Obszar Polski charakteryzuje się zróżnicowaną budową geologiczną. Leży na terenie trzech wielkich europejskich jednostek geologicznych: prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej, waryscyjskiej platformy zachodnioeuropejskiej oraz alpejskiego łańcucha Karpat (por. rys. 2.2). Przez obszar Polski, z północnego−zachodu na południowy−wschód przebiega główna transeuropejska strefa tektoniczna, granica między kratonem wschodnioeuropejskim a platformą zachodnioeuropejską (strefa TESZ) (Guterch i Grad, 2006; Stupnicka, 2007).
Platforma wschodnioeuropejska ma budowę dwupiętrową. Cokół powstał w prekambrze i przez całą erę paleozoiczną, mezozoiczną i kenozoiczną nie podlegał większym zmianom. Starsze piętro zbudowane z prekambryjskich skał krystalicznych na wschodzie zalega stosunkowo płytko − około 200 m p.p.m., a w kierunku zachodnim głębokość zalegania wzrasta do 5000 m p.p.m. Zerodowane i speneplenizowane skały krystaliczne podłoża zostały przykryte osadami lądowymi i morskimi wieku od ryfeju po czwartorzęd. Osady permu i mezozoiku tworzą płytę o niedużej miąższości i niepełnym profilu stratygraficznym. Miąższość tych osadów wzrasta dwu− lub nawet trzykrotnie z północnego−wschodu na południowy−zachód. Płyta permsko−mezozoiczna w zachodniej części platformy wschodnioeuropejskiej wchodzi w skład struktur geologicznych powstałych w fazie laramijskiej. Na utworach starszych spoczywają osady kenozoiczne, o miąższości do kilkuset metrów (Kubicki i Ryka, 1982; Stupnicka, 2007).
Sudety mają budowę mozaikową, zbudowane są ze zróżnicowanych skał krystalicznych (magmowych i metamorficznych), które stanowią starsze piętro strukturalne. Skały osadowe ery paleozoiku i mezozoiku młodszego piętra mają niewielki zasięg występowania oraz nieduże miąższości. Erozja, która nastąpiła po ruchach tektonicznych na przełomie mezozoiku i trzeciorzędu doprowadziła do odsłonięcia na znacznym obszarze skał starszego piętra (Stupnicka, 2007).
Pasmo fałdowe Karpat stanowi część Alpidów Europy Południowej. Budują je sfałdowane i pocięte uskokami skały osadowe (głównie flisz) wieku mezozoicznego i kenozoicznego. Obszar ten cechuje się znacznym stopniem odsłonięcia skał i zaangażowaniem tektonicznym. Na przedpolu Karpat występują utwory morskie i marginalno−morskie wieku miocenu wypełniające zapadlisko przedkarpackie (Oszczypko, 2004, 2006; Stupnicka, 2007).
Niż Polski zajmuje zachodnią i centralną część kraju, obejmuje obszar platformy zachodnioeuropejskiej. Platformę paleozoiczną budują utwory od najmłodszego prekambru po kenozoik. Skały paleozoiczne obejmują struktury wieku kaledońskiego i waryscyjskiego, ich miąższość oceniana jest na około 6000 m. Powyżej zalegają skały mezozoiczne o miąższości do 5000 m, w obrębie których w epoce alpejskiej (fazie laramijskiej) uformowały się jednostki geologiczne (niecki i wały) o przebiegu NW−SE. Na utworach mezozoicznych i częściowo paleozoicznych zalegają osady kenozoiczne, o miąższościach nieprzekraczających kilkuset metrów. Pokrywa skał osadowych największą miąższość osiąga w centralnej części Niżu Polskiego (do 11 km). Miąższości utworów permsko−mezozoicznych maleją ku północnemu wschodowi oraz ku południowemu zachodowi (Marek, 1997; Dadlez, 2001, 2006; Stupnicka, 2007).
Poszczególne jednostki geologiczne różnią się między sobą budową geologiczną, która wpływa na możliwości zagospodarowania górotworu. Kraton wschodnioeuropejski ze względu na niezbyt miąższe skały osadowe budujące pokrywę, Sudety ze względu na niewielki zasięg występowania i nieduże miąższości skał osadowych oraz jednostki alpejskie (Karpaty i zapadlisko przykarpackie) ze względu na odsłonięcie skał oraz ich duże zaangażowanie tektoniczne nie mają odpowiednich warunków do lokowania w nich podziemnych składowisk i magazynów. Najbardziej perspektywicznym rejonem geologicznym pod kątem możliwości zagospodarowania górotworu jest Niż Polski. W obrębie pokrywy platformy zachodnioeuropejskiej występują kompleksy skał osadowych o znacznej miąższości z licznymi poziomami zbiornikowymi oddzielone pakietami utworów słaboprzepuszczalnych. Najbardziej perspektywicznymi formacjami do poszukiwania struktur na magazyny i składowiska podziemne są utwory wieku dolnego triasu, dolnej jury i dolnej kredy (Tarkowski i Uliasz-Misiak, 2006; Uliasz-Misiak, 2008).
Charakterystyka poziomów zbiornikowych na Niżu Polskim odpowiednich do zagospodarowania
Utwory triasu dolnego (piaskowiec pstry) na Niżu Polskim wykazują duże zróżnicowanie facjalne. Facja mułowcowo−ilasta przeważa w dolnym piaskowcu pstrym, w środkowym − facja piaszczysta, a w górnym − facja węglanowa z przewarstwieniami iłowców i mułowców (Marek (red.), 1983; Kuberska, 1997; Szyperko-Teller, 1997). Strop utworów triasu dolnego w centralnej części basenu (wał
pomorsko−kujawski, niecka warszawska i szczecińsko−mogileńsko−łódzka) zalega na głębokości 1500−5300 m. W brzeżnych częściach basenu osady tego wieku występują na głębokości kilkaset metrów pod powierzchnią terenu. Łączna miąższość osadów dolnego i środkowego pstrego piaskowca na wale pomorsko−kujawskim wynosi maksymalnie około 1600 m. Na zewnątrz wału (w nieckach) maleje do 300−700 m. Miąższość osadów dolnego pstrego piaskowca osiąga wartość ponad 400 m na wale środkowopolskim (Górecki (red.), 2006a). Skałami zbiornikowymi są piaskowce formacji pomorskiej i jej ekwiwalenty, w południowej strefie wału kujawskiego − piaskowcowa formacja bałtycka. Miąższość formacji pomorskiej wynosi 300−350 m na wale kujawsko−pomorskim do 150−200 m w jego południowo−zachodnim obrzeżeniu. Porowatość efektywna wynosi od 2 do 30%, współczynnik przepuszczalności od 0,1 do 761 mD. Uszczelnieniem piaskowców formacji pomorskiej są osady formacji ilastej i jej ekwiwalentów (formacja połczyńska) oraz osady klastyczno−węglanowo− ewaporatowe formacji retu, górnego pstrego piaskowca. Miąższość formacji ilastej i formacji połczyńskiej wynosi od 200 do 600 m. Miąższość formacji retu i jej ekwiwalentów wynosi od około 200 m na wale pomorsko−kujawskim do około 100 m w brzeżnych strefach basenu (Uliasz-Misiak, 2008; Feldman-Olszewska i in., 2012).
Poziomy zbiornikowe (wodonośne) wieku dolnej jury tworzą formacje skał piaskowcowych hettangu, synemuru, domeru i toarsu górnego. Utwory te są rozdzielone nieciągłymi seriami osadów słaboprzepuszczalnych, wykształconych w postaci drobnoziarnistych piaskowców, mułowców oraz iłowców (Malinowski i in., 1991; Deczkowski, 1997; Maliszewska, 1997). Głębokość położenia stropu utworów dolnej jury waha się od 0 m (na wychodniach) do ponad 3900 m w niecce mogileńskiej. Głębokości zalegania stropu wzrastają od osi niecek szczecińsko−mogileńsko−łódzkiej i pomorsko−warszawskiej ku peryferiom zbiornika (−750 do 350 m n.p.m.) (Górecki (red.), 2006a). Całkowita miąższość utworów dolnej jury mieści się w przedziale od kilku do 100 m w strefach peryferyjnych basenu, do nawet 800−1200 m na obszarze wału środkowopolskiego. Procentowy udział warstw wodonośnych w profilu dolnej jury jest zróżnicowany i wynosi od 25 do 100% (Górecki (red.), 1995; Górecki (red.), 2006a; Uliasz-Misiak, 2008). Najlepsze właściwości zbiornikowe wykazują piaskowce warstw borucickich (kamieńskich) toarsu górnego wraz z piaskowcami aalenu dolnego oraz piaskowce warstw sławęcińskich górnych (komorowskich i łobeskich) górnego pliensbachu. Charakteryzują się one porowatością rzędu 12−35%, przy czym najczęściej jest to 15−25%. Przepuszczalność utworów dolnej jury wynosi od 10 do
3800 mD (Górecki i in. 1995; Uliasz-Misiak, 2008). Uszczelnienie piaskowców warstw borucickich stanowią utwory ilasto−mułowcowe górnego aalenu o miąższości 100−160 m. Natomiast piaskowce warstw sławęcińskich górnych uszczelnione są ilasto−mułowcowymi warstwami ciechocińskimi (gryfickimi) toarsu dolnego o miąższości 100−150 m na wale środkowopolskim i 60−70 m na zewnątrz wału (Uliasz-Misiak, 2008; Feldman-Olszewska i in., 2012).
Poziomy zbiornikowe (wodonośne) wieku kredy dolnej składają się głównie z kompleksów skał piaskowcowych, piaszczystych i piaszczysto−węglanowych, podrzędnie piaszczysto−mułowcowych. Poprzedzielane są nieciągłymi seriami osadów słabo− i bardzo słabo przepuszczalnych, wykształconych jako iłowce i mułowce często piaszczyste, sporadycznie iły (Malinowski i in., 1991; Dadlez, 1997; Marek, 1997). Głębokość zalegania stropu utworów kredy dolnej waha się w szerokim zakresie od 0 m (na wychodniach) do ponad 2800 m w niecce mogileńsko−łódzkiej. Głębokości zalegania stropu wzrastają od osi niecek szczecińsko−mogileńsko−łódzkiej i pomorsko−warszawskiej ku peryferiom zbiornika (od −500 do 270 m n.p.m.) (Górecki (red.), 1995; Górecki (red.), 2006a). Miąższość utworów kredy dolnej zawiera się w przedziale od kilku metrów w strefach peryferyjnych basenu do 2600 m w niecce mogileńsko−łódzkiej. Procentowy udział warstw wodonośnych w profilu kredy dolnej jest zmienny i wynosi od 10−60% w centralnych częściach zbiornika do 90−100% w strefach peryferyjnych. W profilu kredy dolnej potencjalnymi seriami zbiornikowymi dla składowania dwutlenku węgla są piaskowce ogniwa kruszwickiego, wchodzącego w skład formacji mogileńskiej. Maksymalna miąższość tej formacji wynosi 220 m. Lokalnie cała formacja mogileńska może być uważana za serię zbiornikową. Piaskowce formacji mogileńskiej mają dobre właściwości kolektorskie. W niecce mogileńsko−łódzkiej porowatość piaskowców wynosi 20−40%, a wartość przepuszczalności może dochodzić do 3500 mD. Uszczelnieniem piaskowców formacji mogileńskiej są utwory kredy górnej wykształcone jako opoki, wapienie oraz kreda pisząca, charakteryzujące się niską przepuszczalnością (Górecki (red.), 2006a; Uliasz-Misiak, 2008).
Struktury tektoniczne
W pokrywie permsko−mezozoicznej występują trzy rodzaje struktur tektonicznych: halokinetyczne, fałdowe i dysjunktywne. Struktury solne mogą całkowicie lub częściowo przebijać utwory mezozoiczne. Częściowo lub całkowicie przebijające
struktury nadkład mezozoiczny zlokalizowane są na wale kujawskim oraz przyległej do niego strefie niecki mogileńsko−łódzkiej i strefie niecki szczecińskiej przyległej do wału pomorskiego (Dadlez i Marek, 1974; Stupnicka, 2007). Całkowicie przebite struktury to wysady solne: Rogoźna k/Łodzi, Kłodawy i Izbicy, Lubnia i Łaniąt, Góry i Inowrocławia oraz Mogilna, Damasławka i Wapna. Częściowo przebite przez nadkład mezozoiczny struktury solne (słupy i grzebienie solne) występują w niecce łódzkiej (Strzelno, Gopło, Ponętów, Wartkowice i Lutomiersk) oraz niecce łódzkiej i szczecińskiej (Szamotuły, Człopa, Drawno, Grzęzno, Goleniów, Ińsk, i Oświno). Obszar ten otoczony jest przez teren, w którym dominują nieprzebijające się wały i poduszki solne (niecka warszawska, wał kujawski, południowa część wału pomorskiego − Wielgie, Gostynin, Konary, Ciechocinek, Brześć Kujawski, Wojszyce, Jeżów, Justynów − Zaosie oraz Szubin, Rokita, Koronowo − Orzełek − Debrzno, Piła, Czaplinek, Szczecinek i Chodzież − Trzcianka − Łobez oraz w niecce łódzkiej i szczecińskiej − Tuszyn, Uniejów, Turek, Trześniew, Trzemżal, Janowiec i Rogoźno k/Obornik, Huta Szklana, Pławno, Suliszewo, Choszczno, Chabowo, Marianowo, Trzebież) (Dadlez i Marek, 1998; Krzywiec, 2009; Tarkowski i in., 2010).
Obszar, gdzie dominuje tektonika solna jest otoczony przez obszar tektoniki niesolnej, występują tam antykliny wgłębne i nałożone, rowy synsedymentacyjne i garby paleomorfologiczne (Dadlez i Franczyk, 1976). Struktury niesolne zlokalizowane są w strefie nadbałtyckiej (Koszalin − Kołobrzeg − Kamień Pomorski), niecce pomorskiej (Koszalin − Bobolice − Wierzchowo − Chojnice − Człuchów − Bysław − Bukowiec − Chełmża − Kijewo) oraz niecce warszawskiej (Golub Dobrzyń − Lipno − Sierpc − Kamionki, Bielsk − Bodzanów i Dzierżanowo, Wyszogród − Sochaczew, Różyce − Kompina − Korabiewice, Żyrów − Czachówek; rowy tektoniczne Żuromin − Płońsk − Dębe) (Dadlez, 1976; Pożaryski, 1970; Marek, 1983; Żelichowski, 1979). Struktury uskokowe i inwersyjne występują na pograniczu niecki szczecińsko−łódzkiej i monokliny przedsudeckiej (rów Poznań − Oleśnica, Siekierek, Klęki i Kliczkowa) (Deczkowski i Gajewska, 1980). Poza granicami wymienionych obszarów tylko sporadycznie dochodziło do przebić soli, które towarzyszyły uskokom głównie w obrębie rowów synsedymentacyjnych (Przytor i Kodrąb na Pomorzu, Golub − Dobrzyń, Karnkowo, Bielsk − Bodzanów i Korabiewice w niecce warszawskiej i Dębina w rowie bełchatowskim) (Dąbrowska, 1976; Tarkowski i in., 2010).
4
Przegląd wielokryterialnych metod wspomagania decyzji
Praktycznie na każdym kroku możemy spotkać się z koniecznością podejmowania decyzji, również przy rozwiązywaniu problemów inżynierskich. Podejmowanie decyzji to proces, który obejmuje grupę logicznie powiązanych ze sobą operacji myślowych i/lub obliczeniowych oraz prowadzi do rozwiązania problemu decyzyjnego, poprzez wybór jednego z możliwych wariantów działania nazywanych wariantami decyzyjnymi. Osobę lub grupę osób, która podejmuje decyzję nazywa się decydentem. Podejmowanie decyzji służy realizacji pewnych celów. Cele te zdefiniowane są za pomocą wartości odpowiadających im kryteriów. Najczęściej przy podjęciu nawet prostych decyzji wybór ma charakter wielokryterialny (Trzaskalik (red.), 2014).
Przy podejmowaniu decyzji dokonuje się ważenia możliwości, które spełniają pożądany zbiór celów. Decyzja polega głównie na wybraniu jednej, spośród wszystkich możliwości. Przy rozwiązywaniu każdego problemu decyzyjnego istnieje, co najmniej jeden wariant decyzyjny, który jest optymalny i w odniesieniu, do którego można obiektywnie określić, że nie ma innego, lepszego wariantu. Zachowuje się przy tym neutralność wobec procesu decyzyjnego. Główny problem to wybór tej możliwości, która najlepiej będzie spełniała cały zbiór celów. W związku z tym optymalną możliwością będzie ta najczęściej wybierana (Adamus i Łasak, 2010).
W procesie podejmowania decyzji można wyróżnić następujące fazy (Rebizant, 2012):
rozpoznanie sytuacji decyzyjnej,
sformułowanie problemu decyzyjnego (opis sytuacji decyzyjnej),
zbudowanie modelu decyzyjnego (odwzorowanie problemu decyzyjnego), wyznaczenie zbioru decyzji (dopuszczalnych lub optymalnych),
podjęcie ostatecznej decyzji.
Sformułowanie problemu decyzyjnego powinno przedstawiać informacje, które dotyczą pojedynczej osoby, grupy osób, bądź maszyny podejmujących decyzję, warunków ograniczających decyzję, zbioru decyzji dopuszczalnych oraz kryteriów oceny decyzji zdefiniowanych przez człowieka.
Kryteria stosowane w procesie decyzyjnym mogą mieć charakter jakościowy i/lub ilościowy, albo być wyrażone zależnościami funkcyjnymi. Wartości kryteriów są porównywane z wartościami progowymi oraz między sobą dla poszczególnych wariantów decyzji (Rebizant, 2012, 2013).