Geotermalny basen górnej jury centralnej czêœci zapadliska przedkarpackiego i
po³udniowo-wschodniej czêœci niecki miechowskiej
— budowa geologiczna i warunki hydrogeotermalne
Antoni P. Barbacki*
Upper Jurassic geothermal basin in the central part of Carpathians Foredeep and SE part of Miechów trough–geological set-ting and hydrogeothermal conditions. Prz. Geol., 50: 773–782.
S u m m a r y. The paper presents results of analyses of Upper Jurassic geothermal basin extending between W³oszczowa and Myœlenice. Analyses were related to depth estimation the Upper Jurassic top, determination of reservoir zones, temperatures of waters, flow conditions, mineralization and thermal power in some locations. It was established that the Upper Jurassic waters are a feasible energy resource for heat pump systems. The optimal field for this purposes is NW zone near Szczekociny town, where big free-outflows and potable waters enable using the waters for both heating and consumption.
Key words: Upper Jurassic geothermal waters, geology, hydrogeothermy, Carpathian Foredeep
Analiza górnojurajskiego basenu geotermalnego prze-prowadzona zosta³a nie tylko w aspekcie badawczym, ale równie¿ w aspekcie mo¿liwoœci praktycznego wykorzysta-nia ciep³a zawartego w wodach tego basenu. Obejmowa³a zatem zarówno czynniki geologiczne, jak i technologiczne oraz ekonomiczne. Strona geologiczna dotyczy³a wskaza-nia optymalnej lokalizacji wiercewskaza-nia, oceny wydajnoœci i temperatury z³o¿a oraz stabilnoœci tych parametrów w cza-sie eksploatacji. Wymaga³o to nie tylko przeprowadzenia oceny obszaru w kontekœcie litologiczno-strukturalnym, hydrogeologicznym, ale (tu szczególnie w przypadku basenu wêglanowego) rekonstrukcji œrodowisk sedymen-tacji i procesów post-sedymentacyjnych dla wskazania stref o najkorzystniejszych parametrach zbiornikowych. Istotne by³o równie¿ okreœlenie modelu ruchu wód oraz ocena obszarów zasilania zbiornika.
Aspekt technologiczny jest zwi¹zany z temperatur¹, wydajnoœci¹ i mineralizacj¹ wód: wody o temperaturach poni¿ej 30oC mog¹ zostaæ u¿yte do celów grzewczych jedynie za poœrednictwem systemu pomp ciep³a, stopieñ mineralizacji natomiast jest kluczowy z punktu widzenia korozji instalacji geotermalnej. Niska mineralizacja wód stwarza jednoczeœnie mo¿liwoœæ jednootworowej eks-ploatacji (bez zat³aczania), wykorzystuj¹c sch³odzone wcze-œniej wody do celów konsumpcyjnych.
Strona ekonomiczna jest zwi¹zana zatem równie¿ z mineralizacj¹ wód, jednak przede wszystkim z kosztami wierceñ. Podstawow¹ przes³ank¹ do oceny kosztów wierceñ jest g³êbokoœæ poziomu wodonoœnego oceniana na podsta-wie map strukturalnych i danych z prób z³o¿owych.
Analiza wy¿ej wymienionych czynników objê³a obszar pocz¹wszy od po³udniowego krañca mezozoicznych basenów geotermalnych Ni¿u Polskiego (Górecki, 1995), gdzie znajduj¹ siê g³ówne obszary zasilania omawianej strefy, po strefê brze¿n¹ Karpat fliszowych na po³udniu, gdzie niedu¿e przyp³ywy wskazywa³y na zanikaj¹c¹ w tym kierunku wodonoœnoœæ zbiornika górnojurajskiego.
Analiz¹ objêto wiêc obszar nie tylko centralnej czêœci zapadliska przedkarpackiego, ale równie¿ znaczn¹ czêœæ niecki miechowskiej oraz pó³nocn¹ strefê Karpat.
Zbiornik górnojurajski nie tworzy jednorodnego syste-mu wodonoœnego — nawet w blisko po³o¿onych strefach
te same poziomy stratygraficzne raz stanowi¹ warstwê wodonoœn¹, innym razem zaœ warstwê izoluj¹c¹. Wynika to st¹d, ¿e strefy zbiornikowe górnej jury wykazuj¹ silny zwi¹zek ze strefami krasu, dolomityzacji i strefami spêkañ, których rozk³ad przestrzenny jest nieregularny i czêsto przypadkowy. Prawid³owoœci¹ natomiast s¹ lepsze para-metry zbiornikowe stref stropowych, wykszta³cone w okresie przedmioceñskich procesów wietrzenia (Oszczyp-ko & Tomaœ, 1976). W strefach rozwiniêtego krasu, dolo-mityzacji i spêkañ zbiorniki wód wykazuj¹ charakter masywowy, a w pozosta³ych g³ównie warstwowy.
Mi¹¿szoœæ utworów górnej jury na analizowanym obszarze zmienia siê od 0 do ponad 1000 m w rejonie D¹browy Tarnowskiej, g³êbokoœæ stropu natomiast od ok. +400 m n.p.m. (lokalnie +500 m) na NW od Krakowa do ok. –3000 m n.p.m. na SE od Tarnowa.
Zbiornik górnojurajski tworz¹ skrasowia³e, spêkane lub zwietrza³e wapienie oksfordu i kimerydu, a w czêœci wschodniej obszaru równie¿ dolomity (g³ównie oksfordz-kie). Uszczelnienie dolne tworz¹ przede wszystkim margle keloweju, mu³owce i i³owce batonu, margle oksfordu dol-nego, a niekiedy (strefa Jêdrzejowa) i³owce i mu³owce retyku. Górne uszczelnienie zbiornika w strefie NW (niec-ka miechows(niec-ka) stanowi¹ g³ównie wapienie ilaste i margle stropowych serii kimerydu. W przypadku ma³ej mi¹¿szoœci lub braku marglistych serii kimerydu (g³ównie w strefach rozwiniêtego krasu) zbiornik górnej jury, cenomanu i dol-nej kredy stanowi¹ wspólny system hydrauliczny (Oszczypko, 1981). £¹cznoœæ hydrauliczna zbiornika cenomañskiego i górnojurajskiego wystêpuje równie¿ na obszarze zapadliska przedkarpackiego i jest stwierdzona w strefach niektórych z³ó¿ wêglowodorów (np. z³o¿e Gro-bla–P³awowice).
Zasoby geotermalne tej czêœci basenu nale¿y zaliczyæ do zasobów niskotemperaturowych (20–40oC), które wystêpuj¹ w warunkach artezyjskich i subartezyjskich, i o niskiej mineralizacji wód (szczególnie w NW czêœci obsza-ru) co umo¿liwia ich wykorzystanie w celach zarówno geo-termalnych jak i konsumpcyjnych.
Tektonika, œrodowiska sedymentacji i litologia utworów górnej jury
Wa¿niejsze prace dotycz¹ce budowy geologicznej, paleogeografii i litologii wêglanowego kompleksu górnej jury na obszarze zapadliska przedkarpackiego i niecki
mie-*Instytut Gospodarki Surowcami Mineralnymi i Energi¹, Polska Akademia Nauk, 30-950 Kraków 65, skr.poczt. 49, ul.Wybickiego 7; barbacki@min–pan.krakow.pl)
chowskiej publikowane by³y m.in. przez takich autorów jak: Kutek (1968, 1984), Jawor (1970), Burzewski (1969), Kruczek (1972), Konarski (1974), Morycowa i Moryc (1976), Matyja (1977, 1984, 1989), Konior (1978), Wierz-bowski (1984,1989), Niemczycka i Brochwicz (1988),
Rutkowski (1989), Gutowski (1989), GaŸdzicka (1998), Radwañska (1999), Zdanowski i in. ( 2001 ).
Dla profilu wêglanowych utworów jury na obszarze zapadliska przedkarpackiego nawi¹zuj¹c do cech litolo-gicznych (m.in. Morycowa & Moryc, 1976) przyjêto
nastê-Nr otworu wg Ryc.1 Nazwa otworu Poziom litostratygraficzny i opróbowany interwa³ (m p.p.t.) Temperatury wód (oC) Wielkoœæ samowyp³ywu (m3/ h) Mineralizacja (g/l)
Parametry zbiornikowe Moc*** termiczna otworu (MW) porowatoœæ œrednia(%) przepuszczalnoœæ œrednia (mD) 1. P¹gów IG–1 oksford* 982–1020 37** 1,0 1,0 – – 0,04
2. Secemin IG–1 kimeryd 725–740 32 1,0 0,614 2,4 – 0,03
3. Bia³a Wielka IG–1 oksford*289–530 20** 800,0 0,71 9,5 12,7 14,00
4. Potok Ma³y IG–1 oksford*1080–1105 38** 5,3 9,98 ~4,0 ~40,0 0,20
5. Wêgrzynów IG–1 oksford*201–582 20** – <1,0 szczelinowatoœæ – –
6. Trzonów 2 oksford*748–758 31 0,24 53,024 ~3,7 ~90,0 0,01
7. Zborów 3 raurak550–740 30 0,36 67,0 6,0 – 0,01
8. Solec 3 kimeryd, „raurak”310–681 29 0,27 40,0 4,8 – 0,01
9. Ostrów 1 „astart”722–740 30 1,0 niska 4,1 – 0,03
10. Nadzów 1 „raurak”550–585 21 – solanka 5,0 – –
11. S³omniki 2 malm, dogger, karbon
366–800 22** 120,0 <1,0 7,8 6,8 2,37
12. Mêdrzechów 1 oksford*420–840 20–30 – – 4,5 – –
13. Zabrnie 1 oksford grn.705–1000 30 – – 3,5 – –
14. Podlipie 1 kimeryd652–783 27 – – 2,1 – –
15. Kazimierza Wlk. 4 „astart”792 25 – solanka ~6,0 – –
16. Smêgorzów 3a kimeryd, oksford dln. i œrd.
530–1275 20–30 – – 5,6 10,0 –
17. Podborze 10 oksford dln.1639–1742 60** 1,25 solanka 2,7 2,5 0,08
18. Podborze 30 „astart” 949–957 40 – – 7,4 111,0 –
19. D¹browa Tarn. 7 kimeryd 748–759 27 0,5 – 2,7 1,5 0,01
20. Gruszów 1 kimeryd,
„raurak”648–1195 25–30 – solanka 10,0 – –
21. Zielona 1 „raurak” 380 20 30,0 <1,0 4,7 nieprzepuszczalne 0,5
22. Grobla 8 „raurak”781 33–36** 7,0 15,0 5,5 – –
23. Pawêzów 1 „astart”1305–1320 57 – solanka 6,0 – –
24. Pawêzów 5 oksford dln. i
œrd.1814–1834 53 – – 3,5 – –
25. Wyci¹¿e 6 „raurak”850 30 25,0 solanka 6,25 1,6 0,73
26. ¯d¿ary 10 „raurak”1875–1885 60 – – 3,1 1,9 –
27. Wola Rzêdziñska 1 oksford dln. i œrd.2150 65 – solanka 1,9 – –
28. Puszcza 4 „raurak”808–820 34 0,25 – 4,5 – 0,01
29. Pogórska Wola 15 oksford dln. i œrd.2437 75 60,0 solanka 6,0 nieprzepuszczalne 4,87
30. Cikowice 1 „raurak”1150–1185 35 1,2 – 3,0 – 0,04
31. Rzezawa 1 oksford œrd.1330–1350 40 – solanka 9,0 – –
32. Sufczyn 1 oksford dln. i
œrd.1965–1740 54** 9,0 solanka 2,5 – 0,51
33. Jadowniki 6 oksford dln. i
œrd.1690–1740 63 1,0 solanka 2,0 – 0,07
Tab.1.Wybrane parametry hydrotermalne wód i utworów górnej jury w strefach samowyp³ywów na obszarze zapadliska przed-karpackiego i obszarach przyleg³ych na podstawie danych PIG, PGNiG SA , prac Kruczka (1972) i Oszczypki i Tomasia (1978) oraz analiz w³asnych
Table 1. Selected hygrothermal parameters of Upper Jurassic deposits and waters in free-outflow zones of the Carpathian Foredeep and neighbouring areas based on data derived from Polish Geological Institute, PGNiG SA, works of Kruczek (1972), Oszczypko & Tomaœ (1978) and own analyses
puj¹cy podzia³ na jednostki litostratygraficzne: „oksford’’, „raurak”, „astart” i kimeryd. Wed³ug obecnego podzia³u stratygraficznego (m.in. D¹browska & Dembowska & Malinowska, 1973) tak wydzielony „oksford”
odpowia-da³by w przybli¿eniu dolnemu i œrodkowemu oksfordowi, „raurak”— dolnej czêœci oksfordu górnego, a „astart”— górnej czêœci oksfordu górnego. Procesy formowania poszczególnych jednostek pozostawa³y w œcis³ym zwi¹zku
- 500 - 1000 - 1500 - 2000 - 2500 - 3000 - 500 - 250 - 1000 - 1000 - 1000 - 1000 - 1500 - 1500 - 1500 - 1500 - 1250 - 150 0 - 2000 - 200 0 - 2000 - 750 - 750 - 750 -75 0 - 750 - 2500 - 250 0 - 2500 - 2500 -25 00 - 3000 - 3500 - 500 -500 -50 0 - 500 - 500 - 500 - 500 - 500 - 500 - 500 - 500 - 250 - 250 - 250 - 250 0 0 0 0 - 250 - 250 - 250 - 250 - 250 - 250 - 500 - 500 - 500 0 0 0 - 2000 - 1500 - 1000 - 750 - 1000 - 2000 BUSKO A A 2 -1000 1 2 3 4 5 6 9 8 7 11 15 14 12 13 18 19 20 16 17 10 25 22 23 27 29 26 28 32 33 34 24 31 30 21 A A B B C C KRAKÓW S£OMNIKI JÊDRZEJÓW BRZESKO TARNÓW MYŒLENICE BOCHNIA 0 5 10 15 20 km KRAKÓW KIELCE WARSZAWA POZNAÑ WROC£AW GDAÑSK SZCZECIN 100 km 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 . P¹gów IG-1 . Secemin IG-1 . Bia³a Wielka IG-1 . Potok Ma³y IG-1 . Wêgrzynów IG-1 . Trzonów 2 . Zborów 3 . Solec 3 . Ostrów 1 . Nadzów 1 . S³omniki 2 . Mêdrzechów 1 . Zabrnie 1 . Podlipie 1 . Kazimierza Wlk. 4 . Smêgorzów 3a . Podborze 10 . Podborze 30 . D¹browa Tarn. 7 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 . Gruszów 1 . Zielona 1 . Grobla 8 . Pawêzów 1 . Pawêzów 5 . Wyci¹¿e 6 . ¯d¿ary 10 . Wola Rzêdziñska 1 . Puszcza 4 . Pogórska Wola 15 . Cikowice 1 . Rzezawa 1 . Sufczyn 1 . Jadowniki 6 . Por¹bka Uszewska 5
brzeg nasuniêcia Karpat
Carpathians nappe margin
izohipsy powierzchni górnojurajskiej w (m)
isohypses of the Upper Jurassic surface in (m)
zasiêg utworów „astartu”
Late Upper Oxfordian extent
zasiêg utworów kimerydu
Kimmeridgian extent
zasiêg intensywnego krasu
extent of the intensive Karst
g³ówne uskoki wg danych otworowych i danych sejsmicznych PGNiG S. A. Zak³ad Geofizyka Kraków
main faults documented from borehole and seismic data OGEC-Zak³ad Geofizyka-Kraków
otwory wykorzystane przy opracowaniu mapy
wells utilized for the map preparation
otwory g³êbokie z samowyp³ywami wód (por. Tab. 1)
deep wells with free outflow (see Tab. 1)
wa¿niejsze uskoki przesuwcze
main strike-slip faults wyniesienia
elevations
profile sejsmiczne (por. Ryc. 3)
seismic lines (see Fig. 3)
obszar wystêpowania utworów jury górnej
area of occuring the Upper Jurassic deposits
obszar analiz
zone of analysis
obni¿enia
depressions
Ryc. 1. Strukturalna mapa powierzchni stropowej utworów jury górnej Fig. 1. Structural map of Upper Jurassic top surface
z wystêpuj¹cymi wówczas œrodowiskami sedymentacji i bezpoœrednio rzutowa³y na rozwój i lokalizacjê stref zbior-nikowych. Znacz¹cy wp³yw mia³y wiêc globalne i lokalne zmiany poziomu morza, zró¿nicowane tempo subsydencji i warunki klimatyczne. Istotn¹ rolê odegra³y tutaj równie¿ procesy post-depozycyjne prowadz¹ce do dolomityzacji, skrasowienia i szczelinowatoœci utworów górnej jury.
W okresie wczesnego oksfordu analizowany obszar znajdowa³ siê w strefie szelfu zewnêtrznego (g³êbszy nery-tyk), gdzie osady wêglanowe tworzy³y siê w morzu otwar-tym i spokojnym w œrodowisku zbli¿onym do panuj¹cego w póŸnym keloweju (Morycowa & Moryc, 1976). Obsza-ry l¹dowe znajdowa³y siê na SE od Lublina i przypuszczal-nie w rejoprzypuszczal-nie Sudetów (D¹browska i in., 1973).Typowe osady oksfordu dolnego to wapienie margliste i okruchowe z prze³awiceniami margli o mi¹¿szoœci nie przekraczaj¹cej 20 m (Jawor, 1970). Z fauny wystêpuj¹ licznie belemnity, g¹bki i otwornice. Nieco inny typ osadów
wykszta³ci³ siê w po³udniowej czêœci niecki miechowskiej, gdzie dominuj¹ osady margli-ste. W rejonie krakowskim s¹ one zapiasz-czone, wystêpuj¹ z oolitami i przechodz¹ w wapienie g¹bkowe o mi¹¿szoœci ca³kowitej ok. 15 m (D¹browska i in., 1973).
W oksfordzie œrodkowym w rejonie lubelskim zaczê³a rozwijaæ siê platforma wêglanowa, która prograduj¹c w kierunku zachodnim osi¹gnê³a NE obszar Gór Œwiêto-krzyskich na prze³omie oksfordu œrodkowe-go i „rauraku” (Matyja i in., 1989; Kutek i in., 1984). Osady oksfordu œrodkowego na anali-zowanym obszarze tworzy³y siê zatem na przedpolu platformy wêglanowej w strefie otwartego szelfu. S¹ one reprezentowane przez tzw. formacjê g¹bkow¹ o zró¿nicowa-nej mi¹¿szoœci: od ok. 50 m w strefie pomiê-dzy Krakowem a Brzeskiem (Jawor, 1970 ) do ok. 200 m w rejonie D¹browy Tarnow-skiej (Morycowa i in., 1976). W rejonie Kra-ków–Brzesko formacjê tê rozpoczynaj¹ wapienie margliste przechodz¹ce w wapienie p³ytowe z g¹bkami, we wschodniej czêœci obszaru natomiast ca³y 200-metrowy profil buduj¹ zbite wapienie skaliste z licznymi g¹bkami, stylolitami i krzemieniami, lokal-nie sillokal-nie zdolomityzowane. Zró¿nicowalokal-nie mi¹¿szoœci i litologii czêœci zachodniej i wschodniej tego obszaru by³o wywo³ane wiêksz¹ subsydencj¹ czêœci wschodniej le¿¹cej w strefie bruzdy œrodkowopolskiej. Rola tej strefy w zró¿nicowaniu mi¹¿szoœci jest widoczna na obszarze NE obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich, gdzie poza stref¹ bruz-dy mi¹¿szoœci oksfordu œrodkowego wyka-zuj¹ ponownie wartoœci ok. 50 m, a wiêc zbli¿one do mi¹¿szoœci strefy krakowskiej (D¹browska i in., 1973).
Znaczna subsydencja czêœci wschodniej zwi¹zana ze wzrostem aktywnoœci bruzdy by³a przypuszczalnie g³ówn¹ przyczyn¹ zatrzymania progradacji platformy wêglano-wej w kierunku zachodnim i jej stabilizacji w rejonie NE obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich, na prze³omie oksfordu œrodkowego i górnego (Matyja i in., 1989). Proces zahamowania
progradacji wêglanów by³ zatem spowodowany pojawie-niem siê takiego re¿imu depozycji, w którym szybkoœæ wzglêdnego podnoszenia poziomu morza (tu: subsydencji) by³a wiêksza ni¿ szybkoœæ „produkcji” wêglanów. Charak-terystycznymi formami takiego systemu sedymentacji wêglanowej s¹ izolowane biohermy, atole, rafy iglicowe, rafy gniazdowe, a wiêc te formy, gdzie dominuje proces akrecji osadów (Silver, 1983; Barbacki, 1991a, b).
W okresie póŸnego oksfordu („raurak” i „astart”) obszary SW obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich oraz wschodnia czêœæ analizowanego obszaru nadal znajdo-wa³y siê na przedpolu platformy wêglanowej w strefie intensywnej subsydencji (Matyja i in., 1989). Strefa zwiêk-szonej subsydencji przebieg³a na NE od linii erozyjnego zasiêgu utworów górnej jury (ryc. 1) obejmuj¹c przypusz-czalnie ca³y dzisiejszy obszar Gór Œwiêtokrzyskich.
0 1000 m
100 200
2T (ms)
~250 m
– pdwójny czas przebiegu
two-way time MIOCEN MIOCENE KREDA CRETACEOUS JURA JURASSIC PALEOZOIK PALEOZOIC bioherma bioherm – 500 – 1000 2 T (ms) SW
B-B
NE – 1000 – 1500 – 1500 MIOCEN MIOCENE KREDA CRETACEOUS JURA JURASSIC PALEOZOIK PALEOZOIC bioherma bioherm – 500 – 1000 2 T (ms) SE NWC-C
DANE: Zak³ad Geofizyka Kraków PGNiG SA DATA: OGEC – "The Geophysical Enterprise", Kraków
– 1500 MIOCEN MIOCENE KREDA CRETACEOUS JURA JURASSIC PALEOZOIK PALEOZOIC bioherma bioherm – 500 – 1000 2 T (ms) SE NW
A-A
sp¹g jury górnejUpper Jurassic bottom
uskoki
faults
strop jury górnej
Upper Jurassic top
zakoñczenie charakterystycznych refleksów
specific reflection terminations
Ryc. 2. Sejsmiczny obraz bioherm oksfordzkich w rejonie D¹browy Tarnow-skiej (A–A, C–C) i Borzêcina (B–B) (lokalizacja na ryc.1)
Fig. 2. Seismic sections with the Oxfordian bioherms in D¹browa Tarnowska (A–A, C–C) and Borzêcin (B–B) areas (for localization see fig. 1)
Wp³yw tej strefy uwidoczni³ siê najbardziej w okresie sedymentacji osadów „rauraku” (ni¿szej czêœci oksfordu górnego). W bezpoœrednim s¹siedztwie tej strefy mi¹¿szoœæ osadów „rauraku” osi¹ga wartoœci powy¿ej 500 m (otwory: D¹browa Tarnowska 4, Niwki 3, Oblekoñ 3), a w rejonie otworów Odmêt 1 i Swarzów 9 powy¿ej 400 m. Natomiast w strefie platformy wêglanowej (SE i NE obrze¿enie Gór Œwiêtokrzyskich, D¹browska i in., 1973) mi¹¿szoœci te s¹ ok. 100 m, a w zachodniej strefie krakowskiej 200–250 m (Jawor, 1970).
Osady „rauraku” bardziej mi¹¿szej strefy wschodniej wykazuj¹ jednoczeœnie specyficzny typ sedymentacji odznaczaj¹cy siê przemiennym tworzeniem biohermal-nych wapieni skalistych z p³ytowymi osadami marglistymi oraz horyzontalnym przechodzeniem jednego typu osadu w drugi (Morycowa i in., 1976). W rejonie krakowskim (na zachód od Brzeska) osady „rauraku” s¹ wykszta³cone w facji zdecydowanie skalistej w postaci bioherm g¹bko-wych w obrêbie wapieni p³ytog¹bko-wych zawieraj¹cych krze-mienie (Stemulak i in., 1963; Jawor, 1970; Tarkowski, 1985; Rutkowski, 1989; Koszarski, 1995). Poza tym w strefie wschodniej s¹ obserwowane liczne objawy dolomi-tyzacji charakterystyczne równie¿ dla starszych osadów oksfordu (strefa Smêgorzowa, Gruszowa, Tarnowa, Pawê-zowa, Podborza; Kruczek, 1972).
Zdecydowanie wiêksza mar-glistoœæ osadów „rauraku” strefy wschodniej mog³a byæ spowodo-wana zanikiem energii wód zwi¹zanym z wp³ywem wynie-sienia Puszczy, odcinaj¹cego tê czêœæ zbiornika od otwartego morza. Silna, nieerozyjna reduk-cja osadów „rauraku”, a¿ do ca³kowitego ich braku w rejonie Puszczy (D¹browska i in., 1973), mo¿e potwierdzaæ tak¹ interpre-tacjê.
Charakterystyczne formy biohermalne zwi¹zane z okresem oksfordu œrodkowego i „raura-ku” przedstawiono na sekcjach sejsmicznych na ryc. 2 (rejon wschodni obszaru). Orientacyjna skala g³êbokoœciowa (podwójny czas przebiegu sygna³u 2T = 100 ms w kompleksie jurajskim rów-nowa¿ny 200–250 m) wskazuje, ¿e deniwelacje wywo³ane rozwo-jem budowli wêglanowych na tym obszarze mog³y przekraczaæ 250 m (Barbacki, 1994). Wed³ug cytowanych autorów (Morycowa & Moryc, 1976) osady „rauraku” formowa³y siê w strefie p³ytkie-go nerytyku, gdzie w kolejnych cyklach subsydencji tworzy³y siê nowe formy biohermalne przy-krywane nastêpnie osadami marglisto-wapiennymi. Przedsta-wiony powy¿ej obraz sejsmiczny sugeruje jednak, ¿e niektóre bio-hermy mog³y rozwijaæ siê ju¿ od œrodkowego oksfordu kontynuuj¹c
swój rozwój przez znaczn¹ czêœæ „rauraku”.
Pod koniec „rauraku” deniwelacje dna wywo³ane budowlami wêglanowymi zosta³y wyrównane przez depo-zycjê m³odszych osadów i w okresie „astartu” sedymenta-cja przebiega³a w morzu p³ytkim (strefa litoralna) i tropikalnym. Osady „astartu” s¹ wykszta³cone jako forma-cja koralowcowo-glonowa o mi¹¿szoœci od ok. 200 m w czêœci wschodniej (Morycowa i in., 1976), do ca³kowitego, erozyjnego ich wyklinowania w rejonie krakowskim (ryc. 1). Litologicznie jest to kompleks wapieni pelitycznych, organogenicznych, organodetrytycznych, muszlowco-wych, oolitowych i onkolitomuszlowco-wych, a lokalnie margli i dolo-mitów. Osady te tworzy³y siê pocz¹tkowo w obrêbie otwartego szelfu, a pod koniec „astartu” w strefie sk³onu prograduj¹cej w kierunku SW platformy wêglanowej. Efektem tego by³o permanentne sp³ycanie basenu sedy-mentacji zwi¹zane z rozwojem i progradacj¹ oolitowych i onkolitowych mierzei (³awic) wêglanowych, dla których materia³ by³ dostarczany z pobliskiej platformy wêglano-wej.
W okresie wczesnego kimerydu kontynuuj¹ca progra-dacjê platforma osi¹gnê³a strefê zachodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich (Kutek i in., 1984; Radwañska, 1999). Jej przemieszczanie ze wzglêdu na ograniczon¹
25 34 S£OMNIKI JÊDRZEJÓW TARNÓW MYŒLENICE BOCHNIA BRZESKO MIECHÓW BUSKO PIÑCZÓW KRAKÓW 27 26 25 27 26 25 25 26 27 24 25 26 27 25 24 25 2423 2221 20 19 18 17 16 23 22 21 20 19 18 26 23 25 2 4 41 42 43 44 45 . W³oszczowa IG-1 . Wêgleszyn IG-1 . Skalbmierz 4 . Skalbmierz 3 . Tarnów 10 0 5 10 15 20 km KRAKÓW KIELCE WARSZAWA POZNAÑ WROC£AW GDAÑSK SZCZECIN 100 km
brzeg nasuniêcia Karpat
Carpathians nappe margin
izolinie zredukowanego cisnienia wód podziemnych (MPa n.p.o)
isolines of reduced pressure of subsurface waters (MPa above datum)
kierunki przep³ywu wód podziemnych
flow directions of subsurface waters
strefy anomalii ujemnych
negative anomaly zones
26 1 41 2 3 42 4 6 44 10 9 8 7 12 14 16 19 20 24 23 27 29 32 31 30 28 22 25 21 13 18 17 11 34 43 45 33
inne wykorzystane otwory
other wells
obszar analiz
zone of analysis
obszar wystêpowania utworów górnej jury
area of occuring the Upper Jurassic deposits
otwory jak na Ryc.1
wells as on Fig.1
Ryc. 3. Mapa pola hydrodynamicznego górnojurajskiego zbiornika wód podziemnych Fig. 3. Map of hydrodynamic field of Upper Jurassic reservoir of subsurface waters
subsydencjê odbywa³o siê przypuszczalnie wed³ug modelu depozycji typu „toplap”, jako progradacja oolitowo-onko-litowych mierzei (³awic) wêglanowych wraz z depozycj¹ na jej przedpolu morskich sto¿ków nap³ywowych (model wed³ug Macurda, 1988). Oprócz wy¿ej wymienionych typów osadów wystêpuj¹ tutaj osady detrytyczne oraz mar-glisto-ilaste jako facje sk³onu platformy wêglanowej depo-nowane pomiêdzy mierzejami wêglanowymi i na ich przedpolu (Matyja i in., 1984). Wystêpuj¹ równie¿ lokalne œrodowiska lagunowe odciête mierzejami od otwartego morza o czym œwiadcz¹ osady siarczanowe (gipsy) w ³awi-cach wêglanowych (Morycowa i in., 1976).
Na pó³noc od Krakowa (rejon S³omnik) i w rejonie P¹gów–Secemin (por. ryc. 1), dok¹d kimerydzka platforma przypuszczalnie nie dotar³a, morze by³o g³êbsze a g³ówne litologie kimerydu to margle i wapienie margliste typowe dla jej przedpola.
Œrednia mi¹¿szoœæ osadów kimerydu na analizowanym obszarze wynosi ok. 150 m dla niecki miechowskiej (strefa P¹gów–Jêdrzejów) oraz 250 m w strefie wschodniej z mak-symaln¹ wartoœci¹ w rejonie Dêbicy–400 m (Dudek, 1980). Zaznaczona na ryc. 1 granica zasiêgu utworów kime-rydu ma charakter erozyjny, a jej przebieg jest orientacyjny.
Przedstawiona mapa ukszta³towa-nia stropowej powierzchni jury górnej (ryc.1), wskazuje, ¿e zró¿nicowanie g³êbokoœciowe stropu kompleksu wynosi na tym obszarze ok. 3700 m (rejon Ojcowa: +450 m n.p.m.; rejon Zalasowej na S od Tarnowa: –3250 m n.p.m.). Powierzchnia stropowa utworów jury górnej tworzy for-mê niecki o zmiennym przebiegu strefy osiowej: o kierunku NW–SE w rejonie Jêdrzejowa, w rejonie Buska skrêcaj¹c¹ ku SW oraz ponownie ukierunkowan¹ ku SE wraz z wyraŸnym trendem zapa-dania stropu w kierunku S i SE, pocz¹wszy od granicy nasuniê-cia karpackiego.
Analiza obszaru w aspekcie litologiczno-strukturalnym oraz rekonstrukcji œrodowisk sedy-mentacji by³a prowadzona g³ównie w celu wskazania lokali-zacji stref o korzystnych parame-trach zbiornikowych.
Parametry hydrogeologiczne utworów górnej jury W przeciwieñstwie do utwo-rów piaskowcowych, gdzie decyduj¹cy wp³yw na parametry zbiornikowe ma wykszta³cenie litofacjalne oraz transport mate-ria³u osadowego–porowatoœæ i przepuszczalnoœæ ska³ wêglano-wych jest silnie zwi¹zana rów-nie¿ z post-depozycyjn¹ tektonik¹ oraz diagenez¹ osadów (kras, dolomityzacja, szczelino-watoœæ). Stanowi to g³ówn¹ przyczynê tego, ¿e strefy zbiornikowe utworów wêglano-wych górnej jury przedgórza Karpat wykazuj¹ nieregular-ny rozk³ad przestrzennieregular-ny i s¹ zwi¹zane g³ównie ze strefami struktur biohermalnych (Gliniak, 2001), strefami dolomi-tyzacji (Kruczek, 1972), skrasowienia (Jurkiewicz i in., 1973–1999) oraz intensywnej tektoniki (Dudek, 1980). Oprócz wy¿ej wymienionych autorów badaniami hydrolo-gicznych w³aœciwoœci utworów górnej jury na tym obsza-rze zajmowali siê m.in. Buobsza-rzewski (1969), Jurkiewicz (1973–1999), Kotlicki (1971), Kolago & P³ochniewski (1991), Moryc (1970a, b; 1976), Oszczypko (1981), Oszczypko & Tomaœ (1976, 1978), Pich (1978), Ró¿kow-ski (1991), Konior (1978).
Rozk³ad œrednich porowatoœci (efektywnych) i prze-puszczalnoœci kompleksów górnej jury przedstawiono w tab. 1, g³ównie na podstawie prac Kruczka (1972), Oszczypki & Tomasia (1978), Koniora (1978), Jurkiewi-cza (1973–1999) oraz danych PGNiG S.A. Wartoœci tych parametrów pozostaj¹ czêsto w ra¿¹cej sprzecznoœci z wydajnoœciami uzyskiwanymi z poziomów górnojuraj-skich, szczególnie w strefach rozwoju krasu i z³ó¿ wêglo-wodorów. Przyk³adowo anomalnie wysok¹ wydajnoœæ samowyp³ywu ok. 800 m3/h z utworów oksfordu w otwo-rze Bia³a Wielka IG–1 (lokalizacja ryc.1) uzyskano z
inter-30 34 17 26 7 12 13 18 16 40 19 20 23 27 29 31 32 33 34 9 8 14 22 24 37 39 4 6 11 10 15 21 25 28 30 5 38 1 2 3 35 36 S£OMNIKI TARNÓW MYŒLENICE BOCHNIA KRAKÓW BRZESKO JÊDRZEJÓW 20 20 30 30 35 35 40 40 50 50 55 55 60 60 70 70 30 20 30 40 35 35 30 30 30 35 35 35 25 35 40 50 20
izotermy wód górnej jury ( C)°
isotherms of Upper Jurassic waters ( C)°
otwory wykorzystane przy opracowaniu mapy (numeracja 1-34 jak na Ryc.1)
wells utilized for the map preparation (numeration 1-34 as on Fig.1) 35 36 37 38 39 40 . Milianów IG-1 . Bo¿a Wola IG-1 . Wêgleszyn IG-1 . Jaronowice IG-1 . Jêdrzejów IG-1 . ¯ó³cza IG-1
strefy o potencjalnej mo¿liwoœci wykorzystania wód termalnych
zones of possibilities the thermal water utilisation
0 5 10 15 20 km KRAKÓW KIELCE WARSZAWA POZNAÑ WROC£AW GDAÑSK SZCZECIN 100 km
brzeg nasuniêcia Karpat
Carpathians nappe margin
strefy anomalii ujemnych
negative anomaly zones
obszar analiz
zone of analysis
obszar wystêpowania utworów górnej jury
area of occuring the Upper Jurassic deposits
strefy anomalii dodatnich
positive anomaly zones
Ryc. 4.Mapa temperatur wód górnej jury Fig. 4. Temperature map of Upper Jurassic waters
wa³u, gdzie porowatoœci znajdowa³y siê w przedziale 1,69–5,21%, przy przepuszczalnoœci zaledwie 8,2 mD (Jurkiewicz i in., 1991a). W strefie z³o¿a wêglowodorów Podborze niektóre odwierty wykazywa³y wysokie zdolno-œci wydobywcze przy laboratoryjnie oznaczonej porowato-œci 2,8% i przepuszczalnoporowato-œci poni¿ej 4,9 mD (Dudek, 1980). W otworze Zielona 1 uzyskano samowyp³yw 30 m3/h przy porowatoœci œredniej 4,7% i braku przepuszczalnoœci, a wyznaczony wspó³czynnik filtracji wynosi³ 2,6·10–5 m/sek. Równie intensywny samowyp³yw stwierdzono w otworze Tropiszów 1 i £uczyce 1 ok. 10 km na E od otworu Zielona 1 (Myszka, 1962 [W:] Burzewski, 1969). Przy-czyn¹ s¹ zjawiska krasowe i szczelinowatoœæ czêsto trudne do oceny poprzez badania laboratoryjne. Zakres zmian porowatoœci œrednich tych utworów jest niedu¿y i wynosi od 1,7 do 10%, zakres zmian przepuszczalnoœci œrednich natomiast mieœci siê w granicach od 0 do 111 mD (tab.1). Bardziej szczegó³owa analiza wskazuje jednak, ¿e lokalnie porowatoœci mog¹ osi¹gaæ wartoœci powy¿ej 20%, a prze-puszczalnoœci do 500 mD. Przyk³adowo utwory stropowe jury w otworze Bia³a Wielka IG–1 wykazuj¹ porowatoœæ maksymaln¹ 26,11% („astart”?), a w otworze Milianów IG–1 –15% (kimeryd, „raurak”), przy przepuszczalnoœci powy¿ej 500 mD (Jurkiewicz i in., 1974). Otwory te oraz strefa otworów Secemin IG–1— Wêgrzynów IG–1 (ryc.1; tab.1) znajduj¹ siê na obszarze silnie rozwiniêtego krasu kontynuuj¹cego siê od rejonu Czêstochowy ku SE.
Równie¿ strefy dolomityzacji we wschodniej czêœci analizowanego obszaru stanowi¹ wyraŸn¹ anomaliê w rozk³adzie parametrów zbiornikowych górnej jury; w otworach Smêgorzów 3a i Gruszów 1 porowatoœci utwo-rów kimerydu przekraczaj¹ 20%, a w otworach Tarnów 2 i 5 w utworach „astartu” osi¹gaj¹ wartoœci: 24,3 i 25,5%. Na obszarze z³o¿a wêglowodorów Podborze œrednie porowa-toœci zdolomityzowanych utworów oksfordu przekraczaj¹ 10%, podobne jak w rejonie Pawêzowa (Kruczek, 1972).
Istotny wp³yw na wartoœæ porowatoœci i przepuszczal-noœci ma równie¿ szczelinowatoœæ, a istnienie stref z³o¿owych Grobla–P³awowice, D¹browa Tarnowska czy Smêgorzów ma wyraŸny zwi¹zek ze zjawiskiem szczelino-watoœci utworów jurajskich (Dudek, 1980).
Podsumowuj¹c, nale¿y jednak stwierdziæ, ¿e poza wymienionymi strefami: krasu (NW czêœæ obszaru) oraz strefami dolomityzacji (pomiêdzy Tarnowem a D¹brow¹ Tarnowsk¹) rozk³ad parametrów zbiornikowych górnej jury jest zdecydowanie przypadkowy a strefy o korzyst-nych parametrach zbiornikowych trudne do lokalizacji. Strefy takie s¹ czêsto zwi¹zane ze strukturami biohermal-nymi i mierzejami wêglanowymi (Baran i in., 1999; Bar-backi,1994), które mog¹ byæ identyfikowane g³ównie na podstawie danych sejsmicznych (ryc. 2). Pomimo mo¿li-woœci utraty pierwotnej porowatoœci wskutek cementacji s¹ one interesuj¹ce jako szczególnie podatne na procesy kreowania porowatoœci wtórnej. Przypuszczalnie czêœæ z³ó¿ wêglowodorów w utworach górnej jury jest zwi¹zana z systemami biohermalnymi, które uleg³y dolomityzacji (np. z³o¿e Tarnów, Swarzów, Smêgorzów, Podborze).
Charakterystyczn¹ strefê o podwy¿szonej porowatoœci i przepuszczalnoœci stanowi stropowa czêœæ kompleksu o mi¹¿szoœci nie przekraczaj¹cej 100 m, gdzie wystêpuj¹ utwory silnie zwietrza³e i zdezintegrowane tektonicznie (m.in. strefa Grobla–P³awowice oraz Kazimierza Wiel-ka–Tarnów; Oszczypko & Tomaœ, 1978). W³aœciwoœci fil-tracyjne tych utworów mo¿na oceniæ m.in. na podstawie danych z ujêæ studziennych wykorzystuj¹cych wody do
celów pitnych (dane: bank: ”HYDRO” PIG). W rejonie Ma³ogoszczy uzyskiwano z tych poziomów wydajnoœci od 2,0 m3/h do 135,0 m3/h z g³êbokoœci od 13,0 m do 100,0 m. Wartoœci wspó³czynników filtracji zmienia³y siê od 8,7 ·10–5 m/sek do 1,8 ·10–6 m/sek. ok. 5 km na N od Ma³ogoszczy (GnieŸdziska) wydajnoœæ wód z poziomów stropowych osi¹ga wartoœæ ponad 250,0 m3/h, przy wspó³czynniku tracji 0,0017 m/sek. Równie wysokie wspó³czynniki fil-tracji stwierdzono w rejonie Jêdrzejowa, w Korytnicy (0,0002 m/sek przy wydajnoœci ok. 100 m3/h) oraz w Tokarni (0,00029 m/sek przy wydajnoœci do 200 m3/h). W okolicy Krakowa studnie eksploatuj¹ce z utworów górno-jurajskich wykazuj¹ wydajnoœci od 5,0 do 170 m3/h, a wspó³czynniki filtracji zmieniaj¹ siê od 10–7m/sek (Paster-nik) do 0,00024 m/sek (Tyniec) i osi¹gaj¹ wartoœci maksy-malne ok. 0,01 m/sek w rejonie Tomaszowic. Porowatoœci stropowych serii malmu okolic Krakowa wykazuj¹ du¿¹ zmiennoœæ: od zera do 20% (Przybys³awice).
Wynika st¹d, ¿e strefy o bardzo dobrych parametrach zbiornikowych poziomów stropowych bezpoœrednio s¹sia-duj¹ ze strefami o parametrach œrednich lub niskich i podobnie jak w przypadku poziomów g³êbszych ma to wyraŸny zwi¹zek ze stopniem skrasowienia i szczelinowa-toœci¹ tych utworów.
Pomimo niskich temperatur tych wód (10–15oC) s¹ one interesuj¹ce z punktu widzenia wykorzystania ich jako Ÿród³o energii geotermalnej, w systemach pomp ciep³a, szczególnie w przypadku du¿ych wydajnoœci ujêæ.
Cyrkulacja i wymiana wód
Górnojurajski basen geotermalny na tym obszarze cha-rakteryzuje siê warunkami wodno-naporowymi i jedynie w strefie wychodni na obszarze Jury Krakowskiej wystêpuj¹ wody o zwierciadle swobodnym. Badania prowadzone m.in. przez Burzewskiego (1969) i Kotlickiego (1971) wskazuj¹, ¿e zwierciad³o swobodne w tej strefie zajmuje po³o¿enie na rzêdnej od ok. +300 do 400 m n.p.m. oraz, ¿e strefa ta stanowi g³ówny obszar zasilania basenu na obsza-rze zapadliska pobsza-rzedkarpackiego. Poœrednie zasilanie mo¿e równie¿ zachodziæ poprzez kontakt hydrauliczny utworów górnej jury z wodonoœnymi utworami cenomanu w stropie kompleksu i utworami doggeru w jego sp¹gu.
Wysokie po³o¿enie wodonoœnych utworów górnojuraj-skich oraz ich erozyjne ods³oniêcie powoduj¹, ¿e jest to równie¿ g³ówny obszar odp³ywu wód podziemnych.
W g³êbokich otworach notowano czêste przypadki samowyp³ywów wód (tab. 1), przy czym najbardziej spek-takularn¹ stref¹ jest rejon otworu Bia³a Wielka IG–1 (loka-lizacja ryc.1), gdzie z interwa³u na g³êbokoœci od –40 do –281 m n.p.m. stwierdzono samowyp³yw s³odkiej wody o wydajnoœci ok. 800 m3/h. W innych rejonach tego obszaru, za wyj¹tkiem strefy S³omnik oraz strefy Zielona–£uczyce samowyp³ywy by³y niedu¿e z tym, ¿e intensyfikacja przyp³ywów (kwasowanie) przypuszczalnie znacznie pod-nios³aby te wartoœci. Interesuj¹ce jest, ¿e samowyp³ywy obserwowano równie¿ w strefie przykarpackiej w rejonie Brzeska (Sufczyn, Jadowniki, Por¹bka Uszewska, tab.1).
Ciœnienia z³o¿owe w zbiorniku górnojurajskim zmierzo-ne (Moryc, 1970a,b; 1976) lub oszacowazmierzo-ne mieszcz¹ siê w interwale od 2,8 MPa (otwór Bo¿a Wola IG–1, lokalizacja ryc. 4) do ok. 26,0 MPa (otwór Pogórska Wola 15, ryc.1).
Dla oceny warunków cyrkulacji i wymiany wód w tej czêœci basenu górnojurajskiego wykorzystano rozk³ad ciœ-nieñ z³o¿owych zredukowanych do najg³êbszego
opróbo-wanego poziomu wodonoœnego (tu:–2202 m n.p.m., rejon Pogórskiej Woli) z uwzglêdnieniem zmian gêstoœci spo-wodowanych mineralizacj¹ wed³ug algorytmu Szczepa-ñskiego (1990). Przedstawiony na ryc. 3 obraz pola hydrodynamicznego wskazuje, ¿e najwiêksze ciœnienia oraz korzystne warunki przep³ywu („rozrzedzenie” hydro-izopiez) panuj¹ w strefie Jury Krakowskiej, co potwierdza, i¿ jest to g³ówny obszar zasilania tej czêœci basenu. Z ryc.3. wynika, ¿e zasilanie zbiornika ma miejsce równie¿ od stro-ny SE obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich, gdzie utwory gór-nej jury maj¹ swoje wychodnie powierzchniowe i podczwartorzêdowe.
Interesuj¹ce jest stwierdzenie przep³ywów wód od strony Karpat na N ku dolinie Wis³y, przy utrudnionych jednak¿e warunkach przep³ywu. Genezê tych przep³ywów mo¿na t³umaczyæ istnieniem wspólnego systemu hydroge-ologicznego cenomañsko-jurajskiego, przy znacznie zró¿-nicowanych warunkach przep³ywu w obu zbiornikach. Wystêpuj¹ce w obrêbie basenu cenomañskiego bardzo korzystne parametry zbiornikowe oraz ich regionalny zasiêg powoduj¹, ¿e strumieñ wód wykazuje jednolity trend: pocz¹tkowo o kierunku wschodnim, skrêcaj¹cym nastêpnie na po³udnie (Barbacki i in., 2001a). Z kolei nie-jednorodnoœæ hydrauliczna utworów górnej jury prowadzi do rozga³êzienia strumienia p³ynów o ró¿nych kierunkach i oporach przep³ywu. Zazwyczaj wiêksze opory przep³ywu w tych utworach, przy jednoczeœnie silnej wiêzi obszarów zasilania obu zbiorników doprowadzaj¹ do tego, ¿e w tym samym otworze ciœnienie z³o¿owe wód cenomañskich mo¿e wykazywaæ wy¿sze wartoœci ni¿ ciœnienie wód juraj-skich (przyk³adowo w strefie Dobczyc ciœnienia z³o¿owe wód cenomañskich s¹ ok. 20 MPa, a wód jurajskich 15 MPa). Taki uk³ad ciœnieñ z³o¿owych wskazuje, ¿e tam gdzie koñczy siê zasiêg zbiornika cenomañskiego (strefa Myœlenice–£¹kta) wody cenomañskie mog¹ przechodziæ do zbiornika jurajskiego i migrowaæ w kierunku pó³noc-nym (przep³yw wód w kierunku po³udniowym jest praw-dopodobnie ograniczony wskutek gorszych warunków przep³ywu). Podobny proces zasilania mo¿e równie¿ zachodziæ w strefach wyklinowania utworów doggerskich (kontakt hydrauliczny typu erozyjno-transgresywnego wed³ug Szczepañskiego, 1990).
Charakterystyczne w rozk³adzie pola hydrodynamicz-nego s¹ tutaj trzy strefy o wyraŸnie utrudnionych warun-kach przep³ywu, których przebieg jest zgodny z przebiegiem osi niecki. Znaczne spadki ciœnieñ zreduko-wanych mog¹ œwiadczyæ o istnieniu wzd³u¿ tych stref barier dla przep³ywów wód, b¹dŸ o obecnoœci stref drena-¿u. Wskazuj¹ na to s³abe przyp³ywy wód do otworów oraz niskie po³o¿enie zwierciad³a swobodnego (W³oszczowa IG–1: –999 m p.p.t., Skalbmierz 4: –236 m p.p.t., Tarnów 10: –250 m p.p.t.). Regionalny trend tych anomalii jest zgodny z osi¹ niecki i pokrywa siê ze stref¹ regionalnego obni¿enia powierzchni piezometrycznej Kazimierza Wiel-ka–Tarnów zlokalizowanego wzd³u¿ osi synklinorium i postulowanego przez Oszczypkê (Oszczypko, 1981). Nale¿y jednak zaznaczyæ, ¿e cytowany rozk³ad ciœnieñ odnosi siê do ³¹cznego poziomu cenomñsko-turoñskiego wraz ze stropowymi poziomami górnej jury, co nie pozwa-la na szukanie œcis³ych analogii.
W ogólnym obrazie rozp³ywu wód s¹ zauwa¿alne rów-nie¿ przep³ywy w kierunku doliny Wis³y i Dunajca oraz s³abiej zaakcentowane w kierunku doliny Nidy.
Warunki termiczne basenu górnojurajskiego Ze wzglêdu na znaczn¹ mi¹¿szoœæ kompleksu górnej jury, przekraczaj¹c¹ we wschodniej czêœci obszaru nawet 1000 m (rejon D¹browy Tarnowskiej) — ró¿nica pomiêdzy temperatur¹ utworów stropowych i sp¹gowych mo¿e prze-kraczaæ nawet 20oC. Bior¹c to pod uwagê oraz uwzglêd-niaj¹c aspekt utylitarny analizie poddano g³ównie temperatury wód jurajskich, przy czym w przypadku kilku poziomów wodonoœnych w danym otworze jako reprezenta-tywn¹ przyjêto temperaturê poziomu o najwiêkszej wydaj-noœci (ryc. 4).
Informacje odnoœnie temperatur wód i utworów juraj-skich pochodz¹ z danych literaturowych (Jurkiewicz i in., 1973–1999; Plewa, 1994; Moryc, 1970a, b, 1976; Soko³owski, 1995), danych PGNiG S.A. oraz analiz w³asnych. Temperatury utworów stropowych i sp¹gowych kompleksu górnej jury w przybli¿eniu odpowiadaj¹ odpo-wiednio temperaturom utworów cenomañskich i dogger-skich, ze wzglêdu na ich niedu¿¹ mi¹¿szoœæ (Barbacki i in., 2001a, b).
Pó³nocno-zachodnia czêœæ analizowanego obszaru charakteryzuje siê najni¿szym gradientem geotermicznym utworów górnej jury. Przyk³adowo w otworze Milianów IG–1: dla utworów kimerydu wynosi on ok. 1oC/100 m, dla utworów „astartu” 1,5oC/100 m i oksfordu 1,83oC/100 m (Jurkiewicz i in., 1974a). Utwory jury po³o¿one w tej stre-fie na g³êbokoœci 200–750 m p.p.t. wykazuj¹ temperatury od 15 do ok. 21oC. Jeszcze ni¿szy gradient geotermiczny 0,9oC/100 m stwierdzono w otworze Bo¿a Wola IG–1 (Jur-kiewicz i in., 1993), a w otworze Bia³a Wielka IG–1 jest on niemal równy zero w ca³ym kompleksie jurajskim od 164 m do 691 m p.p.t. (Plewa,1994). Dodatni¹ anomaliê ter-miczn¹ stanowi tutaj strefa otworów: P¹gów IG–1 — W³oszczowa IG–1 — Wêgleszyn IG–1 (Jurkiewicz i in., 1974b,1976b, 1990). Temperatury utworów stropowych (kimeryd) w otworze P¹gów IG–1 wynosz¹ ok. 25oC na g³êbokoœci 632 m, a utworów sp¹gowych (oksford dolny) 470C na g³êbokoœci 1370 m. Œrednia wartoœæ gradientu geotermicznego wynosi tutaj zatem ok. 3oC/100 m (w otworze Wêgleszyn IG–1 — 2,8oC/100 m). Strefa wystê-powania tej anomalii pokrywa siê z anomali¹ ciœnieñ zre-dukowanych (ryc. 3) wskazuj¹c¹ na obszar ograniczonych przep³ywów i wymiany wód. Zwi¹zane jest to z gorszymi parametrami zbiornikowymi utworów stropowych (g³ównie kimerydu) i z pojawieniem siê marglistych facji uszczelniaj¹cych ten kompleks od wp³ywów powierzch-niowych.
Nieco bardziej na SE w rejonie Jêdrzejowa (otwór Jêdrzejów IG–1, Jurkiewicz i in., 1999) uszczelniaj¹ca rola margli kimerydu w po³¹czeniu z g³êbokim zaleganiem kompleksu (986–1805 m) powoduje, ¿e utwory te i zawarte w nich wody osi¹gaj¹ najwy¿sze temperatury w tej czêœci niecki miechowskiej (do 50oC).
Na obszarze zapadliska przedkarpackiego regionalny trend temperaturowy zwi¹zany jest g³ównie ze wzrostem g³êbokoœci zalegania kompleksu górnej jury w kierunku po³udniowym. G³ówne strefy dodatnich anomalii tempera-turowych zwi¹zane s¹ ze strefami z³ó¿ wêglowodorów: Partynia–Podborze (38–40oC na g³êbokoœci ok. 800 m), Mêdrzechów–Smêgorzów, Tarnów (60oC na g³êbokoœci ok. 1900 m), Grobla–P³awowice (36oC na g³êbokoœci ok. 800 m).
Strefa ¯ó³czy (ryc. 4) równie¿ stanowi dodatni¹ ano-maliê termiczn¹ (Plewa, 1994), gdzie utwory stropowe (kimeryd) wykazuj¹ temperatury 25oC na g³êbokoœci 390 m, a sp¹gowe 56oC na g³êbokoœci 1300 m, przy gradiencie geotermicznym 3.3oC/100 m. Wysokie temperatury wód, ok. 36oC na g³êbokoœci 1010 m notowano równie¿ w otwo-rze Trzonów 2, gdzie wartoœæ gradientu geotermicznego do tej g³êbokoœci wynosi 2,6oC/100 m (ryc.1) oraz w otworze Czarkowy 2 (29oC na g³êbokoœci 650 m).
Œredni gradient geotermiczny do stropu utworów gór-nej jury w tej strefie zapadliska przedkarpackiego wynosi ok. 2,0oC/100 m, a dla samego kompleksu górnej jury ok. 2,5oC/100 m. W strefie Karpat œredni gradient geotermicz-ny do stropu kompleksu wynosi ok. 3,5oC/100 m i ma war-toœæ zbli¿on¹ do wartoœci gradientu w obrêbie samego kompleksu (np. w otworze Sufczyn 1; Moryc, 1976).
Na uwagê zas³uguje ujemna anomalia geotermiczna w strefie „zatoki gdowskiej” (otwór Liplas 2, 10 km na W od Bochni — ryc. 4), gdzie na g³êbokoœci 1030 m temperatura wód jurajskich wynosi³a zaledwie 20oC (przypuszczalna strefa tektoniczna z dop³ywem wód powierzchniowych).
Sk³ad chemiczny wód górnojurajskich
Zró¿nicowane warunki przep³ywu, niejednorodnoœæ litologiczna oœrodka oraz du¿a mi¹¿szoœæ kompleksu gór-nej jury maj¹ swoje odbicie równie¿ w rozk³adzie stopnia mineralizacji wód (Oszczypko, 1981 ).
Objawia siê to poprzez znaczne zró¿nicowanie minera-lizacji nawet w bliskich otworach, na podobnych g³êboko-œciach (np. w strefie z³o¿a wêglowodorów Grobla).
Regionalna prawid³owoœæ ma miejsce jedynie w zachodniej i po³udniowej czêœci obszaru. W czêœci zachod-niej obejmuj¹cej obszar intensywnego krasu (por. ryc. 1) wody wykazuj¹ du¿e wys³odzenie, a ich mineralizacja nie przekracza zwykle 1g/l (tab.1). Czêœæ po³udniowa obej-muj¹ca brze¿n¹ strefê nasuniêcia karpackiego i pó³nocn¹ czêœæ Karpat charakteryzuje siê z kolei mineralizacj¹ wód ok. 100 g/l, wskazuj¹c¹ na ograniczon¹ w tej strefie wymianê wód. Na obszarze zapadliska przedkarpackiego wody z³o¿owe maj¹ mineralizacjê wynosz¹c¹ 10–40 g/l, przy czym mineralizacjê z górnej czêœci tego zakresu (30–40 g/l) stwierdzono g³ównie w rejonie z³ó¿ wêglowo-dorów (Grobla–P³awowice, Smêgorzów, Podborze, D¹browa Tarnowska).
Badania chemizmu wód górnojurajskich prowadzone przez Pañstw. Inst. Geol. (m.in.: Jurkiewicz i in., 1973–1999; Kotlicki, 1971; Pich, 1978; Ró¿kowski i in.,1991) oraz Polskie Górnictwo Naftowe i Gazownictwo (m.in. Moryc, 1970a,b;1976) wskazuj¹, ¿e w NW strefie niecki miechowskiej wystêpuj¹ wed³ug klasyfikacji Suli-na wody g³ównie typu SO4–Na (otwory Bia³a Wielka IG–1, Milianów IG–1, Secemin IG–1) oraz HCO3–Na (otwory P¹gów IG–1, Bo¿a Wola IG–1). Z kolei wzd³u¿ osi niecki miechowskiej na linii otworów: Wêgleszyn IG–1, Potok Ma³y IG–1, Ksi¹¿ Wielki IG–1, Trzonów 2, Kazimierza Wielka 4 i Tarnów 10, oraz na obszarze zapa-dliska przedkarpackiego i Karpat przewa¿aj¹ wody typu Cl–Ca. Anomaliê wœród wód typu Cl–Ca w strefie zapa-dliska stanowi¹ wody typu Cl–Mg stwierdzone w strefie Solec–Ostrów–Czarkowy oraz wody typu SO4–Na stwierdzone w strefie Skalbmierz–Kazimierza Wielka
(rejon otworów Solec 3 i Ostrów 1 oraz Kazimierza 4, ryc.1).
Wa¿nym wnioskiem jest stwierdzenie, i¿ ok. 25% ana-lizowanego obszaru obejmuje s³odkowodn¹ strefê zbiorni-ka jurajskiego. Jest to jednoczeœnie g³ówna strefa dop³ywu wód do zbiornika, korzystnych parametrach zbiorniko-wych oraz strefa, gdzie wartoœci temperatur wód znajduj¹ siê w zakresie 15–20oC i w niewielkim stopniu zale¿¹ od g³êbokoœci w ca³ym interwale utworów jurajskich. Potencjalne mo¿liwoœci wykorzystania wód górnej jury
dla celów geotermii
Zestawienie parametrów hydrogeologicznych przed-stawione w tab.1 wskazuje, ¿e na obecnym etapie rozpo-znania tej czêœci basenu jedynie strefa otworu Pogórska Wola 15 (miejscowoœæ Machowa, ryc. 4, otwór nr 27), stwarza mo¿liwoœci bezpoœredniego wykorzystania wód dla celów grzewczych. Pozosta³e strefy obszaru wykazuj¹ b¹dŸ niedu¿e wydajnoœci ujêæ, b¹dŸ zbyt niskie temperatu-ry wód. W rejonie Tarnowa (strefa z³o¿a gazu Tarnów oraz rejon otworów Pawêzów 1 i 5, ¯d¿ary 10, Wola Rzêdziñ-ska 1) temperatury wód pozwalaj¹ wprawdzie na bezpo-œrednie wykorzystanie wód jurajskich, jednak brak danych dotycz¹cych wydajnoœci z tych stref nie pozwala na ich jednoznaczn¹ ocenê (nale¿y równie¿ zauwa¿yæ, ¿e tabela 1 obejmuje otwory ze stwierdzonymi samowyp³ywami wód natomiast warunki wystêpuj¹ce w ww. strefie z³o¿a Tar-nów s¹ subartezyjskie). W rejonie Brzeska (otwory Sufczyn 1, Jadowniki 6, Por¹bka Uszewska 5) temperatury wód równie¿ umo¿liwiaj¹ bezpoœrednie wykorzystanie ich do celów grzewczych, lecz niskie wydajnoœci charaktery-styczne dla obszaru Karpat ograniczaj¹ te mo¿liwoœci do przypadku niewielkich obiektów (ryc. 4).
Generalnie jednak wody zbiornika górnojurajskiego nale¿y traktowaæ przede wszystkim jako potencjalne Ÿród³o energii dla systemów pomp ciep³a — szczególnie w zachodniej czêœci analizowanego obszaru. W tym kontekœ-cie dokonano oszacowania potencjalnej mocy termicznej mo¿liwej do uzyskania z tych wód w systemach pomp ciep³a zak³adaj¹c sch³odzenie ich do standardowej tempe-ratury 5oC (tab. 1). W zestawieniu mocy wyraŸnie zaznacza siê unikalnoœæ strefy otworu Bia³a Wielka IG–1 wyni-kaj¹ca z anomalnie du¿ej wartoœci samowyp³ywu. Strefa du¿ych wydajnoœci wód zgodnie z zasiêgiem skraso-wia³ych utworów jury (ryc. 1) oraz rozk³adem pola hydro-dynamicznego (ryc. 3) — kontynuuje siê przypuszczalnie dalej na SE przez miejscowoœæ Szczekociny w kierunku otworu Wêgrzynów IG–1 (Jurkiewicz i in., 1973) — a¿ do granicy wystêpowania intensywnych zjawisk krasowych w rejonie Miechowa. Dodatkowym walorem tej strefy jest mineralizacja wód, która umo¿liwia jednootworow¹ eks-ploatacjê energii cieplnej, przy jednoczesnym wykorzysta-niu wód do celów konsumpcyjnych.
W rejonie Krakowa korzystne warunki wykorzystania ciep³a wód górnojurajskich istniej¹ w rejonie Wyci¹¿a (strefa wschodnia miasta, m.in. otwór Wyci¹¿e 6, ryc. 1, tab.1) oraz w strefie S³omniki–£uczyce–Zielona–Tropi-szów, gdzie samowyp³ywy wód oraz ich temperatury mog¹ zapewniæ moce cieplne odpowiednio: 0,73 MW; 2,37 MW; 0,6 MW; 0,5 MW i 2,4 MW.
Literatura
BARAN U. & GLINIAK P. & JAWOR E. & URBANIEC A. 1999 — Perspektywicznoœæ kompleksu górnej jury w rejonie Bochnia–Dêbica w œwietle badañ sejsmicznych i wyników geologiczno–z³o¿owych. Przemys³ Naftowy i Nauka Razem w XX w. Karpacka Konf. Nauk., Raba Wy¿na: 85–94.
BARBACKI A.P. 1991a — Zasady stosowania analiz stratygraficznych w poszukiwaniach naftowych. Metodyka prognozowania i poszukiwa-nia z³ó¿ kopalin p³ynnych na tle geodynamiki Europy Œrodkowej. Mat. Konf., Zakopane: 1–48.
BARBACKI A.P. 1991b — Warunki wystêpowania i zasady poszuki-wañ z³ó¿ ropy naftowej i gazu ziemnego w obrêbie pu³apek stratygra-ficznych. Technika Poszukiwañ Geologicznych-Geosynoptyka i Geotermia, 3–4: 1–12.
BARBACKI A.P. 1994 — Analiza facji sejsmicznych w obrêbie wêglanowej sekwencji jurajskiej centralnej strefy przedgórza Karpat. Nafta–Gaz, 4: 144–153.
BARBACKI A.P. & KAZANOWSKA A. 2001a — Cenomañski wody geotermalne zapadliska przedkarpackiego i obszarów przyleg³ych. Prz. Geol., 49: 544–550.
BARBACKI A,P. & KAZANOWSKA A. 2001b — Œrodkowo jurajska formacja geotermalna centralnej czêœci zapadliska przedkarpackiego i obszarów przyleg³ych. Prz. Geol., 49: 894–900.
BURZEWSKI S.W. 1969 — Strukturalne warunki jury olkusko-wol-bromskiej jako brzegowe dla hydrodynamiki z³ó¿ naftowych niecki nidziañskiej. Kom. Nauk Geol. PAN, Pr. Geol., 61.
D¥BROWSKA Z. & DEMBOWSKA J. & MALINOWSKA L. 1973 — Budowa Geologiczna Polski, T.1, Stratygrafia.cz. 2, Mezozoik–Jura górna: 32–389, Instytut Geologiczny.
DUDEK J. 1980 — Warunki geologiczno-strukturalne pu³apek i para-metry z³o¿owe górnej jury w zapadlisku przedkarpackim. Pr. Inst. Górn. Naft. i Gaz., 37.
GADZICKA E. 1998 — Atlas paleogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Polsce (pod red. R. Dadleza, S. Marka & J. Pokorskiego). Pañstw. Inst. Geol., tabl.: 51–52
GLINIAK P. & LASKOWICZ R. & URBANIEC A. 2001 — Obec-noœæ ska³ zbiornikowych w póŸnojurajskich utworach wêglanowych z uwzglêdnieniem ich rozwoju facjalnego w rejonie Zawada–£êkawica. Nafta–Gaz, 11: 597–606.
GÓRECKI W. 1995 — Atlas zasobów energii geotermalnej na Ni¿u Polskim. Towarzystwo Geosynoptyków GEOS, AGH, Kraków. JAWOR E. 1970 — Wg³êbna budowa geologiczna na wschód od Kra-kowa. Acta Geol. Pol., 20: 709–762.
JURKIEWICZ H. & MASZOÑSKA D. & SZCZERBA A. & WOIÑSKI J. 1973 — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Instytu-tu Geologicznego. Wêgrzynów IG–1. z. 7. InstyInstytu-tut Geologiczny. JURKIEWICZ H. & KANIA Z. & MASZOÑSKA D. & SZCZERBA A. 1974a — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Instytutu Geolo-gicznego. Milianów IG–1. z. 21. Instytut Geologiczny.
JURKIEWICZ H. & MASZOÑSKA D. & WOIÑSKI J. 1974b — Pro-file g³êbokich otworów wiertniczych Instytutu Geologicznego. Wêgle-szyn IG–1. z. 19. Instytut Geologiczny.
JURKIEWICZ H. & SZCZERBA A. & WOIÑSKI J. 1976a — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Instytutu Geologicznego. Jaronowice IG–1. z. 34. Instytut Geologiczny.
JURKIEWICZ H. & MASZOÑSKA D. & WOIÑSKI J. 1976b — Pro-file g³êbokich otworów wiertniczych Instytutu Geologicznego. P¹gów IG–1. z. 33. Instytut Geologiczny.
JURKIEWICZ H. & MARKIEWICZ D. 1980 — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Instytutu Geologicznego. Potok Ma³y IG–1. z. 51. Instytut Geologiczny
JURKIEWICZ H & KRÓLIKOWSKA-MASZOÑSKA D. 1990 — Pro-file g³êbokich otworów wiertniczych Pañstwowego Instytutu Geolo-gicznego. W³oszczowa IG–1. z. 70. Pañstw. Inst. Geol.
JURKIEWICZ H. & MASZOÑSKA B. & SZCZERBA A. 1991a — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Pañstwowego Instytutu Geo-logicznego. Bia³a Wielka IG–1. z. 74. Pañstw. Inst. Geol.
JURKIEWICZ H. & KANIA-CIOPIÑSKA W. & SZCZERBA A. 1991b — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Pañstwowego Insty-tutu Geologicznego. Ksi¹¿ Wielki IG–1. z. 71. Pañstw. Inst. Geol. JURKIEWICZ H. & WOIÑSKI J. 1993 — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Pañstwowego Instytutu Geologicznego. Bo¿a Wola IG–1. z. 76. Pañstw. Inst. Geol.
JURKIEWICZ H. & MASZOÑSKA B. 1994 — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Pañstwowego Instytutu Geologicznego. Sece-min IG–1. z. 77. Pañstw. Inst. Geol.
JURKIEWICZ H & MASZOÑSKA D. 1995 — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Pañstwowego Instytutu Geologicznego. Brzegi IG–1. z. 80. Pañstw. Inst. Geol.
JURKIEWICZ H. & KANIA Z. 1999 — Profile g³êbokich otworów wiertniczych Pañstwowego Instytutu Geologicznego. Jêdrzejów IG–1. z. 92. Pañstw. Inst. Geol.
KONARSKI E. 1974 — Oksford i kimeryd przedgórza Karpat pol-skich. Kwart. Geol., 18: 117–131.
KONIOR K. 1978 — Ogólna analiza paleostrukturalna i charakterysty-ka scharakterysty-ka³ zbiornikowych wypiêtrzenia rzeszotarskiego i obszarów s¹sia-duj¹cych. Kom. Nauk. Geol. PAN, Pr. Geol., 112: 3–63
KOSZARSKI A. 1995 — Tradycja a nowoczesnoœæ w interpretacji warunków powstania wapieni górnej jury krakowskiej — sesja tereno-wa 1, IV Krajowe Spotkanie Sedymentologów, Mat. Konf., Kraków. KOTLICKI S. 1971— Chemizm wód podziemnych po³udniowo-za-chodniej czêœci niecki miechowskiej. Biul. Inst. Geol., 249: 65–133. KRUCZEK J. 1972 — Dolomityzacja wapieni malmu a mo¿liwoœci poszukiwawcze profilu D¹browa Tarnowska–Tarnów. Nafta, 2: 49–54. KOLAGO C. & P£OCHNIEWSKI Z. 1991 — Budowa Geologiczna Polski, T. VII, Hydrogeologia pod red. Malinowskiego J., Region niec-ki miechowsniec-kiej (nidziañsniec-kiej). Pañstw. Inst. Geol.: 150–157. KUTEK J. 1968 — The Kimmeridgian and Uppermost Oxfordian in the SW margins of the Holy Cross Mts.(Central Poland), Part I — Stra-tigraphy. Acta Geol. Pol., 18: 493–586.
KUTEK J. & MATYJA B.A. & WIERZBOWSKI A. 1984 — Late Jurassic biogeography in Poland and its stratigraphical implications. International Symposium on Jurassic Stratigraphy, Copenhagen, 3: 743–754.
MATYJA B. A. 1977 — The Oxfordian in the south-western margin of the Holy ross Mts. Acta Geol. Pol., 27: 41–63.
MATYJA B. A. & GUTOWSKI J. & WIERZBOWSKI A. 1989 — The open shelf–carbonate platform succesion at the Oxfordian/Kimmerid-gian boundary in the SW margin of the Holy Cross Mts.: stratigraphy, facies, and ecological implications. Acta Geol. Pol., 39: 29–48. MORYCOWA E. & MORYC W. 1976 — Rozwój utworów jurajskich na przedgórzu Karpat w rejonie D¹browy Tarnowskiej–Szczucina. Rocz. Pol. Tow. Geol., 46: 231–267.
MORYC W. 1970a,b — Katalog Wierceñ Górnictwa Naftowego–Geo-nafta, t. I, cz. 3, 4.
MORYC W. 1976 — Katalog Wierceñ Górnictwa Naftowego–Geo-nafta.
MACURDA D.B. 1988 — Seismic facies analysis. Geoquest Interna-tional Inc. Houston, USA.
NIEMCZYCKA T. & BROCHWICZ-LEWIÑSKI W. 1988 — Rozwój górnojurajskiego basenu sedymentacyjnego na Ni¿u Polskim. Kwart. Geol., 32: 137–154.
OSZCZYPKO N. & TOMAŒ A. 1976 — Przedtortoñska rzeŸba przed-grza Karpat miêdzy Krakowem a Dêbic¹ oraz jej wp³yw na sedymenta-cjê miocenu. Rocz. Pol. Tow. Geol., 46: 525–548.
OSZCZYPKO N. & TOMAŒ A. 1978 — Charakterystyka w³asnoœci zbiornikowych osadów jurajskich na przedgórzu Karpat œrodkowych. Kwart. Geol., 22: 585–600.
OSZCZYPKO N. 1981 — Wp³yw neogeñskiej przebudowy przedgórza Karpat na warunki hydrodynamiczne i hydrochemiczne zapadliska przedkarpackiego. Biul. Inst. Geol., 325: 5–87.
PICH J. 1978 — Chemizm wód podziemnych w œrodkowej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Biul. Instyt. Geol., 312: 129–190. PLEWA S. 1994 — Rozk³ad parametrów geotermalnych na obszarze Polski. Wydawnictwo CPPGSMiE, PAN, Kraków: 1–138.
RADWAÑSKA U. 1999 — Lower Kimmeridgian echinoids of Poland. Acta Geol. Pol., 49: 287–364.
RÓ¯KOWSKI A. 1991 — Budowa Geologiczna Polski, T. VII, Hydro-geologia pod red. Malinowskiego J., Region krakowsko-œl¹ski: 157–177.
RUTKOWSKI J. 1989 — Budowa Geologiczna regionu Krakowa. Prz. Geol., 37: 302–308
SILVER B. A. 1983 — Subsurface exploration stratigraphy .The Insty-tut for Energy Development, Oklahoma City, USA.
SOKO£OWSKI J. 1995 — Geothermal provinces and basins in Poland. Polish Geothermal Ass. Pol. Acad. Sci, Kraków: 1–124. STEMULAK J. & JAWOR E. 1963 — Wg³êbna budowa geologiczna przedgórza Karpat w obszarze na zachód od Dunajca i Wis³y. Kwart. Geol., 7: 169–184.
SZCZEPAÑSKI A. 1990 — Atlas wód geotermalnych Ni¿u Polskiego (objaœnienia tekstowe), praca zbiorowa pod red. Górecki W., ISE, AGH, Kraków: 123–134.
TARKOWSKI R. 1985 — Uwagi o stratygrafii i paleogeografii dolne-go i œrodkowedolne-go oksfordu okolic Krakowa. Kwart. Geol., 29: 383–394. ZDANOWSKI P., BASZKIEWICZ A. & GREGOSIEWICZ Z. 2001 — Analiza facjalna utworów najwy¿szej jury i kredy dolnej rejonu Zagorzyc. Prz. Geol., 49: 161–179.
