Mioceñskie ska³y zbiornikowe zapadliska przedkarpackiego
Micha³ Myœliwiec*
The Miocene reservoir rocks of the Carpathian Foredeep. Prz. Geol., 52: 581–592.
S u m m a r y. The paper reviews the main Miocene reservoir rocks of the Carpathian Foredeep. The Miocene clastic deposits include a wide spectrum of the reservoir rocks. The primary reservoirs are sandstones of different depositional elements of submarine fans, sandstones of deltaic environments (large mouth bar, distributary channels and others), and the shallow marine clastic deposits of estuaries and sandy barriers. Sporadically the gas accumulations are located in the secondary porous anhydrites.
Key words: reservoir rocks, Miocene, Carpathian Foredeep, gas fields
Zasób informacji na temat ska³ zbiornikowych w osa-dach miocenu zapadliska przedkarpackiego jest bardzo du¿y. W ci¹gu 50 lat poszukiwañ odwiercono kilka tysiêcy odwiertów pobieraj¹c tysi¹ce rdzeni oraz wykonuj¹c w nich kilka milionów metrów bie¿¹cych profilowañ geofi-zycznych. Stan zachowania i jakoœæ tych danych s¹ bardzo zró¿nicowane, od prawie zupe³nie bezu¿ytecznych do wysokiej jakoœci danych geofizycznych oraz petrofizycz-nych i sedymentacyjpetrofizycz-nych uzyskapetrofizycz-nych z bezpoœrednich badañ na rdzeniach wiertniczych.
Po wzglêdem litologicznym, petrograficznym, a szcze-gólnie facjalnym ska³y zbiornikowe miocenu s¹ bardzo zró¿nicowane. Czêsto ka¿dy region, z³o¿e, a nawet odwiert i pojedynczy horyzont gazonoœny maj¹ swoj¹ specyficzn¹ charakterystykê. Dlatego tak trudno jest usystematyzowaæ dane na ich temat. Mo¿na jedynie spróbowaæ wydzieliæ wœród nich kilka takich typów, które ró¿ni¹ siê wiekiem, litologi¹ i pochodzeniem facjalnym i jednoczeœnie maj¹ powa¿ne znaczenie przemys³owe.
Bardzo czêsto geologowi lub geofizykowi badaj¹cemu osady miocenu trudno pogodziæ siê z faktem, ¿e nie zawsze znajduje zastosowanie powszechna œwiadomoœæ, ¿e ska³a zbiornikowa, aby mia³a znaczenie przemys³owe musi wykazywaæ ³atwo identyfikowaln¹ porowatoœæ i przepusz-czalnoœæ. Bardzo czêsto znaczne przyp³ywy gazu otrzymy-wano z horyzontów, które wed³ug pomiarów geofizyki wiertniczej nie wykazuj¹ dostatecznej porowatoœci i prze-puszczalnoœci lub zawieraj¹ bardzo niskie nasycenia gazem. Wszystkie u¿ywane systemy interpretacyjne w sytuacji du¿ego zailenia wykazuj¹ zbyt du¿e zawodnienie w stosunku do tego, które wynika z faktu uzyskiwania przyp³ywu suchego gazu. Poprawna interpretacja nasyce-nia gazem i wod¹ jest tym bardziej prawdopodobna, im bardziej czystymi piaskowcami s¹ ska³y zbiornikowe. Wydawa³oby siê, ¿e najlepszym sposobem w takich przy-padkach jest bezpoœrednie badanie ska³ zbiornikowych w rdzeniach wiertniczych. Trzeba jednak pamiêtaæ, ¿e rdze-nie pobierane s¹ jedyrdze-nie punktowo i rdze-nie zawsze w najbar-dziej reprezentatywnych odcinkach profilu. Ponadto bardzo czêsto dopiero konfrontacja bardzo zailonego profi-lu osadów miocenu w rdzeniu z pozytywnym wynikiem prób z³o¿owych w postaci dobrego przyp³ywu gazu uœwia-damia jak trudnymi dla badañ naftowych s¹ ska³y zbiorni-kowe miocenu.
Usystematyzowanie ska³ zbiornikowych ma swoje znaczenie praktyczne. Wydzielenie ich g³ównych typów (osadów sto¿ków podmorskich, osadów deltowych i innych) oraz powi¹zanie z nimi regu³ wystêpowania
aku-mulacji gazowych, przy uwzglêdnieniu implikacji geologii regionalnej pozwala obecnie na bardziej efektywne stero-wanie procesami poszukiwawczymi.
Ogólne cechy budowy geologicznej regionu
Zapadlisko przedkarpackie to peryferyjny molasowy basen sedymentacyjny powsta³y na przedpolu nasu-waj¹cych siê ku pó³nocy Karpat. Pod³o¿e zapadliska jest zbudowane ze ska³ platformy epiwaryscyjskiej oraz jej permsko-mezozoicznej pokrywy. Z punktu widzenia poszukiwañ naftowych najwiêksze znaczenie ma wy¿ej le¿¹ca pokrywa mioceñska, której mi¹¿szoœæ osi¹ga 3500 m (Karnkowski, 1999).
W geologii z³o¿owej ropy naftowej i gazu ziemnego wa¿n¹ rolê odgrywa podneogeñska powierzchnia niezgod-noœci. Dla z³ó¿ w osadach pod³o¿a pe³ni ona rolê regional-nego uszczelnienia w skali ca³ego zapadliska. Dla wystêpowania z³ó¿ gazu w miocenie decyduj¹ce znaczenie ma jej ukszta³towanie, bez wyraŸnego zwi¹zku z tym, z jakich wiekowo i litologicznie ska³ jest zbudowane pod³o¿e. Do jej ukszta³towania przyczyni³y siê zarówno ruchy ró¿nicuj¹ce wzd³u¿ uskoków, jak i intensywna erozja.
Produktywne osady miocenu wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego powsta³y w najbardziej pó³nocnej czêœci basenu postorogenicznego. Mo¿na w nim wyró¿niæ czêœæ zewnêtrzn¹ i wewnêtrzn¹ (Ney, 1968). Obie s¹ wype³nione osadami miocenu, przy czym czêœæ z tych osadów spoczywa w po³o¿eniu nienaruszonym (osady autochtoniczne miocenu), a czêœæ zosta³a odkorzeniona, sfa³dowana wraz z fa³dami karpackimi i nasuniêta w kierunku pó³nocnym na osady autochtoniczne (osady allochtoniczne miocenu: jednostki stebnicka i zg³obicka). Osady dolno- i œrodkowomioceñskie wype³niaj¹ce zapadlisko wewnêtrzne osi¹gaj¹ mi¹¿szoœci do 1500 m (Oszczypko, 1996). Osady allochtoniczne nie maj¹ wiêkszego znaczenia jako ska³y zbiornikowe.
Najwa¿niejsz¹ seri¹ produktywn¹ s¹ osady auto-chtoniczne miocenu, wype³niaj¹ce zapadlisko zewnêtrzne a¿ po Góry Œwiêtokrzyskie o du¿ej mi¹¿szoœci, najwiêkszej siêgaj¹cej 3500 m w rowie Wielkich Oczu.
Od wielu ju¿ lat osady miocenu polskiej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego tradycyjnie dzieli siê na dolnoba-deñsk¹ seriê podewaporatow¹, œrodkowobadeñskie ewa-poraty oraz górnobadeñskie i sarmackie osady nadewaporatowe. Podzia³ ten, jako ¿e ewaporaty s¹ naj-wa¿niejszym w zapadlisku markerem sejsmicznym, jest niezwykle wygodny i na pewno jeszcze d³ugo bêdzie mia³ zastosowanie w praktyce przemys³owej, jednak nowsze i dok³adniejsze badania stratygraficzne zmieniaj¹ nieco wiek g³ównych serii osadowych (ryc. 2).
Profil miocenu rozpoczyna siê od transgresywnych ilasto-piaszczystych osadów warstw baranowskich osa-*PGNiG S.A. Departament Poszukiwania Z³ó¿, Oœrodek Po³udnie
dzonych w œrodowisku p³ytkiego szelfu (ryc. 3, 4). Pod wzglêdem litologicznym s¹ to najczêœciej zielone lub sza-ro-zielone ³upki ilaste przewarstwiane marglami i glauko-nitowymi piaskowcami. W najbardziej pó³nocnej czêœci zapadliska warstwom baranowskim odpowiadaj¹ wapienie litotamniowe. W obszarze objêtym poszukiwaniami wêglowodorów wystêpuj¹ one w rejonie Cetyni, Lubaczo-wa (Karnkowski, 1999) i DzikoLubaczo-wa (odwiert D–17). G³ówna, piaszczysto-ilasta czêœæ warstw baranowskich sporadycznie osi¹ga wiêksze mi¹¿szoœci, nawet 70 m, ale zazwyczaj nie przekracza ona kilku metrów.
Warstwy baranowskie tradycyjnie by³y uwa¿ane za dolnobadeñskie. Wyniki nowszych badañ mikropaleonto-logicznych wskazuj¹ na m³odszy wiek ni¿ dolnobadeñski, najprawdopodobniej œrodkowobadeñski. Warstwy bara-nowskie s¹ uznawane za odpowiednik warstw skawiñskich na Górnym Œl¹sku (Garecka, 1999). Wed³ug datowañ nano-planktonem przez Andreeva–Grigorovic s¹ zaliczane do zony NN5 (baden), a czêœæ stropowa nawet do NN6 (póŸny baden–wczesny sarmat) (Garecka, 1999). Wed³ug nowszych podzia³ów Paratetydy Centralnej warstwy skawiñskie s¹ zali-czane do badenu œrodkowego (Garecka, 1999).
Ponad warstwami baranowskimi wystêpuje seria osa-dów ewaporatowych powsta³a w okresie sp³ycenia zbiorni-ka, co wywo³a³o jego czêœciow¹ izolacjê (Oszczypko, 1999). Osady ewaporatowe we wschodniej czêœci
zapa-dliska nosz¹ nazwê formacji z Krzy¿anowic. Ich wiek na podstawie nanoplanktonu ustalono na najwy¿szy górny baden, czyli mia³yby one wiek m³odszy ni¿ ten tradycyjnie im przypisywany (œrodkowobadeñski; Olszewska, 1997).
Osady ewaporatowe o mi¹¿szoœci od 0 do 60 m to g³ównie anhydryty, czasami gipsy oraz pierwotne i epige-netyczne wapienie z mineralizacj¹ siarkow¹ (ryc. 5a). Seria ewaporatów ma ogromne znaczenie jako g³ówny poziom korelacyjny oraz sejsmiczny marker w skali ca³ego zapadliska.
Odpowiadaj¹ce serii anhydrytowej wapienie stwier-dzono na obszarze z³o¿a Dzików (ryc. 5b). Kompleks wapienny rozdzielony jest tutaj na dwa ogniwa przez kil-kunastocentymetrow¹ wk³adkê ciemnego mu³owca mar-glistego. Ogniwo ni¿sze (6–7 m) to be¿owoszare wapienie mikrytowe, z ¿ó³tawymi gniazdami krystalicznego kalcytu, porowate, kawerniste z czêstymi poziomami brekcji. Wy¿-szy cz³on o barwie szarej, ¿ó³tawej i brunatnawej to wapie-nie pylaste z p³ask¹ i falisto-riplemarkow¹ laminacj¹.
Podniesienie tektoniczne po osadzeniu ewaporatów spowodowa³o erozjê, która usunê³a co najmniej 50–100 m osadów chemicznych i starszych osadów neogenu w obszarze tzw. wyspy rzeszowskiej (Oszczypko, 1999). PóŸniejsza sedymentacja zwi¹zana z póŸnobadeñsk¹ i sarmack¹ subsydencj¹ da³a mi¹¿sze, siêgaj¹ce 2500 m, warstwy ilasto-piaszczyste. Zalegaj¹ one na osadach
ewa-I I obszar koncesji wydobywczych dla z³ó¿ gazu ziemnego
production concessions for the gas fields
granica nasuniêcia karpacko-stebnickiego
extent of the Carpathian Overthrust
po³o¿enie odwiertów, których pomiary zamieszczono na rycinach
wells mentioned in the text
po³o¿enie linii sejsmicznych z ryc. 15.
location of the seismic lines shown in fthe fig.15.
przebieg schematów przedstawiaj¹cych zmiennoœæ facjaln¹ osadów z ryc.11.
schematic cross-section illustrating the facial changes shown the fig.11.
20 000m PRZEMYŒL NOWA SARZYNA KOLBUSZOWA RZESZÓW TARNOGRÓD JAROS£AW LUBACZÓW DZIKÓW-13 TULIG£OWY-38 HUSÓW-70 CHA£UPKI D.-2 DÊBNO-2 RUDKA-11 DZIKÓW-12
I
II
I
II
STO¯EK MALAWY MALAWA SUBMARINE FANSTO¯EK HUSOWA HUSOW SUBMARINE FAN
STO¯EK R¥CZYNY R¥CZYNA SUBMARINE FAN
STO¯EK TULIG£ÓW TULIG£OWY SUBMARINE FAN STO¯EK JOD£ÓWKI
JOD£ÓWKA SUBMARINE FAN
STO¯EK PRZEMYŒLA PRZEMYŒL SUBMARINE FAN
O S AD Y G R UB O Z I A R N I S T E O R S T C O ¯ K Ó W P D M O SK I H KURY£ÓWKA-2 RUDKA-8 BISZCZA-3 ROWIENICA-2 O S F A E D Y R D R S O B N S T E O I A RZ N I T D YS T A L N YC H S K TO ¯ Ó W P O D M O R S K IC H F I I N ( E S -T G R A S I I N ED D E PO D S T A L P AR T S O F T H E S U B M A R IN E F A N S ) WARSZAWA Poznañ Wroc³aw Katowice Lublin Zamoœæ Kielce £ódŸ Toruñ Szczecin zielona Góra Koszalin Gdañsk Olsztyn Bia³ystok Kraków C OA R S E G R A IN E D D EP O S I T A S O F H T E S E U R I B M N F A N S
Ryc. 1. Szkic przedstawiaj¹cy zmiennoœæ osadów sto¿ków podmorskich we wschodniej czêœci zapadliska przedkarapckiego Fig. 1. Schematic map showing the submarine deposits diversity in the eastern part of the Carpathian Foredeep
poratowych lub tam, gdzie brak jest ewaporatów, bezpo-œrednio na ska³ach pod³o¿a. Ze wzglêdu na wiele ró¿nych lokalnych wydzieleñ najczêœciej s¹ one okreœlane ³¹czn¹ nazw¹ formacji z Machowa. Wœród osadów zaliczanych do niej, a wystêpuj¹cych we wschodniej czêœci zapadliska mo¿na wymieniæ warstwy spirialisowo-pektenowe i war-stwy krakowieckie. Stropowej czêœci tych ostatnich przypisu-je siê równie¿ czasami wiek panoñski (Garecka, 1999).
Ska³y zbiornikowe miocenu zapadliska przedkarpackiego
Badania sedymentologiczne rdzeni, analizy i korelacje pomiarów geofizycznych w odwiertach, w tym analizy pomiarów upadomierza, badania sejsmiczne oraz wyniki prób z³o¿owych pozwoli³y na uznanie za ska³y zbior-nikowe piaskowców baranowskich i przeobra¿onych anhydrytów w osadach badenu. W osadach sarmatu na tej samej podstawie wydzielono kilka g³ównych œrodowisk depozycyjnych zawieraj¹cych ska³y akumuluj¹ce gaz ziemny. Od do³u profilu s¹ to osady turbidytowe sto¿ków podmorskich, osady deltowe oraz p³ytkomorskie osady estuariów, barier piaszczystych i lagun. Wszystkie ska³y zbiornikowe s¹ prezentowane w kolejnoœci powstania, za wyj¹tkiem piaskowców dzikowskich, które ze wzglêdu na swoj¹ wyj¹tkowoœæ i charakter lokalny omówiono na koñcu.
Piaskowce warstw baranowskich
Najstarszymi ska³ami zbiornikowymi s¹ piaskowce glaukonitowe warstw baranowskich. Osady te by³y deponowane w œrodowisku morskim, jako osady przybrze¿a i g³êbokiego nerytyku (Porêbski, 2000) w czasie transgres-ji badeñskiej. O stosunkowo ma³ym znaczeniu zbiornik-owym decyduje ich niedu¿a mi¹¿szoœæ. Co prawda najwiêksze notowane mi¹¿szoœci warstw baranowskich siêga³y nawet 70 m, ale najczêœciej wahaj¹ siê one od 3 do 10 m. Ponadto warstwy baranowskie wykazuj¹ du¿¹ zmiennoœæ facjaln¹, od najczêœciej spotykanych ³upków ilastych do glaukonitowych piaskowców (arenitów kwar-cowych), czasami wapieni. Z poœród nich jedynie s³abo scementowane glaukonitowe piaskowce o charakterysty-cznym zielonym odcieniu maj¹ znaczenie jako ska³y zbior-nikowe.
Porowatoœci piaskowców baranowskich wahaj¹ siê w granicach od 5 do 25%. Objawy gazu i ropy z warstw bara-nowskich s¹ znane z rejonu Uszkowców i Lubaczowa, natomiast akumulacje gazu o znaczeniu przemys³owym stwierdzono w z³o¿ach Kury³ówka i Sarzyna (ryc. 6). Poniewa¿ piaskowce baranowskie charakteryzuj¹ siê dobrymi w³aœciwoœciami zbiornikowymi, uzyskiwano z nich znaczne przyp³ywy gazu siêgaj¹ce 600 000 Nm3
/d. Ze wzglêdu na cechy osadów (czêsto s¹ to wype³nienia lokal-nych obni¿eñ pod³o¿a, a piaskowce s¹ szybko zastêpowane przez ska³y ilaste) akumulacje gazowe w warstwach bara-nowskich nie s¹ du¿e pod wzglêdem zasobowym.
Ciekawy jest sk³ad gazu uzyskiwanego w piaskowców baranowskich, bowiem znacznie ró¿ni siê od typowego z wy¿szych warstw miocenu. Zawartoœæ azotu siêga nawet 31% w z³o¿u Kury³ówka i 20% w z³o¿u Sarzyna (Czernicki i in., 1988).
W niektórych przypadkach (z³o¿a Lubaczów, Uszkowce) akumulacje gazowe obejmuj¹ ca³¹ seriê stropow¹ pod³o¿a i sp¹gow¹ osadów miocenu. Ze wzglêdu na zjawiska wietrze-nia i krasu gaz ziemny zakumulowany jest ³¹cznie w osa-dach pod³o¿a i porowatych osaosa-dach piaszczystych warstw baranowskich.
Osady ewaporatowe
Osady ewaporatowe to najczêœciej anhydryty, ale kom-pleks ten zwiera równie¿ ³upki ilaste, sole, gipsy oraz epi-genetyczne i wapienie.
Pierwotna porowatoœæ anhydrytów jest bardzo ma³a i zasadniczo bez znaczenia. Anhydryty mog¹ byæ jednak wtórn¹ ska³¹ zbiornikow¹, w której porowatoœæ zwi¹zana jest z procesami chemicznego oddzia³ywania wêglowodo-rów na siarczany (Cisek i in., 1964, 1999; Czernicki i in., 1988; Kubica, 1992). Procesy chemiczne powoduj¹ prze-obra¿enie anhydrytów w epigenetyczne wapienie i margle, czego konsekwencj¹ jest powstawanie kawern, czêœciowo wype³nianych pozosta³¹ po reakcji z siark¹ rodzim¹ (ryc. 5a). Podczas, gdy przepuszczalnoœæ pierwotna anhydrytów wynosi zaledwie od 0,01 do 1,05 mD, przy porowatoœci od 2 do 3%, to porowatoœæ wtórna mo¿e osi¹gaæ wartoœci kil-kunastu procent. F. z MACHOWA MACHÓW FM. F. z KRZY¯ANOWIC KRZY¯ANOWICE FM. 12 13 14 15 16
BADEN
BADENIAN
NN5
NN6
NN7
NN4
NN9A/8
MIOCEN
ŒRODKOWY
MIDDLE
MIOCENE
SERRA
W
A
L
SERRA
V
ALLIAN
LANG
LANGHIAN
do 2500 0 - 60 0 - 70 W. BARANOWSKIE BARANÓW BEDS I£Y SPIRIALISOWO-PEKTENOWE WARSTWY KRAKOWIECKIE KRAKOWIEC BEDS 11SARMAT
SARMATIAN
PANON PANONIAN P. DZIKOWSKIE DZIKOW SS. MI¥¯SZOŒÆ [m] THIKNESS [m] OKRES/PIÊTRO PERIOD/STAGE MEDITERR. PIÊTRO STAGE CENTRAL PARATHETYS WIEK [mln] AGE [Ma] ZONY NANO-PLANKTONOWE NANNOPLANKTON ZONES WSCHODNIA CZÊŒÆ ZAPADLISKA PRZEDKARPACKIEGOCARPATHIAN FOREDEEP - EAST RN PARTE
Ryc. 2. Jednostki litostratygraficzne wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (chronostratygrafia, zony nanoplanktonowe (wed³ug Rögl, 1996 i Martini, 1971)
Fig. 2. Lithostratigraphic framework of the NE part of Polish Carpathian Foredeep (chronostratigraphy and nanoplanktonic zones (according to Rögl, 1996 and Martini, 1971)
W anhydrytach serii ewaporatowej objawy wêglowodorów s¹ czêste, ale do tej pory odkryto zaledwie jedn¹ akumulacjê o znaczeniu przemys³owym. W odwiercie RoŸwienica–2 stwierdzono przyp³yw gazu wielkoœci 160 000 Nm3
na dobê z przeobra¿onych anhydrytów o porowatoœci w granicach 4,31–16,07% (ryc. 7). Warto dodaæ, ¿e oprócz wapieni epigenetycznych, niekiedy stwierdzane s¹ rów-nie¿ wapienie pierwotne, bêd¹ce ekwiwalentem ewapora-tów (z³o¿e gazu ziemnego Dzików, ryc. 5b).
Podobnie jak w przypadku warstw baranowskich sk³ad gazu z serii ewaporatowej ró¿ni siê od tego z osadów sar-matu. Oprócz wiêkszej zawartoœci wêglowodorów ciê¿-szych, gaz zawiera ma³e iloœci siarkowodoru.
Osady turbidytowe równi basenowej i sto¿ków podmorskich
Osady tych facji zawieraj¹ jedne z najwa¿niejszych typów ska³ zbiornikowych w zapadlisku — piaskowce sto¿ków podmorskich oraz dystalne heterolity piaskowco-wo-mu³owcowo-ilaste równi basenowej.
Heterolity równi basenowej wystêpuj¹ w najni¿szej czê-œci osadów sarmatu, tu¿ ponad osadami ewaporatowymi. Charakteryzuj¹ siê ilasto-mu³owcow¹ litologi¹ i wybitn¹ cienkowarstwowoœci¹ (ryc. 8). Œrednia porowatoœæ wk³adek piaszczystych wynosi 10%, przepuszczalnoœæ od 0,1 do 100 mD, ale ze wzglêdu na du¿y udzia³ ska³ ilastych mi¹¿szoœci efektywne heterolitowych horyzontów z³o¿owych s¹ nie-wielkie. Dzienne wydajnoœci gazu wahaj¹ siê od kilkunastu tysiêcy do ponad 200 000 Nm3. Gaz zawiera od 96 do 99% metanu, co jest wartoœci¹ typow¹ dla sarmatu.
Znacznie lepszymi ska³ami zbiornikowymi s¹ osady turbidytowe radialnych sto¿ków podmorskich (ryc. 9). Generalnie s¹ szeroko rozprzestrzenione we wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego, najbardziej ich piasz-czyste czêœci na obszarze wzd³u¿ i bezpoœrednio pod stref¹ nasuniêcia karpacko-stebnickiego. Ich powstawanie by³o zreszt¹ wyraŸnie zwi¹zane z nasuwaj¹cymi siê Karpatami. Nawet 100 m mi¹¿szoœci kompleksy piaskowcowe wystê-puj¹ na g³êbokoœciach rzêdu 1000–3500 m. Zarówno w kierunku pó³nocnym, jak i w górê profilu s¹ zastêpowane przez osady deltowe.
Najbardziej charakterystycznymi cechami osadów sto¿ków podmorskich s¹ cienkie i równe u³awicenie oraz powszechna obecnoœæ ³awic z ziarnem drobniej¹cym ku górze, przy znacznym kontraœcie teksturalnym (piaskowce przechodz¹ce w mu³owce, a nawet i³owce) oraz wyraŸna organizacja w postaci wielozestawów warstw o znacznej mi¹¿szoœci, o grubiej¹cym ku górze ziarnie osadu i wzrastaj¹cej mi¹¿szoœci ³awic piaszczystych (ryc. 10). Ich tworzenie w œrodowisku sto¿ków podmorskich potwierdza niewielki rozrzut kierunków nachylenia powierzchni depozycyjnych — kierunków paleotransportu (Aleksan-drowski i in., 1999, 1999a, 2001).
Czêœæ osadów turbidytowych z najbardziej mi¹¿szymi ³awicami piaskowców i zlepieñców powstawa³a w strefach migruj¹cych kana³ów górnego sto¿ka podmorskiego, w wyniku wypadania z pr¹dów turbidytowych (Maksym,
1650 1700 1750 1800 1850 500 550 600 150 200 250 2400 2450 2500 1000 950 TULIG£OWY-38 RUDKA-8 CHA£UPKI DÊBNIAÑSKIE-2 PROFILOWANIE GAMMA GAMMA RAY PROFILOWANIE NEYTRONOWE NEUTRON PROFILOWANIA OPRONOŒCI RESISTIVITY OSADY STO¯KÓW PODMORSKICH DEPOSITS OF THE SUBMARINE F ANS OSADY DEL TOWE DEL T AIC DEPOSITS OSADY P£ YTKIEGO SZELFU/PRZYBRZE¯A SHALLOW SHELF DEPOSITS Ryc. 16 Fig. 16 Ryc. 12 Fig. 12 Ryc. 9 Fig. 9 OSADY RÓWNI BASENOWEJ ANGIELSKI Ryc.8 Fig. 8 KURY£ÓWKA-2 Mb2 O. EWAPORATOWE EVAPORITES Ryc.7 Fig. 7 Ryc. 6 Fig. 6 HUSÓW-70 Mb1 BADEN GÓRNY UPPER BADENNIAN SARMA T SARMA T IAN OSADY W. BARANOWSKICH
DEPOSITS OF BARANÓW BEDS
Ryc. 3. Syntetyczny profil pionowych zmian podstawowych litofacji osadów miocenu zapadliska przedkarpackiego. Czerwon¹ lini¹ na profilu litologicznym oznaczono zmiany gruboœci ziarna osadu i mi¹¿szoœci warstw typowe dla facji górnych czêœci sto¿ków podmorskich, deltowej i p³ytkiego szelfu/przybrze¿a Fig. 3. Syntethic profile showing the vertical changes of the main lithofacial units of the Carpathian Foredeep Miocene deposits. The red line indicates changes of grain size and beds thickness typical for the upper parts of the sub-marine fans, deltaic and shallow shelf facies
1996). Maj¹ one formê soczewkowatych, gru-bych ³awic o mi¹¿szoœci kilku do kilkunastu i wiêcej metrów z uziarnieniem nieuporz¹dkowa-nym i ograniczonieuporz¹dkowa-nym do frakcji najgrubszych (Maksym, 1996). Osady bardziej drobnoziarni-ste o charakterze typowych turbidytów powsta-wa³y w strefach miêdzykana³owych oraz w obrêbie sto¿ka œrodkowego (Maksym, 1996).
W obrêbie osadów turbidytowych sto¿ków podmorskich akumulacje gazu stwierdzono w osadach nastêpuj¹cych facji: (1) piaszczyste wype³nienia kana³ów rozprowadzaj¹cych (tworz¹ palczasto rozwidlaj¹ce siê kolektory, ich negatywn¹ cech¹ jest ograniczona szero-koœæ; (2) pasy wa³ów przykana³owych towa-rzysz¹ce piaszczystym wype³nieniom kana³ów rozprowadzaj¹cych. S¹ mniej ci¹g³e i maj¹ ni¿sze porowatoœci; (3) przyujœciowe nasypy akumula-cyjne o formie bardziej izometrycznej. S¹sia-duj¹ce nasypy mog¹ siê ze sob¹ ³¹czyæ tworz¹c kolektory o formie wyd³u¿onej. Wyd³u¿one formy w przybli¿eniu wyznaczaj¹ przebieg krawêdzi platformy paleosto¿ka, a kierunek ten jest prosto-pad³y do kierunku paleotransportu (Aleksandrow-ski i in., 1999, 1999a, 2001).
Mi¹¿sze ³awice piaskowców sto¿ków pod-morskich s¹ ska³ami zbiornikowymi dla z³ó¿ gazu Przemyœl, Jod³ówka i Husów–Albigo-wa–Krasne. Porowatoœci s¹ zazwyczaj bardzo wysokie i siêgaj¹ 27%, œrednio ok. 14%, prze-puszczalnoœci od kilku do 500 mD. Kon-sekwencj¹ tak dobrych w³aœciwoœci zbior-nikowych s¹ wysokie wydatki gazu, siêgaj¹ce nawet 7 500 000 m3/d. Sk³ad gazu jest typowy dla sarmatu, zawiera on od 95 do 99% metanu.
Ku górze profilu seria osadów turbidyto-wych sto¿ków podmorskich jest stopniowo zastêpowana przez osady deltowe. £awice z typowym dla turbidytów frakcjonalnym uziar-nieniem zanikaj¹, a na ich miejscu pojawiaj¹ siê pakiety piaszczysto-mu³owcowe charakte-ryzuj¹ce siê wzrostem ziarna ku górze.
Prócz zmiennoœci pionowej, osady sto¿ków podmorskich wykazuj¹ równie¿ zmiennoœæ lateraln¹. Ku pó³nocy osady grubiej ziarniste zastêpowane s¹ przez drobniej ziarniste osady dystalnych czêœci sto¿ków (ryc.1, 11).
Osady deltowe
G³ównymi cechami osadów deltowych w ogóle s¹:
ilasto-piaszczysta litologia;
generalnie sta³y geometryczny kszta³t ca³oœci osadów deltowych zwi¹zany z radial-nym zanikaniem sedymentacji od ujœcia cieków rzecznych w kierunku zbiornika morskiego. Na jego zmiany ma wp³yw przede wszystkim wiel-koœæ udzia³ów poszczególnych Ÿróde³ energii, tj. energii pr¹du rzeki, energii falowania i p³ywów morskich;
czêste erodowanie wczeœniej powsta³ych osadów deltowych przez odnogi cieków rzecz-nych, a nastêpnie wype³nianie wciêæ przez osa-dy piaszczyste;
cyklicznoœæ osadów w profilu pionowym. Jest to bardzo wa¿na cecha z punktu widzenia
b a
Ryc. 5. a — Osiarkowane porowate anhydryty, odwiert £ukowa 3; b — pierwot-ne porowate wapienie bêd¹ce ekwiwalentem serii ewaporatowej. Odwiert Dzi-ków 13. Bia³e strza³ki wskazuj¹ orientacje rdzenia. Fot. P. Œmist
Fig. 5. Photographs of (a) the porous metasomatic anhydrites with sulphur mineralization, £ukowa 3 well, (b) primary limestones of the Evaporatic series, Dzików 13 well. White arrows indicate the core orientation. Photo P. Œmist
b a 5c m 5c m
Ryc. 4. Kontakt œrodkowokambryjskich kwarcytów i ilastych ¿wirowców warstw baranowskich ku górze przechodz¹cych w piaskowce baranowskie (a) oraz kontakt piaskowców baranowskich i ró¿owych anhydrytów serii ewapora-towej (b). Bia³e strza³ki wskazuj¹ orientacje rdzenia, strza³ki czerwone po³o¿e-nie kontaktów. Odwiert Biszcza 3, fot. P. Œmist
Fig. 4. The contact of Middle Cambrian quartzites and shaly conglomerates of Baranów Beds overlain by Baranów sandstones (a) , the contact of Baranów sand-stones and anhydrites of the Evaporatic series (b). Biszcza 3 well. White arrows indicate the core orientation, red ones point to contacts. Photo P. Œmist
identyfikacji osadów deltowych na podstawie profili otworów wiertniczych. W ka¿dym cyklu wystêpuje charakterystyczna suk-cesja litofacji.
Osady deltowe, powstaj¹ce w strefie kontaktu œrodowiska rzecznego, w którym s¹ przeno-szone ogromne iloœci materia³u klastycznego oraz morskiego z energi¹ falowania, pr¹dów morskich i p³ywów, s¹ bardzo perspektywiczne dla poszukiwañ wêglowodorów.
S¹ tutaj zarówno du¿e iloœci materii organicznej, z której powstaj¹ wêglowodory, jaki i zbiornikowych osadów piaszczys-tych oraz ilastych osadów uszczelniaj¹cych. Z³o¿a wêglo-wodorów w osadach deltowych wystêpuj¹ w warstwach i nieregu-larnych cia³ach piaszczystych, powsta³ych w ró¿nych czêœciach delty. S¹ tutaj nie tylko pu³apki typu strukturalnego, ale równie¿ litologiczno-stratygraficznego. Szczególnie predysponowane do akumulowania wêglowodorów s¹ piaszczyste wype³nienia kana³ów rozprowadzaj¹cych, które prze-nosz¹ osady na czo³o delty oraz osady nasypów przyujœciowych. Rozmiary tych pierwszych s¹ zmienne, ale po procesach kom-pakcji i diagenezy ich mi¹¿szoœæ mo¿e nie przekraczaæ kilku, czasa-mi kilkunastu metrów. Do wyj¹tków wiêc nale¿¹ przypadki ³atwej ich identyfikacji na obrazie sejsmicznym. Konieczne jest zastosowanie w wiêkszym zakresie badañ sedymentologicznych i facjalnych, konieczna jest prawid³owa rekonstrukcja warun-ków sedymentacyjnych panuj¹cych w zbiorniku.
W nawi¹zaniu do wielohory-zontowoœci z³ó¿ mioceñskich, niezwykle istotny jest fakt, ¿e w³aœnie w profilu osadów delto-wych, cyklicznoœæ i wielokrotne powtarzanie siê warstw ska³ uszczelniaj¹cych powoduje zatrzymanie migracji wêglowo-dorów w kierunku wzniosu
regio-nalnego delty i sprzyja
powstawaniu z³ó¿ wielowarstwo-wych (Karnkowski, 1983).
Dla osadów sarmatu zapadliska przedkarpackiego powsta³ych w œrodowisku progradacji deltowe-go sytemu depozycyjnedeltowe-go typo-we s¹ zestawy ³awic o ziarnie
grubiej¹cym ku górze i
wzrastaj¹cej mi¹¿szoœci
uformo-osady turbidytowe równi basenowej
basin plain turbidites
2410 2450 2430 2470 5 10 15 20 ŒRODOWISKO SEDYMENTACYJNE DEPOSITIONAL ENVIRONMENT POROWATOŒÆ NASYCENIE GAZEM POROSITY GAS SATURATION PROFILOWANIE GAMMA PROFILOWANIE NEUTRONOWE
GAMMA RAY LOG NEUTRON LOG
G£ÊBOKOŒÆ [m]
DEPTH [m]
Ryc. 8. Przyk³ad akumulacji gazu w heterolitowych osadach równi basenowej, odwiert Husów 70. Interpretacja A. Maksym, M. Myœliwiec
Fig. 8. Well-logs illustrating the heterolithic reservoir rocks of basin plain, Husów 70 well. Interpretation by A. Maksym, M. Myœliwiec
p³ytki, czêœciowo izolowany zbiornik morski, warunki intensywnej ewaporacji shallow, partially isolated marine basin, intensive evaporation 1860 1870 1850 1840 1880 5 10 15 20 25 ŒRODOWISKO SEDYMENTACYJNE DEPOSITIONAL ENVIRONMENT POROWATOŒÆ NASYCENIE GAZEM POROSITY GAS SATURATION PROFILOWANIE GAMMA PROFILOWANIE NEUTRONOWE GAMMA RAY LOG
NEUTRON LOG G£ÊBOKOŒÆ
[m] DEPTH
[m]
Ryc. 7. Przyk³ad akumulacji gazu w chemicznie przeobra¿onych anhydrytach, odwiert RoŸwie-nica 2. Interpretacja A. Maksym, M. Myœliwiec
Fig. 7. Well-logs illustrating the anhydrites reservoir rocks, RoŸwienica 2 well. Interpretation by A. Maksym, M. Myœliwiec 970 1010 5 10 15 20 990 25 transgresywne osady klastyczne (p³ytki szelf) transgressive clastic deposits (shallow shelf)
ŒRODOWISKO SEDYMENTACYJNE DEPOSITIONAL ENVIRONMENT POROWATOŒÆ NASYCENIE GAZEM POROSITY GAS SATURATION PROFILOWANIE GAMMA PROFILOWANIE NEUTRONOWE GAMMA RAY LOG
NEUTRON LOG G£ÊBOKOŒÆ
[m] DEPTH
[m]
Ryc. 6. Przyk³ad akumulacji gazu w piaskowcach baranowskich, odwiert Kury³ówka 2. Inter -pretacja A. Maksym, M. Myœliwiec
Fig. 6. Well-logs illustrating the Baranów sandstones reservoir rocks, Kury³ówka 2 well. Inter -pretation by A. Maksym, M. Myœliwiec
wane w postaci parasekwencji zwi¹zanych z progradacj¹ nasypów przyujœciowych. Poszcze-gólne parasekwencje maj¹ z³o¿on¹ budowê wewnêtrzn¹. Ka¿da zawiera w profilu kolejne elementy zwi¹zane z sedymenta-cj¹ w ró¿nych subœrodowiskach sk³onu deltowego, nasypów przy-ujœciowych oraz podwodnej plat-formy (równi deltowej). Rozwój ka¿dego nasypu akumulacyjnego jest czêsto kompletny — prawie ka¿da sekwencja koñczy siê osa-dami zwi¹zanymi z procesem zamierania i opuszczenia danego nasypu (Aleksandrowski i in., 1999, 1999a, 2001).
Piaskowce w obrêbie parase-kwencji tworz¹ grube, kilku-metrowe jednorodne pakiety, a reszta profilu jest heterolityczna (przewarstwienia mu³owco-wo-piaskowcowe). Mi¹¿szoœci jednorodnych ³awic nie przekra-czaj¹ 10–20 m.
Przeciêtna œrednica ziarna osa-du oraz mi¹¿szoœæ ³awic w parase-kwencji pocz¹tkowo wzrastaj¹ ku górze, aby w jego stropowej czêœci ujawniæ tendencjê odwrotn¹. Ka¿da parasekwencja jest dobrze izolowana w stropie przez osady ilasto-mu³owcowe (Aleksandrow-ski i in., 1999, 1999a, 2001). Pio-now¹ organizacjê parasekwencji deltowej przedstawia ryc. 12.
Struktura parasekwencji jest typowa dla cyklicznej sedymentacji deltowej. Jest rezultatem powstawa-nia kolejnych nasypów akumulacyj-nych. W ka¿dej parasekwencji zaznacza siê tendencja do prograda-cji nasypu na obszar wyrównanej czêœci dna basenu w czasie inten-sywnej dostawy materia³u klastycz-nego, a koñczy siê w chwili zmiany lokalizacji kana³u. W efekcie ka¿da parasekwencja koñczy siê osadami drobniejszymi o cienkim u³awiceniu, typowym dla stref wa³ów przykory-towych i glifów (Aleksandrowski i in., 1999, 1999a, 2001).
Wiêkszoœæ grubszych pakie-tów piaszczystych ze stropowych czêœci parasekwencji deltowych w obszarach elewowanych struk-turalnie nasycona jest gazem, tworz¹c wielopoziomowe z³o¿a gazu ziemnego. Mi¹¿szoœæ naj-lepszych zbiornikowo osadów nasypów przyujœciowych waha siê od 2 do 5 m (ryc.13).
Akumulacje gazu wystêpuj¹ w obrêbie: (a) piaszczystych
nasypów akumulacyjnych czo³a delty, a w szczególnoœci w ich
gór-PROFILOWANIE GAMMA GAMMA RAY 920 930 950 960 970 980 940 70 µm
Ryc. 10. Fotografia profilu osadów sto¿ków podmorskich przewierconych w odwiercie Dêbno 2 z zaznaczeniem miejsca pobrania rdzenia na profilowaniu gamma oraz mikrofotografia szli-fu impregnowanego niebiesk¹ ¿ywic¹. Profil zdominowany przez ³awice piaskowców wyka-zuj¹cych frakcjonalne uziarnienie przewarstwianych poziomo laminowanymi mu³owcami i py³owcami. W szlifie arenit sublityczny/subarkozowy. Porowatoœæ 25,6%, przepuszczalnoœæ 179,12 mD. Fot. P. Œmist
Fig. 10. Photographs of the submarine fans deposits penetrated in the Dêbno 2 well noted on the GR log and the microphotography of subarcose arenite, 25.6% of porosity and 179.12 mD of permeability, thin section saturated by blue resin. Photo P. Œmist.
wype³nienia migruj¹cych kana³ów (górny i œrodkowy sto¿ek podmorski)
channel deposits of upper and middle submarine fan 1660 1700 1740 1680 1720 1760 5 10 15 20 ŒRODOWISKO SEDYMENTACYJNE DEPOSITIONAL ENVIRONMENT POROWATOŒÆ NASYCENIE GAZEM POROSITY GAS SATURATION PROFILOWANIE GAMMA PROFILOWANIE NEUTRONOWE
GAMMA RAY LOG NEUTRON LOG
G£ÊBOKOŒÆ [m]
DEPTH [m]
Ryc. 9. Przyk³ad akumulacji gazu w piaszczystych osadach sto¿ków podmorskich, odwiert Tulig³owy 38. Interpretacja A. Maksym, M. Myœliwiec
Fig. 9. Well-logs illustrating sandstones reservoir rocks of submarine fans, Tulig³owy 38 well. Interpretation by A. Maksym, M. Myœliwiec
nej czêœci, tzn. w pokrywach osadów nasypów
przyujœcio-wych. Powstaj¹ one przy ujœciu koryta
rozprowadzaj¹cego. Ich nadbudowywanie powoduje prze-suwanie siê ujœcia w stron¹ zbiornika oraz tworzenie wyd³u¿onego cia³a piaszczystego. Poniewa¿ koryta roz-prowadzaj¹ce maj¹ czêsto tendencjê do rozdzielania siê, samodzielne nasypy przyujœciowe poszczególnych koryt mog¹ siê ze sob¹ zrastaæ, tworz¹c doœæ jednolit¹, ci¹g³¹ pokrywê osadów piaszczystych, czego konsekwencj¹ jest powstawanie jednolitych hydrodynamicznie cia³ ska³ zbiornikowych. Takie ci¹gi nasypów przyujœciowych maj¹
kierunek równoleg³y do czo³a delty i prostopad³y do kierunku progradacji.
(b) piaszczyste wype³nienia kana³ów rozprowa-dzaj¹cych oraz osadów powsta³ych na ich brzegach. Cia³a takie s¹ wyd³u¿one równoleg³e do sk³onu depozycyjnego i kierunku progradacji;
(c) w prze³awicaj¹cych wy¿ej wymienione facje drob-noziarnistych i cienko³awicowych osadach stref wa³ów przykorytowych i glifów. Takie przykorytowe osady, zazwyczaj drobniej ziarniste ni¿ osady nasypów przyujœ-ciowych, rozci¹gaj¹ siê wzd³u¿ kana³ów rozprowa-dzaj¹cych. Ich orientacja w stosunku do kierunku progradacji i przebiegu czo³a delty powinna byæ analogicz-na jak (b) (Aleksandrowski i in., 1999, 1999a, 2001).
Osady wymienionych facji maj¹ najlepsze w³aœciwoœci zbiornikowe, tzn. porowatoœæ i przepuszczalnoœæ oraz s¹ dobrze uszczelnione od góry osadami heterolitowymi i i³owcami dna basenu lub osadami ilasto-mu³owcowymi podstawy kolejnego nasypu akumulacyjnego (ryc. 14a). Wœród tych ostatnich równie¿ stwierdza siê przemys³owe nagromadzenia gazu (ryc. 14b).
Piaskowce osadów deltowych, a szczególnie piaskow-ce wystêpuj¹piaskow-ce w cienkowarstwowych litofacjach hetero-litowych lub mu³owcowych cechuj¹ siê nisk¹ dojrza³oœci¹ teksturaln¹ i mineraln¹. Pierwsza cecha oznacza m.in. s³abe przemycie osadu, stosunkowo du¿y udzia³ mu³owo-ilastej matriks w spoiwie oraz niski stopieñ obto-czenia detrytu. Druga cecha wyra¿a siê doœæ bogatym i urozmaiconym sk³adem petrograficznym z minera³ami blaszkowymi, okruchami ska³ i plagioklazami. Piaskowce deltowe sarmatu zawieraj¹ z regu³y sporo rozproszonego wêglanu wapnia nawet do kilkunastu procent, dlatego wiê-kszoœæ z nich mo¿na okreœlaæ jako piaskowce margliste. Na ³¹czn¹ zawartoœæ wêglanu wapnia sk³ada siê detrytycz-ny mu³ wapiendetrytycz-ny, który razem z i³em pe³ni rolê spoiwa, okruchy ska³ wêglanowych i bioklasty oraz powsta³e w osadzie autigeniczne cementy kalcytowe. Szkielet ziarno-wy piaskowców jest zbudowany z frakcji od bardzo drobno do œrednioziarnistej z ró¿n¹ domieszk¹ materia³u py³owo-ilastego. Udzia³ najdrobniejszej frakcji ma wp³yw na w³aœciwoœci petrofizyczne a zw³aszcza na przepuszczalnoœæ (P. Œmist, informacja ustna).
Wed³ug klasycznej klasyfika-cji ska³ okruchowych piaskowce deltowe reprezentuj¹ typ wak litycznych i sublitycznych, wak kwarcowo-³yszczykowych, a przy lepszym wysortowaniu typ arenitów sublitycznych. Sk³ad ziarnowy jest bogaty i urozmaico-ny. Dominuj¹ce sk³adniki, tj. kwarc i okruchy ska³ uzupe³niaj¹ ³yszczyki, plagioklazy, K-ska-lenie, glaukonit, zwêglony detry-tus roœlinny. Udzia³ bioklastów jest na ogó³ niewielki. S¹ to g³ównie otwornice, fragmenty glonów, mszywio³ów, ma³¿ów. Okruchy ska³ reprezentuj¹ szero-ki inwentarz genetyczny. Spotyka siê zarówno materia³ metamor-ficzny, jak i osadowy i piro-klastyczny. Zidentyfikowano takie typy litologiczne jak wapienie, dolomity, ³upki ilaste, radiolaryty i
II II
I I
osady gruboziarniste sto¿ków podmorskich
coarsegrained deposits of the submarine fans
osady drobnoziarniste sto¿ków podmorskich
fine-grained deposits of the submarine fans
osady deltowe
deltaic deposits
osady p³ytkiego szelfu/przybrze¿a
shallow shelf deposits
pod³o¿e basement nasuniêcie karpacko-stebnickie Carpathian Overthrust NKS GR DR DL BS SH 500 KSIʯPOL RYSZKOWA WOLA CHA£UPKI DÊBNIANSKIE HUSÓW NKS GR DR DL SH BS 1500 2500 LUBACZÓW PRZEMYŒL RÓW WIELKICH OCZU NKS BS GR DR DR DL SH 500 1500 2500 BASZNIA TORKI
Ryc. 11. Schematyczne przekroje przez wschodni¹ czêœæ zapa -dliska przedkarpackiego ilustruj¹ce pionow¹ i poziom¹ zmiennoœæ g³ównych facji osadów miocenu: osadów sto¿ków pod-morskich, deltowych i p³ytkiego szelfu/przybrze¿a
Fig. 11. Schematic cross-sections through the eastern part of the Carpathian Foredeep showing the vertical and lateral diversity of the main facial types of the Miocene deposits
osady ilaste dna basenu przechodz¹ce w sk³onnasypu deposits of a basin plain passing upwards into a distal depositional lobe
piaskowce czo³a prograduj¹cego nasypu akumulacyjnego frontal face
of a progradational lobe heterolity wype³nienia kana³u i osady zwi¹zane z rozwojem sk³onu nasypu akumulacyjnego channel fill and deposits of a slope of a depositional lobe heterolity sk³onu
nasypu prograduj¹cego heteroliths of the slope of a progradational lobe i³owce podstawy nasypu akumulacyjnego mudstones of the base of a depositional lobe 560 570 565 575 5 10 15 20 ŒRODOWISKO SEDYMENTACYJNE DEPOSITIONAL ENVIRONMENT POROWATOŒÆ NASYCENIE GAZEM POROSITY GAS SATURATION PROFILOWANIE GAMMA PROFILOWANIE NEUTRONOWE GAMMA RAY LOG
NEUTRON LOG G£ÊBOKOŒÆ
[m] DEPTH
[m]
Ryc. 12 Przyk³ad akumulacji gazu w osadach deltowych, odwiert Rudka 8. Charakterystyczna organizacja pionowa parasekwencji deltowej. Zestawi³ M. Myœliwiec, interpretacja Aleksandrowski i in., 2001
Fig.12 Well-logs illustrating the sandy reservoir rocks of deltaic deposits, Rudka 8. Note the typical parasequence vertical organization. Interpretation by Aleksandrowski i in., 2001.
inne ska³y krzemionkowe, kwarcyty, ³upki kwarcytowe, ³upki kwarcowo-muskowitowe. Spoiwem piaskowców jest na ogó³ matriks z³o¿ona z materia³u ilastego, mu³u wapiennego oraz py³u terygenicznego. Trafiaj¹ siê tak¿e krystaliczne cementy kalcytu i dolomitu wype³niaj¹ce pojedyncze pory (P. Œmist, informacja ustna).
Osady deltowe s¹ dobrze roz-poznane w rejonie zarówno po³udniowej czêœci zapadliska, a w szczególnoœci w czêœci pó³nocno-wschodniej w rejonie z³ó¿ Biszcza, Wola Obszañska, Ksiê¿pol, £ukowa i Dzików, w rejonie zrêbu Ryszkowej Woli (z³o¿e Rudka), jak i w rejonie centralnym (z³o¿a Cha³upki Dêbniañskie, Grodzisko Dolne, ¯o³ynia). Piaskowce maj¹ bardzo dobre w³aœciwoœci zbiornikowe. Na przyk³ad piaski i s³abo skonsolidowane piaskowce z³o¿a Biszcza w g³êbo-koœci od 400 do 800 m maj¹ porowatoœci od 15 do 32% i 900 mD przepuszczalnoœci. Wydajnoœci gazu s¹ znaczne i wynosz¹ powy¿ej 700 000 Nm3
/d.
Wœród osadów deltowych zapadliska powszechne jest wystêpowanie ska³ nieskonsolidowanych — piasków i piaskowców s³aboskonsolidowanych. Takie ska³y zbiorni-kowe wymagaj¹ specjalnych technologii, zarówno w zakresie prac poszukiwawczych, jak i eksploatacji. Pierwsze próby pobierania rdzeni tradycyjn¹ technologi¹ zakoñczy³y siê niepowodzeniem. Dopiero zastosowanie otulin z w³ókna szklanego umo¿liwi³o pobierania rdzeni. Podobnie badania laboratoryjne wymaga³y zastosowania specjalnej technologii przygotowywania próbek (Myœli-wiec i in., 1999). Tradycyjna metodyka interpretacji pomiarów geofizyki wiertniczej nie wykazywa³a obecno-œci warstw nasyconych gazem, poniewa¿ kontrast pomiê-dzy piaskami nasyconymi gazem, a otaczaj¹cymi ska³ami ilastymi i zawodnionymi jest bardzo niewielki. Dopiero pierwsze doœwiadczenia interpretacyjne ze z³o¿a Biszcza pozwoli³y na konieczne zmiany w metodyce interpretacji.
W horyzontach wystêpuj¹cych w piaskach w czasie eksploatacji czêsto wystêpuje zjawisko piaszczenia. Aby
751,20 m DÊBNO-2 751,40 m 10 cm a 504,80 m RUDKA-11 505,00 m b 710 720 730 740 750 760 780 770 PROFILOWANIE GAMMA GAMMA RAY 140 µm
Ryc. 14. Fragmenty rdzeni dwóch ró¿nych typów ska³ zbiorniko-wych z serii osadów deltozbiorniko-wych (a) piaskowce nasypu progra-duj¹cego (odwiert Dêbno 2), (b) heterolity i i³owce dna basenu (odwiert Rudka 11, przyp³yw gazu z prezentowanego typu 94 Nm3
/min.)
Fig. 14. Two different types of the reservoir rocks from the deltaic series (a) sandstones of a distributary channel (Dêbno 2 well), (b) deep water heteroliths and shales (Rudka 11 well, gas inflow 94 Ryc. 13. Fotografia profilu osadów deltowych przewierconych w odwiercie Dêbno 2 z zaznaczeniem miejsca pobrania rdzenia na profilo-waniu gamma oraz mikrofotografia szlifu impregnowanego niebiesk¹ ¿ywic¹. W górnej czêœci profilu gru-bo³awicowe piaskowce czo³a nasypu akumulacyjnego, ni¿ej przechodz¹ce w osady heterolitowe sk³onu nasypu. W szlifie piaskowiec œrednioziarni-sty. Porowatoœæ 25.3%, przepuszczal-noœæ 657,83 mD. Fot. P. Œmist Fig. 13. Photographs of the deltaic deposits penetrated in the Dêbno 2 well noted on the GR log and the microphotograhy of sandstones, 25.3% of porosity and 657.83 mD of permeability, thin section saturated by blue resin. The sandy deposits of the distributary mouth bar in the upper part of the core underlain by heteroliths. Photo P.Œmist
mu przeciwdzia³aæ konieczne jest stosowanie filtrów spe-cjalnie dobranych do granulometrii ska³ zbiornikowych.
Odrêbnym problemem jest identyfikowanie serii osa-dów deltowych na profilach sejsmicznych. Jednym z naj-wiêkszych wyzwañ dla sejsmicznej metody badañ jest cienkowarstwowoœæ osadów miocenu. Stosowany do nie-dawna sposób przetwarzania generowa³ wiele dynamicz-nych i ci¹g³ych refleksów, co pozwala³o na wykonywanie przez interpretatorów korelacji w doœæ prosty sposób, ale jednoczeœnie pozostawa³o w jawnej sprzecznoœci ze stwierdza-nymi na podstawie odwiertów lateralstwierdza-nymi zmianami facji.
W zwi¹zku z tym znacz¹co zmieniono procedury prze-twarzania, co pozwala obecnie na generowanie sekcji sej-smicznych, które poprzez zmiany wartoœci amplitudy refleksów w znacznie bardziej wiarygodny sposób odtwa-rzaj¹ zmiennoœæ litologiczn¹ i facjaln¹ osadów. £atwiejsze jest równie¿ identyfikowanie wyklinowañ warstw i ró¿ne-go rodzaju powierzchni niezró¿ne-godnoœci. W identyfikacji zmian facji pomocne s¹ równie¿ analiza atrybutów sej-smicznych oraz inwersja sejsmiczna.
Przyk³ad nowoczesnych danych sejsmicznych zapre-zentowano na ryc.15 (profile poprzeczny i pod³u¿ny). Na jednym z profili z rejonu ¯o³yni w przedziale 0,35 do 0,55 s jest widoczna wyraŸnie seria osadów z wyraŸnymi cechami progradacji. Czytelne s¹ obie powierzchnie nie-zgodnoœci, stropowa i sp¹gowa. Natomiast na profilu poprzecznym do kierunku progradacji jest widoczny wyraŸnie trójk¹tny przekrój pryzmy.
Osady równi deltowej — p³ytkiego szelfu/przybrze¿a
Koñcowy etap sedymentacji w zapadlisku przedkar-packim polega³ na wype³nieniu pozosta³ej przestrzeni
ako-modacyjnej osadami p³ytkiego szelfu/przybrze¿a. Gorsze wysor-towanie, wiêkszy udzia³ osadów drobnoziarnistych, g³ównie ilasto-mu³owcowych oraz znacz-nie mznacz-niej wyraŸne u³awiceznacz-nie w stosunku do osadów ni¿ejleg³ych generalnie nie sprzyja³y powsta-waniu akumulacji gazu ziemne-go. Mimo to, w wielu rejonach, np. w rejonie ¯o³yni, w przedziale g³êbokoœci od 200 do 500 m odkryto wiele z³ó¿ gazu (ryc. 16). Znaczny udzia³ w tych osadach maj¹ piaszczyste mu³owce, chocia¿ zdarzaj¹ siê i grubsze ³awice piaskowców. Osady te nie wykazuj¹ oznak pionowej orga-nizacji.
Akumulacje gazu wystêpuj¹ tutaj g³ównie w:
piaskowcach bêd¹cych czêœci¹ piaszczystych wype³nieñ kana³ów rozprowadzaj¹cych oraz w towarzysz¹cych im stref wa³ów brzegowych,
w nasypach przyujœciowych, w barach podwodnych, w piaszczystych barierach ograniczaj¹cych laguny (np. II horyzont z³o¿a ¯o³ynia).
Poza tym produktywne i zasob-ne poziomy z³o¿owe odkryto w osadach mu³owców prze³awi-caj¹cych siê z bardzo drobnoziar-nistymi piaskowcami lub piaskami, miejscami tworz¹cymi pakiety heterolitowe. Przyk³adem akumulacji gazu w tego typu osadach dolnego przybrze¿a i otwartego szelfu jest horyzont I z³o¿a ¯o³ynia.
Piaskowce dzikowskie
Blokowe piaskowce dzikowskie s¹ szczególnym przypadkiem wœród osadów miocenu zapadliska przed-karpackiego. Okreœlenie „blokowe” pochodzi od charakte-rystycznego blokowego kszta³tu krzywych geofizycznych (ryc. 17). Profil zawiera wk³adki mu³owców, nie wykazuje natomiast obecnoœci wiêkszych wk³adek ilastych. Z petro-graficznego punktu widzenia s¹ to piaskowce typu areni-tów kwarcowych o doskona³ym wysortowaniu, przemyciu i obtoczeniu materia³u ziarnowego oraz bardzo wyselek-cjonowanym sk³adzie. Zdecydowanie ró¿ni¹ siê od wy¿-szych piaskowców sarmatu, które w przeciwieñstwie do piaskowców dzikowskich s¹ generalnie niedojrza³e tekstu-ralnie i minetekstu-ralnie i reprezentuj¹ typ wak litycznych i sub-litycznych, wak kwarcowo-³yszczykowych, a przy lepszym wysortowaniu typ arenitów sublitycznych.
Z badañ bezpoœrednich na materiale rdzeniowym piaskowce dzikowskie s¹ znane w typie nieporowatym. Zarówno z badañ petrograficznych, jak i interpretacji pomiarów geofizyki wiertniczej wynika, ¿e najprawdopo-dobniej rdzenie zosta³y pobrane z czêœci wybitnie wêgla-nowych. W pozosta³ej czêœci piaskowce dzikowskie s¹ typem ska³y wybitnie porowatym i z niego w³aœnie uzyski-wano bardzo wysokie wydajnoœci gazu.
Przebadany s³abo lub nieporowaty typ piaskowców dzikowskich jest szczelnie scementowany œredniokrysta-licznym sparytowym kalcytem typu pojkilotopowego (typ
0,1 0,5 0,9 0,7 0,3 0,1 0,5 0,9 0,7 0,3 2000m 2000m Pc MIOCEN MIOCENE MIOCEN MIOCENE CZAS (s) TIME (s) CZAS (s) TIME (s)
Ryc. 15. Prostopad³e do siebie przekroje sejsmiczne z rejonu ¯o³yni prezentuj¹ce obraz prze -strzenny osadów deltowych (interwa³ czasowy 350 do 550 ms) (a) przekrój równoleg³y do kie-runku progradacji (na NE), w interwale czasowym 350–550 ms widoczna struktura klinoformów, (b) przekrój poprzeczny do kierunku progradacji, widoczny trójk¹tny kszta³t przekroju przez pryzmê deltow¹. Interpretacja M. Myœliwiec.
Fig. 15. Two perpendicular seismic lines across the ¯o³ynia area showing deltaic deposits (time interval 350–550 ms), (a) line running longitudinally along a delta lobe showing the sig-moid clinoform geometry, (b) line running in a transverse direction across the delta lobe sho-wing triangle shape of the clinoform geometry. Interpretation by M. Myœliwiec
cementacji z pogrzebania, ryc. 18). Wykazuje jedynie œlado-we porowatoœci i przepusz-czalnoœci. Ziarna reprezentuj¹ frakcjê œrednio i gruboziar-nist¹, w sk³adzie dominuj¹ trzy sk³adniki — kwarc (60–70%), szcz¹tki krasnoro-stów (20–30%) oraz glaukonit (ok.10%). W mniejszej iloœci trafiaj¹ siê wapienne otworni-ce bentoniczne. Oprócz g³ównych sk³adników mo¿na dostrzec pojedyncze skalenie, ooidy, skupienia pirytu. Kwarc jest monokrystaliczny, dosko-nale obtoczony o ziarnach wielkoœci 0,3–0,4 mm; czasa-mi trafiaj¹ siê pojedyncze ziar-na do 0,8 mm. Bioklasty to g³ównie klasty glonów krasno-rostów (frakcja nawet ponad 2 mm), sporo otwornic milioli-dowych, mszywio³y, szcz¹tki
miêczaków i krynoidy.
Glaukonit wystêpuje w postaci trawiastozielonych agregatów, najdrobniejsze sk³adniki osadu nie przekraczaj¹ 0,16 mm (P. Œmist, informacja ustna).
Porowaty typ piaskowców dzi-kowskich wykazuje bardzo wyso-kie porowatoœci w zakresie od 15 do 35% i przepuszczalnoœci kilku-set mD. Wydatki gazu wysokome-tanowego uzyskane z nich na z³o¿u Dzików s¹ bardzo wysokie, rzêdu od 720 000 do ponad 1 000 000 Nm3na dobê.
Pozycja stratygraficzna pia-skowców dzikowskich zosta³a ustalona na podstawie badañ bio-stratygraficznych oraz po³o¿enia w profilu osadów miocenu. Te przebadane w odwiertach D–17 i D–19 reprezentuj¹ poziom otwor-nicowy Anomalinoides dividens (sarmat dolny). Ich po³o¿enie w profilu wskazuje, ¿e odpowiadaj¹ one osadom turbidyto-wym sto¿ków podmorskich czêœci basenu bli¿szej strefie nasuniêcia karpackiego.
Podobnych piaskowców o takich cechach mineralo-giczno-teksturalnych w wy¿szych seriach sarmatu ju¿ siê nie spotyka, a w cienkowarstwowych litofacjach heteroli-towych lub mu³owcowych wystêpuj¹ piaskowce reprezen-tuj¹ce ju¿ zupe³nie inny typ petrograficzny.
Piaskowce dzikowskie dotychczas stwierdzono w postaci 4 litosomów w rejonie z³o¿a gazu ziemnego Dzi-ków na g³êbokoœci od 850 do 1000 m. Ich mi¹¿szoœæ waha siê od 20 do 50 m. Pod³o¿e w obszarze ich wystêpowania jest silnie zuskokowane. Litosomy wykazuj¹ po³o¿enie w postaci onlapu w kierunku pó³nocnym w stosunku do sp¹gu sarmatu. Przypuszcza siê, ¿e piaskowce dzikowskie s¹ albo osadem sto¿ka podmorskiego zakorzenionego w strefie platformowego przedgórza lub ich powstanie jest zwi¹zane z grawitacyjn¹ redepozycj¹ materia³u klastycz-nego z lokalklastycz-nego wynurzoklastycz-nego nad poziom morza wypiê-trzenia pod³o¿a (Porêbski, 2000).
osady pr¹dów zawiesinowych hyperpycnal turbidites 930 940 920 910 950 900 5 15 20 25 ŒRODOWISKO SEDYMENTACYJNE DEPOSITIONAL ENVIRONMENT POROWATOŒÆ NASYCENIE GAZEM POROSITY GAS SATURATION PROFILOWANIE GAMMA PROFILOWANIE NEUTRONOWE GAMMA RAY LOG
NEUTRON LOG G£ÊBOKOŒÆ [m] DEPTH [m] 30 10
Ryc. 17. Przyk³ad akumulacji gazu w piaskowcach blokowych z³o¿a Dzików, odwiert Dzików 12. Interpretacja A. Maksym, M. Myœliwiec
Fig. 17. Well-logs illustrating the blocky Dzików sandstone reservoir rocks, Dzików 12 well. Interpretation by A. Maksym, M. Myœliwiec
100 µm
Ryc. 18. Fotografia mikroskopowa wapnistej nieporowatej odmiany piaskowca dzikowskiego. Widoczne dobrze odtoczone ziarna kwarcowe i spoiwo wêglanowe. P. Œmist
Fig. 18. The microphotograph of the calcareous non-porous Dzi-ków blocky sandstones thin section. P. Œmist
osady przybrze¿a, osady kana³ów wp³ywowych wybrze¿a barierowego shoreline deposits, barrier channel fills 150 160 170 180 190 200 210 220 5 15 20 25 ŒRODOWISKO SEDYMENTACYJNE DEPOSITIONAL ENVIRONMENT POROWATOŒÆ NASYCENIE GAZEM POROSITY GAS SATURATION PROFILOWANIE GAMMA PROFILOWANIE NEUTRONOWE GAMMA RAY LOG
NEUTRON LOG G£ÊBOKOŒÆ [m] DEPTH [m] 30 10
Ryc. 16. Przyk³ad akumulacji gazu w osadach przybrze¿a (osady kana³ów wp³ywowych wybrze¿a barierowego, horyzont „0” z³o¿a Cha³upki Dêbniañskie). Zestawi³ M. Myœliwiec, interpretacja Aleksandrowski i in., 2001
Fig. 16. Well-logs illustrating the sandstones reservoir rocks of the shallow delta platform deposits, estuaries, sandy barriers and bay fill deposits, Cha³upki Dêbniañskie gas field. Interpretation by Aleksandrowski i in., 2001
Podsumowanie i wnioski
Dotychczasowe badania ska³ zbiornikowych osadów miocenu zapadliska przedkarpackiego dowiod³y ich ró¿-norodnoœci. Mimo, ¿e s¹ to prawie wy³¹cznie osady piasz-czysto-ilaste, charakteryzuj¹ siê du¿¹ zmiennoœci¹ w³asnoœci zbiornikowych, w zale¿noœci od œrodowiska w jakim powsta³y. Najlepszymi i najbardziej zasobnymi zbiornikami dla gazu ziemnego s¹ osady sto¿ków podmor-skich oraz osady deltowe. W nich to zakumulowany jest gaz ziemny najwiêkszych z³ó¿ zapadliska. Osady piasz-czyste sto¿ków podmorskich przewa¿aj¹ w po³udniowej czêœci zapadliska bli¿ej nasuniêcia karpacko-stebnickiego. Ku pó³nocy zastêpowane s¹ przez osady drobniej ziarniste, a dodatkowo ku górze profilu przez osady deltowe.
Osady deltowe stanowi¹ g³ówn¹ seriê osadow¹ w bar-dziej pó³nocnej czêœci wschodniego zapadliska. Kilkuset metrowa mi¹¿szoœæ oraz obecnoœæ wielu parasekwencji z³o¿onych z bardzo dobrych ska³ zbiornikowych oraz ila-stych ska³ uszczelniaj¹cych czyni z niej wa¿n¹ seriê gazo-noœn¹. WyraŸnie mniejsze zapiaszczenie tej serii obserwowane jest w rejonie rowu tektonicznego Wielkich Oczu (Dziadzio, 2000).
Nie bez znaczenia jako ska³y zbiornikowe s¹ równie¿ osady warstw baranowskich i anhydryty oraz osady piasz-czysto-ilaste najp³ytszej czêœci sarmatu. Dla poszukiwañ z³ó¿ gazu ziemnego wa¿ne jest, ¿e nie tylko osady o wyso-kim zapiaszczeniu s¹ dobrymi zbiornikami. Niejednokrot-nie w heterolitach piaskowcowo-mu³owcowych, a nawet ilasto-mu³owcowych odkrywane s¹ przemys³owe akumu-lacje gazowe.
Mimo wieloletnich intensywnych prac poszukiwaw-czych nadal maj¹ miejsce odkrycia nowych, do tej pory nieznanych ska³ zbiornikowych. Przyk³adem s¹ dolnosar-mackie piaskowce dzikowskie, które dziêki swym bardzo dobrym w³aœciwoœciom sta³y siê przedmiotem szczególne-go zainteresowania poszukiwawczego. Jako drugi przyk³ad mo¿na zasygnalizowaæ odkrycie w rejonie Poto-ka Górnego, Biszczy, Jedlinek i Luchowa sPoto-ka³
piaszczys-tych o porowatoœciach ponad 30% i du¿ych
przepuszczalnoœciach zalegaj¹cych pod warstwami bara-nowskimi. Wykonane badania paleontologiczne wykaza³y oligoceñski wiek tych ska³, a cechy mineralogiczne i struk-turalne wskazuj¹ na pla¿owe œrodowisko sedymentacji. W odwiercie Luchów 3 w piaskowcach oligoceñskich odkryto akumulacjê gazu ziemnego z wysok¹ zawartoœci¹ helu. Piaskowce te bêd¹ w przysz³oœci przedmiotem poszukiwañ.
Za udostêpnienie fachowych danych petrograficznych ska³ mio-ceñskich sk³adam serdeczne podziêkowania Panu Piotrowi Œmistowi z PetroGeo. Dziêkujê równie¿ Panom Krzysztofowi Mastalerzowi oraz Paw³owi Aleksandrowskiemu (Uniwersytet Wroc³awski) za wspó³pracê przy badaniu osadów miocenu zapadliska przedkarpac-kiego, a Andrzejowi Maksymowi za cenne dyskusje.
Literatura
ALEKSANDROWSKI P. & MASTALERZ K. 1999 — Analiza struk-turalna i sedymentologiczna osadów miocenu na podstawie danych upadomierza, Palikówka. Niepublikowany raport PGNiG S.A. ALEKSANDROWSKI P., MASTALERZ K. MAZUR S. & WOJEWODA J. 1999 — Analiza strukturalna i sedymentologiczna osadów miocenu na podstawie danych upadomierza, Rudka. Niepubli-kowany raport PGNiG S.A.
ALEKSANDROWSKI P. & MASTALERZ K. 2001— Analiza struktu-ralna i sedymentologiczo-stratygraficzna górnej czêœci sukcesji
mioce-nu zapadliska przedkarpackiego na SE od Le¿ajska. Niepublikowany raport PGNiG S.A.
BORYS Z., MADEJ K. & MYŒLIWIEC M. 1998 — Preliminary results of the New Methodology of Gas Exploration in the North–Ea-stern part of the Carpathian Foredeep (Poland). Conference and Exhibi-tion Modern ExploraExhibi-tion and Improved Oil and Gas Recovery Methods, Kraków.
BORYS Z., MYSLIWIEC M. & TRYGAR H. 2000 — New Gas Discoveries in the Carpathian Foredeep, Poland, As the Result of the Seismic Anomalies Interpretation. Oil and Gas News from Poland, 10: 69–80.
BORYS Z. & MYSLIWIEC M. 2000 — Kierunki poprawy efektywno-œci poszukiwañ w zapadlisku przedkarpackim. Nafta–Gaz, 9: 457–465. CZERNICKI J. & KUK S. 1988 — Odkrycie z³o¿a gazu ziemnego w utworach badenu dolnego w zapadlisku przedkarpackim: Nafta, 3: 41–46.
CISEK B. & CZERNICKI J. 1964 — Wystêpowanie siarki w poziomie osadów chemicznych tortonu dolnego na Przedgórzu Karpat w rejonie Rokietnica–Mirocin–Jaros³aw–Kañczuga jako wa¿ny wskaŸnik w poszukiwaniach bituminów. Geologia i Geofizyka Naftowa, 10–12:... DZIADZIO P., LISZKA B., MAKSYM A. & STARYSZAK G. 1997 — Œrodowisko sedymentacji utworów miocenu autochtonicznego w brze-¿nej strefie Karpat, a interpretacja geologiczno-z³o¿owa w obszarze Husów–Albigowa–Krasne. Nafta–Gaz, 9: 4007–4014.
DZIADZIO P. 2000 — Sekwencje depozycyjne w utworach badenu i sarmatu w SE czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 48: 1124–1138.
GARECKA M. & JUGOWIEC M. 1999 — Wyniki badañ biostratygra-ficznych miocenu zapadliska przedkarpackiego na podstawie nano-planktonu wapiennego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 29–40. KARNKOWSKI P. 1983 — Poszukiwanie i rozpoznawanie z³ó¿ wêglowodorów w nieantyklinalnych strukturach. Nafta, 7–8: 219–226. KARNKOWSKI P. 1989 — Utwory deltowe Przedgórza Karpat. Prz. Geol., 37: 28–32
KARNKOWSKI P. 1994 — Miocene deposits of the Carpathian Fore-deep (according to results of oil and gas prospecting). Geol. Quart., 38: 377–394.
KARNKOWSKI P. 1999 — Oil and gas deposits in Poland, Kraków. MAKSYM A., DZIADZIO P., LISZKA B. & STARYSZAK G. 1997 — Œrodowisko sedymentacji utworów miocenu autochtonicznego w brze-¿nej strefie Karpat, a interpretacja geologiczno-z³o¿owa w obszarze Husów–Albigowa–Krasne. Nafta–Gaz, 9: 407–4014.
MAKSYM A., LISZKA B. & STARYSZAK G. 1996 — Analiza geolo-giczno-geofizyczna utworów autochtonicznych miocenu w obrze¿eniu pola gazu ziemnego Husów–Albigowa–Krasne. Arch. PGNiG S.A. Jas³o.
MAKSYM A., LISZKA B., PIETRUSIAK M. & STARYSZAK G. 1998 — Analiza geologiczno-geofizyczna utworów autochtonicznych miocenu i jego pod³o¿a w rejonie Sêdziszów–Rzeszów–Zalesie. Arch.PGNiG S.A. Jas³o.
MARTINI E. 1971 — Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation. Proceedings of the II Planktonic Conference, Roma, 1970, 2: 739–785.
MYŒLIWIEC M. & BACZYÑSKI A. 1999 — Pomiary w³aœciwoœci petrofizycznych w ska³ach s³abo i nieskonsolidowanych, Nafta–Gaz, 2: 70–76.
MYŒLIWIEC M., BORYS Z. & TRYGAR H. 1999 — New gas discoveries in the carpathian foredeep, poland, as the result of the seis-mic anomalies interpretation. 61st Conference and Technical Exhibi-tion, Extended Abstracts, Vol. 1, Helsinki.
NEY R. 1968 — Rola rygla krakowskiego w geologii zapadliska przedkarpackiego i rozmieszczeniu z³ó¿ ropy i gazu. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN Oddz. w Krakowie, 45: 3–82.
OLSZEWSKA B. 1999 — Biostratygrafia neogenu zapadliska przed-karpackiego w œwietle nowych danych mikropaleontologicznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol.., 168: 9–19.
OSZCZYPKO N. 1996 — Mioceñska dynamika polskiej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 44: 1007–1018.
OSZCZYPKO N. 1997 — The Early–Middle Miocene Carpathian peri-pheral foreland basin (Western Carpathians, Poland). Prz. Geol., 45: 1054–1063.
OSZCZYPKO N. 1999 — Przebieg mioceñskiej subsydencji w pol-skiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 209–230.
PORÊBSKI S. 2000 — Okreœlenie ci¹gów systemowych w rejonie Biszcza–Ksiê¿pol i ich facjalno-paleoœrodowiskowa interpretacja. Archiwum BG Geonafta Jas³o.
RÖGL F. 1996 — Stratigraphic correlation of the Paratethys Oligocene and Miocene. Mitt Ges Geol Bergbaustud Österr, 41:65–73.
