Speciale - Christian Prinds

Transcription

Petrografisk analyse af jurassiske reservoiranalogier
i Østgrønland
(Jameson Land, Milne Land, Traill Ø og Hold With Hope)
- reservoirkvalitet som funktion af provenans, facies, tektonik og vulkanisme.
Et multidisciplinært diagenesestudie korreleret til midtnorske reservoirbjergarter
Christian Prinds
1. december 2009
Abstrakt
Østgrønland er et af de arktiske områder, der regnes som en potentiel hydrokarbonkilde i den nære fremtid.
Dette skyldes i høj grad tilstedeværelsen af store hydrokarbonforekomster i Norskehavet, som produceres
fra både overfladenære og dybt begravede jurassiske sandsten. Den paleogeografiske model for Mesozoikum
viser et tæt naboskab mellem det centrale Østgrønland og Vestnorge, der kun adskilles af et ca. 500km bredt
epikontinentalt stræde. I løbet af Mesozoikum gennemgik dette område flere riftfaser, der førte til bassindannelse med hurtige ændringer i relativt havniveau, inden oceanbundsspredningen endelig begyndte ved
Paleocæn-Eocæn grænsen. Dette betyder, at der aflejredes lignende sedimenter i både den vestlige og østlige
del af bassinet, og muligheden for ens kilde- og reservoirbjergarter er forestående. Dette studie fokuserer på
de analogier til jurassiske reservoirbjergarter, som er blottet i et relativt stort område i Østgrønland - fra
det sydlige Milne Land til det nordlige Store Koldewey.
Med et datagrundlag bestående af nedre til øvre jurassiske sandsten indsamlet i forbindelse med GEUSekspeditionen til Øst-Nordøstgrønland juli-august 2008 er der udført en petrografisk analyse vha. optisk
mikroskopi (punkttælling), røntgendiffraktion, scanning elektron mikroskopi, energi-dispersiv spektrometri,
computergrafiske metoder og syrebehandling. Studiet viser, at reservoirkvaliteten af sandstenene er et produkt af provenans, aflejringsfacies, tektonik og vulkanisme i form af 5 overordnede diagenetiske effekter:
• karbonatcementering
• authigene lerbelægninger (clay coatings)
• kaolinitudfældning (makroporøsitet → mikroporøsitet)
• vulkansk varmepåvirkning
• kompaktion
Diageneseforløbene i de studerede sandsten viser sig at være meget sammenlignelige med de dokumenterede
diageneseforløb i de norske reservoirbjergarter. Det vurderes, at provenans og facies har været ens for en del
af de østgrønlandske og norske bjergarter, mens den tektoniske udvikling har været forskellig i forbindelse
med grønlandsk opløft i Oligocæn-Miocæn og intrusion af vulkansk materiale i Palæogen. De dybt begravede
norske sandsten vurderes til at være en plausibel analog til evt. dybt begravede jurassiske sandsten, der kunne
tænkes at være reservoirer.
i
Abstract
East Greenland is one of the areas in the Arctic which is considered to be a potential source of hydrocarbons
in the near future. This is due to the presence of large occurences of hydrocarbons in the Norwegian Sea
which are produced from shallow and deeply buried sandstones of Jurassic age. The paleogeographic models
of the North Atlantic area through the Mesozoic show a close relationship between East Greenland and West
Norway, only separating them by a narrow epicontinental strait of approximately 500km. This small area of
rapid relative sea-level changes went through several rift phases in the Mesozoic and Early Tertiary before
ocean floor spreading finally began at the Paleocene-Eocene boundary. This means that similar sediments
were deposited in the western and eastern part of the basin and that the possibility of similar source and
reservoir rocks is present. This study aims at the jurassic reservoir rock analogies which are exposed in a
large area of East Greenland - from Milne Land in the south to Store Koldewey in the north. An amount
of data (Lower to Upper Jurassic sandstones) was collected during the GEUS expedition to East Greenland
in July and August 2008 and a petrographic analysis was made using several approaches including optical
microscopy (pointcounting), X-ray diffraction, scanning electron microscopy, energy dispersive spectrometry,
computer graphics, and acid staining treatment. The study shows that the reservoir quality of the sandstones
is a function of provenance, sedimentary facies, tectonics, and volcanic activity which is observed in the
sandstones as:
• carbonate cementation
• authigenic clay coatings
• precipitation of kaolinite (macroporosity → microporosity)
• heating by volcanic intrusions
• compaction
The evolution of diagenetic processes is shown to be quite similar to the reservoir rocks west of Norway.
Provenance and sedimentary facies are thought to have been almost completely similar for the two areas while
tectonics have developed somewhat different in the exposed rocks of East Greenland as they experienced
uplift in Oligocene-Miocene times and intrustion of volcanic material in the Paleogene. The deeply buried
Norwegian reservoir rocks are therefore considered to be a plausible analogy to any possible deeply buried
jurassic sandstones in East Greenland that could have the potential of being reservoir rocks.
ii
Forord
Dette dokument er resultatet af et specialeprojekt udarbejdet af undertegnede på Geologisk Institut,
Aarhus Universitet i perioden 5/12-2008 til 1/12-2009 under vejledning af lektor Henrik Friis.
Jeg vil gerne sige tak til følgende personer for støtte mm. i løbet af det sidste år:
mine medstuderende og de ansatte i 1120 for altid god hjælp og god stemning
Anders DC, Fredrik og Rune for fine gule kommentarer
Mette Olivarius, Morten Bjergager, Annette Hindø & Leif Misser, GEUS, for kort og hjælp til opklaring af mysteriet om prøvelokaliteterne
GEUS for invitationen til 2 feltsæsoner i Østgrønland
min årgang, familie og venner
min muse og engelskekspert, Cecilie
Specielt tak til Ole Prinds, som hjalp til med programmeringen af scriptet til GIMP - se Appendix G
og til Henrik Friis for tålmodig vejledning.
slutteligt tak til Geologisk Institut, Aarhus Universitet for at optage mig på studiet i 2004.
Christian Prinds, Århus 01/12/2009
iii
Indhold
Abstrakt
i
Abstract
ii
Forord
iii
1 Indledning
1
2 Regional geologi
2
2.1
2.2
2.3
2.4
Nordatlantens geografi i Mesozoikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2
2.1.1
Pre-Perm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2
2.1.2
Perm-Trias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2
2.1.3
Tidlig Jura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5
2.1.4
Mellem Jura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6
2.1.5
Sen Jura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
7
2.1.6
Kridt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
7
De norske aflejringer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
8
2.2.1
Strukturel opbygning . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
8
2.2.2
Den norske lithostratigrafi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
13
De østgrønlandske aflejringer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
15
2.3.1
Strukturel opbygning . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
16
2.3.2
Den østgrønlandske lithostratigrafi . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
16
Provenansmønstre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
19
3 Prøvemateriale
3.1
22
De 6 profiler . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
iv
24
INDHOLD
v
3.1.1
Profil 1 (487701-487707) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
24
3.1.2
Profil 2 (487709-487711) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
24
3.1.3
Profil 3 (487722, 487725-487728) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
25
3.1.4
Profil 4 (487729-487733) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
25
3.1.5
Profil 5 (487770-487772) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
25
3.1.6
Profil 6 (498507) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
25
4 Analysemetoder
27
4.1
Petrografisk analyse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
27
4.2
SEM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
28
4.2.1
Princip . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
29
4.2.2
Secondary Electron Imaging - SEI . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
29
4.2.3
BackScatter Electrons - BSE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
30
4.2.4
EDS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
31
4.2.5
Prøvebehandling . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
32
XRD . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
32
4.3.1
Princip . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
33
4.3.2
Princippets fordele og ulemper . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
34
4.3.3
Røntgendiffraktometeret og analyseprogrammet . . . . . . . . . . . .
35
4.3.4
Prøvebehandling . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
36
4.3.5
Kvantificering . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
38
4.4
Illit-Krystallinitet-Indeks (IKI) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
39
4.5
Zircon U-Pb Geochronology Provenance Analysis vha. LA-ICP-MS . . . . .
40
4.6
Porøsitet/permeabilitet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
41
4.3
5 Analyseresultater
5.1
5.2
43
Tyndslib . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
43
5.1.1
Punkttælling . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
43
5.1.2
Porøsitet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
43
XRD . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
48
5.2.1
BULK . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
48
5.2.2
LER . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
50
5.2.3
Illit-krystallinitet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
52
INDHOLD
vi
6 Petrografi
6.1
6.2
6.3
6.4
6.5
6.6
53
Profil 1 (487701-487707) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
53
6.1.1
Detritale komponenter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
53
6.1.2
Diagenetiske komponenter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
55
Profil 2 (487709-487711) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
60
6.2.1
60
6.2.2
62
Profil 3 (487722, 487725-487728) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
63
6.3.1
63
6.3.2
64
Profil 4 (487729-487733) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
67
6.4.1
67
6.4.2
69
Profil 5 (487770-487772) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
71
6.5.1
71
6.5.2
72
Profil 6 (498507) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
73
6.6.1
73
6.6.2
75
7 Diskussion
76
7.1
Overordnede diagenesemiljøer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
76
7.2
Punkttælling . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
77
7.3
Kompaktion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
77
7.4
Mineralassociationer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
78
7.4.1
Kvarts overvoksninger . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
78
7.4.2
Albitcement . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
82
7.4.3
Karbonat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
83
7.4.4
Authigent ler . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
90
7.4.5
Apatit – Pyrit – Jarosit – APS-mineraler . . . . . . . . . . . . . . .
94
7.4.6
Ti-oxider . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
97
XRD . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
98
7.5.1
98
7.5
Illit-krystallinitet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
INDHOLD
vii
7.6
Datering af diagenese . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
100
7.7
Diageneseforløb . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
101
7.8
Provenans . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
107
7.9
Facies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
108
7.10 Tektonik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
108
7.11 Vulkanisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
109
8 Østgrønland — Norge
110
9 Konklusion
113
LITTERATUR
115
BILAG
A Prøvelokaliteter
A–1
B Prøvernes rumlige fordeling
B–1
C Plancher
C–1
D XRD-resultater
D–1
E PT-resultater
E–1
F Mineral Intensity Factors
F–1
G GIMP-tutorial - grafisk porøsitet
G–1
H BSE – Histogram-Analyse – Gradient Maps
H–1
H.1 Histogram-Analyse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . H–1
H.2 Gradient Maps . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . H–3
I
Oversigt over anvendte undersøgelsesmetoder
1 Indledning
De paleogeografiske modeller for det nordatlantiske område i Mesozoikum angiver et smalt
stræde mellem de nuværende grønlandske og norske områder (Ziegler, 1988; Doré, 1992;
Surlyk & Ineson, 2003). Heri aflejredes sandlegemer, der offshore Norge agerer som betydelige oliereservoirer. Nogle af reservoirerne er forholdsvis overfladenære (<2km), mens andre ligger noget dybere (4-5km) (NPD, 2009). De dybtliggende reservoirer har bibeholdt en
høj porøsitet via en stærk struktur af kvartsmineraler, der er belagt med chlorit og/eller illitlermineraler, som har modvirket en omfattende kvartscementering (Ehrenberg, 1993; Ehrenberg et al., 1998). De overfladenære reservoirer har også bevaret en høj primær porøsitet,
men i et noget andet diagenetisk miljø (Ehrenberg, 1990; Hammer et al., 2009). En sammensætning af provenans, facies og tektonik må være en afgørende faktor for sandstenens gode
reservoirkvalitet. Flere studier af reservoirformationerne angiver en vestlig sedimentkilde,
hvilket vil sige enten Østgrønland eller en opløftet horst i selve strædet mellem Grønland og
Norge (Dalland et al., 1988; Morton et al., 2009), og andre studier viser, at den tektoniske
udvikling og aflejringsfacies i de to områder er påfaldende ens (Dam & Surlyk, 1995; Surlyk,
2003). Der er på baggrund heraf god grund til at antage, at bjergarter med gode reservoiregenskaber burde være tilstede onshore (og muligvis offshore) Østgrønland.
Dette studie vil på baggrund af en petrografisk analyse af opløftede jurassiske sandsten i
Østgrønland forsøge at give en vurdering af reservoirkvalitet samt at afgøre, hvorvidt det
er muligt at lave diagenetiske korrelationer på tværs af atlanten ved at sammenligne diageneseforløbene i 6 udvalgte profiler i Østgrønland (Jameson Land, Milne Land, Traill Ø og
Hold With Hope) med publicerede data fra de norske oliereservoirer.
Fra Norskehavet produceres årligt ca. 57 mio. m3 olieækvivalenter (o.æ.). Der er estimeret
et samlet hydrokarbonindhold i området på 2 mia. m3 o.æ., hvoraf 0,6 mia. m3 o.æ. er
blevet produceret (Tofte et al., 2008).
1
2 Regional geologi
2.1
Nordatlantens geografi i Mesozoikum
Det østgrønlandske område har siden den kaledonske orogenese været udsat for talrige ændringer af aflejringsmiljø pga. områdets store sensitivitet overfor klima og tektonik. Således
ses i perioden fra Devon til Paleocæn, hvor havbundsspredningen og dermed den endelige
segregering af Grønland og Norge finder sted, markante og ofte pludselige ændringer i aflejringsforhold pga. eustasi sammenkoblet med tektoniske events som riftning og blokrotationer. I dette afsnit belyses de vigtigste strukturelle hændelser i denne periode - med fokus
på tiderne for de aflejringer, der studeres senere i denne tekst.
2.1.1
Pre-Perm
Umiddelbart efter den kaledonske orogenese, der kulminerede i Sen Silur (fx (Ziegler, 1988))
befandt Laurentia og Fennoskandia sig i en forskudt position ift. deres senere position i Perm.
Bevægelsen mod Perm-positionen foregår iflg. Ziegler (1988) ved en omfattende N-S gående
’megashear’-zone, hvor et stort system af strike-slip forkastninger gav mulighed for lokale
aflejringsbasiner med store mængder grovkornet materiale som fx de store forekomster af
karbone konglomerater i Traill Ø Gruppen på Hudson Land og Clavering Ø i Østgrønland,
der indikerer en kraftig indsynkning.
2.1.2
Perm-Trias
Ved overgangen mellem Perm og Trias ses en begyndende opbrydning af dele af Pangea.
Spredning og fortynding/rifting af skorpen ses både i det nordatlantiske område og i sydøst
(v. Thetyshavet). I Nordatlanten starter riftingen i de nordlige områder og propagaderer derefter mod syd, mens den sydøstlige riftevent propagaderer mod vest. Riftingen ses
2
KAPITEL 2. REGIONAL GEOLOGI
Figur 2.1: Paleogeografien i det nordatlantiske jura. Efter Doré (1992) & Surlyk (2003)
3
4
Figur 2.2: Oversigt over nordatlantiske tektoniske hændelser, lithostratigrafi, provenans og
eustatiskhavniveau. Efter Haq et al. (1987), Dalland et al. (1988), Surlyk & Ineson (2003),
Surlyk (2003) og Morton et al. (2009)
5
tydeligt på seismiske sektioner af Nordatlanten, hvor listriske forkastninger indikerer en
ekstensions-hændelse, som har medført en indsynkning, hvor senere mesozoiske sedimenter
er blevet aflejret (Ziegler, 1988).
Der er i de Perm-Triassiske aflejringer ikke tegn på en forbindelse mellem Nordatlanten og
Thetyshavet, da der ses en streng boreal fauna i de østgrønlandske triassiske aflejringer.
I det centrale nordsøområde ses kun kontinentale aflejringer (Doré, 1991). Aflejringerne i
det nordatlantiske område er hovedsageligt også kontinentale i Trias, men korte transgressioner af marine forhold synes at have forekommet - fx den fossilrige Wordie Creek Fm i
Østgrønland og marine kalksten og evaporiter i det norske Haltenbanken område. (Doré,
1991). Riftingen var mest intens ved Perm-Trias overgangen, og aftog i løbet af Trias.
(Ziegler, 1988).
2.1.3
Tidlig Jura
I tidlig jura ses for første gang en blanding af den arktiske fauna og Thetys-faunaen, der
dermed indikerer en åben forbindelse mellem nordatlanten og Tethys-havet (Ziegler, 1988).
Forbindelsen forekom som følge af en omfattende transgression, som var forårsaget både
af eustatisk havniveaustigning og regional nedsynkning, som fulgte de permotriassiske tektoniske hændelser (Doré, 1991; Surlyk & Ineson, 2003). Transgressionen førte i første omgang
til aflejring af paraliske sedimenter efterfulgt af marine forhold. Her ses en god korrelation på
tværs af atlanten, idet den grønlandske Kap Stewart Formation korrelerer godt til den norske
Åre Formation, ligesom det er tilfældet med den marine Neill Klinter Gruppe (Østgrønland)
og de ligeledes marine Tilje og Ror Formationer (Norge) (figur 2.2). Haltenbanken området
viser sedimentologiske tegn på en vestlig provenans for de norske aflejringer, hvilket antyder
en mulig eksistens af opløftede horste i riftaksen mellem Grønland og Norge (Doré, 1992),
hvilket dog ikke er beskrevet i andre paleogeografiske værker, fx Ziegler (1988).
Sidst i tidlig Jura ses en markant forskel i tektoniske forhold i N-atlanten, idet de jurassiske aflejringer i Østgrønland (fx Jameson Land) viser et aggraderende aflejringsmønster,
mens de nordøstgrønlandske viser stærk tektonisk indflydelse i form af skorpeekstension og
blokrotationer, som fortsætter gennem mesozoikum (Surlyk, 2003). Ziegler (1988) viser, at
de nordlige områder er udsat for opløft gennem tidlig Jura.
2.1.4
6
Mellem Jura
Mellem Jura er en overordnet transgressiv periode (Doré, 1992; Surlyk & Ineson, 2003;
Surlyk, 2003), men betydelige tektoniske hændelser forårsager i perioder afskæring af den
marine forbindelse mellem det arktiske område og Tethysområdet. Dette indikeres af en
opdeling af faunaprovinser, pludselige grovklastiske aflejringer i Haltenbanken (Doré, 1992)
og en markant hiatus i de østgrønlandske aflejringer (Surlyk & Ineson, 2003). Årsagen
synes at være en omfattende thermal opløftning af både Nordsøområdet og N-atlanten, som
derefter forårsager ligeledes omfattende nedsynkning og riftning (Doré, 1991; Doré, 1992).
I det midt-norske Haltenbanken område o. a. tyder samtidig aflejrings- og forkastningsaktivitet på en opløftning af rotationsblokkene (Ziegler, 1988), mens de grovklastiske aflejringer
(Ile og Garn formationer) viser en provenansretning fra nord og vest, hvilket giver anledning
til tanken om en tilstedeværelse af en intra-rift horst, som er beskrevet (og anvendt) i flere
værker (Doré, 1991; Doré, 1992; Surlyk & Ineson, 2003; Surlyk, 2003). Riftningen tyder på
at være begyndt i Mellem Jura (Sommaruga & Bøe, 2002)
I de østgrønlandske aflejringer ses opløftningsbegivenheden som tidligere nævnt udtrykt i en
hiatus mellem Sortehat Formationen (finkornet marin formation i Neill Klinter Gruppen)
og den kystnære sandede Pelion Formation (sandet marin formation i Vardekløft Gruppen)
(Surlyk & Ineson, 2003) (figur 2.2). Den efterfølgende riftning synes ikke at foregå samtidig
i de forskellige områder. De østgrønlandske aflejringer viser, at riftningen prograderer mod
nord, således at der opstår en tidsforskel mellem vigtige tektoniske hændelser; dvs. at riftningen giver anledning til stadigt yngre aflejringer, der pålejrer stadig ældre aflejringer i
takt med at man bevæger sig fra syd mod nord (Surlyk & Ineson, 2003).
Den tektoniske aktivitet har ændret sig gennem Mellem Jura op til kulminationen og udfasningen i Kridt. Der har været faser med intens riftning og blokrotation og dermed kraftig
nedsynkning og akkumulationsrumsdannelse, mens andre faser har været præget af en mere
regional nedsynkning (Surlyk & Ineson, 2003). Det kommer til udtryk i de grønlandske aflejringer som viser stor variabilitet. Således er der fundet 8 kompositsekvenser indeholdende
28 aflejringssekvenser (Engkilde & Surlyk, 2003). Ligeledes viser de estimerede havniveaukurver fra Surlyk (1990) og Surlyk (2003) små tektonisk forårsagede variationer i havniveau,
der overpræger den generelle havniveaustigning.
2.1.5
7
Sen Jura
I Sen Jura kulminerede den tektoniske aktivitet i nordatlanten markeret ved kaotiske dybmarine aflejringer med turbiditsekvenser i Hareelv Formationen (Hall Bredning Gruppen)
fra Tidlig Volgian på Jameson Land, mens kulmationen først noteres i Sen Volgian længere
nordpå på Wollaston Forland (Surlyk & Ineson, 2003). En lignende nordlig prograderende
forkastningsaktivitet er dokumenteret i Haltenbanken området offshore Norge (Corfield &
Sharp, 2000).
Den tektoniske aktivitet bestod af en fortsat skorpefortynding, isostatisk opløftning, differentieret nedsynkning af rotationsblokkene i Østgrønland (Ziegler, 1988), rotation af Laurentia (Rowley & Lottes, 1988) og opad tiltning af blokke i riftzonerne (Doré, 1992), hvilket
sammenlagt gav en vedblivende transgression (Doré, 1992; Surlyk, 1990), forekomst af intrarift kilde/provenansområder (mulig genbrug af jurassiske sedimenter) (Doré, 1992), en indsnævring af forbindelsen mellem atlanten og Thetys-området (Doré, 1991) samt aflejring af
relativt grovkornede sandaflejringer i dybmarine miljøer som fans, debris flows og turbiditter (Ziegler, 1988; Surlyk, 1990; Surlyk & Ineson, 2003; Surlyk, 2003).
Mod slutningen af Jura synes uforstyrrede prograderende deltasystemer på Jameson Land at
tyde på, at riftzonen her er flyttet til den senere oceanbundsspredningszone (Ziegler, 1988).
Nord for Kong Oscars Fjord ses blokrotation at tilte de jurassiske aflejringer i en sådan
grad, at der sker erosion af de senjurassiske aflejringer, så der opstår en tidlig kretassisk
erosionsflade (figur 2.5 tværsnit A-A’) (Surlyk, 2003; Preuss, 2005).
2.1.6
Kridt
Efterfølgende den intense tektoniske aktivitet i Sen Jura til Tidlig Kridt ses en dalende
forkastningsaktivitet i Kridt (Surlyk & Ineson, 2003), hvilket muligvis skyldes initiering af
den islandske riftzone og begyndende oceanbundsspredning (Ziegler, 1988). Dette kunne
nedsætte stressforholdene i Laurentia-Baltica kontinentet. I det norske Vøring Basin ses
forkastningsaktiviteten at flytte ud mod den senere spredningszone (Blystad et al., 1995).
Der ses også en ændring i ekstensionsretning fra Ø-V til NV-SØ i den norske del af nordatlanten (Doré et al., 1999), som også givetvis har ændret stressforholdene.
Konsekvenserne ses i Østgrønland ved de tidlige kridtforekomster, der viser, at relativt
finkornede marine sedimenter overlejrer de senjurassiske turbiditaflejringer, og dermed indikerer roligere tektoniske forhold (Surlyk & Ineson, 2003). Fra Sen Kridt findes kun få
8
østgrønlandske aflejringer, men aflejringsmiljøet fra Sen Jura-Tidlig Kridt menes at have
fortsat ind i Sen Kridt, men tertiær opløft og erosion har fjernet materialet (Doré, 1991).
Modsat ses store mængder senkretassiske aflejringer offshore Norge i Vøring bassinet (figur
2.4), hvor en kraftig thermal indsynkning har skabt akkumulationsplads for sedimenterne
(Doré, 1991; Doré, 1992; Ziegler, 1988). Ligeledes er en kretassisk-tertiær SØ-kompressiv
fase dokumenteret i de norske Vøring og Møre Basiner, som har givet anledning til inversionsstrukturer i de vestmarginale dele af basinerne (Blystad et al., 1995; Doré et al.,
1999).
2.2
De norske aflejringer
Som beskrevet i afsnit 2.1 befinder det centrale Østgrønland og det vestnorske område sig i
tæt naboskab gennem mesozoikum. I den sammenhæng er det interessant, at Norge har en
betydelig produktion af olie, gas og kondensat i området umiddelbart vest for Trondheim,
hvor kilde- og reservoirbjergarterne er jurassiske og tertiære sedimenter. Felterne er placeret
i et ekstensionsbasin ca. 200km fra kysten, og her er opdagelserne gjort i et relativt lille
interval af Norges vestkyst i og omkring Haltenbanken strukturen (Haltenterassen/Halten
Terrace), som i den paleogeografiske setting er placeret umiddelbart øst for det centrale
Østgrønland. I dette midtnorske hydrokarbonreservoir findes mesozoiske sedimenter, der har
været udsat for markant forskellige diagenetiske forhold. I den nordlige del findes jurassiske
sedimenter i 1-2km dybde, mens de tilsvarende aflejringer ligger i 4-5km dybde i de sydligere
områder mod det centrale Haltenbanken område.
Da de grønlandske aflejringer, som bearbejdes i dette værk, muligvis har et slægtskab til
aflejringer i det midtnorske område, følger herunder en beskrivelse af de mellem-jurassiske
aflejringer fra området i og omkring Haltenbanken, der er blevet ekstensivt udforsket i
forbindelse med olieefterforskning siden starten af 1980’erne (Martinius et al., 2001).
2.2.1
Strukturel opbygning
Området mellem det norske fastland og oceansspredningszonen er præget af et stort antal
forkastninger og strukturelle elementer (figur: 2.3). Flere forfattere (Bukovics & Ziegler,
1985; Pedersen et al., 1988; Harris, 1989; Corfield & Sharp, 2000) har beskrevet den komplicerede strukturelle opbygning på baggrund af seismiske undersøgelser og brønddata. Derudover er en omfattende beskrivelse af den norske sokkels strukturelle elementer samt et
9
Figur 2.3: En oversigt over de norske strukturer med angivelse af hydrokarbonforekomster.
Efter Blystad et al. (1995) og NPD (2009)
10
Figur 2.4: Seismisk tolkning af Haltenbanken strukturen. Der ses en vis lighed med det
nordlige Østgrønlands tektoniske historie - se figur 2.5. Fra Blystad et al. (1995) - NPD
bulletin no. 8
11
illustrativt kortværk udgivet af det norske oliedirektorat (NPD) (Blystad et al., 1995). Her
gives en kort opsummering.
Strukturerne ud for Midtnorge er dannet i forbindelse med de tektoniske begivenheder, der
er beskrevet i afsnit 2.1. Dvs. at området er præget af relativt tektonisk aktive perioder
i Devon, Perm-Tidlig Trias, Midt Jura-Tidlig Kridt og Kridt-Paleocæn, hvorimellem der
findes perioder med ingen til lille tektonisk aktivitet (se afsnit 2.1). Det giver sig udtryk i
de tolkede seismiske sektioner, som er udgivet NPD bulletin no. 8 (Blystad et al., 1995), hvor
de strukturelle elementer er formelt definerede. Den jurassiske paleomorfologi kan estimeres
ved at måle dybden til Øvre Jura/Nedre Kridt inkonformiteten, da de vigtigste strukturer
blev dannet inden og den efterfølgende tektoniske aktivitet hovedsageligt bestod af regional
indsynkning. Dette er gjort i NGU/NPDs kort over kontinentalsoklen fra 1992 (Brekke
et al., 1992).
Trøndelag Platform
Trøndelag Platform er en relativt stor langstrakt rhombeformet struktur umiddelbart vest
for Norge. Den indeholder flere subelementer som det kretassiske Helgeland Basin, det permotriassiske Froan Basin og flere højderygge. Dens overflade er svagt hældende mod NV.
Aflejringerne på Trøndelag Platform er overvejende lavthældende og uforstyrrede, hvilket
indikerer en stabil struktur siden Jura (Blystad et al., 1995). Platformen kom til udtryk i
den tektonisk aktive periode i Midt Jura-Tidlig Kridt, hvor markante forkastninger, som
nu afgrænser strukturen, blev initieret (Blystad et al., 1995). Trøndelag Platform afgrænses
mod øst af det norske grundfjeld; mod nord af Nordland Ryggen; mod vest af Haltenterassen
(Bremstein Forkastningskomplekset); mod syd af Frøya Ryggen. Basis kridt ligger relativt
højt (1000-2000ms TWT) med undtagelse af det kretassiske Helgeland Basin, hvor de jurassiske sedimenter ligger lidt dybere (Brekke et al., 1992).
Der bliver ikke produceret hydrokarboner fra Trøndelag Platform.
Møre Bassin
Møre Bassinet er en aflang SV-NØ-gående struktur, der afgrænses af det norske grundfjeld
mod øst; af Vøring Bassinet mod nord. Mod vest afgrænses bassinet af Møre Ryggen, som er
grænsen til den atlantiske spredningszone. Det har været et relativt roligt tektonisk område
set i forhold til Vøring Bassinet i nord. I dets typesektion ses ca. 6000m kridtaflejring, hvilket
12
tyder på en langsom, men omfattende regional indsynkning i Sen Jura - Kridt (Blystad
et al., 1995). Basis af kridtpakken ligger i 4500-8000ms TWT (Brekke et al., 1992). Der
er gasforekomster i Ormen Lange området, hvor reservoirbjergarterne er af paleocæn alder
(NPD, 2009).
Vøring Bassin
Vøring Basinet er et stort område indeholdende et stort antal mindre strukturer, der afspejler den omfangsrige tektoniske påvirkning, som området har været ude for fra Midt
Jura til Eocæn. En vigtig mindre struktur er Haltenterrassen, som udgør bassinets østlige
grænse og beskrives herunder. Mod syd grænser bassinet op til Møre Bassinet og mod
vest/nord afgrænses bassinet af Vøring Ryggen, som udgør overgangen til den atlantiske
spredningszone. Bassinet initieredes i Midt Jura. Derefter ses en stærk påvirkning både af
ekstensionelle kræfter, men også magmatisk aktivitet, der har medført termisk opløftning i
den vestlige del af bassinet helt op til Paleocæn (Blystad et al., 1995).
Det er usikkert, hvorvidt der er betydelige jurassiske aflejringer under kridtlagpakken i
bassinet (Blystad et al., 1995), men i lighed med Møre Bassinet ses store kridtmægtigheder
(basis kridt findes i 3500-6000ms TWT (Brekke et al., 1992)).
Haltenterassen (Halten Terrace/Haltenbanken)
Haltenterassen ligger umiddelbart vest for Trøndelag Platform. Den er rhombeformet, indeholder et stort antal forkastninger (overvejende retninger: N-S og NNØ-SSV) og basis kridt
ligger dybere end på Trøndelag Platform (3000-5000ms TWT). Mod syd og øst afgrænses
strukturen af Trøndelag platform; mod nord af Nordland Ryggen; mod nordvest og vest af
Vøring Bassinet og mod sydvest af Møre Bassinet. Haltenterassen har en nordgående arm
(Dønnaterrassen), som er parallel med Nordland Ryggen.
Udviklingen af dette område til en terasseform skete i 2 trin i Midt Jura til Tidlig Kridt
(Blystad et al., 1995) (figur 2.4). I den tidlige riftfase (Callovian) skete størstedelen af
ekstensions-bevægelsen i vestdelen (Klakk Forkastningskomplekset), men mod slutningen af
Jura flyttede riftaktiviteten mod øst, hvor hovedsageligt Bremstein Forkastningskomplekset
var genstand for normalforkastning, og terrassen blev dermed en del af Vøring Bassinet. I
Kridt ses en genaktivering af hovedforkastningszonerne med en deraf følgende endelig separering af platform- og terrassestrukturen (Blystad et al., 1995).
13
Haltenterrassen indeholder sammen med Dønnaterrassen langt størstedelen af hydrokarbonproduktionen fra Norskehavet (NPD, 2009). Strukturens stærkt forkastede natur kommer
til udtryk i dybden til de jurassiske reservoirbjergarter, som varierer fra 1600-2500m i de
marginale dele af Haltenterassen til 3300-4850m i de centrale dele (NPD, 2009) (figur 2.3).
2.2.2
Den norske lithostratigrafi
Reservoirbjergarterne i Halten- og Dønnaterassen er nedre og mellem jurassiske sandsten
(NPD, 2009). Pga. det jurassiske aflejringsmiljøs hurtigt skiftende tilstand er lithostratigrafien i Haltenterassen varierende efter hvilken boring eller reservoir, der er lavet model
for. Således findes der undersøgelser af en enkelt formation og dens udbredelse i området
(Martinius et al., 2001), mens andre undersøgelser omfatter enkelte boringer eller felters
stratigrafi - fx Heidrun feltet (Pedersen et al., 1988; Harris, 1989; Svela, 2001), Kristin
og Lavrans felterne (Storvoll et al., 2002) og Smørbukk området (Corfield et al., 2001).
Desværre har det ikke været muligt at rekvirere en sekvensstratigrafisk model for hele den
jurassiske sekvens i Haltenterassen, som ellers kunne sammenlignes med de østgrønlandske
sekvenser (Surlyk, 2003) - se afsnit 2.3.
Aldrene er defineret i NPD bulletin no. 4 (Dalland et al., 1988)
Åre Fm
Åre formationen er delt op i to led - Åre 1 og Åre 2.
Åre 1 (Rhaetian-Sinemurian) er fluvial sand med indslag af ler og kul og indeholdende tegn
på flere transgressive hændelser (Pedersen et al., 1988; Svela, 2001).
Åre 2 (Sinemurian-Nedre Pliensbachian) er en marginalt marin tidevandsdomineret overvejende sandsten (Pedersen et al., 1988).
Tilje Fm
Tilje formationen (Sinemurian-Pliensbachian) er beskrevet som fluvial-marin med 10 forskellige faciestyper (Martinius et al., 2001). Miljøet varierer fra bølge/storm-domineret til
tidevands-fluvial domineret deltasystem, og der ses forskellige lokale reaktioner på ændringer
i det relative havniveau, da området er stærkt sensibelt overfor forholdet mellem dannelse
af akkumulationsrum og tilførsel af sediment (Pedersen et al., 1988; Martinius et al., 2001).
14
Ror/Tofte Fm
Ror (Pliensbachian-Toarcian) formationen er en fuldt marin skifer indeholdende glaukonit
og et opad stigende indhold af sand. Formationen er en respons på en stigning i relativt
havniveau og nedgang i sedimentinput (Pedersen et al., 1988; Harris, 1989). Aflejringsmiljøet
skifter fra åben shelf under bølgebasis til lavmarin med stormsandspåvirkning (Dalland
et al., 1988).
Tofte formationen er en samtidig mere sandet enhed, som forekommer i de vestmarginale
zoner af Haltenterassen (Dalland et al., 1988; Corfield et al., 2001; NPD, 2009). Den er tolket
til at være østprograderende deltafane systemer, som indikerer en vestlig opløftningsbegivenhed
(Dalland et al., 1988).
Ile Fm
Ile formationen (Toarcian-Aalenian) indledes med en transgression. Nederst ses nedre kystzoneaflejringer, der går over i tidevandspåvirkede marine og ikke-marine sedimenter. Den
øvre del er nedre til øvre kystzone sedimenter (Dalland et al., 1988; Harris, 1989).
Not Fm
Basis af Not formationen (Aalenian-Bajocian) er også en transgressiv flade og formationen
består af en relativ tynd marin pyritholdig skifer til finkornet glimmerrig sandsten (Dalland
et al., 1988; Harris, 1989). Aflejringsmiljøet er lagune/bugt til delta/kyst (Dalland et al.,
1988).
Garn Fm
Garn formationen (Bajocian-Bathonian) er aflejret i et relativt lavvandet og energirigt miljø.
I nogle områder er den dokumenteret til at være fluvial - fx Heidrun området (Pedersen
et al., 1988; Harris, 1989), mens den dokumenteres til at være fuldt marin i andre områder
- fx Smørbukk (Corfield et al., 2001) og Kristin (Storvoll et al., 2002) områderne.
En sekvensgrænse kan genkendes i midten af formationen, der dermed deles i to (Storvoll
et al., 2002). I smørbukk området beskrives den nedre del til at være fluvialt sand, der
delvis eroderes ved sekvensgrænsen, mens den øvre del er marine kystzonesedimenter, der
er tidsækvivalente med den nedre del af Melke formationen (Corfield et al., 2001).
15
Melke Fm
Melke formationen Bajocian-Oxfordian er en åben marin skifer med få indslag af siltsten
(Dalland et al., 1988). Den repræsenterer en midtjurassisk transgression af området, som
i Haltenterassen medfører marine forhold i resten af Mesozoikum (Dalland et al., 1988;
Pedersen et al., 1988). Aflejringen af formationen er samtidig med intensiveringen af den
ekstensionelle forkastningsaktivitet, som er beskrevet i 2.1.
Spekk Fm/Rogn Fm
Spekk formationen (Oxfordian-Ryzanian) er en mørk skifer med højt organisk indhold og
adskilles fra den underliggende Melke formation ved et markant højere γ-signal. Den er
ligeledes dannet i et åbent marint miljø med anoxiske bundforhold (Dalland et al., 1988;
Pedersen et al., 1988).
Rogn formationen (Oxfordian-Kimmeridgian) er en sandstensformation, der forekommer
lokalt i Spekk formationen i Draugen området og er aflejret som kystnære barrer (Dalland
et al., 1988; NPD, 2009).
2.3
De østgrønlandske aflejringer
I modsætning til de mesozoiske aflejringer ud for Vestnorge, der kun kendes fra offshore
boringer, findes aflejringer fra samme tid blottet onshore i Østgrønland. Disse aflejringer er
blevet studeret siden 1800-tallet (Skeat, 1904) og fremstår i den grønlandske natur særdeles
godt eksponeret pga. områdets stejle klinter og mangel på botanik. Dermed er der rig mulighed for at lave geologiske modeller på baggrund af sedimentologi og palæontologi, mens
geofysiske opmålinger er vanskelige at udføre i området pga. mangel på logistik, terrænet,
isbjerge mm. De østgrønlandske undersøgelser er derfor udarbejdet ved en ganske anden
metodik end i Norge, men ikke desto mindre ses tolkningerne i de to dele af det snævre
mesozoiske Nordatlanten at være korrelerbare (Dam & Surlyk, 1995).
Siden de sene 70’ere har der været en generel paleogeografisk model for aflejringsforholdene
i Østgrønland i Jura (Surlyk, 1977), som ikke har ændret sig betydeligt i forhold til de
nyeste modeller (Surlyk, 2003). Dog er der i mellemtiden fundet adskillige nye formationer
(og derunder nye led), og der bliver stadig fundet flere. Senest er der udført en sekvensstratigrafisk inddeling af de østgrønlandske aflejringer (Surlyk, 2003), som ikke blot burde kunne
korreleres med de vestnorske aflejringer, men også med nordsøen, der efterhånden er blevet
16
kortlagt til betragtelig detalje i forbindelse med olieefterforskning siden 60’erne.
Surlyk (2003) opstiller en sekvensstratigrafisk model for de jurassiske aflejringer, der er
kortlagt fra Milne Land i syd til Store Koldewey i nord. Modellen er overordnet inddelt
i 2 megasekvenser, hvor den første repræsenterer den transgressive-regressive-transgressive
tendens for det ældste jura (Rhaetian-Nedre Bajocian), mens den sidste repræsenterer den
trinvist transgressive udvikling som følge af stadigt mere intensiv riftning, skorpefortynding
og blokrotation.
2.3.1
Strukturel opbygning
Det østgrønlandske aflejringsområde i Jura viser en markant forskel mellem det sydlige
område (Milne Land–Jameson Land bassinet) og området nord for Kong Oscars Fjord
(Traill Ø–Hold With Hope–Wollaston Forland) (figur 2.5). Jameson Land basinet er afgrænset af det prækambriske grundfjeld mod vest og af Liverpool Land ryggen mod øst
gennem det meste af Jura. Bassinet er genstand for en stadig aggraderende aflejring, hvor
nyt akkumulationsrum genereredes af kompaktion af sedimenterne sammenholdt med skorpefortynding (Surlyk, 2003) og eustatiske havniveaustigninger (Haq et al., 1987). I det sene
Jura begynder sedimenterne at ’onlappe’ Liverpool Land ryggen (Surlyk, 2003), der dermed
må have været oversvømmet, og det epikontinentale stræde har formentlig været helt åbent.
Det nordlige område oplevede en opløfthændelse i Tidlig Jura (Mathiesen et al., 2000) og
har været over havniveau indtil Midt Jura, hvor riftningen intensiverer og bevæger sig
nordpå. Der dannes adskillige nye basiner som følge af skorpefortynding og blokrotation.
Ved kulminationen på den jurassiske riftning i Volgian ses en kraftig fordybning af bassinet
og lerede dybmarine aflejringer genereres.
2.3.2
Den østgrønlandske lithostratigrafi
Surlyk (2003) inddeler de jurassiske aflejringer i 5 overordnede grupper1 for Jameson Land
bassinet – Kap Stewart, Neill Klinter, Vardekløft, Hall Bredning og Scoresby Sund/Wollaston
Forland. For de nordligere aflejringer findes specifikke grupper/formationer, da systemets
strukturelle udvikling medfører relativt udbredelsesmæssigt begrænsede aflejringer, hvorfor
det ikke er muligt at lave en lithostratigrafi med formationer, der dækker hele Østgrønland.
1
- en revision af den tidligere lithostratigrafi fra 1973-1984. Revisionen ophøjer mange af formationerne i
den gamle lithostratigrafi til grupper/supergrupper og de tidligere led ophøjes til formationer for at få plads
til flere underinddelinger (members/led)
17
Figur 2.5: Figurer sammensat fra Surlyk (2003) & Hamann et al. (2005), der illustrerer
de strukturelle forskelle mellem det sydlige Jameson Land bassin og det nordlige område.
A-A’ tværsnittet viser blokrotationerne, som de ser ud på Wollaston Forland. B-B’, CC’ og D-D’ viser undergrunden ved Jameson Land, hvor blokrotation og riftning ikke har
været markant. De to nederste seismiske sektioner viser nogle fortolkninger af den dybe
undergrund ved Jameson Land.
18
Til gengæld kan det sagtens lade gøre at lave en sekvenstratigrafisk inddeling, der passer på
hele Østgrønland. Herunder følger en kort gennemgang af aflejringerne - se også figur 2.2.
For en mere udførlig gennemgang af lithostratigrafien og inddelingen i sekvenser henvises
til Surlyk (1973), Dam & Surlyk (1998) og Surlyk (2003).
Kap Stewart Gruppen
Kap Stewart Gruppen (Rhaetian-Sinemurian) repræsenterer alluviale/lakustrine aflejringsforhold gennem det tidligste jura i Jameson Land bassinet. Aflejringerne er organiske rige
muddersten med indslag af prograderende sandholdige deltasystemer, der viser lavstandsperioder, mens mudderstenene viser højstandsperioder. Mægtigheden af gruppen er op til 600m
i det sydvestlige Jameson Land (Surlyk, 2003)
Neill Klinter Gruppen
Neill Klinter Gruppen (Sinemurian-Bajocian) er beskrevet af Dam & Surlyk (1998) og er
en gruppe af fortrinsvis marine formationer med aflejringer fra lagune til lower shoreface
facies. Aflejringerne viser en generel fordybning af bassinet, der har haft en bugt-lignende
struktur i tidlig-mellem Jura med sedimentinput fra nord, øst og vest og formentlig en
åbning mod det åbne ocean mod syd. Aflejringerne kan inddeles i 7 aflejringssekvenser på
baggrund af erosionsflader, men derudover er parasekvenser ikke tydelige pga. et meget højt
sedimentinflux (Dam & Surlyk, 1998). Mægtigheden af gruppen varierer fra 300-450m. Neill
Klinter Gruppen er sekvenstratigrafisk korreleret med Tilje, Ror og Ile formationerne på
Haltenbanken (figur 2.2).
Vardekløft Gruppen
Aflejringen af Vardekløft gruppen (Bajocian-Oxfordian) er sammenhængende med hovedriftfasen i Jura og aflejringsbassinet ændrer karakter fra et lukket alluvialt/lagune miljø
til åbent marint miljø. Den øgede riftning, der prograderer nordværts, medfører aflejringer
af marine konglomerater og sandsten i de nordligere områder, Traill Ø og Geographical
Society Ø og senere (Bathonian) ses marine aflejringer så nordligt som Kuhn Ø. Aflejringerne er skiftevis upper-shoreface til lower-shoreface sandsten/muddersten, som reflekterer de
skiftende relative havniveau. Generelt ses et stigende havniveau med underliggende transgressive/regressive hændelser som reaktion på tektonisk aktivitet – blokrotation, riftning,
19
skorpeekstension (Surlyk, 2003).
Hall Bredning Gruppen
Hall Bredning Gruppen (Oxfordian-Tidlig Volgian) består af Hareelv Fm i Jameson Land
bassinet, mens den består af Bernbjerg Fm længere nordpå. Begge formationer består af
relativt dybmarine skifre, hvor der ses tykke sandindslag i form af turbiditter i den sydlige
Hareelv Fm. Turbiditterne antages at være forårsaget af jordskælvsforstyrring af ustabile
sedimentpakker i forbindelse med riftning samt en hurtig fordybning af bassinet (Surlyk,
2003). Turbiditter er fraværende i den nordlige Bernbjerg Fm, der dog indeholder få sandindslag af mindre størrelse (5-20cm) - muligvis aflejret i forbindelse med kraftige storme.
Scoresby Sund/Wollaston Forland Gruppen
(Volgian-Ryazanian) Scoresby Sund Gruppen består af Raukelv Fm i Jameson Land bassinet,
der indikerer et hurtigt prograderende tidalpåvirket shoreface system efter en overordnet transgression i starten af Volgian. I det nordlige område (Wollaston Forland Gruppen) aflejres dybmarine konglomerater som følge af kulminationen på rifthændelsen. Det
østgrønlandske Jura slutter med endnu en regional transgression og aflejring af mere finkornede sedimenter (Surlyk, 2003).
2.4
Provenansmønstre
I det snævre epikontinentale jurassiske basin medvirker ændringer i relativt havniveau
markante ændringer i sedimenttilførsel → provenansmønstret.
Der er 3 store mulige kildeområder;
1. De østgrønlandske kaledonider med prækambriske granitter og gnejser samt sedimenter fra Devon-Trias
2. En intra-rift inversionszone, der specielt i tidlig jura har været potentielt kildeområde
3. De norske kaledonider
Onshore målinger af strømretninger gennem den jurassiske lagserie i Østgrønland viser
en ændring fra fortrinsvist nordfra kommende sedimenter til fortrinsvist vestlige sedimentkilder, ligesom aflejringerne viser lokaliteter, hvor sedimentinput har forekommet fx på Traill
20
Ø og Hold With Hope (Surlyk, 2003).
Aflejringerne på den midtnorske shelf viser skiftende sedimenttilførselsforhold i løbet af
Tidlig Jura til Mellem Jura. Morton et al. (2009) giver de jurassiske sandsten en signatur baseret på deres tungmineralindhold og zirkonaldre, hvormed de kan deducere et
kildeområde for sandstenene. De inddeler det norske område i 4 kildeområder, mens de har
en samlet signatur for det østgrønlandske kildeområde. På den måde kan de tidlige jurassiske
(Rhaetian-Sinemurian) norske aflejringer bestemmes til at have en vestlig (østgrønlandsk)
provenans, hvorefter stigninger i relativt havniveau medvirker en afskæring fra det østgrønlandske
område, og sedimenterne skifter til at have norsk provenans i Sinemurian-Toarcian (Morton
et al., 2009). Fra Aalenian ses igen en østgrønlandsk provenans i Not og Garn formationerne,
der repræsenterer en regressiv hændelse og dermed muligheden for igen at oprette forbindelse til det østgrønlandske kildeområde (Morton et al., 2009). En oversigt over udviklingen
i provenansmønstret er givet i figur 2.2 og 2.6, hvor de førnævnte ændringer er fremstillet
grafisk.
Intra-rift inversionszonen er en lettere enigmatisk størrelse, som muligvis har været kildeområde, men muligvis i store dele af Jura blot har fungeret som transportvej for fluviale
systemer. I figur 2.6 D-E er sedimentkilderne ikke dokumenterede for det norske område,
men Morton et al. (2009) nævner højt relativt havniveau som en afgørende faktor for norsk
provenans, og derfor anses det norske område at være den mest sandsynlige sedimentkilde
i Sen Jura.
21
Figur 2.6: Tegneserie over kildeområderne gennem jura i det nordatlantiske epikontentale
stræde. Efter Doré (1992), Surlyk (2003) & Morton et al. (2009).
3 Prøvemateriale
Prøvematerialet til dette projekt er indsamlet i august 2008 af Matilde Rink Jørgensen
(MRJ) og Dirk Frei (DF), GEUS (+ en enkelt prøve indsamlet af Johan Bonow (JB),
GEUS og forfatteren (CP))1 . Der er taget prøver af hovedsageligt mesozoiske sedimenter,
hvoraf jeg har udvalgt prøver, der er tidssvarende med de prøver i Haltenterrassen, der er
dokumenterede reservoirbjergarter. Planlægningen af prøveindsamlingen er foretaget ved at
udvælge lokaliteter, der er kendt for at have store mægtigheder af mesozoiske sandstensaflejringer, sådan at relativt lange sammenhængende profiler kan indsamles for derved at
indsamle en så lang sedimentationshistorie som muligt.
Hovedformålet med prøvetagningen var provenansundersøgelser, og derfor er prøverne indsamlet efter foreskrifterne, som er defineret af provenansprojektet under Dirk Frei, GEUS,
nemlig: Sandstensprøver indsamles med intervaller af 50 stratigrafiske højdemeter så vidt
muligt. Prøveindsamlingen er dermed foretaget fortrinsvist efter strenge forskrifter i stedet
for en geologisk vurdering af interessante profiler ved lokaliteten. Der kunne sagtens argumenteres for at indsamle prøver i mindre intervaller nogle steder ligesom mere udførlige
lokalitetsbeskrivelser og/eller sedimentære logs kunne ønskes, men igen skal det pointeres,
at prøverne er indsamlet med hensyn til storskala provenansstudier. Derfor var hurtighed
og kvantitet 2 vigtige parametre i forbindelse med udførelsen af feltarbejdet i august 2008.
En beskrivelse af prøverne ses i tabel 3.
1
Dirk Frei blev ca. midt august nødt til at forlade ekspeditionen. Han blev afløst af Jørgen BojesenKofoed, GEUS, der stod for resten af prøveindsamlingen sammen med MRJ
22
Prøve
Kote [m]
Farve
Kornstørrelse
Sorteringsgrad
Afrundethed
Cementeringsgrad
HCl reaktion Andet
mellem til grovkornet
moderat velsorteret subangular – subafrundet
Nogenlunde
- til +++
grov til meget grovkornet
fin til mellemkornet
moderat sorteret
meget velsorteret
angular – subangular
subangular
Nogenlunde
Nogenlunde
++(+)
-
Profil 1: Jameson Land
487701
220
Lys grå-hvidlig
487702
487703
225
288
Gul-grå
Gul-grøn
487704
340
Gul-grå
velsorteret
angular – subangular
Nogenlunde
-
487705
487706
487707
405
440
645
Hvid-grålig
Grå
Grålig
mellemkornet
meget velsorteret
meget velsorteret
velsorteret
subangular
subangular
subangular
Cementeret
Nogenlunde
Cementeret
+++
+++
+++
m. krydslejringer. Indeholder lag med finere sandsten. Umiddelbart under ses skifre og i grænselaget ses fossiler (koraller)
Lagdelt. Indeholder mudderklumper og fossiler (få)
Indeholder kullag, planterester og enkelte større partikler (<5mm). Lagdelt og lamineret i kulrige dele.
Rig på gravegange. Overlejres af markant gråt lerlag.
Har rød rustagtig forvitringsflade. Glimmerrig. Indeholder slirer og sprækker.
Meget homogen. Ingen strukturer.
Profil 2: Jameson Land
487709
715
Lys grå
meget velsorteret
subangular – subafrundet
Nogenlunde
-
487710
717
Gul-grå
meget velsorteret
subangular
Cementeret
-
487711
718
Gul-grå
meget velsorteret
Cementeret
+(+)
Glimmerrig m. enkelte sorte mineraler
Indsamlet umiddelbart over inkonformitet mellem 487709 og 487710. Svag lagdeling. Rødlig
forvitringsfarve.
Samme sandsten som 487711, men en meter højere oppe. Tydeligt glimmerindhold.
730
960
900
865
800
Rødbrun
Grå
Grå-gullig
Grå-gullig
Grå-brunlig
velsorteret
velsorteret
moderat sorteret
dårligt sorteret
velsorteret
subangular
subangular
subafrundet
subafrundet
Cementeret
Velcementeret
Cementeret
Cementeret
Velcementeret
+(+)
+
Massiv, indeholder skaller (muslinger) og små stykker flint.
Rimelig homogen, glimmerrig. Flere metre tykke lag. Overlejres af skifre og en sill.
Indeholder grovkornede lag. 5-20cm tykke lag. Gul forvitringsfarve.
Massiv i tykke lag. Rød og gul forvitringsfarve.
Tydeligt lagdelt (2-10cm lagtykkelse). Enkelte større klaster (<2mm)
Profil 3: Traill Ø
487722
487725
487726
487727
487728
Profil 4: Traill Ø
487729
320
Hvid-grå
konglomerat
dårligt sorteret
subafrundet – afrundet
Velcementeret
487730
323
Grå
487731
487732
425
460
Hvid-grå
Grønlig
487733
460
Lys grå-grønlig
(+)
grov til meget grovkornet
moderat sorteret
subafrundet
Komplet/metamorf.
+
meget grovkornet
meget grovkornet
dårligt sorteret
subangular
moderat dårligt sort. subafrundet
Nogenlunde
Nogenlunde
+
moderat sorteret
subafrundet
Velcementeret
-
Grå
Grå-grønlig
Grå-gullig
finkornet
finkornet
finkornet
meget velsorteret
meget velsorteret
meget velsorteret
subangular
subafrundet
Nogenlunde
Svagt
Nogenlunde
+++
+++
+++
Hvid-gullig
moderat velsorteret subafrundet
Nogenlunde
-
Kvartsrigt konglomerat m. subangulare til afrundede klaster (1-7cm), mens matrix sand til grusstørrelse. Klasterne viser en vis lagdeling. Konglomeratet bliver gradvist til en rødlig, massiv
mellemkornet sandsten.
Internt 2m bredt lag i konglomeratet, der tilsyneladende er bagt af en sill (15m over enheden).
Indeholder rødlige/brune mineraler.
Lettere konglomeratisk. Minder om 487729.
Lettere konglomeratisk.
Overlejrer inkonformt 487732. Inhomogen, indeholder vandrette og lodrette sprækker. Har
mørke partier. Rødlig forvitringsfarve.
Profil 5: Hold With Hope
487770
487771
487772
457
420
381
Indeholder lyse slirer af relativt finkornet materiale.
Tydeligt lamineret. Bryder op i flager.
Strukturløs. Med rødlig forvitringsfarve.
Profil 6: Milne Land
498507
1100
Homogen. Profilet er næsten totalt dækket af skredmateriale, hvor en enkelt blotning er 'gravet' frem.
Tabel 3 - Prøvebeskrivelser - sammensat af feltobservationer, beskrivelse af håndstykker, HCl-behandling og målinger i mikroskop.
KAPITEL 3. PRØVEMATERIALE
3.1
24
De 6 profiler
Prøverne i dette projekt er indsamlet i 6 profiler på lokaliteterne Jameson Land (Astartekløft og Moskusoksekløft), Milne Land, Traill Ø og Hold With Hope. Bilag A illustrerer
prøvelokaliteterne på geologiske kort og Bilag B illustrerer profilernes rumlige fordeling med
henblik på at give en idé om prøvernes stratigrafiske sammenhæng, interne afstande og muligheden for diagenetisk interaktion mellem prøverne - fluidbevægelser.
3.1.1
Profil 1 (487701-487707)
Dette profil er indsamlet i Astartekløft ca. 8km syd for Constable Pynt af DF og MRJ. Det
består af 7 prøver og har en horisontal udstrækning på ca. 1100m og en vertikal udstrækning
på 445m. Profilet er ikke dateret nærmere end, at det er jurassisk, men når prøvelokaliteterne
tegnes ind på det geologiske kort for det sydlige Jameson Land ses, at placeringen af profilet
repræsenterer en tidsmæssigt omfattende lagserie med aflejringer fra Nedre Jura til Øvre
Jura. Ifølge det geologiske kort er der taget prøver fra Kap Stewart Gruppen, Neill Klinter
Gruppen, Vardekløft Gruppen & Hall Bredning Gruppen (Hareelv Fm), og der fås dermed
et tidsmæssigt spænd på 40-50 mio. år.
Prøverne er relativt grovkornede og der ses tegn på paralisk til kystnært aflejringsmiljø
(kullag, planterester, gravegange, mudderklumper, koraller og indslag af større partikler).
Prøverne veksler noget mht. reaktion med saltsyre (HCl), dvs. kalkindholdet er varierende.
3.1.2
Profil 2 (487709-487711)
Profilet er indsamlet i Moskusoksekløft ca. 6km syd for Constable Pynt af DF og MRJ.
Det består af 4 prøver, hvor den nederste er dateret til Trias og er derfor ikke inkluderet
i analyserne. De resterende 3 prøver er dateret til Jura. Prøverne er indsamlet relativt
højt (715m) og repræsenterer et lille højdeinterval, hvori der findes en inkonformitet (formentlig en sekvensgrænse). Derfor har profilet ingen horisontal udstrækning og en vertikal
udstrækning på blot 3m. Aflejringerne er relativt finkornede, som tyder på en upper til
lower shoreface faciesassociation. Aflejringerne kan derfor måske antages at være yngre end
Profil 1, da de tyder på at være dannet i mere åbent miljø, mens den nuværende højde også
antyder, at de ligger stratigrafisk over Profil 1. Ifølge de geologiske kort er der tale om den
mellem til øvre jurassiske Hareelv Fm (Oxfordian-Kimmeridgian).
3.1.3
25
Profil 3 (487722, 487725-487728)
Profilet består af 8 prøver indsamlet i Svinhuvudsbjerge på Traill Ø af DF og MRJ. Til
projektet er udvalgt 5 prøver fra Jura. Profilets 2 øverste prøver er kretassiske og derfor
udeladt, mens profilets nederste prøve (487741) var forsvundet, da prøverne skulle hentes
på GEUS. Profilet har en udstrækning på ca. 500m horisontalt og 230m vertikalt. Prøverne
er relativt grovkornede og er generelt godt sorteret. Det tyder på et et kystnært marint
aflejringsmiljø. Prøverne grænser op mod kridtaflejringer og er relativt højt beliggende. De
er formentlig fra Mellem-Øvre Jura.
3.1.4
Profil 4 (487729-487733)
Profilet består 5 jurassiske prøver indsamlet i Svinhuvudsbjerge på Traill Ø af DF og MRJ.
Profilet har en udstrækning på 1200m horisontalt og 140m vertikalt. Prøverne viser en
overgang fra nedre konglomeratiske sandsten til mellem-grovkornede sandsten i den øvre del.
De 2 øverste prøver er taget under og over en inkonformitet (sekvensgrænse). Det er generelt
dårligt sorterede sandsten/konglomerater, der formentligt er fluviale/paraliske/kystnære
aflejringer. Det passer med den paleogeografiske model for Øvre Bajocian (Mellem Jura)
(Surlyk, 2003). Profilet stryger nogenlunde øst-vest på en øst-hældende lagserie (Preuss,
2005) - derfor har sandstenene i prøven sandsynligvis ikke en stor aldersspredning.
3.1.5
Profil 5 (487770-487772)
Profilet er indsamlet på det nordlige Hold With Hope af DF og MRJ og består af 6 prøver,
hvoraf de 3 nederste er jurassiske. Profilet har en udstrækning ca. 400m horisontalt og 76m
vertikalt. Prøverne er finkornede og meget velsorterede, hvor den midterste prøve (487771)
viser meget stærk lamination, mens den øverste prøve (487770) er dateret af prøvetagerne
til at være toppen af mellem Jura. Det leder til tolkningen, at profilet fortrinsvist er lower
shoreface sandsten fra Sen Callovian-Oxfordian.
3.1.6
Profil 6 (498507)
Dette ’profil’ består af en enkelt prøve indsamlet af JB og CP på Milne Land. Prøven er
taget i relativ stor højde (ca. 1100m), hvor den midt-jurassiske Charcot Bugt Fm er aflejret
på neoproterozoiske granitter. Formationen har en mægtighed på ca. 100m og er overlejret
26
af paleogene basalter (figur 3.1). Det er vanskeligt at observere strukterer i formationen, da
den er overpræget af nedskred overalt, men om den indsamlede prøve kan siges, at den er
mellem til grovkornet, homogen og moderat sorteret - formentlig kystnære sedimenter fra
Bathonian-Callovian.
Figur 3.1: Billede af Charcot Bugt Fm på Milne Land. Charcot Bugt Fm overlejrer inkonformt grundfjeldet og overlejres af paleogene (formentlig tidligt eocæne) plateaubasalter.
Foto: Christian Prinds, august 2008.
4 Analysemetoder
4.1
Petrografisk analyse
Den petrografiske analyse baseres på beskrivelse af håndstykker og af tyndslib vha. polarisationsmikroskop.
Håndstykker undersøges for kornstørrelse, kalkindhold (tilsætning af HCl), farve, sorteringsgrad, umiddelbar cementeringsgrad, strukturer, mineralogi og andre bemærkelsesværdige
egenskaber.
Ved tyndslibsundersøgelserne vurderes kornstørrelse, sortering, afrundethed, kornkontakt,
suturer, overvoksninger, belægninger, matrix, cement, det intergranulære volumen, porøsitet,
authigene mineraler og overordnet mineralogi.
Dernæst udføres en punkttællingsøvelse på hvert tyndslib for at bestemme en modal sammensætning af sandstenene. Derved fås også en porøsitetsmåling.
Punkttællingen (PT) udføres ved at konstruere et imaginært net over tyndslibet, hvor mineralerne beliggende i nettets krydsende punkter bestemmes. Der bestemmes derved minimum
400 punkter, hvori der kan være korn, cement eller porøsitet. I denne opgave er der anvendt
undersøgelser med 400 punkter. Sandstenene klassificeres som beskrevet af Tucker (2001),
hvor kvartsandelen af sandstenen er summen af mono- og poly-krystalline kvartskorn (Qm
og Qp ). Feldspatandelen er summen af plagioklaser og k-feldspater (Fp og Fk ), og bjergartsfragmenterne er summen af de magmatiske - og sedimentære bjergartsfragmenter (B) samt
de polykrystalline kvartskorn (Qp ).
Andelene udregnes som vist herunder - efter Tucker (2001)
Kvarts% =
Qm + Qp
· 100
Qm + 2 · Qp + Fp + Fk + B
27
KAPITEL 4. ANALYSEMETODER
F eldspat% =
28
Fp + Fk
· 100
Qm + 2 · Qp + Fp + Fk + B
Bjergartsf ragmenter% =
4.2
B + Qp
· 100
Qm + 2 · Qp + Fp + Fk + B
SEM
Scanning Elektron Mikroskopi (SEM) er en særdeles alsidig analysemetode, som grundlæggende
går ud på at bombardere et materiale med en elektronstråle, hvorved der genereres en række
signaler, som meget forskelligt information kan uddrages af (se tabel 4.1). Disse signaler
kan være sekundære og reflekterede elektroner, som bruges til at danne billeder med høj
opløsning i stor forstørrelse. Anvendelig er også den karakteristiske røntgenstråling, der
dannes ved elektronstrålingens sammenstød med atomerne i materialet og kan give information om materialets sammenhæng i et bestemt punkt.
Tabel 4.1: Forskellige signaler, der modtages ved SEM-analyse. Delvis efter Rochow & Tucker (1994)
Metode
Stråling
Signal
Information
SEI
BSE
CL1
EDS
AES21
Elektroner
Elektroner
Elektroner
Elektroner
Elektroner
Sekundære elektroner
Backscatter elektroner
Lys
Karakteristisk røntgenstråling
Auger elektroner
Overfladetopografi
Densitetskontrast
Forskellige faser
Spektrokemisk analyse
Lette elementer
1. Kathode-luminiscens
2. Auger Energy Spectroscopy
Der lægges i dette projekt vægt på generering af billeder vha. sekundære elektroner (SEI) og
reflekterede elektroner (BSE), som understøttes af karakteristisk røntgenstråling (EDS) med
formålet at finde udtryk for diagenetiske processer ned til µm-skala. Det anvendte udstyr
er et CamScan SEM beliggende på Institut for Fysik og Astronomi, Aarhus Universitet.
29
Figur 4.1: Illustration af sekundære elektroner og backscatter elektroner. SE har meget
lavere energi ift. BSE, og de kan således skelnes af detektorerne.
4.2.1
Princip
Idet elektronstrålingen rammer prøvematerialet sker der sammenstød mellem de indkommende elektroner og elektronerne i materialet, og der sker en spredning af elektronerne (scattering). Sammenstødene karakteriseres ved at være uelastiske eller elastiske. De uealistiske
stød giver anledning til en energioverførsel mellem den indkommende elektron og elektroner
i atomernes yderste skaller, der slås løs → sekundære elektroner (SE) samt røntgenstråling
som resultat af tilbagefald af exciterede elektroner. De elastiske stød mellem elektronerne
afbøjer de indkommende elektroners bane, indtil de mister deres energi ved uelastiske stød
eller forsvinder gennem prøvematerialet. Nogle elektroner bliver afbøjet så meget (ved mange
sammenstød), at deres bane afbøjes 180 grader, og de kommer ud af prøvematerialet og kan
registreres som reflekterede elektroner → backscatter elektroner (BSE)(Goldstein et al.,
2003).
En detektor kan registrere de udkommende elektroner, og der dannes et billede ved at lade
elektronstrålen scanne over en overflade med en brugerdefineret nøjagtighed.
4.2.2
Secondary Electron Imaging - SEI
Sekundære elektroner anvendes til at danne et billede af topografien på brudstykker af sandstensprøverne med henblik på at bestemme mineraler og processer vha. deres morfologiske
udtryk.
30
Fraktionen af sekundære elektroner er den sekundære elektronkoefficient:
δ=
nSE
nB
(Goldstein et al., 2003)
, hvor nB er antallet af indkommende elektroner i den primære elektronstråle. Sekundære
elektroner dannes både ved sammenstød direkte med primære elektroner fra elektronstrålen,
men også ved sammenstød med elektroner, der er blev afbøjet ved et antal elastiske sammenstød (scatter/backscatter ellektroner) (Goldstein et al., 2003). Sekundære elektroner
har markant lavere energi end backscatterelektroner og detekteres på den måde (alle udsendte elektroner med energi < 50eV regnes for at være sekundære elektroner (Goldstein
et al., 2003).
4.2.3
BackScatter Electrons - BSE
Backscatter fænomenet er stærkt afhængig af elastiske sammenstød i prøvematerialet. Sandsynligheden for elastisk spredning af elektronerne er proportional med
Z2
,
E2
hvor Z er atomnum-
meret og E er elektronenergien (Goldstein et al., 2003). Backscatter elektronkoefficienten
er:
η=
nBSE
nB
, hvor nB er antallet af indkommende elektroner i den primære elektronstråle og nBSE er
antallet af backscatterelektroner, og ifølge ovenstående proportionalitet må backscatterkoefficienten stige som funktion af atomnummeret, hvilket ses i figur 4.2. Ved målingen af
backscatterelektroner detekteres (formentligt) signal fra forskellige atomer - da mineraler
indeholder et antal forskellige atomer. Den resulterende backscatterkoefficient bliver dermed
en summering af massefraktionen af de tilstedeværende elektroner indenfor måleområdet:
η=
X
Ci η i
i
, hvor C er massefraktionen af det i’ende atom.
I relativt homogene mineraler vil der kunne forventes en ens resulterende backscatterkoefficient fra hvert mineral, og dermed vil bestemte mineraler optræde med en bestemt gråtone
i backscatter-billeder. Tunge mineraler vil på den måde fremstå med en høj intensitet (lys
31
farve), mens lette mineraler vil fremstå mørke. Et problem forekommer ved, at flere mineraler har nogenlunde ens backscatterkoefficienter og bliver således vanskelige for det menneskelige øje at differentiere. En farve/lysintensitets-analyse i et billedbehandlingsprogram
kan muligvis hjælpe med at skelne mellem mineralerne - se afsnit H.
Figur 4.2: Illustration af backscatterkoefficientens afhængighed af atomnummer.
4.2.4
EDS
EDS (Energy Dispersive Spectroscopy) er en metode, hvormed man kan opnår kendskab til
sammensætningen af grundstoffer i et givent punkt. Metoden anvendes sammen med elektronmikroskopering, hvor man ønsker at kende den kemiske sammensætning af bestemte
materialer/mineraler, som observeres. Kendskabet til den kemiske sammensætning opnås
ved at sende røntgdenstråling mod materialet, hvorved elektroner slås ud af deres grundtilstand i atomskallerne. Reaktionen på denne hændelse vil være et kvantespring fra en af de
andre elektronskaller i forbindelse med hvilket, der udsendes en energimængde (foton), som
registreres. Alle grundstoffer har karakteristiske energier, og der fås på kort tid et indblik i
grundstofsammensætningen.
I forbindelse med SEM-analysen anvendtes et EDAX Detecting Unit model Econ-6, som
er en EDS-variant, der opererer uden kalibrering med standarder. Derfor kan analyserne i
dette projekt ikke anvendes til kvantitative bestemmelser af grundstofsammensætningen,
32
men kvalitativt opnås ofte en fyldestgørende information ved EDS-analysen. En speciel
svaghed ved denne form for EDS-analyse er, apparatets tendens til at overestimere indholdet af tunge elementer og modsat underestimere de lette elementer - specielt når der arbejdes
med høje accelerationsspændinger.
4.2.5
Prøvebehandling
Forberedelsen af prøver til SEI og BSE foregår på forskellig måde, men det er essentielt, at
elektronerne, der sendes mod prøven kan føres væk og ikke akkumulerer på prøveoverfladen.
I så fald vil prøven lyse stadigt mere kraftigt op, indtil yderligere analyse er umulig.
Til SEI skal bruges små klumper (ca.
1
3
2 cm )
af prøvemateriale med så jævne flader som
muligt. Dog skal fladerne ikke ’forceres’ flade, da friske brudflader som følge af minimal
fysisk påvirkning er favorable, og for meget aktivitet vil ødelægge overflademorfologien på
brudfladerne. Prøveklumperne limes på kobberstandere med kullim inden de udsættes for
en gulddampningsproces. Herefter er prøverne klar til analyse med SEM.
Til BSE anvendes tyndslibene, der blot har brug for en kuldampningsproces, inden de er
beredte til SEM-analyse. Prøverne er stadig brugbare til optisk mikroskopi, selvom mineralerne har et mere mat og mørkere udseende, men en analyse som fx grafisk porøsitetsberegning
(afsnit 4.6) skal helst været afsluttet inden kuldampning.
4.3
XRD
Røntgendiffraktion (XRD = X-Ray Diffraction) anvendes med formålet at opnå kendskab
til bestanddelen af strukturelle elementer i en given bjergart/mineral. Da mineraler har
deres særegne strukturelle opbygning, er det muligt at opnå en kvalitativ bestemmelse af
mineralindholdet i en prøve, og eftersom metoden er følsom over for kvantiteten af mineralerne, kan også en mængdemæssig mineralfordeling udledes vha. metoden. Metoden er med
andre ord anvendelig i en række sammenhænge - det er muligt at udlede meget præcise
strukturmodeller af enkeltkrystaller, at detektere forskellige faser af bestemte mineraler, at
undersøge mineralers reaktion på forskellige påvirkninger (fx varme) eller at undersøge mineralogi i forskellige kornstørrelsesfraktioner – bare for at nævne et par eksempler. I dette
projekt ønskes XRD’en anvendt til at lave en kvantitativ bestemmelse af mineralogien i
sandstenene - både af hele prøven, men også lerseparater, der udsættes for en bestemt behandling for at adskille de forskellige lermineraler. XRD bliver dermed både en støtte til
33
punkttællingerne fra den petrografiske analyse, men også en vigtig analyse af lermineralerne,
der er gode indikatormineraler for forskellige diagenetiske facies.
4.3.1
Princip
Metoden drager nytte af krystallers evne til at reflektere elektromagnetisk stråling i deres
krystalgitter, samt at krystaller er bygget op af enhedsceller. Dette er beskrevet i lærebøger i
fysik (Young & Freeman, 2004), mens nærmere detaljer mht. mineralogi og lermineralogi er
beskrevet i mere specialiserede værker (Jenkins & Snyder, 1996; Moore & Reynolds, 1997).
Røntgendiffraktion er en interferenseffekt (Young & Freeman, 2004), som forekommer, når
et fast materiale indeholdende diffraktionscentre (fx et krystal) rammes af røntgenstråling
(Halliday & Resnick, 1970). Røntgenstrålingen vil absorberes og videreudsendes i diffraktionscenteret med samme udgangsvinkel som indgangsvinkel. Antages nu en fast opbygning
af diffraktionscentre vil der opstå konstruktiv interferens, når udgangsstrålingen fra 2 eller
flere diffraktionscentre er i fase - dvs. at udgangsstrålerne har tilbagelagt samme afstand eller
et antal bølgelængder længere. Interferensmønsteret er dermed afhængig af bølgelængden
af det indkommende stråling, afstanden mellem diffraktionscentrene og vinklen hvormed
materialet bestråles. Denne afhængighed kan skrives som følgende ligning, der benævnes
Bragg-betingelsen:
2d sin θ = mλ
, m = 1, 2, 3, ....
, hvor d er afstanden mellem diffraktionscentrene, θ er vinklen (Bragg-vinklen), λ er den
indkommende røntgenstrålings bølgelængde og m er heltallet, der er inteferensbetingelsen at de udgående stråler skal være i fase.
For at denne diffraktionsegenskab kan anvendes i en mineralogisk undersøgelse overføres
termerne til en geologisk kontekst.
Diffraktionscentrene er de krystallografiske enhedsceller (krystallernes ’skabelon’ - den mindste enhed i krystalsystemet, som bestemmer krystallets habitus) (Halliday & Resnick, 1970;
Jenkins & Snyder, 1996). Gennem enhedscellerne kan der konstrueres et antal gitterplaner
og det er afstanden mellem disse, der registreres som d.
En røntgendiffraktionsmåling foretages ved at bestråle en prøve med røntgenstråling med en
kendt bølgelængde, mens vinklen varieres. Den konstruktive interferens registreres og dens
intensitet skal helst kunne kvantificeres. Interferensmønsteret kan registres som et billede
(Laue-mønster) eller mest anvendeligt som et plot med intensiteten som funktion af vinklen.
4.3.2
34
Princippets fordele og ulemper
Røntgendiffraktionsmetodens præcision og anvendelighed afhænger meget af skarpheden
(højde/vidde forhold) af toppene i intensitet/vinkel plottene. Selve toppen dannes af den
konstruktive interferens, mens destruktiv interferens kan sørge for at øge skarpheden (Moore
& Reynolds, 1997).
Den destruktive interferens opstår, når vinklen afviger en smule fra Bragg-vinklen, sådan
at udgangsstrålingen kommer ud af fase. I en bestemt gitterplansafstand (diffraktionscenterafstand) d vil forholdet mellem Bragg-vinklen og en lille vinkelafvigelse kunne udtrykkes
som
hvis forholdet bliver
λ0
sin(θ0 )
=
sin(θ)
λ
1
2
eller
3
2
afhængig af om θ0 er mindre eller større end θ vil der være
fuldstændig destruktiv interferens. Det er en kummulativ effekt - dvs. at denne destruktive
interferenseffekt fra succesive gitterplaner med samme afstand d vil kunne lægges sammen
og dermed danne en fuldstændig destruktiv interferens ved meget små vinkelafvigelser.
N
X
λ0
1
sin(θ0 )
= )→
(
sin(θ)
λ
2
i=1
For at opnå en god destruktiv destruktiv interferens kræves dermed krystaller med et stort
antal veldefinerede succesive gitterplaner med ens afstand. Dette er afgørende for udviklingen af illit-krystallinitets-indekset (afsnit 4.4 og 7.5.1).
Dermed kan røntgendiffraktion bruges til at bestemme meget nøjagtige strukturer af krystaller, når de er af god kvalitet, men ofte ses fejl og skævheder i krystalgitteret, som forstyrrer
signalet og giver en forskydning eller en udjævning af den konstruktive interferens. Dette er
almindeligt forekommende i lermineraler, hvor der ofte sker substitution i de okta- og tetrahedrale lag, ligesom variationer i ionindholdet i mellemlaget giver en variabel afstand mellem
krystalelementerne og dermed en dårligt defineret d-afstand. Da lermineraler derudover ofte forekommer i meget små krystalstørrelser (< 1000Å) fås nemt brede, dårligt definerede
toppe (Moore & Reynolds, 1997). Scherrer-ligningen viser en sammenhæng mellem bredden
af toppene og krystaltykkelsen og er givet ved:
L=
Kλ
β cos θ
35
, hvor L er gennemsnitskrystaldimensionen (Å) i en retning normal til reflektionsplanet, K er
en konstant ≈ 1, β er toppens bredde i halv højde udtrykt ved 2θ i radianer, λ er strålingens
bølgelængde og θ er vinklen mellem den indkommende stråling og refleksionsplanet. Der ses
altså en omvendt proportionalitet mellem krystaldimensionen og topbredden (Moore &
Reynolds, 1997).
4.3.3
Røntgendiffraktometeret og analyseprogrammet
Figur 4.3: XRD-BULK analyse af prøve 487731 med tolkning af peaks i PANalytical. Softwaren kan automatisk korrigere for baggrundsstøj og finde de mest tydelige peaks. Prøven
består hovedsageligt af kvarts, K-feldspat, Muskovit og illit.
Det anvendte røntgendiffraktometer er et PANalytical X’pert PRO, som styres af PANalytical Windows-baseret software. Apparaturet har automatisk prøveføder og kan rumme op til
45 prøver i et enkelt program. Inden et antal prøver skal måles indstilles et antal parametre
af en kyndig laborant - deriblandt varigheden af målingen af hver prøve. Der køres som
standard målinger på 5 og 10 minutter afhængig af ønske om detaljerigdom.
Røntgendiffraktomeret er i skrivende stund placeret i Geologisk Institut, Aarhus Universitet
(bygn. 1120).
Softwaren, der knytter sig til røntgendiffraktometeret, anvendes også til genkendelse af mineralerne. Softwaren har en automatisk ’peak-genkendelse’-funktion, som bruges til en initial
36
model af det ønskede røntgendiffraktogram. Det er derefter muligt at fjerne, tilføje og modificere peaks i modellen, sådan at en brugbar model af højst mulig sandhed kan frembringes.
Denne sidste modifikation af den autogenererede model er vigtig for at opnå korrekte resultater ud af røntgendiffraktionsdata, men afhænger af brugerens (modifikatorens) indsigt
(og temperament). Et eksempel på en tolkning af et røntgendiffraktogram ses på figur 4.3
Sideløbende med modifikationen af modellen laves en datafil, der beskriver de enkelte peaks
mht. areal, højde, bredde (ved halv højde) mm. Denne kan eksporteres til et regneark, og
deri kan data bruges til beregninger jf. afsnit 4.4.
4.3.4
Prøvebehandling
En ideel prøve til XRD vil bestå af en mængde krystaller af ens størrelse anbragt i en
fuldstændig tilfældig orientering og uniformt fordelt ud over prøvebeholderen. Prøven vil
også have en minimumstykkelse og minimumsareal, der sørger for, at al indkommende
røntgenstråling reflekteres i prøvematerialet (Moore & Reynolds, 1997). Krystallerne skal
også have en størrelse, der medfører, at fordelingen af forskellige mineraler og deres orientering er statistisk hæderlig. På baggrund deraf antages det, at alle mineraler er tilfældigt
orienterede, og de resulterende diffraktogrammer viser alle vigtige toppe med de korrekte intensitetsratioer, og mineralindholdet har de optimale forhold for at kunne identificeres. Denne tilstand tilstræbes i BULK-analyserne. I projektets leranalyser forsøger man
at give krystallerne en bestemt orientering. Dermed identificeres mineralerne ikke ved intensitetsratioer, men ved at betragte tilstedeværelsen af 00l -toppe - det antages, at man
ved prøvefremstillingen orienterer lermineralerne, således at c-aksen er ortogonal på refleksionsplanet.
BULK
Til analyse af sandstenenes grundsammensætning (BULK) udtages et par cm3 prøve, som
knuses til en finkornet masse → et pulver. I dette projekt anvendtes en Retsch RS 200 MORTAR. Dernæst kan pulveret anbringes på en prøvebeholder og måles med røntgendiffraktometeret.
Ved BULK-analyse anvendes et 10 minutters program.
37
LER
Til analyse af sandstenenes lerfraktion udtages igen et par cm3 prøve, som slås ned til mindre
gruspartikler. Disse anbringes i en beholder, der fyldes med demineraliseret vand, og sættes
til skvulpning (langsom omrystning) i ca. 1 uge. Derefter skulle en acceptabel del af lerindholdet gerne være i suspension i vandet, og prøverne vådsigtes nu gennem en 63 µm-sigte
for at separere ler-siltdelen fra de grovere fraktioner. Endeligt skal lerfraktionen separeres,
hvilket gøres ved gentagne sedimentationsøvelser; siltpartiklerne sedimenterer i bunden af
en beholder, og de suspenderede lerpartikler kan overføres til en centrifuge, der slynger leret
ud af suspension, og det er derefter muligt at skrabe leret ud af prøvebeholderen. Hvis
lerpartiklerne viser tendens til at flokkulere tilsættes prøven en mindre mængde ammoniak
(N H3 ). Sedimentationsøvelsen er baseret på Stokes Lov
Va =
1 (ρp − ρv ) 2
gd
18
µ
(Tucker, 2001)
, som angiver en sammenhæng mellem partiklernes dynamiske diameter og sedimentationstiden og kan dermed angive en tid, hvor alle partikler > 2 µm antages at være aflejrede.
Va er aflejringshastigheden, ρp er partikeldensiteten, ρv er væskens densitet, µ er væskens
dynamiske viskositet, g er tyngdeaccelerationen og d er partiklens diameter.
Det separerede ler kan nu påføres glasplader og måles i røntgendiffraktometeret. Der udføres
3 målinger på lerprøverne:
1. 10 minutters program på ubehandlet ler
2. 5 minutters program på ethylen-glycoleret prøve
2
3. 5 minutters program på opvarmet (og ethylen-glycoleret) prøve
3
Ethylen-glycoleringen foregår i en eksikator indeholdende ethylen-glycol dampe, der reagerer
med smectit, der svulmer op og får en markant top ved 17Å. Opvarmningen til ca. 500◦ C
fjerner kaolinits 7Å top, da det får en amorf struktur ved den temperatur (ideelt set. Let
metamorfe kaoliniter (fx dickit) kan bevare sin krystalstruktur og 7Å-toppen vil stadig bestå
af et bidrag både fra kaolinit og chlorit). Konsekvenserne af behandlingerne er opsummeret
i Tabel 4.2.
2
3
prøverne udsættes for ethylen-glycol dampe i 24-72 timer i eksikator
prøverne udsættes for 500◦ C i en time
38
Tabel 4.2: Diagnostiske toppe for de vigtigste lermineraler ved forskellige tilstande.
Mineral
Ubehandlet
Ethylen-glycoleret
Opvarmet
Kaolinit
Illit
Smectit
Chlorit
2,38 ; 3,57-3,59 ; 7
3,3 ; 5 ; 10
12-15y
4,7 ; 7 ; 14
2,38 ; 3,57-3,59 ; 7
3,3 ; 5 ; 10
17
4,7 ; 7 ; 14
–
3,3 ; 5 ; 10
10
x
7 ; 14
x
- forsvinder ved øget temperatur
y
- afhænger af kationindholdet
Prøvebehandlingen er standard på indenfor sedimentgeologi på Geologisk Institut, Aarhus
Universitet og blev udført af forfatteren med kyndig vejledning og assistance fra laboranterne
Anne Thoisen og Charlotte Rasmussen.
4.3.5
Kvantificering
Flere forskellige metoder kan bruges til at kvantificere mineralindholdet ud fra XRD-metoden.
For lermineraler er en oversigt over normalt anvendte metoder angivet i Kahle et al. (2002)
og Moore & Reynolds (1997), mens Jenkins & Snyder (1996) giver en oversigt over kvantificeringsmetoder i pulverdiffraktometri. I dette projekt anvendes MIF (Mineral Intensity
Factor) metoden, da metoden er tilpasset til det anvendte røntgendiffraktometer og er derudover relativ enkel mht. beregning og prøvebehandling. Metoden har god overensstemmelse
med andre (mere komplicerede) metoder (Kahle et al., 2002). Metoden bygger på at identificere nogle diagnostiske toppe for forskellige mineraler i diffraktogrammet, og dernæst, hvis
de er tilstede, udregne deres areal (A). Herefter kan vægtfraktionen af mineral α udregnes
ved:
Aα /M IFA(α)
Iα /M IFI(α)
≈P
Wα = P
In /M IFI(n)
An /M IFA(n)
(modificeret efter Kahle et al. (2002))
, hvor I er intensiteten, og A er det integrerede areal under toppen.
Metodens svagheder fremstår af ovenstående ligning.
Det er vigtigt at definere nogle troværdige MIF-værdier for hvert mineral. Ideelt burde
MIF-værdier for hvert mineral i hver prøve bestemmes ved en tilsætning af et kendt referencemineral i kendte mængder - fx pyrophyllit (Moore & Reynolds, 1997), men dette ville
39
være alt for tidskrævende og formentlig ikke forbedre resultaterne nævneværdigt. I stedet
anvendes MIF-værdier, som er bestemt ud fra målinger på kendte sammensætninger. Dette
arbejde er udført af Ole B. Nielsen, Geologisk Institut, Aarhus Universitet, og værdierne
kan ses i Bilag F. Mineralerne er kvantificeret således både i BULK og LER-delen, dog med
undtagelse af enkelte lermineraler, hvis beregning er lidt mere kompliceret - se Bilag F.
Resultatet af LER-delen angives som det procentuelle indhold af ikke-phyllosilikater og lermineraler, samt et normaliseret resultat for andelen af lermineralerne (chlorit, illit, kaolinit,
smectit).
Dernæst kræver metoden, at man identificerer alle mineraler i prøven. Ligningens opbygning
resulterer i, at vægtfraktionerne altid summerer til 1 - evt. manglende mineralidentifikationer vil således være udeladt af beregningerne, og de identificerede mineralers vægtfraktioner
vil blive for høje. Fejlen vil dog i næsten alle tilfælde være lille, da prøverne i dette projekt er sandsten med hovedbestanddele af kvarts, feldspater, ler og cement (silica, karbonat).
4.4
Illit-Krystallinitet-Indeks (IKI)
Kvalitativt er det muligt at konkludere en række ting ved at betragte effekter som intensitetsratioer, udformningen af toppene, støjniveauet m.fl. Det er bl.a. muligt at vurdere graden
af diagenese som funktion af bredden af illit-toppene (Duba & Williams-Jones, 1983). Bredden anvendes som proxy for krystalliniteten af illit, der antages at blive mere velkrystalleret
ved højere diagenetiske niveauer → skarpe, veldefinerede toppe betyder velkrystalliserede
mineraler → indikation på diagenesegraden. Duba & Williams-Jones (1983) anvender bredden af illit 001-toppen (10Å) ved halv højde. Det burde være mere korrekt at beskrive
krystalliniteten ved højde/bredde forholdet, som det er forsøgt illustreret på figur 4.4. Ved
at anvende højde/bredde forholdet fåes en tydeligere adskillelse af ringe og velkrystalliserede
mineraler, og der fås et resultat uden enhed, hvilket er en fordel, da det er formen af toppen,
der viser krystallisationsgraden.
I dette projekt er valgt illit 002-toppen (5Å) til analysen af illits krystallinitet.
40
Figur 4.4: Illustration af beregningen af illit-krystallinitets-indeks. De relative værdier ses
at variere betydeligt mere ved h/b-forholdene, der dermed bedre kan belyse forskelle i krystallinitet.
4.5
Zircon U-Pb Geochronology Provenance Analysis vha.
LA-ICP-MS
Laser Ablation Inductively Conducted Plasma Mass Spectometry (LA-ICP-MS) er en massespektrometrisk metode, der anvendes succesfuldt på zirkoner med henblik på datering (Frei & Gerdes,
2008). I provenansstudier har dateringer af detritale zirkoner på det seneste været anvendt sammen
med mere traditionelle tungmineralanalyser, strømningsretninger, sedimentudbredelse mm. (Morton et al., 2008; Morton et al., 2009). Provenansmodellen baseres på, at man kender aldrene af de
mulige sedimentkilder dvs. bjergkæder, der er dannet ifm. bestemte orogeneser, og de har dermed
en bestemt alder. Zirkonerne, der findes i et givent sediment, har dermed en alderssignatur, som
angiver, hvorfra zirkonerne stammer, og derfra må sedimentet givetvis være kommet.
Prøverne, der anvendes i dette projekt, er hovedsageligt indsamlet til et provenansprojekt, der skal
angive sedimentstrømingsretninger for sandsten i NØ-Grønland fra Devon til Paleocæn. Projektet
administreres af Dirk Frei på GEUS. Det var oplagt at sammenligne diagenesen, der er forekommet
i de studerede sandsten, med sandstenenes provenans, da der højst sandsynligt ville kunne ses en
sammmenhæng mellem provenans - dvs. den mineralogiske initialsammensætning af sandstenen - og
de observerede diagenetiske træk. I litteraturen om diagenesen af de jurassiske sandsten i det norske
shelfområde er netop udgangssedimentet angivet som hovedårsag til dannelsen af chlorit og illit →
porøsitetsopretholdende reservoirsandsten (Ehrenberg, 1993).
41
Desværre er prøverne i skrivende stund endnu ikke analyseret mht. U-Pb alderssignatur i zirkonerne.
4.6
Porøsitet/permeabilitet
Reservoirkvaliteten er afhængig af porøsiteten og permeabiliteten af reservoirbjergarten her: sandsten.
Den hydrauliske konduktivitet beskriver letheden, hvormed en væske bevæger sig igennem
et porøst medie (Schwartz & Zhang, 2003). Den er afhængig af både væskens og mediets
egenskaber. For at beskrive mediets indvirkning på fluidbevægelsen indføres permeabilitet,
som er uafhængig af fluidens egenskaber. Sammenhængen mellem væskestrømning og permeabilitet beskrives af Darcys Lov, hvor den hydrauliske konduktivitet er adskilt i væskeegenskaber (densitet og viskositet) og medieegenskaber (permeabilitet).
q=
kqw g dh
µ dl
, q er væskestrømningen, k er permeabiliteten, qw er væskens viskositet, µ er væskens
viskositet og
dh
dl
er trykgradienten i mediet (Schwartz & Zhang, 2003). Permeabiliteten vil
givetvis være afhængig af bl.a. mængden af porøsitet, men også typen af porøsitet. Der
findes 2 typer af porøsitet;
absolut porøsitet, Pa =
effektiv porøsitet, Pe =
Vtotal − Vmateriale
· 100%
Vtotal
Vsammenhængende porevolumen
· 100%
Vtotal
hvor den effektive porøsitet er afgørende for permeabiliteten.
Dernæst er mineralernes overflade ud mod porerummet afgørende, da der ønskes et minimalt grænsefladeareal for at opnå høj permeabilitet, da der i grænsefladen vil være en
stillestående væskeflade. Små mineralkorn, irregulære overvoksninger, uafrundede korn samt
lermineraler har typisk en negativ indvirkning på permeabiliteten pga. deres høje specifikke
overfladeareal, der øger grænsefladearealet. Illitovervoksninger har specielt høj permeabilitetsreducering på grund af deres fibrøse ’hårlignende’ habitus (Tucker, 2001; Storvoll et al.,
2002). I områder hvor der er en intens udfældning af authigene mineraler kan der stadig være
små mængder af porøsitet, men disse er enten så små, at reel strømning ikke forekommer
eller vil porerummene være afskåret fra hinanden. Denne porøsitet benævnes mikroporøsitet
42
og bidrager ikke til den effektive porøsitet.
I dette projekt er der målt absolut porøsitet på 2 måder; ved punkttælling og en grafisk
porøsitetsberegning.
Den grafiske porøsitetsberegning udføres i et billedbehandlingsprogram, hvor man drager
fordel af epoxyens blå farve, som skiller sig markant ud fra de hvide, grå, grønne, brune og
rødlige farver, der ses i tyndslibet, når almindeligt lys passerer igennem. Billedbehandlingsprogrammet (som fx Adobe Photoshop eller GIMP) kan genkende en bestemt farve med en
given usikkerhed og automatisk generere en markering af områderne i tyndslibet, som er
blå (epoxy/porøsitet). Det er muligt at udregne det samlede areal af de blå områder samt
arealet af det totale område, der analyseres og deraf udregne en grafisk (absolut) porøsitet.
Grafisk porøsitet, Pg =
Aepoxy
· 100%
Atotal
I praksis produceres et script til freeware billedmanipulationsprogrammet, GIMP 2. Scriptet
indlæses, og der optræder et hjælpevindue, hvor man vælger farvespredningen af udvælgelsen og farven, man ønsker at udregne arealet af. Dernæst fåes et output med den ønskede
arealberegning → den grafiske porøsitet.
Ulemperne ved den grafiske metode er, at den dybe blå farve, som epoxyen normalt besidder,
kan variere afhængig af imprægneringen af prøverne. Således kan porøsitet i nogle prøver
være markeret af en noget lysere epoxyblå farve end normalt. Løsningen kan være at øge
farvespredningen (threshold) af ens markering, sådan at ens markering indbefatter både lyse
og mørkeblå farver. Dog opstår dermed et nyt problem, da de grønne farver derved nemt
bliver indbefattet i markeringen og porøsiteten bliver for stor. Man skal derfor behandle
prøver med et stort antal grønne eller grønlige mineraler (fx apatit og glaukonit) med en
vis forsigtighed. En fordel ved metoden er, at det er muligt at markere forskellige områder
på tyndslibet og udregne porøsitet. Således kan man hurtigt få et estimat af evt. lokale
porøsitetsvariationer indenfor samme tyndslib. En anden fordel er metodens ’hastighed’.
Afhængig af brugerens teknik og kendskab til billedbehandling kan et porøsitetsestimat
opnås på få sekunder. Dvs. metoden vil ofte være hurtigere end porøsitetsestimering ved
punkttælling.
5 Analyseresultater
5.1
Tyndslib
Ved tyndslibsanalysen er der estimeret mineralogisk sammensætning, kornstørrelsesfordeling
& sorteringsgrad (figur 5.1), afrundethed, mekanisk kompaktion og porøsitet.
5.1.1
Punkttælling
Punkttællingen giver en mineralogisk sammensætning af sandstenen, så vidt det er muligt
med optisk mikroskopi - dvs. opakke mineraler, oxider og meget små mineraler er vanskelige
at identificere og er kun bestemt til fx ’Brunligt replacerende mineral’ osv. Sorteringsgrad
og afrundethed er beskrevet i afsnittet om prøvemateriale (se afsnit 3).
Prøverne klassificeres hovedsageligt som sublithareniter - med undtagelse af 487703 og
487732 som klassificeres som subarkoser - se figur 5.2.
5.1.2
Porøsitet
Porøsiteten er målt ved punkttælling og ved den nævnte grafiske metode. Porøsiteten varierer mellem 0 og 22,5% målt ved punkttælling, mens den grafiske metode giver en variation
mellem 0 og 19,1%. Generelt ses en differens mellem metoderne på 0-3% (figur 5.3). Differensen skyldes enten heterogenitet i prøven (→ for lille punkttællingsporøsitet) eller at
en prøve indeholder porerum med mikroporøsitet, der giver en svag lyseblå farve pga. en
delvis mætning med epoxy blandt fx lermineraler. Hvis de lyseblå områder er registreret
som porøsitet ved punkttællingen, fås en for stor porøsitet. En enkelt prøve (487710) viser
en difference på 13,5%, hvilket må skyldes en fejl i forbindelse med punkttællingsøvelsen,
da man visuelt kan bekræfte en markant forskel i porøsitet mellem 487710 og dens naboer
(487709 & 487711) ved at betragte tyndslibsbillederne. Denne forskel er ikke registreret ved
43
KAPITEL 5. ANALYSERESULTATER
44
Figur 5.1: Den gennemsnitlige kornstørrelse i prøverne med en markering af
størrelsesvariationerne internt i prøverne (sorteringsgrad).
45
Figur 5.2: Klassifikation af sandstenene ved punkttælling. Sandstenene klassificeres fortrinsvist som sublithareniter.
46
Figur 5.3: Grafisk porøsitet afbilledet som funktion af PT-porøsitet. Der ses en generel
proportionalitet, der synes at validere den grafiske metode. Tilfældet med 487710 er nævnt
i teksten og kan overses.
punkttællingen.
Det var ikke muligt at lave grafiske porøsitetsmålinger på 487725 og 487772, da de var
blevet dækket med kul med henblik på SEM-analyser, da tyndslibene blev scannet ind.
For disse antages punkttællingsdataene at være korrekte. En sammenligning mellem den
grafiske porøsitet og punkttælling ses på figur 5.3.
Der ses både porøsitetsforskelle mellem profilerne, men også internt i profilerne.
Profil 1
0,0-7,2%. Gennemsnitlig porøsitet på 3,4%. Der ses en aftagende porøsitet opad gennem
profilet. Prøve 487703 har størst porøsitet.
47
Figur 5.4: Porøsiteten som funktion af sorteringsgraden. Der ses ikke nogen umiddelbar
sammenhæng.
Profil 2
4,8-19,1%. Gennemsnitlig porøsitet på 12,6% og står dermed for de højeste porøsiteter, der
ses i dette projekt. 487710 viser et pludseligt fald i porøsitet.
Profil 3
0,0-13,0%. Gennemsnitlig porøsitet på 6,0%. De nederste prøver er fuldt cementerede, mens
de tre øverste prøver har stor porøsitet med en aftagende tendens opad.
Profil 4
0,0-3,6%. Gennemsnitlig porøsitet på 0,8%. Prøverne har generelt ingen porøsitet, dog med
undtagelse af den midterste prøve, der har en lille porøsitet på 3,6%.
Profil 5
1,7-6,5%. Gennemsnitlig porøsitet på 4,9%. Der ses en aftagende tendens opad.
48
Profil 6 - prøve 498507
Prøven har en porøsitet på 9,2%, hvilket er højere end den generelle porøsitet blandt projektets prøver.
5.2
XRD
I dette afsnit ses resultaterne fra de udførte XRD-analyser. Herunder vil være kvantitative målinger af mineralogien i de oprindelige sandsten (BULK) og i lerfraktionen (LER),
samt kvalitative målinger af illit-toppene mht. illit-krystallinitet. BULK målinger mangler
fra 487730 og 487731 pga. mangel på prøvemateriale. Derudover mangler LER-måling for
487707 pga. intens flokkulering i prøven.
5.2.1
BULK
Profil 1
Kvartsindholdet varierer mellem 19,8 og 83,7% med en gennemsnitsværdi på 53%.
K-feldspat varierer mellem 4,1 og 33,2% med en gennemsnitsværdi på 18,3%.
Plagioklas varierer mellem 0 og 29,0% med en gennemsnitsværdi på 7,1%.
Pyrit ses 487701, 487703 og 487707 i små mængder, der varierer mellem 0,2 og 0,5%.
I profil 1 er der fundet flere slags karbonater:
Calcit varierer mellem 0 og 11,5% med en gennemsnitsværdi på 3,6%
Mg-Calcit findes kun i 2 prøver. Der ses en lille andel i 487701 på 0,7%, mens der i 487706
ses en betydelig mængde - 71,5%
Dolomit ses i 487707 med en andel på 12,3% og i 487706 med 0,2%.
Lermineralindholdet i profilet varierer mellem 1,0 og 4,1% med en gennemsnitsværdi på
2,8%.
Profil 2
Kvartsindholdet varierer mellem 71,5 og 82,6% med en gennemsnitsværdi på 77,5%.
Plagioklas varierer mellem 3,5 og 4,1% med en gennemsnitsværdi på 3,8%.
Dolomit ses udelukkende i 487711 med 15,2%.
Lermineralindholdet varierer mellem 2,0 og 5,6% med et gennemsnitsindhold på 3,5%.
49
Profil 3
K-feldspat varierer mellem 0 og 11,4% med en gennemsnitsværdi på 4,8%.
Plagioklas ses ikke i profilet.
Der findes calcit i to prøver 487722 (1,3%) og 487728 (4,0%).
Jarosit forekommer i relativt store mængder. Indholdet varierer fra 0 til 11,7% med et
gennemsnit på 4,7%.
Lermineralindholdet varierer mellem 4,8 og 24,1% med en gennemsnitsværdi på 14,4%.
Profil 4
K-feldspat varierer mellem 0 og 7,0% med en gennemsnitsværdi på 3,0%.
Plagioklas varierer mellem 0 og 32,2% med en gennemsnitsværdi på 12,0%.
Calcitindholdet varierer mellem 0 og 4,2% med en gennemsnitsværdi på 2,0%.
Lermineralindholdet varierer mellem 0,8 og 17,3% med en gennemsnitsværdi på 11,7%.
Profil 5
Plagioklas varierer mellem 15,0 og 31,7% med en gennemsnitsværdi på 22,8%.
Calcitindholdet er relativt højt. Mellem 29,3 og 42,3% med gennemsnit på 34,4%.
Der ses en forekomst af pyrit (3,2%) i 487770.
Lermineralindholdet varierer mellem 4,2 og 10,0%. Gennemsnit på 5,5%.
Profil 6 (Prøve 498507)
Prøven har et kvartsindhold på 73,4% og et feldspatindhold på 12,4% (K-feldspat, ingen
plagioklas). Der registreres et lille calcitindhold på 0,7%, et lidt større Mg-calcitindhold på
3,3% og en mulig Mg-siderit forekomst på 1,3%. Igen ses et relativt højt jarositindhold på
5,8%. Lermineralerne udgør 3,2%.
5.2.2
50
LER
I lerfraktionen fokuseres på indholdet af lermineralerne chlorit, illit, kaolinit og smectit.
Der er også registreret en række mineraler, som er ikke er traditionelle lermineraler (phyllosilikater). Disse indikerer et varierende indhold kvarts, feldspat og jarosit i matrix, mens
calcit i lerfraktionen højst sandsynligt er knust calcitcement. I visse prøver (fx 487709)
viser SEM-analyser meget store authigene kaolinitkrystaller, som nemt kan blive frasorteret
i forbindelse med prøvebehandlingen.
Profil 1
Ikke-phyllosilikaterne har opad voksende andel i profilet. Nederst ses et marginalt indhold
på < 5%, der vokser gradivist til ca. 62% i den øverste prøve (487706). Det er fortrinsvist
kvarts, mens calcit er markant i de 2 øverste prøver.
Kaolinit er det dominerende lermineral med et indhold mellem 72,2% og 93,5%, hvor gennemsnittet er 85,0%. Illit viser en stigende tendens, og der ses et indhold fra 3,9 til 26,8%
med et gennemsnit på 10,6%. Chlorit forekommer nogenlunde konstant, men mangler i den
øverste prøve. Indholdet varierer mellem 0 og 6,9% med et gennemsnit på 4,1%. Smectit er
fraværende i de 3 nederste prøver, men ses i små mængder (0,1-1,0%) i de øverste prøver.
Profil 2
Ikke-phyllosilikaterne forekommer i lille andel <15% - hovedsageligt kvarts og feldspater.
Lermineralerne er igen domineret af kaolinit med et indhold mellem 57,5 og 84,4% (gennemsnit: 70,5%), men der ses et større indhold af illit end i profil 1. Det varierer mellem 17,7
og 35,6% med et gennemsnit på 25,9%. Både chlorit og smectit forekommer i relativt små
mængder. Chlorit-indholdet varierer mellem 0,6 og 4,2% (gennemsnit: 2,5%), mens smectit
er målt til at være mellem 0,3 og 2,6% af indholdet af lermineraler - gennemsnit på 1,1%.
Profil 3
Ikke-phyllosilikaterne ses i dette profil at udgøre op til betydelige mængder af lerfraktionen
(20-98%). Der er fortrinsvist tale om kvarts og jarosit. I prøverne 487722 og 487728 er
indholdet >85%, hvilket betyder, at lermineralfordelingen vil være befængt med en større
fejlrisiko. Modsat de to første profiler ses her illit som det dominerende lermineral. Indholdet
varierer mellem 45,3 og 100% med et gennemsnit på 79,3%, og kun i 487728 ses et større
51
indhold af kaolinit. Kaolinitindholdet varierer mellem 0 og 54,7% med et gennemsnit på
19,3%. Størst indhold ses i de to stratigrafisk nederste prøver (487722 og 487728). Chlorit
er fraværende i profilet, og smectit forekommer kun i 487722 (6,7%) og i 487726 (0,4%).
Profil 4
Lerfraktionen viser et betydeligt indhold af kvarts (>20%), og specielt i prøve 487733 ses
et markant kvarts, feldspat og calcitindhold.
Mht. lermineralerne skiller 487733 sig noget ud i forhold de to andre prøver. 487729 og
487731 har højt illitindhold - hhv. 80,8 og 100%. 487729 indeholder derudover 19,2% kaolinit. Derimod har 487733 et højt indhold af kaolinit (61,0%), et mindre indhold af illit (23,5%)
og et relativt højt indhold af chlorit (15,6%). Profilet har gennemsnitligt en lermineralsammensætning på kaolinit: 26,7%; illit: 68,1%, chlorit: 5,2% og smectit: 0%.
Profil 5
I lerfraktionen ses i 487770 og 487772 meget høje indhold af calcit. Derudover ses i 487772
et relativt højt kvartsindhold.
Prøverne viser markante forskelle i deres lermineralsammensætning. Den nederste prøve
(487772) har højst illitindhold (55,5%), mindre kaolinit (26,9%) og chlorit (15,6%), samt
et lille indhold af smectit (2,0%). 487771 har højst kaolinitindhold (54,4%), et illitindhold
på 25,3% og et bemærkelseværdigt højt indhold af chlorit (20,3%). Prøven indeholder ikke
smectit. Den øverste prøve (487770) har derimod intet chloritindhold, men et større indhold
af kaolinit (73,9%). Illitindholdet er på 25,1% og der ses et lille smectitindhold (1,0%).
Profilet har gennemsnitligt en lermineralsammensætning på kaolinit: 51,7%; illit: 35,3%,
chlorit: 12,0% og smectit: 1,0%.
Profil 6 - prøve 498507
Prøven har en lille ikke-phyllosilikat sammensætning bestående af kvarts, K-feldspat, muligvis
Mg-siderit og jarosit. I alt mindre end 25%. Lermineralerne er domineret af kaolinit (92,5%),
og der ses mindre mængder af illit (6,8%) og smectit (0,7%).
5.2.3
52
Illit-krystallinitet
Krystallinitetsindekset for illit målt på 002-toppen (5Å) viser let varierende størrelser indenfor profilerne, hvor den mest almindelige tendens er et let voksende indeks stratigrafisk
opad (profil 1, 3 & 4). Det modsatte ses i profil 5, mens profil 2 har et nogenlunde konstant indeks. De midlede værdier viser de generelle forskelle mellem profilerne. Se mere i
diskussionen (afsnit 7.5.1).
6 Petrografi
6.1
Profil 1 (487701-487707)
6.1.1
Detritale komponenter
Kvarts
Kvarts forekommer som både monokrystalline og polykrystalline korn i de fleste prøver
dog med langt størstedelen som monokrystalline korn. I de nederste prøver ses et forhold
mellem mono- og polykrystalline kvartskorn på 1:3, som falder til 1:10 i de øverste prøver. De
53
KAPITEL 6. PETROGRAFI
54
monokrystalline kvartskorn har ondulerende udslukning og indeholder et lavt antal subkrystaller, mens de polykrystalline indeholder mange subkrystaller med forskellig udslukningsvinkel (P2-A1 ). Kornene er fortrinsvist subangulare og er ofte beklædt med overvoksninger.
Kornkontakterne er hovedsageligt tætte og lange, og der ses tegn på opløsningsflader mellem
kvartskorn (suturer). I de to stratigrafisk højest beliggende prøver, der er karbonatcementerede, ses punktkontakter.
Feldspat
Feldspat forekommer i relativt højt indhold i dette profil (5-12%) og hovedsageligt som
K-feldspat. Der ses forskellige stadier af feldspatopløsning i prøverne. I visse prøver ses
plagioklaserne at være fuldt opløste, hvor de efterlader et porerum, der ofte udfyldes af
authigent kaolinit (P3-A). De opløste feldspater markeres af lerbelægninger eller relativt
store porerum, der ikke er brudt sammen som følge af mekanisk kompaktion efter opløsningshændelsen. Der ses også calcitreplacering af Ca-holdige plagioklaser (P1-A). De rene Kfeldspater forekommer relativt upåvirkede, men har ofte et noget ’grumset’ udseende set
i optisk mikroskop og er delvist seriticerede. K-feldspater indeholdende perthit-lameller
ses ofte som delvist opløste korn med opløsningsfænomener i lamellerne. Feldspaterne får
her et let genkendeligt opsprækket udseende. Den massive opløsning af feldspaterne har
givet anledning til en vis mængde sekundær porøsitet, som er bevaret i flere af prøverne.
Feldspatkornene har ikke tydelige overvoksninger.
Bjergartsfragmenter
Bjergartsfragmenterne består hovedsageligt af sammenkittede kvartskorn → polykrystalline
kvartskorn, men også af klaster af cementerede sedimentære bjergarter (P2-B). Den kvantitative XRD-analyse viser for prøve 487704 & 487705 store mængder feldspat, som evt. kunne
være dele af bjergartsfragmenterne, da der ikke er registreret så store mængder feldspat ved
punkttællingen. I prøve 487701 ses også calcit-granat klaster som et nævneværdigt bjergartsfragment.
1
Bilag C, Planche 2-A. Der vil være flere henvisninger til Bilag C i dette afsnit. Flere billeder fra BSE,
SEI og POL kan findes på den medfølgende CD
55
Glimmer
Glimmermineraler er hyppigt forekommende i profil 1. Det er oftest biotit, der viser en stærk
pleokroisme. Glimmerkornene er en god indikator for mekanisk kompaktion, idet de ses at
være bøjede/brækkede (P3-A) i alle prøver undtagen de karbonatcementerede 487706 &
487707. Ofte er de delvist omdannede, hvilket kommer til udtryk i en udvidelse af krystallet
med adskillelse glimmerlamellerne til følge. BSE-analyserne viser også dannelse af anatas
internt i biotitkrystallerne som følge af omdannelse, hvorved der frigives Ti, som udfælder
umiddelbart efter.
Calcit
I prøve 487702 og 487705 findes detritale calcitklaster. De har nogenlunde samme kornstørrelse som de skeletale korn og viser tegn på lokale opløsning-udfældningsfænomener, idet
der i forbindelse med klasterne ofte ses en calcitvækst, der udfylder nærliggende porerum.
Det tyder på en oprindelse som aragonitiske fossilfragmenter, der er blevet replaceret af
calcit.
Accessoriske mineraler
— Apatit; ses ofte i prøverne fra profil 1. Det forekommer både som detritale korn (P1-D)
og som aggregater formentlig af biogen oprindelse (P3-C). De detritale korn ses ofte at være
opsprækkede som følge af mekanisk stress.
— Chlorit; ses af og til i prøverne og har ikke udpræget diagenetisk karakter, men forekommer mere til at være del af matrix eller bjergartsfragmenter.
— Granat; forekommer som calcit-granat fragmenter (P1-B). Er specielt hyppigt forekommende i de nederste prøver, hvor de udgør op til 2,5%. Oprindelsen er formentlig en metamorf mergel. Granatklaster, som ikke er beskyttet af vedhæftet calcit, ses ofte at være
faceterede, hvilket kan antages at være et tegn på delvis opløsning (Morton et al., 1989).
— Monazit & zirkon; er registreret, men er ikke tilstede i store mængder.
6.1.2
Diagenetiske komponenter
Kvarts
Ingen af prøverne i profil 1 er kvartscementerede, men der forekommer overvoksninger i alle
prøver undtagen 487707, der er stærkt karbonatcementeret. Overvoksningerne er i optisk
56
kontinuitet med de oprindelige kvartskorn og kan genkendes i optisk mikroskopi, hvis inklusioner markerer den oprindelige kornoverflade eller alternativt, hvis overvoksningen er
euhedral i modsætning til det afrundede detritale korn. Kvartsvæksten foregår fortrinvist
ind i det åbne porerum, hvad enten det er primært eller sekundært. Ofte hæmmes væksten
helt eller delvist af andre mineraler og/eller authigene lermineraler - fx kaolinit udfældet
i porerummet eller chloritbelægninger (487703) (P1-C, P4-A). I disse prøver ses en klar
tendens til vækst i områder med minimale/ingen forhindringer, hvor der dannes ’pæne’ euhedrale overvoksninger, mens de delvist forhindrede overvoksninger er mere anhedrale, men
genkendes alligevel relativt nemt på BSE-billeder. Kvarts ses også replacere detrital calcit
i 487701. Trykopløsningsflader er almindelige.
Feldspat
Der observeres en mindre mængde diagenetisk K-feldspat, som vækst på detritale K-feldspater,
men de har ikke nogen nævneværdig porøsitetsmindskende effekt. Væksterne ses som euhedrale krystaller med samme gråtone på BSE-billeder og er ’rene’ K-feldspater uden substituerede grundstoffer, som er almindeligt for diagenetiske feldspater (Yde, 1983; Friis,
1987) - ligesom de detritale vækstpunkter er ren K-feldspat. Der ses også trykopløsningsfænomener mellem kvarts og feldspat.
Karbonat
Omfattende karbonatcementering ses i profilets to øverste prøver (487706 & 487707), hvor
kornkontakterne indikerer en tidlig cementeringsbegivenhed, inden nævneværdig mekanisk
kompaktion er forekommet. Dog er cementen markant forskellig i de to prøver.
— 487706; indeholder en poikilotopisk calcitcement med et mindre indhold af Mg og Mn
(P3-B). Den er registreret som Mg-calcit i XRD-analysen, der estimerer at 71,5% af BULKprøven består af Mg-rig calcit. Det er formentlig en overestimering. BSE-billederne afslører,
at cementen indeslutter en leret matrix, som dermed ikke fremstår så tydeligt i optisk
mikroskopi, samt at der ses en omfattende replacering af plagioklas. Kun i porerum med
relativt tæt matrix/authigent lerindhold har cementen svært ved at trænge igennem. Kaolinitpseudomorferne i de ekspanderede biotitkorn, tilstedeværelsen af glaukonit og enkelte
suturer mellem kvartskornene indikerer, at timingen af calcitcementen har været nogenlunde samtidig med indtræfningen af betydende kompaktion. Glaukonitkornet som ses på
57
(P2-D) viser, at cementeringsfasen ikke har været aktiv i forbindelse med glaukonittens
volumentab - formentlig i den telogenetiske fase.
— 487707; indeholder en cement, der består af to karbonatfaser; en calcitisk og en Fedolomitisk. De kan let skelnes på BSE-billederne, da calcitfasen fremtræder noget lysere
end dolomitten (P9-D).
De to faser synes at forekomme som en tilfældig plettet masse, hvor det ikke umiddelbart er
muligt at vurdere rækkefølgen for udfældningen af dem. Cementen udfylder porerum, som
er større end den generelle kornstørrelse, og det vurderes, at der må have været et detritalt
udgangsmineral, som nu er replaceret af de to faser. Ydermere findes en del inklusioner i
cementen, som giver den et sprækket og grumset udseende.
- calcitfasen er næsten ren calcit. Der ses en lille smule Fe og Mg ved EDS-analyser. Calcitten
har til tider et sparitisk udseende, hvor euhedrale calcitkrystaller ses vokse ud fra kanten af
et eksisterende eller tidligere korn. Nogle steder forekommer det også, at calcitten angiver
et omrids af tidligere detritale korn, som nu er replaceret af Fe-dolomitten. Dette leder til
konklusionen, at calcit formentlig har været den første karbonatcementeringsfase, der er
vokset ud fra en detrital metastabil calcit/aragonit-fase.
- Fe-dolomitfasen er en dolomit med 13 atom% jern ifølge EDS-analysen, hvilket formentlig
er en let overestimering af jernindholdet pga. af apparaturets tendens til at overestimere de
tunge grundstoffer ved kvantificering. Den er tydeligt mikrokrystallin og ses vokse i porerummet blandt bl.a. lermineraler, som den indeslutter. Der ses euhedrale Fe-dolomitkrystaller
vokse på en K-feldspat ud i et porerum, der kunne være sekundært, hvilket indikerer en
vækst, der er relativt senere end calcitfasen.
Karbonatcementeringen i 487707 synes dermed have haft en metastabil kilde, der har
forårsaget calcitvækst i porerummet og en senere Fe-dolomitreplacering af kilden. Der må
i perioden mellem den første til næste karbonatcementeringsfase være sket en ændring i
porevandets sammensætning, som meget vel kunne være en ændring fra meteorisk til salint
porevand. Tidligere studier af cement indeholdende flere karbonatfaser indikerer også en
ikke-samtidig udfældning og skift i kemisk miljø (Searl, 1992).
Kaolinit
Kaolinit ses i alle prøver som det mest almindelige lermineral og det mest udbredte mineral i porerummet. Der ses 2 forskellige morfologier (P1-D); den ene er type er relativt
58
dårligt definerede krystaller, der generelt er mindre end den anden type. De synes at udfylde primære porerum og deres størrelse og krystalstruktur kunne tyde på en påvirkning
af meteorisk porevandsgennemskylning (Prochnow et al., 2006). Denne type ses at være
sprækkeudfyldende i forbindelse med mekanisk kompaktion og som pseudomorf mellem biotitlameller. Den anden type består af noget større og bedre definerede krystaller med
tydelig ’booklet’ struktur (Welton, 1984). Denne type ses ofte udfylde sekundær porøsitet
efter feldspatopløsning. En årsag til denne krystalstruktur kunne være tilstedeværelsen af
organiske solventer, der kan øge aluminiums mobilitet (Prochnow et al., 2006).
Chlorit
Tydelig diagenetisk chlorit forekommer kun i 487703, hvor det danner brede belægninger
(< 5µm) på skeletale korn (P2-C, P4-A). Chloriten er meget jern-rig, hvilket er typisk for
diagenetisk chlorit, og den har en markant væksthæmmende effekt, idet der ses udbredt euhedral kvartsvækst ved de steder, hvor chloritbelægningen er fraværende. Dannelsen er sket
i en tidlig fase af diageneseforløbet, da belægningerne synes at markere det originale skelet
i prøven. Således markerer de sekundær porøsitet i form af opløste mineraler, mineraler,
der har været udsat for volumentab, og opsprækkede mineraler. Den sekundære porøsitet,
som chloriten markerer, er i nogle tilfælde udfyldt med kaolinit, mens der andre steder ses
store porerum. Chloriten har dermed ’overlevet’ flere forskellige kemiske miljøer og fremstår
meget stabilt. Mellem kvartskornene ses ofte suturer, som tyder på stor mængde trykopløsning. I nærheden af disse suturer ses chloriten ofte at være indeklemt, og det tyder
på, at den mekaniske kompaktion også har forårsaget trykopløsning af chloritbelægningen
og/eller en mekanisk forvitring af chloritbelægningen i form af knusning, ’afskrabning’ eller
lignende.
Chloriten synes at forekomme som 2 forskellige typer; den første har en mere porefyldende
karakter og har en klassik chloritisk bladlignende morfologi. Den anden type har en mere tæt
palisade-agtig morfologi og synes at dække de skeletale korn meget effektivt. EDS-analyser
viser et højere Mg-indhold i type 2, mens type 1 viser et indhold af K, hvilket kunne tyde
på en chlorit-illit sammensætning.
Glaukonit
Glaukonit er observeret i de fleste prøver - gerne sammen med apatit. Den har ofte et
opsprækket udseende pga. volumentab og der ses også eksempler på oxideret glaukonit,
59
hvor den optræder med brun farve i optisk mikroskop (P2-D). Både glaukonit og apatit har
formentlig en biogen oprindelse, da de ofte dannes ud fra biologiske affaldsprodukter som fx
fækalier umiddelbart efter aflejring (van Houten & Purucker, 1984; Tucker, 2001) - se også
afsnit 7.4.4.
Pyrit
Pyrit er ikke almindeligt forekommende i profil 1. Det ses i størst mængde i den karbonatcementerede 487707, hvor karbonatcementen har modvirket oxidering af pyrit i forbindelse
med opløft. Pyrit i 487707 findes som euhedrale krystaller af varierende størrelse (< 20µm)
og ses også som store aggregater op til 0,2mm. Pyrit observeres gerne i forbindelse med
apatit og har dermed formentlig sin oprindelse i anoxiske miljøer, som følge af bakteriel nedbrydning af organisk materiale. Pyrit har højst sandsynligt også været tilstede i de øvrige
prøver, da der også ses tegn på en initial tilstedeværelse af organisk materiale, men den
er formentlig senere blevet udvasket af oxiderende porevandsgennemstrømning i forbindelse
med telogenese.
Anatas
Anatas (T iO2 ) er et almindeligt forekommende accessorisk diagenetisk mineral i profil 1,
hvor de forekommer som mindre krystaller (≈ 4µm) og til tider som spektakulære vækster
(< 0, 3mm) (P1-C). Anatas optræder som pseudomorfer af detritale ilmenitkorn, titanomagnetit eller andre Ti-holdige mineraler som fx biotit, og de er almindelige i reducerende
sulfatmiljøer, hvor der ses en gennemgribende opløsning-udfældning af de Fe-Ti-holdige
mineraler (se afsnit 7.4.6). Ilmenitopløsningen foregår i den tidlige diagenese, hvor der udfældes anatas og pyrit (hvis det er et reducerende sulfatholdigmiljø), mens anatasdiagenesen
i forbindelse med biotitomdannelsen er et noget senere diagenetisk stadie (Morad, 1988).
Fe-Mn-oxider
I prøve 487703 ses Fe-Mn-oxider som en antageligvis sen udfældning. Krystallerne er subhedrale og vokser ofte i forbindelse med opløste ilmenit/titanomagnetitkorn, anatas eller
chloritforekomster. De synes at vokse udforstyrret ud i sekundære porerum og er ikke
påvirkede af kompaktionsfænomener (kemisk/mekanisk). Derfor tyder deres tilstedeværelse
på en genoxidering af Fe-rige mineraler (fx pyrit, chlorit, glaukonit, biotit) i forbindelse med
60
den telogenetiske fase.
6.2
Profil 2 (487709-487711)
6.2.1
Kvarts
Profil 2 er præget af monokrystalline kvartskorn, og der ses et forhold mellem mono- og
polykrystallin kvarts på 1:20. Kontaktfladerne mellem kornene er ofte stærkt suturerede og
indikerer trykopløsning som følge af en kompaktion af sedimentet. Da trykopløsningen er så
udpræget, kan det antages, at prøverne har opnået den maksimale mekaniske kompaktion,
da en yderligere omorganisering af sandstensskelettet ikke synes, at have været muligt.
På trods af det ses 2 af prøverne (487709 & 487711) at bibevare en relativ stor porøsitet
(15-20%), hvilket viser, hvor meget kompaktionen/pakningen af sedimentet kan indvirke
på porøsiteten, da disse prøver ikke har nævneværdigt indhold af porerumsmindskende
authigene mineraler - i modsætning til prøve 487710, der har et stort indhold af authigent
kaolinit.
61
Feldspat
BSE-analysen viser, at feldspaterne er nogenlunde velbevarede. Der er registreret både plagioklaser og K-feldspater, hvoraf Ca-plagioklaserne og perthiterne ses, at være delvist omdannede, men der ses ikke fuldstændigt opløste korn → sekundær porøsitet. Dermed synes
feldspatindholdet at være ret lavt i prøverne (PT:2-3%; XRD: 15-20%). Perthiterne ses også
at deformeres sprødt i sine spalteflader, hvorfra opløsning kan foregå hurtigere (P4-B).
Bjergartsfragmenter
Bjergartsfragmenterne i profilet er hovedsageligt sammenkittede kvartskorn, polykrystallin
kvarts samt sedimentære bjergartsfragmenter. Der ses også enkelte eksempler på granatkvarts klaster.
Glimmer
Der ses både biotit og muskovit i prøverne, og de er relativt uomdannede. Der ses opsprækning af krystaller og kaolinitpseudomorfer i nogle glimmermineraler, men det er ikke
en generel tendens i prøverne.
Karbonat
Der ses detritale karbonatklaster i prøve 487711. Det er relativt små korn, der har et ’beskidt’
udseende og er delvist opspaltede. Der ses også trykopløsning mellem karbonatklasterne og
kvartskornene. Prøven reagerer kun svagt med saltsyre og XRD-analysen viser en markant
top ved 2,905Å, hvilket indikerer en tilstedeværelse af let Mg-fattig dolomit. Det antages
derfor, at klasterne er detritale dolomitklaster.
— Glaukonit & turmalin er registreret i mindre mængder. Glaukonitten giver antydning
om aflejring i kystnært marint miljø - se afsnit 7.4.4.
6.2.2
62
Kvarts
Kvartsovervoksninger ses i mindre mængde i profilet. Der er formentlig tale om lokale
opløsning-udfældningsfænomener i forbindelse med trykopløning mellem kornkontakter. Overvoksningerne er syntaksiale og vokser for det meste uforhindret ud i porerummet som pæne
euhedrale krystaller (P4-B). De eneste egentlige forhindringer mod kvartsvækst ses i prøve
487710, hvor der i nogle porerum er sket en omfattende udfældning af store kaolinitkrystaller.
Kaolinit
Kaolinit findes i profilet som pseudomorfer i delvis omdannet glimmer. I 487709 & 487711
ses en mindre porerumsopfyldende effekt af kaolinitudfældning. Derimod ses i 487710 en
omfattende udfældning af store kaolinitkrystaller (op til 50µm), og prøven kan betegnes
som kaolinitcementeret. Den har dermed også en markant lavere porøsit. Enkelte steder
ses kaolinitkrystallerne at vokse ud fra glimmerkorn, men oftest ses mineralet at komplet
udfylde porerum, uden at der kan ses en oplagt kilde.
APS-mineraler
I prøve 487710 er der i forbindelse med BSE-analysen observeret delvist opløste subhedraleeuhedrale krystaller, der har en ydre kant af jern-hydroxider, mens kernen består af en
blanding af Ca, Al og P (P4-C). De har formentlig originalt været udfældet som Aluminiumphosphat-sulphater (APS), der kan bestå af forskellige sammensætninger af Ca, K, SO4 , PO4
og Sr. Sammensætningen i 487710 passer med varianten Crandallit (Spötl, 1990) - se også
afsnit 7.4.5.
6.3
63
Profil 3 (487722, 487725-487728)
6.3.1
Kvarts
Monokrystallin kvarts dominerer kvartsmineralerne i profilet, hvor der ses et forhold mellem
mono- og polykrystalline korn på 1:15 til 1:40. Trykopløsning forekommer i mindre omfang
(P5-C) - specielt dårligt udviklet i den nederste prøve (487722), hvor punktkontakter indikerer, at der har optrådt cement i forbindelse med en tidlig diagenesefase. I prøve 487728,
der ligger 65m højere end 487722 og ligeledes indeholder karbonatcement, ses relativt tætte
kontakter, som tyder på en senere cementering i dette niveau ift. 487722.
Feldspat
Feldspat er tilstede i meget små mængder (PT: 1-4%, XRD: 0-11%). Der er registreret
mindre mængder sekundær porøsitet i de ikke-karbonatcementerede prøver, som formentlig
skyldes en vis plagioklasopløsning, men udgangsbjergarten har sandsynligvis ikke indeholdt
mere end 10% feldspat. Generelt observeres ikke plagioklas, bortset fra enkelte korn i de
karbonatcementerede prøver, hvor de er delvist replaceret af karbonat. Derudover ses nogle
K-feldspater, som er opsprækket og delvist opløst i spaltefladerne. Sprækkerne kan være
64
udfyldt med authigent ler, karbonat eller sekundær porøsitet. I 487722 er der observeret
K-feldspat med overvoksninger i en tidlig præ-karbonat diagenetisk fase. Til feldspatkornet
er der også vedhæftet kaolinit, der synes at have modvirket K-feldspat vækst.
Glimmer – Bjergartsfragmenter
Muskovit er det dominerende glimmermineral i profilet, hvor kun meget små mængder
biotit er noteret. Muskovitkrystallerne er delvist omdannede i de øverste 3 prøver (487725487727) (P3-D), men helt intakte i de nederste 2 prøver (487722,487728), der er fuldstændigt
cementeret af Fe-dolomit, hvilket må være sket inden omdannelsen af glimmer.
Bjergartsfragmenterne er hovedsageligt sammenkittede kvartskorn.
— Turmalin; er fundet i små mængder.
6.3.2
Kvarts
Kvartsovervoksninger ses på mange kvartskorn. Det er euhedrale syntaksiale overvoksninger,
der nemmest genkendes i elektronmikroskopet eller ved tilstedeværelsen af inklusioner (dustrims)
i optisk mikroskopi. Kvartsvæksten bevirker en vis cementering af sandstenene, men der
opretholdes dog en porøsitet på 7-13% i de ikke-karbonatcementerede prøver. Overvoksningerne ses at være hæmmet af jarositkrystallerne. I de karbonatcementerede prøver ses
kun kvartsovervoksninger i forbindelse med sprækkerne i 487722 (P5-A), hvor de har fået
plads til at vokse samt tilførsel af Si ved sprækkedannelsen og efterfølgende fluidbevægelser.
Karbonat
Karbonat ses i de to nederste prøver i Profil 3 (487722 & 487728), der er fuldstændigt cementerede. Prøverne reagerer kun svagt med saltsyre, hvilket skyldes cementens hovedsagelige dolomitiske sammensætning (ifølge EDS-analyser på 487722). Det antages, at cementen
er nogenlunde ens i 487722 og 487728 (P4-D).
— Fe-dolomit; er den dominerende karbonatfase i cementen. Teksturen er ’grumset’ og
skyldes formentlig at cementen indeslutter en del ler (matrix/tidlig authigen ler) og andre
65
mindre partikler. Hvor der forekommer sprækker i prøven, ses de at bryde gennem Fedolomitcementen, og der ses ikke udfældning af ny Fe-dolomit i det nydannede porerum.
Derimod ses calcit at vokse ud fra Fe-dolomitcementen.
— Dolomit; ses få steder som rester af et zoneret krystal, hvor de centrale dele af krystallet nu er opløst og replaceret af Fe-dolomitcement. Dolomitten viser tydeligt en euhedral
krystalstruktur, og BSE-billederne afslører, at der også er inklusioner i den rene dolomit.
— Calcit; forekommer som udfældning i sprækkesystemer i en sen diagenetisk fase. Calcitten er ren CaCO3 . Den er diagenetisk relateret til chloritbelægningerne (se herunder) og
har formentlig sin oprindelse i hydrothermale grundvandsstrømninger, der skyldes paleogen
vulkansk aktivitet. Paleogene sills og dykes forekommer hyppigt i området. Calcitten er
observeret i 487722 (P5-A).
Karbonaterne i 487722 (og formentlig også dem i 487728) er sandsynligvis dannet med
en metastabil karbonatfase som kildemateriale (Searl, 1992). Herfra er der vokset zonerede
dolomitkrystaller, hvor kun den helt rene og veldefinerede dolomitzone er bevaret. Resten er
opløst og replaceret af en senere Fe-dolomit. Både cementen og dolomitzonerne er præget af
inklusioner, der forårsager en grumset tekstur og sprækker pga. defekter i krystalstrukturen.
Endeligt er der sket en opsprækning af sandstenen med efterfølgende udfældning af ren
calcit.
Kaolinit
Kaolinit er en mindre vigtig bestanddel i Profil 3 end i de andre profiler. Dog ses enkelte
eksempler på omdannelse af muskovit til kaolinit. Derudover ses også eksempler på feldspater, der har en belægning af kaolinit. Dette er formentlig tegn på genbrug af sedimenterne
→ en type sedimentært bjergartsfragment.
Illit
XRD-analysen viser en klar dominans af illit blandt lermineralerne i profil 3. Dog ses i de
2 karbonatcementerede prøver et vist indhold af kaolinit. Der ses delvist omdannede glimmerkorn, hvori illit optræder sammen med kaolinit. Morfologien af kornene ligner illitiserede
muskoviter fra Garn Fm, offshore Vestnorge (Ehrenberg & Nadeau, 1989). Illit vokser også
ud i åbne (sekundære porerum) og ses danne belægninger på skeletale korn sammen med
jarosit (P5-B, P5-C).
66
Chlorit
Chlorit optræder ligesom calcitten i de paleogene sprækker i 487722. Chloritten forekommer
som belægninger på sprækkekanterne, hvor de evt. hæmmer kvartsvækst, mens calcitvækst
ses vokse over chloritten (P5-A). I nærheden af sprækkerne ses også chloritbelægninger på
skeletale korn, hvilket indikerer en lokal omorganisering af kornene i nærheden af sprækkerne
i forbindelse med sprækkedannelsen og de medfølgende fluidbevægelser.
APS-mineraler
Aluminium-phosphat-sulphat-mineraler forekommer også i Profil 3. De ses i størst mængde i
prøve 487725, hvor de ses som aggregater op til 0,75mm og i selskab med prøvens jarositindhold (P5-B, P5-D). APS-mineralerne har en anden sammensætning end i Profil 2, nemlig
Al, Fe, SO4 , PO4 og diverse sjældne jordarter (REE).
Pyrit
Pyrit er kun observeret i 487722, hvor det fortrinsvist findes samlet i en biotit/muskovit
muddermatrix, hvori pyriten er vokset under reducerende forhold. I områderne, hvor der
er en stor mængde authigen pyrit, noteres et fravær af karbonatcement, hvilket formentlig
skyldes lokale miljøer med lav pH-værdi i nærheden af pyritkrystallerne. Pyritkrystallerne
er subhedrale-euhedrale og findes størrelsmæssigt op til ca. 100µm, mens de mest normale
krystalstørrelse er 25-50µm.
Jarosit
Jarosit observeres i specielt store mængder i 487725-487726 (P5-C, P9-C), hvor XRDanalysen indikerer et jarositindhold på 6-11% af BULK-materialet. Krystallerne er 10100µm og er euhedrale. BSE-analyser viser, at jarositen er vokset både i primære og
sekundær porerum. I de primære porerum har det haft en porefyldende effekt som ses
markeret af opløste korn → sekundære porerum, hvori der også er vokset jarosit. Jarositen
ses også at have en væksthæmmende effekt på kvarts. Jarositen har formentlig sin oprindelse
i oxiderede pyritkrystaller (Long et al., 1992).
6.4
67
Profil 4 (487729-487733)
6.4.1
Kvarts
Kvarts forekommer (næsten) udelukkende som monokrystalline korn og er derudover det
klart dominerende skeletale korn i profilet. Kornkontakterne er i nogen grad suturerede,
men der ses kun sjældent overvoksninger i den umiddelbare nærhed af trykopløsningen.
Kun prøve 487731 viser syntaksiale overvoksninger. Kvartskornene har ofte et knust udseende, hvilket kunne indikere, at der i diageneseforløbet har eksisteret miljøer, hvor kemisk
kompaktion (trykopløsning) ikke har været muligt, sådanne at kompaktionen af sedimentet
udelukkende er foregået ved mekanisk kompaktion (omorganisering, deformation, knusning).
Feldspat
Feldspaterne er stort set fraværende i de nederste prøver, men optræder igen som noget
omdannede korn i de to øverste prøver (487732 & 487733) (P7-A, P7-C, P7-D). De har
et brunligt og ’grumset’ udseende i optisk mikroskopi og afsløres kun af deres tvillinger specielt plagioklasens polysyntetiske tvillinger kan genkendes. XRD-analysen viser ligeledes
et højt plagioklasindhold for prøve 487733. BSE-analyse viser rig tilstedeværelse af albit,
68
mens SEI-analyse viser meget nydelig omdannelse af plagioklaser til calcit og albit. I 487732
ses eksempler på seriticerede feldspater. I prøve 487731 ses udpræget sekundær porøsitet,
som kunne tyde på en omfattende opløsning af feldspater og/eller detritale karbonater.
Bjergartsfragmenter
Sedimentære bjergartsfragmenter er til tider hyppigt forekommende i profilet og er det
mest normale type bjergartsfragment. Specielt ses i 487729 store mængder sedimentære
bjergartsfragmenter, hvor der ses store klaster af muskovit-illitaggregater. Disse har en kant,
der indikerer en vis opløsning, og dette bidrager til sekundær porøsitetsdannelse. XRDanalysens høje illitindhold skyldes sandsynligvis disse bjergartsfragmenter. Derudover ses
også sammenkittede kvartskorn. Mængden af polykrystallin kvarts er som nævnt meget lav.
Glimmer
Glimmer er bemærkelsesværdigt fraværende, hvilket formentlig skyldes prøvernes konglomeratiske natur, hvor glimmerkorn kan tænkes at være blevet borttransporteret til mere rolige
aflejringsmiljøer.
Karbonat
Karbonatklaster ses i flere af prøverne. Da de ofte er indesluttet i kvartscement giver de
kun en svag reaktion ved behandling med saltsyre. SEI-billeder viser calcitklaster (0,2mm)
med markante trekantede opløsningshuller i 487733 (P9-A).
— Chlorit; ses i 487733 forekomme ofte som grønne radierende aggregater, der kan være
cirkulære eller halvcirkulære (vifteformede) (P7-A). Det er en tekstur som normalt forbindes
med høje temperaturer og dyb begravelse af sedimenter (Liu, 2002). Chloritten er Mg-rig
med et vist indhold af Fe og Mn.
— Apatit; ses også i 487733. Det har udseende af detrital korn eller rekrystalliseret authigen
apatit.
— Ilmenit (F eT iO3 ); ses i 487733. Det er detritale korn som er delvist omdannede til
bl.a. titanit (CaT iSiO5 ). Ilmenitkornene har en kant, der antyder opløsning, og på nogle
ilmenitkorn ses in situ udfældning af titanit.
69
— Zirkon; er observeret i forbindelse med PT (<1%).
6.4.2
Kvarts
I prøve 487731 ses syntaksiale overvoksninger, der markeres af inklusioner. SEI-billeder af
487733 viser euhedrale kvartsovervoksninger.
Feldspat
K-feldspat ses i 487733 at lave tidlige overvoksninger på detritale kvartskorn. Det er ikke
ellers observeret i profilet og K-feldspatvæksten forekommer som en belægning, der umiddelbart deler kvartskornene fra albitcementen og er ca. 5µm bred.
Albitcement dominerer i 487730,487732 og 487733 (P7-A, P7-C), hvor de udgør størstedelen
af det intragranulære porerum. Cementen består af mikrokrystallin albit, der viser ondulerende udslukning og har en brunlig ’grumset’ tekstur. At albit optræder som cement
indikerer en diagenesehistorie, der minder om de vulkanismepåvirkede mellem-jurassiske
sandsten på det nordlige Traill Ø (Preuss, 2005).
Calcit
Der ses en let magnesiumholdig calcit som stedvist optrædende i 487729 (P6-A, P6-C). I
selskab med calcitcementen ses jernoxider, der giver calcitten en markant rød farve, når
tyndslibet betragtes i gennemfaldende lys, ligesom det også nemt ses i håndstykket som
rød-rustfarvede pletter. I optisk mikroskopi forekommer det derimod opakt. Calcitten laver
en delvis udfyldning af relativt store porerum, hvori også kaolinit er udfældet. I de albitcementerede prøver (487730,487732,487733) ses calcit ofte udfældet sammen med albitten - formentlig fra opløsning af Na,Ca-plagioklaser (P8-D). Calcitten forekommer både
som euhedrale krystaller og som diffuse sammenblandinger med den mikrokrystalline albit.
SEI-billeder viser calcit udfældet på kvartsovervoksninger (P7-D). I 487732 & 487733 er
calcittvillinger almindelige (P7-B).
70
Kaolinit
I prøve 487729 ses kaolinit at udfælde i relativt store porerum, der sandsynligvis er sekundær
efter opløsning af detritale feldspater (P6-C). I porerummet ses, at densiteten af kaolinitudfældningen varierer, og den senere calcitudfældning kan kun forekomme i områderne
med relativt lav kaolinitdensitet. Der er formentlig foregået in situ omdannelse af feldspat
til kaolinit.
Illit
I prøve 487729 ses illit danne belægninger på skeletale korn. Illiten er først dannet som
en ’flad’ belægning, der senere har udviklet sig til en ’birkebark’-lignende og trådagtig
form (P6-D). Også i 487731 ses illitbelægninger samt illitiseret kaolinit og fuldt illitiserede
porerum (P6-B).
Chlorit
Chlorit findes i 487733 sammen med calcit, hvor choritten formentlig er tidlig dannet, og
senere er calcit udfældet mellem krystallerne.
Ti-oxider
I prøve 487733 er titanit udfældet in situ på ilmenitkorn. Dannelsen af indikerer højtemperaturforhold, da lave temperaturer ville forårsage udfældning af lav-temperatur Tioxid polymorfer som anatas og rutil.
6.5
71
Profil 5 (487770-487772)
6.5.1
Kvarts
I Profil 5 findes en klar overvægt af monokrystalline kvartskorn i forhold til polykrystallin
kvarts. Tilstedeværelsen af polykrystallin kvarts er reelt negligerbar. Kontakterne mellem
kvartskornene er tætte og konkavo-konvekse med en let suturudvikling.
Feldspat
Feldspaterne er relativt uomdannede i profilet. Der ses velbevarede plagioklaser med tydelige
polysyntetiske tvillinger, mens andre feldspater har et lidt mere omdannet udseende. Overfladen forekommer ’grumset’ i optisk mikroskop, hvor krydsede polarisatorer afslører en vis
seriticering af disse feldspater (P8-C). XRD-analysen viser et stort feldspatindhold, hvilket
ikke er registreret i punkttællingen, da de seriticerede feldspater også kan have udseende
af et sedimentært bjergartsfragment pga. dets indhold af sericit med høj dobbelbrydning.
BSE-billeder viser, at en vis feldspatopløsning forekommer og danner en mængde sekundær
porøsitet, men samtidig registreres både K-feldspat, K-Na feldspat, Albit og Ca-plagioklaser.
72
Glimmerindholdet i profilet består af både biotit og muskovit. Der ses tegn på en let omdannelse af glimmerlamellerne. Udvidede glimmermineraler pga. kaolinitudfældning forekommer kun i mindre grad. Nogle glimmermineraler er bøjede/brækkede som indikator på
mekanisk kompaktion, men de fleste korn ser ganske upåvirkede ud. Bjergartsfragmenterne
er både plutonske og sedimentære kvarts-feldspat-glimmer-klaster.
Karbonat
Karbonatklaster fortrinsvist i aggregater af korn med mindre kornstørrelse. Prøverne i profil
5 har præg af en vis biogen aktivitet, og disse områder med mindre kornstørrelse kunne være
fossiler eller gravegange (P9-B).
— Chlorit; ses som detritale aggregater med φ ≈ 0,1mm. Chloritklasterne ses kun i 487771
& 487772, hvilket indikerer en ændring i provenans i løbet af aflejringsforløbet. — Zirkon;
er observeret i 487772.
6.5.2
Kvarts
Kvartskornene har gerne mindre euhedrale overvoksninger, som har vokset ud i det frie porerum, inden de hindres af andre detritale/authigene komponenter. Nogle af overvoksningerne
er senere indkapslet i calcitcement, der hindrer yderligere vækst. Størrelsen af overvoksningerne er lille, og det vurderes at en intern kilde i form af trykopløsning er tilstrækkelig til
at levere materiale til væksterne, der ikke yder en betydelig porøsitetsmindskende effekt på
sandstenene.
Feldspat
I prøve 487772 ses euhedrale K-feldspatvækst på detritale K-feldspatkorn. Volumenmæssigt
kan overvoksningerne negligeres.
73
Calcit
Calcit (CaCO3 ) ses som porefyldende cement i de 3 prøver i profilet. Cementen er calcitspar,
der fylder lokale porerum med ’blocky’ anhedrale krystaller. Derved fås ens udslukning i
porerum op til en størrelse, der svarer til de skeletale - dette indikerer, at calcit replacerer
et tidligere ustabilt/metastabilt mineral.
— Anatas (T iO2 ); forekommer som små (5-10µm) euhedrale krystaller.
— Glaukonit; ses i 487772 som opsprækkede peleoider og ooider.
— Pyrit; ses i 487772 som euhedrale krystaller (op til 25µm) udfældet i nærheden af opløste
biotitkorn.
— Apatit; findes som små subhedrale-euhedrale krystaller (≈ 10-20µm).
6.6
Profil 6 (498507)
6.6.1
Kvarts
Kvartskornene i prøve 498507 er fortrinsvis monokrystalline. Forholdet mellem mono- og
polykrystalline korn er 1:60. Kvartskornene viser en voldsom mekanisk kompaktion. De
74
fleste korn viser en grad af knusning, og der ses en tæt pakning af de skeletale korn (P8-A,
P8-B). Denne fysiske påvirkning kunne være forårsaget i forbindelse med aflejringerne af de
paleogene plateaubasalter, der må antages at have udøvet en relativ hurtig vægtbelastning
på den underliggende sedimentpakke. En sådan pludselig belastning kunne forestilles at
have været destruktiv for kornskelettet, der har været i ligevægt med en begravelsesdybde
på 50-100m plus evt. overliggende vandsøjle i Paleogen.
Feldspat
Feldspaterne er noget omdannede. Perthiter er opløste i lamellerne og også påvirkede af
mekanisk kompaktion (P8-B). Der ses en del sekundær porøsitet i prøven, som sandsynligvis
delvis skyldes plagioklas opløsning, da XRD-analysen ikke viser tegn på plagioklas tilstedeværelse. De kompaktionspåvirkede feldspater (K-feldspater) er knust ned til noget mindre
kornstørrelse end kvartskornene, formentlig pga. deres bedre spaltelighed. K-feldspaterne
viser ydermere også en vis seriticering.
Glimmermineralerne er delvist til helt omdannede. I optisk mikroskop ses flere mineralkorn
at have glimmerlignende habitus, men er tilsyneladende fuldstændigt kaolinitiserede/illitiserede.
XRD-analysen viser ligeledes et meget lille indhold af phyllosilikater.
Bjergartsfragmenterne er hovedsageligt sammenkittede kvartskorn.
— Ilmenit; forekommer som let omdannede detritale korn. Kornstørrelsen er op til 0,2mm,
hvilket er en smule lavere en den generelle kornstørrelse. Titanomagnetit ses at være fuldt
omdannede undtagen i de tilbageblivende lameller. Da ilmenit kun ses let omdannet, antages det, at den hovedsagelige kilde til authigene Ti-oxider i prøven er omdannelsen af
titanomagnetit og biotit (→ kaolinit).
— Monazit; er registreret ved BSE-analyse.
6.6.2
75
Kvarts
Sandskornene i prøve 498507 er angulare, og kvartsovervoksninger kan derfor ikke observeres
på grundlag af euhedralitet, men få steder ses syntaksiale overvoksninger med inklusioner,
som dokumenterer deres tilstedeværelse.
Kaolinit-illit
XRD-analysen viser en klar dominans af kaolinit blandt lermineralerne. I optisk mikroskopi
ses en porefyldende mørk brunlig masse, der består af authigen kaolinit og illit. Kaolinitten
optræder fortrinsvis som muscovitpseudomorfer (P8-B), mens illit både ses i sammenhæng
med kaolinit som pseudomorf, men også som belægninger på skeletale korn. Kaolinitten har
et vist Fe-indhold og kan bedst beskrives ved formlen (F e, Al)2 Si2 O5 (OH)4 . Fe kommer
formentlig fra omdannelsen af Fe-rig biotit.
Siderit
Der ses sandsynligvis en tilstedeværelse af Mg-siderit i 498507 som små eudrale krystaller
på størrelse med jarositkrystallerne. XRD-analysen viser en markant top ved 2,86Å, som
tænkes at tilhøre en Mg-siderit (ren siderit har top ved 2,79Å), og specielt stor forekomst ses i
lerfraktionen, hvorfor en anselig del af sideriterne er meget små (<2µm). Sideritforekomsten
er formentlig vokset i den eogenetiske fase sammen med fx pyrit.
Jarosit
Jarosit forekommer i relativt stor mængde som euhedrale krystaller (<10µm) (P8-A).
Anatas
Omdannelsen af biotit og titanomagnetit medfører pseudomorfisk udfældning af anatas.
Ilmenit og titanomagnetit ses ligesom jarosit at forekomme i relativt stor mængde.
7 Diskussion
7.1
Overordnede diagenesemiljøer
Ifølge Burley et al. (1985) er diagenese summen af de processer, som et materiale udsættes
for med hensigten at opnå ligevægt med omgivelserne. Diageneseforløbet inddeles overordnet
i 3 stadier, som under sig har et antal submiljøer (Burley et al., 1985);
• Eogenese - er de processer, der foregår umiddelbart efter aflejring, indtil mesogenese
indtræffer. I eogenesen er aflejringen i umiddelbar kontakt med overfladeforholdene
og bl.a. de klimatiske forhold spiller en stor rolle mht. de processer, der forekommer. Forhold som arid/humid, tropisk/tempereret/arktisk klima er vigtige ligesom
ferske/saline, mættede/umættede grundvandsforhold.
• Mesogenese - er de processer, der foregår, når indflydelsen fra overfladeforholdene
svinder, og fortsætter indtil egentlig metamorfose. Aflejringer kan i det mesogenetiske
stadie betragtes som isolerede kemiske systemer pga. meget lavt porevandsflow, og der
vil ske en forøgelse af mineralreaktioner af ustabile/metastabile mineraler pga. højere
temperatur og dermed kinetisk favorable forhold samt højere opløselighed af de fleste
mineraler.
• Telogenese - er de processer, der foregår, såfremt aflejringerne fra det mesogenetiske
stadie, føres tilbage til en position, hvor overfladeforholdene igen har indflydelse fx.
ved erosion eller opløft af sedimentpakken. Der vil oftest foregå en gennemstrømning
af meteorisk vand, hvorved mineralerne kan udsættes for oxiderende forhold, og flere
mineralomdannelser kan foregå som en følge af den påvirkning.
Schmidt & McDonald (1979) opdeler mesogenesen i 4 stadier, der er afhængige af faktorer
som tid, begravelsesdybde/temperatur og mineralogisk sammensætning, men er beskrevet
vha. de processer, der kan dokumenteres;
76
KAPITEL 7. DISKUSSION
77
1. Det umodne stadie - kun mekanisk kompaktion af sedimentet → sænkning af primær
porøsitet
2. Det semi-modne stadie - også kemisk kompaktion af primær porøsitet
3. Det modne stadie - kun sekundær porøsitet er tilstede
4. Det supermodne stadie - ingen tilstedeværende effektiv primær eller sekundær porøsitet
7.2
Punkttælling
Punkttællingen har til hovedformål at klassificere sandstenene. Størstedelen af prøverne er
sublithareniter, hvilket skyldes en omfattende opløsning af plagioklas og til dels K-feldspat
i de fleste prøver. Det største feldspatindhold ses i prøverne fra profil 1, hvor der findes ca.
10%, mens de andre prøver har omkring 5% feldspat. Derudover er der registreret mange
polykrystalline kvartskorn (i profil 1) samt kvartsrige bjergartsfragmenter, som har medvirket til et højt bjergartsfragmentindhold. Feldspatrige bjergartsfragmenter vil givetvis også
være påvirket af opløsning. Ved aflejring har de fleste sandsten muligvis været arkosersubarkoser, som det også er vurderet i tidligere studier (Preuss, 2005), og samtidig ses også
sedimentære bjergartsfragmenter, som tyder på et vist genbrug af sedimenter. Dermed fås
et kildemateriale, som har været udsat for forvitringsprocesser i flere omgange, hvorved
muligheden for opløsningen af ustabile mineraler stiger, og den oprindelige sandstenssammensætning har ikke nødvendigvis været feldspatrig. I prøverne 487706 & 487707, der ligger
tæt på grænsen mellem sublitharenit og subarkose, er der sket en forholdsvis hurtig Mgcalcit/Fe-dolomit cementering, hvorfor man kan antage, at mineralopløsningen har været
begrænset i disse prøver og, klassifikationen må svare nogenlunde til den initiale sammensætning.
7.3
Kompaktion
Alle prøver viser en grad af kompaktion - både mekanisk og kemisk. Kompaktionen vil
forekomme i enhver situation, hvor den fysiske struktur af sandstenene ikke kan opretholdes
som følge af en ændring i det resulterende tryk; pres = plith −phydro , der afhænger af trykket
fra den overliggende sedimentpakke (lithostatisk tryk) samt porevandstrykket internt i sandstenen (hydrostatisk tryk). Sandstenen vil reagere på en forøgelse af det resulterende tryk
78
(en stresspåvirkning) ved at deformeres. Dette kan ske ved en deformation af sandstenen
som helhed ved en omorganisering → en pakning af sandskornene, hvor der sker en gradvis overgang fra punktkontakter til lange/tætte kontakter mellem kornene (de Boer et al.,
1977). Samtidig kan de enkelte sandskorn deformeres - duktilt ved bøjning af mineralerne (fx. glimmer) og sprødt ved knusning/spaltning af mineralerne (fortrinsvist mineraler
med god spaltelighed fx feldspat). Sprød deformation af kvartskorn er sjælden i prøverne,
og dette kan tilskrives, at der opløses kvarts ved kornkontakterne (trykopløsning/kemisk
kompaktion (afsnit 7.4.1)) som reaktion på en langsom forøgelse af trykbelastningen, der er
normal i forbindelse med en almindelig udvikling af et aflejringsbasin (de Boer et al., 1977).
Ved trykopløsning sker der en diffusiv transport af silica fra opløsningspunktet, hvorved
der dannes lokale områder med overmætning af silica, og der er grundlag for udfældning af
diverse silicamineraler (de Boer et al., 1977). Eksperimentielle studier har vist, at knusning
af korn kan være en vigtig faktor i forbindelse med reduktion af porøsiteten ved lave begravelsesdybder (< 2km) - det gælder specielt for grovkornede sandsten og sandsten med
et højt indhold af lithiske fragmenter (Chuhan et al., 2002).
Kompaktion forekommer ikke, såfremt en modvirkende faktor optræder i sandstenen som fx
et porevandstryk, der er højere end det lithostatiske tryk, eller hvis der optræder en tidlig
cementering, som ’bærer’ trykket.
7.4
Mineralassociationer
7.4.1
Kvarts overvoksninger
De fleste prøver, der er analyseret i dette projekt, indeholder kvartsovervoksninger af varierende størrelse. Dog ses ikke kvartscementerede sandsten, hvilket indikerer en manglende
kilde til betydelig kvartsvækst. Interne silica-kilder i kvartsholdige sandsten er;
trykopløsning af kvartskorn, feldspatomdannelse, omdannelse lermineraler og opløsning af
amorft silica (Worden & Morad, 2000). Eksterne silicakilder er ikke veldokumenterede, og
vurderes til at være af lille betydning i under almindelige forhold pga. den lave porevandsgennemstrømning sammenholdt med den lave opløselighed af silica (Worden & Morad, 2000;
Tucker, 2001). Tucker (2001) vurderer, at en fuldstændig kvartscementering af en sandsten
vha. grundvandsstrømning kræver op til 200Ma. Givent at opløseligheden af silica stiger med
både temperatur og pH (Williams & Crerar, 1985), vil influx af varmt alkalint grundvand
(fx via forkastninger fra dybereliggende reservoirer) kunne bringe relativt store mængder
79
silica til udfældning.
Trykopløsning er et almindeligt fænomen i de ikke-karbonatcementerede prøver og tilregnes
den semi-modne til modne mesodiagenese (Schmidt & McDonald, 1979). Trykopløsning ses
som suturerede kontakter mellem skeletale korn, hvor der øjensynligt er sket opløsning af
mineralerne i trykfladerne, hvorefter der er sket en yderligere kompaktion (kemisk) af sandstenen. Årsagen til opløsningen er dog noget uklar, da opløseligheden af silica er (næsten)
uafhængig af tryk (Williams & Crerar, 1985) i modsætning til temperatur og pH. En foretrukken trykopløsning af kvarts i forbindelse med glimmer og lermineraler antyder, at diffusiv transport af Si (med en positiv påvirkning af kemiske miljøer lokalt i nærheden af
lermineralerne) som følge af en Si-aktivitetsgradient og temperatur er afgørende for udviklingen af trykopløsning (Worden & Morad, 2000). Dermed er ’tryk-opløsning’ muligvis
et misvisende term, såfremt processen er betinget af temperatur og diffusiv transport
snarere end trykpåvirkning. I dette projekt har sandstenene ikke udprægede stylolitdannelser, men der ses ofte trykopløsning uden direkte påvirkning af lermineraler/glimmer.
Der findes dog ikke antydninger af, hvorvidt tryk eller temperatur er afgørende for initieringen af Si-aktivitetsgradienten, men det er oplagt, at ’trykopløsning’ vil mindske det
specifikke overfladeareal af kvartskornene og mindske den kemiske reaktivitet. Dermed er
’trykopløsningen’ en naturlig følge af et Ostwald modningsforløb (”mange små krystaller →
få store krystaller”)(Morse & Casey, 1988).
Feldspat - og lermineral omdannelser kan være en lille til betydelig kontributør til silicacement/overvoksninger (Abercrombie et al., 1994; Worden & Morad, 2000; Molenaar et al.,
2007) samt have større eller mindre betydning for porøsitetsudviklingen (Schmidt & McDonald, 1979; Milliken, 2007).
Afhængig af de kemiske forhold i porevæsken vil der ske en omdannelse af feldspat/lermineraler
til lermineraler og overskydende silica. Således vil omdannelsen af K-feldspat til kaolinit
eller illit afhænge af porevæskens aK + /aH + forhold, hvor høje værdier medvirker stabil
K-feldspat, og lave værdier derimod medvirker kaolinit stabilitet (figur 7.1 & 7.8B). Derfor
ses ofte kaolinitisering af K-feldspat ved gennemstrømning af sandstenen med meteorisk
vand v. lave temperaturer - (8.1) (Garrels & Christ, 1965; Worden & Morad, 2000). Relativt højere værdier, som svarer til saline grundvandsmiljøer, vil medvirke illitisering - (8.2).
Ved højere temperaturer (≈125◦ C) vil kaolinit og K-feldspat reagere og danne illit og kvarts
80
(8.3), hvilket giver en diagenetisk kvarts-illit signatur for den modne diagenese (Worden &
Morad, 2000).
2KAlSi3 O8 +2H + + H2 O = Al2 Si2 O5 (OH)4 +4SiO2 + 2K +
|
{z
}
|
{z
}
(7.1)
3KAlSi3 O8 +2H + + H2 O = KAl3 Si3 O10 (OH)2 +6SiO2 + 2K +
|
{z
}
|
{z
}
(7.2)
2KAlSi3 O8 + Al2 Si2 O5 (OH)4 = KAl3 Si3 O10 (OH)2 +2SiO2 + H2 O
|
{z
} |
{z
} |
{z
}
(7.3)
K−f eldspat
Kaolinit
K−f eldspat
K−f eldspat
Illit
Kaolinit
Illit
Figur 7.1: Stabilitetszoner for K-feldspat-illit-kaolinit vs. temperatur (Worden & Morad,
2000)
Tilsvarende kan også albit og Ca-feldspat reagere og danne kaolinit + silica - eksempelvis ved
CO2 -påvirkning (Hangx & Spiers, 2009), under meteorisk-højtemperatur forhold (Garrels
& Christ, 1965) og ved påvirkning af syre (H+ ) (Schwartz & Zhang, 2003):
81
2N aAlSi3 O8 +2H + + H2 O → Al2 Si2 O5 (OH)4 +4SiO2 + 2N a+
|
{z
}
|
{z
}
Albit
(7.4)
Kaolinit
Ligeledes kan ustabile vulkanske mineraler som amfiboler og pyroksener være en silicakilde
(Tucker, 2001), der skal overvejes, såfremt det antagede kildeområde er præget af mafiske
bjergarter/metapelitter.
Opløsning af amorf silica/biogen silica kan være en vigtig kilde til kvartscement/overvoksninger
(Olsen, 2009). Biogen silica aflejres i form af eksempelvis diatomeer, radiolarier og svampespikler, der består af det metastabile, amorfe opalsilica - Opal-A, der har relativt højere
opløselighed end kvarts (Williams et al., 1985; Tucker, 2001). Opal-A vil trinvist omdannes
til stabilt kvarts ved reaktionsrækken: Opal-A → Opal-CT → Kvarts, hvor der sker en kontinuert omdannelse af metastabile silicafaser med høj opløselighed og stort specifikt overfladeareal mod relativt mere stabile kvartsfaser med lavere specifikt overfladeareal (Williams
et al., 1985; Morse & Casey, 1988). Der ses ikke tydelige indikationer på, at omdannet biogen
silica har været en væsentlig kilde til kvartsovervoksninger i sandstenene i dette projekt.
Der er en feltnote om mm-størrelse flintklaster i 487722, men klasterne er ikke registreret i undersøgelser med optisk mikroskop og desuden er der registreret mikrokrystalline
kvartsklaster ved punkttællingen 487706, 487709 og 487728. Disse kunne tyde på biogen
silicaomdannelse, men da sandstenene generelt har karakter af genbrugt sedimentært materiale, kan flintforekomsterne være et aflejringsprodukt frem for et in situ diagenetisk
fænomen i sandstenene.
Smectit-Illit reaktionen sammenholdt med kvartsvækst
Abercrombie et al (1994) beskriver smectit-illit omdannelsen (7.5) som en betydelig bidrager
til kvartscement. Han inddeler diageneseforløbet i zoner med hhv. lav og høj Si-aktivitet.
I zonerne med høj Si-aktivitet optræder opal-A, opal-CT og smectit, mens der i zonerne
med lav Si-aktivitet findes kvarts, illit, chlorit og albit. Det antages, at overgangen mellem
høj og lav Si-aktivitet (som følge af begyndende kvartsudfældning) forårsager en flytning
af ligevægten mellem smectit og illit mod højre, og dermed driver kvartsudfældningen den
fortsatte omdannelse af smectit til illit (7.5).
82
KAlSi3 O8 + 2K0.3 Al1.9 Si4 O10 (OH)2 *
) 2K0.8 Al1.9 (Al0.5 Si3.5 )O10 (OH)2 + 4SiO2(aq)
| {z } |
{z
}
{z
} | {z }
|
K−f eldspat
K−smectit
illit
kvarts
(7.5)
Dermed vil der være en omvendt proportionalitet mellem kvartsvækst (registreret ved PTanalyse) og smectit (registreret ved XRD-LER analyse):
smectit% = k ·
1
kvartsvækst%
, hvor det selvfølgelig forudsættes, at der har været smectit tilstede i udgangsbjergarten.
Sammenhængen illustreres af sandstenene i dette projekt, der er fremstillet i figur 7.2.
Figur 7.2: Smectitindholdet (XRD) som funktion af det inverse kvartsvækstindhold (PT).
Kun prøver indeholdende kvartsvækst og smectit er plottet
7.4.2
Albitcement
Albitisering af plagioklas er et fænomen, der oftest forekommer dybt begravede sandsten
(>2,5km) ved temperaturer fra 110 ◦ C, selvom reaktionen fra Ca-rige plagioklaser også
er termodynamisk favorabel ved lavere temperaturer (Boles, 1982). Plagioklasomdannelsen
83
kan forløbe ved reaktionen:
4SiO +H2 O + 2H + + 2N a+ + 2CaAl2 Si2 O8 → 2N aAlSi3 O8 + Al2 Si2 O5 (OH)4 +2Ca2+
| {z }2
|
{z
}
|
{z
} |
{z
}
Kvarts
Anorthit
Albit
Kaolinit
(7.6)
iflg. Boles (1982), hvor der forbruges kvarts og anorthit, mens der produceres kaolinit, albit
og Ca-ioner, der kan udfælde som calcit. Der kræves også opløst Na, som er almindeligt
i salint grundvand. Selv fortyndede saline porevæsker har tilstrækkeligt med opløst Na
(Boles, 1982). K-feldspat albitiseres ved noget højere temperaturer (120-160◦ C) og ved høje
aN a+ /aK + -ratioer (Preuss, 2005).
Den authigene albit i Profil 4 eksisterer som albitiserede feldspat med en brunlig overflade og som mikrokrystallin albitcement i porerummene. Der er en god overensstemmelse
mellem Profil 4 og de vulkanisme-påvirkede sandsten fra Månedal på det nordlige Traill Ø,
hvor Preuss (2005) har lavet en undersøgelse af intruderede sills påvirkning på de omkringliggende sandsten. Under sådanne påvirkninger vil der opstå lokale diagenesemiljøer, som
bærer præg af en noget mere moden diagenese end den, som begravelsesdybden dikterer nemlig en varmepåvirkning på 100-130◦ C i en afstand på op til 30m fra den intruderende
sill, og dermed fås et miljø, hvor albitisering af feldspat er almindeligt forekommende (Boles,
1982; Preuss, 2005). Den mikrokrystalline albitcement i Profil 4 antyder en porevæske, der
har været betydeligt overmættet mht. albit og dermed dannet grundlag for et stort antal nukleationspunkter. Derved har mikrokrystallin vækst været favorabel i modsætning
til større krystaller og/eller albitovervoksninger. XRD-analysen viser et lavt indhold af Kfeldspat, og sammenholdes det med de detritale korns brunlige og grumsede udseende, synes
en ganske gennemgribende albitisering af feldspat at have forekommet. Derfor må der have
været et ganske højt aN a+ /aK + -forhold, hvilket kan skyldes en betydelig tilførsel af Na fra
opløste plagioklaser og/eller en udfældning af K-holdige lermineraler som sericit, muskovit,
phengit eller illit.
7.4.3
Karbonat
Forekomst
Authigen karbonatcement ses i flere prøver i projektet, men naturen af karbonatudfældningen varierer i høj grad. Udfældning af karbonat forekommer ved en overmætning af
84
en sammensætning af Ca2+ , Mg2+ , Fe2+ , Mn2+ og CO2−
3 i en given porevæske, hvor opløseligheden af karbonaterne er stærkt afhængige af pH og i mindre grad af temperatur.
De mest almindeligt forekommende karbonater er illusteret i figur 7.3, hvori kationsammensætningen af en given karbonat kan fremstilles med henblik på en klassificering. Det
har ikke været muligt at lave mikrosondeanalyser af karbonatcementerne i dette projekt,
og karbonaterne kan derfor ikke bestemmes helt præcist. Authigen karbonat er vigtig i forbindelse med en ofte betydelig sænkning af porøsiteten i en sandsten og samtidig forværring
af reservoirkvaliteten.
Kilderne til karbonatcement er typisk:
1. Biogen kilde - kalkskallede fossiler
2. En tidligere cementdannelse, Mg-rig calcit eller aragonit
3. Detritale karbonatklaster
4. Omdannelse af Ca-holdige mineraler som fx plagioklas (7.6) og zeolit
5. Oxidation af gennemsivende methangasser
(Bjørlykke et al., 1989; Jørgensen, 1992)
Figur 7.3: De mest almindelige karbonatmineraler; Calcit, Dolomit, Siderit, Magnesit og
Ankerit. Mn optræder gerne som spormineral i karbonaterne og mere sjældent som konkretioner af ren MnCO3 (Rhodochrosit).(modificeret efter Boles, 1978)
Den kemiske sammensætning af karbonatcementen vil afhænge af sammensætningen af
porevæsken på tidspunktet for udfældningen. Normalt ses udfældning af enten Mg-rig calcit, Mg-fattig calcit, ren calcit eller dolomit (Ca2 +/M g 2+ ≈ 1), og stabiliteten af karbonatcementen vil afhænge meget af substitutionen i krystalstrukturen.
85
Karbonatmineralerne er opbygget af skiftende lag af hhv. kationer (fx Ca el. Mg) og karbonatanionen, CO2−
(Tucker & Wright, 1990). Da kationerne kan have store forskelle i
3
ionradius, vil substitution kunne give en skævvridning, som destabiliserer krystallet - fx er
Ca så stort ift. Mg, Fe og Mn, at lag indeholdende Ca og en af disse kationer betragtes
som ustabilt (Tucker & Wright, 1990). Derimod vil en ren dolomit være stabil, da Ca og
Mg-ionerne ideelt ikke findes i samme kationlag - dvs. en Ca/CO3 /Mg/CO3 /Ca/CO3 / ...
(osv.) - opbygning. Pga. ustabiliteten i kationlagene (såfremt der findes både Ca og en anden kation), ses der typisk en diagenetisk overgang fra Mg-rige calcitcementer → Mg-fattig
calcit → ren calcit (Tucker, 2001). Den Mg-fattige eller rene calcit er den mest almindelige
karbonatcement pga. den nævnte diagenetiske ’modning’, men som det illustreres på figur
7.4 har porevæsken i sedimentære bjergarter ofte et Ca2+ /M g 2+ -forhold, der favoriserer
dolomitdannelse, hvis temperaturen overstiger 60◦ C (Warren, 2000), hvilket er almindeligt
ved en begravelsesdybde, der overstiger 2-3km.
Figur 7.4: Stabilitetsforhold i Mg-Ca karbonat systemet som funktion af Ca2+ /M g 2+ forholdet og temperaturen. Den lodrette linje viser det gennemsnitlige Ca2+ /M g 2+ -forhold
i sedimentære bjergarter. 1m og 2m indikerer saliniteten (chlorid-indholdet) i porevæsken
(Warren, 2000)
Kilderne til Mg og Fe i dolomit, ankerit og siderit antages ofte at være Mg- og Fe-holdige
lermineraler og glimmer som fx. smectit, chlorit og biotit (Boles, 1978; Warren, 2000), men
Warren (2000) gør opmærksom på at, det kræver en meget høj gennemstrømning af Mgog/eller Fe-holdigt porevand for at effektivt omdanne calcit til dolomit/ankerit. Derudover
86
kan diagenetisk dannelse af chlorit være en aftager af Mg og Fe i stedet for at være en
kilde. Muligvis derfor ses derfor relativt få forekomster af dolomitcement. Dolomit forestilles
gerne at dannes i mix-zoner mellem salint og meteorisk grundvand samt evaporitmiljøer (fx
sabkahs) (Tucker, 2001).
Vækst
Karbonatmineralerne i projektet viser forskellige typer af vækst;
— 487706 - poikilotopisk vækst (Mg-fattig calcit m. Mn)
— 487707 - mikrokrystallin vækst (Fe-dolomit)
— 487722 & 487728 - blocky, anhedral vækst (Fe-dolomit)
— 487729 - blocky, anhedral vækst (calcit)1
— 487733 - blocky, anhedral vækst (Mg-fattig calcit)
— 487770, 487771 & 487772 - blocky, anhedral vækst (calcit)
Figur 7.5: Observerede væksttyper af karbonatcement. A = poikilotopisk cement - karbonatkrystallerne omslutter hele skeletale korn. B = ’Blocky’ cement - flere karbonatkrystaller
vokser ud fra samme skeletale korn. Krystallerne kan variere i størrelse. C = mikrokrystallin
vækst - nogenlunde ækvidimensionale krystaller, der vokser ud fra mange, små nukleationspunkter. Delvist efter Tucker (2001)
Naturen af vækstformerne (figur 7.5) er betinget af antallet af nukleationspunkter, der
dannes i forbindelse med væksten, og denne er afhængig af størrelsen af overmætning i
porevæsken (Morse & Casey, 1988; Bjørkum & Walderhaug, 1990; Al-Ramadan et al., 2005).
Den poikilotopiske vækst relateres til en relativ langsom udfældning af Mg-fattig calcit med
1
Det er vanskeligt muligt at bestemme pga. tilstedeværelsen af jernoxider, der gør calcitten brunlig og
’udtværer’ krystalgrænserne i optisk mikroskopi. BSE-billederne kunne dog antyde en blocky, anhedral vækst.
87
få nukleationspunkter, hvorfor der dannes store krystaller, der omslutter et eller flere skeletale korn. Gennemstrømning med meteorisk grundvand med lav salinitet kan være årsag til
den langsomme vækst (Tucker, 2001; Al-Ramadan et al., 2005). Al-Ramadan et al. (2005)
kæder den poikilotopiske cement sammen med lavstands systemtragten i en sekvensstratigrafisk model.
’Blocky’ vækst tyder på et miljø med en noget større overmætning mht. karbonatfasen,
hvorfor der ses, at de skeletale korn har flere nukleationspunkter. Størrelsen af cementkrystallerne kan være relativt små og op til den omtrentlige kornstørrelse af sedimentet. I
Al-Ramadan et al. (2005) er denne type cement indikator på saline porevandsforhold og
kædes sammen med højstands systemtragten.
Den mikrokrystalline dolomitcement i 487707 består af nogenlunde ækvidimensionale (<20µm)
krystaller, der tyder på en stor overmætning af Mg, Fe og CO3 i porevæsken. En sådan overmætning kan skyldes en injektion af nedenfra strømmende hydrothermale porevæsker, der
bevæger sig op gennem lagserien via dybe forkastninger (Galloway, 1984). Surlyk (2003)
viser, at der eksisterer begravede dybtgående forkastninger i det østlige Jameson Land, der
kunne agere transportvej for fluidbevægelser. Ved en afkøling af sådanne højsaline væsker
kan der opstå ekstrem overmætning og udfældning af mikrokrystallin cement. Muligvis kan
der observeres en opsprækning af de udfældede karbonater som følge af sammentrækning i
forbindelse med afkøling (Warren, 2000).
Karbonatcementeringsforløb
Et eksempel på et cementeringsforløb, hvor der ses flere cementeringsfaser, ses i prøverne
487707 (Profil 1), 487722 & 487728 (Profil 3). Resten af de karbonatcementerede prøver
viser ikke umiddelbart tegn på flere cementeringsfaser, omend det ikke kan udelukkes. En
multifase dolomit-replacering er også beskrevet af Searl (1992).
487722 & 487728
Figur 7.6 viser et formodet diageneseforløb mht. karbonater i de nederste prøver i Profil 3.
Forløbet betinger flere skift i kemisk miljø, som kunne skyldes ændringer i relativt havniveau
(Al-Ramadan et al., 2005), nedsynkning/opløft og/eller injektion af hydrothermale væsker
langs forkastningsplaner (Galloway, 1984). Alle 3 muligheder har formentlig været betydende i forskelle stadier af forløbet. Den første fase med krystalvækst antyder en porevæske
88
Figur 7.6: Illustration af karbonatcementeringen af 487722 & 487728. (A) Nyaflejret sandsten indeholdende metastabile karbonater. (B) Vækst af euhedrale zonerede dolomitkrystaller. (C) Opløsning af de metastabile karbonater samt de ustabile zoner i dolomitkrystallerne. (D) Udfældning af ’blocky’ Fe-dolomitcement. (E) Opsprækning som følge af
stresspåvirkning. Hydrothermale fluider udfælder chlorit og calcit.
med skiftende aCa2+ /aM g 2+ -forhold, hvorved euhedrale karbonatkrystaller med skiftende
Mg-rig calcit og dolomitzoner dannes. Ved en omdannelse af organisk materiale og dannelse af organiske syrer vil de metastabile karbonatfaser hurtigt opløses, og kun den stabile
dolomit vil stå tilbage (7.6-C). Hvor sandstenene i A-C formentlig har været i en meteorisk
zone eller en meteorisk-salin blandingszone, tyder den ’blocky’ Fe-dolomit cement på, at
overmætningen er blevet mere markant og stadig med et lavt aCa2+ /aM g 2+ -forhold. Fe
blandes ind i Mg-lagene i karbonatstrukturen, hvilket indikerer mobile divalente jernioner og
dermed reducerende forhold. (D) er derfor formentlig hændt under saline forhold ved dybere
begravelse og/eller stigning i relativ havniveau. (E) indikerer en opsprækning af sandstenen
og efterfølgende hydrothermalt flow med udfældning af chlorit og calcit i sprækken. Denne
hændelse kan sammenkædes med intensiv riftning og blokrotation i Volgian (Surlyk, 2003)
eller den intensive vulkanisme i Paleogen (ca. 55Ma) (Preuss, 2005).
487707
Cementeringsforløbet i 487707 er nogenlunde lig forløbet i 487722 & 487728, idet der også
her ses tegn på en metastabil karbonatfase, der nu er opløst og replaceret af Fe-dolomit.
Inden opløsningen af de metastabile karbonater er der sket udfældning af euhedral Mg-fattig
calcit. BSE-analysen viser omdannede biotitkorn, som har leveret en del af kildematerialet
til Fe-dolomitcementen. Dermed et cementeringsforløb som angivet herunder:
89
1. Aflejring af sandsten indeholdende metastabile karbonater
2. Udfældning af Mg-fattig calcit i meteorisk-lavsalint miljø
3. Opløsning af ustabile mineraler (bl.a. karbonater) - muligvis som følge af dannelse af
organiske syrer
4. Udfældning af mikrokrystallin Fe-dolomit umiddelbart efter (3). Bl.a. glimmermineraler leverer Mg og Fe til cementen, der vokser i porevæske med lavt aCa2+ /aM g 2+ forhold og stor overmætning
Calcittvillinger
Calcittvillinger er et fænomen, der skyldes plastisk deformation af calcits krystalstruktur ved
temperaturer under 400◦ C som en reaktion på en stress- og varmepåvirkning. Tvillingernes
bredde og intensitet kan bruges som proxy for dannelsestemperatur (Ferrill et al., 2004).
To proportionaliteter er vigtige mht. tolkning af temperatur (T):
T ∝ bredde
T ∝
1
intensitet
, hvilket betyder at en højere temperatur under stresshændelsen giver tykkere tvillinger,
men antallet af tvillinger pr. volumenenhed vil falde. Ifølge Ferrill (2004) vil tynde tvillinger
dominere ved T<170◦ C, mens tykke tvillinger vil dominere ved T>200◦ C. Tynde og tykke
tvillinger er illustreret i figur 7.7.
Figur 7.7: Calcittvillinger i prøve 487733. Optisk mikroskop (krydsede nicoller) til venstre
og skitse til højre. Der ses både tynde og tykke tvillinger. Skitsen ønsker at illustrere de 2
proportionaliteter, samt at de tynde tvillinger skærer de tykke. Dette antyder en afkøling
(200◦ C → 170◦ C) i forbindelse med stresshændelsen.
90
Calcittvillinger er observeret i 487706, 487732 & 487733. 487706 viser udelukkende tynde
tvillinger og indikerer en lavtemperatur stressbegivenhed. Derimod viser 487732 & 487733
både tykke og tynde tvillinger - altså både lav- og højtemperatur stressindikationer. Da
de tynde tvillinger skærer de tykke tvillinger, må de sidstnævnte være dannet først ved
temperaturer over mindst 170◦ C (formentlig >200◦ C), hvorefter en afkøling er forekommet
inden stresshændelsen var ovre.
Tilstedeværelsen af tykke tvillinger (T>170◦ C) er en stærk indikator på magmatisk varmepåvirkning af sedimenterne, da alternativet er en begravelsesdybde på min. 6-7km, hvilket
ikke er i nærheden af de opløfthistorier, der er beskrevet i området (Skot-Hansen, 1992;
Mathiesen et al., 2000; Preuss, 2005).
7.4.4
Authigent ler
I et typisk diagneseforløb vil der forekomme flere mineralomdannelser, hvori ler indgår.
Ofte ses ler som et authigent produkt ved reaktion af aluminosilikater, og deres dannelse har
gerne en effekt på reservoirkvaliteten. Lermineralerne har vidt forskellige habitus → specifikt
overfladeareal → permeabilitetseffekt. Almindeligt forekommende lermineral reaktioner er:
feldspat
→
kaolinit/illit
glimmer
→
kaolinit/illit
kaolinit
→
illit
smectit
→
illit
’organisk materiale’
→
glaukonit
Fe/Mg-rige lermineraler
→
chlorit
Reaktionerne, der omdanner feldspat er beskrevet i afsnit 7.4.1 (reaktion (7.1),(7.2),(7.4))
i forbindelse med kvartsovervoksninger, da der frigives silica ved feldspatomdannelse pga.
forskelle i støkiometri mht. Si og Al i feldspat (Al/Si ≈3) og kaolinit/illit (Al/Si ≈1).
Reaktionerne sker under tilstedeværelse af aktive hydrogenioner (sure forhold), hvilket almindeligvis vil kunne forekomme i den eogenetiske og telogenetiske fase - ved meteorisk
grundvandsgennemstrømning med lav pH og ved dannelse af organiske syrer, der kan accelerere omdannelsen af plagioklas ved pH<7 (Harrison & Thyne, 1992). Figur 7.8 viser
stabilitetszonerne for fortrinsvis feldspat og lermineraler ved overfladeforhold. Det noteres,
at omdannelsen af K-feldspat til illit (K-mica) eller kaolinit (7.8-B) er afhængig af pHværdi og aktiviteten af K+ . Kaolinit bliver stadigt mere normalt ved surere forhold, mens
91
illit stabiliseres ved nær-neutrale pH-forhold og/eller relativt høj K+ -aktivitet. Derudover
ses også stabile forhold for chlorit ved let alkalinitet, lav K+ -aktivitet og høj Mg+ -aktivitet.
Omdannelsen af albit (7.8-A) vil også resultere i kaolinit ved pH-værdier <7, mens alkaline
forhold hovedsageligt vil resultere i Na-holdige smectitter (montmorillonit).
Figur 7.8: Fasediagrammer for (A) N a2 O − Al2 O3 − SiO2 − H2 O-systemet som funktion
af [Na+ ], pH og [H4 SiO4 ] og (B) K2 O − M gO − F eO − Al2 O3 − SiO2 − H2 O-systemet.
A,B,C angiver følgende tre-fase ligevægte; A = K-feldspat–Phlogopit–K-mica, B = K-mica–
Phlogopit–Chlorit, C = Kaolinit–Chlorit–K-mica. K-mica = illit/muskovit. Begge systemer
er udregnet for 25◦ C ved 1 atm. H2 O og F eO antages at være tilstede i tilstrækkelige
mængder. (Garrels & Christ (1965))
Omdannelse af glimmermineraler til ler ses fortrinsvist som kaolinit, der udfælder som
pseudomorf mellem glimmerlamellerne, og der sker derved en deformation af krystalstrukturen → udvidet glimmer (’expanded mica’). Omdannelsen af glimmer sker gerne ved lave
pH-værdier (se figur 7.8) og foregår ved reaktionen (Garrels & Christ, 1965):
2KAl3 Si3 O10 (OH)2 +2H + + 3H2 O → 3H4 Al2 Si2 O9 +2K +
{z
}
|
|
{z
}
muskovit
(7.7)
kaolinit
Omdannelse af kaolinit til illit er tidligere beskrevet i 7.4.1, hvor kaolinit sammen med en Kkilde (fx K-feldspat eller muskovit) danner illit. Det er en proces, der effektivt indtræder ved
temperaturer >125◦ C (Worden & Morad, 2000). Porevæsken er normalt undermættet mht.
92
K-feldspat og samtidig overmættet mht. illit. Illitiseringen kræver dog en ekstra kilde til aluminium, men pga. dets lave opløselighed findes kun meget lidt Al i den gennemstrømmende
porevæske og derfor sker opløsning af kaolinit (Bjørlykke et al., 1995). Omvendt vil kaolinit
bevares selv ved høje temperaturer, hvis K-feldspat mangler i sandstenen (Peltonen et al.,
2008).
Smectit-illit omdannelsen er nævnt i afsnit 7.4.1. Reaktionen kan foregå allerede fra 50◦ C
i situationer med langsom begravelse, mens hurtig begravelse betyder, at reaktionen ikke
indtræffer før en temperatur på 120◦ C (Abercrombie et al., 1994). Kilden til kalium tænkes
igen at være K-feldspat, mens Peltonen et al. (2008) vurderer at albitisering af K-feldspat
leverer K til opløsning. Omdannelsen af smectit medfører en mulig udskillelse af ioner,
der ikke nødvendigvis inkorporeres i illit - fx Ca, Na, H2 O, Mg og Fe. Derudover genereres også et overskud af silica - se afsnit 7.4.1. Smectit-illit reaktionen, der er en gradvis
overgang fra smectit → ’mixed-layer’ illit/smectit (I/S) → illit (Pollastro, 1985), kan både
føre til porefyldende illit og belægninger af illit på skeletale korn (Storvoll et al., 2002).
Belægningerne er i stand til at bevare porøsitet ved at mindske overvoksninger, men diagenetisk illit har ofte en habitus, der sænker permeabiliteten betragteligt og er derfor ’uønskede’
i reservoirer (Storvoll et al., 2002). For at illit skal ’nå’ at hindre kvartsvækst kræver det
belægninger, der dannes ved smectit-illit omdannelse, da kaolinit-illit reaktionen kræver for
høje temperaturer til at hæmme væksten af kvarts, der effektivt starter ved 70-90◦ C (Storvoll et al., 2002).
Glaukonit er et jern- og kaliumrigt lermineral som relateres til marine kystnære dannelsesmiljøer med lavt sedimentflux. Dannelsen kræver et overordnet oxiderende miljø med
lokale reducerende forhold, hvor jern forekommer divalent og mobilt. Sådanne reducerende
forhold findes gerne i forbindelse med organisk materiale, der nedbrydes, hvorfor glaukonit
gerne tager form efter udgangssubstratet - fx- fækalier, fossiler og forvitrede glimmermineraler (Ehrenberg, 1993; Tucker, 2001). Jern tilføres sedimentet ved adsorption til lerpartikler
eller ved grundvandsstrømme fra anoxiske sumpmiljøer (van Houten & Purucker, 1984), og
den første krystalvækst vil ofte være en smectitisk glaukonit, der rekrystalliserer til en egentlig glaukonit i løbet af tusinder af år (van Houten & Purucker, 1984; Tucker, 2001),
men bibevarer en mikrokrystallin struktur. Glaukonitterne har typisk et grønligt udseende,
der dog kan ændres til brunligt, hvis en omfattende oxidation finder sted. Derudover har
93
glaukonitkornene gerne være opsprækkede pga. et volumentab.
Glaukonit kan dermed både være indikator for aflejringsmiljø og diagenetiske hændelser.
Chlorit er et ofte tidligt diagenetisk lermineral, som kan have afgørende betydning for den
senere diagenese, da det kan danne helt eller delvist dækkende belægninger på skeletale
korn og dermed fjerne mulige nukleationspunkter for overvoksninger. Porøsitet kan derved
bevares (Ehrenberg, 1993; Ehrenberg et al., 1998; Storvoll et al., 2002). Diagenetiske chloritter, der dannes i den tidlige diagenese ved lave temperaturer er meget jernrige, og vigtigt
er derfor en kilde til jern, som kunne være;
1. En jernrig detrital komponent - provenansrelateret
2. En tidlig authigen kompenent - faciesrelateret
3. Kompaktionsstrømme beriget i Fe2+ - stratigrafisk relateret
(Larsen & Friis, 1991; Ehrenberg et al., 1998)
- og samtidig skal indholdet af sulfat og bikarbonat være lavt for at hindre dannelsen af hhv.
siderit og pyrit. Larsen & Friis (1991) dokumenterer en forudgående udfældning af pyrit
sammenlignet med chlorit pga. en forarmning af sulfat i aflejringsmiljøet, hvorefter der udfælder chlorit og siderit simultant. Mineralerne antages dog alle at være dannet i den meget
tidlige diagenese. (1) er begrænset til specielle geologiske lokaliter som fx. områder med input af ultramafisk vulkansk materiale (Ehrenberg et al., 1998), jernholdige smectitter eller
genbrugte jernoxider i sedimentære bjergarter. (2) er begrænset til marine områder tæt ved
flodudmundinger, hvor der kan eksistere betingelser, der favoriserer dannelsen af berthierin.
Berthierin er et jernrigt kaolinitagtigt lermineral, der dannes som ooider i kystzonen og
er senere kilde til chloritdannelse (Ehrenberg, 1993). (3) er begrænset til sandstensformationer, der har underliggende formationer med rigelige mængder af reaktivt jern, som kan
transporteres til den overliggende sandsten via eksempelvis kompaktionsstrømme. En sådan
formation kunne være organiskrige aflejringer, hvor reducerende forhold er i stand til at levere mobilt Fe2+ eller aflejringer med opløselige detritale jernkomponenter. Således er (3)
reelt set også er facies eller provenansrelateret, idet det kræves at stratigrafisk relaterede
aflejringer har en oprindelse, der minder om (1) eller (2). I de jurassiske reservoirbjergarter
i Haltenbanken området er berthierin-ooider dokumenteret til at være kilde til chloritbelægninger (Ehrenberg, 1993; Ehrenberg et al., 1998), men i dette projekt (hvor der er
94
fundet effektive chloritbelægninger i én prøve (487703)) ses der ikke rester af opløste ooider,
så (2) er ikke umiddelbart en oplagt mulighed. (1) synes ligeledes ikke at være sandsynlig,
da der ikke er fundet chlorit i samme stil i nogen andre prøver, hvilket ville være oplagt,
hvis provenans var afgørende, da denne må have været konstant i en vis periode - se 2.4.
(3) er en mulighed, da paleogeografien dikterer et smalt, lavvandet basin med følgende store ændringer i aflejringsmiljø som følge af ændringer i relativt havniveau. Fx findes på
Jameson Land store mægtigheder af den nedre jurassiske lakustrine/lagunære Kap Stewart
Gruppe, som kan tænkes at have leveret reaktivt Fe2 + i stil med Larsen & Friis (1991).
Chloritbelægninger forekommer gerne sammen med illit (Storvoll et al., 2002).
7.4.5
Apatit – Pyrit – Jarosit – APS-mineraler
Apatit, Pyrit, jarosit og APS2 -mineraler er mineraler, der er relaterede i forbindelse med
diagenese. Således dannes apatit og pyrit under lignende forhold i den meget tidlige diagenese, mens jarosit & APS ses ofte som omdannelsesprodukter af den ene eller begge af de
to førstnævnte mineraler.
Apatit (Ca5 (P O4 )3 (F, Cl, OH)) fungerer som afløb for en stor del af de biogene fosfatforbindelser, der aflejres i kystnære marine miljøer. Kilderne til apatit er fortrinsvis biogene
(knogler, planter, bløddele, adsorberet til ler), men også jernfosfater, der kan reduceres ved
grænsen mellem oxiske/reducerende forhold, hvor apatit antages at udfælde (Ruttenberg &
Berner, 1993). Dette sker ligesom pyrit i den meget tidlige diagenese - centimetre til metre
under vand/sedimentgrænsen.
Pyrit (FeS2 ) dannes ved meget lav begravelsesdybde tæt ved vand-sedimentgrænsen. Mekanismen for pyritdannelse er en bakteriel nedbrydning af organisk materiale, som resulterer i
dannelse af svovlbrinte, der reagerer med jern og danner pyrit (Berner, 1984).
2CH2 O +SO4−
| {z }
org.mat.
bakterier
→
H2 S
|{z}
svovlbrinte
+2HCO3−
+F e2+
→
+S −
F eS → F eS2
| {z }
(7.8)
pyrit
For at pyritdannelsen kan foregå effektivt er flere forhold favorable. (1) marine forhold - for
at sikre en konstant og tilstrækkelig tilførsel af sulfationer. (2) organisk materiale skal tilføres
2
Aluminium-Phosphat-Sulphat-mineraler
95
i rigelig mængde og helst med høj sedimentationsrate for at undgå oxisk nedbrydning af materialet. Delvist oxisk nedbrudt materiale vil sænke pyritdannelsesraten betydeligt (Berner,
1984). (3) reducerende forhold. Fuldt oxiske forhold vil komplet stoppe pyritdannelsen, men
den bakterielle nedbrydning vil ofte kunne skabe lokale anoxiske forhold få centimeter under
havbunden, hvor sedimentet ikke er i direkte kontakt med vandsøjlen. Her kan oxygen hurtigt forbruges, og den fortsatte nedbrydning vil føre til pyritdannelse. (4) Tilførsel af jern formodentlig ved omdannelse af ustabile mineraler som fx jernoxider, Fe-Ti-oxider, biotit,
chlorit, og derudover kan det tænkes, at jern er adsorberet til det organiske materiale, der
nedbrydes, kunne være en betydelig kilde.
Pyrit er altså en indikator for marint aflejringsmiljø med relativ høj bioaktivitet og reducerende (anoxiske) bundforhold, hvor faktorer som reaktivitet af det organiske materiale,
sulfatkoncentration og -reduktion og mobiliteten af jern afgører, om der udvikles framboidale eller euhedrale pyritkrystaller (Raiswell, 1982). Dog vil pyrit nemt kunne oxideres
og danne forbindelser som svovlsyre, alunit, jarosit og hæmatit, og pyrit udsættes gerne
for oxidation i forbindelse med telogenese, hvor sandstenen atter kan komme i kontakt med
oxiderende forhold.
Pyrit er forholdsvis sjælden i store mængder i prøverne, der analyseres i dette projekt, men
små krystaller er almindelige i forbindelse med apatit. Det er fortrinsvis euhedrale krystaller, som i få tilfælde ses at være samlede i aggregater.
Jarosit (KF e3 (SO4 )2 (OH)6 ) & APS er en gruppe mineraler med strukturen AB3 (XO4 )2 (OH)6 ,
hvor A normalt besiddes af K, Na, Ca eller Sr, men også REE3 ses at kunne indtage pladsen. B-positionen er oftest forbeholdt Fe3+ eller Al3+ og XO4 er enten sulfat eller fosfat
(men kan også være mere eksotiske forbindelser) (Long et al., 1992; Burger et al., 2009).
Forskellige blandinger af kationer er mulige, og nogle sammensætninger er forsøgt afbilledet
i figur 7.9.
Dannelsen af jarosit/alunit er en opløsning-genudfældningsproces, der oftest involverer pyrit
og aluminosilikater i en opløsning med lav pH. Sure forhold kan opstå som følge af oxidation
af sulfider, svovlbrinte og Fe-oxider, ligesom syreregn kan være en afgørende faktor i de
øverste jordlag (Long et al., 1992). Dill (2001) opstiller nogle reaktioner, der leder til hhv.
alunit og jarosit:
3
REE = Rare Earth Elements = sjældne jordarter = La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er,
Tm, Yb & Lu
96
Figur 7.9: Oversigt over nogle mulige mineraler i jarosit–APS systemet. Mineraler, der
forekommer projektet er markeret med fed. Efter Spötl (1990) & Burger et al. (2009)
2illit + pyrit + H2 O + 3.75O2 → alunit + kaolinit + 5kvarts + 0.5hæmatit
(7.9)
2illit+3pyrit+10H2 O+11.25O2 → jarosit+2.5kaolinit+2kvarts+4HSO4− +4H + (7.10)
APS-mineralerne varierer meget i deres sammensætning, hvorfor der kan tænkes forskellige
dannelsesmiljøer.
(1) Spötl (1990) argumenterer for en meteorisk (let syrlig) porevandsgennemstrømning,
hvor der kan ske opløsning af feldspat, karbonater og apatit, der potentielt kan levere Al,
Ca, K, Na, Sr og PO4 og udfældning af fosfatrige APS-mineraler som fx crandallit eller
goyazit. (2) Dill (2001) kæder dannelsen af APS-mineraler sammen med den sulfatreducerende methanogenese (10-1000m (Surdam et al., 1991)), hvor der frigives REE og PO4
ved opløsning af Fe-Mn oxyhydroxider og organisk materiale. Også her er sulfatfattige APSmineraler oplagte slutprodukter. Figur 7.10 viser stabilitetszonerne for visse APS-mineraler.
Der ses en stabilitet omkring en pH-værdi på 5 for woodhouseit og crandallit, mens REE
ser ud til at stabilisere APS-mineralerne også ved højere pH-værdier. Sammensætningen af
APS-mineralerne, der er beskrevet i dette projekt, tyder på en (1)-lignende dannelse af crandallitkrystallerne i 487710, der ikke indeholder sulfat, men derimod Ca, der kunne antyde
en oprindelse fra opløste plagioklaser. Desuden er apatit ikke fundet i prøven, hvilket kunne
97
tyde på en periode med sure forhold, hvor apatit har leveret fosfat til crandallitdannelse.
En dannelsesproces som beskrevet i (2) kan dog ikke udelukkes. APS-mineralerne i 487725
indeholder både Fe og Al på B-pladsen samt sjældne jordarter. Dermed kunne dannelsesprocessen minde om den, der beskrives i (2) for at forklare indholdet af sjældne jordarter. Dog
er der også et vist indhold af sulfat, der ikke umiddelbart passer godt med hverken (1) eller
(2). APS-mineralerne i 487725 er noget bedre bevarede end i 487710, hvilket kunne have en
sammenhæng med tilstedeværelsen af REE i 487725 jf. figur 7.10.
Jarositforekomsterne i projektet er subhedrale-euhedrale krystaller, der tyder på en in situ
omdannelse fra euhedral pyrit.
Figur 7.10: Fasediagrammer, der viser stabilitetszonerne for APS-mineraler i forhold
til pH og fosfataktivitet. Gibbsit = Al(OH)3 , augelit = Al2 P O4 (OH3 ) og wavellit =
Al3 (OH)3 (P O4 )2 · 5H2 O. (Dill (2001))
7.4.6
Ti-oxider
Authigene titanium-oxider (anatas/rutil/leucoxen (T iO2 )) er almindelige i den tidlige diagenese ved en omdannelse af Fe-Ti-mineraler som fx ilmenit, titanomagnetit og biotit (Morad,
1988; Weibel, 1998), der ofte findes som detritale komponenter i en nyaflejret sandsten. Fasediagrammet for Fe-Ti-oxider er vist i figur 7.11. Fe-Ti-mineralerne omdannes ved påvirkning
af aktive hydrogenioner til T iO2 eller sammenkædes med dannelsen af pyrit fra svovlbrinte
98
(Morad, 1988):
F eT iO3 +2
| {z }
ilmenit
H2 S
|{z}
svovlbrinte
→ T iO2 + F eS2 +H2 O + H2
| {z } | {z }
anatas
(7.11)
pyrit
Authigen anatas vil altså nemt kunne forekomme sammen med pyrit i en reducerende
tidlig diagense, mens oxiderende miljøer vil fremme et mineralselskab med oxiderede jernforbindelser som hæmatit (7.11-B) (Weibel, 1998). T iO2 -polymorfen, der dannes, vil ved
lave temperaturer oftes være anatas, men mindre mængder rutil, brookit og sphene kan
også forekomme. Således vil anatas være det dominerende authigene Ti-mineral ved dybder
<2,5km, hvorefter rutil bliver mere almindeligt, og titanit/sphene dannes ved dybder >4km
(Morad, 1988).
De authigene Ti-mineraler optræder som pseudomorfer - de er relativt tungt opløselige og
udfælder umiddelbart efter opløsning fra kildematerialet og tager gerne form efter udgangsmaterialet. Et eksempel fra prøve 498507 i dette projekt ses i figur 7.12, hvor en titanomagnetit ses omdannet. I titanomagnetit kan der forekomme lameller langs (111)-planet
og dermed opstår der en fraktionering af magnetit og ilmenit (lignende perthitlameller
i K-feldspat) (Battey, 1975). Magnetitlamellerne vil være mere stabile, og opløsning vil
forekomme i de ilmenitrige dele, hvorefter udfældning af anatas vil foregå som vækst på
magnetitlamellerne eller som euhedrale krystaller i porerummet. Overvoksninger på detritale Fe-Ti-mineraler kan også forekomme (Morad, 1988).
Titanit/sphene (CaT iSiO5 ) er som nævnt et mere diagenetisk modent mineral, og i det
nærværende projekt er det udelukkende registreret i 487733, der er en del af profil 5, som
på flere måder indikerer en noget mere moden diagenese end de andre profiler - sandsynligvis pga. magmatisk varmepåvirkning.
Euhedrale anatas pseudomorfer dannes også ved omdannelse biotit, hvor de udfældes mellem
biotitlamellerne, og de ses også hyppigt i selskab med kaolinit i sekundære porerum efter
opløsning af feldspat.
7.5
7.5.1
XRD
Illit-krystallinitet
Resultaterne fra IKI-beregningen er fremstillet i figur 7.13 for både hver enkelt prøve og
gennemsnittet over hvert profil. Der ses kun svage og inkonklusive tendenser af IKI internt
99
Figur 7.11: (A) - Ternært fasediagram for F eO −F e2 O3 −T iO2 -systemet. (B) - Stabilitetsrelationer
i F e − T i − O − H-systemet som funktion af elektron- (pE) og hydrogenion-aktivitet (pH) ved 25◦ C
og 1 atm. An = Anatas, Il = Ilmenit, Py = Pyrit, Hm = Hæmatit, Mt = Magnetit. Ilmenits
stabilitetzone (rød markering) er basiske, meget reducerede forhold, hvilket forklarer ustabiliteten
af mineralet. Det noteres også, at magnetit er svagt mere stabilt end ilmenit ved ’normale’ forhold.
Fra Morad (1988)
.
Figur 7.12: Oversigt over omdannelsen af detrital titanomagnetit til Ti-oxid (formentlig anatas)
i prøve 498507. (B)-(D) viser skitser over den differentierede diagenetiske påvirkning. (A) SEM–
Bacscatter-billede af delvist omdannet titanomagnetitkorn. Nederst i højre hjørne ses jarositkrystaller, der formentlig er omdannet pyrit. (B) - intakte jernrige lameller. (C) - (Fe)-Ti vækst på
de jernrige lameller (D) - område med fuldstændigt opløst titanomagnetit, hvori der er udfældet
anatas-pseudomorfer
100
i profilerne som funktion af stratigrafisk højde. Dertil er den vertikale udstrækning af profilerne formentlig for lille (<500m), idet krystalliniteten som følge af diagenetisk påvirkning
ikke vil vise stor udviklingsforskel på så kort afstand. En anden og mere afgørende faktor
er, at der i de fleste prøver slet ikke er registreret udpræget formation af authigent illit, men
derimod store mængder kaolinit, og prøverne antages derfor at ikke at have i forbindelse
med den diagenetiske zone for kaolinit-illit omdannelse i 4-5km begravelsesdybde. Smectitillit omdannelsen har åbenbart også været en eksotisk proces i de fleste prøver - formentlig
pga. manglende smectitisk udgangsmateriale. Dog ses mærkbare forskelle blandt profilerne
(de gennemsnitlige værdier). Profil 1, 5 & 6 viser meget lave IKI-værdier, og Profil 2 &
3 viser ligeledes relativt lave IKI-værdier. Disse profiler viser alle tegn på, at kaolinit-illit
omdannelsen endnu ikke har fundet sted, og derudover ses også flere steder mindre forekomster af smectit, som kunne antyde en en endnu ikke påbegyndt smectit-illit transformation.
Således er der antageligt en meget lav mængde authigen (velkrystalliseret) illit i forhold
til detritalt illit, der i aflejringsøjemed kan have været udsat for fysiske påvirkninger, der
nedsætter IKI-værdien. I BSE-analyser for Profil 4 er der derimod registreret authigen illit,
der både forekommer som belægninger og porerumsfyldende authigent mineral. Dette ses
tydeligt mht. IKI-værdien, der er markant højere i det profil - omend der kun er XRD-LER
data fra 2 af profilets 5 prøver. Som tidligere nævnt har prøverne i Profil 4 været udsat
for en magmatisk varmepåvirkning (100-130◦ C), hvor også illitisering af kaolinit kan have
forekommet, og dermed viser IKI netop denne diagenetiske modenhed.
Med grundlag i diskussionen herover vil IKI bedst kunne anvendes ved prøver, der repræsenterer et noget større vertikalt spænd og dermed en større forskel i diagenetiske tryk-temperaturpåvirkninger. Dog ses tydeligt den markant større krystallinitet i Profil 4 (specielt 487731),
og IKI indikerer her, at ekstraordinære forhold er forekommet.
7.6
Datering af diagenese
Dateringen af diageneseforløbet kan i dette projekt næsten udelukkende gøres relativt ved
at studere de strukturelle sammenhænge mellem diagenetiske hændelser, der derefter kan
opstilles i en diageneserækkefølge. Inddelingen af diagenesehændelserne i forskellige stadier,
temperaturer og dybder er baseret på en teoretisk baggrund (tidligere i dette afsnit) samt
erfaring. I dette projekt er det muligt at lave en indirekte datering af visse hændelser ved
at antage, at de har umiddelbar relation til en ydre påvirkning, som er dateret uafhængigt
101
Figur 7.13: H/B værdier for illits (002)-top ved 5Å. Større værdier indikerer bedre krystallisation
af illit → mere veldefinerede toppe ved XRD-analyse. Data er fra den ubehandlede LER-analyse (se
4.3.4). Bemærk venligst, at prøverne i Profil 3 ikke er opstillet i stratigrafisk rækkefølge.
af diagenesestudier - fx intrusion af dykes & sills i Paleocæn-Eocæn og Oligocæn-Miocæn
telogenese ved opløft.
Dog er det muligt at datere diagenese direkte ved radiometriske målinger af diagenetiske
mineraler, der indeholder radioaktive isotoper. K-holdige mineraler som glaukonit, K-feldspat
og illit kan anvendes til K-Ar datering; U-holdige mineraler som apatit og karbonat ved UPb datering og diagenetisk xenotime (Y P O4 ) ved U-Th-Pb datering (Rasmussen, 2005).
Også sulfidmineraler (fx pyrit) er muligt at datere radiometrisk ved Re-Os henfald (A.
Scherstén4 (pers. komm., 2009)).
7.7
Diageneseforløb
Diagenesen af sedimenterne vil være en funktion af faktorer som tid, tryk-temperaturforhold,
udgangsbjergart/provenans, porevandsgennemstrømning, tilstedeværelse af organisk materiale, pH og elektronaktivitet (oxisk/anoxiske forhold). At deducere sig tilbage igennem
4
GeoBiosphere Science Center, Lund Universitet
102
diagenesehistorien fra slutproduktet (prøverne i projektet) til startproduktet (udgangsbjergarten) ved en præcis determinering af de nævnte faktorer, er tæt på umuligt. I det
mindste er det vanskeligt, da antallet af ubekendte i forhold til datagrundlaget giver en
mængde frihedsgrader. I en søgen mod den mest sandfærdige diagenesehistorie indtræder
dermed pludselig erfaring samt tilegning af så meget a priori viden som muligt - som fx
tryk-temperaturforholdene i diageneseforløbet, der nogenlunde vil følge indsynkning/opløft
forløbet for sandstenene. Dermed fås forskellige tryk-temperatur forløb for de nordlige prøver
sammenlignet med prøverne fra Jameson Land bassinet og Milne Land.
Jameson Land bassinet er ikke præget af mange post-devone forkastninger (figur 2.5) og
Surlyk & Ineson (2003) vurderer at kulminationen på den jurassiske riftning kun giver
anledning til mindre blokrotation. På baggrund deraf synes det mest sandsynligt, at sedimenterne har oplevet regional indsynkning i Mesozoikum indtil en regional opløft i tertiæret
(Oligocæn-Miocæn), som det også er vurderet af Skot-Hansen (1992).
Nord for Kong Oscars Fjord (Traill Ø, Clavering Ø, Hold With Hope, Wollaston Forland)
ses talrige eksempler på blokrotationer via N-S gående forkastninger (figur 2.5), der har ledt
til opløft af de marginale dele af bassinet i forbindelse med kulminationen af riftning i sen
Jura, der efterfølges af indsynkning og kridtaflejringer (se afsnit 2.1). Derudover forekommer der yderligere intrusioner af dykes og sills i paleocæn/eocæn samtidig med yderligere
forkastningsbegivenheder forinden et regional opløft af sedimentpakken i Micocæn (Preuss,
2005).
Profil 1, 2 & 6 har dermed gennemgået et nogenlunde ’mildt’ og simpelt tryk-temperaturforløb;
1. aflejring
2. nedsynkning og begravelse af jurassiske og kretassiske sedimenter til maksimalt 3km
(Skot-Hansen, 1992)
3. opløft nogenlunde til nuværende position i Oligocæn-Miocæn
4. telogenetisk påvirkning i Oligocæn-Kvartær
-dvs. at prøverne har oplevet en langsom og nogenlunde kontinuert nedsynkning til 2-3km
dybde (50-90◦ C) inden en relativ hurtig opløftbegivenhed. Prøverne i den vestlige del af aflejringsbassinet (Milne Land) har muligvis oplevet et vist opløft og erosion af overliggende
sedimenter som følge af den svage blokrotation i Kimmeridgian-Volgian (Surlyk, 2003),
103
hvilket vil passe med prøvernes relativt lave dybde i forbindelse med aflejringen af de paleogene plateaubasalter (figur 3.1).
Derimod har Profil 3-5 gennemgået nogle mere komplicerede forløb;
1. aflejring
2. kortvarig nedsynkning og begravelse til ca. 1km (Preuss, 2005)
3. opløft, telogenese
4. nedsynkning, begravelse til ca. 2km (Preuss, 2005)
5. Paleocæn-Eocæn intrusion af dykes og sills
6. Miocæn-Pliocæn opløft
7. Miocæn-Kvartær telogenetisk påvirkning
- men igen ses ikke en dybde (≈2km → 50-60◦ C), der umiddelbart er i stand til at udøve
omfattende kvartscementering af sandstenene og dermed modent eller supermodent mesogenetisk miljø. Dog er intrusionerne i stand til at give lokale supermodne diagenetiske
miljøer.
De nedenstående illustrationer (figur 7.14-7.19) af diageneseforløbet i hvert profil er udarbejdet hovedsageligt på baggrund af den petrografiske analyse i afsnit 6. Det er sammensætninger af diageneseforløbene i alle prøver, så figurerne må endelig ikke ses som et forløb
i hver enkelt prøve.
104
Figur 7.14: Estimeret diageneseforløb for Profil 1. Porøsitet: 0,0-7,2%. Sandstenene har et stort
indhold af diverse eogenetiske mineraler. Kvartsovervoksninger ses både som reaktion på feldspatkaolinit omdannelse og overmætning i forbindelse med trykopløsning.
Figur 7.15: Estimeret diageneseforløb for Profil 2. Porøsitet: 4,8-19,1%. Der ses en forholdsvis lav
mængde af authigene mineraler, dog ses en vis trykopløsning, der har frigivet silica til porevæsken.
105
Figur 7.16: Estimeret diageneseforløb for Profil 3. Porøsitet: 0,0-13,0%. Prøverne viser både
muskovit→illit og kaolinit→illit, hvorfor forhold med illitstabilitet må have forekommet - rel. høj
temperatur og favorable aK + -forhold.
Figur 7.17: Estimeret diageneseforløb for Profil 4. Porøsitet: 0,0-3,6%. Profilet er domineret af den
vulkanske påvirkning med deraf følgende udfældning af illit, titanit og albit, samt en tilstedeværelse
af vifteformet chlorit.
106
Figur 7.18: Estimeret diageneseforløb for Profil 5. Porøsitet: 1,7-6,5%. Prøverne viser få tegn på
omdannelse af detritale mineraler, hvilket kunne skyldes calcitcementen. Dog ses en let suturering
af kvartskornene, hvilket indikerer at en del kompaktion er forekommet inden calcitcementering muligvis først efter den første telogenese.
Figur 7.19: Estimeret diageneseforløb for Profil 6. Porøsitet: 9,2%. Pyrit er ikke observeret i prøven,
men forekomsten af euhedrale jarositkrystaller indikerer en initial eogenetisk udfældning af pyrit.
7.8
107
Provenans
Provenansforholdenes indvirkning på diagenesen består i at bestemme sammensætningen af
det mineralogiske udgangsmateriale, der kan bestå af magmatisk (plutonsk/vulkansk/ultramafisk),
metamorft (gnejs/metapelit) og sedimentært materiale foruden karbonater og evaporitter.
Sandstenenes provenans kan muligvis ændre sig i løbet af aflejringen af et profil, såfremt
dræningsmønsteret ændrer sig i løbet af aflejringsperioden. Provenansforholdene vil afgøre,
hvor stor en fraktion af aflejringerne, der består af stabile/metastabile komponenter, som
i diageneseforløbet kan frigive materiale til udfældning af authigene mineraler → karbonat, silica, lermineraler og andet. Da diagenese i det mesogenetiske stadie ofte vurderes at
foregå i isolerede kemiske systemer pga. manglende porevandsgennemstrømning, er sandstenens provenans af stor betydning.
I prøverne ses tegn på skiftende provenans. De ældste prøver fra Kap Stewart Gruppen
viser således relativt stort polykrystallin/monokrystallin kvartsforhold, der er faldende op
gennem Profil 1 og generelt meget lavt eller negligerbart i de andre profiler. Det kunne
tyde på et skift fra eksempelvis østlige sedimentkilder (arkæiske og paleoproteozoiske gnejser, kaledonske granitter på Liverpool Land (Henriksen, 2003)) til nordlige sedimentkilder
(devone-triassiske sedimenter, evaporiter og karbonater) i takt med åbningen af bassinet.
Dette passer også med den store fraktion af sedimentære bjergartsfragmenter, der ses i de
yngre sandsten.
Den initiale sammensætning af feldspat er vigtig mht. feldspat-ler/karbonat omdannelse,
men er vanskelig at estimere pga. en ofte betydelig omdannelse, hvor den sekundære porøsitet
kan være destrueret af kompaktion/udfældning. Et højt indhold af specielt Ca-rige plagioklaser er fordelagtigt mht. dannelsen af sekundær porøsitet. Feldspatindholdet vil antageligvis være højest, hvis sedimentkilden er magmatiske bjergarter i forhold sedimentære
bjergarter, hvor opløsning af feldspat har været muligt i indtil flere stadier inden aflejring
som sandsten i Jura. Derudover vil kompaktionen afhænge af feldspatindholdet, da de er
lidt blødere og har bedre spaltelighed end kvarts, og en sandsten med højt feldspatindhold
vil kunne kompakteres mere end fx en kvarts arenit.
I prøverne ses ofte et indhold af delvist opløst ilmenit/titanmagnetit, som har deres oprindelse i plutonske/metamorfe bjergarter (Battey, 1975). De er indikator på et provenansområde
af granitisk/gnejsisk karakter, hvilket er udbredt i området vest for de jurassiske bassiner
og på Liverpool Land - den østlige margin af Jameson Land bassinet (Henriksen, 2003).
7.9
108
Facies
Sandstenenes facies er vigtig i diageneseforløbet - specielt i eogenesen og mesogenesen.
Facies er afgørende for dannelsen af eoegenetiske mineraler som glaukonit, berthierin (→
chlorit), apatit (→ APS) og pyrit (→ jarosit/alunit).
Hvor glaukonit dannes i oxiderende miljø i en shelfzone med lavt sedimentinput (men rigt på
jern) og organisk materiale som nukleationspunkt, er berthierin begrænset til den såkaldte
’verdine’ facies, der findes i det marine miljø, hvor der ses et vist jernrigt ferskvandsinput
(Ehrenberg, 1993). Apatit og pyrit dannes ud fra lignende facies med lignende udgangsmateriale - organisk materiale - men hvor apatit dannes ved oxidation/reduktionsgrænsen, skal
pyrit have strengt reducerende forhold for at kunne dannes. Prøverne viser ofte et indhold
af flere af disse authigene mineraler, hvor de dog ikke har direkte indflydelse på porøsiteten
af sandstenene. Dermed kan den indirekte effekt være betydelig - fx ved hæmning af kvartsvækst pga. lerbelægninger (berthierin→chlorit) eller ved forsuring af porevæsken ved oxidation af pyrit og dermed en mulig opløsning af karbonatcement.
I mesodiagenesen er facies vigtig mht. omdannelsen af lermineraler. Aflejringsfacies har
betydning for lerindholdet - fx tidevandszoner og andre dannelsesmiljøer med skiftende
vandenergi og dermed skiftende aflejring af sand og ler. Som beskrevet i afsnit 7.4.1 kan
lermineraler potentielt føre til udfældning af porerumsopslugende authigen kvartscement,
hvorfor tilstedeværelse af lermineraler internt i sandstenene må give anledning til mindskning af porøsiteten under de rette diagenetiske omstændigheder (Molenaar et al., 2007).
Endeligt kan kalkskallede fossiler, der kan omdannes til forskellige typer af karbonatcement,
forekomme i mange forskellige marine sandstensfacies, og her er det mere afgørende om
miljøet er oxisk eller anoxisk mht. levebetingelserne for planktoniske og bentonisk organismer.
7.10
Tektonik
Tryk-temperatur forløbet af prøverne fra aflejring til nuværende blotning er i høj grad
kontrolleret af tektonik. Den tektoniske aktivitet forårsager nedsynkning og opløft af sedimentpakken, der udsættes for de deraf følgende tryk-temperatur regimer og diverse mineralomdannelser kan forløbe. Prøverne i dette projekt viser ikke tegn på dyb begravelse som
følge af tektonisk nedsynkning, da kaolinit i langt de fleste prøver ses i stor mægtighed ligesom albitisering og illitisering er relativt lidt registrerede fænomener.
109
Der er på anden vis konstrueret tektoniske historier for det østgrønlandske område, der
varierer fra regional nedsynkning til forkastningsbetingede blokrotationer, der formentlig
har ført til adskillige opløft/nedsynkningsbegivenheder. I de vurderede diageneseforløb er
den simpleste tolkning valgt, hvor en mellemliggende telogenetisk periode i Sen Kridt er
inkluderet.
Tektoniske forkastninger kan fungere som transportvej for nedefra kommende kompaktionspåvirkede porevæsker (Galloway, 1984), som kan medbringe grundstoffer i opløsning,
hvilket kan føre til udfældning af mineraler i transportsystemet så vel som i de sideliggende
porøse bjergarter. Således kan authigent chlorit dannes (Larsen & Friis, 1991), hvilket kunne
være scenariet for chloritbelægningerne 487703.
7.11
Vulkanisme
En måde at ændre tryk-temperatur forløbet på er at indføre en lokal varmekilde i form af eksempelvis en vulkansk intrusion, der ud fra et punkt eller et plan vil udøve en varmepåvirkning
af de sideliggende bjergarter. Preuss (2005) viser, at varmepåvirkningen fra en intrusion kan
registreres i en distance på over 30m fra varmekilden og konkluderer, at varmepåvirkningsradius er større end tykkelsen af intrusionen. Således kan vulkanisme påvirke diagenesen og
modne sedimentære bjergarter ved en slags kontaktmetamorfose i et anseeligt omfang, da
dykes og sills sjældent forekommer som et enkeltstående fænomen, men oftere som et net
af intrusioner, der skærer sig igennem sedimentpakken på kryds og tværs. En typisk effekt
af varmestimulansen er albitisering og illitisering, som også er registreret i de to profiler på
Traill Ø.
8 Østgrønland — Norge
De jurassiske aflejringsbassiner i Østgrønland og Norge har været udsat for næsten identiske påvirkninger, der er afgørende for diageneseforløbene og dermed udviklingen af reservoirkvalitet. I afsnit 2 gøres rede for, at de østgrønlandske og norske aflejringer er stærkt
sammenlignelige, hvad angår strukturel udvikling i løbet af Jura, sedimentære facies og
provenans. Dermed fås stærkt sammenlignelige grundlag for det videre diageneseforløb. Det
er i dette videre forløb, at de to områder udvikler sig forskelligt.
Østgrønland bliver udsat for opløft i tidlig Kridt og Neogen og udsættes også for intens
vulkanisme i forbindelse med den endelige opsprækning af Nordatlanten og begyndende
oceanbundsdannelse (Ziegler, 1988; Mathiesen et al., 2000; Preuss, 2005). Derimod vedbliver
det norske område at være et aflejringsbassin fra Jura til Kvartær - med undtagelse af enkelte
strukturer, der viser opløft i tidlig Kridt (se figur 2.4). Vulkanismen synes også at have været
mindre intens i det norske område - modsat Østgrønland, hvor store plateaubasaltforekomster præger landskabet og forstyrrer offshore seismikken (GEUS, 1995).
Der er dermed grundlag for at sætte diageneseforløbene i relation på tværs af atlanten;
• Profil 1, 2, 5 & 6 er præget af hovedsageligt eogenetiske/telogenetiske påvirkninger
som feldspatopløsning, tidlig karbonatudfældning (calcit, Mg-calcit, Fe-dolomit, Mgsiderit), pyrit/jarosit og APS-mineraler og til tider betydelig mesogenetisk tryk-opløsning.
Dette kan korreleres til de relativt let begravede (<2,5km) norske reservoirbjergarter,
der viser meget lignende diageneseforløb bortset fra en knap så udpræget feldspatopløsning (Ehrenberg, 1990; Hammer et al., 2009), hvilket kunne indikere at en kraftig
opløsning af bl.a. feldspat har fundet sted i de(n) telogenetiske fase(r) i Østgrønland.
• Profil 3 er en smule mere diagenetisk moden end de førstnævnte profiler - formentlig
pga. palæogen vulkanisme, der gør at prøven vil kunne sammenlignes med norske
aflejringer begravet i en dybde på 2-3km, hvor illitiseringsreaktionerne er aktive.
110
KAPITEL 8. ØSTGRØNLAND — NORGE
111
• Profil 4 er vulkanismepræget, og denne effekt ses at kunne være særligt destruktiv
for reservoirkvaliteten. Der er ikke fundet litteratur, der dokumenterer intrusionrelateret diagenese i norsk område, men profilet viser nogle af de tendenser, der vil
kunne forekomme mht. dyb begravelse af sedimenterne, nemlig specielt albitisering og
illitisering, hvor albitisering er relateret til områder formentligt tæt på intrusionerne.
• Chloritbelægningerne i 487703 viser gode egenskaber mht. at hæmme kvartsvækst og
bevare porøsitet i lighed med eksempler fra de norske aflejringer (Ehrenberg, 1993;
Ehrenberg et al., 1998). Chloritbelægningerne kunne sagtens være et mere udbredt
fænomen i de jurassiske sandsten, end det er observeret i dette projekt, men foreløbigt
kan det kun konkluderes, at de dannes. I projektet er der tolket 2 forskellige typer dannelsesmekanismer - en forkastningsinduceret stratigrafisk betinget chloritudfældning
(487703) og udfældning i forbindelse med hydrothermale strømme (487722).
De undersøgte østgrønlandske aflejringer er i øjeblikket ikke hydrokarbonreservoirer. De har
flere steder acceptabel porøsitet/permeabilitet, og der er dokumenteret lovende kildebjergarter (Dam & Christiansen, 1990), men endnu er der ikke fundet opsivende olie i området på
trods af, at feltarbejde har været udført i området i årtier - inklusiv flere onshore boringer.
Der er muligvis også reservoirsandsten af jurassisk/kretassisk alder i de sedimentære bassiner, der strækker sig 50-300km fra den østgrønlandske kystlinje og indeholder mere end 3km
sedimenter (GEUS, 1995). Her befinder sig jurassiske aflejringer i betydeligt større dybder
(3-6km), end hvad de studerede sandsten tyder på at have været udsat for (Hamann et al.,
2005). Det ville være oplagt at betragte forholdene i de dybtliggende norske reservoirbjergarter (Ehrenberg, 1991), hvis man skulle komme med forudsigelser mht. diagenesen.
- På næste side ses en oversigt over nogle af analyseresultaterne sammenholdt med data
fra det norske område (Ehrenberg, 1990; Hammer et al., 2009). Østgrønland og Norge er
forsøgt opsat i en paleogeografisk setting nogenlunde svarende til jurassiske tilstande.
Porøsitet %
2-30% Garn Fm, fra Ehrenberg (1993)
- diverse brønde i Haltenterrassen
7-37% Åre Fm, fra Hammer (2009)
- Heidrun Feltet
0-20% Østgrønland, dette studie
K
Begravelseshistorier
0
1
- Garn Fm, fra Ehrenberg (1990)
Kuhn Ø
- Åre Fm, Hammer (2009)
BF
F
- Østgrønland, dette studie
Wollaston Forland
Porøsitet %
K
0
Clavering Ø
5
10
15
487770
487771
487772
5
Porøsitet %
487729
3
5
10
15
Diagenetiske hovedtræk:
Tegn på magmatisk induceret sprækkedannelse
i Paleogen.
Flere karbonatudfældningsfaser - Dolomit,
Fe-dolomit, calcit.
Illitudfældning - muligvis pga. intrusionsrelateret
varmepåvirkning.
20
487725
487726
487722
BF
K
Porøsitet %
10
Porøsitet %
0
15
5
10
15
20
20
487711
498507
BF
F
Intens, hurtig mekanisk kompaktion
medfører knusning af kvartskorn.
Kaolinitten er jernrig og optræder i
selskab med illit.
487710
487709
6
0
Jameson Land
K
2
487707
1
487706
487705
487704
Scoresby Sund
100km
487703
F
BF
Udpræget kompaktion i form af mekanisk
kompaktion og trykopløsning mellem
kvartskorn.
487710 er præget af relativ intens udfældning
af kaolinit, som ikke ses i samme stil i de to
andre prøver.
487702
487701
5
10
15
20
Præget af authigen kaolinit i primære
og sekundære porerum.
Højt indhold af eogenetisk udfældning
af mineraler med tilknytning til biologisk
aktivitet.
To typer karbonatcement, der eliminerer
porøsitet.
Forekomst af væksthæmmende authigen chlorit.
yg
and
l
e
g
l
He assin
B
4
1
2
g
Trøndela
Platform
3
NORGE
Møre Bassin
BF
F
Porøsitet %
Milne Land
0
N
0
assen
Vøring Bassin
Porøsitet %
K
or
20
nterr
10
487728
5
50
Halte
0
BF
F
487727
0
Ma
dR
487730
K
100
1 - 4 = begravelseshistorier (Ehrenberg, 1990) for positioner,
der er markeret herunder og på kortet over de norske strukturer og oliefelter
blå stiplet = begravelseshistorie for Jameson Land bassinet (Skot-Hansen, 1992)
rød stiplet = begravelseshistorie for Traill Ø (Preuss, 2005)
an
487731
F
150
dl
487732
4
2
4
Karbonatcementerede finkornede
sandsten. Flere perioder med
kvartsovervoksninger.
Feldspat og glimmer er relativt
velbevarede pga. en tidlig
cementering.
Intrusionsrelateret varmepåvirkning
medfører illitisering og albitisering af
feldspater og kaolinit.
Porerummet udfyldes med albitcement
og kvartsvækst.
Illitbelægninger ses i 487731.
487733
Traill Ø
2
BF
F
K
Geographical Society Ø
4
3
Trondheim
FrøyaRyg
Hold With Hope
20
1
3
Dybde [km]
= Profil
9 Konklusion
Reservoirkvaliteten af de undersøgte sandsten er meget variabel, som følge af sænkning af
permeabilitet, cementering samt omdannelse af makroporøsitet til mikroporøsitet. Sekundær
porøsitet øger kun sjældent reservoirkvaliteten, da begivenheden oftest efterfølges af dannelse af authigent ler. 5 overordnede forhold er observeret som afgørende for udviklingen af
reservoirkvalitet:
• karbonatcementering - replacering af ustabile tidlige karbonatfaser fx tidlig aragonitcement, Mg-calcit eller fossiler
• authigene lerbelægninger (chlorit/illit) hæmmer cementering og opretholder porøsitet,
men kan sænke permeabiliteten som følge af udfældning af ’birkebark’ og ’tråd’-agtig
illit.
• destruktion af primær og sekundær porøsitet som følge af udfældning af kaolinit.
Makroporøsitet → mikroporøsitet.
• kraftig albitisering af feldspater → udfældning af albitcement og calcit
• knusning af skeletale korn som følge af pludselig kompaktion
Forudsigelse af reservoirkvalitet kan forsøges, hvis eksempelvis intrusive dykes og sills samt
plateaubasalter er kortlagt, da varmepåvirkning og kompaktion ses at være afgørende faktorer i de prøver, der har været i kontakt med intrusiver/ekstrusiver.
Telogenese og tilstedeværelse af ustabile karbonatfaser kan også forudsiges ved struktur/tektonikanalyse
og studier af aflejringsmiljø. Tidlig chloritudfældning ses at være afhængig af facies, provenans eller strukturelle/stratigrafiske forhold, hvilket også kan forudsiges ved detaljerede
paleogeografiske modeller og kortlægning af strukturer.
113
KAPITEL 9. KONKLUSION
114
Sammenligningen med strukturer, facies og diagenese i oliereserviorerne i Norskehavet viser,
at korrelation på flere måder er muligt - både med hensyn til at lave en sekvensstratigrafisk
model på tværs af atlanten, men også at lave forudsigelser mht. diageneseforløbet som
følge af tektonik, facies og evt. vulkanisme. Således foreslås det, at dybtliggende norske
reservoirer kan anvendes som diageneseanalogier til evt. dybtliggende jurassiske reservoirer
onshore/offshore Østgrønland, og dermed støtter dette studie et positivt syn på muligheden
for gode dybtliggende reservoirbjergarter i Østgrønland.
LITTERATUR
Abercrombie, H. J., Hutcheon, I. E., Bloch, J. D., & de Caritat, P. 1994. Silica activity and
the smectite-illite reaction. Geology, 22, 539–542.
Al-Ramadan, K., Morad, S., Proust, J. N., & Al-Aasm, I. 2005. Distribution of diagenetic
alterations in siliciclastic shoreface deposits within a sequence stratigraphic framework:
Evidence from the upper jurassic, Boulonnais, NW France. Journal of Sedimentary
Research, 75, 943–959.
Battey, M. H. 1975. Mineralogy for Students. Longman.
Berner, R. A. 1984. Sedimentary pyrite formation: An update. Geochimica et Cosmochimica
Acta, 48, 605–615.
Bjørkum, P. A., & Walderhaug, O. 1990. Geometrical arrangement of calcite cementation
within shallow marine sandstones. Earth-Science Reviews, 29, 145–161.
Bjørlykke, K., Ramm, M., & Saigal, G. C. 1989. Sandstone diagenesis and porosity modification during basin evolution. Geologische Rundschau, 78/1, 243–268.
Bjørlykke, K., Aagaard, P., Egeberg, P. K., & Simmons, S. P. 1995. Geochemical constraints
from formation water analyses from the North Sea and the Gulf Coast Basins on quartz,
feldspar and illite precipitation in reservoir rocks. Geological Society, London, Special
Publications, 86, 33–50.
Blystad, P., Brekke, H., Færseth, R. B., Larsen, B. T., Skogseid, J., & Tørudbakken, B.
1995. Structural elements of the Norwegian continental shelf. Part II: The Norwegian
Sea Region. NPD-Bulletin, 8.
115
LITTERATUR
116
Boles, J. R. 1978. Active Ankerite Cementation in the Subsurface Eocene of Southwest
Texas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 68, 13–22.
Boles, J. R. 1982. Active albitization of plagioclase, Gulf Coast Tertiary. American Journal
of Science, 282(February), 165–180.
Brekke, H., Kalheim, J. E., Riis, F., Egeland, B., Blystad, P., Johnsen, S., & Ragnhildsveit,
J. 1992. Formkart over inkonformitetsflaten under henholdsvis overjuralagrekken (nord
for 69 deg. N) og Krittlagrekken (sør for 69 deg. N) på norsk kontinentalsokkel. Målestok
1:2 millioner. Oljedirektoratets kontinentalsokkelkart nr.1, Oljedirektoratet / Norges
geologiske undersøkelse.
Bukovics, C., & Ziegler, P. A. 1985. Tectonic developments of the Mid-Norway continental
margin. Marine and Petroleum Geology, 2, 2–22.
Burger, P. V., Papike, J. J., Shearer, C. K., & Karner, J. M. 2009. Jarosite growth zoning
as a recorder of fluid evolution. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73, 3248–3259.
Burley, S. D., Kantorowicz, J. D., & Waugh, B. 1985. Clastic Diagenesis. Geological Society,
London, Special Publications, 18, 189–226.
Chuhan, F. A., Kjeldstad, A., Bjørlykke, K., & Høeg, K. 2002. Porosity loss in sand by
grain crushing - experimental evidence and relevance to reservoir quality. Marine and
Petroleum Geology, 19, 39–53.
Corfield, S., & Sharp, I. R. 2000. Structural style and stratigraphic architecture of fault
propagation folding in extensional settings: a seismic example from the Smørbukk area,
Halten Terrace, Mid-Norway. Basin Research, 12, 329–341.
Corfield, S., Sharp, I., Häger, K.-O., Dreyer, T., & Underhill, J. 2001. An integrated study
of the Garn and Melke formations (Middle to Upper Jurassic) of the Smørbukk area,
Halten Terrace, mid-Norway. Pages 199–210 of: Martinsen, O. J., & Dreyer, Tom
(eds), Sedimentary Environments Offshore Norway - Paleozoic to Recent, NPF Special
Publication No. 10. Elsevier Science B.V., Amsterdam.
Dalland, A., Worsley, D., & Ofstad, K. 1988. A lithostratigraphic scheme for the Mesozoic
and Cenozoic succesion offshore mid- and northern Norway. NPD-Bulletin, 4.
LITTERATUR
117
Dam, G., & Surlyk. 1995. Sequence Stratigraphy on the Northwest European Margin. Elsevier
Science B.V., Amsterdam. Chap. Sequence stratigraphic correlation of Lower Jurassic
shallow marine and paralic succesions across the Greenland-Norway, pages 483–509.
Dam, G., & Surlyk, F. 1998. Stratigraphy of the Neill Klinter Group; a Lower - lower
Middle Jurassic tidal embayment succesion, Jameson Land, East Greenland. Geology
of Greenland Survey Bulletin, 175, 1–80.
Dam, Gregers, & Christiansen, Flemming G. 1990. Organic geochemistry and source potential of the lacustrine shales of the Upper Triassic - Lower Jurassic Kap Stewart
Formation, East Greenland. Marine and Petroleum Geology, 7, 428–443.
de Boer, R.B., Nagtegaal, P. J. C., & Duyvis, E. M. 1977. Pressure solution experiments
on quartz sand. Geochimica et Cosmochimica Acta, 41, 257–264.
Doré, A. G. 1991. The structural foundation and evolution of Mesozoic seaways between
Europe and the Arctic. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 87, 441–492.
Doré, A. G. 1992. Synoptic paleogeography of the Northeast Atlantic Seaway: late Permian
to Cretaceous. Geological Society, London, Special Publications, 62, 421–446.
Doré, A. G., Lundin, E. R., Nissen, L. N., Birkeland, Ø., Eliassen, P. E., & Fichler, C.
1999. Principal tectonic events in the evolution of the northwest European Atlantic
margin. Pages 41–61 of: Fleet, A. J., & Boldy, S. A. R. (eds), Petroleum Geology of
the Northwest Europe: Proceedings of the 5th Conference, vol. 1. Geological Society ,
London.
Duba, D., & Williams-Jones, A. E. 1983. The Application of Illite Crystallinity, Organic
Matter Reflectance and Isotopic Techniques to Mineral Exploration: A Case Study in
Southwestern Gaspé, Quebec. Economic Geology, 78, 1350–1363.
Ehrenberg, S. N. 1990. Relationship between diagenesis and reservoir quality in sandstones
of the Garn Formation, Haltenbanken, Mid-Norwegian continental shelf. The American
Association of Petroleum Geologists Bulletin, 74, 1538–1558.
Ehrenberg, S. N. 1991. Kaolinized, potassium-leached zones at the contacts of the Garn
Formation, Haltenbanken, mid-Norwegian continental shelf. Marine and Petroleum
Geology, 8, 250–269.
LITTERATUR
118
Ehrenberg, S. N. 1993. Preservation of anomaluosly high porosity in deeply buried sandstones by grain-coating chlorite: examples from the norwegian continental shelf. The
American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 77, 1260–1286.
Ehrenberg, S. N., & Nadeau, P. H. 1989. Formation of diagenetic illite in sandstones of the
Garn Formation, Haltenbanken, Mid-Norwegian continental shelf. Clay Minerals, 24,
233–253.
Ehrenberg, S. N., Dalland, A., Nadeau, P. H., Mearns, E. W., & Amundsen, H. E. F.
1998. Origin of chlorite enrichment and neodymium isotopic anomalies in Haltenbanken
sandstones. Marine and Petroleum Geology, 15, 403–425.
Engkilde, M., & Surlyk, F. 2003. Shallow marine syn-rift sedimentation: Middle Jurassic
Pelion Formation, Jameson Land, East Greenland. Geological Survey of Denmark and
Greenland Bulletin, 1, 813–863.
Ferrill, D. A., Morris, A. P., Evans, M. A., Burkhard, M., Groshong(jr.), R. H., & Onasch,
C. M. 2004. Calcite twin morphology: a low-temperature deformation geothermometer.
Journal of Structural Geology, 26, 1521–1529.
Frei, D., & Gerdes, A. 2008. Precise and accurate in situ U-Pb dating of zircon with high
sample throughput by automated LA-SF-ICP-MS. Chemical Geology, 261, 261–270.
Friis, H. 1987. Diagenesis of the Gassum Formation, Rhaetian-Lower Jurassic, Danish
Subbasin. Danmarks Geologiske Undersøgelse, Serie A, 18.
Galloway, W. E. 1984. Clastic Diagenesis. AAPG Memoir, vol. 37. Chap. Hydrogeologic
Regimes of Sandstone Diagenesis, pages 3–13.
Garrels, R. M., & Christ, C. L. 1965. Solutions, Minerals, and Equilibria. Harper’s Geoscience Series. Harper & Row.
GEUS. 1995. Sedimentary Basins of Greenland. http://www.geus.dk/ghexis/pdf/F1-4w.pdf.
Goldstein, J. I., Lyman, C. E., Newbury, D. E., Lifshin, E., Echlin, P., Sawyer, L., Joy,
D. C., & Michael, J.R. 2003. Scanning Electron Microscopy and X-Ray Microanalysis.
3rd edn. Kluwer Academic/Plenum Publishers.
LITTERATUR
119
Halliday, D., & Resnick, R. 1970. Fundamentals of Physics. John Wiley & Sons. Pages
748–751.
Hamann, N. E., Whittaker, R. C., & Stemmerik, L. 2005. Geological development of the
Northeast Greenland Shelf. Pages 887–902 of: Doré, A. G., & Vining, B. A. (eds),
Petroleum Geology: North-West Europe and Global Perspectives - Proceedings of the
6th Petroleum Geology Conference. Geological Society , London.
Hammer, E., Mørk, M. B. E., & Næss, A. 2009. Facies controls on the distribution of
diagenesis and compaction in fluvial-deltaic deposits. Marine and Petroleum Geology,
in press.
Hangx, S., & Spiers, C. 2009. Reaction of plagioclase with CO2 under hydrothermal conditions. Chemical Geology, 265, 88–98.
Haq, Bilal U., Hardenbol, Jan, & Vail, Peter R. 1987. Chronology of Fluctuating Sea Levels
Since the Triassic. Science, 235, 1156–1167.
Harris, N. B. 1989. Reservoir Geology of Fangst Group (Middle Jurassic), Heidrun Field,
Offshore Mid-Norway. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 73,
1415–1435.
Harrison, W. J., & Thyne, G. D. 1992. Predictions of diagenetic reactions in the presence
of organic acids. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56, 565–586.
Henriksen, N. 2003.
Caledonian Orogen, East Greenland 70-82 N, Geological Map
1:1.000.000. Copenhagen: Geological Survey of Denmark and Greenland.
Jenkins, R., & Snyder, R. L. 1996. Introduction to X-ray Powder Diffractometry. Chemical
Analysis, vol. 138. John Wiley & Sons.
Jørgensen, N. O. 1992. Methane-derived carbonate cementation of Holocene marine sediments from Kattegat, Denmark. Continental Shelf Research, 12(10), 1209–1218.
Kahle, M., Kleber, M., & Jahn, R. 2002. Review of XRD-based quantitative analyses of clay
minerals in soils: the suitability of mineral intensity factors. Geoderma, 109, 191–205.
Larsen, O. H., & Friis, H. 1991. Petrography, diagenesis and pore-water evolution of a
shallow marine sandstone (Hasle Formation, Lower Jurassic, Bornholm, Denmark).
Sedimentary Geology, 72, 269–284.
LITTERATUR
120
Liu, K. W. 2002. Deep-burial diagenesis of the siliciclastic Ordovician Natal Group, South
Africa. Sedimentary Geology, 154, 177–189.
Long, D.T., Fegan, N. E., McKee, J. D., Lyons, W. B., Hines, M. E., & Macumber, P. G.
1992. Formation of alunite, jarosite and hydrous iron oxides in hypersaline system:
Lake Tyrell, Victoria, Australia. Chemical Geology, 96, 183–202.
Martinius, A. W., Kaas, I., Næss, A., Helgesen, G., Kjærefjord, J. M., & Leith, D. A.
2001. Sedimentology of the heterolithic and tide-dominated Tilje Formation (Early
Jurassic, Halten Terrace, offshore mid-Norway). Pages 103–144 of: Martinsen, O. J.,
& Dreyer, T. (eds), Sedimentary Environments Offshore Norway - Paleozoic to Recent,
NPF Special Publication no. 10. Elsevier Science B.V., Amsterdam.
Mathiesen, Anders, Bidstrup, Torben, & Christiansen, Flemming G. 2000. Denudation and
uplift history of the Jameson Land basin, East Greenland - constrained from maturity
and apatite fission track data. Global and Planetary Change, 24, 275–301.
Milliken, K. L. 2007. Late Diagenesis and Mass Transfer in Sandstone-Shale Sequences.
Vol. 7. Chap. 7.07, pages 159–190.
Molenaar, N., Cyziene, J., & Sliaupa, S. 2007. Quartz cementation mechanisms and porosity
variation in Baltic Cambrian sandstones. Sedimentary Geology, 195, 135–159.
Moore, D. M., & Reynolds, R. C. 1997. X-Ray-Diffraction and the Identification and Analysis of Clay Minerals. 2nd edn. Oxford University Press.
Morad, S. 1988. Diagenesis of titaniferous minerals in Jurassic sandstones from the Norwegian Sea. Sedimentary Geology, 57, 17–40.
Morse, J. W., & Casey, W. H. 1988. Ostwald Processes and Mineral Paragenesis in Sediments. American Journal of Science, 288, 537–560.
Morton, A., Fanning, M., & Milner, P. 2008. Provenance characteristics of Scandinavian
basement terrains: Constraints from detrital zircon ages in modern river sediments.
Sedimentary Geology, 210, 61–85.
Morton, A., Hallsworth, C., Strogen, D., Whitham, A., & Fanning, M. 2009. Evolution of
provenance in the NE Atlantic rift: the Early-Middle Jurrasic succesion in the Heidrun
LITTERATUR
121
Field, Halten Terrace, offshore Mid Norway. Marine and Petroleum Geology, 26, 1100–
1117.
Morton, A. C., Borg, G., Hansley, P. L., Haughton, P.D. W., Krinsley, D. H., & Trusty, P.
1989. The origin of faceted garnets in sandstones: dissolution or overgrowth? Sedimentology, 36, 927–942.
NPD, Oljedirektoratet. 2009. http://www.npd.no.
Olsen, Fredrik William Gjettermann. 2009. Petrologisk og diagenetisk undersøgelse af øvre
jurassiske gravity flow aflejringer i boring Jeppe-1, nordlig dansk Centralgrav. M.Phil.
thesis, Geologisk Institut, Aarhus Universitet.
Pedersen, T., Harms, J. C., Harris, N. B., Mitchell, R. W., & Tooby, K. M. 1988. The
role of correlation in generating the Heidrun Field geological model. In: Correlation
in hydrocarbon exploration: proceedings of the conference Correlation in Hydrocarbon
Exploration organized by the Norwegian Petroleum Society and held in Bergen, Norway,
3-5 October 1988. Graham and Trotham.
Peltonen, Christer, Øyvind Marcussen, Bjørlykke, Knut, & Jahren, Jens. 2008. Clay mineral diagenesis and quartz cementation in mudstones: The effects of smectite to illite
reaction on rock properties. Marine and Petroleum Geology, in press, –.
Pollastro, R. M. 1985. Mineralogical and morphological evidence for the formation of illite
at the expense of illite/smectite. Clays and clay minerals, 33, 265–274.
Preuss, T. 2005. Thermal maturity in volcanic-influenced sedimentary basins, East Greenland. Ph.D. thesis, Faculty of Science, University of Copenhagen.
Prochnow, E. A., Remus, M. V. D., Ketzer, J. M., Gouvea(jr.), J. C. R., de Souza, R. Schiffer,
& de Ros, L. F. 2006. Organic - inorganic interactions in oilfield sandstones: Examples
from turbidite reservoirs in the Campos Basin, offshore Eastern Brazil. Journal of
Petroleum Geology, 29(4), 361–380.
Raiswell, R. 1982. Pyrite texture, isotopic composition and the availability of iron. American
Journal of Science, 282(October), 1244–1263.
Rasmussen, B. 2005. Radiometric dating of sedimentary rocks: the application of diagenetic
xenotime geochronology. Earth-Science Reviews, 68, 197–243.
LITTERATUR
122
Rowley, D. B., & Lottes, A. L. 1988. Plate-kinematic reconstructions of the North Atlantic
and Arctic: Late Jurassic to Present. Tectonophysics, 155, 73–120.
Ruttenberg, K. C., & Berner, R. A. 1993. Authigenic apatite formation and burial in
sediments from non-upwelling, continental margin environments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57, 991–1007.
Schmidt, V., & McDonald, D. A. 1979. The Role of Secondary Porosity in the Course of
Sandstone Diagenesis. SEPM Special Publication, 26, 175–207.
Schwartz, F. W., & Zhang, H. 2003. Fundamentals of Ground Water. John Wiley & Sons.
Searl, A. 1992. Dolomite-carbonate replacement textures in veins cutting Carboniferous
rocks in East Fife. Sedimentary Geology, 77, 1–14.
Skeat, E. G. 1904. The Jurassic Rocks Of East Greenland. Proceedings of the Geologists’
Association, 18, 336–350.
Skot-Hansen, J. J. 1992 (Januar). En Petrografisk Undersøgelse af Diageneseforløbet i Triassiske Sandsten fra Jameson Land Bassinet, Østgrønland. M.Phil. thesis, Geologisk
Institut, Aarhus Universitet.
Sommaruga, A., & Bøe, R. 2002. Geometry and subcrop maps of shallow Jurassic basins
along the Mid-Norway coast. Marine and Petroleum Geology, 19, 1029–1042.
Spötl, C. 1990. Authigenic aluminium phosphate-sulphates in sandstones of the Mitterberg
Formation, Northern Calcareous Alps, Austria. Sedimentology, 37, 837–845.
Storvoll, V., Bjørlykke, K., Karlsen, D., & Saigal, G. 2002. Porosity preservation in reservoir
sandstones due to grain-coating illite: a study of the Jurassic Garn Formation from the
Kristin and Lavrans fields, offshore Mid-Norway. Marine and Petroleum Geology, 19,
767–781.
Surdam, R. C., MacGowan, D. B., & Dunn, T. L. 1991. Predictive models for sandstone
diagenesis. Organic Geochemistry, 17, 243–253.
Surlyk, F. 1977. Stratigraphy, tectonics and paleogeography of the Jurassic sediments of the
areas north of King Oscars Fjord, East Greenland. Grønlands Geologiske Undersøgelse
Bulletin, 123.
LITTERATUR
123
Surlyk, F. 1990. A Jurassic sea-level curve for East Greenland. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 78, 71–85.
Surlyk, F. 2003. The Jurassic of East Greenland: a sedimentary record of thermal subsidence, onset and culmination of rifting. Geological Survey of Denmark and Greenland
Bulletin, 1, 659–722.
Surlyk, F., & Ineson, J. R. 2003. The Jurassic of Denmark and Greenland: key elements
in the reconstructions of the North Atlantic Jurassic rift system. Geological Survey of
Denmark and Greenland Bulletin, 1, 9–20.
Svela, K. E. 2001. Sedimentary facies in the fluvial-dominated Åre Formation as seen in the
Åre 1 member in the Heidrun Field. Pages 87–102 of: Martinsen, O.J., & Dreyer, T.
(eds), Sedimentary Environments Offshore Norway - Paleozoic to Recent, NPF Special
Publication no. 10. Elsevier Science B.V., Amsterdam.
Tofte, I. E., Moen, T., & Zenker, E. (eds). 2008. FACTS 2008 - The Norwegian Petroleum
Sector. Norwegian Petroleum Directorate.
Tucker, M. E. 2001. Sedimentary Petrology - An Introduction to the Origin of Sedimentary
Rocks. 3rd edn. Blackwell Publishing.
Tucker, M. E., & Wright, P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Scientific Publishing.
Chap. Carbonate mineralogy and chemistry, pages 284–313.
van Houten, F.B., & Purucker, M. E. 1984. Glauconitic Peloids and Chamositic Ooids Favorable Factors, Constraints, and Problems. Earth-Science Reviews, 20, 211–243.
Warren, J. 2000. Dolomite: occurence, evolution and economically important associations.
Earth-Science Reviews, 52, 1–81.
Weibel, Rikke. 1998. Diagenesis in oxidising and locally reducing conditions - an example
from the Triassic Skagerrak Formation, Denmark. Sedimentary Geology, 121, 259–276.
Welton, J. E. 1984. SEM Petrology Atlas. Methods in Exploration series, no. 4. The
American Association of Petroleum Geologists.
Williams, L. A., & Crerar, D. A. 1985. Silica Diagenesis, II. General Mechanisms. Journal
of Sedimentary Petrology, 55(3), 312–321.
LITTERATUR
Williams, L. A., Parks, G. A., & Crerar, D. A. 1985. Silica Diagenesis, I. Solubility Controls.
Journal of Sedimentary Petrology, 55(3), 301–311.
Worden, R. H., & Morad, S. 2000. Quartz cementation in oil field sandstones: a review of the
key controversies. International Association of Sedimentologists, Special Publications,
29, 1–20.
Yde, E. 1983. En petrologisk undersøgelse af diageneseforholdene i Gassum Formationen
fra Gassum 1, Farsø 1 og Års 1a boringerne. M.Phil. thesis, Geologisk Institut, Aarhus
Universitet.
Young, H. D., & Freeman, R. A. 2004. University Physics. 10th edn. Addison-Wesley. Chap.
X-ray Diffraction, pages 1179–1181.
Ziegler, Peter A. 1988. Evolution of the Arctic-North Atlantic and the Western Tethys. The
American Association of Petroleum Geologists.
BILAG
A Prøvelokaliteter
A–1
BILAG A. PRØVELOKALITETER
Figur A.1: Profil 1 & 2 på Jameson Land
A–2
Figur A.2: Profil 3 & 4 på Traill Ø
A–3
Figur A.3: Profil 5 på Hold With Hope
A–4
Figur A.4: Profil 6 på Milne Land
A–5
B Prøvernes rumlige fordeling
Prøvernes rumlige fordeling
De 5 første profiler ses på næste side, hvor de er indtegnet i et 3D-koordinatsystem for at
illustrere deres rumlige fordeling. På x, y og z-aksen ses hhv. længdegraden, breddegraden
og højde over havniveau (kote).
B–1
0m
200 1000m
m
550 200m
m
300 16
50m
WF
CØ
5
Oversigtskort
HWH
GS Ø
TØ
4
m
600 250m
3
= Profil
JL = Jameson Land (Profil 1 & 2)
LL = Liverpool Land
ML = Milne Land (Profil 6)
TØ = Traill Ø (Profil 3 & 4)
GS Ø = Geographical Society Ø
HWH = Hold With Hope (Profil 5)
CØ = Clavering Ø
WF = Wollaston Forland
KØ = Kuhn Ø
JL
LL
ML
6
2
1
Scoresby Sund
100km
N
C Plancher
C–1
Planche 1
(A) BSE - Plagioklas korn med calcitreplacering (Ca). Kvartskornene (Q) har mindre
overvoksninger, der obstrueres af kaolinit
(Ka), og også K-feldspaterne (Kfs) har overvoksninger, Al=albit. (487701)
(C) BSE - Anatas vækst (An) i porerum. Formentlig replacerende detritalt titanomagnetitkorn. Øverst til højre ses anhedrale kvartsovervoksninger, der hæmmes af authigen
kaolinit (rød ring). (487701)
(D) BSE - Knust detritalt apatitkorn (Ap). I
sprækkerne ses authigen kaolinit. Igen ses
mindre kvartsovervoksninger. Nederst til
højre ses relativt store kaolinitkrystaller (rød
ring), der sandsynligvis har en anden oprindelse (og senere) end de mindre og dårligere
definerede kaolinitkrystaller, der ses i apatitsprækkerne og i de delvist omdannede glimmermineraler. Pe=perthit. (487701)
Kfs
Ca
Q
Ca
Kfs
Pl
Ka
Ca
Kfs
Al
Q
Kfs
Q
200µm
200µm
(A)
Al
(C)
Q
Q
Q
Qv
Ka
Qv
G
Q
Kfs
B
Ap
B
Q
Q
Q
Q
Ka
B
Q
An
Al
Kfs
Kfs
Ka
Q
Al
Ka Al
(B) BSE - Biotitkorn (B) med kaolinitpseudomorfer i lamellerne. Kaolinit (Ka) ses også
at udfælde i porerummet, der fyldes totalt.
I øverste højre hjørne ses et granat-calcit
bjergartsfragment, hvor calcitten replaceres
delvist af kvarts (Qv). (487701)
Al
Kfs
Q
Ap
Kfs
Q
Ca
Pe
Ka
200µm
200µm
(B)
(D)
Planche 2
(A) POL - Polykrystallint kvartskorn
med mange subkrystaller i 487702. Tilstedeværelsen tyder på et provenansområde
med metamorfe bjergarter. 4x forstørrelse,
krydsede polarisatorer.
(B) POL - Sedimentært bjergartsfragment i
487702, der tyder på genbrug af devone-triassiske sedimentære bjergarter. 10x forstørrelse.
0,5mm
(A)
200µm
(C)
(C) POL - Chloritbelægninger på skeletale
korn i 487703. Belægningen hæmmer kvartsvækst og markerer sekundær porøsitet, hvori
der ses authigen kaolinit. 10x forstørrelse.
(D) POL - Oxideret glaukonitkorn, der viser
volumentab (prøve 487706). Oxidationen er
sket efter cementeringen med poikilotopisk
calcit - formentlig i forbindelse med telogenese. 10x forstørrelse.
200µm
(B)
200µm
(D)
Planche 3
(A) POL - Sekundær porøsitet indeholdende
authigen kaolinit i 487701. Biotitkornene viser
me-kanisk kompaktion inden opløsning af det
detritale korn samt en vis udvidelse som følge
af biotit-kaolinit omdannelse. 10x forstørrelse.
(B) POL - Prøve 487706 med poikilotopisk
cement.. 2x forstørrelse, krydsede polarisatorer.
(C) POL - Apatit i prøve 487707, der viser
både brunlige og grønlige nuancer, der dog
ikke har nogen sammensætningsforskel
ifølge EDS-analysen. Mellem de skeletale korn
ses mikrokrystallin Fe-dolomit cement. 10x
forstørrelse.
200µm
(A)
200µm
(C)
(D) POL - Muskovit omdannes til kaolinit/illit, og der ses muligvis også en tilstedeværelse
af omdannet organisk materiale som de
mørke lameller i glimmermineralet. Prøve
487725,10x forstørrelse.
200µm
1mm
(B)
(D)
Planche 4
(A) BSE - Delvist opløste feldspatkorn, der
markeres af chloritbelægninger. Kun ren Kfeldspat synes at kunne modstå opløsning. Der
ses trykopløsning mellem kvartskorn (røde
cirkler) og kvartsovervoksninger (blå cirkel).
Prøve 487703.
(B) BSE - Prøve 487710 med opspaltet feldspatkorn. Der ses trykopløsning og euhedrale
kvartsovervoksninger.
Q
Q
Q
Kfs
Q
40µm
100µm
(A)
(C) BSE - Delvist forvitrede APS-mineraler
i prøve 487710. Kernen af de subhedrale
krystaller består af Ca, P og Al (Crandallit) og
kanten er omdannet til et Fe-hydroxid formentlig som følge af en oxidation i forbindelse
med ændrede porevandsgennemstrømning
ved overgangen mellem mesogenese og telogenese.
(D) BSE - 487722. Rester af zoneret Mg-calcit/
dolomit krystal, hvor kun dolomitzonerne (D)
står tilbage, med samme gråtone som kvarts
(Q). Prøven er senere cementeret med Fe-dolomit (FeD).
Q
Kfs
(C)
Q
Q
FeD
D
Q
100µm
200µm
(B)
(D)
Planche 5
(A) BSE - Sprækkesystem fra Paleogen ses
øverst i højre hjørne. Sprækken er belagt med
chlorit (lys grå), og der ses calcitudfældning
(Ca). Kvartskornene (Q) viser euhedrale
kvartsovervoksninger (Qv) i nærheden af
sprækken. Derudover er prøven cementeret
af Fe-dolomit (FeD). Prøve 487722.
(B) BSE - 487725. Stor forekomst af APS-mineral indeholdende Al, Fe, sulfat, fosfat og REE,
der tyder på en replacering af et tidligere
mineral - muligvis apatit. I porerummene
ses delvist omdannet kaolinit og glimmer, og
der ses authigen illit som belægning på et nu
opløst detritalt korn (rød ring).
Ca
Q
Q
FeD
Qv
Q
Q
Q
Q
200µm
100µm
(A)
(C)
(C) BSE - 487725. Relativ stor forekomst af
porerumsfyldende jarosit - formentlig omdannet fra euhedrale eogenetiske pyritkrystaller.
Der ses også authigen illit (rød) og en suturering af kvartskrystallerne (blå).
(D) POL - 487725. Optisk mikroskopibillede
af APS-mineralerne, som også ses i (B). 10x
forstørrelse.
200µm
400µm
(B)
(D)
Planche 6
(A) POL - 487729. Authigen kaolinit (Ka)
og calcit (Ca) med jernoxider mellem lerklast af muskovit/illit (L) og sprækkede
kvartsklaster(Q) (muligvis kvartsitfragmenter).
10x forstørrelse.
L
Ca
Ka
Ca
(B) POL - Authigen illit-belægning på skeletale
korn i prøve 487731. 25x forstørrelse.
Q
(C) BSE - 487729 af samme område som (A).
Der ses en zone, hvor calcitudfældningen er
delvist hæmmet af kaolinit (rød markering).
200µm
Q
(A)
200µm
(C)
(D) SEI - Authigen illit i prøve 487729, der
viser både ‘flad’ belægning og ‘birkebark’-lignende habitus.
80µm
20µm
(B)
(D)
Planche 7
Q
(A) POL - Intens albitisering af feldspater samt
albitcementering i 487733. De albitiserede
feldspater (fs) har en let brunligere farve end
den lysebrune albitcement (al). Både cement
og feldspaterne har et brunligt, grumset udseende. I midten ses et grønlig cirkulært og
radierende chloritaggregat. 10x forstørrelse.
fs
al
(B) POL - calcittvillinger i 487732. Der ses
både tykke og tynde tvillinger i authigen calcit
(ca), der er omgivet af albitcement (al). 10x
forstørrelse.
Q
200µm
200µm
(A)
(C) POL - samme som (A) med krydsede
polarisatorer. De albitiserede feldspater (plagioklaser) viser stadig polysyntetiske tvillinger
omend noget grumsede.
(C)
al
ca
(D) SEI - billede af opløsning af plagioklas
med efterfølgende udfældning af albit (som
prismatiske mineraler) og (Mg)-calcit, som
danner mikrokrystallin cement, der er specielt
udpræget øverst i venstre hjørne (rød markering).
200µm
40µm
(B)
(D)
Planche 8
(A) BSE - backscatterbillede af 498507, der
viser knuste kvartskorn (Q) og let omdannet K-feldspat (kfs). Der ses et relativt stort
område med euhedrale jarositkrystaller (rød
ring). I højre side ses jernholdig kaolinit (ka)
udfældet som biotitpseudomorf.
(B) BSE - 498507 viser jernrig kaolinit (ka),
knusning af kvarts og enkelte kvartsovervoksninger (Qv). De rene k-feldspater (kfs) viser
kun let opløsning, mens perthiterne (pe) ses
at kun have K-feldspatdelene tilbage.
Q
ka
Q
Q
Q
kfs
(A)
(C) POL - billede af 487770 af seriticeret feldspat blandt kvartskorn, bjergartsfragmenter og
‘blocky’ calcitcement. 10x forstørrelse.
(D) POL - billede af 487730, der viser mikrokrystallin albitcement, hvor der også ses
authigen calcit - formentlig dannet i forbindelse med omdannelse af Ca-holdige feldspater.
10x forstørrelse.
200µm
400µm
(C)
pe
kfs
Q
kfs
Q
ka
Qv
ka
Q
Qv
Q
kfs
200µm
200µm
(B)
(D)
Planche 9
(A) SEI - billede af karbonatklast i 487733, der
viser trekantede ‘ætsnings’ huller og opløsning
af karbonaten.
(B) POL - en formentlig biogen struktur i
487772, der optræder flere gange i tyndslibet.
Strukturen er koncentrisk, og der synes at
forekomme ‘skaller’ rundt om en indre, let
aflang kerne. Fra siden er strukturen aflang
- ca. 0,4-0,5mm, og det er muligvis en type mikrofossil. Det kunne indikere tilstedeværelsen
af en tidlig ustabil fossil karbonatfase, der er
kilde til senere calcitcement. 40x forstørrelse.
(C) POL - billede af jarositindhold i 487725.
Det er ‘pæne’ euhedrale krystaller, der ses at
have en hæmmende effekt på kvartsvækst. 40x
forstørrelse.
(D) BSE - billede af karbonatcementen i
487707. Den tidlige, lysegrå calcitcement ses
at fordeles således i porerummet, at det tyder
på en tidlig vækst på et korn, der nu er opløst.
Senere er der sket udfældning af den mørkegrå, mikrokrystalline Fe-dolomitcement.
Fuldstændig cementering ses at være forhindret af authigen? lermatrix, der sandsynligvis
også er skyld i det opsprækkede udseende af
cementen.
50µm
40µm
(A)
(C)
50µm
(B)
100µm
(D)
D XRD-resultater
D–1
XRD resultater
BULK sammensætning
LER fraktion - uden lermineraler
487701
487701
487702
487702
487703
487703
487704
487704
487705
487705
487706
487706
487707
487707
Lermineraler
487709
Jarosit
487710
Pyrit
487711
487709
487710
Goethit
Jarosit
Siderit
487711
487722
Dolomit
487722
487725
Mg-rig Calcit
487725
Calcit
487726
Plagioklas
487727
K-feldspat
487728
Kvarts
K-feldspat
Kvarts
487728
487729
487731
487733
487733
487770
487770
487771
487771
487772
487772
498507
498507
20
30
40
50
60
70
80
90
Plagioklas
487727
487731
10
Calcit
487726
487729
0
Siderit
100
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
LER fraktion - uden lermineraler (normaliseret)
LER fraktion - lermineraler
487701
487701
487702
487702
487703
487703
487704
487704
487705
487705
487706
487706
487707
487707
487709
487709
487710
487710
Goethit
487711
487711
Jarosit
Smectit
487722
Chlorit
487722
487725
Illit
487725
Kaolinit
487726
Siderit
Calcit
Plagioklas
487726
K-feldspat
487727
487727
Kvarts
487728
487728
487729
487729
487731
487731
487733
487733
487770
487770
487771
487771
487772
487772
498507
498507
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
0%
10%
20%
30%
40%
50%
60%
70%
80%
90%
100%
E PT-resultater
E–1
50,0
Fordeling af de intergranulære volumen
Punkttælling resultat
45,0
487701
487702
487703
40,0
487704
487705
487706
Fordeling [%]
487707
35,0
487709
Porøsitet
487710
andet
487711
Pyrit
487722
Ler
487725
Calcit vækst/klaster
487726
Glimmer omd.
487727
Glimmer
clay %
487728
Bj.a. fragmenter
qz cement %
487729
Feldspat
487730
30,0
25,0
porosity %
carb cement %
20,0
Kvarts vækst
487731
Kvarts poly
487732
Kvarts ond
487733
15,0
487770
487771
10,0
487772
498507
0%
10%
20%
30%
40%
50%
60%
70%
80%
90%
100%
5,0
0,0
498507
isotropt
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
487772
487771
487770
epidot
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
487733
487732
487731
oxider
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,5
0,0
0,0
0,0
487730
487729
487728
jarosit
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
3,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,5
487727
487726
487725
487722
bitumen?
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
487711
flint opakt grønligt pleokroisk tungmineral jernoxider?
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,8
0,5
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
4,3
0,0
0,0
0,0
0,0
1,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
487710
opløst mineral
0,0
0,0
0,0
0,0
1,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
487709
zirkon
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,8
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
487707
brunligt porefyldende mudderklaster
3,5
0,0
4,0
0,0
0,0
0,0
0,0
1,3
0,0
2,5
0,0
0,0
1,5
0,0
2,3
0,0
3,3
0,0
2,3
0,5
0,0
0,0
0,0
1,5
0,0
2,5
0,0
4,5
0,0
0,0
0,0
4,5
0,0
0,0
0,0
8,5
0,0
2,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,8
0,0
9,3
0,0
487706
brunligt repl.
0,0
0,0
0,0
13,5
1,5
3,8
1,5
0,5
0,3
0,0
0,0
0,0
3,8
6,8
9,5
0,0
4,0
1,3
0,0
2,0
2,0
15,0
0,0
0,0
487705
microkrystallin kvarts
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,3
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
487704
granat
0,8
2,5
1,5
0,3
1,0
1,0
0,0
0,3
0,5
0,3
0,0
0,5
0,5
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,8
0,0
0,0
1,8
487703
Prøve
487701
487702
487703
487704
487705
487706
487707
487709
487710
487711
487722
487725
487726
487727
487728
487729
487730
487731
487732
487733
487770
487771
487772
498507
487702
487701
ANDET:
albitcement
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
0,0
20,3
0,0
36,8
23,8
0,0
0,0
0,0
0,0
F Mineral Intensity Factors
Følgende MIFs er anvendt til kvantificeringen af XRD-analyserne:
F–1
BILAG F. MINERAL INTENSITY FACTORS
F–2
Mineral
position (Å)
BULK
Kvarts
4,25
K-feldspat
3,25
Plagioklas
3,18-3,20
Calcit
3,03
Mg-Calcit
3,00
Pyrit
2,71
Augit
2,99
Ler
4,46
Cristobalit
4,10
Dolomit
2,88
Jarosit
3,11
LER-FRAKTION
Kvarts
4,25
K-feldspat
3,25
Plagioklas
3,18
Calcit
3,03
Goethit
–
Pyrit
2,71
Cristobalit
4,10
Jarosit
3,11
LER-MINERALER
Kaolinit
7
Illit
10
Chlorit
7 og 4,7
Smectit
17
1/MIF
0,16
0,1
0,1
0,06
0,152
0,06
0,31
0,44
0,18
0,06
0,18
2
0,3
0,3
0,5
0,88
0,24
0,5
0,72
*
2,5
**
1
* - Kaolinit vægtprocenten udregnes som:
Kaolinit% = KaolinitChlorit(7Å)% − Chlorit(4, 7Å)% =
0,9·KaolinitChlorit(7Å)
arealsum
· 100 −
2,5·Illit(10Å)
arealsum
·
Chlorit(4,7Å)
Chlorit(4,7Å)+2·Illit(5Å)
· 100
** - Chlorit vægtprocenten udregnes som:
Chlorit% =
2,5·Illit(10Å)
arealsum
∗
Chlorit(4,7Å)
Chlorit(4,7Å)+2·Illit(5Å)
· 100
, hvor arealsum = Smecit(17Å) + 2, 5 · Illit(10Å) + 0, 9 · KaolinitChlorit(7Å)
G GIMP-tutorial - grafisk porøsitet
Her vises, hvordan den grafiske porøsitetsberegning udføres i freeware billedmanipulationsprogrammet, GIMP 2, som kan fås til alle platforme (Windows, Mac, Linux). Det har en
brugerflade, der er meget sammenlignelig med den, man møder i Adobe Photoshop, så man
kan med lille kendskab til billedbehandling succesfuldt beregne porøsiteten.
1. Tyndslibene scannes vha. en almindelig scanner med høj opløsning. Det er indscanningen,
der bestemmer, hvilken blå farve porøsiteten/epoxyen vil være repræsenteret med. I dette
projekt har epoxyen ca. en RGB-farvekode på R:0; G:0; B: 230.
2. Der udvælges et område på tyndslibet, som er repræsentativt for porøsiteten. Dvs. et
område, som ikke indbefatter sprækker eller andre fejl, som er opstået i forbindelse med
tyndslibsfremstillingen eller indscanningen (Figur G.1).
3. Området kopieres (Ctrl-C ) og indsættes som et nyt billede (Ctrl-Skift-V ) (Figur G.2).
4. Scriptet indlæses ved at trykke Filtre → GEO → ’Get selection percentage’ (Figur G.3).
5. De forskellige parametre vælges. Scriptet har som udgangspunkt valgt en blå farve med
RGB-værdien (0;0;230). Hvis man ønsker en anden farve kan denne indtastes ved at trykke
på farvefeltet. Decimals angiver den ønskede præcision, og Threshold angiver spredningen
af farveværdierne, som inddrages i markeringen. Threshold er indstillet til 100, som er en
erfaringsmæssigt bestemt værdi (Figur G.4).
6. Ved tryk på ’O.k.’ fås efter en kort beregningsperiode et output fra programmet med
resultatet, og markeringen fremgår på billedet (Figur G.5).
7. Det er muligt at sikre sig, at programmet har markeret felter med rigtig farve ved at
G–1
BILAG G. GIMP-TUTORIAL - GRAFISK PORØSITET
Figur G.1: Markering og kopiering af repræsentativt område
Figur G.2: Nyt billede med det repræsentative område
G–2
Figur G.3: Indlæsning af scriptet
Figur G.4: Indstilling af parametre
G–3
G–4
kopiere de markerede områder og indsætte dem i et nyt lag (Figur G.6). Dette gøres ved
at kopiere (Ctrl-C ), umiddelbart efter man har lukket output-vinduet/besked-vinduet fra
GIMP og derefter indsætte (Ctrl-V ) som et flydende lag. I Lag-vinduet (Ctrl-L eller Windows → Dockable Dialogs → Lag) højreklikkes på det flydende lag, og man vælger ’Nyt
lag...’. Ved at klikke på øjet i Lag-vinduet kan man fjerne baggrundslaget (man kan også
vælge at slette det) og nu optræder kun de områder, der blev brugt i porøsitetsberegningen.
8. Til sidst vises et eksempel på et sikkerhedscheck, hvor det originale billede (Figur G.7) ses
i forhold til et billede (Figur G.8), hvor kun de markerede områder er tilbage. Alt udenfor
markeringerne er hvide.
Figur G.5: Meddelelse fra GIMP (i et output/besked-vindue) med resultatet
Figur G.6: Kvalitetscheck af beregningen. Lagvinduet er markeret med rød ring.
G–5
Figur G.7: Originalt billede
Figur G.8: Blå områder ved RGB:(0;0;230) og Threshold:100
G–6
Koden til scriptet GetArea.scm ses herunder
; (define (script-fu-getselpercentage image drawable digits color threshold)
(let* ()
(gimp-by-color-select drawable color threshold 0 TRUE FALSE 0.0 FALSE)
(script-fu-getselpercentage1 image drawable digits)
)
)
(define (script-fu-getselpercentage1 image drawable digits)
(let* (
(type (car (gimp-drawable-type-with-alpha drawable)))
(width (car (gimp-image-width image)))
(height (car (gimp-image-height image)))
(gimp-by-color-select drawable ’(0 0 255) 100 0 TRUE FALSE 0.0 FALSE)
(selectedpixels (cadddr (gimp-histogram drawable 0 0 256)))
(totalpixels (* width height))
(percentage (/ (* selectedpixels 100) totalpixels))
(p (pow 10 digits))
(rpercentage (/ (round (* percentage p)) p))
(mystring (string-append (number-¿string rpercentage) ”%”))
)
(gimp-context-push)
(gimp-image-undo-group-start image)
(gimp-message mystring)
(gimp-image-undo-group-end image)
(gimp-displays-flush)
(gimp-context-pop)
)
)
(script-fu-register ”script-fu-getselpercentage”
G–7
” Get selection percentage”
”Gets the area of the selection as a percentage of the image”
”Ole Prinds <mail at prinds dot c o m>”
”Ole Prinds”
”15.06.2009”
SF-IMAGE
”Image”
0
SF-DRAWABLE
”Drawable”
0
SF-ADJUSTMENT
”Decimals”
’(2 0 10 1 5 0 1)
SF-COLOR
”Color”
’(0 0 230)
SF-ADJUSTMENT
”Threshold”
’(100 0 255 1 20 0 1)
)
(script-fu-menu-register ”script-fu-getselpercentage”
”<Image>/Filters/GEO”)
G–8
H BSE – Histogram-Analyse –
Gradient Maps
H.1
Histogram-Analyse
Billederne fra backscatteranalyserne kan importeres i et billedbehandlingsprogram (fx Adobe
Photoshop eller GIMP), der kan udregne et histogram for gråtonerne - dvs. det analyserer
tilstedeværelsen af de forskellige gråtoner i billedet og angiver mægtigheden (”arealfraktionen”) af bestemte gråtoner. Histogrammet fremkommer som en kurve med nogle tydeligt
definerede toppe og andre mindre tydelige toppe - figur H.1. Alle toppene er et udtryk for
stor mægtighed af en bestemt gråtone → en bestemt backscatterkoefficient → et bestemt
mineral. Problemet med sammenfald af backscatterkoefficienter er tidligere nævnt, og derudover har mineraler med en vis form for inhomogenitet ikke en veldefineret backscatterkoefficient og toppen i histogrammet bliver bred og utydelig. Det synes derfor ikke umiddelbart at være muligt at lave en udførlig bedømmelse af mineralsammensætningen i et
bestemt backscatterbillede. Ved hjælp af ’Threshold’-funktionen kan bestemte intervaller i
histogrammet oplyses, sådan at fx kvarts-indholdet bliver fremhævet (figur H.2). Dette kan
med fordel udnyttes med henblik på at spare på brugen af EDS (se afsnit 4.2.4), for at få
et hurtigt overblik over en bestemt mineraltype - fx tungmineraler eller som en pålidelig
måde at definere en tilsyneladende mineralogi på korn, som fejlagtigt ikke blev undersøgt
med EDS.
H–1
BILAG H. BSE – HISTOGRAM-ANALYSE – GRADIENT MAPS
H–2
Figur H.1: BSE-billede med tilhørende histogram. Yderst til højre i billedet ses fx toppen, der svarer til
tungere mineraler (fx pyrit), mens den store top i midten svarer til gråtonen i kvarts
Figur H.2: Kvartstoppen er valgt ud, og kun kvartsindholdet ses at være synligt på billedet.
BILAG H. BSE – HISTOGRAM-ANALYSE – GRADIENT MAPS
H.2
H–3
Gradient Maps
En måde at visualisere backscatter-billederne på en måde, hvor de små gråtone-forskelle
kommer tyderligere frem, er at drapere det originale billede med et ’gradient map’. Det er
en funktion, der maler en defineret farvegradient over gråtonebilledet, således at netop én
gråtone får netop én farve. Hvis gradienten indeholder mange farver (fx et spektrum rød →
violet) bliver de små gråtoneforskelle markeret med en kraftigere farveforskel.
Figur H.3: BSE-billede, der er blevet draperet med et rød-rød spektrum - dvs. helt sorte
og hvide områder markeres med rød. I dette tilfælde kan farverne tolkes som: Rød:
pyrit/porøsitet, Violet: granat, Mørk violet: calcit/chlorit, Mørkeblå: K-feldspat, Turkis:
kvarts/albit, Grøn: kaolinit.
I Oversigt over anvendte
undersøgelsesmetoder
prøve
487701
487702
487703
487704
487705
487706
487707
487709
487710
487711
487722
487725
487726
487727
487728
487729
487730
487731
487732
487733
487770
487771
487772
498507
POL
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
XRD bulk
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
XRD ler
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
SEI
BSE
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
(x)
(x)
x
(x)
x
x
x
GP
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
x
Tabel I.1: POL = optisk mikroskopi, XRD = røntgendiffraktion, SEI = SEM – sekundære
elektroner, BSE = SEM – backscatter elektroner, GP = grafisk porøsitet

Speciale - Christian Prinds

Transcription

Similar documents

Betonforsegler

medl-2005 - Brande Historie

Inge Marstal, Musikpædagogik på basis af Kodaly`s pædagogiske

En privilegeret musikant og hans konkurrenter 1716-41

Beretning fra tredje tværfaglige vikingesymposium

Leonardo da Vinci – kunstner og videnskabsmand