Wiek ruchów tektonicznych w strefie dyslokacyjnej Poznañ–Kalisz,
monoklina przedsudecka
Krzysztof Kwolek*
Strefa dyslokacyjna Poznañ–Kalisz (SDP–K) nale¿y do g³ównych mezozoicznych struktur tektonicznych wystêpuj¹cych na obszarze monokliny przedsudeckiej i jest obiektem prac poszukiwawczych za wêglowodorami, trwaj¹cych z ró¿nym nasileniem od po³owy lat 70. Obecnie prace te prowadzone s¹ przy u¿yciu najnowszych technologii, w tym sejsmiki trójwymiarowej. Odcinek miêdzy Solcem a Jarocinem zosta³ objêty badaniami sejsmicznymi 3D, które wykaza³y, ¿e strefa ta nie straci³a na perspektywicznoœci. Badania te dostarczy³y olbrzymiej iloœci danych, które w po³¹czeniu z wynikami dodatkowych otworów wiertniczych z lat 1985–1998 upowa¿niaj¹ do aktualizacji niektórych zagadnieñ dotycz¹cych budowy geologicznej SDP–K i jej genezy. Jednym z takich zagadnieñ jest problematyka wieku ruchów tektonicznych, które przyczyni³y siê do powstania tej strefy. Dla zbadania historii rozwoju tektonicznego SDP–K pos³u¿ono siê analiz¹ tempa depozycji osadów, wybieraj¹c takie rejony, w których odwiercono najwiêksz¹ iloœæ otworów wiertniczych daj¹cych siê po³¹czyæ w linie usytuowane poprzeczne do jej osi. Z uwagi na znacz¹ce upady wastw oraz krzywizny odwiertów mi¹¿szoœci zmierzone w otworach wiertniczych przeliczono na rzeczywiste, po uprzednim zweryfikowaniu i ujednoliceniu litostratygrafii utworów mezozoicznych, g³ównie œrodkowego i górnego triasu. Stwierdzono, ¿e inicjacja formowania siê SDP–K mia³a miejsce prawdopodobnie ju¿ we wczesnym kajprze, a niew¹tpliwie w dolnej serii gipsowej. Jej rozwój trwa³ do schy³ku dolnej jury i odbywa³ siê w trzech fazach: dwóch silnych rozdzielonych faz¹ s³ab¹. Pierwsza faza silna trwa³a w dolnym kajprze i dolnej serii gipsowej. Ten okres rozwoju dobrze koreluje siê z ruchami tektonicznymi fazy labiñskiej. Od prze³omu piaskowca trzciniastego i górnej serii gipsowej do retyku, wzglêdny wzrost subsydencji dna strefy rowowej mala³ a¿ do (lokalnie) ca³kowitego zrównowa¿enia siê z poziomem na obszarach bezpoœrednio do niej przyleg³ych. Maksimum rozwoju SDP–K przypada³o na doln¹ jurê (lias), w której to przyrost osadów w strefie rowowej by³ oko³o dwukrotnie wiêkszy ni¿ na jej flankach. Ten etap historii rozwoju SDP–K mo¿na powi¹zaæ z ruchami tektonicznymi fazy starokimeryjskiej.
S³owa kluczowe: monoklina przedsudecka, strefa dyslokacyjna Poznañ–Kalisz, ruchy tektoniczne fazy starokimeryjskiej, analiza tempa depozycji, rzeczywista mi¹¿szoœæ stratygraficzna
Krzysztof Kwolek — The age of tectonic movements in the Poznañ–Kalisz Dislocation Zone, Fore–Sudetic Monocline. Prz. Geol., 48: 804–814.
S u m m a r y. The Poznañ–Kalisz Dislocation Zone (SDP–K) is one of the main Mesozoic tectonic structures to be found within the Fore–Sudetic Monocline and it has been to various extent the subject of petroleum exploration since the mid 1970s. Nowadays the exploration is being conducted with the use of the latest technologies, imcluding 3–D seismic. The 3–D seismic surveys in the sector between Solec–Jarocin proved that the zone in question is still prospective. The data brought by the research, together with results from additional wellbores from the year 1985–1998, make it possible to update some question concerning the origin and geological setting of the SDP–K. One of them is the age of tectonic movements that resulted in forming of the zone. In order to trace the SDP–K’s history of tectonic evolution the analysis of sediment deposition rate was used in reference to the areas where boreholes were most numerous and where it was possible to join them in lines transverse to graben zone axis. Because of significant dips of bedding and wellbore devia-tions, thickness values measured in wellholes were calculated into true lithostratigraphy of Mesozoic rocks, mainly of middle and upper Triassic, had been verified and standarized. It has been established that the initiation of SDP–K is likely to have taken place in Lower Keuper already, undoubtedly in Lower Gypsumkeuper. Its development continued until the end of Lower Jurassic and it con-sisted of three phases: two intense ones divided by a weak one. The first intense phase took place in Lower Keuper and in Lower Gypsumkeuper. That time interval is related to the movements of Labinian stage. Since the break of Reed Sandstone and Upper Gypsumkeuper up to Rhaetian, the relative growth of the graben zone subsidence diminished gradually until it, localy, became even with the level of subsidence of the area adjacent to the SDP–K. Maximum development of SDP–K took place in Lias when the relative growth of sediment in graben zone was about twice as big as in its flanks. This period in the history of tectonic development of the SDP–K may be connected with Early Cimmerian movements.
Key words: Fore–Sudetic Monocline, the Poznañ–Kalisz Dislocation Zone, early cimmerian tectonic movements, deposition rate analysis, true stratigraphical thickness
Na obszarze przedsudeckim wystêpuje kilka regional-nych stref dyslokacyjregional-nych silnie zaburzaj¹cych mono-klinalny uk³ad cechsztyñsko-mezozoicznej pokrywy osado-wej. Jedn¹ z nich jest strefa dyslokacyjna Poznañ–Kalisz (SDP–K), rozci¹gaj¹ca siê na obszarze pó³nocno-wschod-niej czêœci monokliny przedsudeckiej i czêœciowo
synkli-norium mogileñskiego. W jej sk³ad wchodz¹
synsedymentacyjne rowy i pó³rowy tektoniczne, charakte-ryzuj¹ce siê wyraŸnym wzrostem mi¹¿szoœci utworów
gór-nego triasu i dolnej jury w stosunku do obszarów przy-leg³ych. Wydaje siê, ¿e strefa ta jest fragmentem ca³ego systemu rowów mezozoicznych polskiego basenu perm-sko-mezozoicznego. Na pó³noc od Poznania przed³u¿e-niem SDP–K mo¿e byæ ci¹g rowów Szamotu³y–Drawno synklinorium szczeciñskiego, biegn¹cy wzd³u¿ umownej granicy z synklinorium mogileñskim (ryc. 1).
Wzrost zainteresowania górnictwa naftowego SDP–K datuje siê od czasu odkrycia w 1975 r. z³o¿a gazu ziemnego Klêka, wystêpuj¹cego bezpoœrednio pod ni¹, w stropowej partii piaskowców czerwonego sp¹gowca. Kontynuacja prac poszukiwawczych prowadzonych wzd³u¿ tej strefy doprowadzi³a do odkrycia kolejnych z³ó¿ gazu: Jarocin (1977) i Solec (1996). Asocjacja ci¹gu struktur w pod³o¿u cechsztynu i zwi¹zanych z nim z³ó¿ gazu oraz potencjal-.*PGNiG S.A. w Warszawie, O/Biuro Geologiczne
„Geonafta”, Oœrodek Regionalny Pó³noc w Pile, pl. Staszica 9, 64-920 Pi³a
50km 0 524 457 >162 411 379 508 497 447 519 449 462 574 339 418 491 463 610 445 417 486 >339 416 397 437 461 443 529 555 515 709 526 534 730 323 >341 531 410 461 576 287 457 500 460 462 556 432 419 486 S U D E T Y Warszawa Gdañsk Szczecin Wroc³aw ? Poznañ M O N O K LI N A PR ZE DS UD EC KA WYNIESIENI E £EBY SYN KL IN OR IU M LUBEL SKI E SYNKL IN OR IUM W AR SZ AWSKI E SYN KLI NO RIUM PO MO RSKI E WYNIESI ENIE MAZURSKO -SUWALSKI E SYNEKLIZA PERYBA£TYCKA SYN KLIN OR IUM SZ CZEC IÑSKI E AN TYKL INORIUM POMOR SKIE ANTYKLIN ORIU M KU JA WSKO -G IEL NIOW SKI E SD P-K SD P-0 SYNK LINOR IUM M OG ILE ÑS KO - £Ó D ZK IE £uszczanów -1 Kotlin-2 Ko-1 Witowo-2 Witowo-3 Za-2K Solec-2 S-1 S-7 S-8 Ksi¹¿ Wlkp.-4 Ksi¹¿ Wlkp.-3 S-4 S-5 S-6 Radlin -18 Ra-22 Klêka-3 Ra-14 Kl-14 Kl-10Kl-4 Kl-6 Ja GN-1 Ja GN-4 Ja GN-2 Ja GN-5 Kl-8 Kl-9
Ja- ra %Note O ject˝407.41370 132.20731 423.64743 136.65430 E˝ 0 O 0 g˝0.00 0.00 0.00 1.00 k˝/ m 0 de ˝423.53887 135.57033 m˝422.44129 135.48132 L˝422.41436 135.64772 422.34435 135.77017 422.23181 135.84926 c˝422.11899 135.92920 421.97244 135.96831 421.79187 135.96831 c˝421.55235 135.96831 421.35052 135.88866 421.18526 135.73049 c˝421.02000 135.57231 420.91569 135.24208 420.87345 134.74120 C˝421.15521 134.98696 421.50614 135.11027 421.92510 135.11027 c˝422.39792 135.11027 422.80384 134.97704 423.14117 134.71172 c˝423.47877 134.44583 423.64743 134.10397 423.64743 133.68416 c˝423.64743 133.23883 423.46913 132.88110 423.11424 132.61181 c˝422.76047 132.34195 422.30438 132.20731 421.74765 132.20731 c˝421.15124 132.20731 420.66113 132.37852 420.27562 132.71981 c˝419.89181 133.06139 419.69991 133.62151 419.69991 134.39962 c˝419.69991 135.19843 419.89975 135.77329 420.30057 136.12620 c˝420.70110 136.47798 421.22154 136.65430 421.86161 136.65430 c˝422.30891 136.65430 422.68224 136.56161 422.97562 136.37679 c˝423.27014 136.19112 423.45751 135.92324 423.53887 135.57033 C˝ c˝420.96926 133.74992 m˝420.96926 133.47836 421.05402 133.26888 421.22324 133.12148 c˝421.39276 132.97380 421.58665 132.90009 421.80463 132.90009 c˝422.01383 132.90009 422.18844 132.96047 422.32904 133.08094 c˝422.46794 133.20198 422.53852 133.39984 422.53852 133.67480 c˝422.53852 133.95827 422.46255 134.16576 422.31231 134.29729 c˝422.16180 134.42939 421.97386 134.49458 421.74765 134.49458 c˝421.52967 134.49458 421.34598 134.43165 421.19518 134.30580 c˝421.04466 134.18079 420.96926 133.99512 420.96926 133.74992 c˝ c˝ ˝˝
Warszawa Gdañsk Poznañ Szczecin Wroc³aw Kraków 477 >195 5000m Kl-2 478 421 >324 447 445 525 464 538 679 456 345 574 440 331 599 452 322 565 431 306 550 446 325 527 428 340 463 514 547 715 521 511 650 339 418 491 305 436 536 500 497 597 476 333 529 654 503 >272 >195477 523 >264 539 463 603 >112 521 463 491 >297 423 601 693 482 503 608 Kl-5 Ja-7 Ja-8 Witaszyce GN-2 Krz-1A 484 525 355 Ra-6 7 Wit GN-1 513 518 649 537 525 >223 500 466 589 Ra-44 S-3 Kowalew-3 Lutynia-1 Klêka-1A Jarocin GN-3 GÓR Y ŒW IÊTOKR ZYSKI E SOLEC 3D KLÊKA 3D WITASZYCE–JAROCIN–LUTYNIA 3D SYN KLI NO RIUM NIDZ IAÑ SKI E
Przebieg osi maksymalnej subsydencji utworów: The course of maximum subsidence axis of:
kajpru; Keuper series retyku; Rhaetian series liasu; Lower Jurassic series
uskoki w horyzoncie sejsmicznym Tk the faults within Tk seismic horizon Otwory wiertnicze:
Wellbores:
negatywne; dry
z produkcj¹ gazu; with gas production
linie przekrojów sejsmicznych przedstawionych na ryc. 5, 6 i 7 lines of seismic cross sections as shown on the fig. 5, 6 and 7 granice zdjêæ sejsmicznych 3D
borders of 3D seismic surveys Mi¹¿szoœci utworów:
Thickness formation:
liasu; Lower Jurassic retyku; Rhaetian kajpru; Keuper 370
489 538
Synsedymentacyjne rowy i pó³rowy mezozoiczne: Mesozoic synsedimentary graben and half graben:
wg Dadleza i in. (1998) from Dadlez et al.(1998) wg Kwolka (1999) from Kwolek (1999)
obszar SDP-K powiêkszony na ryc. 2
enlarged area of the SDP-K presented on the fig. 2
370 489 538 Ryc.1.
Fig. 1.
Synsedymentacyjne rowy i pó³rowy mezozoiczne w Polsce na tle g³ównych jednostek geologicznych.
SDP-O — strefa dyslokacyjna Poznañ-Oleœnica.
Mesozoic synsedimentary graben and half graben in Poland in reference to main tectonic units.
SDP-O — Poznañ-Oleœnica Dislocation Zone. SDP-K — strefa dyslokacyjna Poznañ-Kalisz;
SDP-K — Poznañ-Kalisz Dislocation Zone;
Ryc.2.
Fig. 2.
Przebieg osi maksymalnej subsydencji utworów: kajpru, retyku, liasu w profilach otworów wiertniczych w obrêbie SDP-K miêdzy Zaniemyœlem a Kowalewem. Wartoœci mi¹¿szoœci ze znakiem > oznaczaj¹ redukcjê tektoniczn¹; wszystkie wartoœci zaokr¹glono do pe³nych jednoœci
The course of maximum subsidence axis of: lower Jurassic series, Rhaetian series, Keuper series within the SDP-K between Zaniemyœl and Kowalew. The values of with > sign mean tectonic reduction; all values are rounded to whole unitof
nych pu³apek z³o¿owych z przebiegiem SDP–K nie jest przypadkowa. Zagadnienie to autor zamierza przedyskuto-waæ w odrêbnym artykule.
Obecnie rejon SDP–K wci¹¿ odgrywa znacz¹c¹ rolê w poszukiwaniu wêglowodorów na monoklinie przedsudec-kiej, we wschodniej czêœci pó³nocnego przedpola wa³u wolsztyñskiego. Œwiadczy o tym fakt, ¿e od Kowalewa a¿ po Zaniemyœl strefa ta zosta³a objêta badaniami sejsmicz-nymi wykonywasejsmicz-nymi technik¹ 3D w nastêpuj¹cych rejonach: Kaleje–Zaniemyœl (w fazie projektu), Solec, Mieszków–Klêka — I etap, Mieszków–Klêka — II etap oraz Witaszyce–Jarocin–Lutynia. Sejsmika 3D, a tak¿e najnowsze profile sejsmiczne 2D z lat 1990–1996 oraz zre-procesowane profile starsze (g³ównie z lat 1980–1989) dostarczy³y dodatkowych danych, o nieporównywalnie lepszej jakoœci od tych z pocz¹tkowego okresu badañ.
Wiek ruchów tektonicznych jest jednym z kluczowych zagadnieñ w badaniach geologicznych ka¿dego obszaru. W prospekcji naftowej ich znajomoœæ jest niezbêdna dla okreœlenia czasu formowania siê pu³apek z³o¿owych, albo-wiem w po³¹czeniu z wiedz¹ na temat przypuszczalnego czasu ekspulsji i migracji wêglowodorów pozwala na wyeliminowanie z badañ geologicznych obiektów powsta³ych póŸniej od tych procesów z³o¿otwórczych. Wa¿ny jest równie¿ los pu³apki po jej nape³nieniu bitumi-nami, gdy¿ w zale¿noœci od dalszej historii rozwoju tekto-nicznego obszaru mog³a ona ulec przebudowie — czêœciowemu lub ca³kowitemu rozformowaniu, pro-wadz¹cemu b¹dŸ to do zmniejszenia zasobnoœci, b¹dŸ to do ca³kowitej destrukcji potencjalnego z³o¿a.
Problematyka ruchów tektonicznych, które przyczy-ni³y siê do powstania SDP–K, by³a przedmiotem dyskusji i polemik szczególnie w pocz¹tkowym okresie badañ geolo-gicznych i geofizycznych w jej rejonie, przypadaj¹cym na prze³om lat 70. i 80. Deczkowski i Gajewska (1977, 1979, 1980) okreœlili czasokres formowania siê rowów w tej stre-fie na koniec liasu — schy³ek sedymentacji warstw
gipso-wych górnych, nazywaj¹c struktury tego typu
retycko–liasowymi. Równie¿ Knieszner i in. (1983) s¹ zda-nia, ¿e pocz¹tek rozwoju rowów mezozoicznych na mono-klinie przedsudeckiej (w tym SDP–K) przypada na prze³om kajper–retyk a dalszy rozwój do koñca liasu. Z nowszych publikacji na uwagê zas³uguje praca Dadleza i in. ([W:] Narkiewicz i in., 1998), w której autorzy twierdz¹, ¿e pozycja i kierunek rowów w stosunku do cen-trów depozycji basenu permsko-mezozoicznego œwiadcz¹ o zwi¹zku ich formowania z histori¹ rozwoju bruzdy œród-polskiej. Rowy te tworzy³y siê diachronicznie od poŸnego triasu: „najwczeœniej w karniku i noryku te, które le¿¹ naj-bli¿ej osi bruzdy; póŸniej zaœ we wczesnej i œrodkowej jurze oraz w najm³odszej póŸnej jurze i wczesnej kredzie te, które s¹ bardziej oddalone od centrum basenu” (Dadlez i in. [W:] Narkiewicz i in., 1996).
Niektóre problemy zwi¹zane z litostratygrafi¹ utwo-rów triasu w rejonie SDP–K
Bez dobrej stratygrafii nie sposób przeprowadziæ poprawnej analizy tektonicznej. W rejonie SDP–K dotyczy to szczególnie utworów z interwa³u czasowego trias–jura, do którego nale¿¹, tzw. warstwy synkinematyczne (syntek-toniczne), czyli takie które osadza³y siê równoczeœnie z rozwojem rozpatrywanego systemu rowów.
Niektóre wydzielenia granic litostratygraficznych w profilach otworów wiertniczych, wykonanych w rejonie
SDP–K i opracowanych w ró¿nych latach przez wielu geo-logów z przemys³u naftowego, ró¿ni¹ siê nieco od swoich odpowiedników w „stratotypowych” profilach otworów wykonanych na obszarze pó³nocnej monokliny przedsu-deckiej, zrealizowanych przez Instytut Geologiczny (obec-ny PIG). W przypadku wydzieleñ stosowa(obec-nych w górnictwie naftowym ró¿nice te na ogó³ wynikaj¹ nie tyle z nieœwiadomego b³êdu, co z góry za³o¿onych, praktycznych uproszczeñ — swego rodzaju umownej unifikacji — dotycz¹ bowiem granic stosunkowo trudnych do okreœle-nia wy³¹cznie na podstawie pomiarów geofizyki wiertni-czej, ze wzglêdu na nie zawsze jednoznaczny zapis na krzywych profilowañ, zw³aszcza przy braku ich kompletu. Przyk³adem mog¹ byæ tutaj ró¿nice w interpretacji sp¹gu retu i stropu wapienia muszlowego.
Odró¿nienie utworów klastycznych (o przeciêtnej mi¹¿szoœci ok. kilkunastu metrów) zaliczanych do kom-pleksu podewaporatowego retu (Kulikowski [W:] Jasko-wiak-Schoeneichowa i in., 1979) od równie¿ klastycznych warstw nale¿¹cych do pstrego piaskowca œrodkowego jest zasadnicz¹ trudnoœci¹ w interpretacji sp¹gu retu. Z tego powodu — jak s¹dzê — geolodzy naftowi stawiaj¹ granicê pstry piaskowiec œrodkowy–ret w sp¹gu wyraŸnie odci-naj¹cych siê na pomiarach karota¿owych warstw komplek-su ewaporatowego dolnego. Jeœli chodzi o granicê wapieñ muszlowy–kajper problemem jest niekiedy rozdzielenie utworów z³o¿onych z naprzemianleg³ych i³owców i wapieni z wk³adkami mu³owców oraz margli o mi¹¿szoœci ok. 20 m (podobnych do warstw ceratytowych opisanych przez Gajewsk¹ ([W:] Jaskowiak-Schoeneichowa i in., 1979) na obszarze niecki szczeciñskiej), od ila-sto-mu³owcowych, w sp¹gu wapnistych, utworów kajpru dolnego. Sporadycznie stwierdzono niew³aœciwe zalicze-nie do liasu stropowych partii utworów wy¿szego retyku — warstw wielichowskich (wed³ug podzia³u Dadleza & Kopika (vide Dadlez & Franczyk [W:] Jaskowiak-Schoenei-chowa i in., 1979), zawieraj¹cych wk³adki piaskowcowe.
Z uwagi na niejednoznacznoœci w precyzyjnym ustale-niu górnej granicy piaskowca trzciniastego mi¹¿szoœæ tego ogniwa analizowano ³¹cznie z wystêpuj¹c¹ nad nim górn¹ seri¹ gipsow¹. Trudnoœci w dok³adnym okreœleniu tej gra-nicy wynikaj¹ z wykszta³cenia facjalnego utworów pia-skowca trzciniastego. Poziom ten rozpoczynaj¹ na ogó³ piaskowce, które przechodz¹ w œrodkowej i górnej czêœci profilu w pstre i³owce i mu³owce — nie do odró¿nienia na wykresach krzywych karota¿owych od i³owców i mu³owców, nale¿¹cych ju¿ do warstw gipsowych górnych. St¹d o wiele ³atwiej jest wyznaczyæ sp¹g tych utworów ni¿ ich strop. Nie zawsze jednoznaczne do interpretacji na pomiarach geofizycznych jest ma³o zró¿nicowane litolo-gicznie przejœcie ilasto-wêglanowych utworów retu w war-stwy margliste dolnego wapienia muszlowego.
W celu uporz¹dkowania i ujednolicenia stratygrafii przeanalizowano stratygrafiê wszystkich profili otworów wiertniczych wykonanych w obrêbie SDP–K miêdzy Poznaniem a Kowalewem. Reinterpretacjê wykonano na stacji roboczej firmy Landmark Graphics Corporation, za pomoc¹ programu StratWorks, korzystaj¹c w skompliko-wanych warunkach tektonicznych ze wsparcia aplikacji do interpretacji sejsmicznej (SeisWorks, SuperSeisWorks).
Przygotowanie danych otworowych
Analiza tempa sedymentacji osadów na danym obsza-rze na podstawie profili wiertniczych wymaga
porówny-wania mi¹¿szoœci rzeczywistych. W przypadku du¿ych upadów warstw (w praktyce znaczenie maj¹ te przekra-czaj¹ce 10o) i otworów znacznie odchylonych od pionu, mi¹¿szoœæ zmierzona w otworze ró¿ni siê w stosunku do rzeczywistej mi¹¿szoœci stratygraficznej o wartoœæ uzale-¿nion¹ nie tylko od k¹ta upadu warstw i jego azymutu, ale równie¿ od krzywizny otworu.
Obliczenie rzeczywistej mi¹¿szoœci stratygraficznej w profilu otworu wiertniczego jest mo¿liwe pod warunkiem, ¿e dostêpne s¹ informacje o k¹cie i azymucie upadu warstw z profilowania wykonanego upadomierzem (PUW). W otworach naftowych na obszarze polskiego basenu perm-skiego pomiarów takich, poza bardzo sporadycznymi przy-padkami (Klêka–5) dotychczas nie realizowano. Na szersz¹ skalê stosuje siê je dopiero od po³owy lat 90., przy czym praktycznie wykonuje siê je poni¿ej stropu cechszty-nu.
Profilowanie upadu warstw w otworze Klêka–5 (1976) wykonano w interwale 2350–3126 m. Celem tego badania by³o okreœlenie upadu i przebiegu powierzchni stropowej czerwonego sp¹gowca, dlatego profilowany interwa³ obej-mowa³ jedynie doln¹ czêœæ kompleksu mezozoicznego od sp¹gowych partii retu, cechsztyn i jego pod³o¿e. Z diagra-mu upadu warstw opracowanego programem komputero-wym BENSON w Przedsiêbiorstwie Geofizyki Górnictwa Naftowego w Krakowie mo¿na wnioskowaæ, ¿e nachylenie warstw w interwale 2350–2545, obejmuj¹cym dolny ret i œrodkowy pstry piaskowiec, jest ok. 15°, przy dominuj¹cym azymucie 230–235°. Poni¿ej g³êbokoœci 2545 m upad gwa³townie maleje z 15° do œrednio ok. 4–5° (azymut SW 215°).
W wielu odwiertach wykonanych bezpoœrednio w SDP–K, szczególnie w strefie fleksuralnego ugiêcia jej NE krawêdzi, wystêpuje znacz¹ce samoistne krzywienie otwo-rów. Na przyk³ad, w rowach Klêki i Jarocina odchylenie od pionu odwiertów dochodzi do ok. 180 m (Klêka–10) a k¹t skrzywienia do 12o, przy azymucie zbiorczym 12–45o. Azymut ten odpowiada kierunkowi prostopadlemu lub pra-wie prostopad³emu do regionalnego biegu warstw mono-kliny przedsudeckiej. Krzywienie otworów w rejonie Klêka–Jarocin nie jest przypadkowe. Wynika ono z upadu i kierunku upadu warstw oraz ró¿nic
zwiercalnoœci przewiercanych ska³. Zjawisko to na ogó³ pojawia siê w sp¹gowej czêœci dolnego kajpru lub w stropie wapienia muszlowego. Na granicy tych ogniw wystêpuj¹ ró¿ni-ce zwiercalnoœci ska³ zwi¹zane ze zmian¹ litologii; wzglêdnie bardziej miêkkie i³owce i mu³owce prze-chodz¹ w twardsze wapienie, dolomi-ty a nawet anhydrydolomi-ty œrodkowego wapienia muszlowego. Schematycz-ny diagram wyjaœniaj¹cy przyczynê i kierunek krzywienia otworów w rejo-nie Klêki i Jarocina przedstawia ryc. 3. Przy du¿ym nachyleniu warstw jedna strona œwidra wgryza siê w trudniej zwiercalne ska³y wapienia muszlowego, podczas gdy druga w dalszym ci¹gu pracuje w ³atwiej zwiercalnych utworach ilastych kaj-pru. Powoduje to odchylanie osi otworu w kierunku przeciwnym do
kierunku upadu warstwy trudniej zwiercalnej.
Z powodu wy¿ej wymienionych czynników natury geologicznej i technicznej mi¹¿szoœci poszczególnych
jed-nostek stratygraficznych stwierdzone w profilach otworów wiertniczych nie odpowiada³y mi¹¿szoœciom rzeczywi-stym i wymaga³y odpowiedniego przeliczenia. Zale¿noœci pomiêdzy parametrami k¹towymi warstwy, orientacj¹ otworu i ró¿nymi typami mi¹¿szoœci zilustrowano na ryc. 4. Rysunki te wykonano na podstawie instrukcji obs³ugi pakietu programów komputerowych do interpretacji stra-tygraficznej StratWorks firmy Landmark Graphics Corpo-ration (1996), zachowuj¹c oryginalne, angielskojêzyczne nazwy i ich skróty. Wykorzystano nastêpuj¹ce formu³y:
TST = TVT × cos( z z2 < 1 z2 z1 kajper czerwony sp¹gowiec cechsztyn Tp1+Tp2 Tp3 Tm
Ryc. 3. Schematyczny rysunek przedstawiaj¹cy przyczynê
krzywienia otworów wiertniczych w rowach Klêki i Jaroci-na. Symbol (z) na rysunku powiêkszonym oznacza zwiercal-noœæ ska³
Fig. 3. Sketch showing the reasons for boreholes deviation
within the Klêka Graben and the Jarocin Graben. Symbol Z means drillability
B)
N a g b b azymut upadu azymut otworu strop warstwy sp¹g warstwy TST a g MDT TVDT TVTA)
Ryc. 4. Schematyczne: diagram (A) i blokdiagram (B) pokazuj¹ce zale¿noœci pomiêdzy
orientacj¹ otworu wiertniczego, upadem warstw, mi¹¿szoœci¹ zmierzon¹ w otworze (MDT), izochor¹ — rzeczywist¹ mi¹¿szoœci¹ pionow¹ (TVT) i izopachyt¹ (rzeczywist¹ mi¹¿szoœci¹ stratygraficzn¹, TST). Pozosta³e objaœnienia w tekœcie
Fig. 4. Schematic diagram (A) and blockdiagram (B) showing the relationship between
wellbore orientation, dip of bedding, Measured Depth Thickness, True Vertical Thickness (isochore) and True Stratigraphic Thickness. See the text for more information
gdzie:
TST — True Stratigraphical Thickness (rzeczywista mi¹¿szoœæ stratygraficzna) [m],
TVT— True Vertical Thickness (rzeczywista
mi¹¿szoœæ pionowa) [m],
(— rzeczywisty k¹t upadu warstwy [w stopniach]. Mi¹¿szoœæ typu TVT okreœla równanie:
TVT = MDT × [cos"– sin" × cos$ × tan(] gdzie:
MDT— Measure Depth Thickness (mi¹¿szoœæ warstwy zmierzona wzd³u¿ otworu) [m],
$ — k¹t ostry, bêd¹cy ró¿nic¹ miêdzy azymutem war-stwy a azymutem krzywizny otworu [w stopniach],
" — k¹t skrzywienia otworu wg inklinometru [w stop-niach].
W tab. 2 i 3 zestawiono mi¹¿szoœci typu MDT utworów mezozoiku z interwa³u ret–dogger zmierzone w otworach wykonanych w rejonie Klêka–Jarocin oraz mi¹¿szoœci typu TST obliczone za pomoc¹ przedstawionych wy¿ej równañ. Ogniwa najistotniejsze dla analizy rozwoju strefy rowowej (warstwy synkinematyczne) zosta³y wyró¿nione przez zacieniowanie.
Brak pomiarów PUW utrudnia TST, ale nie wyklucza jej ca³kowicie. Maj¹c do dyspozycji dok³adne mapy struk-turalne opracowane na podstawie zdjêæ sejsmicznych 3D, k¹ty upadu warstw (() i ich rozci¹g³oœæ w najbli¿szym s¹siedztwie otworów wiertniczych mo¿na obliczyæ kon-strukcyjnie lub z równania: ctg( = a/h, gdzie a jest modu³em, czyli odstêpem miêdzy poziomicami struktural-nymi, a h — wysokoœci¹ ciêcia poziomicowego.
Z danych sejsmicznych wiadomo, ¿e upady warstw mezozoicznych w obrêbie SDP–K dochodz¹ do ok. 30o. Tak znacz¹ce k¹ty nachylenia warstw wystêpuj¹ jednak jedynie w dolnej czêœci mezozoiku, pocz¹wszy mniej wiê-cej od utworów dolnego kajpru. W warstwach retyckich i liasowych upady rzadko przekraczaj¹ 10o (ryc. 5A, 6A, 7A). Poniewa¿ wartoœci z przedzia³u 0–10ow minimalny sposób wp³ywaj¹ na ró¿nicê miêdzy
MDT a TST (cos10o jest bliski 1), przeliczenia mi¹¿szoœci wykonano jedynie w interwale dolny kajper–ret. Pominiêto œrodkowy i pstry piasko-wiec poniewa¿ na podstawie zintegro-wanej analizy danych otworowych i sejsmicznych wydaje siê, ¿e utwory te nie nale¿¹ do warstw synkinematycz-nych.
W rejonie Solca nie przeliczano MDT na TST (tab. 1) poniewa¿ nie wystêpuje tutaj zjawisko samoistnego
anomalnego krzywienia otworów,
typowego dla strefy Klêka–Jarocin. Ponadto upady warstw synkinema-tycznych s¹ niewielkie i mo¿na je pomin¹æ (ryc. 5A, 5B). Wi¹¿e siê to z odmienn¹ w tym rejonie, zbli¿on¹ do symetrycznej, geometri¹ SDP–K.
Analiza tempa depozycji
Analiza tempa depozycji jest w uproszczeniu elemen-tem analizy mi¹¿szoœciowej, która to nale¿y do podstawo-wych metod badania historii ruchów tektonicznych i
rozwoju poszczególnych struktur (Chain, 1974).
Mi¹¿szoœæ utworów geologicznych jest wskaŸnikiem roz-miaru i intensywnoœci subsydencji (pogr¹¿ania tektonicz-nego) danego obszaru. Wynika to z faktu, ¿e mi¹¿szoœæ osadów, zw³aszcza tych deponowanych w morzach epi-kontynentalnych, jest zbli¿ona do wielkoœci subsydencji dna basenu. W naszym przypadku mamy do czynienia z mobilnym dnem rowu, którego subsydencja jednoczesna z gromadzeniem siê w nim osadów (niezale¿nie od przyczy-ny j¹ wywo³uj¹cej), tworzy³a now¹ przestrzeñ dla sedy-mentacji.
W celu przeanalizowania rozmiaru i tempa depozycji utworów triasu i jury w rejonie SDP–K, a tym samym uchwycenia pocz¹tku formowania siê i dalszej historii roz-woju tej strefy, wykonano analizê porównawcz¹ mi¹¿szo-œci utworów triasu i jury w profilach otworów wiertniczych wykonanych w jej obrêbie i najbli¿szym s¹siedztwie. Ana-lizê tê przeprowadzono wzd³u¿ kilku wybranych linii kore-lacyjnych, usytuowanych poprzecznie do SDP–K w rejonie Solca, Klêki i Jarocina. Wyniki przedstawiono w postaci wykresów tempa depozycji osadów (w m/mln lat) wewn¹trz rowów i na flankach oraz wspó³czynnika agrada-cji w strefie rowowej. Tempo depozyagrada-cji obliczono korzy-staj¹c z wieku bezwzglêdnego opracowanego przez Menninga (1995) dla okresów permu i triasu na obszarze m.in. Europy Œrodkowej.
Rejon Solca. W rejonie Solca wzrost subsydencji
kompen-sowanej sedymentacj¹ wewn¹trz rowu zacz¹³ siê w dolnej serii gipsowej. W osi najwiêkszej subsydencji po³o¿onej bli¿ej krawêdzi NE rowu (rejon otworu Solec–1 — ryc. 2) mi¹¿szoœæ tej serii jest prawie 1,75 razy wiêksza ni¿ w otworze Solec–2, w którym utwory tego ogniwa znajduj¹ siê ju¿ w po³udniowo-zachodnim skrzydle sp¹gowym (pod p³aszczyzn¹ uskoku — krawêdzi SE). W czasie sedymen-tacji piaskowca trzciniastego i górnej serii gipsowej subsy-dencja bloku zrzuconego (skrzyd³a stropowego) zosta³a znacznie spowolniona, a w retyku praktycznie ca³kowicie
OTWORY
STRATYGRAFIA Zan-2K Krzy-1A Solec-2 Solec-3 Solec-7 Solec-8 Solec-1 Witowo-2
Dogger 116 112,5 119 96,5 122 124 115 117,5 Lias 539 654,5 477 445,5 491,5 486 601 333 Retyk 264,5 503,5 195,5 463 463 417 423,5 476 uskok uskok Kajper, w tym: 463 272,5 523,5 610 297 339 693 529,5 K a jp er g ó rn y Tk3GTk3T 135,5 272,5 245 247 76 n.obl. 256,5 225,5 uskok uskok Tk3D 247,5 brak 204 274 130 239,5 356 222
Kajper dolny 80 brak 75 89 91,5 99,5 80,5 82
uskok uskok uskok
Tm 249,5 161,5 247,5 244 238 248 brak 239
Ret 121 115,5 123,5 134 127 105 32,5 124,5
n.obl. – nie obliczano; Tk3G – górna seria gipsowa, Tk3T – piaskowiec trzciniasty, Tk3D – dolna seria gipsowa; Tm – wapieñ muszlowy; Zan-2K – Zaniemyœl-2K, Krzy-1A – Krzykosy 1A
Tab. 1. Zestawienie mi¹¿szoœci (typu MDT) utworów mezozoicznych z interwa³u ret-dogger w profilach otworów wiertniczych wykonanych w rejonie Solca.
warstwy synkinematyczne synkinematic layers 1 2 3 4 5 7 8 9 10 11 12 Wspó³czynnik agradacji osadów (%) Aggradation ratio (%) Tempo depozycji (m/mln lat)
Deposition rate (m/Ma)
D)
0 100 200 faza I phase I faza II phase II faza III phase III 0 na zewn¹trz rowu outside graben 0 20 40 60 80 20 40 60 80 w rowie in grabenC)
Wiek w mln lat wg Menninga (1995)Age in million years (after Menning, 1995) J U R A DOGGER L I A S WAPI EÑ MUSZL OWY K AJ PER Tk3G Tk3T Tk1 Tk3G R ET YK T pRET Tp2 T R I A S 228,5 240 231 238 223 222 218 192 166 fa za staro kime ryjska a rly Cimmeri an Ph ase E faza labiñska Phase Labinian Fazy tektoniczne Tectonic stages: Rejon Solca Solec Zone
A)
m p.p.m m sub-sea NEm p.p.mm sub-sea T0030990 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 0 1000m Przekrój 3D, temat: SOLEC)Arbitrary line, Solec 3-D survey
SW 180 160 140 120 60 310 350 390 430 470 200 220 240 260 280 300 320 340 360 100 80 510
B)
CECHSZTYN CECHSZTYN KARBON Czerwony sp¹gowiec Solec-3 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 0Solec-8 Solec-1 Witowo-2
SE - 1350 m 12 1 3 4 6 7 9 10 11 2 1 3 4 7 9 11 2 1 3 4 7 9 10 11 2 1 3 4 7 8 9 2 J1 Tre Tk Tm Tp2 Zstr Z1’ C J1 Tre Tk Tm Tp2 Zstr Z1’ C 8 8 m p.p.m m sub-sea m p.p.mm sub-sea 10 11 10
Ryc. 5. Przekrój sejsmiczny przez SDP-K w rejonie Solca zestawiony z sekcji 3D i 2D (A) i jego interpretacja sejsmiczna (B). J1, Tre, Tk, Tm,
Tp2, Zstr, Z1’ — horyzonty sejsmiczne; stratygrafia profili otworów: 1 — czwartorzêd + trzeciorzêd, 2 — malm, 3 — dogger, 4 — lias, 5 — retyk, 6 — kajper, 7 — wapieñ muszlowy, 8 — ret, 9 — pstry piaskowiec œrodkowy i dolny, 10 — cechsztyn, 11 — czerwony sp¹gowiec górny, 12 — karbon. C) Wykresy tempa depozycji osadów w rejonie rowu w interwale: ret–lias. D) Wykres wspó³czynnika agradacji w obrêbie rowu
Fig. 5. Seismic section across SDP-K in the Solec area combined with 3D and 2D section (A) and its seismic interpretation (B). J1, Tre, Tk,
Tm, Tp2, Zstr, Z1’— seismic horizons; the stratigraphy of the well profiles: 1 — Quaternary & Tertriary, 2 — Malm, 3 — Dogger, 4 — Lias, 5 — Rhaetian, 6 — Keuper, 7 —Muschelkalk, 8 — Röt, 9 — Middle and Lower Bunt Sandstein, 10 — Zechstein, 11 — Upper Rotliegend, 12 — Carboniferous. C) The graphs of deposition rate of Mesozoic formation in the SDP-K’s area; interval: Upper Bunt Sandstein — Lower Juriassic. D) The graph of relative agradation ratio within graben zone
zrównowa¿ona w stosunku do otoczenia. Œwiadczy o tym porównywalna, ³¹czna mi¹¿szoœæ tych ogniw w profilu otworu Solec–2 (244,5 m) i w profilach otworów wykona-nych w otworach wewn¹trz rowu: Solec–3 (247 m), Solec–1 (256,5 m) — tab. 1. Na podstawie zaledwie 13-metrowego przyrostu mi¹¿szoœci utworów retyku w profilu otworu Witowo–2, oddalonym o ok. 3 km w kierunku NE od krawêdzi rowu, nale¿y s¹dziæ, ¿e tempo sedymentacji utworów tego piêtra by³o zrównowa¿one. Oko³o 40-met-rowa redukcja mi¹¿szoœci retyku stwierdzona w otworze Solec–1 (423,5 m) w stosunku nawierconej w otworach Solec–7 i Solec–3 (odpowiednio: 462,5 i 463 m) jest natury tektonicznej (ryc. 5A i 5B).
W liasie nast¹pi³o ponowne o¿ywienie tempa pogr¹¿ania siê dna rowu, czego efektem jest znaczny wzrost mi¹¿szoœci tego piêtra, widoczny najwyraŸniej w profilu otworu Solec–1. Zarówno wzd³u¿ linii korelacyjnej
profili otworów jak i na przekrojach sejsmicznych (ryc. 5A, B) zaznaczaj¹ siê dwie osie maksymalnej depozycji osadów. Oœ g³ówna jest zwi¹zana z krawêdzi¹ NE rowu. Mi¹¿szoœæ liasu przekracza tutaj 600 m i jest 1,8 razy wiêk-sza ni¿ w otworze Witowo–2 (333 m). Druga oœ, o wiele s³abiej zaznaczona, jest po³o¿ona przy krawêdzi SW rowu. W jej pobli¿u odwiercono otwory Solec–7 i Solec–8, w których stwierdzono odpowiednio 491,5 i 486 m liasu, podczas gdy w centralnej czêœci rowu o kilkadziesi¹t metrów mniej (Solec–3 — 445,5 m). Oba liasowe depocen-tra s¹ zwi¹zane z wygiêciami warstw w skrzydle zrzuco-nym, typowymi dla uskoków synsedymentacyjnych. Wygiêcia takie nazywane s¹ antyklinami kompensacyjny-mi (Dadlez & Jaroszewski, 1994) i powstaj¹ w wyniku eks-tensyjnego odk³ucia warstw, ugiêcia i poœlizgu wzd³u¿ p³aszczyzny uskoku listrycznego. W czêœci grzbietowej tej antykliny odwiercono otwór Solec–3, w profilu którego stwierdzono niezgodn¹ z trendem regionalnym, mniejsz¹ mi¹¿szoœæ utworów doggeru (96,5 m), ni¿ w odwiertach po³o¿onych na SW (tab. 1). Fakt ten mo¿e œwiadczyæ o tym, ¿e antyklinalne wygiêcie w centralnej czêœci rowu Solca znaczy³o siê w morfologii dna basenu jako obszar lokalnie wypiêtrzony równie¿ w jurze œrodkowej.
Rejon Klêki. Analizê tempa depozycji w rejonie Klêki
przeprowadzono zgodnie z lini¹ korelacyjn¹ utworzon¹ z nastêpuj¹cych otworów: Klêka–14 — Klêka–7 — Klêka–2 — Klêka–10 — Klêka–4 — Klêka–1A (ryc. 2). Dwa
skraj-ne z nich, tj. Klêka–14 i Klêka–1A s¹ po³o¿oskraj-ne poza stref¹ rowu, przez co ich profile spe³niaj¹ bardzo dobr¹ rolê porównawcz¹. Po przeliczeniu wartoœci MDT na TST oka-za³o siê, ¿e mi¹¿szoœci wapienia muszlowego rzêdu 286–288 m stwierdzone w otworach: Klêka–2, Klêka–10 i Klêka–6, a tak¿e podwy¿szone mi¹¿szoœci utworów retu stwierdzone w profilach otworów: Klêka–8 (153 m), Klê-ka–6 (141 m) i Klêka–2 (132 m), nie odbiegaj¹ de facto od wielkoœci wystêpuj¹cych w s¹siedztwie rowu: np. w profi-lu otworu Kleka–14 — 125,5 m (tab. 2). Zatem wydaje siê, ¿e najstarszym ogniwem w rejonie Klêki, którego mi¹¿szo-œci wewn¹trz SDP–K s¹ podwy¿szone w stosunku do obszarów przyleg³ych, jest dolny kajper. Wzrost mi¹¿szo-œci tego ogniwa jest zauwa¿alny nawet po przeliczeniu na TST. Regionalna mi¹¿szoœæ dolnego kajpru na obszarze pó³nocnej monokliny przedsudeckiej waha siê od ok. 70 do 100 m, podczas gdy TST stwierdzone w profilach
odwier-tów wykonanych w obrêbie SDP–K s¹ znacz¹co wiêksze i dochodz¹ do 120 m (tab. 2). Nie wykluczone wiêc, ¿e wzrost subsydencji rozpocz¹³ siê tutaj ju¿ w kajprze dol-nym, czyli nieco wczeœniej ni¿ w po³o¿onym na NW rejo-nie Solca. W górnej czêœci kajpru górnego poziom subsydencji spad³ do ok. 128 %, a w retyku obni¿y³ siê do ok. 116 %. Maksymalne o¿ywienie w rozwoju rowu Klêki nast¹pi³o, podobnie jak w rejonie Solca, w dolnej jurze. Wspó³czynnik agradacji osadów osi¹gn¹³ wówczas war-toœæ 180%, a oœ maksymalnej subsydencji przesunê³a siê na SW (ryc. 2).
Rejon Jarocina. W rejonie tym wykonano 11 g³êbokich
otworów naftowych (Witaszyce GN–1, 2; Jarocin GN–1, 2, 3, 4, 5; Jarocin–6, 7, 8K; Lutynia–1). Mi¹¿szoœci jednostek mezozoicznych w profilach odwiertów po³o¿onych wewn¹trz strefy rowowej porównano z ich odpowiednika-mi stwierdzonyodpowiednika-mi w profilu otworu Kotlin–1, odwierco-nym ok. 2 km na NE od jej krawêdzi (ryc. 2).
Osie maksymalnej subsydencji w przedziale czaso-wym kajper–liass przebiega wzd³u¿ linii otworów Wita-szyce GN–2 — Jarocin–7 — Lutynia–1 (ryc. 2). Z analizy porównawczej mi¹¿szoœci wynika, ¿e wzglêdny wzrost subsydencji dna rowu i zwi¹zany z ni¹ wspó³czynnik agra-dacji osadów — podobnie jak w rejonie Klêki — zazna-czy³y siê ju¿ w dolnym kajprze (ryc. 7D). Œwiadczy o tym profil otworu Jarocin–7, w którym nawiercono podwy¿-szon¹, 134,5 metrow¹ mi¹¿szoœæ tego ogniwa.
Sumarycz-Klêka-14 Klêka-5 Klêka-7 Klêka-2 Klêka-10 Klêka-4 Klêka-1A Klêka-6 Klêka-8 Klêka-9
OTWORY STRATYGRAFIA MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST Dogger 9,5 155 101 111 122,5 130 129,5 122,5 98,5 89,5 Lias 370 513,5 537,5 514 500 410,5 323 526 521,5 555,5 Retyk 489,5 518,5 525 547 497 461 341,5* 534 511 515,5 Kajper, w tym: 538,5 654 223,5 726 609 576 531 740 663 709,5 Tk3G Tk3T 238,2 261 154,5 uskok 298 287,5 274 227 287 279,5 261,5 Tk3D 226,8 274 brak 295 195,5 231 211 325 260,5 354 Kajper dolny 73,5 119 113,9 69 133 121,7 126 114,5 71 93 128 117,9 123 110,5 94 ? uskok Tm 241 270,5 253,4 237 237 286,5 254,2 287,5 253,1 193,5 n.obl. 237,5 288 259,5 265 225,9 132 n.obl. Ret 125,5 N ie o b li cz a n o – o tw ó r p o za st re f¹ ro w u 138 129,5 118 118 132 114,4 117,5 88,4 109,5 107,2 127 141 115,8 153 134,9 brak brak K a jp er g ó rn y N ie o b li cz a n o – o tw ó r p ro st y N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o
Tab. 2. Zestawienie mi¹¿szoœci utworów mezozoicznych z interwa³u ret-dogger w profilach otworów wiertniczych wykonanych w rejonie rowu Klêki.
na mi¹¿szoœæ utworów kajpru (589 m) jest w tym otworze o ok. 90 m wiêksza ni¿ w porównywanym profilu otworu Kotlin–1 (tab. 3). W retyku subsydencja dna rowu zrów-na³a siê z poziomem na flankach, na co wskazuje zbli¿ona mi¹¿szoœæ tego ogniwa w profilach porównywanych
odwiertów. Dopiero w liasie dno rowu zaczê³o siê ponownie szybciej pogr¹¿aæ, a powstaj¹ca w ten sposób przestrzeñ dla sedymentacji osadów zaznaczy³a siê zwiêk-szon¹ mi¹¿szoœci¹, której najwy¿sze wartoœci stwierdzono w otworach: Jarocin–6 (524 m, ok. 1,84 razy ni¿ w
odwier-B)
CECHSZTYN CECHSZTYN KARBON Klêka-1A Klêka-5 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 3400 3600 3800 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 3400 3600 3800 Radlin-6 Klêka-14 1000mA)
Rejon Klêki Klêka Zone SW NE 18 - 9 - 93K 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 3400 3600 3800 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 3400 3600 3800 J1 Tre Tk Tm Czerwonysp¹gowiec 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 380 160 140 120 100 80 60 400 420 NW - 98 m NW - 975 m SE - 260 mC)
D)
1 3 4 7 8 9 10 11 12 2 3 4 7 8 8 10 11 9 1 2 3 7 8 9 10 11 4 1 2 3 7 8 9 10 11 4 1 2 3 4 5 7 8 9 10 11 12 J U R A DOGGER L I A S WA PI EÑ MU SZ LOWY K A J PER Tk3G Tk3T Tk1 Tk3G R ET YK T p RET Tp2 T R I A S 228,5 240 231 238 223 222 218 192 166 0 20 40 60 80 0 20 40 60 80 0 100 200 m p.p.m m sub-sea m p.p.m m sub-sea m p.p.m m sub-sea m p.p.m m sub-sea warstwy synkinematyczne synkinematic layers Wspó³czynnik agradacji osadów (%) Aggradation ratio (%) Tempo depozycji (m/mln lat)Deposition rate (m/Ma)
faza I phase I faza II phase II faza III phase III na zewn¹trz rowu outside graben w rowie in graben Wiek w mln lat wg Menninga (1995) Age in million years (after Menning, 1995) fa za sta ro kime ryjska Ph ase E a rly Ci mme ria n faza labiñska Labinian Phase Fazy tektoniczne Tectonic stages: Tp2 Zstr Z1’ C
Ryc. 6. Typowy przekrój sejsmiczny 2D przez rów Klêki (A) i jego interpretacja sejsmiczna (B). Objaœnienia jak na ryc. 5 Fig. 6. Typical 2D section across Klêka Graben (A) and its seismic interpretation (B). The explanation as in the Fig. 5
cie Kotlin–1) i Witaszyce GN–2 (538 m) — ryc. 2. Fakt ten œwiadczy o tym, ¿e w³aœnie w liasie tempo subsydencji by³o najwiêksze w ca³ej historii rozwoju rowu, nie-wspó³miernie wiêksze ni¿ w kajprze, w którym przyrost mi¹¿szoœci by³ zaledwie ok. 1,2-krotny (ryc. 7D).
*
Reasumuj¹c, najwiêkszy wzglêdny przyrost mi¹¿szo-œci osadów w SDP–K miêdzy Solcem a Kowalewem odby-wa³ siê w liasie, osi¹gaj¹c poziom od 180% miêdzy Jarocinem i Klêk¹ (ryc. 6D, 7D) do 180–200% w rejonie Solca (ryc. 5D). W retyku subsydencja dna rowu i obsza-rów przyleg³ych by³a zbli¿ona, albowiem wspó³czynnik agradacji osadów tego piêtra w analizowanej strefie waha siê od ok. 100% w rejonie Jarocina (ryc. 7D) do wartoœci maksymalnej ok. 116% w rejonie Klêki (ryc. 6D). W kaj-prze wzglêdny przyrost mi¹¿szoœci osadów w obrêbie SDP–K by³ zró¿nicowany na ró¿nych odcinkach. Miêdzy Klêk¹ a Jarocinem znacz¹ca agradacja w strefie rowowej zaznaczy³a siê ju¿ w kajprze dolnym, osi¹gaj¹c œredni poziom ok. 150%, który utrzymywa³ siê do koñca dolnej serii gipsowej. W interwale czasowym obejmuj¹cym pia-skowiec trzciniasty i górn¹ seriê gipsow¹ tempo depozycji w rowie spada³o do takigo stopnia, ¿e wartoœci wspó³czyn-nika agradacji nie przekraczaj¹ 128% (rejon Klêki) i ok. 107% (rejon Jarocina). Na NW od Klêki kajper dolny nie zaznaczy³ siê wzrostem tempa depozycji. Piaskowiec trzci-niasty i górna seria gipsowa to piêtra o nieznacznie wiêk-szej lub wyrównanej subsydencji dna rowu w stosunku do otoczenia, albowiem wzglêdny przyrost mi¹¿szoœci tych ogniw rozpatrywanych ³¹cznie waha³ siê od 104% w rejo-nie Solca do maks. 128% w rejorejo-nie Klêki.
Nale¿y podkreœliæ, ¿e w rejonie SDP–K wartoœci wspó³czynnika agradacji z przedzia³u 100–110% nie pozwalaj¹ na jednoznaczne stwierdzenie, czy faktycznie mamy do czynienia z przyrostem mi¹¿szoœci spowodowa-nym diastrofizmem. Problem ten wi¹¿e siê z opisaspowodowa-nymi wy¿ej trudnoœciami w jednoznacznym okreœlaniu niektó-rych granic litostratygraficznych.
Rekonstrukcja czasu formowania siê SDP–K. Rozwój
tektoniczny SDP–K powszechnie ³¹czy siê z ruchami sta-rokimeryjskimi (Deczkowski & Gajewska, 1977, 1979, 1980; Knieszner i in., 1983; Dadlez i in., 1998; Narkiewicz
i in., 1998). W literaturze geologicznej wiek tych ruchów podawany jest ró¿nie. W znanej publikacji Geologia histo-ryczna (Kotañski [W:] Makowski i in, 1977) czytamy, ¿e ruchy tektoniczne starokimeryjskie dzia³a³y g³ównie w retyku i na pograniczu z liasem. Wed³ug tabeli stratygra-ficznej opracowanej przez Cieœliñskiego i in. w 1971 r. ich odpowiednikiem s¹ ruchy tektoniczne zwi¹zane z faz¹ eokimeryjsk¹, trwaj¹c¹ na prze³omie œrodkowego i górne-go retyku (noryk–retyk).
Z analizy tempa depozycji utworów triasu i jury wyni-ka, ¿e rozwój omawianej strefy dyslokacyjnej rozpocz¹³ siê najprawdopodobniej ju¿ w kajprze dolnym a z ca³¹ pewnoœci¹ — w dolnej serii gipsowej i z ró¿nym nasile-niem trwa³ do koñca dolnej jury. Najbardziej znacz¹ce symptomy œwiadcz¹ce o pocz¹tkach kszta³towania siê rowu w dolnym kajprze wystêpuj¹ w rejonie Klêka–Jaro-cin. Na NW od Klêki s¹ one ju¿ nieco s³absze. Z jakimi zatem ruchami tektonicznymi nale¿y wi¹zaæ pocz¹tki for-mowania siê SDP–K? Wydaje siê, ¿e mog³yby to byæ ruchy tektoniczne okreœlane jako labiñskie, z pogranicza œrodkowego i górnego triasu (ladynu i karniku). Interwa³ ten w podziale triasu germañskiego odpowiada dolnemu kajprowi i dolnej serii gipsowej zaliczanej ju¿ do kajpru górnego. Wed³ug Kotañskiego ([W:] Makowski i in., 1977) ruchy te zaznaczy³y siê szczególnie m.in. w brze¿nych czê-œciach platformy epiwaryscyjskiej i mia³y znaczenie porównywalne z kimeryjskimi.
Rozwój SDP–K nie odbywa³ siê równoczeœnie i rów-nomiernie na ca³ej d³ugoœci. Na podstawie wzglêdnego wspó³czynnika agradacji mo¿na wyró¿niæ dwie fazy silne przedzielone faz¹ s³ab¹ i okresem wzglêdnego spokoju tek-tonicznego, w którym subsydencja w strefie rowowej i na obszarach bezpoœrednio do niej przyleg³ych by³a wyrów-nana:
Faza I — jej inicjacja, bêd¹ca pocz¹tkiem formowania siê
rowu mia³a miejsce we wczesnym) kajprze — na odcinku Jarocin–Klêka i w dolnej serii gipsowej — na NW od tej strefy. By³a to faza silna, w której intensywna subsydencja dna formuj¹cego siê w¹skiego zapadliska spowodowa³a, ¿e osadzi³o siê w nim miejscami ponad dwukrotnie wiêcej osadów tego samego wieku ni¿ na jego flankach. Rozwój ten mo¿na skorelowaæ z ruchami tektonicznymi fazy
labiñskiej.
Faza II — przypadaj¹ca na piaskowiec trzcinowy — górn¹ seriê gipsow¹ — retyk. Faza s³aba, w retyku prawie
129 132,5 112,5 108,5 106 132 137,5 133 128,5 524 500 461,5 416,5 287 497 460 447 432,5 457 466 443 397,5 457 447,5 462,5 445 419,5 162 589 534,5 437,5 500 519,5 559,5 525,5 489 162 294 291 272,5 259,5 263 257,5 192,5 160,5 137 95 411 182 168 156 211 134,5 106,5 101,2 70 .70 89 78 124,5 121 112 111,3 85,5 83,5 196 242 241,2 261 246,3 252 251,9 266 63 268 261,4 282 273,8 258 252,7 129,5 126,9 120 119,6 159 140,2 133 132,8 117 162,5 161,3 140 136,5 173,5 171,8
Jarocin-6 Jarocin-7 Jarocin Gn-4 Jarocin Gn-1 Jarocin Gn-2 Jarocin Gn-3
OTWORY STRATYGRAFIA MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST MDT TST Dogger Lias Retyk Kajper, w tym: Tk3G Tk3T uskok Tk3D brak brak brak Kajper dolny Ret K a jp er g ó rn y Nie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o N ie o b li cz a n o Kotlin-1 MDT TST N ie o b li cz a n o – o tw ó r p o za st re f¹ ro w u Jarocin-8K MDT TST N ie o b li cz a n o Jarocin Gn-5 MDT TST N ie o b li cz a n o Tm uskok – – – ? ? ?
Tab. 3. Zestawienie mi¹¿szoœci utworów mezozoicznych z interwa³u ret-dogger w profilach otworów wiertniczych wykonanych w rejonie rowu Jarocina.
ca³kowicie zanikaj¹ca, œwiadcz¹ca o wzglêdnym spokoju tektonicznym w tym interwale czasowym.
Faza III — zaznaczy³a siê w dolnej jurze jako okres
naj-wiêkszej agradacji w ca³ej strefie rowowej. Jej rozwój mo¿na czêœciowo skorelowaæ z ruchami tektonicznymi
fazy starokimeryjskiej.
Podsumowanie
Z przeprowadzonej przez autora analizy tempa depozy-cji utworów mezozoicznych w rejonie strefy dyslokacyjnej Poznañ–Kalisz wynika, ¿e inicjacja jej rozwoju rozpoczê³a siê ju¿ w dolnym kajprze, a z ca³¹ pewnoœci¹ w dolnej, a nie
B)
Jarocin-6 Jarocin GN-4 Jarocin-7 Jarocin GN-1 Tk Tre Tm Tp2 Zstr C Z1’ J1 1000mA)
200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 Rejon Jarocina Jarocin Zone SW NE 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 0 42 - 9 - 90K CECHSZTYN CECHSZTYNKARBON Czerwony sp¹gowiec
C)
D)
380 420 460 500 540 580 620 660 700 740 780 340 300 260 220 180 140 NW - 140 m SE - 225 m SE - 450 m 1 3 4 7 8 9 10 11 12 1 3 4 7 8 9 10 11 12 1 3 4 7 8 9 10 11 1 3 4 7 9 10 11 12 8 1 2 3 4 5 7 8 9 10 11 12 J U R A DOGGER L I A S WAPIEÑ MUSZ LO WY K A J PER Tk3G Tk3T Tk1 Tk3G R ET YK T p RET Tp2 T R I A S 228,5 240 231 238 223 222 218 192 166 0 20 40 60 80 0 20 40 60 80 0 100 200 m p.p.m m sub-sea m p.p.m m sub-sea m p.p.m m sub-sea m p.p.m m sub-sea warstwy synkinematycznesynkinematic layers Wspó³czynnik agradacji
osadów (%) Aggradation ratio (%) Tempo depozycji (m/mln lat)
Deposition rate (m/Ma)
faza I phase I faza II phase II faza III phase III na zewn¹trz rowu outside graben w rowie in graben Wiek w mln lat wg Menninga (1995) Age in million years (after Menning, 1995) fa za sta ro kime ryjska Ph ase E a rly Ci mme ria n faza labiñska abinian Phase L Fazy tektoniczne Tectonic stages:
Ryc. 7. Typowy przekrój sejsmiczny 2D przez rów Jarocina (A) i jego interpretacja sejsmiczna (B). Objaœnienia jak na ryc. 5, 6 Fig. 7. Typical 2D section across Jarocin Graben (A) and its seismic interpretation (B). The explanation as in the Fig. 5, 6
w górnej serii gipsowej jak to okreœlili Deczkowski & Gajewska (1979, 1980). W retyku tempo depozycji osadów w obrêbie SDP–K by³o zbli¿one lub nieznacznie wiêksze ni¿ na flankach, co œwiadczy o zrównowa¿onej subsyden-cji w jej rejonie. Zatem nazwa „rowy retycko-liasowe” zaproponowana przez Deczkowskiego & Gajewsk¹ (1979) jest tylko w czêœci adekwatna. Równie¿ powszechnie sto-sowany w górnictwie naftowym termin „rów triasowy” jest nieodpowiedni, albowiem najsilniejsza faza rozwoju SDP–K mia³a miejsce we wczesnej jurze. S¹dzê, ¿e nie-œcis³e jest tak¿e ³¹czenie pocz¹tków formowania siê tej strefy z ruchami tektonicznymi fazy starokimeryjskiej, zw³aszcza wobec istniej¹cych, opisanych wy¿ej rozbie-¿noœci w ich datowaniu.
Brak dobrej korelacji faz rozwoju SDP–K z ruchami tektonicznymi pozwala domniemywaæ o przynajmniej czê-œciowej niezale¿noœci formowania siê tej strefy z alpejski-mi fazaalpejski-mi tektonicznyalpejski-mi. Nie wykluczone, ¿e jest to argument potwierdzaj¹cy jedn¹ z tez lansowanej przez zachodnich badaczy (m.in.Vendeville’a & Jacksona, 1992)
teorii dotycz¹cej genezy rowów tektonicznych
powstaj¹cych w nadk³adzie basenów solnych, wed³ug któ-rej g³ównym mechanizmem uruchamiaj¹cym inicjacjê i ich rozwój by³a regionalna ekstensja wywo³ana np. zeœlizgiem grawitacyjnym (ang. gravitional gliding) — procesem nie-zale¿nym wprost od ruchów tektonicznych.
Wiedza na temat historii rozwoju struktur tektonicz-nych jest podstaw¹ dalszych studiów prowadz¹cych do okreœlenia ich genezy, a w geologii naftowej genezy i wie-ku pu³apek weglowodorów, co w przypadwie-ku SDP–K ma niebagatelne znaczenie.
Literatura
CHAIN W I. 1974 — Geotektonika ogólna. Wyd. Geol.
DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. Wydawnictwa Naukowe PWN.
DADLEZ R., MAREK S. & NARKIEWICZ M. 1996 — Analiza sub-sydencji i tektoniki synsedymentacyjnej. [W:] Narkiewicz M. (red.) 1996 — Analiza basenów sedymentacyjnych Ni¿u Polskiego: Basen Mezozoiczny. KBN, Projekt badawczy zamawiany PBZ 02–03, War-szawa.
DADLEZ R. (red.) 1998 — Mapa tektoniczna kompleksu cechszty-ñsko-mezozoicznego 1:500 000. Pañstw. Inst. Geol.
DADLEZ R., NARKIEWICZ M., POKORSKI J. & WAGNER R. 1998 — Historia subsydencji a uwarunkowania tektoniczne rozwoju bruzdy œródpolskiej w póŸnym permie i mezozoiku. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 47–56.
DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1977 — Charakterystyka staroki-meryjskich i laramijskich struktur blokowych monokliny przedsudec-kiej. Kwart. Geol., 21: 457–479.
DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1979 — Budowa geologiczna pod³o¿a retyku obszaru monokliny przedsudeckiej. Kwart. Geol., 23: 161–177.
DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1980 — Mezozoiczne i trzecio-rzêdowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28: 151–156.
JASKOWIAK-SCHOENEICHOWA M. (red.) 1979 — Budowa geolo-giczna niecki szczeciñskiej i bloku Gorzowa. Pr. Inst.Geol., 96. KNIESZNER L., PO£KANOWA L. & CZULIÑSKA A. 1983 — Gene-za struktur rowowych w kompleksie mezozoiczno-kenozoicznym Ni¿u Polskiego. Prz. Geol., 31: 408–415.
KWOLEK K. 1999 — Analiza przebiegu i budowy kimeryjskich rowów tektonicznych i ich przestrzenno-genetycznego zwi¹zku z wystêpowaniem akumulacji w utworach permu na odcinku miêdzy Zaniemyœlem a Kowalewem. Materia³y niepublikowane, Arch. BG „Geonafta”.
LANDMARK GRAPHICS CORPORATION 1996 — 1. Introduction, 2. Mapping and Cross Sections — instrukcje programu komputerowe-go do interaktywnej interpretacji geologicznej StratWorks v. 1998,1. MAKOWSKI H. (red.) 1977 — Geologia historyczna. Wyd. Geol. MENNING M. 1995 — A numerical time scale for the Permian and Triassic periods: An integrated time analysis. [W:] SCHOLLE P.A., PERYT T.M. & ULMER-SCHOLLE D.S. (eds) 1995 — The Permian of Northern Pangea. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, 1: 77–97.
VENDEVILLE B.C. & JACKSON M.P.A. 1992 — The rise and fall of diapirs during thin-skinned extension. Bureau of Economic Geology, The University of Texas at Austin, Report of Investigation, No 209.
