Index of /rozprawy2/10209

Pełen tekst

(1)Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica. Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Surowców Energetycznych. ROZPRAWA DOKTORSKA. PARAMETRY ZBIORNIKOWE MIKROPOROWOSZCZELINOWYCH PIASKOWCÓW KROŚNIEŃSKICH W ROPOGAZONOŚNEJ STREFIE CENTRALNEGO SYNKLINORIUM KARPACKIEGO. mgr inż. Grzegorz Machowski. Promotor Prof. dr hab. inż. Jan Kuśmierek. Kraków 2010.

(2) Grzegorz Machowski. WSTĘP .................................................................................................................................2 1. ZARYS BUDOWY GEOLOGICZNEJ ..........................................................................7 1.1. Profil litostratygraficzny serii menilitowo-krośnieńskiej..............................................9 1.2. Strefy litofacjalne piaskowców krośnieńskich ........................................................... 15 1.3. Zarys tektoniki struktur ............................................................................................. 18 2.CHARAKTERYSTYKA MIĄŻSZOŚCIOWA I PETROGRAFICZNA PIASKOWCÓW KROŚNIEŃSKICH DOLNYCH ...................................................... 26 2.1. Miąższość piaskowców ............................................................................................. 26 2.2. Charakterystyka składu mineralnego i uziarnienia ..................................................... 33 2.2.1. Procesy diagenetyczne a właściwości zbiornikowe .......................................... 37 3.STRUKTURALNO-LITOLOGICZNE UWARUNKOWANIA AKUMULACJI WEGLOWODORÓW .................................................................................................... 41 3.1. Typy pułapek węglowodorów ................................................................................... 41 3.2. Zarys historii eksploatacji złóż węglowodorów ......................................................... 47 4.CHARAKTERYSTYKA I KLASYFIKACJA PRZESTRZENI POROWEJ PIASKOWCÓW KROŚNIEŃSKICH ........................................................................... 52 4.1. Metodyka pomiarów porozymetrycznych................................................................. 52 4.2. Charakterystyka i klasyfikacja przestrzeni porowo-mikroszczelinowej ...................... 59 5. METODY I WYNIKI BADAŃ SZCZELINOWATOŚCI ........................................... 96 5.1. Klasyfikacja szczelin ................................................................................................ 96 5.2. Metodyka pomiarów szczelinowatości piaskowców na wychodniach i rdzeniach wiertniczych ............................................................................................................ 99 5.3. Wskaźniki szczelinowatości piaskowców uzyskane z pomiarów na wychodniach ... 103 5.4. Parametry szczelinowatości piaskowców uzyskane z pomiarów na rdzeniach wiertniczych .......................................................................................................... 118 5.5. Badania laboratoryjne szczelinowatości i ich wyniki .............................................. 134 6. INTERPRETACJA I DYSKUSJA WYNIKÓW BADAŃ ........................................ 145 6.1. Ocena reprezentatywności pomiarów terenowych i zależności obliczeniowych ...... 145 6.2. Regionalna interpretacja wskaźników zeszczelinowania......................................... 148 6.2.1. Litofacja otrycka ............................................................................................. 148 6.2.2. Litofacja leska ................................................................................................. 149 6.2.3. Analiza porównawcza zeszczelinowania serii ropogazonośnych ...................... 149 6.4. Ocena wpływu parametrów zbiornikowych na potencjał akumulacyjny piaskowców krośnieńskich ..................................................................................... 160 6.4.1. Przesłanki wynikające z modelowania systemu naftowego ............................. 160 6.4.2. Efektywność procesów migracji węglowodorów ............................................ 164 6.4.3. Możliwości odkrycia niekonwencjonalnych złóż gazu .................................... 168 WNIOSKI ......................................................................................................................... 171 LITERATURA: ................................................................................................................. 173 SPIS FIGUR...................................................................................................................... 185 SPIS TABEL ..................................................................................................................... 188. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 1.

(3) Grzegorz Machowski. WSTĘP Ustalenie prawidłowości występowania akumulacji węglowodorów w obszarze polskich Karpat Zewnętrznych cechuje rozległa perspektywa historyczna powiązana z ewolucją koncepcji poszukiwawczych i metod prospekcyjnych. Aż do drugiej połowy XX wieku eksploracja naftowa ropogazonośnych serii fliszowych inspirowana była litofacjalnymi i strukturalnymi uwarunkowaniami występowania złóż węglowodorów (Wdowiarz 1960). Niemniej, występowanie akumulacji węglowodorów o zasobach przemysłowych wyłącznie we wschodnim segmencie Karpat polskich ugruntowuje tezę o dominującym. wpływie. ewolucji. geostrukturalnej. subbasenów. fliszowych. na. uformowanie się efektywnych systemów naftowych (m in. Vysocki 1971, Kuśmierek 1990). Wyniki modelowań karpackich systemów naftowych wykazały, że najwyższa intensywność procesów generowania i migracji węglowodorów cechowała subsydentne strefy centralnego synklinorium karpackiego. Są one porozdzielane przez systemy syndepozycyjnych antyklin (wypiętrzeń) i nasunięć pozasekwencyjnych (złuskowań), formujących się już w młodszym oligocenie, tj. w trakcie sedymentacji litofacji krośnieńskiej (Kuśmierek et al. 1995, Kuśmierek et al. 2001). W obszarze położonym na wschód od doliny Wisłoka, będącym obiektem badań niniejszej rozprawy, stopień termicznego przeobrażenia materii organicznej w ciekłą fazę węglowodorów osiągnęła również najmłodsza litofacja macierzysta tj. łupków menilitowych (starszy oligocen) podścielająca grubą pokrywę warstw krośnieńskich o miąższości dochodzącej do 3000 m w dorzeczu górnego Sanu. Z litofacją łupków menilitowych, zawierającą kerogen o wysokim potencjale węglowodorowym wiązana jest roponośność gruboławicowych piaskowców krośnieńskich (m in. Bessereau et al. 1996). Kompleks gruboławicowych piaskowców krośnieńskich dolnych jest dotychczas jedyną litofacją piaskowcową w dorzeczu górnego Sanu, w której odkryto złoża o znaczeniu przemysłowym. W stosunku do miąższości i ilości pakietów gruboławicowych Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 2.

(4) Grzegorz Machowski. cechuje je niewspółmiernie niska zasobność (np. rzędu kilkuset tysięcy ton w obrębie największych pól naftowych Czarna i Tarnawa-Wielopole), co znajduje uzasadnienie w konsekwentnie słabych własnościach zbiornikowych piaskowców krośnieńskich, tj. porowatościach efektywnych nie przekraczających kilkunastu % (dla pojedynczych prób) i znikomych przepuszczalnościach systemu porowego, z dominacją oznaczeń o wartościach zerowych. Niskie parametry zbiornikowe przestrzeni porowej piaskowców krośnieńskich a także charakter krzywych spadku wydobycia eksploatowanych złóż sugerowały od dawna (m in. Kulczycki 1959), że ich produktywność w znacznej mierze związana jest z występowaniem systemów szczelin, co udowodniono na przykład w odniesieniu do uwarunkowań akumulacji węglowodorów w warstwach krośnieńskogrybowskich pola ropno-gazowego Słopnice (Kuśmierek & Machowski 2004b). Autor rozprawy, opierając się na wynikach wyspecjalizowanych badań laboratoryjnych i obszernym materiale badawczym pochodzącym z makroskopowych pomiarów szczelin - w obrębie wychodni ropogazonośnych fałdów centralnego synklinorium karpackiego a podrzędnie także na rdzeniach wiertniczych – podjął się opracowania. kompleksowej. syntezy. parametrów. zbiornikowych. piaskowców. krośnieńskich dolnych w obszarze wschodniej części centralnego synklinorium, pomiędzy doliną Wisłoka a granicą Państwa. Podstawowy materiał faktograficzny zilustrowano w formie 74 figur i 30 tabel, dokumentujących tekst rozprawy. Część materiału dokumentacyjnego zestawiono na podstawie projektów badawczych zrealizowanych w Katedrze (poprzednio Instytucie i Zakładzie) Surowców Energetycznych (Kuśmierek et al. 1991-94, 1994-96, 1999-2001; Górecki & Kuśmierek et al. 2005-2009) oraz 20 prac dyplomowych wykonanych pod kierunkiem prof. J. Kuśmierka w latach 2001-2009. Od 2003 roku autor, jako słuchacz Studium Doktoranckiego a następnie asystent Katedry, uczestniczył w szerokim zakresie w realizacji badań statutowych i projektów badawczych oraz konsultacjach prac dyplomowych powiązanych z problematyką geologiczno-naftową Karpat fliszowych, co umożliwiło mu zebranie obszernego materiału do przygotowywanej rozprawy doktorskiej jak też doskonalenie się w różnorodnych technikach badań terenowych i laboratoryjnych a także metodach interpretacji ich wyników. Znaczący wpływ na zakres i treść rozprawy miała współpraca ze specjalistami z : Instytutu Nafty i Gazu w Krakowie oraz Oddziału Sanockiego PGNiG S.A. w Warszawie, w ramach realizacji międzynarodowego projektu badawczego nr PBS/PUPW/6/2005 pn. ”Badania transgraniczne wgłębnych struktur geologicznych brzeżnej strefy Karpat w aspekcie odkryć i udostępnienia nowych złóż Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 3.

(5) Grzegorz Machowski. ropy naftowej i gazu ziemnego” wykonywanego na zlecenie Ministerstwa Nauki i Informatyzacji. Umożliwiła ona wykorzystanie zarówno opracowań archiwalnych Przemysłu Naftowego jak i prac publikowanych, ujętych w spisie literatury. Zbiory danych, zaczerpnięte z powyższych źródeł, zespolono następnie z nowymi wynikami badań terenowych i laboratoryjnych zinterpretowanych przez autora, obejmujących:  pomiary porozymetryczne 130 próbek piaskowców pobranych przez autora z pól pomiarowych i odwiertów, w których wykonywane były makroskopowe badania systemów szczelin;  pomiary parametrów szczelin. piaskowców krośnieńskich w rdzeniach. wiertniczych z 15 odwiertów naftowych. Całość materiału badawczego opracowanego i zinterpretowanego przez autora pozwoliła na kompleksową ocenę przestrzeni porowo-szczelinowej piaskowców krośnieńskich w dwóch analizowanych regionach litofacjalnych: leskim, gdzie reprezentują typ zbiorników mezoporowo-szczelinowych, oraz otryckim, gdzie dominują mikropory oraz systemy szczelin. W analizie przestrzeni międzyziarnowej dokonano po raz pierwszy ilościowego jej podziału na makro- mezo- i mikropory co ułatwiło interpretację i klasyfikację tej przestrzeni. Jak wykazano w dyskusji wyników badań, wyznaczone wartości wskaźników zeszczelinowania na podstawie pomiarów makroskopowych i oznaczeń laboratoryjnych uzależnione są w znacznym stopniu od zastosowanych technik pomiarowych i metod przetwarzania danych. Słabe cechy zbiornikowe piaskowców krośnieńskich limitują również. dokładność. estymacji. ich. porowatości. efektywnych,. a. zwłaszcza. przepuszczalności na podstawie ilościowej interpretacji profilowań geofizyki wiertniczej, szczególnie w odniesieniu do pomiarów karotażowych pochodzących z lat 70-tych i 80tych, o niskiej jakości, często o niepełnym zakresie profilowań akustycznych (m in. Zalewska et al. 2006, Czopek et al. 2009). Stąd też, nie podjęto próby korelacji parametrów zbiornikowych wyznaczonych na podstawie. bezpośrednich pomiarów i. oznaczeń laboratoryjnych wykonywanych na rdzeniach wiertniczych z rezultatami interpretacji profilowań geofizyki wiertniczej. Praca składa się z czterech głównych części ujętych w sześciu rozdziałach. Część pierwsza przedstawiona została w rozdziałach I-III i objęła zarys budowy geologicznej centralnego. synklinorium,. charakterystykę. litologiczno-miąższościową oraz opis. petrograficzny piaskowców krośnieńskich i uwarunkowania strukturalno-litologiczne Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 4.

(6) Grzegorz Machowski. występowania odkrytych dotychczas złóż węglowodorów. Cześć druga obejmuje rozdział IV, w którym scharakteryzowano i sklasyfikowano przestrzeń porowo-mikroszczelinową piaskowców krośnieńskich pod kątem możliwości akumulacji węglowodorów. Trzecia część pracy zawarta jest w rozdziale V, który poświęcony jest szczelinowatości piaskowców krośnieńskich – przedstawione zostały tutaj wyniki pomiarów makroszczelin na wychodniach i rdzeniach wiertniczych oraz wyniki laboratoryjnych badań szczelin. Ostatnią, czwartą część pracy, stanowi rozdział VI, w którym przedstawiono regionalną interpretację uzyskanych wyników i ich dyskusję w nawiązaniu do wyników modelowań systemu naftowego. W świetle wyników modelowań procesów generowania i ekspulsji faz węglowodorowych, wydobywalne zasoby prognostyczne węglowodorów wielokrotnie przewyższają dotychczas udokumentowane zasoby złóż odkrytych w piaskowcach krośnieńskich (Kuśmierek et al. 1994-96, Maćkowski et al. 2009a). Znacząca część zasobów prognostycznych może być zakumulowana w formie tzw. tight gas, mając na uwadze, że pojemność zbiornikowa piaskowców krośnieńskich zdominowana jest przez systemy mikroporów i szczelin, szczególnie w otryckim regionie litofacjalnym. Część wyników badań ujętych w niniejszej rozprawie publikowana była w wydawnictwach branżowych (Kuśmierek & Machowski 2004a i b, Machowski & Kuśmierek 2004) i uczelnianych (Machowski & Kuśmierek 2008b) oraz prezentowana na konferencjach. międzynarodowych. (Machowski. 2006). i. I. Polskim. Kongresie. Geologicznym w Krakowie (Machowski & Kuśmierek 2008a). Składam podziękowania Panu Prof. dr hab. inż. Janowi Kuśmierkowi za życzliwość, wiedzę oraz doświadczenie przekazane w trakcie badań terenowych oraz w trakcie redakcji pracy, co niewątpliwie wpłynęło na jej ostateczny kształt. Pragnę podziękować Kolegom z Katedry Surowców Energetycznych Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie w osobach: mgr inż. Bartosza Papiernika za wprowadzenie w metodykę konstruowania map cyfrowych, dr inż. Romana Semyrki za pomoc przy interpretacji wyników pomiarów porozymetrycznych i dr inż. Kazimierza Słupczyńskiego. za. przekazaną. wiedzę. na. temat. warunków. przepływu. faz. węglowodorowych w skałach zbiornikowych. Dziękuję również dr inż. Grzegorzowi Leśniakowi i dr hab. Piotrowi Suchowi z Instytutu Nafty i Gazu w Krakowie za merytoryczne dyskusje nad problematyką podjętej pracy.. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 5.

(7) Grzegorz Machowski. Składam podziękowania Dyrekcji Oddziału PGNiG S.A. w Sanoku za wyrażenie zgody i udostępnienie dokumentacji wynikowych odwiertów wykorzystanych w niniejszej pracy. Do wykonania map zamieszczonych w pracy wykorzystano program Z-MAP Plus firmy Landmark Graphics Corporation oraz program Petrel firmy Schlumberger udostępnione Wydziałowi Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska AGH do realizacji badań naukowych. Zamieszczone w pracy wyniki analiz statystycznych uzyskano wykorzystując licencjonowane oprogramowanie STATISTICA 7 PL, znajdujące się w Katedrze Surowców Energetycznych.. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 6.

(8) Grzegorz Machowski. 1. ZARYS BUDOWY GEOLOGICZNEJ Centralne synklinorium karpackie stanowi obniżony element geostrukturalny płaszczowiny śląskiej wypełniony przez grubą pokrywę najmłodszych osadów fliszowych, wydzielanych pod nazwą serii menilitowo-krośnieńskiej (Jucha & Kotlarczyk 1958). W polskiej części Karpat synklinorium rozciąga się na długości około 140 kilometrów od południka Gorlic po granicę wschodnią, osiągając największą szerokość (do 26 km) w dorzeczu górnego Sanu (Wdowiarz 1985). Na zachód od doliny Dunajca centralne synklinorium, nazywane też w części zachodniej synklinorium jasielskim (Oszczypko et al. 2008), zanurza się pod nasunięcie płaszczowiny magurskiej. W części południowo-wschodniej, pomiędzy centralnym synklinorium a nasunięciem jednostki dukielskiej ciągnie się wąska strefa skomplikowanych struktur tektonicznych z wychodniami różnych ogniw litostratygraficznych serii śląskiej; łącznie z osadami kredy starszej odsłaniającymi się w strukturze Bystrego, na południe od Baligrodu (Ślączka 1959). Strefa ta, wydzielana pod nazwą przeddukielskiej (Świdziński 1958), charakteryzuje się według J. Kuśmierka (1979) występowaniem fałszywych form tektonicznych o odwróconej sekwencji warstw, obecnością płaskich nieciągłości tektonicznych oraz wsteczną wergencją elementów strukturalnych i nasunięć je rozgraniczających. Od strony północnej centralne synklinorium obramowują antykliny Ciężkowic i Brzanki-Liwocza, a ku wschodowi fałd Czarnorzek oraz tzw. czołowe spiętrzenie płaszczowiny śląskiej, w których odsłaniają się starsze kompleksy serii śląskiej z osadami wczesnej kredy w spągu. W rejonie Ustrzyk Dolnych zewnętrzna część synklinorium łączy się z synklinorium wewnętrznym płaszczowiny skolskiej (Wdowiarz 1985), tworząc element geostrukturalny nazywany centralną depresją karpacką (Tołwiński 1933). Obszar badań niniejszej pracy obejmuje wschodnią część centralnego synklinorium, od doliny Wisłoka na północnym zachodzie po granicę Państwa na południowym wschodzie (Fig. 1.1).. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 7.

(9) Grzegorz Machowski. Fig. 1.1. Szkic geologiczno-strukturalny wschodniej części centralnego synklinorium karpackiego (wg Jankowskiego et al. 2004 oraz niepublikowanych materiałów kartograficznych S. Wdowiarza et al. i J. Kuśmierka, zmodyfikowany). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 8.

(10) Grzegorz Machowski. Budowa geologiczna. wschodniej części centralnego synklinorium była. przedmiotem badań Opolskiego w latach 1927-1931 oraz Horwitza (1936). Badania te kontynuowane były przez J. Wdowiarza w latach 1938-39 oraz w trakcie II wojny światowej. W okresie powojennym prace kartograficzne na obszarze synklinorium prowadzone były m. in. przez Sikorę (1959), Kozikowskiego (1964), Juchę (1969), Żytkę (1969), Kuśmierka (1979) i S. Wdowiarza (1983, 1985). Istotny postęp w rozpoznaniu wgłębnej budowy geologicznej centralnego synklinorium nastąpił po roku 1960-tym kiedy to odwiercono kilka głębokich otworów badawczych: Zatwarnica IG-1, Suche Rzeki IG-1, Polanki IG-1 oraz naftowych: Rymanów-1, Dwernik-3, Smolnik-1, Wydrne1, Lutowiska-1, 2.. 1.1. Profil litostratygraficzny serii menilitowo-krośnieńskiej Głównym obiektem badań w obszarze centralnego synklinorium były warstwy krośnieńskie, stanowiące najmłodsze ogniwo fliszu karpackiego, o miąższości do 3000 m w jego osiowej strefie (Fig. 1.2). Warstwy krośnieńskie szeroko rozprzestrzenione w Karpatach, były już od czasu Tietzego (1889) (który nadał im nazwę) przedmiotem wielokrotnie podejmowanych badań zmierzających do uściślenia ich stratygrafii. Początkowe prace terenowe, pominąwszy zagadnienia litologiczno-facjalne, koncentrowały się na znalezieniu przewodnich horyzontów ułatwiających dokonanie podziału serii krośnieńskiej. Monotonne wykształcenie serii piaszczysto-ilastej i olbrzymie miąższości warstw krośnieńskich a także diachroniczność granicy pomiędzy litofacją menilitową a krośnieńską,. skomplikowana. tektonika. fałdowo-nasunięciowa,. utrudniały. przeprowadzenie identycznych wydzieleń na całym obszarze występowania warstw krośnieńskich, a co za tym idzie dokonania jednolitego podziału tych warstw. Ostatecznie badania Opolskiego (1933) i Świdzińskiego (1930) doprowadziły do wyodrębnienia w warstwach krośnieńskich trzech zasadniczych ogniw: dolnego, środkowego i górnego oraz ogniwa warstw przejściowych, które łączy cechy litofacji menilitowej i krośnieńskiej.. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 9.

(11) Grzegorz Machowski. Fig. 1.2. Syntetyczny profil serii menilitowo-krośnieńskiej w Bieszczadach (wg Kuśmierek 1979, zmodyfikowany) Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 10.

(12) Grzegorz Machowski. W profilu oligocenu wschodniej części centralnego synklinorium można generalnie wydzielić warstwy: menilitowe, przejściowe i krośnieńskie (Fig. 1.2). Warstwy menilitowe Najstarszym kompleksem są warstwy menilitowe, których wykształcenie litologiczne rozpoznano najlepiej w profilach wierceń i wychodniach fałdów obrzeżających centralne synklinorium. Natomiast w obrębie centralnego synklinorium przewiercono je tylko w profilach odwiertów: Dwernik-3, Zatwarnica-IG1 i Rymanów-1 i nawiercono odwiertem Polanki-IG1. Lokalnie, w strefie przeddukielskiej, w obrębie warstw menilitowych występują litofacje piaskowców z Mszanki i piaskowców cergowskich tj. litosomy piaskowcowe charakterystyczne dla jednostki dukielskiej (Ślączka. 1971).. Warstwy. menilitowe. rozpoczynają. się. cienkim. pakietem. podrogowcowych łupków menilitowych, wykształconych jako ciemnobrunatne łupki ilaste, przykrywających ławicę margli globigerynowych korelowaną z granicą stratygraficzną eocen/oligocen. Kolejne ogniwo warstw menilitowych zbudowane jest z brunatnych rogowców przewarstwionych marglami i łupkami. W północnej części płaszczowiny śląskiej ogniwo to ma miąższość kilku metrów. Powyżej rogowców występuje gruby kompleks czarnych i brązowych łupków ilastych, z przewarstwieniami cienkoławicowych, skrzemionkowanych piaskowców. Całkowita miąższość warstw menilitowych waha się od kilkudziesięciu metrów wzdłuż północnej granicy centralnego synklinorium, do przeszło 200 m w profilu fałdu Bóbrki-Rogów (Wdowiarz 1978). Górna granica warstw menilitowych ma charakter wybitnie diachroniczny, tj. litofacja menilitowa wypierana jest przez krośnieńską – reprezentującą typowy flisz synorogeniczny – ku zewnętrznej strefie subbasenów (Kuśmierek 2005). Warstwy przejściowe Największe miąższości litofacja warstw przejściowych osiąga w południowowschodniej strefie centralnego synklinorium (do 800 m), gdzie uzasadniono celowość jej podziału na dolny i górny kompleks warstw (Fig. 1.2) (Kuśmierek 1979). Dolny kompleks warstw przejściowych składa się z szarych i brązowych łupków marglistych z wkładkami mułowców i cienkoławicowych piaskowców z miką. W niższej. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 11.

(13) Grzegorz Machowski. jego części występują liczne dolomity żelaziste oraz większe wkładki brunatnych łupków menilitowych z charakterystycznym poziomem wirowców w spągu. Górny kompleks warstw przejściowych składa się z cienko i średnioławicowych piaskowców mikowych, często o warstwowaniu konwolutnym, marglistych łupków szarych bądź mułowców oraz sporadycznych wkładek brązowych łupków i ankerytów. W najwyższej części kompleksu występują pojedyncze ławice piaskowców typu otryckiego o miąższości do 15 m (Kuśmierek 1979). Według innego podziału (Koszarski & Żytko 1961) górny kompleks warstw przejściowych reprezentuje dolny oddział warstw krośnieńskich dolnych; określany również jako ogniwo z Zatwarnicy (Malata & Marciniec 1998). Warstwy przejściowe stopniowo wyklinowują się ku zewnętrznej, północno-wschodniej strefie centralnego synklinorium, w której warstwy krośnieńskie zalegają bezpośrednio na litofacji menilitowej o skondensowanej miąższości 80-100 m; w profilu których nie obserwuje się w istocie pakietów piaskowcowych. Warstwy krośnieńskie Najmłodszą litofacją w profilu stratygraficznym karpackiej formacji fliszowej są warstwy krośnieńskie, zasięgiem wiekowym obejmujące oligocen i najniższy miocen (Malata & Marciniec 1998). Są to typowe osady synorogeniczne cechujące się dużą szybkimi zmianami miąższości, szczególnie kompleksów piaskowców gruboławicowych. Według trójdzielnego podziału profilu warstw krośnieńskich (Świdziński 1930, Jucha 1969, Kuśmierek 1979) wyróżnia się kompleksy, opisane poniżej: Warstwy krośnieńskie dolne. W ich profilu wydziela się dwa podstawowe litotypy: piaskowce gruboławicowe i drobnorytmiczny flisz składający się z łupków ilastych przekładanych. mułowcami. i. piaskowcami. cienkoławicowymi.. Zróżnicowanie. wykształcenia litologicznego piaskowców gruboławicowych – wynikające z różnych kierunków transportu materiału okruchowego – uzasadnia wydzielenie dwóch regionów litofacjalnych warstw krośnieńskich dolnych: leskiego i otryckiego. Litologia piaskowców gruboławicowych w regionie leskim była przedmiotem badań m in. Obuchowicza (1957), a w latach późniejszych Wendorffa (1981, 1986) oraz Peszata & Buczek-Pułki (1994). Wśród piaskowców krośnieńskich dolnych można wyróżnić dwa ich zasadnicze typy: pierwszy o mniej lub bardziej wyraźnym warstwowaniu frakcjonalnym oraz drugi o wyraźnym warstwowaniu laminowanym, zwykle zaburzonym (Obuchowicz 1957). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 12.

(14) Grzegorz Machowski. Piaskowce pierwszego typu należą do średnio i drobnoziarnistych, dobrze wysortowanych, niektóre ławice przyspągowe są gruboziarniste a niekiedy zlepieńcowate. W pakietach gruboziarnistych wyróżnić można średnio obtoczone, rzadziej ostrokrawędziste ziarna kwarcu. Sporadycznie występują białe lub różowe skalenie. Spoiwo określane jest jako ilasto-wapienne (Obuchowicz 1957). Barwa niezwietrzałych piaskowców jest stalowo popielata, natomiast po zwietrzeniu staje się brunatnoszara lub żółtawa. Drugi typ reprezentują piaskowce cienko i średnioławicowe, o znacznej zawartości detrytusu roślinnego i miki oraz piaskowce skorupowe. W piaskowcach tych zauważalne jest warstwowanie przekątne, spotykane jest również warstwowanie laminowane; równoległe. Barwa tego typu piaskowców jest na świeżym przełamie ciemnoszara, natomiast po zwietrzeniu staje się jasnopopielata, niekiedy z lekkim rdzawym nalotem. W otryckim regionie litofacjalnym nieco odmienne wykształcenie piaskowców gruboławicowych. powiązane. było. z. innymi. kierunkami. alimentacji. materiału. okruchowego, którego źródło identyfikowane jest z północno-zachodnim przedłużeniem masywu marmaroskiego. Gruboławicowe piaskowce typu otryckiego są przeważnie średnio-grubo i nierównoziarniste (Peszat & Buczek-Pułka 1994). Ławice o miąższości dochodzącej do 1 m wykazują frakcjonalne ułożenie ziarna, zaś w stropie laminację. Natomiast ławice o miąższości powyżej 2 m wykazują zwykle bezładne warstwowanie. W stanie świeżym piaskowce te są barwy ciemno lub jasnoszarej, natomiast po zwietrzeniu żółtoszarej (Peszat & Buczek-Pułka 1994).. Warstwy krośnieńskie środkowe; reprezentowane są przez zespół rytmicznie przekładających się cienko- i średnioławicowych, mikowych piaskowców z łupkami.. Warstwy krośnieńskie górne; charakteryzują się wybitnie łupkowym charakterem, zawierając nieliczne wkładki cienkich piaskowców i mułowców. W spągu tych warstw, w rejonie. Soliny-Czarnej. zalegają. dwa. pakiety. gruboławicowych. piaskowców. glaukonitowych (tzw. piaskowce z Ostrego; Sikora 1959). Profil litofacji leskiej Koszarski & Żytko (1961) dzielą wyłącznie na dolne i górne warstwy krośnieńskie; natomiast Jucha (1969) uważa, że środkowe ogniwo warstw krośnieńskich wyklinowuje się dopiero w czołowej strefie płaszczowiny śląskiej (Fig. 1.3). Według Koszarskiego & Żytki (1961) a także Malaty & Marcińca (1998) kompleks piaskowców glaukonitowych jest poziomem korelacyjnym, rozdzielającym dolny i górny kompleks warstw krośnieńskich. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 13.

(15) Grzegorz Machowski. Fig. 1.3. Korelacja profili serii menilitowo-krośnieńskiej w strefie litofacji leskiej (wg Jucha 1969, zmodyfikowany) Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 14.

(16) Grzegorz Machowski. Miąższość serii warstw krośnieńskich zmienia się od kilkuset do ponad 1000 m, a w południowo-wschodniej części centralnego synklinorium, sięga ponad 2500 m (Jucha, 1969), np. według Wdowiarza (1985) w południowym skrzydle fałdu Mokrego warstwy krośnieńskie osiągają miąższość ponad 2900 m. W profilu formacji fliszowej Karpat Zewnętrznych litofacja warstw krośnieńskich odznacza się największym tempem sedymentacji, przekraczającym w niektórych profilach 200 m/mln lat (Kuśmierek 1990). Diachroniczny charakter granic litologicznych w obrębie serii menilitowokrośnieńskiej dokumentuje pozycja stratygraficznego poziomu cienkoławicowych wapieni organogenicznych, nazywanych łupkami jasielskimi (Jucha 1969), który rozdziela profile osadów oligocenu na dwa kompleksy stratygraficzne: pod- i nadjasielski (Fig. 1.4).. Fig. 1.4. Profil chronostratygraficzny kompleksów litologicznych i piaskowców „śródmenilitowych” serii menilitowo-krośnieńskiej (wg Kuśmierek 2005) Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 15.

(17) Grzegorz Machowski. 1.2. Strefy litofacjalne piaskowców krośnieńskich Litofacjalny podział warstw krośnieńskich, dla rejonu pomiędzy dorzeczem Strwiąża a Wetliną w Bieszczadach podał K. Żytko (1969). Wydzielił on dwa podregiony warstw krośnieńskich o zróżnicowanym typie litologicznym: północny i południowy, zwany bieszczadzkim. Typowym ogniwem dla bieszczadzkiego podregionu facjalnego jest kompleks gruboławicowych piaskowców otryckich. Piaskowce otryckie - o charakterystycznym pryzmatycznym ciosie występują w zwartych pakietach o miąższości do 80 m, przekładanych drobnorytmicznym fliszem - tworzą kompleks przekraczający miąższość 1200 m. Obszar występowania piaskowców otryckich sięga ku północnemu-zachodowi po dorzecze Osławy (Żytko 1969), lub według innych autorów (Malata et al. 2007) aż do Rymanowa, a na południowym-wschodzie przechodzi na Ukrainę (podstrefa Bitlya) i ciągnie się po okolice Volovca, lub nawet po linię Svalava-Mezhorje (Żytko 1999). Dla piaskowców otryckich sedymentacyjne wskaźniki transportu wykazują kierunek z południa i południowego-wschodu, czyli prawdopodobnie z północno-zachodniego przedłużenia. masywu. marmaroskiego,. przeddukielska (Malata et. al.. określanego. niekiedy. jako. kordyliera. 2007). Przeciwne kierunki transportu cechuje. drobnorytmiczny flisz który je przeławica, co znajduje odbicie w jego odrębności litologicznej. Północna, umowna granica bieszczadzkiego podregionu litofacjalnego przebiega wzdłuż pasma Otrytu i dalej na północny-zachód wzdłuż nasunięcia fałdu Rajskiego-kopalni i fałdu Mokrego. Południowa natomiast jest granicą tektoniczną, wzdłuż której warstwy inoceramowe jednostki dukielskiej nasuwają się na młodsze utwory swojego przedpola (Kuśmierek 1979). Piaskowce otryckie wyraźnie wyróżniają się w rzeźbie tego obszaru budując główne pasma górskie, między innymi Połonin i Otrytu (Fig. 1. 5) W regionie północnym (na północ od pasma Otrytu) występują piaskowce litofacji leskiej (Geological atlas, 1989, Tab. I), nazywanej przez niektórych geologów litofacją beską (m in. Wendorff 1986, Peszat & Buczek-Pułka 1994, Peszat 1999). Podobnie jak w strefie otryckiej seria ta rozpoczyna się kompleksem gruboławicowych, mułowcowych (wakowych), mikowych piaskowców wapnistych leżącym na warstwach menilitowych lub przejściowych. Materiał klastyczny dostarczany w trakcie sedymentacji kompleksu gruboławicowych piaskowców litofacji leskiej pochodził z północnego zachodu (Malata et al. 2007). Granice tego kompleksu, zarówno górna jak i dolna są diachroniczne. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 16.

(18) Grzegorz Machowski. Według Wendorffa (1986) dolina Osławy jest obszarem współwystępowania ze sobą gruboławicowych piaskowców litofacji leskiej (beskiej) i otryckiej. Kompleksy piaskowcowe litofacji leskiej, zarówno ku północy, jak i na zachód od Osławy, zwiększają swoją miąższość i zastępują kompleksy piaskowcowe litofacji otryckiej które w tych kierunkach zanikają. Strefa litofacji leskiej przedłuża się w kierunku południowo-wschodnim. na. Ukrainę (podstrefa Turki) i sięga aż po linię Svalava-Mezhorje (Żytko 1999). Obszar występowania piaskowców gruboławicowych typu otryckiego cechują znacznie większe kontrasty rzeźby terenu (Fig. 1. 5).. Fig. 1.5. Cyfrowy model terenu (DTM) przedstawiający zróżnicowanie rzeźby terenu w strefach facjalnych transgranicznego obszaru Karpat. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 17.

(19) Grzegorz Machowski. 1.3. Zarys tektoniki struktur Analiza obrazu intersekcyjnego fałdów i nasunięć (Fig. 1.6) a w szczególności ich wgłębnej tektoniki rozpoznanej wierceniami i profilami sejsmicznymi (Fig. 1.7-1.11) uzasadnia wydzielenie w obrębie wschodniej części płaszczowiny śląskiej stref i podstref, zróżnicowanych pod względem stylu tektoniki struktur (wg J. Kuśmierek w: Baczyński et al. 2000, Górecki & Kuśmierek et al. 2009). W południowej części płaszczowiny śląskiej, pomiędzy nasunięciem jednostki dukielskiej a czołowym nasunięciem fałdu Mokrego-Rajskiego kopalni-Otrytu (Fig. 1.6) – wydzielonej jako strefa A, odpowiadająca w części południowo-wschodniej regionowi litofacji otryckiej – wyróżnić można dwie podstrefy strukturalne:. o A1 – przeddukielską, którą budują dwa wewnętrzne fałdy (łuski), tj. łuska Bukowicy-Turzańska i fałd Iwonicza Zdroju-Rudawki Rymanowskiej zaznaczające się wychodniami starszego oligocenu-eocenu, których szerokość zwęża się na wschód od doliny Sanoczka (Fig. 1.7 – 1.9); o A2 – wewnętrzną strefę synklinorium karpackiego, obejmująca bardziej pogrążone fałdy Bobrki-Rogów-Szczawnego-Suchych Rzek i BeskaMokrego-Zatwarnicy, których wychodnie antyklinalne budują starsze ogniwa warstw krośnieńskich; w części południowo wschodniej, w obrębie ich południowych skrzydeł uaktywniają się lokalne nasunięcia, wyodrębniające drugorzędne elementy strukturalne (łuski) (Fig. 1.10 – 1.11).. Charakterystycznymi cechami dla strefy A są redukcja tektoniczna północnych skrzydeł antyklin (ściętych nasunięciami) oraz obecność rozwiniętego systemu uskoków poprzecznych, które na ogół nie kontynuują się na jej przedpolu (Baczyński et al. 2000).. W północnej części płaszczowiny śląskiej (Fig. 1.6) – wydzielonej jako strefa B, odpowiadająca litologicznie regionowi litofacji leskiej – wyróżnić można również dwie podstrefy:. o B1 – centralną, obejmującą fałdy Czaszyna-Rajskiego wsi, CzaszynaPolany-Skorodnego i Tarnawy-Wielopola-Zagórza-Czarnej kopalni, które Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 18.

(20) Grzegorz Machowski. w części przypowierzchniowej buduje najgrubsza pokrywa osadów młodszego oligocenu. Fałd Czaszyna, na obszarze północno-zachodnim, jest nasunięty na głęboko pogrążoną synklinę odwodową fałdu TarnawyWielopola. Rozciągłość obu tych elementów jest lokalnie nieco ukośna względem kierunków strukturalnych strefy A (Fig. 1.6).. Fig. 1.6. Mapa rozmieszczenia stref charakteryzujących się zróżnicowanym stylem tektoniki struktur (wg Baczyński et al. 2000, zmodyfikowana). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 19.

(21) Grzegorz Machowski. o B2 – czołową (tzw. czołowe spiętrzenie płaszczowiny śląskiej), w obrębie której wydziela się dwa główne fałdy: Zmiennicy-Strachociny-SanokaCzarnej wsi i Grabownicy-Załuża-Olszanicy , oraz mniejsze elementy fałdowe u czoła nasunięcia płaszczowiny śląskiej. W elewacjach strukturalnych towarzyszących,. fałdu. Grabownicy-Załuża-Olszanicy. mających. charakter. i. elementach. dysharmonijnych. wypiętrzeń. odsłaniają się najstarsze ogniwa stratygraficzne serii śląskiej (hoteryw-alb) w obszarze północno-zachodnim (Fig. 1.6 – 1.7). Swoiste cechy tektoniki opisanych powyżej stref ilustrują fragmenty regionalnych trawersów geologiczno-naftowych (Fig. 1.7-1.11). W zachodniej części obszaru badań, po dolinę Osławy styl tektoniczny podstref A1 i A2 zdominowany jest przez zespoły fałdów z propagacji uskoków, typu spiętrzonych łusek o zredukowanych skrzydłach północnych. W południowo-wschodnim przedłużeniu strefy A pojawiają się nasunięcia o wergencji wstecznej, charakterystyczne dla otryckiego regionu litofacjalnego o anizopachytowych rozkładach miąższości w skrzydłach poszczególnych fałdów. Obecność wstecznie nasuniętych elementów tektonicznych w tym regionie stwierdzono m in. w profilach odwiertów Suche Rzeki –IG1 i Polanki-IG1 (Fig. 1.10). Region litofacji leskiej, rozciągający się na północ od nasunięcia fałdu OtrytuMokrego-Beska, charakteryzuje relatywnie bardziej regularny styl tektoniki fałdów, aczkolwiek nad depresjami strukturalnymi w podstrefie B1 pojawiają się w części zachodniej odkłucia o geometrii płaskich łuków (Fig. 1.7 i 1.9) a w części wschodniej nasunięcia o znacznych amplitudach (Fig. 1.10 i 1.11).. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 20.

(22) Grzegorz Machowski. Fig. 1.7. Fragment trawersu geologiczno-naftowego I Jaśliska-Husów (wg Kuśmierek 2009, zmodyfikowany). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 21.

(23) Grzegorz Machowski. Fig. 1.8. Fragment trawersu geologiczno-naftowego II Bukowsko-Łopuszka Wielka (wg Kuśmierek 2009, zmodyfikowany). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 22.

(24) Grzegorz Machowski. Fig. 1.9. Fragment trawersu geologiczno-naftowego III Komańcza-Jaksmanice (wg Kuśmierek 2009, zmodyfikowany). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 23.

(25) Grzegorz Machowski. Fig. 1.10. Fragment trawersu geologiczno-naftowego IV Cisna-Chidnovichi (wg Kuśmierek 2009, zmodyfikowany). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 24.

(26) Grzegorz Machowski. Fig. 1.11. Fragment trawersu geologiczno-naftowego V Brzegi Górne-Krukenichi (wg Kuśmierek 2009, zmodyfikowany). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 25.

(27) Grzegorz Machowski. 2. CHARAKTERYSTYKA MIĄŻSZOŚCIOWA I PETROGRAFICZNA PIASKOWCÓW KROŚNIEŃSKICH DOLNYCH 2.1. Miąższość piaskowców Charakterystyka miąższościowa piaskowców krośnieńskich dolnych oparta została na analizie map: miąższości kompleksu warstw krośnieńskich dolnych, miąższości litotypu piaszczystego oraz ilości gruboławicowych pakietów piaskowców. Przedstawione na mapach rozkłady miąższości (kompleksów, pakietów i litotypów) odnoszą się do miąższości stratygraficznej wyznaczonej z profili wierceń lub odsłonięć (Kuśmierek et al. 1995). Mapy zostały skonstruowane na podstawie danych archiwalnych (Borys et al. 1991, Baczyński et al. 1992, 1996, Kuśmierek et al. 1991-94, Kuśmierek et al. 1994-96) zebranych w pracy M. Hajty (1996), uaktualnionych przez J. Piotrowskiego (2003); zestawionych w tabeli (Tab. 2.1) .. Miąższość kompleksu warstw krośnieńskich dolnych [m]. Miąższość litotypu p-wcowego [m]. Ilość pakietów p-ca. Zapiaszczenie [%]. Zailenie [%]. Baligród N. 270. 130. 16. 48,15. 51,85. Baligród N-Zahoczewie. 694. 390. 45. 56,20. 43,80. Baligrod S. 700. 238. 24. 34,00. 66,00. Brzegi Górne. 220. 30. 2. 13,64. 86,36. Besko. 525. 329. 13. 62,67. 37,33. Brzozów-Humniska. 340. 213. 10. 62,65. 37,35. Bukowiec. 500. -. -. -. -. Bukowiec S. 500. 220. 6. 44,00. 56,00. Bukowsko S. 266. 8. 3. 3,01. 96,99. Bzianka-2. 617. 213. 15. 34,52. 65,48. Czaszyn. 1300. 855. 33. 65,77. 34,23. Czaszyn-Niebieszczany. 1300. 700. 33. 53,85. 46,15. Dwernik S. 1285. 1006. 51. 78,29. 21,71. Falejówka N. 320. 225. 7. 70,31. 29,69. Falejówka S. 310. 240. 6. 77,42. 22,58. Górki N. 245. 165. 7. 67,35. 32,65. Górki S. 470. 315. 12. 67,02. 32,98. Haczów-Bzianka. 500. 330. 14. 66,00. 34,00. Horodek-Chrewt. 1995. 1234. 44. 61,85. 38,15. Iwonicz Zdrój. 230. 115. 6. 50,00. 50,00. Nazwa profilu/otworu N i S – północne i południowe skrzydła fałdów. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 26.

(28) Grzegorz Machowski. Miąższość kompleksu warstw krośnieńskich dolnych [m]. Miąższość litotypu p-wcowego [m]. Ilość pakietów p-ca. Zapiaszczenie [%]. Zailenie [%]. Jaworzec S. 1120. 360. 31. 32,14. 67,86. Kalnica. 238. 222. 14. 93,28. 6,72. Klimkówka-Wieś. 233. 166. -. 71,24. 28,76. Kobyle-Przybyłówka. 300. 240. 7. 80,00. 20,00. Łopienka S. 955. 320. 33,51. 66,49. Łuh. 472. 346. 27. 73,31. 26,69. Łukawica. 575. 457. 9. 79,48. 20,52. Markowce-p.Sanoczek. 288. 139. 11. 48,26. 51,74. Mokre S. 770. 600. 15. 77,92. 22,08. Nasiczne N. 555. 360. 21. 64,86. 35,14. Nasiczne S. 1850. 1132. 70. 61,19. 38,81. Odrzechowa. 555. 370. 15. 66,67. 33,33. Orelec-Łobozew. 1292. 992. 21. 76,78. 23,22. p.Bystre. 710. -. -. -. -. Pobiedno. 457. 174. 11. 38,07. 61,93. Polanki -Terka. 535. 430. 80,37. 19,63. Radziejowa-Tyskowa. 767. 310. 14. 40,42. 59,58. Rajskie S. 1502. 654. 57. 43,54. 56,46. Rosolin N. 1290. -. -. -. -. Rudawka Rymanowska. 445. 7. 2. 1,57. 98,43. Sanok-Czerteż. 170. 130. 4. 76,47. 23,53. Sękowiec-Rosochate. 1400. 680. 48,57. 51,43. Srogów Dolny. 350. 281. 7. 80,29. 19,71. Suche Rzeki S. 1720. 874. 51. 50,81. 49,19. Suliła. 160. -. -. -. -. Szczyciska-Obłazy. 704. 550. 56. 78,13. 21,88. Targowiska-Suchodół. 395. 230. 13. 58,23. 41,77. Tokarnia. 100. -. -. -. -. Trześniów-30. 1017. 376. 11. 36,97. 63,03. Tworylne-Krzywe. 894. 650. 11. 72,71. 27,29. Ustianowa-Równia. 1510. 1010. 29. 66,89. 33,11. Ustrzyki Dolne-Hoszów. 851. 531. 18. 62,40. 37,60. Wetlina (przełęcz). 555. 148. 21. 26,67. 73,33. Wola Postołowa-Lesko. 1170. 815. 30. 69,66. 30,34. Wołkowyja-Górzanka. 400. 230. -. 57,50. 42,50. Wujskie. 283. 230. 6. 81,27. 18,73. Zagórz S. 1160. 694. 26. 59,83. 40,17. Zahoczewie. 691. 390. -. 56,44. 43,56. Nazwa profilu/otworu N i S – północne i południowe skrzydła fałdów. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 27.

(29) Grzegorz Machowski. Miąższość kompleksu warstw krośnieńskich dolnych [m]. Miąższość litotypu p-wcowego [m]. Ilość pakietów p-ca. Zapiaszczenie [%]. Zailenie [%]. Zahoczewie-Cisowiec. 690. 535. 10. 77,54. 22,46. Zatwarnica. 990. 588. 53. 59,39. 40,61. Nazwa profilu/otworu N i S – północne i południowe skrzydła fałdów. Tab. 2.1. Zestawienie parametrów miąższościowo-litologicznych w profilach odsłonięć i wierceń serii śląskiej (zestawione przez autora na podstawie danych zebranych przez J. Piotrowskiego 2003). Analiza mapy trendów miąższości kompleksu warstw krośnieńskich dolnych (Fig. 2.1) pokazuje generalny kierunek zmian trendów miąższości z północnego-zachodu na południowy-wschód.. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 28.

(30) Grzegorz Machowski. Fig. 2. 1. Mapa regionalnego trendu zmian miąższości kompleksu warstw krośnieńskich dolnych. Największe miąższości zaznaczają się w południowo-wschodniej części subbasenu śląskiego w profilach Horodek-Chrewt (1995 m miąższości kompleksu w/w warstw) i Nasiczne S (1850 m). Odnosząc trend miąższości do podziału na strefy litofacjalne można zauważyć iż w strefie litofacji leskiej miąższości są wyższe; szczególnie w jej południowo-wschodniej części, na północ od nasunięcia Otrytu (Fig. 2.1). Z kolei miąższość kompleksu warstw krośnieńskich dolnych w strefie litofacji otryckiej jest Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 29.

(31) Grzegorz Machowski. wyraźnie wyższa w południowo-wschodniej jej części (na południe od nasunięcia Otrytu) w profilach: Nasiczne S (1850 m), Suche Rzeki S (1720 m) i Dwernik S (1285 m) (Tab. 2.1). Na tle strukturalnym można wyróżnić trzy strefy w których trend miąższości kompleksu warstw krośnieńskich dolnych wykazuje najwyższe wartości: . Strefa fałdów Czaszyna i Tarnawy-Wielopola na południowy-zachód od Leska w dorzeczu Osławy,. . Strefa fałdów Czarnej-kopalni, Czaszyna-Polany-Skorodnego i Rajskiego-wsi na południowy-wschód od jeziora Solińskiego,. . Strefa fałdów Zatwarnicy i Suchych Rzek pomiędzy Solinką a dorzeczem Nasiczańskiego-Dwernika, Zmiany. miąższości. kompleksu. warstw. krośnieńskich. dolnych. w. skrzydłach. poszczególnych fałdów potwierdzają proces formowania się struktur synsedymentacyjnych w trakcie depozycji najmłodszych ogniw serii menilitowo-krośnieńskiej podregionu bieszczadzkiego (Żytko 1969, Kuśmierek 1981). Analiza mapy miąższości litotypu gruboławicowego piaskowców krośnieńskich dolnych ilustruje generalny trend wzrostu miąższości z północnego zachodu na południowy wschód, szczególnie wyraźny w strefie litofacji leskiej (Fig. 2.2). Maksymalny rozwój wydzielonego litotypu obserwowany jest w profilach: Horodek-Chrewt, Nasiczne i Dwernik S gdzie miąższości osiągają odpowiednio:1264 m 1132 m 1006 m (Tab. 2.1). Wyróżnione depocentra sedymentacji pokrywają się ze strefami, gdzie rejestruje się maksymalne ilości pakietów piaskowcowych, szczególnie Nasiczne (70 pakietów) oraz Rajskie S (57 pakietów). Również trend wzrostu miąższości jest zbieżny z kierunkiem przebiegu głównej osi basenu, zanurzającej się w kierunku południowo-wschodnim.. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 30.

(32) Grzegorz Machowski. Fig. 2.2. Mapa regionalnego trendu zmian miąższości litotypu piaskowcowego warstw krośnieńskich dolnych Analiza mapy ilości pakietów gruboławicowych piaskowców krośnieńskich dolnych, o miąższości powyżej 2 m (tj. miąższości dobrze czytelnej na krzywych geofizyki wiertniczej), wskazuje na dwa kierunki zmian: północny-zachód/południowy wschód oraz południowy-zachód/północny-wschód. (Fig.. 2.3).. Maksymalne. ilości. pakietów. przekraczające ponad 50 (Dwernik S, Rajskie S, Szczyciska-Obłazy), a nawet dochodzące do 70 (Nasiczne) obserwowane są w południowo-wschodniej części centralnego synklinorium. W centralnej oraz w północno-zachodniej części centralnego synklinorium. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 31.

(33) Grzegorz Machowski. średnie ilości pakietów wynoszą od 10 do 30 (Fig. 2.3). Również w tym przypadku, kierunek wzrostu ich ilości zbieżny jest z kierunkiem przebiegu głównej osi subbasenu śląskiego, zanurzającej się w kierunku południowo-wschodnim. Stosunkowo. wyraźnie. zaznacza. się. redukcja. ilości. pakietów. piaskowcowych. krośnieńskich dolnych malejących w kierunku przyległego od południowego-zachodu subbasenu dukielskiego (Fig. 2.3).. Fig. 2.3. Mapa ilości pakietów gruboławicowych piaskowców warstw krośnieńskich dolnych. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 32.

(34) Grzegorz Machowski. 2.2. Charakterystyka składu mineralnego i uziarnienia Badania petrograficzne piaskowców krośnieńskich zapoczątkowane zostały w 1939 r. przez Jaskólskiego. Następnie były kontynuowane przez Obuchowicza (1957) oraz Ślączkę & Unruga (1972) i uzupełnione przez Shidelera et al. (1975). Pomimo iż próbki piaskowców pobierane były z różnych regionów facjalnych względem obszarów alimentacyjnych, określanych na podstawie kierunków transportu, piaskowce nie wykazały większej zmienności składu petrograficznego. Stąd też Ślączka & Unrug (1972) wysunęli wniosek o niewielkim zróżnicowaniu petrograficznym między obszarami źródłowymi, z których pochodził materiał klastyczny piaskowców wydzielanych regionów facjalnych. Okazało się jednak, że był on wystarczająco zróżnicowany, aby wpłynąć na właściwości fizyczne tychże piaskowców, które jak wykazały późniejsze badania kształtują się w nich odmiennie (Peszat & Buczek-Pułka 1994). Badania petrograficzne piaskowców krośnieńskich w ostatnich latach prowadzone były głównie przez Peszata (1999), Bromowicza et al. (2001), Leśniaka (2005) oraz Sucha et al. (2007). Badania prowadzone przez Peszata koncentrowały się głównie na właściwościach fizycznomechanicznych piaskowców dolnokrośnieńskich (Peszat & Buczek-Pułka 1994), petrografii i właściwościach. surowcowych. piaskowców. glaukonitowych. (Peszat. 1997). oraz. na. właściwościach strukturalno-teksturalnych i genezie spoiw węglanowych gruboławicowych piaskowców krośnieńskich (Peszat 1999). Wymienione powyżej badania Peszata, oparte były na próbkach piaskowców pobieranych w kamieniołomach, zarówno w strefie litofacji otryckiej jak i leskiej (beskiej). Badania prowadzone przez Bromowicza z zespołem, wykonywane w ramach projektu KBN nr 9T 12B 007 16 objęły 95 prób piaskowców, z których 62 pochodzą z odsłonięć powierzchniowych (Bromowicz et al. 2001). Podczas interpretacji nie wprowadzono jednak podziału na strefy litofacjalne. Najnowsze badania petrograficzne piaskowców krośnieńskich zostały przedstawione w pracach Leśniaka (2005) i Sucha et al. (2007). Objęły one próby piaskowców pobranych z rdzeni z odwiertów: Dwernik-2, 3, 5, 7, 8, 9, 10, Lutowiska-2, Stuposiany-2, 3, 4, Pszczeliny-1, 2, Tarnawa Niżna-1, oraz próby piaskowców pobrane z odsłonięć wychodni warstw krośnieńskich w profilach potoków: Zatwarnica (Rzeki), Dwernik, Wołosaty, Wisłoka, Wisłok oraz w miejscowości Trepcza k. Sanoka. W zbiorze tym, dominują próby piaskowców ze strefy. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 33.

(35) Grzegorz Machowski. litofacji otryckiej. Próby z otworu Lutowiska-2 oraz z odsłonięć w profilach Trepczy, Wisłoka i Wisłoki prawdopodobnie reprezentują litofację leską. Na podstawie powyższych prac przedstawiony został poniżej opis składu petrograficznego piaskowców krośnieńskich dla analizowanych stref litofacjalnych.. Piaskowce krośnieńskie litofacji leskiej Badania przeprowadzono w oparciu o próby piaskowców krośnieńskich z otworu Lutowiska-2 oraz wychodnie piaskowców w Trepczy (Such et al. 2007).. Uziarnienie Wartości GSS (średnia średnica ziarn) zawierają się w przedziale od 0.09 do 4.67 , przy wartości średniej 3.04  co sytuuje badane próbki według kryterium uziarnienia: od gruboziarnistych pyłowców, poprzez piaskowce bardzo drobnoziarniste do piaskowców gruboziarnistych. Graficzny wskaźnik wysortowania (GSO) zawiera się w przedziale: 0.03 – 0.673 przy wartości średniej 0.519, co kwalifikuje badane piaskowce do grupy: od bardzo dobrze wysortowanych do umiarkowanie dobrze wysortowanych. Na podstawie analiz planimetrycznych, w oparciu o klasyfikację Pettijohna et al. (1972) piaskowce zostały sklasyfikowane jako arenity i waki lityczne (Such et al. 2007).. Szkielet ziarnowy Kwarc jest tu minerałem dominującym. Stanowi on 24.3 – 42.6 % objętościowych składu mineralnego piaskowców. Na podstawie badań katodoluminescencyjnych pochodzenie genetyczne ziarn kwarcu określono na metamorficzne, magmowe i rzadko obserwowane wulkaniczne. Wielkość ziarn i ich obtoczenie jest bardzo zróżnicowane. Lepszym obtoczeniem charakteryzują się ziarna grubszych frakcji, ale i w drobnych frakcjach można zaobserwować ziarna o dobrym stopniu obtoczenia. Skalenie stanowią 0.9 - 16.4 % objętościowych składu mineralnego. Dominują tu skalenie potasowe, a plagioklazy stanowią maksymalnie do 3.8 %. Ziarna skaleni są na ogół większe, często należą do największych ziarn w osadzie. Łyszczyki (do 20.2 % obj.) reprezentowane są głównie przez muskowit i biotyt. Rzadko jest obserwowane wygięcie blaszek miki dokoła innych większych ziarn, co sugeruje kompakcję mechaniczną. Okruchy skał (8,5 - 32.1 % obj.) reprezentowane są przez fragmenty skał węglanowych, magmowych, metamorficznych, dominują okruchy węglanów. Ziarna te mają z reguły duże Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 34.

(36) Grzegorz Machowski. rozmiary, są mało zmienione, często dość dobrze obtoczone. Spotykane są również przeobrażone okruchy skał wylewnych oraz piaskowców i mułowców. Minerały ciężkie (do 1.7 % obj.) należą do minerałów akcesorycznych i reprezentowane są przez ziarna pirytu, turmalinu, cyrkonu. Glaukonit (do 1.1 % obj.) występuje w formie nieregularnych skupień wypełniających przestrzeń międzyziarnową. Bioklasty (do 3.5 % obj.) reprezentowane są przez fragmenty skorupek otwornic, igieł gąbek, muszli małżów i małżoraczków.. Spoiwo Pod względem genezy wyróżnia się dwa rodzaje spoiwa: matrix i cement, które zwykle współwystępują obok siebie w różnych proporcjach. Matrix traktuje się jako allogeniczną, okruchową, okruchowo-ilastą lub ilastą substancję, o ziarnach mniejszych od od najdrobniejszych ziaren szkieletu danej grupy skał klastycznych, stanowiących spoiwo wypełniające (lub masę wypełniającą) w skale klastycznej (Muszyński 2008). Cement jest to spoiwo utworzone z minerałów (lub substancji mineralnych) powstałych na miejscu (in situ) w wyniku procesów fizykochemicznych zachodzących niekiedy już na etapie sedymentacji, a przede wszystkim podczas diagenezy lub epigenezy. Spoiwo badanych piaskowców krośnieńskich litofacji leskiej stanowi od 13.8 do 31.5 % obj., wykształcone jest w postaci cementu węglanowego oraz jako matriks ilasto – węglanowa i drobne ilości cementu kwarcowego, ilastego i matriks kwarcowo – ilastej (Such et al. 2007). Według Peszata (1997) udział spoiwa ilastego jest rzędu 4%. Cement węglanowy jest często przekrystalizowany. Występują tutaj również pojedyncze kryształy dolomitu.. Piaskowce krośnieńskie litofacji otryckiej Badania objęły próbki piaskowców pobranych z odwiertów Dwernik-2, 3, 5, 7, 8, 9, -10, Stuposiany-2, 3, 4, Pszczeliny-1, 2, Tarnawa Niżna-1, oraz próbki pobrane z odsłonięć wychodni warstw krośnieńskich w profilach potoków Zatwarnica (Rzeki), Dwernik i Wołosaty (Leśniak 2005).. Uziarnienie Na podstawie wyników analiz planimetrycznych piaskowce zostały sklasyfikowane jako arenity i waki subarkozowe, arenity arkozowe, a wśród piaskowców o spoiwie węglanowym. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 35.

(37) Grzegorz Machowski. bądź węglanowo-ilastym jako arenity i waki sublityczne i lityczne. Wysortowanie materiału detrytycznego piaskowców jest bardzo słabe lub go brak. Jedynie próbki drobno i bardzo drobnoziarniste charakteryzują się dobrym lub umiarkowanie dobrym wysortowaniem ziaren.. Szkielet ziarnowy Kwarc jest tu minerałem dominującym, stanowi od 22 do 53 % objętościowych składu mineralnego piaskowców. Wielkość ziarn jest bardzo zróżnicowana, częste są duże ziarna (o średnicy nawet powyżej 2.5 mm) zwłaszcza kwarcu polikrystalicznego. Obtoczenie ziarn kwarcu jest bardzo zróżnicowane. Piaskowce drobnoziarniste odznaczają się większym udziałem gorzej obtoczonych frakcji. Skalenie zajmują około 6-31 % objętościowych składu mineralnego. Dominują skalenie potasowe, a plagioklazy stanowią maksymalnie do 3.5 % (obserwacje w świetle spolaryzowanym). Natomiast obserwacje w katodoluminescencji wskazują, że zawartość plagioklazów może dochodzić do 15 % (Leśniak 2005). Plagioklazy są z reguły mało przeobrażone, słabo obtoczone. Ziarna skaleni potasowych są na ogół większe, często należą (razem z kwarcem polikrystalicznym i okruchami skał) do największych ziarn w osadzie (nawet powyżej 3 mm średnicy). Łyszczyki stanowią od 0.4 do 25 % obj., reprezentowane są przez muskowit i biotyt (z reguły przeważa muskowit), w nielicznych próbkach ich ułożenie świadczy o silnej kompakcji mechanicznej. Bardzo często spotykane są efekty rozpuszczania łyszczyków prowadzące do powstania śródziarnowej porowatości wtórnej. Okruchy skał tworzą od 3 do 38 % składu objętościowego, reprezentowane są przez fragmenty skał magmowych i metamorficznych (gnejsy, kwarcyty, łupki krystaliczne) oraz fragmenty skał węglanowych. Ziarna mają z reguły duże rozmiary (nawet powyżej 3.5 mm średnicy) są mało zmienione, często dość dobrze obtoczone. Spotykane są również przeobrażone okruchy skał wylewnych, klasty iłowców i fragmenty piaskowców. Minerały ciężkie reprezentowane są przez granat, w mniejszych ilościach występuje cyrkon, turmalin, rutyl. Glaukonit (do 3.5 % obj.) występuje w formie agregatowych skupień wypełniających przestrzeń międzyziarnową, bardzo rzadko ma kształt regularny. Bioklasty reprezentowane są głównie przez fragmenty skorupek otwornic, muszli małży, igły gąbek.. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 36.

(38) Grzegorz Machowski. Spoiwo Spoiwo badanych piaskowców (8.3-39.4 % obj.) wykształcone jest jako detrytyczny matriks węglanowo-ilasty, cement. kalcytowy, dolomitowy i ankerytowy, skupienia. wodorotlenków żelaza, a miejscami występuje tu również cement kwarcowy lub matriks kwarcowo-ilasty. Cement węglanowy jest dominującym rodzajem spoiwa piaskowców otryckich, tworzy spoiwo kontaktowe, porowe lub podstawowe, najczęściej towarzyszą mu mniejsze lub większe ilości cementu kwarcowego oraz matriksu węglanowo-ilastego (Leśniak 2005).. 2.2.1. Procesy diagenetyczne a właściwości zbiornikowe Na procesy diagenetyczne, kształtujące cechy skał klastycznych składają się: kompakcja, cementacja, rozpuszczanie, zastępowanie oraz przeobrażanie i neomorfizm. Wszystkie te procesy zostały przedstawione wspólnie dla piaskowców z obydwu stref litofacjalnych.. Kompakcja W piaskowcach krośnieńskich efekty kompakcji mechanicznej wyrażają się ściślejszym upakowaniem ziarn, ich spękaniem oraz często obserwowanym powyginaniem blaszek biotytu i muskowitu wokół twardszych składników skały (kwarcu, skaleni) (Such et al. 2007). Najczęstszymi typami kontaktów międzyziarnowych są kontakty proste i punktowe. Efektem kompakcji. chemicznej. w. piaskowcach. krośnieńskich. są. obserwowane. kontakty. międzyziarnowe wklęsło-wypukłe oraz mniej liczne zazębiające na styku ziarn kwarcu (Such et al. 2007). Do efektów kompakcji chemicznej należy także dehydratacja niektórych składników skalnych, szczególnie minerałów ilastych.. Cementacja Cementy reprezentowane są przez kalcyt, rzadziej ankeryt i dolomit (Leśniak 2005). Są to z reguły cementy podstawowe lub wypełniające drobne przestrzenie porowe. Cement kalcytowy analizowanych piaskowców jest zwykle późniejszy od cementu kwarcowego (Such et al. 2007). Cement dolomitowy i ankerytowy niektórzy badacze wiążą z niszczeniem wczesnodiagenetycznych dolomitów uznawanych za synsedymentacyjne z piaskowcami (m in. Peszat 1997, 1999). W próbkach o znacznej zawartości cementów węglanowych, ich Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 37.

(39) Grzegorz Machowski. krystalizacja wywarła największy wpływ na redukcję porowatości pierwotnej (Fig. 2.4B). Kwarc autigeniczny w piaskowcach krośnieńskich stanowi spoiwo kontaktowe, rzadziej porowe.. Fig. 2.4. Zdjęcia mikroskopowe piaskowców krośnieńskich (fot. G. Leśniak). A – piaskowiec o dominującym cemencie kwarcowym z Trepczy k. Sanoka (litofacja leska), kolor niebieski – otwarta porowatość; B – piaskowiec o dominującym cemencie kalcytowym pocięty siecią mikroszczelin z odwiertu Dwernik-7, głębokość 363m (litofacja otrycka) Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 38.

(40) Grzegorz Machowski. Rozpuszczanie Rozpuszczanie jest procesem prowadzącym do rozwoju porowatości wtórnej. Efekty rozpuszczania w piaskowcach krośnieńskich najczęściej obserwowane są w postaci śladów korozji ziarn kwarcu, łyszczyków i cementów. Rozpuszczanie obejmowało również detrytyczne ziarna skaleni, okruchy skał wylewnych zaś bardzo rzadko fragmenty skał magmowych i metamorficznych. Procesy rozpuszczania skaleni w niewielkim stopniu wpłynęły na polepszenie właściwości zbiornikowych i filtracyjnych skał, ponieważ nowo powstałe pory z reguły nie łączą się ze sobą. Natomiast rozpuszczanie cementów węglanowych powodowało powstanie sieci porów dobrze ze sobą połączonych i poprawiających w sposób wyraźny właściwości filtracyjne i zbiornikowe (Such et al. 2007). Różnice w wykształceniu przestrzeni porowej w próbkach pochodzących z odwiertów i z odsłonięć powierzchniowych tłumaczone są zmianą przebiegu diagenezy po odsłonięciu skał na powierzchni (Such et al. 2007). Oddziaływanie wód meteorycznych na skały powodowało częściowe rozpuszczanie cementów i zwiększenie średnicy mikroporów w piaskowcach, co równocześnie ułatwiało krążenie roztworów porowych. Wymuszało to przyspieszenie zachodzących w skale procesów rozpuszczania i wymywanie cząstek pelitycznych. W efekcie prowadziło to do powiększenia średnic wtórnych mikroporów, a więc do wzrostu porowatości całkowitej (Leśniak 2005).. Zastępowanie W piaskowcach krośnieńskich zaobserwowano efekty metasomatycznego zastępowania ziarn skaleni przez węglany, kalcytyzację cementów ankerytowych oraz tworzenie się pseudomorfoz kalcytowych po ziarnach detrytycznych o nieznanej genezie (Such et al. 2007).. Przeobrażanie i neomorfizm Do najpospolitszych procesów, których ślady działania dostrzeżono w zbadanych piaskowcach w należy zaliczyć transformację skaleni w illit, minerały mieszanopakietowe illit/smektyt lub chloryty, przy czym mógł tworzyć się kwarc autogeniczny (Such et al. 2007). W piaskowcach o wyraźnej dominacji cementów węglanowych bardzo częsta była rekrystalizacja węglanów tworzących cementy. Następowała ona w wyniku dostarczania roztworów zawierających jony wapnia i magnezu systemami spękań lub mikroszczelin. Rekrystalizacja węglanów została zaobserwowana w większości próbek pochodzących z odsłonięć. Zauważono w nich również impregnację mikroporów w ziarnach detrytycznych i. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 39.

(41) Grzegorz Machowski. spoiwie przez hematyt. Powstał on prawdopodobnie w wyniku przemian wodorotlenków żelaza w kontakcie z wodami meteorycznym (Such et al. 2007). W piaskowcach krośnieńskich litofacji otryckiej redukcja porowatości pierwotnej następuje zarówno wskutek kompakcji jak i cementacji (Fig. 2.5A) jednak za dominującą należy przyjąć kompakcję. Liczbowo w większości analizowanych próbek w redukcji porowatości pierwotnej przeważa kompakcja, niemniej zaznacza się również silny wpływ cementacji. W odwiertach z rejonu Dwernika na 45 analizowanych próbek cementacja dominuje tylko w 13 próbkach. Dla próbek z wychodni w Wołosatym 9 próbek na 12 wykazuje dominację cementacji, ale w rejonie Dwerniczka tylko w 7 na 18 analizowanych dominuje cementacja.. Fig. 2.5. Utrata porowatości pierwotnej piaskowców krośnieńskich na skutek kompakcji i cementacji (wg G. Leśniaka, zmodyfikowane), COPL – spadek porowatości spowodowany kompakcją, CEPL – spadek porowatości wywołany cementacją W piaskowcach krośnieńskich litofacji leskiej redukcja porowatości pierwotnej następuje głownie wskutek kompakcji (Fig. 2.5B) jedynie w czterech przypadkach zaznacza się niewielka dominacja cementacji. (Such et al. 2007). W próbkach z wychodni fałdu. Grabownicy-wsi w Trepczy obserwujemy zdecydowaną dominację procesów kompakcji nad cementacją. W świetle obserwacji petrograficznych charakter porowatości efektywnej piaskowców krośnieńskich, jest w dużej mierze wynikiem przebiegu procesów diagenezy, związanej głównie ze zmianami pierwotnej porowatości osadu, wywołanej krystalizacją spoiwa węglanowego z roztworów porowych (Bromowicz et al. 2001). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 40.

(42) Grzegorz Machowski. 3. STRUKTURALNO-LITOLOGICZNE UWARUNKOWANIA AKUMULACJI WEGLOWODORÓW 3.1. Typy pułapek węglowodorów W granicach jednostki śląskiej, na obszarze pomiędzy południkiem Rymanowa a granicą Państwa (Fig. 3.1) odkryto dotychczas 13 złóż ropy naftowej (Marcinkowski & Szewczyk 2008).. Fig. 3.1. Mapa lokalizacyjna złóż ropy naftowej i gazu ziemnego w obszarze centralnego synklinorium karpackiego. Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 41.

(43) Grzegorz Machowski. Występujące na tym obszarze akumulacje węglowodorowe zamknięte są zazwyczaj w pułapkach strukturalnych, zdyslokowanych uskokami (Kuśmierek 2001). Pojemność efektywna pułapek jest zazwyczaj niska; strefy akumulacji węglowodorów występują zwykle w kilku pakietach (poziomach) piaskowcowych i blokach tektonicznych. Na figurach 3.2-3.5 przedstawione zostały przekroje przez cztery pola ropy naftowej z obszaru centralnego synklinorium: Dwernik i Mokre (strefa litofacji otryckiej) oraz Tarnawa-Wielopole i Czarna (strefa litofacji leskiej). Pole Dwernik ma charakter pułapki strukturalnej (Fig. 3.2), zdyslokowanej uskokiem poprzecznym oraz uskokami podłużnymi.. Ropa naftowa występuje w poziomach. zbiornikowych w interwale 300-1000 m. Własności zbiornikowe roponośnych piaskowców krośnieńskich są słabe; średnia porowatość jest rzędu 3%, brak jest przepuszczalności międzyziarnowej. Istniejący w złożu przepływ węglowodorów odbywa się systemem szczelin. Potwierdzają to początkowe samoczynne przypływy ropy naftowej z odwiertów Dwernik-7,8 i 9 z głębokości około 700 m wynoszące średnio 4 tony na dobę. Pole ropy naftowej Mokre ma charakter pułapki kombinowanej: strukturalnotektonicznej i litologicznej zdyslokowanej uskokami. Akumulacja występuje w południowym i północnym elemencie strukturalnym fałdu (łuski) (Fig. 3.3). Ropa naftowa zgromadzona jest w dwóch poziomach zbiornikowych: płytkim i głębokim, o pojemności szczelinowej (Karnkowski 1993). Początkowe wydobycie ropy naftowej było samoczynne, zaś przypływy wynosiły około 2 ton na dobę. Pole ropy naftowej Tarnawa-Wielopole ma charakter pułapki strukturalnej, pociętej licznymi dyslokacjami podłużnymi i poprzecznymi (Karnkowski 1993). Ropa naftowa występuje w trzech porowo-szczelinowych poziomach zbiornikowych, zalegających na głębokości od 680 m do ponad 1200 m (Fig. 3.4) ograniczonych litologicznie i strukturalnolitologicznie (Kuśmierek 2001). Porowatość poziomów zbiornikowych wynosi średnio 6,6% i w większości nie wykazują one żadnej przepuszczalności (Karnkowski 1993). W początkowym, krótkim okresie, wydobycie ropy naftowej z odwiertów odbywało się samoczynnie. Początkowe przypływy ropy naftowej wahały się w zależności od odwiertu od kilku do kilkunastu ton na dobę (sporadycznie wyższych). W trakcie eksploatacji następował szybki spadek ciśnienia złożowego. Najbardziej zasobne pole ropy naftowej w obrębie centralnego synklinorium – Czarna, ma charakter pułapki strukturalnej (antyklinalnej) silnie zaburzonej tektonicznie (Fig. 3.5) (Karnkowski 1993). Ropa naftowa występuje w jedenastu poziomach zbiornikowych w interwale głębokościowym od 200 do ok. 1200 m. Przypływy ropy ze stref położonych w Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 42.

(44) Grzegorz Machowski. pobliżu podłużnych dyslokacji może świadczyć o szczelinowym charakterze skały zbiornikowej (Karnkowski & Konarski 1973), co potwierdzają początkowe wydatki ropy przekraczające niekiedy kilkanaście ton ropy na dobę (Fig. 3.9).. Fig. 3.2. Przekrój geologiczny przez złoże ropy naftowej Dwernik (wg Gąsior 2001, zmodyfikowany). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 43.

(45) Grzegorz Machowski. Fig. 3.3. Przekrój geologiczny przez złoże ropy naftowej Mokre (wg Karnkowski 1993). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 44.

(46) Grzegorz Machowski. Fig. 3.4. Przekrój geologiczny przez złoże ropy naftowej Tarnawa-Wielopole (wg Karnkowski 1993). Akademia Górniczo – Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Katedra Surowców Energetycznych. 45.