Wyniki wyszukiwania - BazTech

1

Skały permu dolnego (czerwonego spągowca) zachodniej Polski : monografia petrograficzna

Maliszewska A., Jackowicz E., Kuberska M., Kiersnowski H.

Prace Państwowego Instytutu Geologicznego

|

2016

|

T. 204

5--115

PL

Praca zawiera wyniki interdyscyplinarnych badań petrologicznych skał czerwonego spągowca, występujących na obszarze zachodniej części Niżu Polskiego. Materiał badawczy pochodził z rdzeni głębokich otworów wiertniczych Polskiego Górnictwa Naftowego i Gazownictwa oraz Państwowego Instytutu Geologicznego – Państwowego Instytutu Badawczego. W zachodniej części Niżu Polskiego na kompleks litologiczny czerwonego spągowca dolnego składają się głównie skały wulkaniczne, subwulkaniczne i wulkanogeniczne, obejmujące nierozdzielone utwory piroklastyczno-epiklastyczne i epiklastyczno-piroklastyczne. Mniej licznie występują skały epiklastyczne, w których dość pospolite są składniki pochodzenia wulkanicznego. Na obszarze monokliny przedsudeckiej i jej północnego obrzeżenia kompleksy wulkaniczne składają się głównie z andezytów i trachyandezytów, w mniejszej ilości z ryolitów, dacytów, trachitów, a tylko lokalnie z bazaltów. Miejscami występują tu kwaśne skały piroklastyczne, lecz objętościowo ustępują one miejsca skałom subwulkanicznym – mikrodiorytom, gabrom, mikromonzonitom, mikrogranitom, granitom i sjenitom. Do rzadkości należą utwory piroklastyczne o charakterze obojętnym. Na obszarze Pomorza serię wulkaniczną reprezentują przede wszystkim ryolity i dacyty, a podrzędnie – trachyandezyty, andezyty i trachity. Dość często występują tu kwaśne skały piroklastyczne, lecz ze względu na raczej niewielkie miąższości ich sumaryczny udział objętościowy jest niewielki. Skały subwulkaniczne mają zazwyczaj skład mikrodiorytu i mikromonzonitu. Wiek posadowienia skał wulkanicznych wynosi 293,0 (±2,0) - 307,9 (±4,6) mln lat, natomiast wiek ich anatektycznego składnika wykazuje dwa maksima: 800-1100 i 1500-1600 mln lat. Pokrywy wulkaniczne z zachodniej Polski uległy głębokim, wielokrotnym przemianom, które spowodowały przeobrażenia minerałów pierwotnych i szkliwa oraz wypełnienie pęcherzyków pogazowych minerałami wtórnymi. Pierwszy etap przeobrażeń wiązał się z działalnością ekshalacji wulkanicznych i gorących źródeł, drugi etap – z cyrkulacją ciepłych wód porowych podczas postępującego pogrzebania, aż do osiągnięcia warunków metamorfizmu bardzo niskiego stopnia w trzecim etapie przemian. Zawartość pierwiastków niedopasowanych oraz zmienność lateralna i wertykalna wskaźników geochemicznych sugeruje, że skały andezytowo-trachyandezytowo-bazaltowe wywodzą się z komór magmowych usytuowanych w górnym płaszczu, a w ewolucji składu ich stopów istotną rolę pełniła intensywność wytapiania źródła i kontaminacja magm materiałem skorupy kontynentalnej, o zróżnicowanej regionalnie litologii. Środowisko tektoniczne generacji magm określono jako wewnątrzpłytowe, lokalnie z cechami kontynentalnego łuku wysp. Podobne wyniki dała dyskryminacja środowiska tektonomagmowego skał kwaśnych, reprezentujących w zmiennym stopniu wytopiony materiał skorupy kontynentalnej o zróżnicowanym lateralnie składzie, poza niektórymi dacytami, będącymi najprawdopodobniej dyferencjałami magm obojętnych. Skały określane jako „wulkanogeniczne” występują przeważnie w kompleksach fluwialnych, rzadziej jeziornych, wśród osadów stożków aluwialnych i równi aluwialnej oraz spływów rumoszu (Kiersnowski, 2003b). Wyróżniono tu litofacje: lapillową, aglomeratowo-lapillową oraz grubo- i drobnopopiołową. Osadowe skały epiklastyczne czerwonego spągowca dolnego są reprezentowane głównie przez piaskowce i zlepieńce, w mniejszym stopniu przez mułowce i iłowce. Skały złożone głównie z ziaren frakcji psamitowej i psefitowej, oprócz kwarcu, zawierają liczne klasty pochodzenia wulkanicznego. Ich spoiwo zawiera minerały ilaste, wodorotlenki żelaza, miejscami także kalcyt, kwarc autigeniczny i anhydryt. Ze zróżnicowania wskaźników geochemicznych skał wulkanogenicznych wynika, że tworzące je osady podczas transportu ulegały frakcjonowaniu związanym z degradacją ziarna i wzbogaceniem w klasty terygeniczne, a po depozycji były w stanie jeszcze stosunkowo świeżym. Sugeruje to, że zarówno dezintegracja ich skał macierzystych, jak i transport miały charakter mechaniczny (erupcje freatomagmowe, a następnie lawiny gruzowe, lahary lub osuwiska wulkaniczne). Środowiska tektoniczne depozycji utworów wulkanogenicznych określono jako aktywną krawędź kontynentalną oraz kontynentalny łuk wysp. Osady czerwonego spągowca górnego są głównie reprezentowane przez różnorodne utwory fluwialne i eoliczne, w części także przez jeziorne utwory plai (Kiersnowski, 1998). Miejscami (w przystropowych odcinkach profilów czerwonego spągowca) występują osady brzegowej strefy płytkiego morza, określane jako biały lub szary spągowiec. Charakterystyczną cechą skał litofacji zlepieńcowej czerwonego spągowca jest znaczna ilość okruchów skał wulkanicznych, które niemal zawsze dominują nad klastami skał osadowych. Zlepieńce oligomiktyczne, złożone z litoklastów osadowych pojawiają się miejscami, głównie na Pomorzu. Litofacja piaskowcowa jest reprezentowana przez arenity i waki kwarcowe oraz sublityczne. Wśród piaskowców eolicznych bardzo licznie występują arenity i waki subarkozowe. Najlepsze właściwości zbiornikowe stwierdzono wśród piaskowców eolicznych, zwłaszcza wydmowych, a najgorsze – w osadach plai (Darłak i in., 1998). W spoiwie piaskowców oprócz matriksu występują liczne składniki ortochemiczne, takie jak: minerały węglanowe, kwarc autigeniczny, anhydryt, chloryty, illit i kaolinit. Oznaczenia wieku K-Ar illitu i δ18O wykazały, że krystalizował on z zasolonych wód porowych, w przedziale 113,6-187,1 mln lat (głównie wczesna i środkowa jura). Oznaczenia δ18O w cementach kalcytowych i dolomitowych wskazują na związek ich wód krystalizacyjnych z wodami zasolonymi, częściowo mieszanymi ze słodkimi. Na obecne wykształcenie litologiczne osadów czerwonego spągowca olbrzymi wpływ miały procesy diagenetyczne, zwłaszcza kompakcja i cementacja. Na rozwój właściwości zbiornikowych skał największy wpływ miało rozpuszczanie diagenetyczne, prowadzące do wytwarzania wtórnej porowatości w obrębie szkieletu ziarnowego i cementów. Z kolei rozwój diagenetycznego illitu, tworzącego włókniste struktury typu sieci, ograniczał zdolności filtracyjne osadów. Większość wymienionych procesów postsedymentacyjnych miała miejsce na etapie mezodiagenezy.

EN

The paper presents the results of interdisciplinary petrologic research of Rotliegend rocks from the western part of the Polish Lowlands. The research material comes from cores of deep boreholes drilled by the Polish Oil and Gas Company and the Polish Geological Institute - National Research Institute. In the western part of the Polish Lowlands, the Lower Rotliegend lithologic complex consists mainly of volcanic, subvolcanic and volcanogenic rocks represented by undivided pyroclastic-epiclastic and epiclastic-pyroclastic rocks. Less abundant are epiclastic rocks containing fairly common constituents of volcanic origin. In the Fore-Sudetic Monocline and its northern margin, the volcanic complexes consist mainly of andesites and trachyandesites with minor proportions of rhyolites, dacites, trachytes and local basalts. Relatively common are acidic pyroclastic rocks, but they are minor in volume as compared to subvolcanic rocks - microdiorites, micromonzonites, microgranites, granites and syenites. Pyroclastic rocks of intermediate composition are rare. In Pomerania, the volcanic series is represented mainly by rhyolites and dacites with subordinate trachyandesites, andesites and trachytes. Acidic pyroclastic rocks are relatively abundant, but their total volume proportion is small because of their small thicknesses Subvolcanic rocks usually have a composition of microdiorite, gabbro and micromonzonite. The emplacement ages of volcanic rocks were from 293.0 (±2.0) to 307.9 (±4.6) million years. Inherited ages of their anatectic component display two maxima: 800-1100 and 1500-1600 million years. The volcanic covers of western Poland have undergone strong multiple alterations that resulted in the transformation of primary minerals and volcanic glass, and in the filling of gas bubbles with secondary minerals. The first stage of alterations was associated with the activity of volcanic exhalations and hot springs, the second stage - with the circulation of warm pore waters during progressive burial until the conditions of very lowgrade metamorphism in the third stage of alterations. The content of incompatible elements as well as lateral and vertical variations of geochemical indexes suggest that the andesite-trachyandesite-basaltic rocks are derived from magma chambers in the upper mantle, and the intensity of source melting and contamination of magmas by continental crust material of regionally variable lithology played an important role in the evolution of the composition of their melts. Tectonic setting of magma generations has been defined as intraplate, locally with the characteristics of continental island arc Similar results were obtained by the discrimination of tectonomagmatic setting of acidic rocks, representing variably melted continental crust material of laterally varied compositions, which most likely represents differentiates of intermediate magmas, except for some dacites. Rocks referred to as “volcanogenic” occur mostly in fluvial complexes, more rarely in lacustrine ones, among deposits of alluvial fans, alluvial plain and debris flows (Kiersnowski, 2003). The lapilli, agglomerate-lapilli, coarse-ash and fine-ash lithofacies have been distinguished here. Lower Rotliegend sedimentary epiclastic rocks are represented mainly by sandstones and conglomerates, with minor siltstones and claystones. Rocks consisting primarily of psammitic and psephitic grains contain quartz and numerous clasts of volcanic origin. The cement contains clay minerals, iron hydroxides, locally calcite, quartz and authigenic anhydrite. The diversity of geochemical indexes of volcanogenic rocks indicates that these deposits underwent fractionation during transport, associated with the degradation of grains and enrichment in terrigenous clasts. After deposition they were still relatively fresh. It suggests that both the disintegration of the parent rocks and the transport were mechanical in nature (phreatomagmatic eruptions followed by debris flows, lahars or volcanic landslides). Tectonic settings of volcanogenic deposition have been determined as an active continental margin and a continental island arc. The Upper Rotliegend rocks are represented mainly by a variety of fluvial and aeolian deposits, in part also by lacustrine playa sediments (Kiersnowski, 1998). In some places (near-top Rotliegend sections), there are shallow-marine, nearshore deposits, referred to as the Weissliegend. A characteristic feature of the Rotliegend conglomerate lithofacies is a considerable amount of fragments of volcanic rocks, which usually dominate over clasts of sedimentary rocks Oligomictic conglomerates composed of lithoclasts of sedimentary rocks are locally observed mainly in Pomerania. The sandstone lithofacies is represented by arenites as well as quartz and sublithic wackes. Among the aeolian sandstones, very numerous are arenites and subarkosic wackes. The best reservoir properties are found among aeolian sandstones, particularly of dunes, and the worst properties are typical of playa sediments (Darłak et al., 1998). In addition to the matrix, the sandstones also contain numerous ortochemical constituents, such as carbonate minerals, authigenic quartz, anhydrite, chlorite, illite and kaolinite. Age determinations (K-Ar of illite and δ18O) show that illite crystallized 113.6-187.1 million years ago (mainly the Early and Middle Jurassic) from saline pore waters. The δ18O determinations in calcite and dolomite cements show the relationship of their crystallization waters with saline waters, partly mixed with fresh waters. The present lithology of the Rotliegend deposits is mainly the result of diagenetic processes, especially compaction and cementation. Reservoir properties of the rocks developed primarily due to diagenetic dissolution that led to the production of secondary porosity within the grain framework and cements. The development of diagenetic illite, forming fibrous structures of network type, reduced the permeability of the sediments. Most of these post-sedimentary processes took place during mesodiagenesis.

2

Sedimentary facies, ichnofossils and storm deposits in the Lower Permian Taiyuan Formation, Jiaozuo city, Henan Province, central China

Hu B., Song H., Liu S., Zhang L.

Acta Geologica Polonica

|

2010

|

Vol. 60, no. 1

45-52

EN

Five sedimentary facies - neritic carbonate platform, lagoon, tidal flat, swamp and barrier island facies - are recorded in the Lower Permian Taiyuan Formation along with abundant ichnofossils. Common ichnofossils in this formation include Zoophycos villae, Zoophycos brianteus, Nereites cf. missouriensis, Chondrites isp., Gordia marina, Taenidium isp., Thalassinoides isp., Palaeophycus isp., Planolites isp. and a kind of bifurcation trail. From observations of the morphology of Zoophycos spreiten in approximately vertical sections, at least three kinds of spreite laminae are distinguished: ligular, crescentic and rectangular forms. Four types of storm deposits (coded as A, B, C, D) are recognised in the carbonates of the Taiyuan Formation and can be explained forming in shallow marine environments, which are distributed in order from near storm wave base to near fair weather wave base respectively.

3

Tlenki manganu z diabazów Niedźwiedziej Góry koło Krakowa

Muszyński M., Rzepa G., Skowroński A.

Geologia / Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie

|

2009

|

T. 35, z. 2

135-151

PL

Czarne tlenki manganu z polimineralnych żył napotkanych w 1998 r. w tzw. diabazach z Niedźwiedziej Góry koło Krakowa zidentyfikowano (XRD, IR, DTA-TG, SEM/EDS, EPMA/WDS) jako człony pośrednie szeregu rancieit-takanelit. W porównaniu z opisanymi w literaturze minerałami tego szeregu charakteryzują się podwyższonymi koncentracjami żelaza i baru oraz stosunkowo niewielkimi udziałami wapnia. W przypuszczalnej sukcesji składników powyższych żył tlenki te zajmują przedostatnią pozycję: goethyt +/- saponit - tensja - baryt, kwarc pręcikowo-igłowy - ługowanie - tlenki Mn, kwarc słupkowy. Wykrystalizowały prawdopodobnie z wód descenzyjnych związanych z powierzchniowym wietrzeniem diabazów, które miało miejsce po zerodowaniu nadległych skał karbonu. Głównym źródłem manganu były zapewne wietrzejące diabazy.

EN

Black manganese oxides from the polymineral veins found in 1998 in the so-called diabases of Niedźwiedzia Góra near Kraków have been identified (XRD, IR, DTA-TG, SEM/EDS, EPMA/WDS) as intermediate members of the rancieite-takanelite series. In comparison with the minerals of this series described in the literature, they reveal elevated contents of iron and barium and relatively low contents of calcium. In the probable succession of components of the veins mentioned, the Mn oxides occupy the before last position: goethite +/- saponite - tension - barite, thin prismatic-acicular quartz - leaching - Mn oxides, prismatic quartz. They must have crystallized from descensive waters associated with surface weathering of the diabases, which took place when overlaying Carboniferous rocks had been eroded. The weathering diabases were a probable source of manganese.

4

Ctenacanthiform Cladodont Teeth from the Lower PermianWichita Group, Texas, U.S.A.

Johnson G.

Acta Geologica Polonica

|

2008

|

Vol. 58, no. 2

205-209

EN

Isolated teeth of Glikmanius occidentalis occur in ten vertebrate faunas in the Waggoner Ranch Formation and in one fauna in the underlying Petrolia Formation. They range in size (anteromedial-posterolateral base length) from 1.28 mm to 10.15 mm (n = 12). In addition to the typical teeth, one with an asymmetrical base and one possible posterior tooth (both G. ?occidentalis), and a questionable symphyseal tooth (Glikmanius?), occur in the collection.

5

Ewolucja przestrzeni porowej w piaskowcach górnego karbonu i dolnego permu Pomorza Zachodniego

Kuberska M., Kozłowska A., Maliszewska A., Buniak A.

Przegląd Geologiczny

|

2007

|

Vol. 55, nr 10

853-860

EN

The paper presents results of detailed research of pore space in the Upper Carboniferous and Lower Permian sandstones and those from the Upper Carboniferous/Lower Permian transitional section. This is followed by a preliminary assessment of reservoir properties against the background of diagenetic processes. The samples were collected from 11 boreholes. The research included standard petrological investigations supported by a digital image analysis of thin sections. Compaction and cementation were the main processes reducing porosity in all the sandstones. Cementation locally reduced primary porosity to approximately 80%. Compaction was much less active. The sandstones are characterized by primary and secondary porosity. Secondary intergranular as well as intercrystalline and intracrystalline porosity developed as a result of diagenetic dissolution of feldspar grains and cements. Variability of petrophysical parameters can be a result, among others, of lithological and facies development. Upper Carboniferous and Upper Carboniferous/Lower Permian sandstones show the best reservoir properties. Lower Permian sandstones are characterized by variable properties.

6

Litologia i stratygrafia klastycznych utworów karbonu i dolnego permu w profilu otworu Tarnawa 1

Buła Z.

Prace Państwowego Instytutu Geologicznego

|

2001

|

T. 174

61--66

PL

W wyniku przeprowadzonych badań litologicznych i stratygraficznych zweryfikowano pozycję stratygraficzną i genezę skał klastycznych rozpoznanych w otworze Tarnawa 1 na głębokości 4214,0–4623,0 m, a uznawanych dotychczas za karbońskie (Baran i in., 1997). Na podstawie tych badań do permu dolnego zaliczono osady klastyczne, pochodzenia lądowego, stwierdzone w tym otworze na głębokości 4214,0–4364,0 m, a do karbonu (dolnego namuru A ?i górnego wizenu) klastyczne osady morsko- lądowe występujące tu na głębokości 4364,0–4623,5 m (fig. 1). Ponadto w wyniku tych badań oraz reinterpretacji danych geofizyki otworowej wykluczono, sugerowaną wcześniej w interwale 4315,0– 4450,0 m (Baran i in., 1997), obecność pokładów węgla o miąższościach rzędu dwu metrów.

EN

Clastic rocks encountered in the Tarnawa 1 borehole section at the depth of 4315.0-4630.0 m were assigned by Baran et al. (1997) to the Carboniferous, basing on their lithological features and data from wireline logs which indicated the presence of several coal beds, about 2 m - thick each, at the depth of 4315.0-4450.0 m. Lithological, sedimentological and palynological studies of clastics drilled at the depth of 4214.0-4623.0 m, as well as the reinterpretation of wireline logs, allow to verify their stratigraphic position and to explain the problem of their coal-bearing features. The researches indicate that Lower Permian continental sandy-gravelly-silty deposits occur at the depth of 4214.0-4364.0 m. These are locally accompanied by siltstones containing an increased percentage of carbonized plant fragments (carbonaceous siltstones) and coal shale (Fig. 1). The interpretation of wireline logs show that the Lower Permian deposits contain no coal beds. Lithologically similar sediments found in the Jachówka 1 borehole section near Sucha Beskidzka, SW of Tarnawa, (Krieger, 1997) might represent a stratigraphical equivalent of the Lower Permian deposits from the Tarnawa 1 borehole section. Clay-silty-sandy sediments with thin coal beds, encountered in the Tarnawa I borehole at the depth of 4364.0-4623.5 m, have been assigned to the uppermost Viséan and Namurian A or to the Namurian only. These are marine and continental deposits similar, in terms of their lithology and facies development, to the sediments of the same age occurring in the SE part of the Upper Silesian Coal Basin, and included by Kotas (1972) within the Zalas Beds.

7

Dolnopermski zespół miospor w profilu otworu Tarnawa 1

Dybova-Jachowicz S., Filipiak P.

Prace Państwowego Instytutu Geologicznego

|

2001

|

T. 174

81--86

PL

Bogate spektrum jednoworkowych ziarn pyłku, przeważających nad formami dwuworkowymi, otrzymano z próbki pochodzącej z głębokości 4327,0–4335,0 m. Wiek próbki na podstawie mikroflory określono na dolny perm. Przynależnośc botaniczna całego zespołu wskazuje na dominację roślin szpilkowych.

EN

Palinological research has been carried out on the sample from the depth of 4327.0-4335.0 m. After chemical maceration using first 36% solution of hydrochloric acid and then 45% solution of hydrofluoric acid, the macerat became decanted and sieved using nylon riddle of the diameter of 10μ. Such a condensed macerat was used to prepare standard microscope preparations which were then preserved using Petropoxy glue. This way, microflora associations were protected from drying. The preperations were subjected to microscopic planimetric analysis in a transmitted light. To obtain larger amount of palinological material, chemical maceration was carried out twice. Planimetric palinological analysis revealed the presence of a rich spectrum of the following monosaccatae pollen grains: Florinites luberae, F. grandis, F. minutus, F. pwnicosus, F. mediapudens, Potonieisporites novicus, P. rimosus, P. negleclus, P. grandis, P. permollis, P. lemniscatus, P. concinus, Wilsonites cf. vesicatus, Cordailina uralensis, Plicatipollenitesgondwanensis and Crucisaccites lalistilcatus. Among the bisaccatae pollen grains, the following spe-cics were determined: Gardenasporites pinnatus. Crustaesporites globosus, Vesicaspora potoniei, Pseudopodocarpus expresus and Jugasporites delasaucei. All these examples of microflora clearly indicate Lower Permian age. It significantly differs from the Carboniferous association determined below. The botanical attachment of the microflora studied confirms the domination of the conifers which replaced Carboniferous hygrophilous flora into xerophilous one at the turn of Carboniferous and Permian. The appearance of first bisaccatae pollen grains which predominate in Upper Permian (eg. Jugasporites delasaucei) indicates a permanent trend of dry climate changes into almost semidesertic climate of Upper Permian. The determined association of microflora may be compared with an association known from Lower Permian - Autunian of the Sudetic Mountains and Pre-Sudetic monocline (Dybova-Jachowicz, 1995) and also from Asselian of Donicck Basin, Ukraine (Inosova et al-, 1976). Photographic documentation was made by M. Jachowicz using Olympus BX50 microscope with 750x magnitude.