Sukcesja osadowa miocenu w rejonie zrêbu Ryszkowej Woli
(obszar Sieniawa–Rudka), zapadlisko przedkarpackie:
wyniki facjalnej i stratygraficznej interpretacji danych wiertniczych oraz sejsmiki 3D
Krzysztof Mastalerz
1, Anna Wysocka
2, Piotr Krzywiec
3, Jacek Kasiñski
3, Pawe³ Aleksandrowski
4,
Bartosz Papiernik
5, Barbara Ryzner-Siupik
6, Janusz Siupik
6Miocene succession at the Ryszkowa Wola high (Sieniawa–Rudka area), Carpathian Foredeep Basin: facies and stratigraphic interpretation of wellbore and 3D seismic data. Prz. Geol., 54: 333–342.
S u m m a r y. TThe Polish Carpathian Foredeep Basin (PCFB) is the northern compartment of a foreland basin system that surrounds the Carpathian orogenic belt. The axis of the eastern part of the PCFB plunges gently towards SE, where the Miocene basin-fill suc-cession exceeds 2000 metres in thickness. The Miocene succession developed in shallow marine ramp settings and is subdivided into 3 lithostratigraphic units: sub-evaporitic (onshore-to-nearshore), evaporitic, and supra-evaporitic (offshore-to-estuarine). The upper unit includes a siliciclastic series (Upper Badenian–Sarmatian), which constitutes the main segment of the succession. It displays an asymmet-ric, shallowing-up trend, expressed by the following sequence: hemipelagic®turbiditic®deltaic® low-energy nearshore-to-estuarine facies associations. Sediment accummulation in the basin has been significantly overprinted by higher-frequency cyclicity and encloses several genetic stratigraphic sequences bounded by MFS surfaces. An early phase of the basin development was characterised by high-rate subsidence and slow-rate sedimentation (hemipelagic facies). The turbiditic facies association identified within the Sieniawa–Rudka area resulted from southward progradation of a submarine fan/prodeltaic depositional system, mainly fed from the northern and north–western continental margins of the basin. An overall SE–ward palaeoslope inclination controlled the main phase of the deltaic progradation, which had gradually replaced the turbiditic systems. The late deltaic phase was characterised by ENE palaeotransport directions. The final phase of the basin filling took place in shallow-water, low-energy, nearshore-to-estuarine environments. In the early stage of the basin develop-ment, a complex system of NW–SE elongated basement pop-ups and flower structures in the Miocene succession were produced by reactivation and inversion of Mesozoic basement faults. The growth of these positive structures modified local subsidence patterns and affected the organisation of depositional systems of the siliciclastic series. A narrow elevation of the Ryszkowa Wola High (RWH) grad-ually grew above one of the pop-up structures. Complex structural-stratigraphic hydrocarbon traps developed along the RWH, due to interaction between the growth of local faults and the development of the successive depositional systems. Tidally-modified delta-top and estuarine facies are the most common hydrocarbon hosts within individual sequences of the „deltaic” segment of the succession.. Key words: Carpathian Foredeep, Miocene, sedimentation, sequence stratigraphy, facies analysis, well log interpretation, 3D seis-mic data
Baseny (zapadliska) przedgórskie powstaj¹ w trakcie nasuwczej aktywnoœci brze¿nych stref orogenów, wskutek uginania i pogr¹¿ania p³yty przedpola górotworu (por. Allen & Allen, 1990). Cechuj¹ siê one znacznym wyd³u¿e-niem i asymetri¹ w przekroju poprzecznym. Subsydencja wywo³ana obci¹¿eniem orogenu i akumulacj¹ osadów jest nierównomierna w czasie i przestrzeni. W najwczeœniejszych etapach rozwoju basenu jest ona zazwyczaj niewielka, wzrasta znacznie w okresie nasuwania p³aszczowin (por. Emery & Myers, 1996; Nummedal & Garcia-Gonzalez, 2001) i stopniowo wygasa po zakoñczeniu dzia³alnoœci orogenicznej.
Ewolucja basenów przedgórskich obejmuje dwa zasad-nicze stadia: 1) stadium niewype³nionego basenu z silnie rozwiniêtymi facjami pelagicznymi i turbidytowymi oraz 2) stadium wype³nionego basenu z przewag¹ osadów facji 1
2005 Bow Dr., Coquitlam, B.C., V3E 1X4, Kanada; krzys_mastalerz@yahoo.com
2
Uniwersytet Warszawski, Wydzia³ Geologii, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; Anna.Wysocka@uw.edu.pl
3
Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; piotr.krzywiec@pgi.gov.pl;
jacek.kasinski@pgi.gov.pl
4
Uniwersytet Wroc³awski, Instytut Nauk Geologicznych, pl. Maksa Borna 9, 50-205 Wroc³aw; palex@ing.uni.wroc.pl
5
Akademia Górniczo-Hutnicza, Zak³ad Surowców Energe-tycznych WGGiOŒ, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; papiern@geol.agh.edu.pl
6
PGNiG S.A., ul. Lubicz 25, 31-503 Kraków;
bsiupik@geonafta.krakow.pl, jsiupik@geonafta.krakow.pl K. Mastalerz
B. Papiernik
P. Aleksandrowski B. Ryzner-Siupik J. Siupik J. Kasiñski P. Krzywiec
p³ytkowodnych i subaeralnych. Kolejne jednostki straty-graficzne wype³nianego basenu wykazuj¹ konsekwentn¹ redukcjê mi¹¿szoœci (do wyklinowania) w kierunku na zewn¹trz od frontu orogenicznego oraz (zwykle) przekra-czaj¹ce zaleganie w kierunku przedpola basenu.
We wczesnych fazach rozwoju basenów przedgórskich oddzia³ywanie eustatycznych zmian poziomu morza jest na ogó³ ma³o istotne i ograniczone do s³abo nachylonego „przykontynentalnego” brzegu basenu. W strefie frontal-nego nasuniêcia orogenu wp³ywy te s¹ maskowane przez ruchy tektoniczne. W osiowej czêœci basenu oddzia³ywanie czynników eustatycznych jest wyraŸniejsze, jednak¿e ze wzglêdu na bardzo nieznaczne nachylenie powierzchni depozycyjnej jego efekty odbiegaj¹ znacznie od klasyczne-go, exxonowskiego modelu stratygrafii sekwencyjnej (Vail i in., 1977; Posamentier & Vail, 1988). Zmiany po³o¿enia linii brzegowej s¹ w tej strefie bardzo znaczne, przestrzeñ akomodacyjna ograniczona, a osady s¹ nara¿one na silne modyfikacje spowodowane czynnikami wewn¹trzbaseno-wymi (por. Hunt & Tucker, 1992; Posamentier i in., 1992; Nummedal & Molenaar, 1995; Catuneanu, 2002).
Wczesnym etapom uginania p³yty przepola i wype³nia-nia basenu towarzyszy rozwój deformacji ekstensyjnych w jego pod³o¿u. Propagacja frontu nasuwczego orogenu pro-wadzi z czasem do zmian charakteru pola naprê¿eñ w obrê-bie basenu, co mo¿e skutkowaæ tektoniczn¹ inwersj¹ starszych nieci¹g³oœci w warunkach kompresji lub trans-presji (por. np. Krzywiec, 1999). Ekstensja ugiêciowa, deformacje przesuwcze i inwersja tektoniczna mog¹ wp³ywaæ na rozk³ad stref subsydencji w basenie, a w rezultacie na kierunki transportu materia³u klastycznego, progradacjê form akumulacyjnych, rozk³ad facji i geome-triê lokalnych elementów architektury basenu.
W niniejszym artykule prezentowane s¹ wyniki analizy stratygraficznej i facjalnej utworów mioceñskich z rejonu Sieniawy–Rudki (zlokalizowanego we wschodniej czêœci polskiego segmentu zapadliska przedgórskiego Karpat), których rozwój odzwierciedla wiele spoœród wymienio-nych powy¿ej zjawisk. Przeprowadzona analiza zosta³a oparta na danych otworowych (rdzenie, karota¿e, zapis upadomierza) i danych sejsmiki 3D (Krzywiec i in., 2003). Model tektonicznej ewolucji tego obszaru oparty na tych samych danych zosta³ przedstawiony przez Krzywca i in. (2005).
Zarys budowy geologicznej obszaru badañ
Obszar wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackie-go stanowi³ w mezozoiku czêœæ basenu osadoweprzedkarpackie-go bruzdy œródpolskiej (por. Kutek, 1994; Gutowski i in., 2005), która w póŸnej kredzie–paleogenie uleg³a inwersji, a nastêpnie erozji. Zasadniczy etap ewolucji tektonicznej tego obszaru by³ zwi¹zany z mioceñsk¹ ekstensj¹ ugiêciow¹ zwi¹zan¹ z nasuniêciem na przedpole brze¿nej strefy orogenu karpac-kiego (por. Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989; Oszczypko,
1996, 1999; Krzywiec, 1999, 2001). Dzisiejsze
ukszta³towanie stropu pod³o¿a wschodniej czêœci polskie-go zapadliska przedkarpackiepolskie-go jest silnie zró¿nicowane: przy pó³nocnej krawêdzi basenu (rejon Roztocza) wystê-puje on na g³êbokoœciach rzêdu zaledwie dziesi¹tek metrów, ku po³udniowi zaœ obni¿a siê stopniowo do ponad 2 km (Karnkowski & G³owacki, 1961; Dziadzio & Jacho-wicz, 1996; Krzywiec, 1999, 2001; Krzywiec i in., 2005; Wysocka, 2002; por. te¿: Karnkowski, 1978). W jego mor-fologii zaznacza siê wiele w¹skich, wyniesionych bloków pod³o¿a o wyd³u¿eniu NW–SE i rozdzielaj¹cych je znacznie szerszych obni¿eñ. Jednym z takich wyniesionych bloków jest tzw. zr¹b Ryszkowej Woli (ryc. 1), którego geneza wi¹¿e siê z mioceñsk¹ lewoskrêtn¹ przesuwczoœci¹ o kierunku NW–SE w obrêbie pod³o¿a paleozoicznego tej czêœci zapadliska (por. Krzywiec i in., 2005).
Sukcesja osadowa miocenu (baden–sarmat) omawia-nej czêœci zapadliska przedkarpackiego cechuje siê
umiar-kowanym zró¿nicowaniem facjalnym i wyraŸnie
trójdzieln¹ w pionie budow¹. Niewielkiej mi¹¿szoœci pakiet niejednorodnych facjalnie osadów zalegaj¹cych w sp¹gu ewaporatów jest okreœlany mianem kompleksu podewaporatowego (i tradycyjnie zaliczany wiekowo do badenu dolnego). Dolny kontakt tych osadów stanowi rodzaj erozyjnej niezgodnoœci k¹towej, której towarzyszy rozleg³a luka stratygraficzna. Powy¿ej zalega przeciêtnie kilkunastometrowej mi¹¿szoœci kompleks ewaporatowy, tradycyjnie uwa¿any za œrodkowobadeñski, jednak zgod-nie z najnowszymi datowaniami zaliczany do badenu gór-nego (por. Oszczypko i in., 2005), reprezentowany przez
anhydryty. Ponad ewaporatami wystêpuje znacznej
mi¹¿szoœci (do ponad 2 km) seria osadów piaszczy-sto-ilastych okreœlanych tu jako kompleks nadewaporato-wy (seria silikoklastyczna), któremu przypisuje siê wiek póŸnobadeñsko-sarmacki (Ney i in., 1974; Oszczypko i in., 2005). Górna granica miocenu charakteryzuje siê subteln¹ niezgodnoœci¹ erozyjn¹ (i nieznacznja k¹tow¹).
PISKOROWICE-1 PISKOROWICE-2 RUDKA-4 RUDKA-7 RUDKA-5 RUDKA-3 RUDKA-11 RUDKA-8 RUDKA-1 RUDKA-13 WYLEWA-1 RUDKA-10 DOBRA-1 DOBRA-5 RUDKA-2 RUDKA-6 5km B A ZAPADLISKO PRZEDKARPACKIE CARPATHIAN FOREDEEP K A R P A T Y Z E W N Ê T R Z N E O U T E R C A R P A T H I A N S KRAKÓW Przemyœl POLSKAPOLAND UKRAINAUKRAINE
¬
Ryc. 1. A — Lokalizacja zdjêcia sejsmicznego 3D „Rudka” (czerwony wielok¹t) na tle szkicu geologicznego Karpat zewnêtrznych i ich przedpola. B — czasowa mapa sej-smiczna poziomu ewaporatowego, aproksymuj¹ca konfigu-racjê stropu pod³o¿a paleozoicznego. Osiowa czêœæ pod³o¿a (szare kolory) uniesiona w stosunku do po³o¿onego ni¿ej otoczenia (czerwone kolory) wyznacza zasiêg zrêbu Rysz-kowej Woli (por. Krzywiec, 1999; Krzywiec i in., 2005) Fig. 1. A — Location of the “Rudka” 3D seismic survey (red rectangle) on geological sketch of the Outer Carpathians and their foreland. B — Time seismic map of the evaporitic horizon can be regarded as close approximation of the top surface of the Palaeozoic basement. Ryszkowa Wola High is defined by the axial part (grey colors) of the basement uplifted with respect to the surrounding areas (red colors) — (cf. Krzywiec, 1999; Krzywiec i in., 2005)
Wykorzystane dane i metodyka interpretacji
Do interpretacji wykorzystano dane geofizyki wiertni-czej z 9 otworów (Dobra–1, Dobra–5, Rudka–7, Rudka–8, Rudka–10, Rudka–11, Rudka–13, Wylewa–1 i Piskorowi-ce–2), profilowania upadomierza z 5 otworów (Rudka–8, Rudka–10, Rudka–11 i Rudka–13 oraz Wylewa–1), odcin-ki rdzeni wiertniczych z 7 otworów (Dobra–5, Rudka–7,
Rudka–8, Rudka–10, Rudka–11 i Rudka–13 oraz
Wylewa–1), oraz wysokiej jakoœci sejsmikê 3D (ryc. 1). Wiêkszoœæ z analizowanych otworów przewierci³a ca³¹ sukcesjê mioceñsk¹, osi¹gaj¹c pod³o¿e. Integracja danych sejsmiki 3D i wiertniczych zaowocowa³a przeprowadze-niem wiarygodnej korelacji miêdzy otworami oraz
umo¿li-wi³a dokonanie kompletnego podzia³u serii
silikoklastycznej sarmatu na sekwencje genetyczne sensu
Galloway (1989). Wyznaczone granice sekwencji
dowi¹zano do danych sejsmicznych za pomoc¹ sejsmogra-mów syntetycznych. Interpretacja przeprowadzona przy wykorzystaniu danych sejsmiki 3D pozwoli³a na skonstru-owanie szczegó³owych map strukturalnych dla granic wyró¿nionych sekwencji (por. Krzywiec i in., 2005).
Mapy te oraz wyniki analizy litofacjalnej danych otwo-rowych umo¿liwi³y konstrukcjê map mi¹¿szoœciowych i litofacjalnych dla poszczególnych sekwencji. Zmiennoœæ litofacjaln¹ wyró¿nionych sekwencji genetycznych zre-konstruowano na podstawie zintegrowanej interpretacji krzywych geofizycznych i wyników interpretacji zdjêcia sejsmicznego wykonywanych z zastosowaniem progra-mów PetroWorks i StratWorks (Papiernik & Zaj¹c, 2003). Wydzielono cztery litofacje: piaszczyst¹ (zapiaszczenie >75%), piaszczysto-ilast¹ (75–50%), ilasto-piaszczyst¹ (50–25%) i ilast¹ (zapiaszczenie <25%). Analiza prze-strzenna obejmowa³a dwustopniow¹ procedurê konstru-owania map litofacjalnych. W pierwszym kroku, w programie StratWorks, na podstawie zliczeñ krzywych lito-logicznych w obrêbie interwa³ów stratygraficznych oszaco-wano sumaryczne mi¹¿szoœci litofacji i przeliczono te wartoœci do postaci procentowego udzia³u facji w sekwen-cji (Papiernik & Zaj¹c, 2003). Na podstawie tych danych estymowano wynikowe mapy litofacjalne w programie ZMap–Plus. By zwiêkszyæ ich wiarygodnoœæ, wykorzysta-no algorytm Trendform Gridding, pozwalaj¹cy powi¹zaæ obliczany model z rozk³adami przestrzennymi wykazywa-nymi przez tzw. modele steruj¹ce (Zoraster, 1996; Britze, 1998; Papiernik, 2002). Jako modele steruj¹ce wykorzysty-wano modele mi¹¿szoœci sekwencji genetycznych (por. Krzy-wiec i in., 2005).
Mapy strukturalne i litofacjalne zosta³y uzupe³nione wynikami interpretacji kierunków paleotransportu, opartej na analizie wysokiej jakoœci danych profilowania upado-mierzem i pos³u¿y³y do interpretacji architektury facjalnej oraz odtworzenia rozwoju sedymentacji w analizowanej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Wynikiem komplek-sowej analizy tego obszernego zestawu danych jest
rów-nie¿ wiele wniosków dotycz¹cych wspó³zale¿noœci
sedymentacji i tektoniki oraz wniosków natury z³o¿owej.
Charakterystyka facji i asocjacji facjalnych
Analiza sedymentologiczna materia³u rdzeniowego pozwoli³a na wyró¿nienie wielu odmian facjalnych oraz zespo³ów facji (Krzywiec i in., 2003; Mastalerz i in., 2004). W obrêbie kompleksu podewaporatowego dominuje zespó³ facji aluwialnych i p³ytkiego przybrze¿a. Kompleks
ewaporatowy jest zbudowany na analizowanym obszarze niemal wy³¹cznie z ró¿nych odmian anhydrytów, nato-miast kompleks nadewaporatowy charakteryzuje siê obec-noœci¹ zespo³ów facji osadów hemipelagicznych, pr¹dów zawiesinowych, deltowych oraz lagunowo-estuariowych.
Utwory zespo³u facji aluwialnych i piaszczystego
przybrze¿a nawiercono bezpoœrednio powy¿ej podstawo
-wej mioceñskiej powierzchni niezgodnoœci w otworach Rudka–10 i Dobra–5 (ryc. 1). Rozpoczynaj¹ siê one grubo-ziarnistymi piaskowcami i brekcjami sedymentacyjnymi o rozproszonym szkielecie ziarnowym. Szkielet ziarnowy sk³ada siê z kwarcu i ostrokrawêdzistych klastów litycz-nych (ryc. 2A). Dominuj¹cym strukturami sedymentacyj-nymi s¹ tu warstwowania skoœne. Wy¿ej le¿¹ grubo- i œrednioziarniste piaskowce kwarcowe z licznymi drobny-mi intraklastadrobny-mi. Ich pierwotne struktury sedymentacyjne uleg³y zatarciu (bioturbacja?). W stropie tych piaskowców stwierdzono wystêpowanie s³abo czytelnych struktur korzeniowych. Pozosta³¹ czêœæ kompleksu podewaporato-wego stanowi¹ piaskowce o zmiennym uziarnieniu i wysortowaniu. S¹ one silnie zbioturbowane, lecz miejsca-mi zawieraj¹ wci¹¿ czytelne warstwowania skoœne. Utwo-ry te interpretowane s¹ jako przejœciowe od osadów œrodowiska aluwialnego do osadów p³ytkiego, piasz-czystego przybrze¿a. Kompleks tych osadów ma transgre-sywny charakter (por. Dziadzio, 2000).
Osady zespo³u facji ewaporatowych zbudowane s¹
g³ównie w postaci anhydrytów laminowanych poziomo oraz gruz³owych (Peryt i in., 1998). Wystêpuj¹ wœród nich cienkie prze³awicenia osadów drobnoziarnistych oraz wêgla brunatnego i i³u wêglistego. W stropowej czêœci wk³adek silikokolastycznych stwierdzono wystêpowanie pogr¹zów wype³nionych anhydrytem. Materia³ fitogenicz-ny jest zapewne allochtoniczfitogenicz-ny, choæ daleko posuniête pro-cesy ¿elifikacji zatar³y jego pierwotne cechy botaniczne. Osady zespo³u facji ewaporatowych s¹ zwi¹zane najpraw-dopodobniej z niskoenergetycznym œrodowiskiem zatok lub lagun, gdzie materia³ roœlinny móg³ byæ dostarczany z pobliskiego brzegu.Zalegaj¹ one zazwyczaj z ostr¹ granic¹ bezpoœrednio ponad utworami zespo³u facji aluwialnych i piaszczystego przybrze¿a.
Osady zespo³u facji hemipelagicznych (otwartego basenu) wystêpuj¹ g³ównie w najni¿szej czêœci serii
sili-koklastycznej. Stwierdziæ je mo¿na równie¿ w najwy¿szej czêœci kompleksu podewaporatowego w otworze Dobra–5 oraz miejscami wœród wy¿szych stratygraficznie inter-wa³ów drobnoziarnistych serii silikoklastycznej. Zespó³ ten jest zbudowany jako ciemnoszare, lekko wapniste, laminowane mu³owce i heterolity mu³owcowe z pozioma-mi wzbogaconypozioma-mi w zwi¹zki ¿elaza. Dopozioma-minuj¹ warstwo-wania horyzontalne. Osady zawieraj¹ zwykle wyraŸn¹ domieszkê ³yszczyków i substancji wêglistej.
Zespó³ facji pr¹dów zawiesinowych wystêpuje w
ni¿-szej czêœci kompleklsu nadewaporatowego. Sk³ada siê on z szarych, wapnistych heterolitów piaszczysto-mu³owco-wych i mu³owcopiaszczysto-mu³owco-wych z dobrze rozwiniêtymi normalnymi uziarnieniami frakcjonalnymi i wykazuje zdecydowan¹ cykliczn¹ organizacjê pionow¹ w ma³ej skali. W dolnych, piaszczystych czêœciach ³awic z³o¿onych obserwuje siê warstwowania poziome, niskok¹towe skoœne, zmarszczko-we, smu¿yste oraz pogr¹zy (ryc. 2B). Wykazuj¹ one zazwyczaj ostre, erozyjne sp¹gi. W górnych, drobnoziar-nistych odcinkach takich ³awic frakcjonalnemu uziarnieniu towarzyszy czêsto nieostra laminacja pozioma oraz liczne struktury bioturbacyjne, najczêœciej Chondrites sp. Osady
te mo¿na wi¹zaæ z epizodyczn¹ depozycj¹ materia³u klastycz-nego z pr¹dów zawiesinowych o niskiej i normalnej koncen-tracji. Znaczne zmiany natê¿enia i przerwy w sedymentacji umo¿liwi³y okresowo kolonizacjê dna i bioturbacjê osadu.
Zespó³ facji deltowych wystêpuje w œrodkowej i
wy¿szej czêœci serii silikoklastycznej, stanowi¹c jej naj-wa¿niejszy objêtoœciowo element. Przewa¿aj¹ tu heterolity piaszczyste i mu³owcowe obfituj¹ce w prze³awicenia piaszczyste. Osady wykazuj¹ szare zabarwienie i s¹ naj-czêœciej wyraŸnie wapniste. Miejscami wystêpuj¹ znaczne domieszki rozproszonej substancji wêglistej i okruchów ksylitów. Powszechnie wystêpuj¹ niskok¹towe warstwo-wania skoœnie, laminacje zmarszczkowe i rzadziej lamina-cja horyzontalna (ryc. 2C–E). Typowe nastêpstwo struktur sedymentacyjnych w obrêbie prze³awiceñ piaszczystych obejmuje kolejno od do³u: warstwowanie poziome,
tabu-larne warstwowanie skoœne, synsedymentacyjne deforma-cje, niskok¹towe warstwowanie skoœne i strefy nielicznych bioturbacji. Heterolity piaszczyste zwykle bezpoœrednio podœcielaj¹ zestawy/wielozestawy piaszczyste. Dominuj¹ w nich warstwowania horyzontalne, niskok¹towe skoœne, zmarszczkowe, nieliczne powierzchnie rozmyæ, synsedy-mentacyjne deformacje fa³dowe (ryc. 2C i 2E). Stopieñ bioturbacji osadu jest, przewa¿nie, niewielki. W osadach zespo³u facji deltowych sporadycznie wystêpuj¹ pojedyn-cze muszle cienkoskorupowych ma³¿y.
Osady zespo³u facji lagunowo-estuariowych,
p³ytkich zatok i przybrze¿a s¹ charakterystyczne g³ównie
dla najwy¿szej czêœci serii silikoklastycznej. Dominuj¹ tu szare i ciemnoszare, wapniste, bezstrukturalne i laminowa-ne mu³owce oraz heterolity mu³owcowe (ryc. 2F). W ni¿-szych czêœciach interwa³ów tego zespo³u stosunkowo licznie wystêpuj¹ prze³awicenia piaszczyste. Stwierdziæ tu mo¿na wystêpowanie charakterystycznej
oddzielnoœci soczewkowej,
zwi¹zanej prawdopodobnie z
pierwotn¹ laminacj¹ kopu³ow¹. W laminowanych mu³owcach i
heterolitach mu³owcowych
dominuje laminacja horyzontalna, rzadziej wystêpuj¹ warstwowania
zmarszczkowe i niskok¹towe
skoœne. Osady zawieraj¹
domieszki substancji wêglistej i ³yszczyków. Utwory te cechuje zmienny stopieñ bioturbacji oraz wystêpowanie nielicznych muszli cienkoskorupowych ma³¿y. Sto-sunkowo czêsto wystêpuj¹ tu poziomy z drobnymi konkrecjami ¿elazistymi (ryc. 2F) oraz ¿elaziste
inkrustacje na fragmentach
roœlinnych. Nastêpstwo struktur typowe dla heterolitów
mu³owco-wych tego zespo³u obejmuje
pogr¹zy i struktury deformacjne,
warstwowanie zmarszczkowe,
niskok¹towe warstwowanie skoœne oraz laminacjê poziom¹.
Sekwencyjna organizacja silikoklastycznego kompleksu
nadewaporatowego
Silikoklastyczny kompleks
nadewaporatowy ujawnia wyraŸn¹ cykliczn¹ organizacjê o hierar-chicznej strukturze — wyró¿niæ w niej mo¿na kilkadziesi¹t cyklo-temów ró¿nej rangi. Wiêksza ich czêœæ wykazuje prawie syme-tryczny charakter: w swoich ni¿-szych czêœciach cechuj¹ siê one wzrostem zapiaszczenia ku górze, powy¿ej natomiast ziarno osadu
drobnieje. Towarzyszy temu
zmiana rodzaju u³awicenia — od cienkiego w ni¿szych czêœciach cyklotemu, poprzez stopniowo grubsze w czêœci œrodkowej i,
A C D E F B 5 cm 5c m 5c m 5c m 5c m 5c m
Ryc. 2. Charakterystyka litofacjalna osadów serii silikoklastycznej. A — skoœnie warstwowa-ne, œrednio- i gruboziarniste piaskowce, ze znaczn¹ domieszk¹ okruchów litycznych (otwór Rudka–10, g³. 1357–1358 m, zespó³ facji aluwialnych i piaszczystego przybrze¿a), B — hete-rolity mu³owcowo-piaszczyste, cykle uziarnione frakcjonalnie, warstwowania horyzontalne i skoœne, poziom kompakcyjnie zmienionych bioturbacji (otwór Rudka–10, g³. 1195–1196 m, zespó³ facji pr¹dów zawiesinowych), C — skoœnie i zmarszczkowo warstwowane, drobnoziar-niste piaskowce, w górnej czêœci nieco zaburzone (otwór Wylewa–1, g³. 831–832 m, zespó³ facji deltowych), D — skoœnie warstwowane, drobnoziarniste piaskowce, synsedymentacyjnie zaburzone (otwór Rudka–13, g³. 546–565 m, zespó³ facji deltowych), E — skoœnie warstwo-wane, drobnoziarniste piaskowce (otwór Wylewa–1, g³. 671–672 m, zespó³ facji deltowych), F — heterolity mu³owcowe z poziomami konkrecji ¿elazistych (otwór Rudka–11, g³. 641–642 m, zespó³ facji lagunowo-estuariowych, p³ytkich zatok i przebrze¿a)
Fig. 2. Lithological characteristics of the siliciclastic series. A — cross-stratified, medium and coarse-grained sandstones, with lithic grain admixture (well Rudka–10, depth 1357–1358 m, on-shore to near-shore facies association), B — sandy and silty heteroliths, normal graded, horizontal and cross-stratified, (well Rudka–10, depth 1195–1196 m, turbiditic facies associa-tion), C — ripple- and cross-stratified, fine-grained sandstones, in the upper part slightly syn-depositionally deformed (well Wylewa–1, depth 831–832 m, deltaic facies association), D — cross-stratified, fine-grained sandstones, with synsedimentary deformations (well Rudka–13, depth 546–565 m, deltaic facies association), E — cross-stratified, fine-grained sandstones (well Wylewa–1, depth 671–672 m, deltaic facies association), F — silty heteroliths with hori-zons of small ferruginous concretions (well Rudka–11, depth 641–642 m, low-energy nearsho-re-to-estuarine facies associations)
ponownie, do coraz cieñszego ku stropowi. Œrodkowe, piaszczyste interwa³y cyklotemów zawdziêczaj¹ sw¹ gene-zê akumulacji osadów w formie podwodnych (najcgene-zêœciej p³ytkowodnych) nasypów. Zmienny udzia³ maj¹ tu osady wype³nieñ koryt/kana³ów. Najdrobniej ziarniste osady dol-nych i górdol-nych czêœci cyklotemów s¹ przewa¿nie efektem akumulacji z hemipelagicznej zawiesiny, przy zmiennym udziale rozcieñczonych pr¹dów zawiesinowych i s³abych pr¹dów trakcyjnych.
W rzeczywistoœci ¿aden z cyklotemów, szczególnie wy¿szej rangi, nie ma prostej, regularnej budowy. Zazwy-czaj w ich profilach wystêpuj¹ wielokrotnie powtarzaj¹ce siê trendy ni¿szej rangi. W dolnych czêœciach cyklotemów stwierdziæ mo¿na powtarzaj¹ce siê zestawy o grubiej¹cym ziarnie i grubiej¹cych ³awicach. W œrodkowych odcinkach szczególnie charakterystyczne s¹ grube wielozestawy ³awic piaskowcowych, czêsto o ostrych, erozyjnych grani-cach sp¹gowych, wykazuj¹cych czêsto tendencje do drob-nienia ziarna ku górze.
Cykliczny rodzaj organizacji serii jest podstaw¹ jej
podzia³u na jednostki stratygraficzne, oddzielone
wyraŸniejszymi interwa³ami osadów drobnoziarnistych. Interwa³y te charakteryzuj¹ siê wieloma objawami typo-wymi dla stref kondensacji stratygraficznej: znacznym wzrostem udzia³u minera³ów ilastych oraz materia³u wytr¹canego chemicznie. Wyra¿a siê to zwykle wyraŸnym
wzrostem natê¿enia promieniowania gamma, czêsto rady-kalnym spadkiem opornoœci oraz niekiedy subteln¹ zmian¹ upadu strukturalnego serii. Strefy takie zawieraj¹ w sobie tzw. powierzchnie maksymalnego zatopienia — MFS (maximum flooding surface) — (por. Vail i in., 1977; Krzywiec, 1993; Porêbski, 1996; Catuneanu, 2002) i oddzielaj¹ od siebie interwa³y stratygraficzne, wykazuj¹ce tendencje do retrogradacji od interwa³ów ujawniaj¹cych trend progradacyjny (ryc. 3). £atwoœæ identyfikacji na wykresach karota¿owych oraz niski stopieñ diachronicz-noœci (Catuneanu i in., 1998; Catuneanu, 2002; Embry, 2002) pozwalaj¹ uznaæ te powierzchnie za stosunkowo precyzyjne i wygodne granice jednostek stratygraficznych. Organizacja serii silikoklastycznej oraz charakterysty-ka facjalna wscharakterysty-kazuj¹, ¿e w jej profilu mamy do czynienia z
szeregiem sekwencji genetycznych ograniczonych
powierzchniami MFS (por. Galloway, 1989). W ka¿dej sekwencji wyró¿niæ mo¿na dwa ci¹gi systemowe — regresywny i transgresywny (ryc. 3). Granic¹ rozdzielaj¹c¹ osady ci¹gów systemowych sekwencji genetycznej jest powierzchnia maksymalnej progradacji — MPS (w przy-bli¿eniu: maksymalnej regresji) i jej odpowiedniki, która ma równie¿ wysokie chronostratygraficzne znaczenie i rozdziela w profilu interwa³ o charakterze progradacyjnym (sp³ycaj¹cym siê) od interwa³u wykazuj¹cym oznaki stop-niowej retrogradacji (pog³êbiania; por. Catuneanu i in.,
zmiana azymutu upadu strukturalnego
change of structural dip
zmiana charakteru u³awicenia
change of bedding charakter
CHF ChF ChF horyzonty Fe Fe-enriched horizons 815 m 825 m
MFS
MFS
825 m 850 m 775 m 800 m P ARASEKWENCJE PARASEQUENCE P TST (Transgresywny Trakt Systemowy) (Transgressive Systems Tract) sekwencja P sequence P P P P P R R RMPS
GR [API] 800 m sekwencja N sequence N RST (Regresywny Trakt Systemowy) (Regressive Systems Tract) RST (Regresywny Trakt Systemowy) (Regressive Systems Tract) TST sekwencja Q sequence Q ARPL¬
Ryc. 3. Budowa i sk³adniki prostej sekwencji genetycznej na przyk³adzie sekwencji P; dane z otworu Wylewa–1; GR — krzywa naturalnego promieniowania gamma, RES — wykres profilowania mikroopornoœci, ARPL — wykres strza³kowy upadomierza. Interpretacja: MFS — powierzchnia maksymalnego zatopienia, MPS — powierzchnia maksy-malnej progradcji; ci¹gi systemowe: TST — transgresywny, RTS — regresywny; parasekwencje: P — progradacyjna, R — retrogradacyjna; strza³ki obok wykresu upadomierza wskazuj¹ interpretowane kie-runki paleotransportu; CHF — wype³nie-nie koryta/kana³u
Fig. 3. Main elements of a genetic sequence showing relatively simple organization; sequence P, data from well Wylewa–1; Logs: GR — gamma ray, RES — microresistivity, ARPL — dipmeter arrow plot. Interpretation: MFS — maximum flooding surface (genetic sequence boundaries), MPS — maximum progradation surface; sys-tems tracts: TST — transgressive, RTS — regressive; parasequences: P — progradational, R — retrogradational; arrows near the arrowplot show inter-preted paleotransport directions; CHF — interpreted channel fills
1998; Catuneanu, 2002; Embry, 2002). Ten prosty podzia³ jest zarazem obiektywny ze wzglêdu na mo¿liwoœæ dowi¹zania go do danych karota¿owych i, z pewnym przy-bli¿eniem, nawet do danych sejsmicznych. W ka¿dej sekwencji wyró¿niæ mo¿na wiele parasekwencji, czyli wielozestawów ³awic o organizacji pionowej, zgodnej z zasad¹ przejœæ facjalnych Walthera (Middleton, 1973), oddzielonych od siebie powierzchniami zalewu, zwi¹zany-mi z nag³yzwi¹zany-mi pog³êbieniazwi¹zany-mi zbiornika sedymentacyjnego (ryc. 3).
Zintegrowane wyniki analiz sedymentologicznych materia³u rdzeniowego i krzywych geofizyki otworowej, a w szczególnoœci danych upadomierza, pozwoli³y wyodrêb-niæ w serii silikoklastycznej okolic Sieniawy–Rudki 12 sekwencji genetycznych wysokiej czêstotliwoœci (Krzy-wiec i in., 2003; Mastalerz i in., 2004). W kierunku od sp¹gu ku stropowi serii wydzielono sekwencje H, J, K, L, M, N, P, Q, R, S, T oraz V. Granice tych sekwencji skalibro-wano z obrazem sejsmicznym na podstawie analizy
sej-smogramów syntetycznych (ryc. 4). Dla otworów
po³o¿onych w obrêbie zrêbu Ryszkowej Woli (por. ryc.1) dowi¹zanie danych otworowych i sejsmicznych by³o zró¿-nicowanej jakoœci, ze wzglêdu na stosunkowo du¿y stopieñ deformacji tektonicznych. Dla otworu Dobra–5, po³o¿one-go poza zrêbem (por. ryc.1), stopieñ korelacji sejsmogramu syntetycznego i danych sejsmicznych by³ bardzo wysoki (ryc. 4). Generalnie wysoka jakoœæ analizowanych danych sejsmicznych 3D pozwoli³a na precyzyjn¹ interpretacjê granic wszystkich sekwencji zarówno w obrêbie zrêbu Ryszkowej Woli, jak i po obu jego stronach (ryc. 5; por. Krzywiec i in., 2005).
Zarys architektury facjalnej i paleotransportu
Dane sejsmiczne pokazuj¹ prawie równoleg³y uk³ad horyzontów sejsmicznych w obrêbie nadewaporatowej serii silikoklastycznej na badanym obszarze (ryc. 5). Znaczna czêœæ tych horyzontów wykazuje wysoki stopieñ ci¹g³oœci oraz niewielkie oboczne zmiany amplitudy. Lokalne zmiany amplitudowo-czêstotliwoœciowe bywaj¹ w tej czêœci zapadliska przedkarpackiego zwi¹zane z aku-mulacjami gazu ziemnego (Myœliwiec, 2004a). Niektóre interwa³y stratygrafczne cechuj¹ siê jednak bardziej homogenicznym obrazem sejsmicznym. W profilu sukcesji mioceñskiej obserwuje siê doœæ wyraŸne zró¿nicowanie cech reflektorów. Obrazy sejsmiczne sekwencji H oraz — czêœciowo — T s¹ stosunkowo homogeniczne. W ni¿szych sekwencjach (J–M) w zasadzie przewa¿aj¹ horyzonty o nieznacznej amplitudzie, wy¿ej natomiast (sekwencje N–S) pojawiaj¹ siê miejscami wyraŸniejsze reflektory wysokoamplitudowe (por. Krzywiec i in., 2005; ryc. 5). Zestawy reflektorów o nieregularnym przebiegu i bardzo ograniczonej ci¹g³oœci zastêpuj¹ miejscami obocznie zestawy reflektorów równoleg³ych. Zestawy klinowe nale¿¹ do rzadkoœci, maj¹ bardzo ograniczone zasiêgi oboczne i niewielk¹ mi¹¿szoœæ. Zdecydowane i syste-matyczne zaburzenie równoleg³ej struktury horyzontów sejsmicznych obserwuje siê jedynie w obrêbie zrêbu Rysz-kowej Woli, a szczególnie na jego obrze¿ach (ryc. 5; por. Krzywiec i in., 2005).
Seriê silikoklastyczn¹ mo¿na podzieliæ na kilka grup sekwencji cechuj¹cych siê znacznym stopniem jednorod-noœci facjalnej, organizacji oraz podobnymi kierunkami paleotransportu osadu. Grupy te reprezentuj¹ efekty depozycyjne zasadniczych etapów rozwoju basenu
sedy-mentacyjnego, ró¿ni¹cych siê wzajemnie organizacj¹ i rodzajem systemu depozycyjnego.
Grupa sekwencji: H, J i K. Charakterystyka karota
-¿owa i rdzeniowa wskazuje na turbidytowy rodzaj
wiêk-szoœci tych przewa¿nie drobnoziarnistych osadów.
Mi¹¿szoœci sekwencji H i J osi¹gaj¹ maksymalne wartoœci poza zrêbem Ryszkowej Woli, szczególnie w bezpoœred-nim pobli¿u ograniczaj¹cych go uskoków (ryc. 5; por. Krzywiec i in., 2005). Mi¹¿szoœci sekwencji J s¹ zdecydo-wanie mniejsze ponad zrêbem, wzrastaj¹c stopniowo ku SE wzd³u¿ jego osi (ryc. 6A). Ponad analizowan¹ czêœci¹ zrêbu brak jest osadów najni¿szej sekwencji H. Sekwencja K cechuje siê znaczniejszym udzia³em grubiej u³awico-nych piaskowców, a zró¿nicowanie mi¹¿szoœci jej osadów jest znacznie mniejsze — ni¿sze mi¹¿szoœci koreluj¹ siê ze strefami uskokowymi ograniczaj¹cymi zr¹b, maksymalne mi¹¿szoœci natomiast obserwuje siê w SE czêœci obszaru, gdzie wzrasta równie¿ stopieñ zapiaszczenia. W analizo-wanych otworach dominuj¹ kierunki paleotransportu ku SSW do SSE. Sekwencje tej grupy zalegaj¹ przekraczaj¹co ku NW (por. Krzywiec, 1999, 2001).
Grupa sekwencji: L, M i N. W grupie tej mamy
g³ównie do czynienia z zespo³em osadów œrodowisk delto-wych i towarzysz¹cych. W profilu tej czêœci serii coraz powszechniej pojawiaj¹ siê znacznej mi¹¿szoœci wieloze-stawy ³awic piaszczystych. Zró¿nicowanie mi¹¿szoœci poszczególnych sekwencji jest umiarkowane. Redukcja mi¹¿szoœci ponad zrêbem Ryszkowej Woli nie jest tak radykalna jak w najni¿szych sekwencjach. Uk³ady izopa-chyt s¹ stosunkowo zró¿nicowane, a depocentra zlokalizo-wane po obu stronach zrêbu migruj¹ sukcesywnie w kierunku SE w kolejnych sekwencjach tej grupy. Wyd³u¿ona w kierunku WNW–ESE strefa maksymalnego zapiaszczenia lokuje siê ponad zrêbem w rejonie otworu Rudka–13 we wszystkich sekwencjach. Jedynie w sekwen-cji N rozbudowuje siê ona wyraŸniej ku NE. Przewa¿a pale-otransport skierowany ku SE do ESE, natomiast ku górze coraz liczniej pojawiaj¹ siê kierunki NE. Wyznaczniki paleotransportu ku WSW do WNW stwierdzone w wy¿-szych czêœciach sekwencji M i N wynikaj¹ prawdopodob-nie z udzia³u procesów wewn¹trzbasenowych, szczególprawdopodob-nie p³ywów, w redystrybucji materia³u klastycznego. Przekro-je sejsmiczne pokazuj¹ wyraŸne wycienianie siê i podgina-nie ku górze warstw ponad strefami uskokowymi ograniczaj¹cymi zr¹b (ryc. 5). W szerszej skali ujawniaj¹ one spokojne sedymentacyjne zaleganie przekraczaj¹ce w kierunku ku NE i NW (Krzywiec, 1999).
Grupa sekwencji: P, Q, R i S. Osady tej grupy nale¿¹
przewa¿nie równie¿ do facji deltowych i towarzysz¹cych oraz cechuj¹ siê istotnym udzia³em z³o¿onych wielozesta-wów ³awic piaszczystych o znacznej mi¹¿szoœci. £awice powszechnie ujawniaj¹ ostre kontakty sp¹gowe. W kolej-nych sekwencjach obserwuje siê sukcesywn¹ zmianê pozycji strefy maksymalnych mi¹¿szoœci po³o¿onej na NE od zrêbu Ryszkowej Woli. W sekwencji P kilka s³abych oœrodków o zwiêkszonych m¹¿szoœciach pojawia siê tu¿ przy krawêdzi zrêbu. Pas maksymalnych mi¹¿szoœci sekwencji R jest po³o¿ony zdecydowanie dalej ku NE (ryc.6B). Najni¿szymi mi¹¿szoœciami cechuje siê zachod-nia czêœæ zrêbu. Maksymalne zapiaszczenie sekwencji P wypada w centralnej czêœci obszaru (otwory Rudka 12 i Rudka 11) i pokrywa siê w przybli¿eniu z przebiegiem zrê-bu. Podobn¹ sytuacjê obserwuje siê w sekwencjach Q i R, z tym, ¿e strefa zapiaszczenia przesuwa siê sukcesywnie ku ESE, a w sekwencji R dodatkowo rozszerza siê ona
wachlarzowato ku E (ryc.6B). WskaŸniki paleotransportu w tej grupie wskazuj¹ coraz wyraŸniej na NE–ENE nachy-lenie paleosk³onu (ryc.6B). Rozk³ad kierunków paleo-transportu w górnej czêœci tej sekwencji R wykazuje wiêksz¹ dyspersjê oraz doœæ wyraŸn¹ polarnoœæ w kierun-ku NW–SE, co prawdopodobnie wynika ze zwiêkszonego oddzia³ywania procesów p³ywowych.
Grupa sekwencji: T i V. Profile tych sekwencji
cha-rakteryzuj¹ siê przewag¹ osadów drobnoziarnistych.
Indy-widualne ³awice piaszczyste osi¹gaj¹ niewielkie
mi¹¿szoœci, czêsto maj¹ nieostre granice (podobnie jak ³awice osadów drobnoziarnistych) i tworz¹ zwykle wielo-zestawy o umiarkowanej mi¹¿szoœci. Uk³ad izopachyt sekwencji T jest zdecydowanie spokojniejszy ni¿ w poprzedniej grupie sekwencji, a mi¹¿szoœci ogólnie malej¹ ku NE. W sekwencjach T i V obserwuje siê monotonny, choæ stosunkowo nieznaczny wzrost zapiaszczenia w kie-runku NE. Dyspersja interpretowanych kierunków trans-portu jest znaczna. Wci¹¿ zarysowuje siê nieznaczna przewaga kierunków NE, choæ sk³adowa SE jest wci¹¿ bar-dzo wyraŸna. Mniej wyraŸnie ujawniaj¹ siê kierunki paleo-transportu ku NW. Grupa sekwencji T–V reprezentuje osady p³ytkich zatok, równi p³ywowych, lagun, estuariów i œrodowisk towarzysz¹cych.
Podsumowanie: rozwój basenu i wnioski z³o¿owe
Sukcesja miocenu okolic Sieniawy–Rudki jest ogra-niczona w stropie i sp¹gu powierzchniami erozyjnymi zwi¹zanymi z subaeraln¹ ekspozycj¹ i reprezentuje kom-pletn¹ sekwencjê depozycyjn¹ (exxonowsk¹) wy¿szej ran-gi (por. Vail i in., 1977; Krzywiec, 1993; Porêbski, 1996; Catuneanu, 2002). Dolne ogniwa tej sukcesji (baden) reprezentuj¹ ni¿sze ci¹gi systemowe (niskiego poziomu morza i transgresywny). Depozycja tych osadów poprze-dzi³a ruchy orogeniczne oraz zasadniczy rozwój basenu przedgórskiego zapadliska przedkarpackiego na omawia-nym obszarze (por. Oszczypko, 1996, 1999; Oszczypko i in., 2005).
Kompleks nadewaporatowy (seria silikoklastyczna)
jest ogólnie progradacyjnego rodzaju i ujawnia
powszechny trend do sp³ycania œrodowiska ku górze, typo-wy dla basenów przedgórskich (por. Allen i in., 1991). Sta-nowi on zasadnicze syn- i postorogeniczne wype³nienie analizowanej czêœci basenu. Osady najni¿szego segmentu serii (sekwencje H i J) s¹ zwi¹zane z wczesnym okresem rozwoju tzw. „niedope³nionego basenu”, kiedy tempo sub-sydencji by³o wysokie, a dostawa materia³u klastycznego bardzo ograniczona. Sedymentacja pelagiczna/hemipela-giczna zosta³a zast¹piona z czasem przez system dystal-nych podwoddystal-nych sto¿ków lub system dystalnej prodelty. Materia³ osadowy w rejonie Sieniawy–Rudki by³ transpor-towany g³ównie ku SSW–SSE (ryc. 6A), a obszary zasila-nia by³y zlokalizowane na ogó³ wzd³u¿ N i NW krawêdzi basenu (por. te¿: Karnkowski, 1978). Sk³ad szkieletu ziar-nowego wskazuje jednak, ¿e prawdopodobnie nie dociera³
RUDKA-1 RUDKA-13 WYLEWA-1 680m SW NE 0 0,5 1,0 1,5 0 0,5 1,0 1,5 TWT [sec] TWT [sec]
Ryc. 5. Zinterpretowany profil sejsmiczny skalibrowany przez otwory Wylewa–1, Rudka–1 i Rudka 13; H–V: granice sekwencji genetycznych, niebieski horyzont — ewaporaty badenu Fig. 5. Interpreted seismic profile calibrated by wells Wylewa–1, Rudka–1 and Rudka 13; H–V: boundaries of genetic sequences. Blue horizon — Badenian evaporites
H J KL M N P Q R S T V GR PA + Vœr 50 100 200400600 300 310 320 330 340 350 360 370 380 390 400 410 420 430 440 450 100 100 200 400 600 600 400 200 0 300 300 500 500 700 800 900 1000 700 800 900 1100 1100 1000 1200 1300 1200 1400 1300 1500 1600 [170] [203.5] czas (ms) time g³êbokoœæ (m)
depth Ryc. 4. Korelacja danych otworo
-wych i sejsmicznych przy pomo-cy sejsmogramu syntetycznego dla otworu Dobra–5. Fioletowa krzywa (GR): natê¿enie natural-nego promieniowania gamma, jasnoniebieska krzywa (PA): krzywa akustyczna, ciemnonie-bieska krzywa (Vœr): krzywa prêdkoœci œrednich, H — V: gra-nice sekwencji genetycznych. Niebieski horyzont — ewaporaty badenu
Fig. 4. Correlation of well and seismic data via synthetic seismogram (Dobra–5 well). Vio-let curve (GR): natural gamma log, light blue curve (PA): aco-ustic log, dark blue curve (Vœr): check-shot data, H — V: bounda-ries of genetic sequences. Blue horizon — Badenian evaporites
tu materia³ wêglanowy ze strefy Roztocza (por. Wysocka, 2000).
Z czasem na omawianym obszarze ustabilizowa³ siê wyraŸniejszy, deltowy system dystrybucji materia³u kla-stycznego, w którym transport odbywa³ siê w kierunku ESE do SE (por. Aleksandrowski i in., 1999a, b; Dziadzio, 2000; Krzywiec i in., 2003; Mastalerz i in., 2004). Zmiana kierunków paleotransportu sugeruje istotn¹ przebudowê systemu depozycyjnego. Sekwencje L, M i N tworz¹ zestaw odzwierciedlaj¹cy progradacjê w kierunku SE. Prawdopodobnie zasadniczy trakt rozprowadzaj¹cy prze-biega³ w okresie sedymentacji tych osadów w kierunku mniej wiêcej zgodnym z wyd³u¿eniem zrêbu Ryszkowej Woli (por. te¿ Dziadzio, 2000). Obszary o zwiêkszonych mi¹¿szoœciach w poszczególnych sekwencjach repre-zentuj¹ prawdopodobnie strefy z³o¿onych odsypów
przy-ujœciowych (deltowych) ci¹gów regresywnych
powstaj¹cych zarówno w okresie wysokiego, jak te¿
niskiego wzglêdnego poziomu morza, nawi¹zuj¹ce
wyraŸnie swoimi nasadami do uskoków obrze¿aj¹cych zr¹b.
Grupa sekwencji P, Q, R i S reprezentuje deltowy sys-tem depozycyjny prograduj¹cy w kierunku ENE (Krzy-wiec i in., 2003; Mastalerz i in., 2004). Kolejna zmiana kierunku nachylenia lokalnego paleosk³onu by³a zapewne zwi¹zana z propagacj¹ karpackiego frontu orogenicznego i wype³nieniem po³udniowej, przykarpackiej czêœci basenu. Rezultatem znacznego sp³ycenia s¹ wyraŸne oznaki oddzia³ywania p³ywów zarejestrowane w wy¿szych cz³onach poszczególnych sekwencji (por. Aleksandrowski i in., 1999a, b).
Najwy¿sze sekwencje (T i V) s¹ zwi¹zane z koñcow¹ faz¹ wype³niania basenu. Zespó³ œrodowisk depozycyj-nych z tego okresu sk³ada³ siê z p³ytkich zatok, równi
p³ywowych, estuariów, zapewne lokalnie lagun i
niewielkich delt pozostaj¹cych w zasiêgu oddzia³ywania procesów p³ywowych (Aleksandrowski i in., 1999a, b; Dziadzio, 2000; Ney i in., 1974). Nale¿y siê tu liczyæ z obecnoœci¹ wielu „odciêtych” pakietów osadów piaszczy-stego przybrze¿a, co jest typowe dla warunków tzw. wymuszonej regresji (e.g. Posamentier i in., 1992; Hunt & Tucker, 1992; Nummedal & Molenaar, 1995; Catuneanu, 2002; por. te¿ Porêbski i in., 2003). Dok³adnejsze okreœlenie zasiêgu takich pakietów jest najczêœciej niemo¿liwe, ze wzglêdu na niedostateczn¹ liczbê punktów dokumentacyj-nych.
Ogólna organizacja sukcesji mioceñskiej rejonu Sie-niawy–Rudki odzwierciedla raczej wp³yw subsydencji tek-tonicznej ni¿ zmian eustatycznych i wykazuje cechy typowe dla basenów przedgórskich niezale¿nie od ich wie-ku i po³o¿enia (por. Allen i in., 1991). Wstêpne fazy sedy-mentacji na analizowanym obszarze odbywa³y siê w strefie po³o¿onej z dala od frontu orogenicznego, czêœciowo w œrodowiskach subaeralnych i towarzyszy³a im bardzo nieznaczna subsydencja dna basenu (por. Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989; Oszczypko, 1996, 1999; Oszczypko i in., 2005).
Drobnoziarniste osady najni¿szej czêœci kompleksu nadanhydrytowego wykazuj¹ce facjalne cechy otwartego, g³êbokiego zbiornika i sedymentacyjnej kondensacji stra-tygraficznej s¹ najprawdopodobniej efektem wstêpnej fazy, zdecydowanie przyspieszonej subsydencji tektonicz-nej, zwi¹zanej ze zbli¿aniem siê frontu orogenicznego. Zasadnicza czêœæ kompleksu nadewaporatowego to syn- i postorogeniczny osad wype³nienia basenu w czasie, gdy zaznacza³o siê znacznie ni¿sze (i prawdopodobnie malej¹ce) tempo subsydencji stowarzyszone z tendencj¹ do facjalnego „sp³ycania”. Poszczególne sekwencje mog³y byæ modelowane wyraŸniej przez czynniki eustatyczne.
Dobra-1 Dobra-5 Piskorowice-2 Rudka-4 mi¹¿szoœæ [m] thickness [m]
dyslokacje interpretowane w stropie sekwencji
faults interpreted in the top of the sequence
izolinie procentowego udzia³u facji piaszczystej
contour lines of the “sand” facies content (%)
izolinie procentowego udzia³u facji paszczysto-ilastej
contour lines of the “sand-clay” facies content (%) Rudka-10 N=61 Rudka-11 N=24 Rudka-8 N=77 Wylewa-1 N=64 Rudka-13 N=20 N N N N Dobra-1 Dobra-5 Piskorowice-2 Rudka-4 N N N N N 5 10 15 20 N Rudka-11
N=10 otwory z danymi upadomierza; diagram kierunkowywskazuje interpretowane kierunki paleotransportu wells with dipmeter logs; rose diagram shows interpreted paleotransport directions
sekwencja J sequence J A B N Rudka-10 N=47 Rudka-11 N=10 Rudka-8 N=33 Wylewa-1 N=36 Rudka-13 N=53 0 0,136 0 0,162 0,015 0,118 0,004 0,070 0 0,210 0 0,184 0,006 0,007 0,360 0,052 0,630 0,0070,475 0,150 0,574 0,022 0,345 0,293 0,464 0,123 0,408 0,05 0,00 0,10 0,15 0,20 0,25 0,05 0,05 0,10 0,15 0,55 0,50 0,50 0,55 0,45 0,40 0,50 0,55 0,60 0,10 0,15 0,10 0,20 40 80 130 180 230 262 28 sekwencja R sequence R mi¹¿szoœæ [m] thickness [m] 111 160 113 118 123 128 133 138 143 148 153 155158 115 120 125 130 135 140 145 150 160
Dobra-5 otwory z rdzeniem wiertniczym
wells with cored intervals
Piskorowice-2 inne otworyother wells
0 1 2 3 4 5km 0 1 2 3 4 5km
Ryc. 6. Zmiennoœci facjalne (mi¹¿szoœæ i stopieñ zapiaszczenia) oraz interpretowane kierunki paleotransportu materia³u klastycznego w wybranych interwa³ach stratygraficznych serii silikoklastycznej okolic Sieniawy–Rudki: A — sekwencja J (faza „turbidytowa”, B — sekwencja R (póŸna faza „deltowa”)
Fig. 6. Distribution of selected facies features (thickness and sand-grade content) and interpreted palaeotransport directions in sequence J, “turbiditic” phase (A) and sequence R–late “deltaic” phase (B) of the siliciclastic series (Sarmatian) in the Sieniawa–Rudka area
Zapocz¹tkowanie i szybkie tempo wypiêtrzania zrêbu Ryszkowej Woli koreluje siê z okresem wyraŸnego pog³êbienia zbiornika, jakie nast¹pi³o po zasadniczej góro-twórczej fazie nasuwczej (por. te¿: Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989; Oszczypko, 1996, 1999). Osady kompleksu podewaporatowego, ewaporatowego oraz najprawdopo-dobniej przysp¹gowej, drobnoziarnistej czêœci kompleksu nadewaporatowego nie wykazuj¹ zasadniczych zmian mi¹¿szoœci bez wzglêdu na lokalizacjê (na obszarze zrêbu lub poza nim). Sugeruje to, ¿e w czasie ich akumulacji nie dosz³o jeszcze do ¿adnych istotnych ruchów wypiê-trzaj¹cych zr¹b. Wypiêtrzanie zaznaczy³o siê ju¿ jednak niew¹tpliwie w okresie sedymentacji sekwencji H; osadów tej sekwencji nie stwierdzono bowiem w otworach zlokali-zowanych na obszarze zrêbu. Kolejna sekwencja (J) jest tam natomiast zdecydowanie zredukowana (ryc. 6a).
Relacje geometryczne i facjalne, obserwowane w strefach ograniczaj¹cych zr¹b Ryszkowej Woli (por. Krzy-wiec i in., 2005; ryc. 5) wskazuj¹, ¿e wzrost tej struktury kontynuowa³ siê najprawdopodobniej a¿ do schy³kowych faz sedymentacji osadów miocenu, jednak jego tempo by³o niskie, malej¹ce i najwyraŸniej wspomagane przez dyfe-rencjaln¹ kompakcjê osadów na peryferiach tej struktury (por. Krzywiec i in., 2003, 2005; Mastalerz i in., 2004). Lewoskrêtna przesuwczoœæ wzd³u¿ ukierunkowanych NW–SE uskoków odwróconych, ograniczaj¹cych wypiê-trzony blok pod³o¿a zrêbu Ryszkowej Woli zaowocowa³a powstaniem skomplikowanego systemu kulisowych usko-ków normalnych w obrêbie sukcesji nadewaporatowej (Krzywiec i in., 2005)
Istotniejsze koncentracje gazu na analizowanym obszarze obserwuje siê w osadach ci¹gów transgresyw-nych wielu sekwencji (przede wszystkim osadów delto-wych) serii silikoklastycznej. Wprawdzie parametry zbiornikowe i filtracyjne tych osadów nie s¹ z regu³y naj-lepsze, ale ich uszczelnienie w stropie ilastymi osadami towarzysz¹cymi kolejnym powierzchniom masymalnego zasiêgu transgresji (MFS) wydaje siê byæ zazwyczaj sku-teczne (por. Aleksandrowski i in., 1999a, b; Krzywiec i in., 2003; Myœliwiec, 2004b, c). Niekiedy gaz jest skoncentro-wany w stropowych czêœciach ni¿ejleg³ych osadów piasz-czystych nasypów deltowych, których parametry z³o¿owe s¹ znacznie korzystniejsze. Osady te wchodz¹ zwykle w sk³ad ci¹gów regresywnych odpowiednich sekwencji genetycznych.
Szczególn¹ rolê w tworzeniu pu³apek wêglowodorów w rejonie Sieniawy–Rudki odegra³ wzrost zrêbu Ryszko-wej Woli, generuj¹cy wielowarstwowy zestaw ska³ zbior-nikowych, zlokalizowany w pseudoantyklinalnej strefie przegubowej ponad zrêbem (por. Myœliwiec, 2004b, c). Obie strefy obrze¿aj¹cych j¹ zespo³ów kulisowych usko-ków maj¹ potencjalne pu³apkotwórcze znaczenie — powstaj¹ce tu uskoki normalne o listrycznej geometrii zwiêksza³y miejscami przestrzeñ akomodacyjn¹ i wspo-maga³y pogrzebanie osadów (w znacznej czêœci piaszczys-tych) na zewn¹trz od zrêbu. Mia³o to szczególnie istotne znaczenie w okresie akumulacji osadów ci¹gów regresyw-nych zarówno w okresie wysokiego, ale przede wszystkim niskiego poziomu morza. Strefy dyslokacyjne obrze¿aj¹ce zr¹b mog¹ byæ zarówno dro¿ne, jak i uszczelniaj¹ce, w zale¿noœci od lokalnych warunków (Krzywiec i in., 2003). Czêœæ horyzontów z³o¿a Rudka ma najprawdopodobniej
zamkniêcia uskokowe (por. Myœliwiec, 2004a, b). W przy-padkach korzystnej wzajemnej konfiguracji dro¿nych stref dyslokacyjnych i nadœcielaj¹cych je litosomów piaszczys-tych, na obszarze zrêbu mog³o dochodziæ do powstania istotnych objêtoœciowo zbiorników wêglowodorów o z³o¿onych cechach. Wynurzanie siê osi tej struktury w kie-runku NW sprawia, ¿e osady ci¹gów transgresywnych maj¹ tu szczególnie korzystne warunki dla wykszta³cenia relacji przekraczaj¹cych oraz dobrego stratygraficznego uszczelnienia litosomów piaszczystych (cienienie i wykli-nowywania wœród osadów drobnoziarnistych). Pu³apki zwi¹zane z zamkniêciami stratygraficznymi wykorzy-stuj¹cymi przekraczaj¹ce dochodzenie warstw s¹ szczegól-nie wyraŸszczegól-nie widoczne w najni¿szej czêœci segmentu turbidytowego serii silikoklastycznej (por. te¿ Myœliwiec, 2004b). Brak jest niezaprzeczalnych dowodów obecnoœci niezale¿nych i stosunkowo jednorodnych pu³apek, zlokali-zowanych w osadach odciêtych piaszczystych przybrze¿y, powsta³ych w warunkach wymuszonej regresji, choæ podobnej ewentualnoœci nie mo¿na wykluczaæ.
Stosunki strukturalne i inne cechy architektury osado-wej sukcesji mioceñskiej widoczne na przekrojach sej-smicznych oraz wyniki analizy facjalnej i paleotransportu osadów oparte na danych wiertniczych wydaj¹ siê general-nie przeczyæ mo¿liwoœci istgeneral-nienia istotgeneral-niejszych zbiorni-ków gazu w strefach, po³o¿onych zdecydowanie poza obszarem zrêbu Ryszkowej Woli. Decyduje o tym g³ównie ich niska pozycja strukturalna, ale równie¿ facjalne wykszta³cenie — na ogó³ osady te s¹ drobnoziarniste. Nie-które przekroje sejsmiczne ujawniaj¹ jednak istnienie nie-wielkich zestawów o geometrii klinowej, zamkniêtych przez ci¹g³e, równoleg³e reflektory poza obszarem zrêbu. Zestawy te wydaj¹ siê wykazywaæ wyd³u¿enie w kierunku NW–SE oraz nachylenie warstw skoœnych ku SE. Reprezentuj¹ one zapewne izolowane deltowe zestawy pro-gradacyjne utworzone w ujœciach lejkowatych (wysoki poziom morza), osady odciêtych piaszczystych przybrze¿y (niski poziom morza) lub te¿ kompleksy osadów estuario-wych. Jednym z przyk³adów mo¿e byæ pod³u¿na struktura stwierdzona na bezpoœrednim SW obrze¿eniu zrêbu, kon-tynuuj¹ca siê ku NW w kierunku Piskorowic. W przypadku dobrego zamkniêcia takich zestawów mo¿na je uznaæ za potencjalne zbiorniki gazu.
Badania dotycz¹ce budowy i ewolucji geologicznej zrêbu Ryszkowej Woli zosta³y sfinansowane przez PGNiG S.A. oraz przez Komitet Badañ Naukowych w ramach badañ statutowych PIG (temat 6.20.1439.00.0). Autorzy dziêkuj¹ dyrekcji PGNiG S.A. za zgodê na publikacjê niniejszego artyku³u.
Literatura
ALEKSANDROWSKI P., JAROSIÑSKI M. & MASTALERZ K. 1999a — Analiza strukturalna, sedymentologiczna i geodynamiczna na podstawie danych upadomierza Halliburton SED w otworach Palików-ka–6 i 3. Arch. PGNiG (niepublikowany raport).
ALEKSANDROWSKI P., MASTALERZ K., MAZUR S. & WOJE-WODA J. 1999b — Analiza strukturalna i sedymentologiczna utworów miocenu w otworach Rudka–8 i 10 na podstawie danych upadomierza. Arch. PGNiG (niepublikowany raport).
ALLEN P.A. & ALLEN J.R. 1990 — Basin Analysis: Principles and Applications. Blackwell Scientific Publs, Oxford.
ALLEN P.A., CRAMPTON S.L. & SINCLAIR H.D. 1991 — The inception and early evolution of the North Alpine Foreland Basin, Switzerland. Basin Research, 3: 143–163.
BRITZE P. 1998 — Seismic mapping using Trendform gridding. The Leading Edge. May 1998; 606–608.
CATUNEANU O. 2002 — Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits and pitfalls. Jour. African Earth Sci., 35: 1–43. CATUNEANU O., WILLIS A.J. & MIALL A.D. 1998 — Temporal significance of sequence boundaries. Sediment. Geol., 121: 157–178. DZIADZIO P. 2000 — Sekwencje depozycyjne w utworach badenu i sarmatu w SE czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 48: 1124–1138.
DZIADZIO P. & JACHOWICZ M. 1996 — Budowa pod³o¿a utworów mioceñskich na SW od wyniesienia Lubaczowa. Prz. Geol., 44: 1124–1130.
EMBRY A. 2002 — Transgressive–Regressive (T–R) Sequence
Strati-graphy. In: 22ndAnnual Gulf Coast Section SEPM Foundation Bob F.
Perkins Research Conference — 2002: 151–172.
EMERY D. & MYERS K. 1996 — Sequence Sratigraphy. Blackwell Science, Oxford.
GALLOWAY W. 1989 — Genetic stratigraphic sequences in basin ana-lysis I: architecture and genesis of flooding-surface bounded depositio-nal units. AAPG Bull., 73: 125–142.
GUTOWSKI J., POPADYUK I. & OLSZEWSKA B. 2005 — Late Jurassic–Earliest Cretaceous evolution of the epicontinental sedimenta-ry basin of South–Eastern Poland and Western Ukraine. Geol. Quart., 49: 16–31.
HUNT D. & TUCKER M.E. 1992 — Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base level fall. Sediment. Geol., 81: 1–9.
KARNKOWSKI P. 1978 — Paleodelta w miocenie przedgórza Karpat. Prz. Geol., 26: 625–629.
KARNKOWSKI P. & G£OWACKI E. 1961 — O budowie geologicz-nej utworów podmioceñskich przedgórza Karpat œrodkowych. Kwart. Geol., 5: 372–416.
KRZYWIEC P. 1993 — Stratygrafia sekwencyjna. Prz. Geol., 41: 681–687.
KRZYWIEC P. 1999 — Mioceñska ewolucja tektoniczna wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (Przemyœl–Lubaczów) w œwietle interpretacji danych sejsmicznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 249–276.
KRZYWIEC P. 2001 — Contrasting tectonic and sedimentary history of the central and eastern parts of the Polish Carpathian foredeep basin — results of seismic data interpretation. Marine and Petroleum Geo-logy, 18: 13–38.
KRZYWIEC P., KASIÑSKI J., MASTALERZ K., ALEKSANDROW-SKI P., WYSOCKA A., JÓWIAK W., WRONICZ S., WRÓBEL G. & PAPIERNIK B. 2003 — Zr¹b Ryszkowej Woli (rejon Rudki) — prze-strzenna analiza tektoniczno-sedymentacyjna oraz z³o¿owa — spra-wozdanie (2 etap badañ). Archiwum PGNiG S.A. (niepublikowany raport).
KRZYWIEC P., ALEKSANDROWSKI P., RYZNER-SIUPIK B., PAPIERNIK B., SIUPIK J., MASTALERZ K., WYSOCKA A. & KASIÑSKi J. 2005 — Struktura geologiczna i geneza mioceñskiego zrêbu Ryszkowej Woli w rejonie Sieniawy–Rudki (wschodnia czêœæ zapadliska przedkarpackiego) — wyniki interpretacji danych sejsmiki 3D. Prz. Geol., 53: 656–663.
KUTEK J. 1994 — Jurassic tectonic events in south–eastern cratonic Poland. Acta Geol. Pol., 44: 167–221.
MASTALERZ K. WYSOCKA A., KASIÑSKI J., PAPIERNIK B., KRZYWIEC P., RYZNER-SIUPIK B., ALEKSANDROWSKI P. & SIUPIK J. 2004 — Miocene succession of the Ryszkowa Wola High area (Polish Carpathian foredeep basin, SE Poland): facies, sequence stratigraphy and basin architecture 2004, AAPG European Region Con-ference, Praga, 10–13.10, 93.
MIDDLETON G. V. 1973 — Johannes Walther’s Law of the Correla-tion of Facies. Geol. Soc. Amer. Bull., 84: 979–988.
MYŒLIWIEC M. 2004a — Poszukiwania z³ó¿ gazu ziemnego w osa-dach miocenu zapadliska przedkarpackiego na podstawie interpretacji anomalii sejsmicznych — podstawy teoretyczne i dotychczasowe wyniki. Prz.Geol., 52: 299–306.
MYŒLIWIEC M. 2004b — Mioceñskie ska³y zbiornikowe zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 52: 581–592.
MYŒLIWIEC M. 2004c — Typy pu³apek gazu ziemnego i strefowoœæ wystêpowania ich z³ó¿ w osadach miocenu wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 52: 657–664.
NEY R., BURZEWSKI W., BACHLEDA T., GÓRECKI W., JAKÓB-CZAK K. & S£UPCZYÑSKI K. 1974 — Zarys paleogeografii i roz-woju litologiczno-facjalnego utworów miocenu zapadliska
przekdarpackiego. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddzia³ w Krako-wie, 82: 1–59.
NUMMEDAL D. & MOLENAAR C.M. 1995 — Sequence stratigra-phy of a ramp–setting strand plain succession: the Gallup Sandstone, New Mexico. [W]: Van Wagoner J.C. & Bertram G.B. (red.) AAPG Memoir 64: 277–310.
NUMMEDAL D. & GARCIA-GONZALEZ M. 2001 — Workshop on Sedimentology and Sequence Stratigraphy of Cretaceous and Early Tertiary Strata of the Oriente Basin, Ecuador. Oxy–Ecuador, Quito. OSZCZYPKO N. 1996 — Mioceñska dynamika polskiej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 44: 1007–1018.
OSZCZYPKO N. 1999 — Przebieg mioceñskiej subsydencji w pol-skiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 209–230.
OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 1985 — An attempt to palinspastic reconstruction of Neogene basins in the Carpathian Foredeep. Ann. Soc. Geol. Pol., 55: 55–76.
Oszczypko N., Œl¹czka A., 1989 — The evolution of the Miocene basin in the Polish Outer Carpathians and their foreland. Geologica Carpathica, 40: 23–36.
OSZCZYPKO N., KRZYWIEC P., POPADYUK I. & PERYT T. 2005 — Carpathian Foredeep Basin (Poland and Ukraine) — its sedimenta-ry, structural and geodynamic evolution. [W:] Picha F., Golonka J. (red.) — The Carpathians and Their Foreland: Geology and Hydrocar-bon Resources, AAPG Memoir 84 (w druku).
PAPIERNIK B. 2002 — Zalety i ograniczenia wykorzystania progra-mu ZMAP — PLUS do konstruowania sejsmicznych map czasowych i g³êbokoœciowych na podstawie sejsmiki 2D. Materia³y konferencyjne: „Release 2003 — Nowoczesnoœæ i koniecznoœæ”. Szkolenie u¿ytkowni-ków stacji Landmark. 6–8.11, Krau¿ytkowni-ków.
PAPIERNIK B. & ZAJ¥C A. 2003 — Kompleksowe wykorzystanie programów PetroWorks, StratWorks i ZMAP–Plus do celów prze-strzennej analizy zmiennoœci facjalno-zbiornikowej. Materia³y konfe-rencyjne. Szkolenie u¿ytkowników oprogramowania firmy Landmark. 22–25.10, Czarna.
PERYT T.M., PERYT D., SZRAN J., HA£AS S. & JASIONOWSKI M. 1998 — O poziomie anhydrytowym w otworze wiertniczym Rysz-kowa Wola–7 k. Jaros³awia (SE Polska). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 379: 61–77.
PORÊBSKI S. 1996 — Podstawy stratygrafii sekwencji w sukcesjach klastycznych. Prz. Geol., 44: 995–1006.
PORÊBSKI S.J., PIETSCH K., HODIAK R. & STEEL R.J. 2003 — Origin and sequential development of Badenian — Sarmatian clino-forms in the Carpathian foreland basin (SE Poland). Geologica Carpa-thica, 54: 119–136.
POSAMENTIER H.W., ALLEN G.P., JAMES D.P. & TESSON M. 1992 — Forced regressions in a sequence stratigraphic framework: concepts, examples, and exploration significance. AAPG Bull., 76: 1687–1709.
POSAMENTIER H.W. & VAIL P.R. 1988 — Eustatic controls on cla-stic deposition II — sequence and systems tract models. [W:] Wilgus C.K. i in. (eds) — Sea–Level Changes: an integrated approach. SEPM Spec. Publ., 42: 125–154.
VAIL P.R., MITCHUM R.M., TODD R.G., WIDMIER J.M., THOMP-SON S., SANGREE J.B., BUBB J.N. & HATLELID W.G. 1977 — Seismic startigraphy and global changes of sea level. [W:] C.E. Payton (Ed.) Seismic Stratigraphy: applications to hydrocarbon exploration: AAPG Memoir, 26: 49–212.
WYSOCKA A. 2002 — Clastic Badenian deposits and sedimentary environments of the Roztocze Hills across the Polish–Ukrainian border. Acta Geol. Pol., 52: 535–563.
ZORASTER S. 1996 — Imposing Geologic Interpretations on Compu-ter–Generated Contours Using Distance Transformations, Mathemati-cal Geology, 28: 969–985.
Praca wp³ynê³a do redakcji 31.08.2005 r. Akceptowano do druku 20.11.2005 r.
