Index of /rozprawy2/10166

Pełen tekst

(1)Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Surowców Energetycznych. Rozprawa doktorska. ROPO-GAZONOŚNOŚĆ DOLOMITU GŁÓWNEGO NA TLE MODELU MIĄŻSZOŚCIOWO – LITOFACJALNEGO CECHSZTYNU W POŁUDNIOWO-ZACHODNIEJ CZĘŚCI NIŻU POLSKIEGO. Autor pracy: Mgr inż. Izabela Zych. Promotor pracy: Dr hab. inż. Wojciech Strzetelski, prof. AGH. Kraków 2009.

(2) Serdeczne podziękowania składam Promotorowi Panu dr hab. Wojciechowi Strzetelskiemu za pomoc, opiekę naukową i cenne konsultacje udzielane mi podczas tworzenia pracy.

(3) SPIS TREŚCI. Wstęp.................................................................................................................... 1 I. Budowa geologiczna i tektoniczna polskiego basenu cechsztyńskiego............. 5. I.1. Powstanie europejskiego basenu cechsztyńskiego............................... 5. I.2. Charakterystyka podłoża cechsztyńskiego.............................................. 7. I.3. Polski basen cechsztyński...................................................................... 11. II. Profil litostratygraficzny cechsztynu w Polsce................................................... 16 II.1. Podział cechsztynu................................................................................. 16. II. 2. Utwory cechsztynu na Niżu Polskim...................................................... 17 II.1.1. Cyklotem PZ1........................................................................... 18 II.1.2. Cyklotem PZ2........................................................................... 21 II.1.3. Cyklotem PZ3........................................................................... 23 II.1.4. Cyklotem PZ4........................................................................... 23 III. Wykształcenie facjalne i mikrofacjalne utworów dolomitu głównego................ 26. III.1. Strefy sedymentacji utworów dolomitu głównego w morzu basenu cechsztyńskiego............................................................................................ 26 III.1.1. Równia basenowa.................................................................... 26. III.1.2. Platformy węglanowe............................................................... 28. III.1.3. Stoki platform węglanowych.................................................... 29 III.2. Facje i mikrofacje utworów dolomitu głównego..................................... 29 IV. Ropo-gazonośność utworów dolomitu głównego basenu cechsztyńskiego na południowo-zachodniej części Niżu Polskiego....................................................... 37 V. Analiza statystyczna parametrów petrofizycznych utworów dolomitu głównego półwyspu Grotowa................................................................................. 82 V.1. Metodyka............................................................................................... 83 V.2. Jakościowo – ilościowa analiza parametrów petrofizycznych dolomitu głównego........................................................................................................ 86 V.2.1 Charakterystyka podstawowych parametrów petrofizycznych... 86 V.2.2. Analiza statystyczna parametrów petrofizycznych w obrębie wydzielonych systemów depozycyjnych dolomitu głównego.............. 90.

(4) V.2.3. Zależności parametrów petrofizycznych w obrębie wydzieleń mikrofacjalnych dolomitu głównego..................................................... 94 VI. Model miąższościowy cechsztynu w południowo-zachodniej części Niżu Polskiego.................................................................................................................. 108 VI.1. Konstrukcja modelu - procedury i metodyka......................................... 108 VI.2. Charakterystyka geologiczna południowo-zachodniej strefy Niżu Polskiego w opaciu o model miąższościowy cechsztynu.............................. 116 VII. Rekonstrukcja przebiegu sedymentacji osadów dolomitu głównego w południowo-zachodniej części Niżu Polskiego..................................................... 122 VII.1. Analiza paleostrukturalna utworów dolomitu głównego pod koniec sedymentacji osadów cyklotemu PZ2........................................................... 122 VII.2. Analiza paleostrukturalna utworów dolomitu głównego pod koniec sedymentacji soli młodszej Na3.................................................................... 128 VII.3. Analiza paleostrukturalna utworów dolomitu głównego pod koniec sedymentacji soli najmłodszej Na4............................................................... 129 VIII. Modelowanie parametrów petrofizycznych utworów dolomitu głównego w rejonie półwyspu Grotowa....................................................................................... 132. VIII.1. Konstrukcja modelu mikrofacjalno – petrofizycznego......................... 132 VIII.2. Modelowanie mikrofacjalne................................................................. 136 VIII.3. Modelowanie petrofizyczne................................................................. 138 Wnioski..................................................................................................................... 150 Literatura................................................................................................................... 152 Spis Figur.............................................................................................................................. 161 Spis Tabel............................................................................................................................. 167 Spis Załączników.................................................................................................................. 168.

(5) WSTĘP. Przedstawiona niniejszym rozprawa doktorska nt.: „Ropo-gazonośność dolomitu głównego na tle modelu miąższościowo-litofacjalnego cechsztynu w południowo-zachodniej części Niżu Polskiego” odnosi się do określenia możliwości migracji i akumulacji węglowodorów w dolomicie głównym w kontekście całego profilu osadów cechsztyńskich w południowo-zachodniej części Niżu Polskiego. Do analizy wybrano bardzo dobrze rozpoznany wierceniami oraz badaniami petrofizyczno-litologicznymi, geofizycznymi i sejsmicznymi obszar Lubiatów – Sowia Góra – Międzychód – Grotów – Sieraków. Obszar ten wydawał się najodpowiedniejszy, ze względu na ilość dostępnych danych analitycznych, a przede wszystkim z powodu urozmaiconego wykształcenia facjalnego i mikrofacjalnego utworów dolomitu głównego w tym rejonie. Mamy tu do czynienia z całą gamą perspektywicznych stref sedymentacyjnych dolomitu głównego przy przejściu od równi platformowej poprzez strefę bariery węglanowej aż do pogranicza skarpy węglanowej i równi basenowej. W ramach niniejszej rozprawy doktorskiej podjęto próbę rozwiązania następujących zagadnień: 1. Określenia litologiczno-zbiornikowych warunków ropo-gazonośności utworów dolomitu głównego w południowo-zachodniej części Niżu Polskiego. Jako wstęp do realizacji tego zadania zebrano wszystkie dostępne materiały zawierające wyniki dotychczasowych analiz geologicznych, petrolitologicznych, sedymentologicznych oraz petrofizycznych wykonanych na próbach rdzeniowych dolomitu głównego z 15 otworów wiertniczych w rejonie – Sowia Góra – Międzychód – Grotów – Sieraków. Przeprowadzono wstępną analizę statystyczną parametrów petrofizycznych (porowatość efektywna, przepuszczalność pozioma, gęstość szkieletowa, gęstość objętościowa, zwięzłość) w obrębie wydzieleń mikrofacjalnych dla każdego z omawianych otworów. Następnie, przedstawiono zasadniczą analizę statystyczną, zawierającą podstawowe statystyki opisowe oraz opisującą rozkład częstości występowania i zależności pomiędzy parametrami petrofizycznymi dolomitu głównego. Analizy te wykonano uwzględniając wykształcenie mikrofacjalne dolomitu głównego oraz strefową zmienność paleogeograficzną. Określono trendy zmienności parametrów petrofizycznych wpływających na ropo-gazonośność dolomitu głównego w strefie platformy węglanowej i podnóża platformy węglanowej cyklotemu PZ2 w obrębie poszczególnych typów litologicznych, a więc utworów węglanowych ziarnozwięzłych, mułozwięzłych oraz bandstonów.. 1.

(6) 2. Konstrukcji modelu miąższościowo-litofacjalnego w południowo-zachodniej części Niżu Polskiego.. cechsztynu. Wykształcenie facjalne i mikrofacjalne dolomitu głównego jest ściśle związane z rozkładem miąższościowym utworów basenu cechsztyńskiego. Zbiornik morski dolomitu głównego rozwijał się ponad urozmaiconą morfologicznie powierzchnią osadów cyklotemu PZ1, dzięki czemu doszło do wykształcenia się tak wielu systemów depozycyjnych o różnych własnościach zbiornikowych. Ciężkie solanki i osady soli cechsztyńskich wpłynęły zaś na szereg procesów synsedymentacyjnych i diagenetycznych, które zadecydowały o możliwościach migracji i akumulacji węglowodorów w utworach dolomitu głównego. Przestrzenny model miąższościowo-litofacjalny cechsztynu stanowił zarazem podstawę wyjściową podstawę do dalszych analiz przedstawionych w niniejszej rozprawie doktorskiej. 3. Analizy paleogegraficznej utworów dolomitu głównego w południowozachodniej części Niżu Polskiego. Dokonano próby rekonstrukcji sedymentacji dolomitu głównego w oparciu o model przestrzenny utworów cechsztynu, poprzez wyrównanie osadów cechsztynu do stropu soli starszej Na2 cyklotemu PZ2, stropu soli młodszej Na3 cyklotemu PZ3 oraz stropu soli najmłodszej cyklotemu PZ4. Określono wpływ rozwoju osadów cechsztyńskich na możliwości powstania i akumulacji węglowodorów w omawianej strefie dolomitu głównego. 4. Modelowania przestrzennej zmienności mikrofacjalnej oraz parametrów petrofizycznych dolomitu głównego. Dotychczasowy stan znajomości budowy geologicznej utworów cechsztynu oraz wyniki analizy statystycznej pozwoliły na wykonanie szeregu modeli przestrzennych, opisujących zmienność parametrów petrofizycznych w profilu dolomitu głównego. Modelowanie wykonano dla następujących parametrów: porowatość efektywna, porowatość dynamiczna dla gazu, porowatość dynamiczna dla ropy, przepuszczalność pozioma, zwięzłość, zailenie. Wykonano także modelowanie mikrofacjalne, opisujące rozkład trzech wydzielonych mikrofacji (ziarnozwięzła, mułozwięzła, bandstony) na tle miąższości dolomitu głównego. Historia badań. Pierwsze opracowania dotyczące geologii utworów cechsztynu na terenie Polski powstały już w XIX wieku (Siemiradzki 1888, 1903). Początkowo prace badawcze prowadzone były wyłącznie na odsłonięciach geologicznych, więc to głównie rozkwit kopalnictwa solnego na Niżu Polskim – na Kujawach przyczynił się do rozwoju wiedzy na temat budowy wgłębnej permu. Na podstawie prac badawczych przeprowadzanych w Sudetach w latach 30-tych XX wieku (Scupin 1931, Einsentraut 1939), znajdujących się wówczas na terytorium Niemiec, dokonano próby pierwszego. 2.

(7) podziału cechsztynu na dolny, środkowy i górny. Dopiero wprowadzenie badań geofizycznych i głębokich wierceń, w związku z poszukiwaniem surowców mineralnych umożliwiło ogromny rozwój wiedzy na temat cechsztynu. Pierwsze prace przeprowadzane były w Instytucie Geologicznym przez między innymi J. Czarnockiego (1951) oraz J. Zwierzyckiego (1951). Poszerzenie się zakresu informacji na temat budowy wgłębnej permu pozwoliło na wprowadzenie nowego podziału litostratygraficznego cechsztynu na terenie Polski (Tokarski 1958, Poborski 1960). Podział ten opierał się na wyodrębnieniu cyklów sedymentacyjnych ewaporatów i powstał w oparciu o wydzielenia wprowadzone przez G. Richter-Bernburga (1955) na terenie niemieckiej części basenu cechsztyńskiego. W 1962 roku Instytut Geologiczny opracował wyniki prac wiertniczych i sejsmicznych wykonanych wspólnie z Przemysłem Naftowym na Niżu Polskim pod kątem poszukiwań węglowodorów. Rok 1961 to przełomowe odkrycie złoża ropy naftowej Rybaki w utworach dolomitu głównego. Wraz z odkryciem pierwszego złoża nastąpił etap intensywnych badań geologicznych cechsztynu, który zaowocował pracami między innymi J. Poborskiego (1964, 1969) o rozkładzie facji w basenie cechsztyńskim, K. Pawłowskiej (1964) i H. Szaniawskiego (1965) na temat nowego podziału cyklotemowego Gór Świętokrzyskich oraz J. Sokołowskiego (1967) i J. Kłapcińskiego (1971) z zakresu budowy geologicznej i strukturalnej obszaru przedsudeckiego. W latach 1969-1979 wykonano opracowania regionalne dla Niżu Polskiego, w wyniku których powstała praca o ropo- i gazonośności obszaru przedsudeckiego na tle jego budowy geologicznej (Sokołowski, Tokarska (red.) 1973). W roku 1977 opublikowano także pracę W. Strzetelskiego na temat rozwoju litofacjalnego spągowych utworów cechsztynu na Wyniesieniu Łeby w nawiązaniu do poszukiwań złóż węglowodorów. W 1978 roku opracowano nowy schemat stratygraficzny cechsztynu (Wagner 1978, Wagner et al. 1978) i czerwonego spągowca (Pokorski 1978) oraz został wydany „Atlas litofacjalno-paleogeograficzny permu obszarów platformowych Polski” pod redakcją S. Depowskiego (1978). Autorem pierwszych publikacji, powstałych w latach 1978-1987, na temat szczegółowego wykształcenia mikrofacjalnego oraz procesów diagenetycznych utworów dolomitu głównego, był między innymi T. M. Peryt (Peryt 1978a, 1978b, 1978c, 1983, 1985, 1987). R. Dadlez (1989) opublikował szeroką pracę z zakresu tektoniki, paleogeografii oraz stratygrafii basenu permu i mezozoiku w Polsce. W 1989 roku powstała także praca autorstwa T.M. Peryt, L. Antonowicz A. Gąsiewicz i S. Roman, w której opublikowano i omówiono wyniki badań sedymentologicznych utworów dolomitu głównego z obszaru pomorskiego, z naciskiem na wydzielenie środowisk sedymentacji w profilu dolomitu głównego. W tym samym czasie pracownicy Instytutu Surowców Energetycznych AGH (Semyrka, Słupczyński, Strzetelski 1989) wydali publikację, która podsumowała dotychczasowe odkrycia naftowe w kontekście rozwoju cechsztynu na Niżu Polskim. W 1994 roku wydana została monografia pod redakcją R. Wagnera, stanowiąca do dzisiaj jedno z najlepszych kompendium informacji na temat tektoniki, plaeogeografii i litostratygrafii basenu cechsztyńskiego na terenie Polski. W latach 90-tych ubiegłego wieku dzięki zastosowaniu sejsmiki refleksyjnej 3D odkryto w basenie dolomitu głównego złoże ropno - gazowe,. 3.

(8) słynne BMB (Barnówko-Mostno-Buszewo), a począwszy od roku 2002 nastąpiło sukcesywne rozpoznawanie nowego obszaru ropo-gazonośnego w rejonie Międzychodu. Odkrycia nowych złóż w dolomicie głównym dostarczyły ogromu informacji o osadach dolomitu głównego. Powstał szereg prac o tematyce paleogeograficznej, opisujących sposób sedymentacji dolomitu głównego w basenie morza cechsztyńskiego (Protas 1990, Peryt & Mordeckai 1990, Peryt et al.1990, Strzetelski & Papiernik 1993, Wichrowska 1995, Górski & Trela 1996, Pikulski 1996, Knieszner et al. 1997, Pikulski & Protas 1997, Gąsiewicz et al. 1998, Pikulski 1998, Wagner & Peryt 1998, Protas 2000, Wagner 2000). Dostęp do rdzeni wiertniczych z otworów nawiercających utwory dolomitu głównego cechsztynu pozwolił na przeprowadzenie szczegółowych badań petrofizycznych, mikrofacjalnych oraz określenia właściwości zbiornikowych dolomitu głównego (Smoleńska & Semyrka 1996, Wichrowska 1997, Darłak 1997, Wichrowska et al. 1998, Strzetelski et al. 1998, Sylwestrzak 2000, 2001, Mikołajewski & Wróbel 2005, Semyrka et al. 2007). Wydobywanie ropy naftowej i gazu ziemnego z poziomu dolomitu głównego zaowocowały powstaniem wielu prac opisujących warunki złożowe (Reicher 1989, Dubiel et al. 1989, Czekański & Liberska 1990, Heliasz & Karwowski 1991, Fryszak-Wołkowska 1992, Szostak et al. 1992, Zubrzycki & Słupczyński 2000, Burzewski et al. 2001, Górecki et al. 2001, Słupczyński et al. 2001). Charakterystyką geochemiczną substancji organicznej oraz potencjałem węglowodorowym utworów dolomitu głównego zajmował się głównie M. Kotarba wraz ze swoim zespołem badawczym (Kotarba et al.1998, Kotarba et al. 2000a, Kotarba et al. 2000b, Kotarba et al. 2003, Kosakowski et al. 2003). W roku 2007 ukazały się dwie, bardzo ważne w kontekście niniejszej rozprawy doktorskiej, publikacje: praca K. Jaworowskiego i Z. Mikołajewskiego, w której to autorzy przedstawili model depozycyjny dolomitu głównego w rejonie Międzychodu oraz praca M. Kotarby i W. Wagnera – omawiająca potencjał generacyjny utworów dolomitu głównego z tego rejonu wraz z dokładną identyfikacją mikrobialnych skał macierzystych. W pracy wykorzystano dane geologiczne udostępnione przez B.G. „Geonafta” Ośr. „Północ” PGNiG w Pile oraz dane zebrane w ramach projektu badawczego pt.: „Charakterystyka zmienności parametrów petrofizycznych dolomitu głównego w rejonie Międzychodu”, zrealizowanego w Katedrze Surowców Energetycznych AGH pod kierownictwem dr inż. R. Semyrki, w latach 2005-2007. Rozprawa doktorska wykonana została w Katedrze Surowców Energetycznych Akademii Górniczo – Hutniczej w Krakowie, pod opieką naukową prof. dr hab. inż. Wojciecha Strzetelskiego.. 4.

(9) ROZDZIAŁ I BUDOWA GEOLOGICZNA I TEKTONICZNA POLSKIEGO BASENU CECHSZTYŃSKIEGO Obszar objęty badaniami, zwany Półwyspem Grotowa połoŜony w południowo – zachodniej części NiŜu Polskiego, znajduje się w obrębie ogromnego basenu ewaporacyjnego, jakim był środkowoeuropejski basen cechsztyński (Poborski 1960). W basenie takim sedymentacja uzaleŜniona jest od wielu czynników, w których za najwaŜniejsze uwaŜa się: klimat, charakter połączenia z otwartym oceanem, głębokość basenu oraz odległość od lądu (Podemski 1973). Polski basen cechsztyński jest wschodnią częścią rozległego basenu środkowoeuropejskiego, rozciągającego się na zachodzie od Morza Północnego, poprzez NiŜ Niemiecki aŜ do wschodnich krańców Polski (Fig. I.1.1) (Wagner et al.1980, Dadlez 1980, 1982, 1989, Wagner 1994).. Fig. I.1.1. Basen polski jako część basenu środkowoeuropejskiego ( wg Dadlez 1989).. I.1. POWSTANIE EUROPEJSKIEGO BASENU CECHSZTYŃSKIEGO Europejski basen cechsztyński był płytkim morzem epikontynentalnym, połączonym z górnopermskim morzem arktycznym wąską cieśniną między Skandynawią i Grenlandią (Ziegler 1990). Basen cechsztyński miał około 5.

(10) 1700 km długości i 600 km szerokości i rozciągał się od północnych krańców Morza Północnego po wschodnią część Polski. Składał się z dwóch podstawowych basenów – północnego i południowego, rozdzielonych wypiętrzeniami centralnego Morza Północnego i Ringköbing-Fyn. Basen Polski jest wschodnią częścią basenu południowego zajmując prawie całe terytorium NiŜu Polskiego (Fig.I.1.1) ( Wagner et al. 1991) Wiek transgresji cechsztyńskiej nie jest ściśle określony. Według P. A. Zieglera (1990) na początku dzhulfianu1 morze górnopermskie zajmujące obszar szelfu Morza Barentsa i basen Sverdrup transgredowało ku południowi, poprzez ryft morza grenladzko - norweskiego. Zaś Wagner (1994) datuje wiek transgresji na dolny dzhulfian i wiąŜe ją z aktywnością tektoniczną ryftu morza grenlandzko-norweskiego i silnymi impulsami subsydencji tektonicznej. Z drugiej strony C.A. Ross i J.R.P. Ross (1988) uwaŜają, Ŝe transgresji cechsztyńskiej nie moŜna powiązać z jakimś powaŜniejszym wydarzeniem tektonicznym lub wyraźną zmianą poziomu wód w oceanach. Transgresja morska postępująca od cieśniny grenladzko-norweskiej wniknęła do basenu permskiego przez rów Viking a takŜe przez zapadlisko Faeroe- Rockall i basen Bakevellia (Ziegler 1990) (Fig. I.1.2). Na obszar basenu polskiego transgresja wkroczyła od zachodu wykorzystując w pierwszym rzędzie obniŜenia zbiornika górnego czerwonego spągowca, rozszerzając się stopniowo na obszary wypiętrzone (Wagner 1990). Transgresja cechsztynu objęła takŜe swoim zasięgiem południowo-zachodnią część platformy prekambryjskiej wnikając na jej obszar dwiema zatokami: nadbałtycką i podlaską. Generalnie osady cechsztynu mają przekraczający zasięg w stosunku do górnego czerwonego spągowca, szczególnie wyraźnie manifestujący się na platformie prekambryjskiej (Wagner et al. 1980, Wagner 1988). Było to moŜliwe dzięki silnym impulsom subsydencji w trakcie transgresji (Wagner 1994). Pierwsze przejawy transgresji zaobserwowano w basenie północnoniemieckim w najwyŜszej części górnego czerwonego spągowca w postaci kilku poziomów terygenicznych z fauną morską (Plumhoff 1966, Backhaus 1964). Ingresje te poprzedziły główną fazę transgresji, która objęła swoim zasięgiem cały basen cechsztyński i była najprawdopodobniej bardzo szybka (Smith 1979, Ziegler 1990). DuŜa szybkość zdecydowała zapewne o stosunkowo małej miąŜszości osadów transgresywnych. Najstarsze osady transgresywne tzw. „biały spągowiec” w basenie polskim są formalnie zaliczane do górnego czerwonego spągowca. W rejonach wypiętrzonych takich jak pomorski segment strefy T-T (Koszalin-Chojnice), Góry Świętokrzyskie oraz lokalnie Sudety, tworzyły się osady grubo okruchowe- zlepieniec podstawowy lub brekcja podstawowa o miąŜszościach najczęściej kilku, rzadziej kilkunastu metrów (Czajor & Wagner 1973, Kowalczewski & Rup 1989). Wg W. Strzetelskiego (1977, 1979) piaskowiec białego spągowca na wyniesieniu Łeby reprezentujący niewątpliwie morskie osady transgresywne cechsztynu, był dwudzielny. W dolnej części stanowi on stosunkowo cienki zlepieniec i gruboziarnisty piaskowiec bazalny, a w wyŜszej cienki piaskowiec wykazujący tendencję do formowania płasko-wypukłych barier (barów). 1. Dzhulfian to drugie piętro Tatarianu = Turyngianu ~252 Ma. 6.

(11) przybrzeŜnych. Stanowi on jednocześnie przybrzeŜny odpowiednik facjalny pierwszych wyŜej leŜących ogniw cyklotemu PZ1. Gdzie indziej powierzchnie transgresji nie zachowały się z powodu bardzo słabej lityfikacji skał czerwonego spągowca. Miejscami, wkraczające morze łączyło się z płytkowodnymi jeziorami czerwonego spągowca nie pozostawiając Ŝadnych śladów transgresji w osadach ( Wagner 1994).. Fig.I.1.2. Paleofacje cechsztynu w basenie europejskim (wg R. Wagner, 1994).. I.2. CHARAKTERYSTYKA PODŁOśA CECHSZTYŃSKIEGO Rejon półwyspu Grotowa połoŜony jest w obrębie bloku Gorzowa, pomiędzy niecką szczecińską a monokliną przedsudecką. Najstarszymi utworami podłoŜa cechsztynu stwierdzonymi na podstawie wierceń są osady karbonu i czerwonego spągowca. Karbon. Utwory karbonu w basenie polskim rozprzestrzeniają się w południowo-wschodniej części NiŜu Polskiego w pasie niecek brzeŜnych. 7.

(12) lubelsko-warszawskiej i w przyległych strefach obniŜenia podlaskiego i wyniesienia łukowsko-hrubieszowskiego, a takŜe w północno-zachodniej części NiŜu Polskiego na obszarze niecki pomorskiej i Pomorza Zachodniego (Fig. I.2.1).. Fig. I.2.1 Zasięg i wykształcenie facjalne utworów karbonu w Polsce (Kotas & Porzycki 1984). Obszary występowania: 1 - utworów karbonu facjalnie nie zdefiniowanych, 2 - utworów fliszowych, 3 - utworów fliszowych z nałoŜonymi zapadliskami utworów lądowych, 4 - utworów w przewadze węglanowych, 5- morsko-paralicznych i paralicznych formacji węglonośnych, 6 lądowych formacji węglonośnych, 7 - formacji lądowych, lokalnie węglonośnych; 8 - wychodnie formacji węglonośnych Dolnośląskiego Zagłębia Węglowego; 9 - brzeg platformy wschodnioeuropejskiej; 10 - izopachyta utworów permsko-mezozoiczno-kenozoicznych 1,8 km; 11 - izohipsy stropu utworów podpermsko - podmezozoicznych; KSF - krakowska strefa fałdowa;. 8.

(13) Basen karbońskiego obszaru lubelskiego wypełniony jest utworami karbonu od górnego wizenu po górny westfal (śelichowski 1977). Zalegają one niezgodnie na róŜnych ogniwach dewonu, starszego paleozoiku, a takŜe na eokambrze i prekambrze fundamentu krystalicznego starej platformy wschodnioeuropejskiej. Współczesna miąŜszość karbonu lubelskiego ma charakter poerozyjny. Erozja powaryscyjska (od stefanu po wczesną jurę) zredukowała osady młodszych ogniw karbonu, a w strefach wyniesień tektonicznych usunęła w całości osady karbonu, sięgając do utworów dewonu środkowego włącznie (Porzycki & Zdanowski 1995). Całkowita miąŜszość utworów karbonu w pasie niecki pomorskiej NW-SE (Koszalin-Miastko-Chojnice) rośnie od 200 do 800 m w osi niecki. Na obszarze Pomorza Zachodniego oraz w pasie południowo-zachodnim (NW-SE) WolinBydgoszcz miąŜszość ta rośnie od 200 m wzdłuŜ krawędzi do 800 m, a nawet 1000m w rejonie Wolina (Strzetelski 2006). W najgłębszej części basenu polskiego utwory karbonu nie są zdefiniowane, zalegają na głębokości powyŜej 3000 m. W brzeŜnych strefach basenu mamy do czynienia z utworami fliszowymi oraz węglanowymi. Najbardziej węglonośnymi formacjami karbonu są utwory o genezie morsko – paralicznej, paralicznej i lądowej (Fig. I.2.1). Na obszarze południowo-zachodniej części NiŜu Polskiego osady karbonu są sfałdowane w duŜe struktury o osiach WNW-ESE do NW-SE oraz rozcięte na szereg bloków uskokowych.. Polski basen czerwonego spągowca. Polski basen permski (czerwony spągowiec i cechsztyn) stanowił wschodnią część południowego basenu permskiego. Basen czerwonego spągowca był kontynentalnym basenem aluwialnym o asymetrycznym rozkładzie facji osadowych. Na kształt basenu zasadniczy wpływ miał ekstensyjny reŜim tektoniczny oraz budowa geologiczna podłoŜa podpermskiego ( Pokorski 1998). Na wykształcenie facjalne w basenie czerwonego spągowca równie waŜny wpływ miały warunki paleoklimatyczne (Kiersnowski 1998). Ogólnie rzecz biorąc, w miarę wypełniania basenu sedymentacyjnego obserwuje się przekraczające występowanie okruchowych facji osadowych. Sedymentacja w basenie czerwonego spągowca górnego była zdominowana przez osady terygeniczne reprezentowane przez iłowce, mułowce, piaskowce i zlepieńce. Utwory klastyczne reprezentują trzy główne systemy depozycyjne związane z sedymentacją pustynną: system depozycyjny fluwialny (facje stoŜków aluwialnych, facje fluwialne korytowe i pozakorytowe), system depozycyjny eoliczny (facje wydmowe i międzywydmowe) oraz system depozycyjny jeziorny (facje plaji ilastej, piaszczystej i marginalnej). Geometria polskiego basenu czerwonego spągowca górnego składa się z kilku głównych elementów paleogeograficznych. Największym z nich był basen centralny (Pokorski et. al 1997) rozciągający się na obszarze obecnego wału środkowopolskiego, niecek brzeŜnych i pasa niecek szczecińsko-łódzkomiechowskiej oraz na obszarze północnej części monokliny przedsudeckiej. W części północno-zachodniej basenu centralnego dominowała sedymentacja. 9.

(14) jeziorna (playa) i fluwialna oraz w znacznie mniejszym stopniu – eoliczna. Część południowo-wschodnia basenu centralnego charakteryzuje się przewagą sedymentacji fluwialnej. Sporadycznie występowała tutaj sedymentacja eoliczna i jeziorna. Cechą charakterystyczną południowej części basenu centralnego jest występowanie obszaru wydmowego określanego, jako erg wschodni (Kiersnowski 1997) z dominacją utworów eolicznego systemu depozycyjnego. Istotny element paleogeograficzny wydzielany jako basen śląski rozciąga się na obszarze obecnej monokliny przedsudeckiej w jej części południowej i zdominowany był przez sedymentację eoliczną i fluwialną. Obszar wydmowy basenu śląskiego został określony jako erg południowy (Kiersnowski 1997). Basen centralnego i basen śląskiego czerwonego spągowca rozdzielony był wałem wolsztyńskim. Pozostałe elementy paleogeograficzne występowały na wschód i północny-wschód od basenu centralnego. W basenie podlaskim i mazurskim przewaŜała sedymentacja fluwialna a w basenie słupskim sedymentacja eoliczna i fluwialna (Kiersnowski 2008).. ty e B ał M orz. ck ie. Środowiska depozycyjne: systemy rzeczne. jeziorne stoŜki aluwialne. aluwialne Kierunki spływów klastycznych Wydmy i osady eoliczne. Kierunek wiatru. Fig.I.2.2 Paleogeografia utworów podcechsztyńskich (Karnkowski 1999, 2007).. 10.

(15) I.3. POLSKI BASEN CECHSZTYŃSKI Polski basen cechsztyński został ukształtowany w obrębie trzech wielkich jednostek tektonicznych występujących w jego podłoŜu (Fig.I.3.1). Na wschodzie rozciągał się stabilny kraton wschodnioeuropejski o konsolidacji prekambryjskiej. Jego zachodnią krawędź stanowiła strefa tektoniczna Teisseyre’a-Tornquista, tzw. strefa T-T (Znosko 1969, Dadlez 1982), wzdłuŜ której, od południowego zachodu przyrośnięte są kaledonidy środkowoeuropejskie (Znosko 1986, 1987). Kompleksy te są nasunięte na krawędź platformy waryscyjskiej. Na skutek ruchów synwaryscyjskich, w strefie T-T powstał stopień strukturalny potrzaskany poprzecznymi uskokami. Od południowego wschodu, do platformy kaledońskiej przylega obszar o waryscyjskiej konsolidacji podłoŜa (Fig. I.3.1) (Dadlez 1982). Usytuowanie polskiego basenu cechsztyńskiego, zarówno w stosunku do zachodniej części basenu środkowoeuropejskiego, jak i jednostek tektonicznych w jego podłoŜu, miało znaczący wpływ na jego ewolucję (Wagner 1994). W okresie poprzedzającym transgresję morską, w schyłkowej fazie sedymentacji formacji noteckiej górnego czerwonego spągowca cały obszar przyszłego basenu cechsztyńskiego był w znacznym stopniu speneplenizowany. Centralna bruzda sedymentacyjna rozwinięta na platformie kaledońskiej była rozległym, płaskim obniŜeniem, które wypełniały okresowe jeziora. Na obszarze o konsolidacji waryscyjskiej rozciągało się kilka płaskich wyniesień i obniŜeń o kierunku WNW-ESE. Z elementów wypiętrzonych najsilniej zaznaczył się w morfologii rozczłonowany garb wolsztyński (Fig. I.3.3) oraz bardziej ku południowemu zachodowi, słabiej zaakcentowany garb łuŜycki, otoczony płytkimi obniŜeniami bruzd śląskiej i łuŜyckiej. Na południu rozciągały się, silnie juŜ zniszczone przez erozję, masywy Sudetów i Gór Świętokrzyskich. Południowo zachodnia krawędź starej platformy prekambryjskiej tworzyła system silnie rozciągniętych skarp morfologicznych utworzonych na tektoniczno-erozyjnych blokach podłoŜa permu, szczególnie mocno rozwiniętych na jej pomorskim segmencie (strefa Koszalin-Chojnice). Obszar platformy prekambryjskiej był w duŜej części pozbawiony osadów czerwonego spągowca, które wypełniały tylko kilka nieckowatych, izolowanych od siebie zagłębień morfologicznych (Wagner 1994). Basen cechsztyński zaczął się formować w górnym czerwonym spągowcu. WyróŜnia się trzy główne fazy tworzenia się basenu: -inicjalną -rozszerzenia basenu -główną. Faza inicjalna. W centralnej części NiŜu Polskiego, na skutek wzmoŜonej subsydencji powstał basen sedymentacyjny formacji drawskiej. Znajdował się on w szczególnym połoŜeniu tektonicznym, pomiędzy frontem fałdowań waryscyjskich i zachodnią krawędzią platformy prekambryjskiej (Fig. I.3.2). Basen formacji drawskiej zainicjował formowanie się bruzdy środkowopolskiej (Wagner et al. 1980, Pokorski 1988, Wagner 1988, Szyperko-Teller & Moryc 1988, Wagner 1994).. 11.

(16) Fig. I.3.1. Rozmieszczenie głównych jednostek tektonicznych występujących w podłoŜu basenu cechsztyńskiego w Polsce (wg R. Wagner 1994).. Faza rozszerzania basenu. Silny impuls subsydencji zapoczątkował nowy cykl sedymentacji terygenicznej w postaci osadów formacji noteckiej. Zasięg formacji noteckiej znacznie przekroczył granice zasięgu formacji drawskiej, szczególnie na silnie ugiętej platformie waryscyjskiej (Fig. I.3.2). Z analizy rozwoju formacji noteckiej wynika, Ŝe ekspansja basenu nasilała się. 12.

(17) w trakcie jej sedymentacji i największy zasięg zbiornik osiągnął bezpośrednio przed transgresją morza cechsztyńskiego (Pokorski 1988, Wagner 1994).. Faza główna. Transgresja morza cechsztyńskiego zapoczątkowała nowy, końcowy etap tworzenia się basenu górnopermskiego. Silne impulsy subsydencji związane były z uginaniem się zachodniej części kratonu wschodnioeuropejskiego. Basen sedymentacyjny rozszerzył się, więc głównie na wschodzie, nawet o kilkaset kilometrów (maksymalnie o 500 km w syneklizie perybałtyckiej). W mniejszym stopniu zwiększył on swój zasięg na północnym zachodzie (zatoka pomorska) i południowym wschodzie (Góry Świętokrzyskie), a takŜe w niektórych rejonach południowej części platformy warycyjskiej (Fig. I.3.2). Podobnie jak w okresie sedymentacji formacji drawskiej i noteckiej, ośrodkiem depozycji oraz obszarem o maksymalnej subsydencji pozostawała bruzda środkowopolska. (Fig. I.3.3) (Wagner 1994). Ocenia się, Ŝe w okresie od późnego czerwonego spągowca do środkowego pstrego piaskowca włącznie, w centrum depozycji osadziło się blisko 4000m osadów, w ciągu zaledwie 25 mln lat, natomiast sedymentacja pozostałych 4000m osadów mezozoiku trwała blisko 160 mln lat (Wagner 1994).. 13.

(18) Fig. I.3.2. Fazy rozwoju basenu górnopermskiego w Polsce (Wagner 1994).. 14.

(19) Fig. I.3.3. Mapa paleotektoniczna wschodniej części europejskiego basenu cschsztyńskiego (Wagner 1994) 1 – obszary lądowe podlegające degradacji, 2 - obszary stabilne o nieznacznej subsydencji (głównie wypełnianie reliefu przez osady), 3 – obszary o względnie słabej subsydencji w porównaniu z sąsiednimi obszarami, 4 – elewacje na obszarach o względnie słabej subsydencji, 5 – obszary o zróŜnicowanej subsydencji, przewaŜnie dość silnej, 6 – obszary o silnej subsydencji, 7 – obszary o maksymalnej susydencji, 8 – paleoizohipsy spągu cechsztynu (paleomiąŜszość) w metrach, 9 – linia przekroju paleotektonicznego cechsztynu (Fig. II.2.4). 15.

(20) ROZDZIAŁ II PROFIL LITOSTRATYGRAFICZNY CECHSZTYNU W POLSCE. II.1. PODZIAŁ CECHSZTYNU Podział litostratygraficzny cechsztynu według zasad cykliczności sedymentacji ewaporatów opracowany przez G. Richter-Berrnburga (1955), ze względu na swoją przejrzystość i prostotę został szybko zaadaptowany w Polsce. Zasady tego podziału stanowią do dziś podstawę litostratygrafii cechsztynu. Naturalnie był on modyfikowany (Wagner et al. 1978) i uzupełniany, zwłaszcza w najwyŜszej części profilu. Zastosowanie podziału cyklotemowego jest adekwatne wszędzie tam, gdzie występuje wyraźna cykliczność sedymentacji, a więc w całej centralnej części basenu cechsztyńskiego oraz w przewaŜającej części jego obszarów peryferyjnych. W niektórych wszakŜe rejonach strefy brzeŜnej oraz w bardziej izolowanych fragmentach basenu cechsztyńskiego cykliczność sedymentacji jest mniej czytelna albo całkowicie zatarta. Wynika to najczęściej z licznych luk sedymentacyjnych, braku poziomów ewaporatowych lub silnych wpływów lądu, manifestujących się przewarstwieniami skał terygenicznych, które lokalnie mogą stanowić dominujący składnik w profilu litostratygraficznym. W takich przypadkach uzasadnione jest stosowanie lokalnych podziałów litostratygraficznych (Wagner 1986). W polskim basenie cechsztyńskim, podobnie jak i w innych częściach basenu środkowoeuropejskiego, moŜna wyróŜnić 4 cykle sedymentacyjne, z których trzy niŜsze mają charakter węglanowo-ewaporatowy, natomiast najmłodszy jest klastyczno-ewaporatowy (Tab.II.1.1) Zmiany miąŜszości i wykształcenia osadów w poszczególnych cyklach cechsztyńskich są ściśle związane ze stosunkiem tempa przyrostu osadów do subsydencji, który w poszczególnych cyklach oscyluje jednak średnio wokół wartości 1. Wartość ta jest typowa dla basenów kratonicznych, do jakich zalicza się basen cechsztyński, przy czym zarówno wielkość subsydencji, jak i sedymentacji jest wysoka (Wagner et al. 1978). Cykle sedymentacji cechsztyńskiej, jak i niektóre ich człony litologiczne wykazują charakter transgresyjno - regresyjny o zmiennej symetrii. Obserwuje się wyraźną przewagę cykli asymetrycznych, w których człon transgresyjny ma znacznie mniejszą miąŜszość niŜ regresywny. Wyraźnie diachroniczny przebieg granic litologicznych jest związany ze zróŜnicowaniem i migracją poszczególnych facji w czasie. Było to spowodowane zmianami batymetrii i stopnia zasolenia wód morskich (Wagner et al. 1978).. 16.

(21) Tab. II.1.1. Podział litostratygraficzny cechsztynu w basenie polskim. (Wagner 1994). W ostatnich latach lansowana jest interesująca koncepcja stratygraficzna – stratygrafia sekwencyjna. Propozycję stosowania tej metody w odniesieniu do cechsztynu przedstawił M.E. Tucker (1991), wyróŜniając w basenie angielskim siedem sekwencji. Granice sekwencji wyznaczone na podstawie niskich i wysokich stanów wód morza cechsztyńskiego mają znaczenie przewodnich poziomów chronostratygraficznych i według M.E. Tuckera mogą być korelowane w całym basenie cechsztyńskim (Wagner 1994). Modele stratygrafii sekwencyjnej dla polskiego basenu cechsztyńskiego skompilował Zdanowski (2003, 2004), jednakŜe jest on nadal dyskutowany przez polskich badaczy utworów węglanowych. II.2. UTWORY CECHSZTYNU NA NIśU POLSKIM Poza zasięgiem górnego czerwonego spągowca osady cechsztynu leŜą bezpośrednio na róŜnych starszych utworach paleozoiku. Granica między nimi. 17.

(22) jest najczęściej ostra, podkreślona wyraźną powierzchnią erozyjną, z powodu znacznej lityfikacji skał podłoŜa (Wagner 1994).. II.2.1.CYKLOTEM PZ1 U podstawy cyklotemu PZ1 występują charakterystyczne poziomy węglanowych skał terygenicznych - łupek miedzionośny (T1) i wapień cechsztyński (Ca 1). Łupek miedzionośny reprezentują szaroczarne, rzadziej szaroczerwone łupki, silnie wapniste, o przeciętnej miąŜszości 30-60 cm. Łupek miedzionośny ma szeroki zasięg, przechodzi lateralnie w brzeŜne utwory węglanowe i osady klastyczne w odległości od 10 do 60 km od interpretowanej linii brzegowej. Ponad łupkiem miedzionośnym rozwija się pierwszy poziom skał węglanowych tj. wapień cechsztyński (Ca1). Transgresja osiągnęła w tym czasie maksimum zasięgu, tworząc basen o urozmaiconej linii brzegowej (fig. II.2.1-A). Morze wapienia cechsztyńskiego było płytkowodnym (maksymalna głębokość nie przekraczała 100 m), subtropikalnym zbiornikiem o normalnomorskim zasoleniu i bogatej faunie. MiąŜszość wapienia cechsztyńskiego waha się w bardzo szerokich granicach, od kilkudziesięciu centymetrów do 120 metrów. (Czajor & Wagner 1973, Wagner et al. 1978, Peryt 1978, 1984, Wagner 1994). W obrębie ogniw węglanowych zaznacza się apogeum transgresji a następnie jej zwrot w kierunku regresywnej sekwencji mikrofacji. W morzu wapienia cechsztyńskiego wyróŜniono 3 główne strefy paleogeograficzne: -brzeŜną platformę węglanową wraz z barierą rafową, -stok platformy węglanowej, -równię basenową PrzewaŜająca część osadów wapienia cechsztyńskiego tworzyła się na platformach węglanowych. Podstawowymi czynnikami warunkującymi rozwój platform były obfitość organizmów produkujących materiał węglanowy wraz ze wzrostem płasko-wypukłych rafowych form biogennych ku górze oraz odpowiednia subsydencja, umoŜliwiające w sumie akumulację znacznych miąŜszości osadów przy jednoczesnym zachowaniu warunków płytkowodnych. W wapieniu cechsztyńskim platformy węglanowe tworzyły rozległe terasy sedymentacyjne o szerokości od kilkunastu do 130 km (Czajor & Wagner 1973, Wagner 1976, 1994). Stoki platform węglanowych tworzyły się na załamaniu dna basenu, między zewnętrzną krawędzią platform a równią basenową. Charakterystycznymi cechami tej strefy są: niŜszy poziom energetyczny środowiska sedymentacji aniŜeli na platformie, redepozycja materiału węglanowego pochodzącego z platformy, a nawet przy większym kącie nachylenia stoku – ruchy masowe. Równia basenowa zajmowała rozległe obszary w środkowych częściach basenu. MiąŜszość wapienia cechsztyńskiego wynosi tu przeciętnie od 5 do 10m. Łupek miedzionośny oraz wapień cechsztyński to przewodnie poziomy litostratygraficzne, zbudowane z charakterystycznych sekwencji mikrofacjalnych, zawierające charakterystyczną dla tych poziomów faunę. Charakterystyczna dla cyklotemu PZ1 jest przewaga udziału anhydrytów w profilu ewaporatów. Sole kamienne występują w całej centralnej części. 18.

(23) basenu ewaporatowego w Polsce. Charakterystyczne są duŜe i częste zmiany miąŜszości i facji w relacji anhydryty- sól kamienna. W czasie sedymentacji ewaporatów PZ1 relief dna zbiornika zróŜnicował się w wyniku działania synsedymentacyjnych ruchów blokowych podłoŜa cechsztyńskiego. Proces ten spowodował duŜe zróŜnicowanie facji i miąŜszości ewaporatów w postaci utworzenia się brzeŜnych basenów solnych otoczonych wałami anhydrytowymi (Fig. II.2.1-A) (Wagner et al. 1978).. Fig. II.2.1. Mapy paleogeograficzne schyłku cyklotemów PZ1, PZ2, PZ3 i subcyklotemu PZ4a ( Wagner 1994) A. Cyklotem PZ1: 1 – zasięg pierwotny, 2 – lądy, 3 – brzeŜna sedymentacja terygeniczna pogranicz lądu i morza, 4 – brzeŜne platformy węglanowe, 5 – brzeŜne platformy anhydrytowe, 6 – panwie solne, 7 – płytkowodne baseny solno-anhydrytowe, 8 – głębokowodne baseny solno-anhydrytowe. B. Cyklotem PZ2: 1 – pierwotny zasięg cyklotemu PZ1, 2 – kierunki regresji, 3 – brzeŜna sedymentacja węglanowo-ewaporatowa, C. Cyklotem PZ3: 1 – kierunki transgresji, 2 – basen zubrów w najwyŜszej części profilu PZ3, D. Cyklotem PZ4a: 1 – przypuszczalna pierwotna granica sedymentacji terygenicznej cyklotemu PZ4, 2 – współczesny zasięg soli kamiennych, 3 – obszary sedymentacji terygenicznej, płytkowodny basen solny,4 – przewaga osadów terygenicznych, 5 – przewaga soli kamiennych, 6 – basen zubrów. Kierunki transportu materiału terygenicznego: 7 – główne, 8 – podrzędne. 19.

(24) W anhydrycie górnym występuje brekcja anhydrytowa (BrA1), która ma duŜe znaczenie korelacyjne dla ewaporatów PZ1 (Tab. II.1.1). Zbudowana jest z okruchów anhydrytowych, rzadziej z okruchów dolomitów i anhydrytów gruzłowych, spojonych masą ilasto-anhydrytową. Brekcja występuje powszechnie, w całej płytkowodnej strefie ewaporatowego basenu PZ1 w Polsce (Szaniawski 1966, 1970, Wagner 1968, 1994).. Fig. II.2.2. Mapa paleogeograficzna wapienia cechsztyńskiego – Ca1 (A. Buniak, Z. Mikołajewski, R. Wagner, 2007). 20.

(25) W trakcie sedymentacji osadów siarczanowych i chlorkowych PZ1, w brzeŜnej części zbiornika zaznaczyła się niewielka regresja morza spowodowana obniŜaniem się zwierciadła wody w wyniku ewaporacji. Najstarsza sól kamienna wyrównała w znacznym stopniu deniwelacje dna zbiornika, które ulegało w dalszym ciągu powolnej subsydencji, kompensowanej w strefie brzeŜnej osadami anhydrytu górnego (A1g). W centralnej części zbiornika silna subsydencja nie była kompensowana osadami i znaczna część ewaporatów tworzyła się w dość głębokim basenie sedymentacyjnym, który zastąpił płytki zbiornik wapienia cechsztyńskiego (Wagner et al. 1978) W skrajnej strefie basenu PZ1 występują często czerwone osady terygeniczne, głównie mułowce, rzadziej piaskowce i zlepieńce. Jeśli moŜliwe jest udokumentowanie związku tych serii z osadami cyklotemu PZ1 są one określane jako recesywna seria terygeniczna (T1r) pierwszego cyklotemu (Fig. II.2.1-A) (Wagner 1994). II.2.2. CYKLOTEM PZ2 Kolejna ingresja morska była na tyle silna, Ŝe przerwała sedymentację ewaporatów i spowodowała powrót sedymentacji węglanów. Zasięg tego basenu był jednak mniejszy niŜ cyklotemu PZ1, przeciętnie o 15-30 km. Maksymalne zmiany nastąpiły w zatoce nadbałtyckiej, gdzie morze zmniejszyło zasięg o blisko 200 km (Fig. II.2.1.-B) (Wagner 1994). U podstawy tego cyklotemu występuje poziom skał węglanowych-dolomit główny (Ca2) (Fig. II.2.3), stanowiący zasadniczy poziom korelacyjny o szerokim rozprzestrzenieniu. W centralnej części basenu granica między ewaporatami cyklotemu PZ1 tj. anhydrytem górnym (A1g) a dolomitem głównym (Ca2) ma charakter przejścia stopniowego. Jest to kontynuacja transgresywnego charakteru sedymentacji anhydrytu górnego, zapoczątkowanego poziomem BrA1 (Tab. II.1.1) (Wagner 1994). Morfologia górnej powierzchni anhydrytu oraz labilność dna basenu i charakter wód wpływały w znacznym stopniu na późniejszy rozwój i rozmieszczenie miąŜszościowo – facjalne dolomitu głównego. Zaobserwowano, Ŝe miąŜszość anhydrytu górnego jest odwrotnie proporcjonalna do głębokości basenu cechsztyńskiego, a więc zwiększa się znacznie w pobliŜu brzegów i lokalnych płycizn. Efektem sedymentacji anhydrytów cyklotemu PZ1, których miąŜszość wzrasta ku górze, jest wyraźne oddzielenie stref płytkomorskich od głębokomorskich, w basenie morza cechsztyńskiego (Semyrka R. 1985). W niektórych strefach brzeŜnych, istnieją trudności w odróŜnieniu dolomitu głównego od płytowego, co powoduje róŜne interpretacje stratygraficzne. W strefie przybrzeŜnej basenu osady węglanowe dolomitu przechodzą lateralnie w gipsy i anhydryty, lokalnie silnie zasilone. Dla tych osadów utworzono poziom litostratygraficzny nazwany anhydrytem brzeŜnym (A2b) (Wagner 1978). Dolomit główny w tej strefie oraz anhydryt brzeŜny zazębiają się lub są przykryte czerwonymi mułowcami, rzadziej z udziałem piaskowców. Jest to recesywna seria terygeniczna (T2r) cyklotemu PZ2. Szczegółowy opis stref sedymentacyjnych oraz wykształcenia facjalnego i mikrofacjalnego dolomitu głównego został przedstawiony w rozdziale III niniejszej pracy. Ewaporaty cyklotemu PZ2 w środkowej części są kompletnie rozwinięte. WyróŜniono w nich anhydryt potasowy (A2), starszą sól potasową (K2), oraz. 21.

(26) starszą sól kamienną kryjącą (Na2r) i anhydryt kryjący (A2r). W centralnym basenie sedymentacyjnym ewaporaty stanowią ponad 90% miąŜszości osadów PZ2, którą jako miąŜszość pierwotną ocenia się na 600 do 800 m (Fig. II.2.4) (Wagner 1994).. Fig. II.2.3. Mapa paleogeograficzna dolomitu głównego-Ca2 (R. Wagner, ,K. Dyjaczyński, B. Papiernik, T.M. Peryt, A. Protas, 2000). 22.

(27) II.2.3. CYKLOTEM PZ3 W czasie następnej ingresji morskiej, na początku cyklu PZ3, nastąpiła kolejna zmiana zasięgu morza. Zmniejszyło ono swój zasięg w obrębie zatok: perybałtyckiej i podlaskiej na platformie prekambryjskiej, a zwiększyło na obszarze platformy paleozoicznej (Fig. II.2.1-C) (Wagner et al. 1978) Profil cyklotemu PZ3 rozpoczynają transgresywne osady terygeniczne szarego iłu solnego (I3), występujące w całym basenie z wyjątkiem lokalnych braków tego poziomu w strefach brzeŜnych (Tab. II.1.1). Granica z osadami cyklu PZ2 jest zazwyczaj wyraźna. Iły solne (I3) odróŜniają się od niŜej leŜących czerwonych osadów regresywnych szarą barwą oraz występowaniem przewarstwień piaszczystych, nawet w centrum depozycji. Granica ta ma charakter izochroniczny. WyŜej leŜą osady dolomitu płytowego (Ca3). W brzeŜnych częściach zbiornika dolomit płytowy (Ca3) tworzy nieciągły pas barier (Wagner et al. 1978). Osady Ca3 powstały głównie w obrębie płytkiej strefy szelfu wewnątrzkontynentalnego. Świadectwem ich płytkowodnego charakteru jest znaczny udział w profilach mikrofacji biomikrytowej nawet w strefach oddalonych od ówczesnego brzegu o ponad 200 km (Wagner et al. 1978). Regresywne następstwo mikrofacji we wszystkich strefach paleogeograficznych dolomitu płytowego dowodzi stopniowego spłycania i jednoczesnego kurczenia się zbiornika morskiego Ca3 (Fig. II.2.1-C). Ewaporaty cyklotemu PZ3 składają się z anhydrytu głównego (A3) i młodszych soli kamiennych (Na3) (Tab. II.1.1). W środkowej i górnej części tych soli występują lokalne soczewy soli potasowo-magnezowych. W najwyŜszej części młodszych soli kamiennych pojawiają się przewarstwienia czerwonych iłowców, przechodzące w bardziej centralnej części basenu w sole kamienne z laminami ilastymi. Jest to poziom młodszych soli zailonych (Na3t) (Wagner 1987b, 1988, 1994) U schyłku sedymentacji cyklotemu PZ3 nastąpiło zwilgotnienie klimatu umoŜliwiające powstanie specyficznej litofacji zubrów i wyznaczające początek powaŜnych zmian w sedymentacji młodszych poziomów cechsztynu (Wagner 1994). II.2.4. CYKLOTEM PZ4 Osady cyklotemu PZ4 są to cyklotemy terygeniczno-ewaporatowe, w których cykle sedymentacyjne spowodowane były głównie okresowymi zmianami klimatu oraz stale narastającego wilgotnienia. W okresach bardziej wilgotnych powstawały poziomy skał terygenicznych lub terygeniczno – ewaporatowych, a w suchych głównie sole kamienne. Dlatego teŜ osady cyklotemu PZ4 charakteryzują się brakiem poziomów skał węglanowych oraz minimalnym rozwojem poziomów anhydrytowych. W obrębie cyklotemu PZ4 wyróŜniono pięć subcyklotemów (od PZ4a do PZ4e), z których kaŜdy jest rezultatem jednego cyklu klimatycznego (Wagner 1994). Specyficzne warunki sedymentacji spowodowały wykształcenie trzech zasadniczych litofacji: -zubrowej, -ilasto-solnej, -terygenicznej. Drastyczne zmiany litologiczne pomiędzy poszczególnymi litofacjami były powodem opracowania odrębnych podziałów dla kaŜdej litofacji (Wagner 1994).. 23.

(28) Litofacja zubrowa występuje w centrum depozycji cyklotemu PZ4 (Fig. II.2.1-D). Obszar występowania litofacji ilasto solnej ogranicza się do strefy zbiornika ewaporacyjnego. Litofacja ta charakteryzuje się wyraźnym rozdziałem na człony terygeniczne i ewaporatowe. Obszar występowania litofacji ilasto-solnej jest ograniczony do bardziej peryferycznej niŜ zubry strefy zbiornika ewaporacyjnego (Fig. II.2.1-D). Litofacja ta charakteryzuje się wyraźnym rozdziałem na człony terygeniczne i ewaporatowe (Wagner 1994). Litofacja terygeniczna występuje w najbardziej peryferycznej części basenu otaczając zbiornik ewaporatowy (Fig. II.2.1-D). WyróŜniono tu formację rewalską (Szyperko-Śliwczyńska 1980, Szyperko-Teller & Moryc 1988) i nieformalną serię stropową ( Wagner 1978, Wagner et al. 1978) (Tab. II.1.1). Formacja rewalska charakteryzuje się dominacją w profilu frakcji drobnoklastycznych (iłowce-mułowce) w przeciwieństwie do stropowej serii terygenicznej, w której uczestniczą liczne przewarstwienia piaszczyste a nawet zlepieńce. Obie serie złoŜone są z osadów lądowych charakterystycznych dla środowisk typu playi i śródlądowej sebha w bardziej centralnych sferach zbiornika, przechodzących ku peryferiom w osady fluwialne i rzadziej eoliczne (Pieńkowski 1989).. 24.

(29) Fig. II.2.4. Przekrój paleotektoniczny cechsztynu (Wagner 1994).. 25.

(30) Rozdział III WYKSZTAŁCENIE FACJALNE I MIKROFACJALNE UTWORÓW DOLOMITU GŁÓWNEGO. III.1. STREFY SEDYMENTACJI UTWORÓW DOLOMITU GŁÓWNEGO W MORZU BASENU CECHSZTYŃSKIEGO Paleogeografia dolomitu głównego (Fig. III.1.1) uzaleŜniona była od reliefu dna zbiornika, kształtowanego w trakcie sedymentacji oraz odziedziczonego po cyklotemie PZ1 (Depowski et al. 1978). Dolomit główny powstał w wyniku ingresji świeŜych wód morskich, która przerwała sedymentację ewaporatów cyklotemu PZ1 i spowodowała powrót sedymentacji węglanowej (Wagner & Peryt 1998). W wielu częściach zbiornika cechsztyńskiego stwierdzono (Paul 1987, Peryt et al. 1985, Sannemann et al. 1978), Ŝe sedymentację dolomitu głównego poprzedził znaczny spadek poziomu morza, prowadzący do subaeralnego odsłonięcia peryferycznej części zbiornika. Nieprzerwana sedymentacja trwała tylko w centralnej części zbiornika (Peryt et al. 1989). Morze dolomitu głównego wkraczało powoli, stopniowo rozrzedzając stęŜenie soli w wodach basenu cechsztyńskiego, dlatego teŜ często obserwuje się kontakty przejściowe na granicy anhydrytu górnego cyklotemu PZ1 i dolomitu głównego oraz występowanie cienkiej wkładki (0,2 – 0,5m) warstwy dolomitu w najwyŜszej części anhydrytu górnego (R. Wagner 1994). WyróŜnia się trzy podstawowe strefy dolomitu głównego (Wagner 1994, Dadlez et al. (red.) 1998, Wagner 2000), którym odpowiadają odrębne systemy depozycyjne: -równia basenowa -stoki platform węglanowych -platformy węglanowe ze strefą barierową III.1.1. RÓWNIA BASENOWA Utwory równi basenowej obejmują większą część zbiornika morskiego dolomitu głównego. Rozwinęły się one na obszarze centralnej bruzdy sedymentacyjnej odziedziczonej po cyklotemie PZ1 i usytuowanej na platformie paleozoicznej między strefą tektoniczną T – T i frontem fałdowań waryscyjskich (Wagner 1994). MiąŜszość osadów węglanowych rozwijających się w tym niskoenergetycznym środowisku sedymentacji zazwyczaj nie przekracza 10 m. Wyjątkiem są płytsze strefy równi basenowej, występujące na obrzeŜach oraz zatokach, gdzie miąŜszość dolomitu moŜe wzrosnąć nawet do dwudziestu kilku metrów. W głębszych częściach basenu tworzyły się ciemnoszarej barwy mikryty (madstony) laminowane – rytmity wapienne i dolomitowe (Wagner 1994) w płytszych zaś głównie dolomity, przewarstwienia madstonów, wakstonów i niekiedy pakstonów, utworzonych w wyniku działania dennych prądów trakcyjnych lub prądów zawiesinowych (Protas 1990).W obrębie równi basenowej występują miejscami izolowane mikroplatformy węglanowe utworzone na wypiętrzeniach morfologicznych dna basenu (Wagner 2000). Zatokami nazywamy fragmenty płytszej równi basenowej wcinające się w platformy węglanowe (R. Wagner 1994).. 26.

(31) Fig. III.1.1 Paleogeografia dolomitu głównego wschodniej części europejskiego basenu cechsztyńskiego ( Wagner 1994).. 27.

(32) III.1.2. PLATFORMY WĘGLANOWE Platformy węglanowe dolomitu głównego w Polsce tworzą rozległe tarasy sedymentacji płytkowodnej, występujące w całej brzeŜnej części basenu sedymentacyjnego (Wagner 1994, Dadlez et al. (red.) 1998) Osady dolomitu głównego są bardzo zróŜnicowane w obrębie platform, dlatego teŜ wyróŜnia się 4 główne strefy facjalne (Wagner et al. 2000, Wagner 2004) -barierową -równi platformowej -saliny -subarealnej części platformy Strefa barierowa rozciągała się na zewnętrznej krawędzi platform, od strony otwartego morza. Bariery tworzyły się stopniowo, w miarę rozwoju sedymentacji węglanowej, aŜ zaczęły pełnić rolę przeszkody morfologicznej i oddzieliły obszar otwartego morza od pozostałej części platformy (Fig. III.1.2). Strefa barierowa rozwijała się zarówno na zewnątrz jak i do wewnątrz platformy węglanowej (Wagner et al. 2000).. Fig. III.1.2. Schematyczny model strefowości budowy cech morfologicznych bariery węglanowej (Pikulski 1996).. Równia platformowa rozciągła się za strefą barierową. Zajmowała bardzo duŜy obszar, stanowiąc pod tym względem największą jednostkę paleogeograficzną w obrębie platformy węglanowej. W obrębie równi platformowej wyróŜniamy dwie strefy (Wagner et al. 2000): -strefę wysokoenergetyczną -strefę niskoenergetyczną 28.

(33) Strefami wysokoenergetycznymi nazywamy obszary równi platformowej o wysokiej aktywności hydrodynamicznej spowodowanej głównie falowaniem. Strefy te pojawiały się na lokalnych elewacjach i płyciznach na zapleczu barier i w obszarach przybrzeŜnych. Strefy niskoenergetyczne występują na zapleczu barier oraz w obniŜeniach równi platformowej (Wagner et al. 2000). Saliny były płytkowodnymi fragmentami równi platformowej, ograniczonymi barierami piasków węglanowych. Tworzyły one płytkie, w znacznym stopniu izolowane, subbaseny o niezbyt duŜych rozmiarach i bardzo duŜym zasoleniu wód (Wagner et al.2000). W subaeralnej części platformy rozwinęły się powszechnie facje sebha. Sprzyjało ich powstaniu płytkowodne środowisko, podwyŜszone zasolenie wód oraz gorący i skrajnie suchy klimat (Wagner et al. 2000). III.1.3. STOKI PLATFORM WĘGLANOWYCH Stoki platform węglanowych są nierozerwalnie związane z platformami, ale reprezentują całkowicie róŜne środowiska sedymentacji. Systemy depozycyjne stoków są uzaleŜnione od oddziaływania dwóch przeciwstawnych środowisk sedymentacji: płytkowodnej wysokoenergetycznej krawędzi bariery i względnie głębokowodnej, niskoenergetycznej strefy równi basenowej. Ogromne zróŜnicowanie miąŜszości i facji osadów stokowych wynika głównie z morfologii krawędzi platformy węglanowej, kąta nachylenia stoku oraz prądów morskich przemieszczających się równolegle do stoku platform (Wagner et al. 2000) Wąski i stromy stok mający charakter skarpy powoduje, Ŝe w jego obrębie obserwuje się obok silnego wymieszania niskoi wysokoenergetycznych elementów mikrofacjalnych, takŜe brekcje osuwiskowe, fałdy spływowe oraz warstwowania frakcjonalne. Zjawiska takie zarejestrowano na odcinkach stoków platformy Kamienia Pomorskiego, a takŜe platformy pomorskiej, wielkopolskiej i sudecko-śląskiej (Depowski et al. 1978, Wagner 1987, 1990). III.2. FACJE I MIKROFACJE UTWORÓW DOLOMITU GŁÓWNEGO Utwory dolomitu głównego w basenie morza cechsztyńskiego reprezentowane są przez dolomity i wapienie zmieniające się od twardych, mikrokrystalicznych i zlewnych do porowatych i kruchych. Występowanie dolomitów jest ograniczone głównie do platform węglanowych, a wapieni – do stref stoku platform i systemu równi basenowej. Dominującym typem litologicznym są skały o charakterze mieszanym, kalcytowo – dolomitowym (Gąsiewicz et al. 1998). Dolomity powstały przez zastąpienie uprzednio istniejącego zrębu wapiennego, którego pozostałością jest pierwotny kalcyt utworzony na etapie syndepozycyjno – wczesnodiagenetycznym. Oprócz niego w skałach tych występuje wtórny kalcyt, – deodolomit. Dość częstą fazę mineralną stanowią siarczany, obfitsze w najniŜszej i najwyŜszej części sekwencji dolomitu głównego w pobliŜu kontaktu z poziomami anhydrytowymi. Występują one jako wtórne wypełnienia próŜni lub tworzą nieregularne przerosty (Gąsiewicz et al. 1998).. 29.

(34) W zaleŜności od składu ziarnowego i struktur depozycyjnych wyróŜniono cztery główne facje węglanowe z charakterystycznymi subfacjami -madstony (laminowane i nielaminowane) (Fig.III.2. 1) -węglanowe facje ziarnowe (oolity, pizolity, wadolity, pelolity i rudstony) (Fig. III.2.2) -wakstony i pakstony muszlowe i muszlowce - bandstony (budowle mikrobialne i maty mikrobialne). Madstony cechują się monotonnym wykształceniem, mają tło mikrytowe lub mikrytowo-sparytowe i zawierają pojedyncze ziarna węglanowe, lokalne stylolity, oraz wykazują bardzo małą porowatość (Fig. III.2.1). Madstony części systemu basenowego są bardziej margliste i bitumiczne niŜ madstony wewnętrznej części systemu platform. Madstony często występują w strefach wewnątrzplatformowych oraz stanowią główny składnik facjalny systemu stoku platform, gdzie lokalnie – jak w przypadku platformy węglanowej Kamienia Pomorskiego- tworzą bardzo grube (do około 60m) i rozległe (do około kilkunastu kilometrów szerokości) pokrywy osadowe (Gąsiewicz et al. 1998). WaŜnymi ze względu na znaczenie poszukiwawczo - naftowe facjami dolomitu głównego są węglanowe facje ziarnowe i rudstony, a takŜe wakstony i pakstony muszlowe oraz muszlowce. Skały te juŜ na etapie sedymentacji miały charakter porowy, co wpłynęło na ich obecne właściwości zbiornikowe. Są one charakterystyczne dla stref barierowych okalających platformy. Najpowszechniejszą facją są tu oolity (wakstony, pakstony i greinstony ooidowe), które często obejmują pełne profile dolomitu głównego (Fig. III.2.2). Węglanowe facje ziarnowe są zwykle mało porowate, miejscami warstwowane i laminowane, o dość dobrym wysortowaniu i często ścisłym upakowaniu ziaren. Miejscami są one bardzo porowate wskutek częściowego lub całkowitego rozpuszczenia ziaren węglanowych (porowatość formowa), aŜ do wystąpienia kawernistości. Pierwotna porowatość międzyziarnowa jest często znacznie zredukowana przez rozwinięte w róŜnym stopniu cementy węglanowe (blokowe, obwódkowe, i botrioidowe). PróŜnie poziarnowe są całkowicie lub częściowo wypełnione anhydrytem, rzadziej halitem, a miejscami bituminami, co powoduje nierównomierne rozmieszczenie porowatości w tych utworach. Nierzadko widoczna jest porowatość związana ze spękaniami (Gąsiewicz et al. 1998). Bandstony występują w częściach przyspągowych i przystropowych partiach serii dolomitu głównego, gdzie tworzą laminowane cienkie warstewki, a tylko czasami grubsze wkładki (do kilkudziesięciu centymetrów grubości) (Fig. III.2.3) (Gąsiewicz et al. 1998). Budowle mikrobialne zbudowane są ze stromatolitów i trombolitów. Stromatolity są to głównie struktury sinicowe, być moŜe z udziałem nitkowatych glonów zielonych, warstwowane, tworzące głównie formy kopułowate, rzadko kolumnowe (Fig.III.2.4). Stromatolity najczęściej występują łącznie z matami mikrobialnymi, niekiedy widoczne są ciągłe przejścia lamin mikrobialnych w struktury stromatolitowe (Wagner 2004, Kotarba & Wagner 2007). Trombolity, prawdopodobnie produkty alg czerwonych, to formy o nieregularnym, nerkowatym kształcie, niewarstwowane, o bardzo skomplikowanej budowie wewnętrznej (Kotarba & Wagner 2007). Stromatolity i trombolity tworzą poziomy dobrze widoczne makroskopowo o miąŜszości zazwyczaj do kilkudziesięciu centymetrów, zdarzają się takŜe wyjątkowo duŜe miąŜszości tych struktur, jak na przykład w przypadku odwiertu Sieraków-4, gdzie struktura trombolitu ma miąŜszość powyŜej 10m.. 30.

(35) Fig. III.2.1. Madston z rozproszonymi ziarnami kwarcu (Sowia Góra-1, gł. 3211,00 m, nikole skrzyŜowane) (Semyrka (red.) 2007).. Fig. III.2.2. Greinston ooidowo-intraklastowy (Międzychód-6, gł. 3189,40 m, nikole skrzyŜowane) (Semyrka (red.) 2007).. 31.

(36) Fig. III.2.3. Bandston (Międzychód-6, gł. 3162,70 m, nikole skrzyŜowane) (Semyrka (red.) 2007).. Fig. III.2.4. Przykład budowli mikrobialnej typu stromatolitu (DzierŜów-1k, gł. 3051m) – fot. Z. Mikołajewski.. 32.

(37) Fig. III.2.5. Mata mikrobialna, cienkie i równoległe biolaminy, początkowe formy stromatolitów w dolnej części profilu oraz laminy mikrobialne (Stanowice-2, gł 3141m) – fot. Z. Mikołajewski.. Przeprowadzone analizy petrograficzne pozwoliły stwierdzić, Ŝe przemiany diagenetyczne i związany z nimi rozwój przestrzeni porowej zachodziły wieloetapowo. Związane są one zarówno ze strefami diagenetycznodepozycyjnymi jak równieŜ z etapem pogrąŜenia się osadu (Buniak & Mikołajewski 2003). Jednym z głównych procesów diagenetycznych jest proces kompakcji (mechanicznej, chemicznej) zaznaczający się szczególnie mocno w poziomach o małym natęŜeniu wczesnodiagenetycznej cementacji. Proces cementacji (zarówno wczesno- jak i późnodiagenetycznej) prowadzi niekiedy do całkowitego wypełnienia porów. Szczególnie cementacja siarczanowa (Fig. III.2.6) oraz węglanowa niekorzystnie wpływają na zabudowę przestrzeni porowej (Buniak & Mikołajewski 2003). Oprócz w/w cementów na pogorszenie własności zbiornikowych wpływa takŜe cement halitowy, minerały ilaste oraz impregnacja bitumiczna.Poza procesami kompakcji i cementacji waŜną rolę w modelowaniu przestrzeni porowej odegrały procesy neomorfizmu (Fig. III.2.7), rozpuszczania oraz powstawania szczelin. Proces neomorfizmu prowadził niekiedy do całkowitego zatarcia pierwotnych cech strukturalno-teksturalnych skały i przyczyniły się do pogorszenia własności zbiornikowych, natomiast proces rozpuszczania i powstawanie szczelin w znacznym stopniu przyczyniły się do poprawy tych własności. Szczególnie podatne na rozpuszczanie były niestabilne bioklasty oraz jądra intraklastów i ziarn obleczonych (Fig. III.2.10), które w pewnych poziomach doprowadziły do powstania porowatości moldycznej (Buniak & Mikołajewski 2003). 33.

(38) Fig. III.2.6. RóŜnoziarnisty greinston, cement anhydrytowy - Międzychód-5, gł. 3146,30 m, nikole skrzyŜowane (Semyrka (red.) 2007).. Fig. III.2.7. Zneomorfizowany dolomit z porowatością międzykrystaliczną - Lubiatów-1, gł. 3247,50 m, 1 nikol (Semyrka (red.) 2007).. 34.

(39) Fig. III.2.8. Wtórna porowatość wewnątrzziarnowa – Sowia Góra-1, gł. 3215,60 m, nikole skrzyŜowane, szlif nasycony niebieską Ŝywicą (Semyrka (red.) 2007).. Fig. III.2.9. Stylolit (Semyrka (red.) 2007).. –. Sowia. Góra-1,. 35. gł.. 3237,00. m,. nikole. skrzyŜowane.

(40) Fig. III.2.10. Ziarna obleczone, przestrzeń porowa wypełniona sparytem i mikrosparytem dolomitowym – Międzychód-5, gł. 3132,50 m, nikole skrzyŜowane (Semyrka (red.) 2007).. JuŜ na etapie depozycji, w zaleŜności od facji, doszło do zróŜnicowania utworów dolomitu głównego na osady cechujące się dobrymi bądź gorszymi własnościami zbiornikowymi. Późniejsze procesy diagenetyczne doprowadziły do znacznej modyfikacji pierwotnych własności zbiornikowych tych skał. Niektóre z tych procesów przyczyniły się do ich pogorszenia (kompakcja, cementacja, neomorfizm) inne natomiast w znacznym stopniu je poprawiły (rozpuszczanie bioklastów i ziarn oraz powstawanie szczelin). Szczególnie rozwój sieci drobnych szczelin doprowadził do poprawy przepuszczalności w utworach cechujących się niską porowatością. Szczeliny te były takŜe drogami migracji roztworów, które na etapie pogrąŜenia prowadziły do korodowania bądź rozpuszczania pewnych poziomów, przyczyniając się do powstawania porowatości wtórnej (Buniak & Mikołajewski 2003).. 36.

(41) ROZDZIAŁ IV ROPO-GAZONOŚNOŚĆ UTWORÓW DOLOMITU GŁÓWNEGO BASENU CECHSZTYŃSKIEGO W POŁUDNIOWO-ZACHODNIEJ CZĘŚCI NIŻU POLSKIEGO Obszar omawiany w niniejszej pracy znajduje się w południowo – zachodniej części Niżu Polskiego i obejmuje północną część platformy wielkopolskiej dolomitu głównego tj. półwysep Grotowa oraz zachodnią część podnóża platformy u brzegu zatoki Noteci (Fig. IV.1). Obszar półwyspu Grotowa został wybrany do badań, ponieważ jest dobrze rozpoznany zarówno wierceniami jak i metodami sejsmicznymi, co było niezbędnym warunkiem wykonania analizy statystycznej parametrów petrofizycznych oraz wykonania zestawienia wiarygodnego modelu miąższościowo – litofacjalnego cechsztynu. Na potrzeby pracy zebrano dane geologiczne, petrofizyczne i geofizyczne z 15 otworów wiertniczych położonych w rejonie półwyspu Grotowa. Analiza tych danych pozwoliła na zrealizowanie założeń pracy, ponieważ na stosunkowo niewielkim obszarze mamy do czynienia z szeroko zróżnicowanym wykształceniem dolomitu. Występują tu, bowiem wszystkie typowe strefy sedymentacyjne dolomitu głównego od platformy węglanowej poprzez stok platformy aż po równię basenową. Szczegółowa analiza danych geologiczno-geofizycznych oraz uzyskane w jej wyniku pozytywne rezultaty wierceń potwierdziły znaczną perspektywiczność naftową utworów dolomitu głównego w rejonie półwyspu Grotowa (Wagner & Kotarba 2004). W efekcie prac geologicznych i sejsmicznych odkryto bogate złoża ropy naftowej i gazu ziemnego (Pikulski 2003). Na obszarze platformy węglanowej odkryto złoże Grotów z szacowanymi zasobami wydobywalnymi 1,8 mln ton ropy naftowej i 0,9 mld m3 tow. gazu oraz złoże Międzychód, którego zasoby wydobywalne oszacowano na 4,5 mld m3 gazu ziemnego (Zalewska & Szuflicki 2007). Obecnie rozpoznawana jest potencjalna akumulacja węglowodorów w rejonie Sierakowa, zaś u podnóża platformy odkryto złoża ropy naftowej Lubiatów i Sowia Góra, uznawane dzisiaj za jedną wspólną strukturę złożową. Zasoby wydobywalne zloża Lubiatów oszacowano na 4,4 mln ton ropy naftowej i 2,5 mld m3 tow. gazu (Zalewska & Szuflicki 2007). Zwłaszcza odkrycie struktury roponośnej Lubiatów, położonej w strefie głębokowodnej sedymentacji dolomitu głównego stanowiło duży sukces geologiczno-naftowy lat ostatnich, ponieważ zwróciło uwagę na możliwość występowania akumulacji węglowodorów w strefie facjalnej podnóża platformy węglanowej, uznawanej była dotychczas za mało perspektywiczną. Pierwszym etapem niniejszej pracy była analiza warunków zbiornikowych ropo-gazonośności utworów dolomitu głównego na obszarze półwyspu Grotowa z wykorzystaniem odpowiednich danych pochodzących z poszczególnych otworów. Wykonano, więc podstawowe statystyki opisowe parametrów petrofizycznych dla wszystkich 15 otworów wiertniczych z uwzględnieniem ustalonego podziału mikrofacjalnego. Uwzględniając profile litologiczno-facjalne dolomitu głównego w odwiertach półwyspu Grotowa,. 37.

(42) obserwowane przez Z. Mikołajewskiego (Mikołajewski & Buniak 2008), wydzielono następujące trzy grupy mikrofacjalne Ca2: • bandstony (maty mikrobialne, budowle mikrobialne) • utwory mułozwięzłe (madstony i wakstony), • utwory ziarnozwięzłe (pakstony, greinstony, flotstony, rudstony). Dla wszystkich populacji danych pochodzących z profili dolomitu głównego wyżej wymienionych 15 odwiertów wykonano statystyki w obrębie wydzieleń mikrofacjalnych dla następujących parametrów petrofizycznozbiornikowych: porowatość, przepuszczalność pozioma, gęstość 1 objętościowa, gęstość szkieletowa, zwięzłość . W sumie, analiza statystyczna własności zbiornikowych obejmowała 2228 pomiary porowatości, wykonane z wykorzystaniem porozymetru helowego oraz 1292 oznaczeń przepuszczalności poziomej. Dla wydzielonych populacji danych sporządzono standardowe statystki opisowe (Krawczyk & Słomka 1982, Mucha 1994) obejmujące: • liczebność analizowanych próbek, • podstawowe miary położenia - średnią, średnią geometryczną, średnią harmoniczną, medianę, górny i dolny kwartyl (tj. percentyle 25 i 75%), • miary zmienności - minimum, maksimum. Ponadto wykonano histogramy opisujące rozkład porowatości efektywnej i logarytmowanej wartości przepuszczalności w poszczególnych odwiertach. Wykresy przedstawiono w postaci histogramów skumulowanych dla porowatości efektywnej (na tworzonych wykresach zamiast liczności surowych przedstawione zostały liczności skumulowane, czyli liczności wszystkich kategorii poprzedzających) oraz tzw. histogramów wielokrotnych dla porowatości efektywnej i logarytmowanej wartości przepuszczalności, pozwalających na jednym diagramie przedstawić postać rozkładu kilku subpopulacji odnoszących się tutaj do poszczególnych wydzieleń mikrofacjalnych dolomitu głównego. Otwory wiertnicze przedstawiono w kolejności od największej do najmniejszej miąższości cyklotemu PZ2, a więc od odwiertów znajdujących się w głębszej części zbiornika morza cechsztyńskiego do utworów znajdujących się na platformie węglanowej dolomitu głównego. W związku z dużą ilością analizowanych otworów, omawiany obszar podzielono na dwa sektory (Fig. IV.1): sektor A obejmujący rejon złożowy Lubiatów – Sowia Góra – Międzychód oraz sektor B, obejmujący strefę złóż Grotów – Sieraków. Profile dolomitu głównego omawianych otworów zostały zestawione na załączniku IV.1 – sektor A i załączniku IV.2 – sektor B, w odpowiedniej kolejności wraz ze zmniejszającą się miąższością utworów cyklotemu PZ2 oraz zostały wyrównane do jednego poziomu wyrównującego - stropu soli starszej Na2. 1. zwięzłość skał – wskaźnik oceny stopnia zaawansowania procesów kompakcji jako dopełnienie ich porowatości całkowitej – tj. stosunek udziału szkieletu skalnego do objętości badanej próbki w stanie naturalnym (Baldwin & Butler 1985).. 38.

(43) Przykrawędziowa. Strefy Zatokowe Wyniesione struktury biogeniczne. Fig.IV.1. Mapa paleogeograficzna utworów dolomitu głównego w rejonie półwyspu Grotowa wraz z zasięgiem złóż węglowodorów (A. Buniak, K. Kwolek, A. Nowicka, L. Pikulski, 2007); paleogeografia: R. Wagner, K. Dyjaczyński, B. Papiernik, T. M. Peryt, A. Protas,2000), kolorem czerwonym oznaczono sektory przekroi korelacyjnych A i B, zestawione na zał. IV.1 i zał. IV.2.. 39.