurze 2 morskie formacje (fm.) kambru w polskiej czêœci basenu ba³tyckiego (Bednarczyk, Tur- Fig. 2. Tabela stratygraficzna kambru w polskiej czêœci basenu ba³tyckiego na tle skali czasowej (Jaworowski, 2008) Stratigraphic scheme of the Cambrian deposits in the Polish sector of the Baltic Basin with time scale shown (Jaworowski, 2008)

5 Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 83 nau-morawska, 1975; Lendzion 1988, 1996; Mens i in., 1990; Jaworowski, 2007), w kategoriach opisanych wy ej asocjacji facjalnych (a.f.), s¹ rozwiniête nastêpuj¹co (w nawiasach mi¹ szoœci na badanym obszarze): fm. klukoska (do 70 m) a.f. I, II; fm. ³ebska ( m) a.f. II, (I); fm. sarbska ( m) a.f. II, III; fm. dêbkowska ( m) a.f. I; fm. osiecka (do 5 m) a.f. II; fm. bia³ogórska (do 5 m) a.f. I; fm. s³owiñska (vide fm. piaœnicka) a.f. IV; fm. piaœnicka (razem ze s³owiñsk¹ 4 13 m) a.f. IV. CHARAKTERYSTYKA PETROGRAFICZNA PIASKOWCÓW Piaskowce kambryjskie s¹ ska³ami zwiêz³ymi o zró nicowanej porowatoœci, barwy od jasno- do ciemnoszarej, niekiedy be owej. Pod mikroskopem wykazuj¹ strukturê bez³adn¹, rzadko lekko kierunkow¹. S¹ to g³ównie piaskowce drobnoi bardzo drobnoziarniste, sporadycznie œrednioziarniste. Materia³ okruchowy jest bardzo dobrze obtoczony i na ogó³ dobrze wysortowany. Jedynie piaskowce formacji arnowieckiej wyró niaj¹ siê grubszym ziarnem, brakiem wysortowania oraz s³abym stopniem obtoczenia ziaren. Te pierwotne cechy teksturalne piaskowców, niewidoczne na standardowych obrazach mikroskopowych z uwagi na siln¹ sylifikacjê, obserwowano w katodoluminescencji (CL). Ponadto okaza³o siê, e szkielet ziarnowy jest dosyæ luÿno upakowany, a pierwotne kontakty miêdzyziarnowe s¹ najczêœciej proste oraz punktowe (tabl. I, fig. 1, 2), rzadko wklês³o-wypuk³e, a sporadycznie zazêbiaj¹ce siê (suturowe) (tabl. I, fig. 3, 4). Badane piaskowce charakteryzuj¹ siê bardzo zró nicowan¹ porowatoœci¹ (tab. 2), od bliskiej zera do ponad 20% (otw. B3-9/95 24,5% obj.). Najwiêksz¹ porowatoœæ stwierdzono w profilach wiertniczych B4-N1/01 i B3-9/95, w których œrednie wartoœci wynosz¹ odpowiednio 16,9 i 11,7% obj. Na figurze 3 przedstawiono zale noœæ pomiêdzy porowatoœci¹ (pomierzon¹ metod¹ mikroskopow¹) a obecn¹ g³êbokoœci¹ pogr¹ enia osadu. WyraŸnie widoczny jest spadek porowatoœci wraz z g³êbokoœci¹, lecz nie dotyczy on wszystkich próbek. W czêœci piaskowców porowatoœæ jest bliska zera bez wzglêdu na g³êbokoœæ, natomiast w próbkach z g³êbokoœci ok m wystêpuje ogromna rozpiêtoœæ wielkoœci porowatoœci. Kszta³t porów, czêsto o prostych œcianach tworzonych przez autigeniczny kwarc, jest dobrze widoczny w p³ytkach cienkich nas¹czonych niebiesk¹ ywic¹ (tabl. I, fig. 5). Oprócz porowatoœci miêdzyziarnowej odnotowano wystêpowanie porowatoœci moldycznej (najczêœciej po rozpuszczonych skaleniach lub glaukonicie) (tabl. I, fig. 6), mikrokrystalicznej (w glaukonicie, pomiêdzy ³useczkami minera³ów ilastych) (tabl. II, fig. 1), szczelinowej (tabl. II, fig. 2) i sporadycznie œródziarnowej (fig. 4). Do najbardziej porowatych nale ¹ czyste piaskowce kwarcowe, natomiast piaskowce zawieraj¹ce ilasty matriks lub cement wêglanowy maj¹ znacznie mniejsz¹ porowatoœæ. Piaskowce kambryjskie w przewa aj¹cej iloœci nale ¹ do arenitów kwarcowych, rzadko do wak kwarcowych, a zupe³nie sporadycznie do wak subarkozowych (przysp¹gowa czêœæ kambru dolnego). Podstawowy sk³adnik materia³u detrytycznego stanowi kwarc. Poniewa bardzo trudno jest okreœliæ granicê miêdzy ziarnem a obwódk¹ regeneracyjn¹, wyniki analizy planimetrycznej pokazuj¹ najczêœciej sumaryczn¹ iloœæ kwarcu w skale, która wówczas dochodzi do 99% obj. Nieliczne pomiary zawartoœci cementu kwarcowego, w przypadkach kiedy obwódki regeneracyjne by³y dostatecznie grube i wyraÿne, wskazuj¹ na jego udzia³ rzêdu 20 30% obj. (max. 33% obj.). Na podstawie standardowych obrazów mikroskopowych trudno okreœliæ stosunek iloœciowy ziaren kwarcu do cementu kwarcowego. Jest to widoczne przy porównaniu standardowych obrazów mikroskopowych ze zdjêciami wykonanymi w katodoluminescencji (tabl. II, fig. 3 6). Fig. 3. Zale noœæ porowatoœci mierzonej mikroskopowo od g³êbokoœci Relation between microscope-measured porosity and the depth

6 84 Magdalena Sikorska, Krzysztof Jaworowski Fig. 4. Fragment rozpuszczonego czêœciowo ziarna skalenia potasowego Widoczna wtórna porowatoœæ œródziarnowa; otwór wiertniczy B3-1/81; g³êbokoœæ 1627,3 m; obraz SE Fragment of partly dissolved potassium feldspar grain Secondary intragranular porosity is visible; borehole B3-1/81; depth m; SE image Fig. 5. Poikilitowe skupienie cementu wêglanowego (w centrum) W obrêbie wêglanu zupe³ny brak porowatoœci; otwór wiertniczy B5-1/01; g³êbokoœæ 1979,2 m; obraz SE Poikilotopic carbonate cement (in the center) Porosity within carbonate is completely lacking; borehole B5-1/01; depth m; SE image

7 Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 85 Fig. 6. Blaszki chlorytu o nadtrawionych krawêdziach (obraz SE) oraz analiza jego sk³adu chemicznego (widmo rentgenowskie EDS) Otwór wiertniczy B6-1/82; g³êbokoœæ 1668,2 m Chlorite plates with corroded edges (SE image) and X-ray spectrum (EDS) of chemical composition of chlorite Borehole B6-1/82; depth m Fig. 7. Agregat glaukonitu (obraz SE) oraz analiza jego sk³adu chemicznego (widmo rentgenowskie EDS) Otwór wiertniczy B6-1/82; g³êbokoœæ 1668,2 m Glauconite aggregate (SE image) and X-ray spectrum (EDS) of chemical composition of glauconite Borehole B6-1/82; depth m

8 86 Magdalena Sikorska, Krzysztof Jaworowski Porowatoœæ w piaskowcach pomierzona mikroskopowo Microscope-measured porosity of sandstones Tabela 2 Otwór wiertniczy Numer próbki G³êbokoœæ [m] Oddzia³y kambru Typ porowatoœci Porowatoœæ [% obj.] Otwór wiertniczy Numer próbki G³êbokoœæ [m] Oddzia³y kambru Typ porowatoœci Porowatoœæ [% obj.] ,90 œr 0,0 14/5 1148,21 œr Mz 18, ,40 œr 0,0 j2 1150,70 œr Mi 2,0 A8-1/ ,80 œr 0,0 18//6 1154,44 œr Mz 16, ,50 œr 0, ,20 dol Mz 0,5 B4-1/ ,30 œr Mz 17,3 21/ ,20 œr Mz 6, ,80 œr 0,0 24/8 1168,27 œr 0, ,50 dol 0,0 j4 1450,50 dol Mo 2,3 A23-1/ ,10 dol 0,0 j5 1452,00 dol Mo 6, ,20 dol Mi 0, ,40 œr Mz 17, ,10 dol Mz 0, ,70 œr Mz, Mi 18, ,80 œr Mz 3, ,30 œr Mz 19,6 4/ ,75 œr Mi 0,3 7/ ,00 œr Mi 0,7 B4-N1/ ,30 œr Mz 22, ,20 œr Mz 18, ,5 œr Mi 1, ,80 œr Mi, Mz 2,3 B2-1/80 10/4 2488,62 œr Mi 1, ,30 œr Mz 18,0 12/5 2527,70 œr Mi, Mz 2, ,90 œr Mz 19, ,90 dol Mo 3, ,50 œr Sz, Mz 3, ,90 dol Sz, Mi 1, ,50 œr Mz, Sz 8, ,20 dol Wk 1, ,60 œr Mz 10,6 3/ ,45 œr 0, ,10 œr Sz, Mz 6, ,10 œr Mz 15, ,10 œr Sz, Mz 7,6 6/8 1413,46 œr Mz 1, ,70 œr Mz 11,5 8/ ,63 œr Mz 2, ,80 œr Mz, Sz 8,8 B3-1/81 10/ ,58 œr 0, ,2 œr Mz 21,0 13/ ,39 œr Mz 6,7 B5-1/ ,80 œr Mz, Sz 8, ,90 œr Mz 9, ,30 œr Mz 16, ,50 œr Mz 10, ,20 œr Mz 17,6 21/9 1433,46 œr Mz 12, ,50 œr Mz, Mi 5,0 26/ ,80 œr 0, ,50 œr Mz, Sz 3, ,50 œr Mz, Mi 10, ,30 dol Mi 5, ,40 œr Mz 20, ,90 dol Mz, Mo 12, ,60 œr Mz 1, ,80 dol Mi, Mo 5,4 B3-9/ ,90 œr Mz 17, ,20 œr Mz 24, ,10 dol Mz, Mo 13, ,20 dol Sz, Mo, Mi 2, ,30 œr Mz, Mi 0,5 9/ ,80 œr Mi 0, ,20 œr Mz 13, ,10 œr Mz, Sz 9, ,40 œr Mz 6,0 14/2 1448,35 œr Mz 4, ,40 œr 0,0 18/ ,50 œr Mz 9, ,20 œr Mz 0,3 20/3 1463,91 œr Mz, Mo 10, ,30 œr Mz 22,3 B6-1/82 24/ ,71 œr Mz 1,0 B4-1/ ,60 œr Mz 17,9 4/ ,78 œr Mz, Mi 2,0 30/7 1479,22 œr Mz 10, ,10 œr Mz 10,0 6/ ,32 œr Mz, Mi 2,3 36/9 1484,34 œr Mz 7,0 12/ ,67 œr Mz 8,7 44/ ,69 œr Mz 6, ,60 œr Mz 18,0 49/ ,45 œr 0,0

9 Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 87 Tabela 2 cd. Otwór wiertniczy B6-1/82 B6-2/85 B7-1/91 B8-1/83 B16-1/85 Numer próbki G³êbokoœæ [m] Oddzia³y kambru Typ porowatoœci Porowatoœæ [% obj.] 54/ ,00 œr 0,0 j3 1668,20 dol Mz 12,0 1/1 1460,75 œr Mz 5, ,70 œr Mz, Mi 13,0 3/2 1464,90 œr Mz 19, ,60 œr Mz, Mi 15,0 4/3 1468,80 œr Mz 12,4 6/4 1475,10 œr 0,0 7/5 1481,10 œr Mz 2,0 8/6 1483,42 œr Mz 1, ,80 œr Mz, Mi 5,3 j2 1485,50 œr Mz 1,6 12/8 1487,85 œr Mz 8,4 13/9 1491,10 œr Mz 14,7 15/ ,15 œr Mz 2,0 16/ ,20 œr Mz 3,3 17/ ,20 œr Mz 4,3 19/ ,12 œr 0, ,65 dol Mz 2, ,60 dol 0, ,50 dol Mi, Sz 8, ,50 œr Mz 0,3 4/5 2346,10 œr Mz 3, ,60 œr 0, ,80 œr Mi 6, ,20 œr Mz 1, ,70 œr Mz 16,4 3A 2203,90 œr Mz 6, ,80 œr Mz 4, ,96 œr Mz 6, ,00 œr Mz 4,0 5A 2215,10 œr Mz 13, ,70 œr Mz 5,3 7A 2225,00 œr Sz œl 8A 2339,80 œr 0, ,20 dol Mo, Sz 4, ,80 œr 0, ,60 œr 0, ,60 œr 0,0 Otwór wiertniczy Numer próbki G³êbokoœæ [m] Oddzia³y kambru Typ porowatoœci Porowatoœæ [% obj.] B16-1/ ,10 œr Mz 4,5 B16-/85 B21-1/ ,50 œr Mz 0, ,10 œr 0, ,50 œr Mz 3, ,60 œr Mz 4, ,70 œr Mz 4, ,80 œr Mz 4, ,40 œr Mz 8, ,80 œr Mz 0, ,50 œr 0, ,20 œr 0, ,20 œr 0, ,80 œr 0, ,10 œr 0, ,20 œr 0, ,40 dol 0,0 j1 2149,20 dol 0, ,30 dol 0, ,50 dol 0, ,90 dol 0, ,20 œr Mi 1, ,40 œr Mo, Mz 6, ,90 œr 0, ,20 œr Mz, Mi < ,30 œr Mz 2, ,20 œr 0, ,20 œr Mi < ,90 œr Mi < ,20 œr Mi < ,10 dol Mo, Mi 6, ,30 dol Mo, Mz 1, ,50 dol Mo, Mz 2, ,60 dol Mz 3, ,70 dol Mz 6, ,00 dol Mi < ,30 dol 0, ,60 dol Mo 3, ,80 dol 0, ,95 dol Mo, Mz 4,0 Rodzaje porowatoœci: Mz miêdzyziarnowa, Mo moldyczna, Wk œródkrystaliczna, Sz szczelinowa, Mi mikroporowatoœæ Porosity types: Mz intergranular, Mo moldic, Wk intracriystallinie, Sz fracture porosity, Mi microporosity

10 88 Magdalena Sikorska, Krzysztof Jaworowski Skalenie wystêpuj¹ jako podrzêdny sk³adnik szkieletu ziarnowego. Najczêœciej pojawiaj¹ siê w osadach formacji arnowieckiej i ni szej czêœci kambru dolnego, natomiast w kambrze œrodkowym jeœli wystêpuj¹, to w œladowych iloœciach (z wyj¹tkiem profilu A8-1/83). Bardzo drobne ziarna skaleni (frakcji pylastej) by³y mo liwe do zidentyfikowania na obrazach CL. Minera³y te s¹ reprezentowane g³ównie przez skalenie potasowe, rzadko plagioklazy, wykazuj¹ce ró ny stopieñ przeobra eñ. Ziarna nosz¹ œlady rozpuszczania oraz bywaj¹ czêœciowo lub ca³kowicie zast¹pione przez autigeniczny kwarc, kalcyt, ankeryt, baryt i fosforany. yszczyki nale ¹ do minera³ów wystêpuj¹cych akcesorycznie, podobnie jak minera³y ciê kie: cyrkon, turmalin, anataz, rutyl i minera³y nieprzezroczyste. Piryt pojawia siê w formie drobnych, rozproszonych ziaren oraz niekiedy w postaci cementu (tabl. III, fig. 1). Okruchy ska³ s¹ obecne w œladowych iloœciach, najczêœciej w postaci czertów, rzadko piaskowców. Odnotowano obecnoœæ fosfoklastów. Oprócz cementów kwarcowego i pirytowego odnotowano obecnoœæ cementu wêglanowego (kalcyt, ankeryt, dolomit i syderyt) (fig. 5; tabl. III, fig. 2 6), kaolinitowego (tabl. IV, fig. 1), illitowego (tabl. IV, fig. 2 4) i chlorytowego (fig. 6; tabl. IV, fig. 5). Czêstym sk³adnikiem badanych piaskowców jest glaukonit (fig. 7), który w kambrze dolnym wystêpuje w znacznych iloœciach, niekiedy rzêdu 20 30% obj., natomiast w kambrze œrodkowym pojawia siê sporadycznie. Na ogó³ jest trawiastozielony i tworzy charakterystyczne owalne ziarna, które czasem ³¹cz¹ siê w laminy. Wœród minera³ów autigenicznych pojawiaj¹ siê fosforany, których obecnoœæ, w formie drobnych rozproszonych ziaren lub delikatnych otoczek na ziarnach, ujawnia siê szczególnie na obrazach CL (tabl. IV, fig. 6). Otoczki fosforanowe s¹ zbudowane z mikrokryszta³ów apatytu, szczelnie pokrywaj¹cych powierzchnie detrytyczne ziaren (tabl. V, fig. 1, 2). W piaskowcach stwierdzono obecnoœæ bituminów wystêpuj¹cych w porach, wokó³ ziarn i wzd³u szczelin ³upliwoœci skaleni. PROCESY DIAGENETYCZNE A POROWATOŒÆ Wp³yw diagenezy na kszta³towanie siê porowatoœci w skale zale y od pierwotnych cech danego osadu oraz od charakteru procesów diagenetycznych i ich intensywnoœci, œciœle zwi¹zanej z g³êbokoœci¹ pogrzebania osadu. Wa na jest ca³a historia ska³y od momentu depozycji osadu, przez okres lityfikacji, a po przebieg póÿniejszych procesów kszta³tuj¹cych ostateczny sk³ad, strukturê i teksturê ska³y. PIERWOTNE CECHY OSADU Przyjmuje siê, e w przypadku czystych piaskowców (arenitów) zawieraj¹cych minimaln¹ iloœæ matriksu ilastego i pozbawionych plastycznych litoklastów, pierwotna porowatoœæ osadu wynosi³a ok. 40% (Sibley, Blatt, 1976; Bj rlykke i in., 1989; Dutton, Diggs, 1990). W miarê postêpuj¹cej kompakcji i cementacji porowatoœæ pierwotna ulega zredukowaniu. Istotnym czynnikiem jest pierwotna dojrza- ³oœæ mineralogiczna osadu, a wiêc pocz¹tkowy udzia³ niestabilnych sk³adników, takich jak np. skalenie czy niektóre okruchy skalne, oraz dojrza³oœæ teksturalna. Czyste piaskowce kwarcowe o dobrym wysortowaniu i obtoczeniu ziaren s¹ uwa ane za bardzo dobre ska³y zbiornikowe. Wymienione cechy ska³ wi¹ ¹ siê ze œrodowiskiem sedymentacji osadu. Z przedstawionej wczeœniej charakterystyki warunków sedymentacji wynika, e szczególnie interesuj¹ce z punktu widzenia potencja³u zbiornikowego utwory asocjacji facjalnej I, tj. piaskowce kambryjskie basenu ba³tyckiego, powsta³y g³ównie w warunkach d³ugotrwa³ego oddzia³ywania bardzo wysokiej energii wód. Spowodowa³a ona znaczn¹ dojrza³oœæ mineralogiczn¹ piaskowców reprezentowanych przez arenity kwarcowe niemal ca³kowicie pozbawione sk³adników niestabilnych. Nale y tu jednak odnotowaæ wyst¹pienia przewarstwieñ heterolitów oraz, wprawdzie rzadko, warstwowania smu ystego w piaskowcach. Zwi¹zana z nimi obecnoœæ cienkich warstw i lamin ilastych mog³a istotnie wp³yn¹æ na przebieg diagenezy. Warunki depozycji osadów asocjacji I doprowadzi³y do powstania piaskowców, których pierwotne w³aœciwoœci zbiornikowe by³y bardzo korzystne. Osady te odznacza³y siê du ¹ porowatoœci¹, dobrym obtoczeniem ziaren i wysortowaniem. Obserwowane odstêpstwa od tej charakterystyki w postaci niektórych typów inwersji teksturalnych (sensu Folk, 1968), zwi¹zanych ze szczególnie silnymi sztormami, pojawiaj¹ siê zupe³nie podrzêdnie. Asocjacja II, heterolitowa, powsta³a w warunkach zmiennej energii wód, obfituje w cienkie warstwy i laminy mu³owców i i³owców. Ich obecnoœæ, istotna dla przemian diagenetycznych, jednoczeœnie sprawia, e asocjacjê II nale- y zaliczyæ do ska³ ekranuj¹cych nagromadzenia wêglowodorów. Tak samo jest w przypadku asocjacji III. Niskoenergetyczne mu³owce i i³owce asocjacji facjalnych II i III oraz i³owce asocjacji IV odegra³y znaczn¹ rolê w przebiegu diagenezy jako Ÿród³a krzemionki w g³ównej fazie cementacji kwarcowej osadów. Osady te, a szczególnie czarne i³owce asocjacji IV, obfituj¹ce w materiê organiczn¹ by³y (obok jak siê przypuszcza podobnych osadów ordowiku i syluru) ska³ami macierzystymi dla wêglowodorów wystêpuj¹cych w kambryjskich ska³ach zbiornikowych. KOMPAKCJA MECHANICZNA Kompakcja mechaniczna to proces zmniejszania objêtoœci osadu w wyniku oddzia³ywania ciœnienia wywieranego przez nadleg³e warstwy. Zdaniem Duttona i Diggsa (1992), kompakcja mechaniczna w czystych piaskowcach oddzia-

11 Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 89 ³ywuje do g³êbokoœci ok. 900 m, do momentu ustabilizowania siê szkieletu ziarnowego ska³y. W wyniku kompakcji mechanicznej nastêpuje przesuniêcie ziaren i ich œciœlejsze upakowanie, plastyczna deformacja ziaren (wyginanie blaszek ³yszczyków, sp³aszczenie okruchów skalnych, wciskanie glaukonitu pomiêdzy ziarna detrytusu) oraz pêkanie ziaren kwarcu i skaleni. Rolê, jak¹ odegra³a kompakcja, a jak¹ cementacja w procesie obni ania pierwotnej porowatoœci badanych osadów okreœlono za pomoc¹ wzorów Lundegarda (1992). Obliczenia spadku porowatoœci pierwotnej, wywo³anego kompakcj¹ mechaniczn¹ (COPL), wykonano dla 19 próbek piaskowców, w których uda³o siê okreœliæ procentowy udzia³ cementu kwarcowego (analiza planimetryczna), wystêpuj¹cego w formie regeneracyjnych obwódek wokó³ ziaren. Dla zbadanych piaskowców kambru, przy za³o eniu P i = 40% (porowatoœæ pierwotna) oraz wyliczeniu œredniej wartoœci P mc = 33% (minus cement porowatoœæ), uzyskano wynik COPL = 10%. Proces kompakcji mechanicznej zredukowa³ zatem pierwotn¹ porowatoœæ osadu o 10% (z 40 do 30%). Tak ma³y wp³yw kompakcji mechanicznej potwierdzaj¹ obserwacje mikroskopowe, a w szczególnoœci w katodoluminescencji (CL). Na obrazach CL, ukazuj¹cych szkielet ziarnowy ska³y przed jej sylifikacj¹, widaæ, e ziarna s¹ luÿno upakowane, wiele z nich styka siê z jednym lub dwoma tylko s¹siednimi ziarnami (tabl. I, fig. 2). W prowadzonych wczeœniej badaniach (Sikorska, 1998) piaskowców kambru z polskiej czêœci kratonu wschodnioeuropejskiego (bez obszaru Morza Ba³tyckiego) uzyskano wynik COPL = 13%. Jego wy sza wartoœæ jest zwi¹zana z wyra- Ÿnie wiêkszymi g³êbokoœciami pogrzebania znacznej czêœci badanego wówczas obszaru. KOMPAKCJA CHEMICZNA Zjawisko kompakcji chemicznej jest równie zwi¹zane z g³êbokoœci¹ pogrzebania osadu. Polega ono g³ównie na rozpuszczaniu ziaren pod wp³ywem ciœnienia warstw nadleg³ych. Proces ten zachodzi na styku pojedynczych ziaren (tabl. I, fig. 4) lub wzd³u szwów stylolitowych (tabl. II, fig. 1). Rozpuszczanie przebiega znacznie ³atwiej, gdy pomiêdzy ziarnami kwarcu wystêpuje niewielka iloœæ (ok. 5% wag. ska³y) minera³ów ilastych lub ³yszczyków, które dzia- ³aj¹ katalizuj¹co (Oelkers i in., 1996). Badane ska³y w swojej historii geologicznej podlega³y zró nicowanemu pogr¹ eniu. W czêœci zachodniej badanego obszaru osady kambru prawdopodobnie pogr¹ one by³y g³êbiej ni obecnie. Z badañ Brangulisa i in. (1993) wynika, e w po³udniowej czêœci osiowej strefy syneklizy ba³tyckiej osady kambryjskie nie uleg³y nigdy wiêkszemu pogr¹ eniu ni obecnie. Nie uleg³y one silnej kompakcji mechanicznej, powoduj¹cej œcis³e upakowanie ziaren, co umo liwi³oby z kolei wystêpowanie na du ¹ skalê procesu rozpuszczania na kontaktach. Zjawisko to naj³atwiej mo na zaobserwowaæ na obrazach CL. Niektóre ziarna kwarcu na kontakcie z s¹siednim ziarnem ulegaj¹ rozpuszczaniu, a jednoczeœnie tu obok tworz¹ siê na ich powierzchniach obwódki regeneracyjne. W mikroskopie widoczne s¹ niekiedy szwy mikrostylolitowe (tabl. II, fig. 1), wzd³u których gromadzi siê reziduum z rozpuszczania ska³y, a jednoczeœnie stanowi¹ one drogi migracji dla wêglowodorów (Strzetelski, 1979). Jeœli szwy stylolitowe tworz¹ siatkê przecinaj¹cych siê dróg, mog¹ korzystnie wp³ywaæ na w³aœciwoœci kolektorskie piaskowców. Aktualne badania wskazuj¹ na dominuj¹c¹ rolê temperatury w procesie kompakcji chemicznej. Jej podwy szenie powoduje wzrost rozpuszczalnoœci krzemionki oraz wzrost tempa dyfuzji. Badania eksperymentalne, które znajduj¹ potwierdzenie w badaniach wielu formacji, wskazuj¹, e w przypadku arenitów kwarcowych kompakcja chemiczna do g³êbokoœci 1 km jest bardzo s³aba. Wzrasta natomiast wraz z postêpuj¹cym pogr¹ aniem osadu (a wiêc i ze wzrostem temperatury) i na g³êbokoœci 3,5 km powoduje ca³kowit¹ redukcjê porowatoœci. Wa ny jest te czynnik czasu, czyli okres przebywania osadu na du ych g³êbokoœciach (time-overburden history), który sprzyja zaawansowaniu kompakcji chemicznej. CEMENTACJA Proces cementacji to tworzenie siê autigenicznych faz mineralnych od momentu z³o enia osadu do czasu jego ca³kowitej lityfikacji. Do najwczeœniejszych procesów cementacyjnych nale y tworzenie siê wokó³ ziaren detrytycznych otoczek fosforanowych (tabl. IV, fig. 6) lub ilastych. Ich znaczenie dla redukcji porowatoœci pierwotnej ska³ ma charakter poœredni obecnoœæ otoczek na ziarnach kwarcu ogranicza proces tworzenia siê na nich kwarcowych obwódek regeneracyjnych. Widaæ to wyraÿnie w mikroskopie elektronowym (tabl. V, fig. 1, 2), gdzie obtoczone ziarno kwarcu pokryte mikrokryszta³ami apatytu tkwi wœród ziaren z grubymi obwódkami regeneracyjnego kwarcu na ich powierzchni. Glaukonit (fig. 7) jest zaliczany do minera³ów diagenetycznych powstaj¹cych na etapie eodiagenezy w warunkach utleniaj¹co-redukcyjnych. W kambrze dolnym, w którym wystêpuje w znacznych nagromadzeniach, pe³ni niekiedy rolê spoiwa, gdy w wyniku kompakcji jest deformowany i wciskany pomiêdzy ziarna detrytyczne. W p³ytkach cienkich nas¹czonych niebiesk¹ ywic¹ widaæ mikroporowatoœæ w ziarnach glaukonitu, a niekiedy wtórn¹ porowatoœæ powsta³¹ w wyniku rozpuszczania (tabl. II, fig. 1). Wraz z przejœciem do warunków redukcyjnych w czasie eodiagenezy tworzy³y siê drobne skupienia syderytu i pirytu framboidalnego, które praktycznie nie mia³y wp³ywu na zmniejszenie porowatoœci pierwotnej. Jeszcze na etapie eodiagenezy rozpocz¹³ siê proces tworzenia cementu kwarcowego. Na skutek rozk³adu substancji organicznej powstawa³ w œrodowisku kwas wêglowy, co sprzyja³o wytr¹caniu siê krzemionki. ród³em krzemionki

12 90 Magdalena Sikorska, Krzysztof Jaworowski mog³y byæ wody meteoryczne, które penetrowa³y osady kambryjskie w czasie luki sedymentacyjnej w górnej czêœci kambru œrodkowego. Powstaj¹cy cement kwarcowy powodowa³ usztywnienie szkieletu ziarnowego piaskowców, przy zachowaniu znacznej porowatoœci pierwotnej. Na etapie mezodiagenezy, w warunkach postêpuj¹cej subsydencji, przebiega³a intensywna sylifikacja, prowadz¹ca do zasadniczej redukcji pierwotnej porowatoœci. Cementacja kwarcowa jest kluczowym procesem w kszta³towaniu siê w³aœciwoœci zbiornikowych piaskowców kambryjskich. Proces ten zachodzi³ ze zmienn¹ intensywnoœci¹ (tabl. V, fig. 3, 4), zwi¹zan¹ m.in. z iloœci¹ dostarczanej krzemionki w danym obszarze. Jej Ÿród³em móg³ byæ proces transformacji minera³ów ilastych (smektytów w illit), rozpuszczanie kwarcu pod wp³ywem ciœnienia i temperatury, przeobra anie skaleni, zastêpowanie kwarcu oraz skaleni przez wêglany. Tworzenie siê obwódek regeneracyjnych rozpoczyna siê od krystalizacji wielu bardzo drobnych, równolegle zorientowanych krystalitów, pokrywaj¹cych ziarno na gruboœæ kilku mikronów. W wyniku ich stopniowego wzrostu, ³¹czenia siê i wzajemnego nak³adania na detrytycznej powierzchni ziarna powstaj¹ automorficzne œciany (romboedryczne lub pryzmatyczne). Z wczeœniejszych badañ (Sikorska, Paczeœna, 1997; Sikorska, 1998, 2005) wynika, e proces cementacji kwarcowej w piaskowcach kambryjskich na kratonie wschodnioeuropejskim przebiega³ w dwóch zasadniczych etapach. Niekiedy obserwuje siê œlady rozpuszczania obwódek regeneracyjnych (tabl. II, fig. 3, 4). Dwuetapowoœæ sylifikacji potwierdzi³y wyraÿnie badania katodoluminescencyjne: obrazy CL (tabl. II, fig. 6) oraz widma CL (spektralna analiza SEM-CL), wskazuj¹ce na odmienne warunki œrodowiska krystalizacji obu faz cementacji kwarcowej (Sikorska, 2005). Zdjêcia z mikroskopu elektronowego (SEM) (tabl. V, fig. 5) oraz polaryzacyjnego p³ytek nas¹czonych niebiesk¹ ywic¹ (fig. 8), pokazuj¹, w jakim stopniu obwódki regeneracyjne zamknê³y przestrzeñ porow¹ w piaskowcach. Znaczna czêœæ porów zosta³a ca³kowicie zamkniêta, a pozosta³e przybra³y geometryczne kszta³ty utworzone przez automorficzne œciany neogenicznego kwarcu. W porach na autigenicznych œcianach kwarcowych wystêpuj¹ kolejne generacje minera³ów autigenicznych: kalcyt, apatyt, syderyt, piryt oraz minera³y ilaste. W przypadku ca³kowitego wype³nienia przestrzeni porowej przez narastaj¹ce na s¹siaduj¹cych ze sob¹ ziarnach obwódki regeneracyjne utworzy³y siê tzw. kompromisowe granice (compromise boundaries), wynikaj¹ce ze wzajemnego dopasowania siê kszta³tów autigenicznych form kwarcu (tabl. V, fig. 5). Niekiedy w mikroskopie elektronowym obserwowano w przestrzeniach porowych bituminy tworz¹ce idealnie kuliste formy (tabl. V, fig. 6). Fig. 8. Piaskowiec z du ymi, bardzo wyraÿnymi porami Porowatoœæ = 13,0% pomierzona metod¹ komputerow¹; próbka nas¹czona niebiesko zabarwion¹ ywic¹; otwór wiertniczy B8-1/83, g³êbokoœæ 2215,1m; bez analizatora (wydruk komputerowy) Sandstone with large and very distinct pores Computer-measured porosity = 13.0%; sample impregnated with blue resin; borehole B8-1/83, depth m; plain light (computer print)

13 Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 91 Cementy wêglanowe wystêpuj¹ w formie drobnych skupieñ w porach w postaci poikilitowych, plamistych wyst¹pieñ oraz wype³nieñ mikrospêkañ (fig. 5; tabl. III, fig. 2, 6). Sporadycznie spotyka siê ska³y silnie skarbonatyzowane. Cementacja wêglanowa, z uwagi na lokalne wystêpowanie, nie odgrywa istotnej roli w redukcji pierwotnej porowatoœci badanych ska³, tym bardziej e czêsto ma charakter wtórny, tzn. s¹ to cementy zastêpuj¹ce. Obserwuje siê zastêpowanie przez wêglany nie tylko innych cementów (kwarcowego, ilastego), ale tak e ziarn detrytycznych (kwarcu, skaleni) czy glaukonitu. Izolowane skupienia poikilitowego cementu kalcytowego i ankerytowego w obecnej formie utworzy³y siê na etapie mezodiagenezy. Na obrazie CL doskonale widaæ obwódki regeneracyjne na ziarnach kwarcu oraz ankeryt b¹dÿ kalcyt, który wype³ni³ wolne przestrzenie pozosta³e jeszcze po cementacji kwarcowej (tabl. III, fig. 2). Powstawanie grubokrystalicznego kaolinitu (?dikitu) rozpoczê³o siê jeszcze w trakcie drugiej fazy cementacji kwarcowej i trwa³o po uformowaniu siê automorficznych obwódek regeneracyjnych. Blaszki kaolinitu czêœciowo wrastaj¹ w nie i otaczaj¹ autigeniczne œciany kwarcu (tabl. IV, fig. 1). Skupienia kaolinitu wype³niaj¹ce wolne przestrzenie miêdzyziarnowe wykazuj¹ mikroporowatoœæ, a niekiedy s¹ przesycone bituminami, które nadaj¹ im brunatne zabarwienie. Do póÿnodiagenetycznych minera³ów nale ¹ chloryty (fig. 6; tabl. IV, fig. 5) oraz illit (tabl. IV, fig. 2 4) tworz¹cy bardzo ró ne formy: nieregularne blaszki, struktury typu plastra miodu, cienkie w³ókna filamenty. Autogeniczny w³óknisty illit obserwuje siê na skupieniach kaolinitu (wynik illityzacji kaolinitu) oraz w obrêbie i na powierzchni autigenicznego kwarcu. Obecnoœæ illitu w przestrzeniach miêdzyziarnowych bardzo negatywnie wp³ywa na przepuszczalnoœæ ska³y, tym bardziej gdy tworzy on tzw. mostki w porach (tabl. IV, fig. 4) i skutecznie hamuje przep³yw fluidów. Rolê cementacji w zredukowaniu pierwotnej porowatoœci badanych ska³ oszacowano za pomoc¹ wzoru Lundegarda (1992). Przyjmuj¹c wartoœci P i = 40%; P mc = 33%; C = 28% (iloœæ cementu wype³niaj¹cego pory) oraz wyliczon¹ wczeœniej wielkoœæ COPL = 10%, otrzymano wynik CEPL = 25% (spadek porowatoœci pierwotnej wywo³any cementacj¹). Przeprowadzone obliczenia wskazuj¹, e w wyniku cementacji pierwotna porowatoœæ osadu zmniejszy³a siê o 25%, a w wyniku kompakcji mechanicznej o 10%. S¹ to oczywiœcie dane szacunkowe, niemniej pokazuj¹ dominacjê roli procesów cementacji nad kompakcj¹ w modyfikowaniu porowatoœci badanych ska³. Fakt ten czêœciowo t³umaczy obraz zale noœci porowatoœci od g³êbokoœci (fig. 3), gdzie du a czêœæ próbek nie wykazuje spadku porowatoœci wraz z g³êbokoœci¹. Mo e to byæ spowodowane relatywnie ma³¹ rol¹ kompakcji mechanicznej oraz nieregularn¹ obecnoœci¹ cementu wêglanowego i spoiwa ilastego. ZASTÊPOWANIE Zastêpowanie jednych minera³ów przez drugie w badanych ska³ach wystêpuje czêsto, lecz nie ma istotnego znaczenia dla kszta³towania ich porowatoœci. Poœredni wp³yw mo e mieæ uwalnianie dodatkowej iloœci krzemionki w czasie zastêpowania kwarcu czy skaleni przez wêglany, a nastêpnie jej krystalizacja w formie obwódek regeneracyjnych. Zaobserwowano ponadto zastêpowanie skaleni przez kwarc (tabl. VI, fig. 1), kalcyt (tabl. VI, fig. 2), glaukonit, chloryt, minera³y ilaste; glaukonitu przez wêglany; kwarcu przez kaolinit i piryt. Na uwagê zas³uguje fakt wystêpowania zsylifikowanych skaleni, identycznych z opisanymi wczeœniej (Sikorska, 1998) z osadów formacji arnowieckiej i kambru dolnego z l¹dowej czêœci obni enia ba³tyckiego i lubelskiego sk³onu kratonu, wystêpuj¹cych na du ych g³êbokoœciach (otwory wiertnicze: S³upsk IG 1, Koœcierzyna IG 1, opiennik IG km; Bia³opole IG 1, Prabuty IG 1 2,7 3,7 km). S¹ to bardzo charakterystyczne formy, z wygl¹du przypominaj¹ce okruchy magmowych ska³ kwarcowych. Pseudomorfozy kwarcowe sk³adaj¹ siê z mozaiki autigenicznych kryszta³ów, czêœciowo stanowi¹cych kontynuacjê regeneracyjnych obwódek narastaj¹cych na s¹siednich ziarnach kwarcu (tabl. VI; fig. 1). Poniewa obecnoœæ opisywanych wczeœniej zsylifikowanych skaleni wydaje siê byæ charakterystyczna dla du ych g³êbokoœci pogrzebania osadu, to wystêpowanie ich obecnie na g³êbokoœci 1452,9 m (B4-1/81) mo e sugerowaæ, e w swej historii geologicznej osady te by³y znacznie bardziej pogr¹ one. ROZPUSZCZANIE POROWATOŒÆ WTÓRNA Proces rozpuszczania sk³adników ska³y jest wa nym czynnikiem kszta³tuj¹cym porowatoœæ. Powstaj¹ca wtórna porowatoœæ w skale ju zlityfikowanej i scementowanej mo e znacznie polepszyæ jej w³aœciwoœci kolektorskie. W badanych ska³ach czêœciowemu lub ca³kowitemu rozpuszczaniu ulegaj¹ skalenie (fig. 4, tabl. VI, fig. 3) oraz glaukonit. Jednak powsta³e w ten sposób pory (porowatoœæ moldyczna) s¹ od siebie odizolowane i w ograniczony sposób wp³ywaj¹ na przepuszczalnoœæ w skale. Podobnie procesowi rozpuszczania poddane by³y minera³y elazisto-tytanowe. Niekiedy w ich miejsce powsta³ anataz w formie automorficznych kryszta³ów. W piaskowcach z otworu wiertniczego B4-N1/01 obserwowano (w CL i SEM) œlady rozpuszczania regeneracyjnego cementu kwarcowego (tabl. II, fig. 4), co mia³o istotny wp³yw na zwiêkszenie porowatoœci w skale. Porowatoœæ moldyczna bywa wiêksza w piaskowcach kambru dolnego ni œrodkowego (otw. wiert. B21-1/95), gdy s¹ one bogatsze w skalenie oraz glaukonit, które ulegaj¹ rozpuszczaniu. Fakt ten jest kolejnym, obok relatywnie ma³ej roli kompakcji i braku regularnoœci w wystêpowaniu cementu wêglanowego i spoiwa ilastego, czynnikiem powoduj¹cym zaburzenie prostej zale noœci porowatoœci od g³êbokoœci (fig. 3).

14 92 Magdalena Sikorska, Krzysztof Jaworowski SZCZELINOWATOŒÆ Istotnym czynnikiem kszta³tuj¹cym warunki przep³ywu fluidów w ska³ach jest szczelinowatoœæ. Wystêpuj¹ce spêkania stanowi¹ potencjalne drogi migracji wêglowodorów. W badanych piaskowcach stwierdzono obecnoœæ w ziarnach kwarcu zabliÿnionych mikrospêkañ, prawdopodobnie pochodzenia kompakcyjnego, które uwidoczni³y siê na obrazach CL. Istotne dla w³aœciwoœci zbiornikowych s¹ sieci spêkañ w skale. Niektóre szczeliny w badanych piaskowcach bywaj¹ puste (tabl. II, fig. 2), niektóre s¹ czêœciowo wype³nione bituminami, wêglanami lub autigenicznym kwarcem. W silnie zsylifikowanych piaskowcach obserwuje siê mikroszczeliny wype³nione na pewnych odcinkach bituminami, a na innych zabliÿnione autigenicznym kwarcem, widocznym jedynie na obrazach CL (tabl. VI, fig. 5, 6). Niekiedy spêkania wystêpuj¹ wzd³u mikrostylolitów i wraz z nimi tworz¹ sieæ potencjalnych dróg migracji dla wêglowodorów (tabl. II, fig. 1). Na szczególn¹ rolê spêkañ w silnie zdiagenezowanych piaskowcach kambryjskich zwróci³ uwagê Strzetelski (1977), podkreœlaj¹c istotne znaczenia dla migracji wêglowodorów, systemów spêkañ równoleg³ych do biegu warstw. Wed³ug Strzetelskiego i in. (2004) nagromadzenia wêglowodorów w polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego s¹ zwi¹zane g³ównie z pu³apkami strukturalnymi w strefach przyuskokowych uskoków odwróconych oraz w wêz³ach tektonicznych. Dziêki specyficznym warunkom sedymentacji na rozleg³ym szelfie p³ywowo-sztormowym, piaszczyste osady kambru asocjacji facjalnej I pierwotnie odznacza³y siê bardzo dobrymi w³aœciwoœciami kolektorskimi, które na skutek procesów diagenetycznych uleg³y znacznemu pogorszeniu. Z tego powodu zasadnicze znaczenie dla obecnej przepuszczalnoœci piaskowców mia³ rozwój szczelinowatoœci (op. cit.). SEKWENCJA DIAGENETYCZNA Opisane procesy diagenetyczne, jakim podlega³y ska³y kambryjskie, stanowi¹ skomplikowan¹ mozaikê i tylko zasadnicze jej elementy mo na u³o yæ chronologicznie w formie sekwencji diagenetycznej (fig. 9). Z wyodrêbnionych przez Burley a (1993) trzech etapów diagenezy w badanych utworach stwierdzono g³ównie œlady procesów typowych Fig. 9. Sekwencja diagenetyczna The diagenetic sequence dla etapu eo- i mezodiagenezy, natomiast tylko pojedyncze przejawy procesów telodiagenezy. Mo na przyj¹æ, e osady kambryjskie z zachodniej czêœci analizowanego obszaru przebywa³y na znacznie wiêkszych g³êbokoœciach ni obecnie (Kotarba, 1996), natomiast pozosta³e tylko nieco g³êbiej lub na porównywalnej g³êbokoœci (Brangulis i in., 1993). Publikowane ostatnio dane dotycz¹ce obszaru zachodniej Litwy (Èy ien 2006) podtrzymuj¹ tezê, e maksymalna g³êbokoœæ pogr¹ enia osadów kambryjskich by³a zbli ona do ich obecnej g³êbokoœci zalegania. Gwa³towny wzrost tempa subsydencji przypada na póÿny ordowik sylur (Poprawa i in., 1999). Mo na przypuszczaæ, e w wyniku karboñsko-permskiej inwersji tektonicznej osady te zosta³y wyniesione i dziêki g³êbokim roz³amom tektonicznym mog³y znaleÿæ siê pod wp³ywem oddzia³ywania wód meteorycznych. W przypadku utworów kambryjskich nawierconych na najmniejszych g³êbokoœciach, rzêdu 1200 m, nie mo na wykluczyæ wspó³czesnego wp³ywu s³odkich wód. Etap eodiagenezy mia³ znikomy wp³yw na lityfikacjê osadu. Tworzy³y siê wówczas takie minera³y, jak glaukonit, fosforany, syderyt, framboidalny piryt (fig. 9). Intensywna cementacja nast¹pi³a na etapie mezodiagenezy. W jego pierwszej fazie (p³ytka mezodiageneza) nadal powstawa³ glaukonit i apatyt, ale najwa niejsza by³a zainicjowana wczeœniej sylifikacja. Na ziarnach kwarcu tworzy³y siê obwódki regeneracyjne. Obserwacje w CL dowiod³y, e proces sylifikacji odbywa³ siê w dwóch zasadniczych etapach: pierwszy z nich prawdopodobnie w czasie p³ytkiej mezodiagenezy, drugi w trakcie g³êbokiej mezodiagenezy. Równie wêglany oraz minera³y z grupy kaolinitu mog³y tworzyæ siê na obu etapach. Poikilitowe skupienia pirytu powstawa³y tak e w czasie mezodiagenezy. Do najpóÿniejszych cementów nale ¹ chloryty oraz illit, szczególnie w postaci w³óknistej.

15 Ewolucja porowatoœci w piaskowcach kambru z polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego 93 Istotnym problemem jest usytuowanie obserwowanych w p³ytkach cienkich bituminów (tabl. VI, fig. 4), w przedstawionej sekwencji minera³ów diagenetycznych. Wystêpuj¹ one wokó³ skaleni, glaukonitu, niektórych ziaren kwarcu oraz wzd³u p³aszczyzn ³upliwoœci skaleni, ale tak e wnikaj¹ w skupienia diagenetycznego kaolinitu czy spoiwa ilastego. Bituminy s¹ obecne w szczelinach i razem z cementem wêglanowym wzd³u stref mikrospêkañ. Wystêpuj¹ one równie w porach o geometrycznych kszta³tach, utworzonych przez regeneracyjny kwarc, oraz w zak¹tkach tych porów, wype³nionych póÿniej cementem kalcytowym. Spostrze enia te mog¹ œwiadczyæ o kilkuetapowej migracji wêglowodorów w piaskowcach kambryjskich. Mia³a ona miejsce zarówno w trakcie, jak i po cementacji kwarcowej, a przed krystalizacj¹ póÿnodiagenetycznego kalcytu. Z modelowañ warunków generacji wêglowodorów wynika (Karnkowski, 2003), e w zachodniej czêœci basenu ba³tyckiego g³ówny etap generacyjny mia³ miejsce w koñcu syluru i w dewonie. PU APKI Z O OWE Autorzy prezentuj¹ pogl¹d, e nagromadzenie wêglowodorów w polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego ma zwi¹zek g³ównie z pu³apkami strukturalnymi. Z³o a typu stratygraficznego mog¹ wystêpowaæ wszêdzie tam, gdzie mia³a miejsce jedynie lub przede wszystkim pierwsza faza cementacji kwarcowej. Spowodowa³a ona stabilizacjê powsta³ego w wysokoenergetycznych warunkach sedymentacji szkieletu ziarnowego ska³ o du ej porowatoœci. Z³o a stratygraficzne wystêpuj¹ wówczas w obszarach, gdzie zazêbiaj¹ siê osady asocjacji facjalnej I, tj. piaskowce formacji dêbkowskiej nagromadzone jako brze ne i szelfowe piaski p³ywowe, z osadami pozosta³ych asocjacji: heterolitów, mu³owców i i³owców reprezentuj¹cych mu³y szelfu. W strefach tego rodzaju, gdzie piaskowce formacji dêbkowskiej (asocjacja facjalna I) tworz¹ doœæ cienkie kliny na przemian z nieprzepuszczalnymi heterolitami, mu³owcami i i³owcami (asocjacje facjalne II IV), stwierdzono korzystne warunki do tworzenia siê nagromadzeñ wêglowodorów. Stosunkowo cienkie wyklinowania piaskowców kambru z asocjacji I, wystêpuj¹ce wœród osadów innych asocjacji (II IV), by³y szczególnie podatne na procesy diagenetyczne i uleg³y silnej kwarcytyzacji (por. Górecki i in., 1992). Zasadnicze znaczenie architektury depozycyjnej jako czynnika wp³ywaj¹cego na cementacjê kwarcow¹ potwierdzi³y ostatnie badania prowadzone w analogicznych utworach kambryjskich na Litwie (Èy ien, 2006). W obszarach znacznego zaawansowania diagenezy mog³o dojœæ miejscami do ca³kowitej likwidacji bardzo dobrej porowatoœci pierwotnej, wynikaj¹cej z warunków sedymentacji. Powstawa³y wówczas pu³apki z³o owe zamkniête diagenetycznie. Wczeœniej wskazywano na mo liwoœæ istnienia niewielkich pu³apek diagenetycznych w piaskowcach kambru œrodkowego na wyniesieniu eby (Schleicher i in., 1998). Przeprowadzona analiza porowatoœci piaskowców kambru w polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego potwierdza pogl¹d, e stanowi¹ one szczelinowo-porowe ska³y zbiornikowe. WNIOSKI 1. Piaskowce kambru œrodkowego w rejonie ba³tyckim, dziêki specyficznym warunkom sedymentacji na rozleg³ym szelfie p³ywowo-sztormowym, pierwotnie mia³y doskona³e w³aœciwoœci kolektorskie i charakteryzuj¹ siê wysok¹ dojrza³oœci¹ mineralogiczn¹ i teksturaln¹. 2. Piaskowce kambru œrodkowego maj¹ znacznie wy sz¹ porowatoœæ ni piaskowce kambru dolnego. 3. Osady kambru uleg³y silnym przemianom, g³ównie mezodiagenetycznym, w mniejszym stopniu eo- i lokalnie telodiagenetycznym. 4. Proces cementacji mia³ zdecydowanie wiêkszy udzia³ (25%) w redukcji pierwotnej porowatoœci osadu ni kompakcja (10%). 5. Sylifikacja by³a g³ównym czynnikiem redukuj¹cym pierwotn¹ porowatoœæ osadu. 6. Procesy rozpuszczania sk³adników ska³y nie mia³y istotnego wp³ywu na w³aœciwoœci kolektorskie. 7. Spêkania oraz szwy mikrostylolitowe odegra³y wa n¹ rolê jako drogi migracji wêglowodorów. 8. Migracja wêglowodorów odbywa³a siê wieloetapowo. 9. W rezultacie procesów diagenetycznych pierwotnie bardzo dobre w³aœciwoœci kolektorskie piaskowców kambru w polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego uleg³y znacznemu pogorszeniu. Zasadnicze znaczenie dla ich obecnej przepuszczalnoœci mia³ rozwój szczelinowatoœci. Omawiane piaskowce reprezentuj¹ zbiorniki szczelinowo-porowe. 10. Szczególnie podatne na procesy diagenetyczne by³y stosunkowo cienkie wyklinowania piaskowców, wystêpuj¹ce wœród heterolitów, mu³owców i i³owców.