Index of /rozprawy2/11482

Pełen tekst

(1)AKADEMIA GÓRNICZO-HUTNICZA IM. STANISŁAWA STASZICA WYDZIAŁ WIERTNICTWA, NAFTY I GAZU KATEDRA INŻYNIERII NAFTOWEJ. ROZPRAWA DOKTORSKA. WPŁYW WŁAŚCIWOŚCI PETROFIZYCZNYCH SKAŁ WĘGLANOWYCH DEWONU W WYBRANYCH REJONACH BASENU LUBELSKIEGO NA MOŻLIWOŚCI AKUMULACJI WĘGLOWODORÓW. mgr inż. Vitalij Kułynycz. Promotor: dr hab. inż. Barbara Uliasz - Misiak, prof. AGH Promotor pomocniczy: dr inż. Grzegorz Leśniak. Kraków 2019. 1.

(2) Spis treści: Podstawowe symbole ............................................................................................................. 3 Wprowadzenie ....................................................................................................................... 5 1. Zarys budowy geologicznej basenu lubelskiego ............................................................. 10 1.1. Lokalizacja oraz podział basenu lubelskiego ...................................................... 10 1.2. Rozwój budowy geologicznej basenu lubelskiego .............................................. 13 2. Charakterystyka litologiczno-facjalna utworów dewonu basenu lubelskiego ................. 23 3. Charakterystyka parametrów petrofizycznych skał zbiornikowych ................................ 33 3.1. Porowatość .......................................................................................................... 36 3.2. Przepuszczalność ................................................................................................. 39 3.3. Ciśnienie kapilarne .............................................................................................. 46 3.4. Zwilżalność ......................................................................................................... 50 3.5. Wizualizacja przestrzeni porowej metodą rentgenowskiej mikrotomografii komputerowej ...................................................................................................... 62 4. Badania laboratoryjne składu mineralogicznego i paramentów petrofizycznych skał węglanowych dewonu środkowego i górnego basenu lubelskiego ............................ 68 4.1. Materiał badawczy .............................................................................................. 68 4.2. Analiza spektroskopowa składu mineralnego ..................................................... 70 4.3. Badania porowatości ........................................................................................... 75 4.4. Badania przepuszczalności .................................................................................. 98 4.5. Badania napięcia międzyfazowego oraz zwilżalności ...................................... 115 4.6. Badania rentgenowskiej mikrotomografii komputerowej ................................. 120 5. Analiza statystyczna parametrów petrofizycznych węglanowych utworów dewonu w wybranych rejonach basenu lubelskiego .................................................................. 132 5.1. Charakterystyka statystyczna parametrów petrofizycznych ............................. 135 5.2. Analiza współzależności parametrów petrofizycznych .................................... 158 6. Modelowanie parametrów petrofizycznych utworów węglanowych dewonu basenu lubelskiego................................................................................................................ 163 6.1. Modelowanie geologiczne ................................................................................. 163 6.2. Model geologiczny basenu lubelskiego ............................................................ 165 6.3. Model petrofizyczny utworów węglanowych dewonu basenu lubelskiego ...... 175 Podsumowanie ................................................................................................................... 197 Literatura ............................................................................................................................ 201 Spis rysunków .................................................................................................................... 217 Spis tabel ............................................................................................................................ 221. 2.

(3) Podstawowe symbole  – napięcie powierzchniowe na granicy płynów, [N/m] 𝑃 – ciśnienie średnie, [Pa] 𝑥 – średnia arytmetyczna populacji danych, 𝜍𝑒𝑓 - naprężenie efektywne, [MPa] ∆V – cząstkowe objętości, odpowiadające ciśnieniu kapilarnemu Pc, A – powierzchnia właściwa, [m2/g] B – parametr zależny od własności badanej skały i użytego do badań gazu, [Pa] b – rozwartość mikroszczeliny, [μm] C – współczynnik chaotycznego układu, wynikający z przekształcenia jednostek (mm na cm) F – powierzchnia przekroju poprzecznego próbki, [m2] g – przyśpieszenie ziemskie, [m/s2] h – wznios kapilarny, [m] Io – współczynnik wypierania dla ropy, [-] Iw – współczynnik wypierania dla wody, [-] k – współczynnik przepuszczalności absolutnej, [m2], Kg – współczynnik przepuszczalności dla gazu przy średnim ciśnieniu, [mD] 1mD = 0,986923 x 10-15 m2 k0 – współczynnik przepuszczalności przy ciśnieniu atmosferycznym, [mD] k50 – współczynnik przepuszczalności z 50% prawdopodobieństwem, [mD] k84,1 – współczynnik przepuszczalności z prawdopodobieństwem na poziomie 84,1%, [mD] K∞ – współczynnik przepuszczalności przy nieskończenie wysokim ciśnieniu (przepuszczalność Klinkenberga), [mD] kl – liczba segmentów pomiarowych nałożonych na próbkę, ϕ – współczynnik porowatości całkowitej, [%] ksz – przepuszczalność mikroszczelinowa, [μD]; 1μD = 0,986923 ∙ 10-18 m2 L – długość próbki, [m] L – długość próbki [m] m – stała zaniku pulsu ciśnienia, ml – liczba pól widzenia nałożonych na szlif z liczbą l, n – liczba danych, n – liczba przecięć śladów szczelin z ml, każdy o szerokości L, P1, P2 – ciśnienie przed i za próbką, [N/m2] Pc – ciśnienie kapilarne, [psi lub MPa] Pg – ciśnienie fazy gazowej, [Pa] Pnzw – ciśnienie fazy niezwilżającej, [Pa] Pr – ciśnienie fazy ropnej, [Pa] Pw – ciśnienie fazy wodnej, [Pa] Pzw – ciśnienie fazy zwilżającej, [Pa] Q – wydajność przepływu, [m3/s] r – promień kapilary, [m]. 3.

(4) R1, R2 – główne promienie krzywizny powierzchni granicznej, [m] s2 – wariancja, sor – nasycenie ropą resztkową, [-] sos – objętość wody wypierana poprzez spontaniczne wchłanianie ropy, [cm3] swi – nasycenie wodą związaną,[-] sws – objętość ropy wyparta poprzez spontaniczne wchłanianie wody, [cm3] t – czas spadku ciśnienia, [godz.] V – objętość zbiornika, [m3] V1 – objętość zbiornika przed próbką, [m3] V2 – objętość zbiornika za próbką, [m3] VHg – całkowita objętość rtęci, która wmigrowała do próbki, [cm3] Vk – współczynnik Dykstra-Parsonsa, [-] Vobj – objętość zewnętrzna próbki, [cm3] Vobj – objętość zewnętrzna skały, [cm3] Vp – objętość warstwy porów, [woksel] Vpor – objętość porów otwartych, [cm3] Vsz – objętość warstwy szkieletu, [woksel] Vszk – objętość szkieletu skalnego, [cm3] xi – uśredniany parametr, xi – znane wartości analizowanego parametru, α – nachylenie krzywej, β – ściśliwość gazu, [Pa-1] ΔP – różnica ciśnień, [N/m2] ΔP(t) – wartość ciśnienia różnicowego w funkcji czasu ΔP0 – początkowo zadane ciśnienie, [psi] θ – kąt kontaktu (zwilżania), [o] μ – lepkość dynamiczna cieczy [N·s/m2] μg – lepkość dynamiczna gazu [N·s/m2] ρb – gęstość objętościowa, [g/cm3], ρgr – gęstość ziarnowa, [g/cm3] ρnzw – gęstość fazy niezwilżającej, [kg/m3] ρzw – gęstość fazy zwilżającej, [kg/m3] σcr – napięcie powierzchniowe na granicy faz ciało stałe – ropa naftowa, [N/m] σcw – napięcie powierzchniowe na granicy faz ciało stałe – woda, [N/m] σrw – napięcie powierzchniowe na granicy ropa naftowa – woda [N/m] ϕd – współczynnik porowatości dynamicznej, [%]. 4.

(5) Wprowadzenie Dostęp do surowców mineralnych, w tym kopalin energetycznych oraz możliwość ich wykorzystania jest podstawowym warunkiem bezpieczeństwa gospodarczego kraju i jego. zrównoważonego. rozwoju.. Bezpieczeństwo. surowcowe. kraju. oznacza. bezpieczeństwo związane z dostępem do źródeł surowców mineralnych i ich wykorzystaniem w gospodarce surowcami mineralnymi. Podstawowe znaczenie, zarówno dla oceny stanu bezpieczeństwa surowcowego, jak i ustalenia strategii jego rozwoju ma wiedza o wielkości potencjalnych zasobów kopalin. Dotyczy to nie tylko zasobów rozpoznanych i udokumentowanych, ale także zasobów perspektywicznych (Bilans zasobów perspektywicznych 2009). Złoża ropy naftowej i gazu ziemnego w Polsce występują w pięciu prowincjach naftowych (małopolskiej, lubelskiej, gdańskiej, pomorskiej i wielkopolskiej). Zasoby węglowodorów są nierównomiernie rozprzestrzenione, większość zlokalizowana jest na obszarze Niżu Polskiego, mniejsze ilości w zapadlisku przedkarpackim, na szelfie bałtyckim oraz w Karpatach, gdzie złoża są praktycznie sczerpane. Węglowodory zakumulowane są w skałach zróżnicowanych wiekowo i litologicznie. Najważniejszymi utworami gazonośnymi są piaskowce czerwonego spągowca (perm dolny), a roponośnymi utwory węglanowe dolomitu głównego (perm górny) na Niżu Polskim (prowincja wielkopolska i pomorska). Zasoby węglowodorów występują także w utworach wieku od kambru po miocen. Prowincja lubelska obejmuje swym zasięgiem obszar Wyżyny Lubelskiej, a skały zbiornikowe zawierające ropę i gaz związane są z basenem sedymentacyjnym karbońskodewońskim. Prace poszukiwawcze za złożami węglowodorów w tej prowincji prowadzone są od połowy lat 50-tych dwudziestego wieku. W ich rezultacie odkryto w utworach dewonu i karbonu kilka złóż ropy naftowej (Świdnik, Glinnik, Stężyca) i gazu ziemnego (Minkowice,. Ciecierzyn,. Mełgiew,. Stężyca,. Komarów,. Wilga). (Helcel‐Weil,. Dzięgielewski, 2003). Zasoby udokumentowane wydobywalne w tej prowincji są niewielkie ok. 0,0003 mln ton ropy naftowej oraz 0,0658 mld m3 gazu ziemnego. Natomiast nieodkryty potencjał (zasoby prognostyczne) utworów dewonu w rejonie lubelskim jest szacowany na 15,80 mln ton ropy naftowej i 24,87 mld m3 gazu ziemnego (Bilans zasobów perspektywicznych, 2009).. 5.

(6) Większość złóż węglowodorów odkrytych w prowincji lubelskiej jest związana ze skałami karbonu, tylko dwa złoża gazu ziemnego (Ciecierzyn i Mełgiew) występują w węglanowych utworach dewonu (franu). Płytkomorskie, rafowe utwory franu są perspektywiczną formacją do poszukiwań złóż węglowodorów. Badaniami sejsmicznymi stwierdzono w nich potencjalnie zbiornikowe struktury rafowe i rafopodobne. Potencjalną ropo- i gazonośność utworów dewonu potwierdzają objawy tych wglowodorów stwierdzone w: rdzeniach, płuczce wiertniczej oraz płynach złożowych pobranych w trakcie opróbowań poziomów zbiornikowych. Występujące w profilu dewonu środkowego i górnego basenu lubelskiego rafowe wapienie koralowe i dolomity kawerniste franu oraz węglanowe utwory famenu są uważane za potencjalnie dobre skały zbiornikowe, których właściwości petrofizyczne nie zostały dotąd szczegółowo przebadane. Brak badań właściwości zbiornikowych i filtracyjnych. tych skał,. które pozwoliłyby na ocenę możliwości. akumulacji. węglowodorów, skłoniły autora do podjęcia tematu pracy doktorskiej. Głównym celem pracy było rozpoznanie wybranych właściwości petrofizycznych utworów węglanowych dewonu środkowego i górnego na obszarze basenu lubelskiego, w aspekcie możliwości akumulacji w nich węglowodorów. Utwory węglanowe dewonu charakteryzują się przestrzenią porową, w której kształtowaniu ważną rolę odegrały procesy epidiagenetyczne. Dla realizacji założonego celu dysertacji połączono wyniki badań laboratoryjnych parametrów zbiornikowych i filtracyjnych oraz modele analityczne i komputerowe, co umożliwiło wskazanie stref o najbardziej korzystnych wielkościach tych parametrów. Realizacja tak określonego celu pracy przebiegała etapowo i wymagała: wytypowania obszaru badań, wykonania badań laboratoryjnych wybranych właściwości petrofizycznych. skał. węglanowych. dewonu. (porowatości,. przepuszczalności. i zwilżalności), wykonania modelu rozkładu właściwości zbiornikowych utworów węglanowych dewonu, wskazania stref o najlepszych parametrach zbiornikowych („sweet spots‖). Powyższe etapy mają swoje odzwierciedlenie w poszczególnych, sześciu zasadniczych rozdziałach pracy.. 6.

(7) badania literaturowe etap 1. badania laboratoryjne parametrów petrofizycznych. analiza statytystyczna parametrów petrofizycznych. etap 2. etap 3. model petrofizyczny etap 4. wskazanie "sweet spots" etap 5. Plan pracy – poszczególne etapy wykonania. W pierwszych trzech rozdziałach dysertacji przedstawiono wprowadzenie w problematykę pracy, poprzez omówienie budowy geologicznej basenu lubelskiego (rozdział 1 i 2) oraz wybranych parametrów petrofizycznych skał decydujących o ich właściwościach. zbiornikowych. i. filtracyjnych. (rozdział. 3).. W. charakterystyce. geologicznej basenu lubelskiego szczególną uwagę zwrócono na opis utworów węglanowych dewonu, w tym ich zróżnicowanie litologiczne i facjalne. Omówiono wybrane cechy petrofizyczne skał (porowatość, przepuszczalność, zwilżalność i ciśnienie kapilarne) konieczne do pełnego opisu przestrzeni porowej oraz. właściwości. zbiornikowych skał i możliwości przepływu mediów przez ośrodek skalny. Przedstawiono ich definicje, rodzaje, metody badań, szczególną uwagę zwrócono na wielkości właściwości petrofizycznych w poszczególnych typach skał osadowych oraz czynniki wpływające na te parametry. W rozdziale czwartym przedstawiono metodykę oraz wyniki badań laboratoryjnych składu mineralnego oraz właściwości petrofizycznych skał węglanowych dewonu środkowego i górnego basenu lubelskiego. Badania przeprowadzono na materiale rdzeniowym (26 próbek) pochodzącym z otworów wiertniczych zlokalizowanych w NW i SE części basenu. Metodą spektroskopii w podczerwieni z transformacją Fouriera określono skład mineralny 6 próbek. Pomiary porowatości przeprowadzono dwoma 7.

(8) metodami: helową oraz rtęciową, uzyskując odpowiednio wielkości porowatości całkowitej oraz porowatości efektywnej i dynamicznej. Na podstawie rezultatów porozymetrii rtęciowej wyznaczono: średnicę progową, ciśnienie progowe oraz wielkość efektu histerezy, niezbędne do oceny potencjału zbiornikowego i filtracyjnego badanych skał węglanowych. Przepuszczalność zbadano metodą stanu ustalonego i nieustalonego, na podstawie. otrzymanych. wyników. określono. współczynnik. Przeanalizowano zależności pomiędzy parametrami. przepuszczalności.. otrzymanymi z badań ciśnień. kapilarnych (powierzchnia właściwa, średnica progowa i średnica przeciętnej kapilary), a porowatością. i przepuszczalnością.. Zbadano. także. zależności przepuszczalności. od ciśnienia nadkładu i ciśnienia porowego. Wykonano badania napięcia międzyfazowego oraz zwilżalności parametrów, które wpływają na przepływ płynów złożowych. Metodą rentgenowskiej mikrotomografii komputerowej wykonano wizualizację przestrzeni porowej oraz wyznaczono parametry petrofizyczne 5 próbek. W. rozdziale. 5. przedstawiono. wyniki. analizy statystycznej. parametrów. petrofizycznych węglanowych utworów dewonu w wybranych rejonach basenu lubelskiego.. Przeanalizowano. archiwalne. wyniki. badań. laboratoryjnych. rdzeni. wiertniczych pochodzące z 51 otworów wiertniczych udostępniających utwory dewonu basenu. lubelskiego.. Opis. dystrybucji. wartości. poszczególnych. parametrów. petrofizycznych sporządzono w oparciu o miary statystyki opisowej następujących kategorii: miary położenia, miary zróżnicowania oraz miary asymetrii. Wyznaczono zależności pomiędzy porowatością, a przepuszczalnością i głębokością. W rozdziale 6 omówiono trzy etapy tworzenia modeli geologicznych oraz model pokrywy osadowej basenu lubelskiego. Przedstawiono założenia modelu oraz wyniki modelowania rozkładu przestrzennego porowatości oraz przepuszczalności, parametrów determinujących odpowiednio potencjał akumulacyjny oraz możliwość przepływu mediów złożowych w utworach węglanowych dewonu basenu lubelskiego. Wskazano oraz scharakteryzowano strefy o najlepszych właściwościach zbiornikowych oraz filtracyjnych w analizowanych utworach.. 8.

(9) Podziękowania Autor składa gorące podziękowania wszystkim, którzy przyczynili się do powstania prezentowanej pracy. Bez udziału tych osób przeprowadzenie badań, będących podstawą dysertacji, byłoby niemożliwe. Przede wszystkim składam serdeczne podziękowania dla mojej Pani Promotor Profesor Barbary Uliasz-Misiak za pomoc w wyborze petrofizyki jako przedmiotu zainteresowania podczas odbywania studiów doktoranckich oraz za nieustanne wsparcie, opiekę naukową i cenne konsultacje udzielane mi podczas pisania pracy. Podziękowania składam całemu Zespołowi Zakładu Geologii i Geochemii Instytutu Nafty i Gazu-Państwowego Instytutu Badawczego w Krakowie. Szczególne gorące wyrazy wdzięczności kieruję do mojego Promotora pomocniczego Pana dr inż. Grzegorza Leśniaka, za poświęcony czas, nieocenioną pomoc przy realizacji badań, kreatywne podejście w poszukiwaniu rozwiązań problemów oraz za merytoryczne dyskusje nad tematyką podjętej pracy. Dziękuję także Dyrekcji INiG-PIB, szczególnie Panu Profesorowi Piotrowi Suchowi za wyrażenie zgody na realizację części badawczej w Instytucie. Pragnę także serdecznie podziękować Mai Szerszeń-Mroczkowskiej, Tomaszowi Toporowi, Marcinowi Majkrzakowi, Lidii Dudek, Kondradowi Ziemianinowi oraz Markowi Dohnalikowi, bez ich pomocy nie byłoby możliwe wykonanie tak szerokiego zakresu badań. Dziękuję Wam bardzo za okazaną życzliwośc, pomoc i wielogodzinne dyskusje nad interpretacją wyników. Moje podziękowania za przekazaną wiedzę składam dla Profesora Nikosa Varotsisa oraz Doktora Dimitriosa Marinakisa z Politechniki Kreteńskiej, gdzie miałem możliwość odbyć staż w ramach programu Erasmus+ oraz wykonać część badań do niniejszej pracy. Pragnę podziękować Kolegom z Katedry Inżynierii Naftowej w osobach dr inż. Joanny. Lewandowskiej-Smierzchalskiej. za. pomoc. w. konstruowaniu. modelu. petrofizycznego oraz dla Michała Maruty za pomoc w poborze prób geologicznych. Dziękuję także Dziekanowi Wydziału Wiertnictwa, Nafty i Gazu AGH za wsparcie finansowe prac badawczych, w postaci „grantu dziekańskiego‖. Dziękuję również PGNiG SA, szczególnie Panu Dyrektorowi Krzysztofowi Poterze oraz Panu Dyrektorowi Ernestowi Szwastowi za udostępnienie materiału do badań (rdzeni oraz ropy naftowej). Chciałbym również podziękować rodzinie oraz przyjaciołom, za nieustanne wsparcie oraz motywację. W szczególności dziękuję Moim Rodzicom za nigdy niegasnącą wiarę we mnie. 9.

(10) 1. Zarys budowy geologicznej basenu lubelskiego 1.1. Lokalizacja oraz podział basenu lubelskiego Basen lubelski jest zlokalizowany na południowo-zachodniej krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej (kratonu wschodnioeuropejskiego) (rys.1.1) (Karnkowski, 2003; Narkiewicz i in., 2015; Narkiewicz i Dadlez, 2008; Żelichowski, 1972). Jest to jeden z kilku późnodewońsko-karbońskich basenów sedymentacyjnych na obszarze Polski. Powstanie oraz ewolucja tych basenów była związana z oddziaływaniem orogenu waryscyjskiego na jego przedpole (Mazur i in., 2010; Narkiewicz, 2007; Pożaryski i Tomczyk, 1993). Obecnie basen lubelski znajduje się na wschód, od maksymalnego, wschodniego zasięgu orogenu waryscyjskiego (Narkiewicz, 2007; Narkiewicz i Dadlez, 2008; Pożaryski i Tomczyk, 1993).. GDAŃSK. SZCZECIN. PL Z A ATF CH OR BYDGOSZCZ OD M NI A OE UR OP POZNAŃ EJ SK A. PL OLSZTYN W ATF SC O HO RM DN A IO E. BIAŁYSTOK. UR OP EJ WARSZAWA SK A. ŁÓDŹ LUBLIN. WROCŁAW. KRAKÓW. RZESZÓW. KARPATY 0. 50. 100 km. Rys.1.1.Podział Polski na megastruktury tektoniczne z zaznaczonym obszarem basenu lubelskiego (Żelaźniewicz, 2011, zmodyfikowane). Południowo-zachodnią granicę basenu lubelskiego stanowi strefa uskokowa Nowe Miasto-Radom, oddzielająca go od bloku łysogórsko-radomskiego (Krzywiec, 2007; Narkiewicz i in., 2007; Narkiewicz i Dadlez, 2008) (rys.1.2). Przebieg tej strefy 10.

(11) prawdopodobnie. został. uwarunkowany. występowaniem. w. podłożu. nieciągłości. skorupowej – strefy szwu transeuropejskiego (TESZ) stanowiącej krawędź platformy wschodnioeuropejskiej (Dadlez, 2001; Grabowska i Bojdys, 2001; Narkiewicz, 2007). Strefa TESZ jest jedną z najważniejszych struktur tektonicznych Europy, która oddziela dwie mega struktury kraton prekambryjski i platformę paleozoiczną (Stupnicka i Stempień-Sałek, 2016). Północno-wschodnią granicę basenu stanowi zasięg podpermskomezozoicznych wychodni karbonu. Północno-zachodnie obrzeżenie basenu lubelskiego wyznacza uskok Grójca oddzielający basen od elewacji podłoża krystalicznego (blok warszawski lub obszar płocki). Jest to obszar wyniesienia krystaliniku, gdzie występuje luka stratygraficzna między starszym paleozoikiem, a karbonem górnym (westfal). Basen lubelski kontynuuje się poza granicami Polski (na obszarze Ukrainy) jako niecka lwowska (por. rys.1.2) (Narkiewicz, 2007; Narkiewicz i Dadlez, 2008; Pożaryski, 1974; Waksmundzka, 2010; Żelichowski A.M., Kozłowski, S., 1983; Żelichowski, 1987, 1983, 1969). TRACZA BAŁTYCKA. lin Ła ea by m e nt y. T ES. PLATFORMA WSCHODNIOEUROPEJSKA. Z. antekliza mazursko-białoruska. nica or ogenu wa ry s c yjs k a ieg ń sk. rów Prypeci. gra. sko son. am stref. w. sk r yń -t u. a. o basen lubelski BŁR. śr. S u i cen de . ty. BMł. BLw. TARCZA UKRAIŃSKA. BGŚl. masy czeski. o. ka nu bs ołda un fr ont nas. ięc. ia. k. TY PA AR K. st. ak as r ef. e sz. ki ńs cy er h o ren. ar. i sk yw eń as rd m no a re. rcy he en o. pa ck ie g. fa r stre. ALPY. stefan. turnej-westfal. skały przedkarbońskie. elewacje platformy wschodnioeuropejskiej. główne dyslokacje. Rys.1.2. Basen lubelski na tle środkowoeuropejskiego przedpola waryscydów (Narkiewicz, 2007): BLw – basen lwowski; BŁR – basen łysogórsko-radomski; TESZ – strefa transeuropejskiego szwu. W obrębie basenu lubelskiego wydziela się trzy regiony: elewację hrubieszowską (podniesienie łukowsko-hrubieszowskie), rów lubelski (rów mazowiecko-lubelski lub synklinorium lubelskie) oraz elewację radomsko-kraśnicką (podniesienie radomskokraśnickie lub zrąb radomsko-kraśnicki) (Narkiewicz i Dadlez, 2008; Stupnicka 11.

(12) i Stempień-Sałek, 2016) (rys. 1.3). Regiony te różnią się między sobą rozwojem subsydencji dewońsko-karbońskiej oraz stylem i intensywnością deformacji tektonicznych, które miały miejsce w orogenezie waryscyjskiej (Krzywiec, 2007; Narkiewicz, 2007; Narkiewicz i in., 2007, 1998a; Narkiewicz i Dadlez, 2008; Stupnicka i Stempień-Sałek, 2016). ró w. UU K st re fa. us k. el. ok ow a. ew ac. N.. blok łysogórski. SU. K. el. lu b el sk i. ja. ew. ac ja. hu rb ie. BASEN LUBELSKI. ra M i as m to sk -R oad kr om. aś ni c. sz ow sk. ZAPADLISKO WŁODAWSKIE. a. ka. U IZ. blok małopolski. niecka lwowska. Rys.1.3. Podział geologiczny basenu lubelskiego (na podst. Narkiewicz i Dadlez, 2008). Elewacja hrubieszowska od zapadliska podlaskiego (por. rys. 1.3) oddzielona jest systemem uskoków zrzucających, w kierunku północnym, utwory starszego paleozoiku. Natomiast południowo-wschodnią granicę zrębu stanowi uskok Hanny. Na elewacji hrubieszowskiej występują utwory karbońskie (od wizenu po westfal) zalegające transgresywnie na skałach wieku od prekambru po dewon środkowy (Mizerski, 2009). Elewacja podzielona jest na szereg bloków: Wisznice-Hołowno, Grabowszczyzny, Łomaz oraz Szaniaw. Na blokach tych, w strefach maksymalnie podniesionych, pod utworami karbonu lub jury, występują wychodnie podłoża proterozoicznego. W strefach obniżonych elewacji zalega pokrywa złożona ze skał eokambru i kambru (Pożaryski, 1974). Rów lubelski to waryscyjska struktura tektoniczna w obrębie platformy prekambryjskiej. (Narkiewicz. i. in.,. 1998b;. Żelichowski,. 1972). o. założeniach. późnodewońskich (Narkiewicz i Narkiewicz, 2008; Narkiewicz, 2003). Szerokość rowu waha się od około 20 km (NE) do około 60 km (NW). Granice tej jednostki wyznaczają uskoki: od północnego-wschodu - uskok biegnący wzdłuż linii Czersk-Żelechów-KockWasylów, od południowego-zachodu ‐ uskok biegnący wzdłuż linii Grójec-Ursynów-. 12.

(13) Kazimierz Dolny-Izbica-Zamość-Ugniew, od północnego-zachodu – uskok Grójca, a od południowego. wschodu. -. przedłużenie. uskoku. Włodzimierza. Wołyńskiego. z terytorium Ukrainy (Górecki, 2006; Górecki i in., 2012; Kaczyński, 2005; Mizerski, 2009; Pożaryski, 1974). Elewacja radomsko-kraśnicka jest strefą podpermsko-mezozoicznych wychodni dewonu (jedynie w części południowej utwory dewonu zostały zdenudowane, a pod utworami jury zalegają utwory starszego paleozoiku), w podłożu której występują sfałdowane utwory piętra młodokaledońskiego. Jednostka ta oddzielona jest od rowu lubelskiego uskokiem Grójec-Ursynów-Kazimierz Dolny. Elewacja radomsko-kraśnicka jest podzielona na dwa odcinki radomski oraz kraśnicki. Na obszarze odcinka radomskiego występują dwie synkliny (Zwolenia, Bąkowej), dwie antykliny (Ciepielowa, RachowaBałtowa) oraz brzeżny pas antyklinalny (Pionki-Opole-Lubelskie). Na terenie odcinka kraśnickiego wydzielono trzy antykliny (Zakrzewa, Kraśnika, Gościeradowa) oraz dwie synkliny (Urzędowa, Szastarki) (Pożaryski, 1974).. 1.2. Rozwój budowy geologicznej basenu lubelskiego W Polsce skały prekambryjskie stanowią podłoże krystaliczne, na którym powstawały i strukturalnie przebudowywały się kompleksy skał paleozoicznych i mezozoiczno-kenozoicznych. W wyższym proterozoiku platforma proterozoiczna została wydźwignięta, a pokrywa osadowa usunięta. Powstał wtedy aulakogen chełmsko-wołyński wypełniony osadami prekambru. Morfologia podłoża krystalicznego została ukształtowana w górnym prekambrze i paleozoiku. Dyslokacje o północno-zachodnich kierunkach (podłużne) prawdopodobnie są związane z początkowym okresem orogenezy kaledońskiej. Natomiast dyslokacje o kierunkach północno-wschodnich (poprzeczne) wiązały się z początkowym okresem rozwoju basenu lubelskiego z fazą tektonicznych ruchów młodoprekambryjskich. Dyslokacje te ulegały odnawianiu w późniejszych okresach (Żelichowski, 1969). Podłoże krystaliczne wykazuje znaczne zróżnicowanie petrograficzne. Występują tam granity, dioryty oraz amfibolity. W rejonie Łukowa, Lubartowa-Rozkopaczewa występują skały zasadowe (Żelichowski, 1969).. 13.

(14) POKRYWA OSADOWA Ediakar Skały osadowe basenu lubelskiego obejmują utwory od górnego prekambru po czwartorzęd (Żelichowski, 1969). Sedymentacyjny mezo- do neoproterozoiczny i dolnopaleozoiczny basen lubelski jest. jednym. z. basenów. rozwiniętych. na. zachodniej. krawędzi. platformy. wschodnioeuropejskiej, w rejonie nakładania się strefy szwu transeuropejskiego na przedłużenie aulakogenu Orsza-Wołyń. Basen ten obejmuje najniższą część pokrywy osadowej platformy wschodnioeuropejskiej, o miąższości dochodzącej do 6500 m (Poprawa i in., 1999; Poprawa i Pacześna, 2002). Na speneplenizowanym proterozoicznym podłożu krystalicznym zbudowanym ze skał metamorficznych i magmowych rozwinęły się rowy tektoniczne. Rowy te wypełnione są. osadami. kontynentalnymi. (marginalno-morskimi). wczesnego. neoproterozoiku. (formacja poleska) o miąższości od 66 do 298 m (rys. 1.4) (Mahnatsch i in., 1976; Pacześna, 2014; Poprawa i Pacześna, 2002). Utwory te wypełniają basen rozwinięty w pierwszym etapie ryftowania, które wystąpiło na przełomie mezo-proterozoiku i neoproterozoiku (Bogdanova i in., 1996; Pożaryski i Kotański, 1979; Żelaźniewicz i in., 1997). Osady formacji poleskiej i skały podłoża krystalicznego pod koniec prekambru zostały poddane erozji, która doprowadziła do powstania powierzchni zrównania oraz luki stratygraficznej (Poprawa i Pacześna, 2002).. Rys.1 4. Podział litostratygraficzny utworów ediakaru w obniżeniu podlaskim i na lubelskim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego (Pacześna, 2014). 14.

(15) W basenie lubelskim w ediakarze w wyniku działalności procesów tektonicznych i magmatyzmu powstał kompleks utworów klastycznych i wulkanogenicznych (formacji sławatyckiej) (Juskowiakowa, 1971; Mahnatsch i in., 1976; Ryka, 1984; Bakun–Czubarow i in., 2000; Pacześna, 2014) (rys. 1.4). W spągowej części ediakaru występuje formacja żukowska zbudowana ze zlepieńców i piaskowców gruboziarnistych. Powyżej zalegają utwory wulkanogeniczne formacji sławatyckiej: bazalty przewarstwione tufami, brekcje bazaltowe, zlepieńce i piaskowce tufitowe, o miąższości do 372 m. Formacja ta występuje na całym obszarze lubelskiego skłonu kratonu oraz we wschodniej i północno-wschodniej części obniżenia podlaskiego (Pacześna, 2014; Poprawa i Pacześna, 2002). Na formacji sławatyckiej lokalnie zalegają zlepieńce formacji teremiskiej (Pacześna, 2014). Większe rozprzestrzenienie mają leżące na niej osady kontynentalne oraz marginalno morskie powstałe w późnym ediakarze (faza szybkiej subsydencji). Budują je aluwialne piaskowce i arkozy formacji siemiatyckiej o miąższości rzędu 38-81 m (Pacześna, 2014). W południowo-zachodniej części. basenu lubelskiego. ekwiwalentem facjalnym formacji siemiatyckiej jest formacja białopolska reprezentowana przez piaskowce, mułowce i iłowce (o miąższości 29-90 m), w której spągu w SE części basenu występuje ogniwo czarnych iłowców i mułowców z Horodła (o miąższości 422 m). Powyżej (ediakar-kambr) występuje formacja włodawska wykształcona jako iłowce i mułowce, przewarstwiające się z piaskowcami, o miąższości 12 -101 m (Jaworowski, 1997; Pacześna, 2014, 1996; Poprawa i Pacześna, 2002).. Kambr We wczesnym kambrze (najwyższa część formacji włodawskiej, formacja mazowiecka i radzyńsko-kaplonoska) tempo subsydencji nieco zmalało, a w środkowym kambrze spowolnienie tego procesu było wyraźniejsze. Sedymentowały wtedy utwory klastyczne o niewielkiej zmienności facjalnej (por. rys.1.4) (Pacześna, 1996). Formacja mazowiecka wykształcona jako piaskowce z przeławiceniami mułowców i iłowców ilastych o miąższości 45-129 m. Zalegająca na niej formacja radzyńsko-kaplonoska zbudowana jest z naprzemianległych mułowców, iłowców i piaskowców, o łącznej miąższości 327-432 m. Na przełomie środkowego i późnego kambru rozpoczęła się erozja, która doprowadziła do powstania luki stratygraficznej (Poprawa i Pacześna, 2002).. 15.

(16) Ordowik W trakcie wczesnego i środkowego ordowiku. kontynuowała się powolna. subsydencja basenu, której towarzyszyło względne ujednolicenie facjalne (Modliński, 1984). Na zerodowanych utworach środkowego kambru, z luką stratygraficzną, zalegają utwory dolnego ordowiku (tremadoku). Osady te wykształcone są jako zlepieniec podstawowy, na którym zalegają osady piaskowcowo-ilaste, a powyżej iłowce, iłołupki i mułowce, o miąższości od około 20 do około 50 m (Lendzion i in., 1979; Poprawa i Pacześna, 2002). Środkowy ordowik (arenig) reprezentują: wapienie, dolomity, margle, glaukonityty, piaskowce glaukonitowe i zlepieńce (Modliński, 1982; Poprawa i Pacześna, 2002). W górnej części profilu środkowego ordowiku (lanwirn i landeil) przeważają osady węglanowe o miąższości około 25 m. Osady górnego ordowiku to kontynuacja sedymentacji węglanowej, która ku górze profilu przechodzi w sedymentację klastyczną. Utwory karadoku reprezentowane są przez: wapienie, margle i iłowce. Powyżej, których zalegają iłowce i iłowce wapniste (aszgil) (Modliński, 1982). Miąższość utworów górnego ordowiku jest rzędu 90 m (Poprawa i Pacześna, 2002).. Sylur Osady syluru reprezentowane są przez morskie utwory drobnoklastyczne, miejscami margliste z fauną graptolitową (Tomczykowa, 1988). Dolny sylur wykształcony jest jako iłowce z przewarstwieniami dolomityczno-wapiennych mułowców oraz margli, maksymalne miąższości tych utworów wynoszą około 130 m. Lokalnie utwory wenloku leżą bezpośrednio na górnym ordowiku (Tomczykowa, 1988). Utwory górnego syluru budują głównie: iłowce, miejscami margliste, o dużych miąższościach do 900 m (ludlow, pridol). Miąższości utworów syluru rosną z północnego-wschodu w kierunku południowozachodnim (Poprawa i Pacześna, 2002). Analiza subsydencji wskazuje, że od późnego ordowiku rozpoczął się drugi etap tektonicznego rozwoju basenu lubelsko-podlaskiego. Etap ten charakteryzuje się systematycznym wzrostem tempa subsydencji, którego maksimum nastąpiło w późnym sylurze (w ludlowie i pridolu miało gwałtowny charakter) (Allen i Allen, 2005; Angevine i in., 1990; King, 1994; Poprawa i Pacześna, 2002).. Dewon Osady najniższego dewonu dolnego basenu lubelskiego to morskie utwory ilaste powstałe w ciągłości sedymentacyjnej z utworami najwyższego syluru, o miąższości 16.

(17) od 170 do 500 m (Turnau, 1985). Nad nimi zalegają mułowcowo-iłowcowo-piaszczyste osady przybrzeżno-płytkomorskiej formacji czarnoleskiej (wyższy żedyn), o miąższości od 30 do 250 m (Miłaczewski, 1981a). Powyżej występują aluwialne utwory piaszczystomułowcowo-ilaste formacji zwoleńskiej (zigen-ems), o miąższości od 250 do 1300 m (Górecki, 2006). W środkowym dewonie nastąpiła transgresja morska, której efektem była sedymentacja osadów ilasto-mułowcowo-piaszczystych, przechodzący ku górze w osady węglanowe (dolomity, margle i wapienie anhydrytowe (eifel) oraz utwory węglanowe rafogenne (żywet - formacja telatyńska), o miąższości od 150 do 400 m (lokalnie ponad 900 m) (Górecki, 2006). Utwory formacji telatyńskiej są ścięte erozyjnie wzdłuż NE granicy rowu lubelskiego (powierzchni niezgodności podgórnodewońskiej). Wielkość subsydencji w dewonie dolnym i środkowym była podobna (Narkiewicz i in., 1998a), w dewonie środkowym obserwuje się rozpoczęcie zmniejszenia tempa subsydencji (Górecki, 2006). Transgresja morska osiągnęła swoje maksimum w dewonie górnym, przeważała wtedy sedymentacja płytkomorska węglanowa (fran, dolny famen). Powstały osady węglanowe o znacznych miąższościach, we franie nierzadko przekraczających 500 m, a w famenie niższym nawet 1800 m. Utwory famenu wyższego występują tylko w centralnej części basenu (na pozostałym obszarze zostały zerodowane), ich miąższość dochodzi do 200 m. Osady górnofameńskie w południowo-wschodniej części wykształcone są jako facje klastyczne, co świadczy o spadku wielkości subsydencji pod koniec dewonu (Górecki, 2006). Rozwój. basenu. lubelskiego. w. późnym. dewonie. charakteryzował. się. przyspieszeniem tempa subsydencji, w stosunku do okresu poprzedniego, pod koniec dewonu tempo spadło, a lokalnie (północno-zachodnia część basenu lubelskiego) zaczęło dochodzić do wynoszenia i erozji wcześniej zdeponowanych osadów (Karnkowski, 2003).. Karbon Basen lubelski wypełniony jest utworami karbonu (górny wizen-górny westfal), które zalegają niezgodnie na różnych ogniwach dewonu, starszego paleozoiku, eokambrze i prekambrze podłoża krystalicznego platformy wschodnioeuropejskiej (Żelichowski, 1977). Na osadach karbonu zalegają niezgodnie utwory mezozoiczne i lokalnie kenozoiczne. Strop karbonu zalega na zróżnicowanych głębokościach od 200 m 17.

(18) (na wschodzie) do około 1000 m (na zachodzie i południowym-zachodzie). Również zmienna jest miąższość utworów karbonu od 700 do lokalnie 3500 m (środkowa część rowu) (Górecki, 2006; Narkiewicz i in., 1998b) W dolnym karbonie (turnej i znaczna część wizenu) w basenie lubelskim nastąpiła przerwa w sedymentacji i wyniesienie obszaru. Erozja doprowadziła do usunięcia znacznej części osadów górnego dewonu, a w brzeżnych częściach basenu zaniku tych osadów. Okres ten charakteryzuje się dużą aktywnością tektoniczną (lokalne pozostałości pokryw lawowych oraz tufów i tufitów) (Żelichowski, 1983, 1972). Z końcem wizenu na terenie basenu lubelskiego rozpoczęła się transgresja morska, powstały wapienie i margle z przewarstwieniami iłowców i mułowców (formacja Huczwy), o miąższości do 300 m (Karnkowski, 2003; Skompski, 1996; Waksmundzka, 1998). W najwyższym wizenie górnym i namurze A powstała seria paraliczno-limniczna, którą budują iłowce i mułowce z wkładkami węgli, wapieni i piaskowców (formacja terebińska), o miąższości miejscami przekraczającej 500 m. Powyżej zalegają piaskowce z przewarstwieniami iłowców i mułowców z wkładkami węgli i wapieni (najwyższy namur A do najniższego westfalu A) - formacja dęblińska, o maksymalnej miąższości 500 m (Górecki, 2006). Leżącą wyżej formację lubelską budują iłowce i mułowce z pokładami węgla kamiennego oraz wkładkami piaskowców i wapieni (w dolnej części), maksymalne miąższości dochodzą do 900 m (Górecki, 2006; Karnkowski, 2003; Skompski, 1996). Najmłodsze utwory karbonu w basenie lubelskim wieku westfal C–D– stefan (formacja magnuszewska) mają podobne wykształcenie jak formacja lubelska, jednak nie występują w nich wkładki węgli i zawierają więcej, bardziej miąższych wkładek piaskowcowych oraz pojedynczych wkładek tufitów (Karnkowski, 2003). Formacja magnuszewska jest silnie zredukowana, występuje wyłącznie w północnozachodniej i zachodniej części basenu lubelskiego oraz na zachód od Lublina. Górna część formacji została zerodowana, maksymalne miąższości nie przekraczają 800 m (Górecki, 2006). W dewonie i karbonie tempo subsydencji w basenie lubelskim było podobne i osiągnęło maksymalnie około 2000 m, również lokalizacja depocentrów w tych okresach pokrywała się (około 30 km na NW od Lublina) (Karnkowski, 2003). Pod koniec karbonu tempo subsydencji spadło, w stosunku do westfalu lub późnego dewonu (Narkiewicz i in., 1998b).. 18.

(19) Basen lubelski z końcem karbonu w wyniku ruchów waryscyjskich został przekształcony w nieckę lubelską (synklinorium lubelskie). Obszar ten przez okres całego permu, triasu i większą część jury podlegał erozji i/lub braku depozycji. Pod koniec jury rozpoczęła się transgresja morska, w efekcie której powstała miąższa (ponad 1000 m) seria osadów głównie węglanowych (Karnkowski, 2003; Pożaryski, 1997).. POKRYWA PERMSKA I MEZOZOICZNA Perm Utwory permu występują tylko w północno-zachodniej części basenu lubelskiego, mają miąższości około 20-100 m. Osady permu dolnego reprezentują facje piaszczyste, o miąższości rzędu kilku metrów. Perm górny wykształcony jest jako brzeżne facje węglanowe oraz ewaporaty. Zasięg występowania utworów dolnego permu w północnowschodniej części basenu pokrywa się z zasięgiem cechsztynu. Na zachodzie basenu lubelskiego (na W od Łukowa) zasięg czerwonego spągowca zmniejsza się (cofa w kierunku N). Natomiast cechsztyn przesuwa swój zasięg na południe (Żelichowski, 1969).. Trias W triasie obszar basenu lubelskiego był wyniesiony. Jedynie północno-zachodnia część tego obszaru obniżała się, co umożliwiło wkroczenie na ten teren morza triasowego i powstanie osadów triasowych. W dolnym triasie na tym terenie istniał płytki zbiornik z okresowo występującymi wpływami morskimi (wkładki wapieni i dolomitów). Osady dolnego. triasu. reprezentowane. są. przez. mułowce. z. wkładkami. piaskowców.. Po środkowym pstrym piaskowcu północna część obszaru lubelskiego wynurzyła się i zachodziły tam procesy denudacji, które doprowadziły do usunięcia części utworów pstrego piaskowca. Przerwa w sedymentacji trwała prawie przez cały ret, dopiero pod koniec retu na obszar basenu lubelskiego wkroczyło morze, sedymentacja morska trwała przez cały wapień muszlowy. Osady triasu środkowego wykształcone są jako kompleksy węglanowe o niewielkiej miąższości (Żelichowski, 1969). Osady wczesnego triasu górnego (kajpru dolnego) powstały w ciągłości sedymentacyjnej z wapieniem muszlowym. Na pograniczu kajpru i retyku (epejrogeneza eokimeryjska) doszło do wynurzenia tego obszaru. W wyniku erozji osady kajpru górnego, część osadów kajpru dolnego oraz niższe ogniwa triasu (na terenach położonych 19.

(20) na wschodzie) uległy zniszczeniu. Utwory najwyższego triasu (retyku) powstały w płytkich zbiornikach wodnych, będących w ścisłym kontakcie z pozostałą częścią zbiornika triasowego (Żelichowski, 1969).. Jura Na terenie basenu lubelskiego profil utworów jurajskich jest niepełny, brak jest osadów jury dolnej (Żelichowski, 1969). Osady jury środkowej leżą na utworach różnego wieku: skałach młodopaleozoicznych lub skałach krystalicznych. Profil jury na terenie prawie całego basenu lubelskiego rozpoczyna się klastycznymi osadami jury środkowej (górny baton) wykształconymi jako piaskowce, mułowce oraz wapienie. Występują w nich liczne luki związane z regresjami (np. w środkowej jurze w keloweju dolnym) (Stupnicka i Stempień-Sałek, 2016). Utwory jury górnej (oksford i kimeryd) wykazują znaczne zróżnicowanie facjalne. Umożliwia ono wyróżnienie regionu północnego (N część niecki lubelskiej, S część niecki warszawskiej i wyniesienie zrębowe lubelsko-podlaskie), gdzie utworzyły się wapienie płytowe i wapienie oolitowe (oksford) lub osady margliste (kimerydy). W regionie południowym (S część – niecki lubelskiej) oksford reprezentują osady dolomitowoanhydrytowe i terygeniczne, kimeryd wykształcony jest jako osady wapienne (Żelichowski, 1969). W górnej jurze (na przełomie oksfordu i kimerydu) zaczęła się regresja. W późnym kimerydzie sedymentacja rozwijała się już tylko w południowo-zachodniej części basenu lubelskiego. Procesy erozji, które wystąpiły pod koniec jury spowodowały usunięcie części osadów jurajskich, miąższość osadów jury waha się od 30 m (na E obszaru) do ponad 300 m (na W obszaru) (Stupnicka i Stempień-Sałek, 2016).. Kreda Osady kredy pokrywają cały basen lubelski, leżą na różnych ogniwach jury górnej lub karbonu (SE obszaru). Na dużym obszarze są przykryte utworami trzeciorzędu i czwartorzędu, lokalnie (S część obszaru lubelskiego, przełom Wisły i NE obrzeżenie Gór Świętokrzyskich) osady te wychodzą na powierzchnię (Żelichowski, 1969). Utwory kredy dolnej występują w północno-zachodniej części obszaru wzdłuż obrzeżenia Gór Świętokrzyskich, w formie wąskiego pasa. Początkowo sedymentowały osady lądowe (piaski z pyłem węglowym), później utwory morskie (iły, margle, wapienie 20.

(21) oraz opoki). Od baremu do albu środkowego osadzały się piaski różnoziarniste (Stupnicka i Stempień-Sałek, 2016; Żelichowski, 1969). Miąższość dolnej kredy dochodzi do 200 m (Żelichowski, 1969). Osady górnokredowe obejmują piętra od cenomanu do mastrychtu. W dolnej części profilu występują piaski (alb górny) oraz piaski i wapniste piaskowce glaukonitowe (cenoman). Utwory turonu niższego, prawie na całym obszarze reprezentowane są przez zwięzłe wapienie. Osady turonu wyższego to kreda pisząca z krzemieniami (NE część) oraz wapienie i wapienie margliste (S i W część) (Żelichowski, 1969). W koniaku, santonie, kampanie i dolnym mastrychcie utworzyły się: kreda pisząca, wapienie margliste i margle. Osady powstałe od mastrychtu po paleocen-dan charakteryzują się wzrostem zawartości krzemionki oraz materiału terygenicznego. W okresie kredy zbiornik ulegał stopniowemu spłyceniu (Stupnicka i Stempień-Sałek, 2016). Utwory trzeciorzędowe Trzeciorzęd leży pod utworami czwartorzędu i tworzy ciągłą pokrywę w północnej części obszaru lubelskiego (Areń, 1964). Reprezentowany jest przez morskie osady paleocenu, eocenu, oligocenu i miocenu oraz lądowe osady miocenu i pliocenu. Miąższość osadów trzeciorzędowych waha się od kilku metrów (S część) do ponad 150 m (N część) (Żelichowski, 1969). Paleocen to osady morza reliktowego, wykształcone jako utwory krzemionkowowapienne: gezy i opoki, podrzędnie wapienie i margle. Eocen występuje w postaci płatów osadów piaszczystych o niewielkiej miąższości. Również oligocen występuje jako płaty osadów reprezentowanych przez: piaski, piaskowce, iły i mułki. Miocen wykształcony jest w facji lądowej jako piaski i mułki piaszczyste z wkładkami węgla brunatnego (na N od Lublina) lub płytkowodnej jako osady piaszczyste (na S od Lublina). Na terenie Roztocza Lubelskiego utwory miocenu zbudowane są ze skał węglanowych (wapienie), podrzędnie występują iły, piaski i żwirki. Paleocen występuje w północnej części obszaru i jest wykształcony jako iły i mułki piaszczyste (Żelichowski, 1969). Utwory czwartorzędowe Czwartorzęd, w formie płatów, pokrywa prawie cały obszar basenu lubelskiego, jego miąższość wynosi od kilku metrów do około 25 m. Utwory zlodowacenia południowopolskiego, przeważnie gliny zwałowe są silnie zdenudowane i zachowały się 21.

(22) w postaci płatów. W części północnej zalegają utwory zlodowacenia środkowopolskiego: gliny zwałowe, piaski z głazami, iły zastoiskowe i piaski rzeczno lodowcowe (Żelichowski, 1969). Na południe od zasięgu zlodowacenia środkowopolskiego występują lessy i gliny lessowe różnego wieku. Do osadów czwartorzędowych zalicza się również piaski rzeczne, o dużej miąższości, wypełniające pradoliny rzek oraz wydmy. Osady holocenu występują przede wszystkim w dolinach: piaski rzeczne, mułki, piaski wydmowe. W jeziorach w holocenie powstały iły, margle i torfy (Żelichowski, 1969).. 22.

(23) 2. Charakterystyka litologiczno-facjalna utworów dewonu basenu lubelskiego Dewoński basen lubelski stanowi cześć przedpola waryscydów, leży w sąsiedztwie krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej (strefy transeuropejskiego szwu tektonicznego - TESZ), co warunkowało rozwój subsydencji i sedymentacji (Narkiewicz, 2011a, 2007). W ujęciu paleogeograficznym dewoński basen lubelski był usytuowany we wschodniej części systemu tropikalnych zbiorników epikontynentalnych, na południowym obrzeżeniu lądu Old Redu (Laurosji). W kierunku zachodnim baseny te rozciągały się poza granice obecnej Polski, w stronę Niemiec i Belgii (Bełka i Narkiewicz, 2008; Narkiewicz, 2011b). Granice dewońskiego basenu lubelskiego mają różny charakter. Granice północna i wschodnia mają charakter erozyjny, ukryte są pod osadami karbonu (rys. 2.1), w tych kierunkach prawdopodobnie wyklinowują się osady dewonu i rozwijają się facje bardziej płytkomorskie i lądowe. Granica południowo-wschodnia (granica państwa) jest umowna, a basen lubelski przechodzi w basen lwowski (Miłaczewski, 1981a, 1968; Narkiewicz, 2011a). Granicę południowo-zachodnią stanowi strefa elewacji radomsko-kraśnickiej (Narkiewicz, 2011b). W obrębie dewońskiego basenu lubelskiego wydziela się trzy poprzeczne segmenty (obszary facjalne) o zróżnicowaniu litofacjalnym, miąższościowym oraz obocznego zasięgu (głównie osadów dewonu środkowego i górnego): komorowski (SE), lubelski (centralny) i stężycki (SW). Komorowski obszar facjalny charakteryzuje się rozwojem systemów lądowych, przy znacznej subsydencji. Obszar lubelski cechuje się maksymalną subsydencją i najbardziej głębokowodnymi facjami. Na obszarze stężyckim osady wyklinowują się i/lub występują facje płytkomorskie na obrzeżach basenu, głównie w środkowym dewonie i franie (Narkiewicz, 2011a).. 23.

(24) ZAPADLISKO POD LASKIE. Warszawa. Białoruś. st r e. fa. us ko k. segment stężycki. us ko. kU. Ra dom. rs y. ZRĄB ŁUKOWA ow a. EL EW Ko A ck a. no. wa -K. EL EW. AC. az i. m i er. za. Uk raina. W S. LU BE L RA DO M. SK O-. KR A. ys k i. SK I. segment komarowski. ŚN I CK. k. wię tok rz. KA. ko us. Kielce. ok ś. BI ES ZO. segment lubelski. BASEN ŁYSOGÓRSKO RADOMSKI. us k. HR U. Lublin. RÓ W. JA. CJ A. Izb. A. icy. prekambr. dolny paleozoik. główne dyslokacje. ka rbon. dewon. cia. 50 km. 0. ś mo Za. BLOK MAŁOPO LSKI. BASEN LWOWSKI. trzon paleozoiczny G. Świętok.. granice segmentów basenu lubelskiego. uskoki. granica między basenem lubelskim a łysogórsko-radomskim. obecny zasięg dewonu. Rys. 2. 1. Zasięg utworów dewońskich i karbońskich w basenie lubelskim i łysogórsko-radomskim (Narkiewicz, 2011a). W niższej części profilu dewonu (dewon dolny) w basenie lubelskim występują utwory silikoklastyczne, które powstały w ciągłości sedymentacyjnej z osadami syluru (Tomczykowa, 1988). Utwory te mają szerokie rozprzestrzenienie oboczne, a ich odpowiedniki stratygraficzne i litofacjalne występują również na terenie Ukrainy i na obszarze radomsko-łysogórskim (Narkiewicz, 2011a).. 24.

(25) SEGMENT KOMAROWSKI. SEGMENT LUBELSKI kompleks pstrych klastyków. WARSTWY NIEDRZWICKIE. FAMEN. PIĘTRA. SEGMENT STĘŻYCKI. FORMACJA HULCZAŃSKA. FORMACJA HULCZAŃSKA. FORMACJA FIRLEJSKA FORMACJA BYCHAWSKA ogniwo mełgiewskie. ogniwo zubowickie. zubowickie ogniwo łosieńskie. ogniwo ciecierzyńskie. ogniwo lipowieckie. ogniwo łosieńskie FORMACJA MODRYŃSKA (NR). ogniwo krzewickie. ogniwo giełczewskie. FORMACJA TELATYŃSKA (NR). ogniwo rachańskie ogniwo pełczańskie ogniwo żniatyńskie ogniwo machnowskie. ogniwo przewodowskie. ogniwo przewodowskie. FORMACJA TELATYŃSKA. ogniwo mirczańskie. ogniwo giełczewskie ogniwo przewodowskie. ogniwo lipowieckie. FORMACJA MODRYŃSKA. FORMACJA MODRYŃSKA (NR). ogniwo giełczewskie. FORMACJA MODRYŃSKA. FORMACJA MODRYŃSKA (NR). ogniwo stężyckie. EIFEL. ŻYWET. FRAN. ogniwo. ogniwo przewodowskie. LOCHKOW PRAG. EMS FORMACJA ZWOLEŃSKA. FORMACJA CZARNOLESKA FORMACJA SYCYŃSKA niewydzielona część formacji modryńskiej. kondensacja stratygraficzna (NR) jednostka nierozdzielona. Rys.2.2. Podział litostratygraficzny dewonu w basenie lubelskim (Narkiewicz, 2011a). W profilu utworów dolnego dewonu basenu lubelskiego wyróżnia się następujące jednostki litostratygraficzne (rys. 2.2): formację sycyńską, formację czarnoleską oraz formację zwoleńską (Miłaczewski, 1981a; Narkiewicz, 2011a). Formacja sycyńska reprezentowana przez iłowce i mułowce szare z liczną fauną morską oraz wkładkami, soczewkami i gruzłami wapiennymi, częściowo dolomitycznymi (Miłaczewski, 1981a; Narkiewicz, 2011a). Miąższość tej formacji wynosi 170-700 m (Narkiewicz, 2011a). Wiek formacji, w zależności od sposobu datowana, określono na dolny lochkow (Turnau, 2011; Turnau i in., 2005) lub cały lochkow (Nehring-Lefeld, 1985). Nad formacją sycyńską zalega formacja czarnoleska wykształcona jako ciemnoszare, niemal czarne iłowce i mułowce oraz jasnoszare arenity kwarcowe, często warstwowane przekątnie. W osadach tych powszechnie występują niewielkie domieszki węglanów, w postaci cementów oraz soczewek, gruzłów i przewarstwień. Formacja ma 25.

(26) miąższości od kilkudziesięciu do maksymalnie 200 metrów. Osady te powstały w środowisku szelfowym w warunkach płytkomorskich (Miłaczewski, 1981a). Ich cechą charakterystyczną jest znaczna ciągłość lateralna i stosunkowo niewielkie miąższości. Formacja czarnoleska jest datowana na środkową część lochkowu (Narkiewicz, 2011a). Formacja. zwoleńska. zbudowana. jest. z. osadów. silikoklastycznych. o zróżnicowanym uziarnieniu (frakcjonalnym): pstrych iłowców i mułowców oraz piaskowców. Najpełniej formacja jest rozwinięta w segmencie lubelskim, natomiast w segmencie stężyckim i komarowskim w stropie jest częściowo zerodowana. Miąższość tych utworów waha się od 200 do 1300 m (Narkiewicz, 2011a). Osady formacji zwoleńskiej powstały w systemie aluwialnym (Miłaczewski, 1981a). Formacja telatyńska (dewon środkowy) początkowo została wydzielona na południowo-wschodnim. obszarze. Lubelszczyzny. (Miłaczewski,. 1981a),. dalszymi. badaniami stwierdzono występowanie jej na większości obszaru basenu (wyjątek stanowi część północno-zachodnia, gdzie nie stwierdzono jej odpowiedników) (Narkiewicz, 2011a). Dolną część profilu formacji telatyńskiej budują szare piaskowce, mułowce oraz iłowce. W górnej części profilu występują skały o zróżnicowanej litologii, ze znacznym udziałem skał węglanowych oraz anhydrytów i skał silikoklastycznych (segment komarowski). Na obrzeżach występowania formacji obserwuje się redukcję miąższości oraz wzrost udziału skał silikoklastycznych (Narkiewicz, 2011a). Miąższość formacji zmienia się od 0 m do 250 m (Miłaczewski, 1981a). W formacji telatyńskiej wyróżnia się ogniwo przewodowskie i giełczewskie. Ogniwo przewodowskie występuje na całym obszarze basenu lubelskiego, w dolnej części formacji telatyńskiej. Budują go jasnoszare do niemal białych piaskowce o spoiwie węglanowym warstwowane smużyście i przekątnie. Wiek niższej części ogniwa określono na ems wyższy (Turnau, 2011; Turnau i in., 2005), natomiast wyższej części na najwyższy ems i dolną część eiflu (Narkiewicz, 2011a). Ogniwo giełczewskie to zróżnicowany litologicznie kompleks skał węglanowych, głównie marglistych dolomitów, zalegających powyżej szarych klastyków, a poniżej bardziej jednorodnych węglanów. W utworach tych występują wkładki klastyczne, anhydrytowe, a w górnej części wapienie i dolosparyty. Miąższość ogniwa w segmencie lubelskim zmienia się w zakresie od około 90 m do około 150 m. Ogniwo giełczewskie w segmencie stężyckim występuje tylko w SE części w postaci silnie zredukowanej (Narkiewicz, 2011a).. 26.

(27) W segmencie komarowskim basenu lubelskiego formacja telatyńska, powyżej ogniwa przewodowskiego, jest podzielona na pięć ogniw (rys. 2.2) (Miłaczewski, 1981a): . ogniwo machnowskie – w dolnej części zbudowane z dolomitów, które powstały w systemie depozycyjnym odciętego płytkiego szelfu węglanowego. W części środkowej i górnej dominują utwory siarczanowe (system laguny ewaporacyjnej). Miąższość ogniwa zmienia się w zakresie od 20 m do 65 m;. . ogniwo żniatyńskie – występuje w południowej części segmentu komarowskiego, budują go szare i zielonkawe piaskowce oraz mułowce kwarcowe, które sedymentowały w systemie aluwialnym lub płytkowodnych klastyków szelfowych. Miąższość ogniwa jest w granicach 20-25 m;. . ogniwo pełczyńskie – reprezentowane przez wapienie, niekiedy dolomity, margle i iłowce, przykryte iłowcami i mułowcami. W północno-wschodniej części segmentu ogniwo jest wykształcone jako łupki ilaste i ilasto-margliste z niewielkim udziałem węglanów. Odmiany ogniwa silnie węglanowe odpowiadają systemowi otwartego szelfu węglanowo-ilastego, natomiast odmiany o niewielkiej zawartości węglanów facjom brakicznym (wysłodzone laguny i estuaria). Miąższość ogniwa zmienia się w zakresie od 15 m do 25 m.. . ogniwo rachańskie – w części spągowej i stropowej zbudowane w przewadze z mułowców i iłowców, pozostałe skały wchodzące w skład ogniwa to: dolomity, anhydryty i wapienie. Utwory te powstawały w marginalnomorskim, klastycznowęglanowo-siarczanowym systemie depozycyjnym. Miąższość ogniwa jest w granicach 40–50 m;. . ogniwo mirczańskie – budują go pakiety iłowców dolomitycznych z wkładkami anhydrytowymi. Osady te powstały w marginalnomorskim systemie depozycyjnym o większym stopniu odcięcia od otwartego zbiornika. Miąższość ogniwa zmienia się w zakresie od 10 m do 20 m. Profil dewonu górnego w basenie lubelskim rozpoczynają utwory franu. wykształcone jako osady płytkomorskiej platformy węglanowej lub węglanowosiarczanowej (formacja modryńska) (Modliński, 1982; Narkiewicz, 2011a). Formację podściela urozmaicona litologicznie (węglanowo-klastyczno-anhydrytowa) formacja telatyńska, natomiast od góry kontaktuje się ona z wapieniami marglistymi i marglami formacji bychawskiej lub firlejskiej. W brzeżnych częściach basenu (strefach silnej erozji 27.

(28) przedpóźnowizeńskiej) utwory te przykryte są karbonem. Formacja modryńska, na całym obszarze basenu, wykształcona jest jako skały węglanowe otoczone od dołu i od góry osadami ze znaczną domieszką terygeniczną. Podrzędnie występują w tej formacji margle oraz iłowce wapniste lub dolomityczne. W segmencie komarowskim maksymalna miąższość formacji wynosi 480 m, w pozostałych rejonach tego segmentu miąższość ulega redukcji (erozja przedpóźnowizeńska) do około 230–250 m. W segmencie lubelskim maksymalna miąższość formacji wynosi 455 m, malejąc w kierunku NW do 340 m. W segmencie stężyckim miąższość formacji rośnie w kierunku północnym z 48 m do 275 m (Narkiewicz, 2011a). Ponieważ osady formacji modryńskiej tworzyły się w różnych systemach depozycyjnych (platformy węglanowej, otwartego szelfu węglanowo-ilastego i laguny ewaporatowej) w jej obrębie wyróżniono następujące jednostki litostratygraficzne niższego rzędu (Narkiewicz i Bultynck, 2011; Narkiewicz, 2011a; Turnau, 2011): . ogniwo krzewieckie - najniższa część formacji modryńskiej, występuje tylko w segmencie komarowskim. Dolna część zbudowana jest z węglanów (zwykle dolosparyty z pozostałościami fauny), natomiast górna ma dużą domieszkę ilastą, oraz występują tam laminowane dolomikryty. Osady ogniwa powstały w różnych systemach depozycyjnych. Dolna część na środkowej platformie węglanowej, górna na platformie proksymalnej. Miąższość stała rzędu 20-30 m;. . ogniwo lipowieckie (ogniwo wapieni i dolomitów z Lipowca) – zbudowane z wapieni i dolomitów krystalicznych z fauną morską. Od dołu i od góry zalegają dolomity silniej margliste i anhydryty. Maksymalna miąższość w segmencie lubelskim to 108 m, w segmencie komarowskim 133 m; w północno-wschodnim kierunku miąższość zmniejsza się do 66 m;. . ogniwo werbkowickie – z którego zrezygnowano w wyniku rewizji podziału formacji. modryńskiej,. ustanowiono. nowe. ogniwo. (łosieńskie).. Ogniwo. werbkowickie, według Miłaczewskiego (1981a, 1981b) to kompleks wtórnych, krystalicznych dolomitów jamistych o miąższości od 40 m do 250 m. Ogniwo to zostało usunięte ze względu na trudność w jednoznacznym określeniu jego granic. Jednak część autorów, np. Darłak i in. (1998) jest zdania, że ogniwo werbkowickie powinno być utrzymane, zwłaszcza w geologii naftowej, jako nieformalny kompleks dolomitów kawernistych, zawierający jedne z najlepszych skał zbiornikowych w całym dewonie lubelskim (Narkiewicz, 2011a); 28.

(29) . ogniwo łosieńskie (ogniwo dolomitów i wapieni z Łosienia) – występuje w brzeżnej (SE) części segmentu centralnego i w segmencie komarowskim. W segmencie lubelskim jest ono dwudzielne. Dolna część zbudowana jest z dolomitów, dolomikrytów ciemnych, regularnie laminowanych oraz jaśniejszych, o strukturze stromatolitowej. Powyżej występują laminowane madstony-wakstony z cienkimi wkładkami dolomitowymi. W segmencie komarowskim występują podobne odmiany litologiczne dolomitów i wapieni o miąższości 35–88 m;. . ogniwo ciecierzyńskie (ogniwo dolomitów, anhydrytów i wapieni z Ciecierzyna) – oboczny odpowiednik ogniwa łosieńskiego. Ogniwo to zbudowane jest z anhydrytów w postaci lamin i gruzłów oraz jednorodnych pakietów, które w zmiennych proporcjach występują w iłowcach dolomitycznych, dolomitach marglistych i wapieniach. Grubsze przeławicenia wapienne mogą zawierać składniki szkieletowe. Lokalnie znaczny udział w profilu ogniwa mają dolomikryty margliste w dwóch odmianach: jasne o laminacji stromatolitowej i ciemne do niemal czarnych o regularnej laminacji. Utwory tego ogniwa ograniczone są do centralnej części segmentu lubelskiego, mają miąższość rzędu 100–120 m.. . ogniwo zubowickie (ogniwo wapieni z Zubowic) – reprezentowane głównie przez wapienie, często ze znacznym udziałem stromatoporoidów i korali (wakstony i rudstony szkieletowe, biolityty). Niższe partie ogniwa zastępowane są przez dolosparyty. Ogniwo zubowickie występuje w całym segmencie komarowskim osiągając maksymalną miąższość 264 m oraz w segmencie lubelskim, gdzie przeciętnie miąższość wynosi 230–245 m (maksymalna około 270 m). W pozostałych częściach basenu ogniwo uległo erozyjnej redukcji przed późnym wizenem;. . ogniwo mełgiewskie (ogniwo biolitytów z Mełgwi) – jednostka wydzielona w stropowej. części. formacji. modryńskiej,. zbudowana. z. wapieni. stromatoporoidowo-koralowcowych o jasnej barwie. Utwory tego ogniwa stwierdzono w pojedynczych profilach segmentu lubelskiego, charakteryzują się one miąższością w zakresie od 10 m do 39 m oraz dużymi zmianami miąższości na niewielkich odległościach; . ogniwo stężyckie (ogniwo wapieni ziarnistych ze Stężycy) – stwierdzone tylko w segmencie stężyckim basenu lubelskiego, wykształcone jako ziarniste wapienie (kalkarenity ze zmiennym udziałem większych bio- i intraklastów), z niewielką 29.

(30) domieszką ilastą (cienkie, horyzontalne smugi faliste). Osady ogniwa stężyckiego powstały w systemach platform węglanowych (przybrzeżne ciała piaszczyste i płycizny glonowe, o silnej na ogół turbulencji) o normalnych morskich warunkach zasolenia i temperatury. Utwory te datowane są na fran (prawdopodobnie fran środkowy i/lub górny). Miąższość rzędu około 55 m, maleje do 40 m w kierunku północno zachodnim, aż do całkowitej redukcji. W trakcie famenu, w wyniku wzmożonej, uwarunkowanej tektonicznie, subsydencji z depocentrum w segmencie lubelskim powstał kompleks zróżnicowanych litologicznie osadów węglanowo-klastycznych o miąższości około 2000 m. W profilu tego piętra wyróżniono szereg jednostek litostratygraficznych (Miłaczewski i in., 1983; Miłaczewski, 1981a; Narkiewicz, 2011a). Formacja bychawska została w całości zaliczona do famenu dolnego (Matyja, 1985; Nehring, 1979). Jej dolna granica przebiega nieco powyżej lub poniżej granicy franu z famenem, natomiast górna granica przebiega prawdopodobnie w pobliżu granicy famenu dolnego i środkowego (Narkiewicz i Bultynck, 2011). Utwory te wykształcone są jako ciemnoszare lub czarne madstony margliste tworzące wkładki, soczewki albo gruzły w obrębie czarnych margli, z ubogim zespołem szczątków organicznych. Osady te występują w postaci kilku lub kilkunastometrowych pakietów regularnie warstwowanych o laminacji horyzontalnej. Osady te powstały w systemie depozycyjnym aktywnego tektonicznie basenu szelfowego z sedymentacją ilasto-węglanową. Formacja występuje w osiowej i południowo-zachodniej części segmentów lubelskiego i stężyckiego. Maksymalną miąższość 700-800 m stwierdzono w centralnej części segmentu lubelskiego. Miąższość maleje w kierunku północno-wschodnim (do 300 m) i południowo-zachodnim (do 400 m). W segmencie stężyckim miąższość jest rzędu 240-160 m (Narkiewicz, 2011a). Formacja firlejska w segmencie komarowskim odpowiada famenowi dolnemu i dolnej części famenu środkowego, natomiast w pozostałej części basenu dolnemu i środkowemu famenowi (Matyja, 1985; Narkiewicz i Bultynck, 2011; Nehring, 1979). Formację budują szare, margliste wapienie gruzłowe. Są to osady zróżnicowane litologicznie od madstonów i szkieletowych jednorodnych wakstonów oraz margli, przez wapienie, o strukturze falisto-gruzłowej, do dominujących wapieni gruzłowych. Osady powstawały w systemie węglanowo-ilastego szelfu, w warunkach morskich, otwartych lub nieco odciętych (pomiędzy platformą węglanową, a basenem szelfowym), o przewadze 30.

(31) sedymentacji ilastej. W segmencie stężyckim miąższość formacji firlejskiej przekracza 90 m, w segmencie komarowskim dochodzi do około 400 m. Maksymalną miąższość 650 m odnotowano w południowo-zachodniej części segmentu lubelskiego. W kierunku północno-wschodnim ulega ona redukcji podewońskiej do 180 m (Narkiewicz, 2011a; Narkiewicz i in., 1998a). Warstwy niedrzwickie – wykształcone są jako ciemnoszare (niemal czarne), regularnie laminowane wapienie ilaste i margliste oraz margle wapniste i dolomityczne, podrzędnie występują iłowce wapnisto-dolomityczne, dolomikryty i piaskowce wapniste lub dolomityczne. Osady formacji powstały w systemie basenu szelfowego z sedymentacją węglanowo-ilastą. Warstwy niedrzwickie stwierdzono w południowo-zachodniej części segmentu lubelskiego, gdzie miąższość wynosi 100-350 m, na pozostałym obszarze miąższość została zredukowana przez erozję podewońską (Narkiewicz, 2011a). Formacja hulczańska – występuje w segmencie komarowskim oraz w północnowschodniej części segmentu lubelskiego i stężyckiego. Budują ją utwory terygenicznoweglanowo-anhydrytowe, wykształcone jako jasnoszare piaskowce wapniste, dolomity, anhydryty i wapienie oraz iłowce i mułowce zielonkawe, podrzędnie zlepieńce z fauną morską. Miłaczewski (1981a) zalicza formację hulczańską do famenu. Osady powstały w marginalnomorśkim systemie klastyczno-węglanowo-siarczanowym na pograniczu sedymentacji morskiej i lądowej, w warunkach aktywnej tektoniki blokowej, na obrzeżu basenu. Osady formacji hulczańskiej osiągają maksymalne miąższości do 300 m. W stropie famenu (najwyższa część utworów formacji hulczańskiej) w północnowschodniej strefie segmentu lubelskiego występuje kompleks pstrych utworów klastycznych. Seria ta reprezentowana jest przez osady o zróżnicowanym uziarnieniu: pstre iłowce i mułowce, jasne piaskowce kwarcowe oraz ciemniejsze, arkozowe i szarogłazowe oraz żwirowce polimiktyczne, zawierające otoczaki skał krystalicznych. Osady te deponowane były w systemie aluwialnym, w pobliżu denudowanych obszarów na co wskazuje występowanie w nich żwirowców. Miąższość tych utworów w rejonie Mełgwi – Łęcznej wynosi od około 100 m do 550 m (Narkiewicz, 2011a). Basen lubelski charakteryzuje się ciągłą sedymentacją morską na granicy syluru i dewonu. Dewon dolny o miąższości do 2000 m, zakończony jest grubą serią lądowych utworów klastycznych formacji zwoleńskiej (Miłaczewski, 1981a). Sedymentacja zachodziła w warunkach stopniowo zwalniającej subsydencji tektonicznej, która w dewonie. środkowym. przeszła. w. stadium 31. relatywnego. wypiętrzenia.. Mocno.

(32) zredukowana sedymentacja, od około 200 m w podłożu rowu lubelskiego do wyklinowania ku NW i NE, zachodziła w tym czasie wyłącznie dzięki podniesieniu eustatycznemu (Narkiewicz i in., 1998b). Depozycja dewonu środkowego (formacja telatyńska) miała charakter cykliczny, przy silnie pionowej zmienności systemów depozycyjnych, od aluwialnych do otwartego szelfu (Narkiewicz i in., 2007, 1998a). Fran budują osady płytkomorskiej platformy węglanowej lub węglanowo-siarczanowej. W środkowym franie wystąpił wzrost subsydencji, szczególnie widoczny w segmencie lubelskim, gdzie rozwinęła się laguna z depozycją siarczanowo-węglanową. W famenie na tym samym obszarze kolejny puls subsydencji doprowadził do utworzenia się depocentrum z sedymentacją osadów marglistych basenu szelfowego i rampy ilasto-węglanowej o miąższości dochodzącej do 2000 m (formacja bychawska i firlejska). Miąższość utworów franu spada w kierunku obrzeżenia rowu lubelskiego (uskoku KazimierzUrsynów i strefy Kocka) (Żelichowski i Kozłowski, 1983). Depocentrum było aktywne w późnym. famenie. i. stanowiło. krawędź. erodowanego. bloku. tektonicznego,. dostarczającego materiał klastyczny (formacja hulczańska). Od turneju po środkowy wizen występowały tu procesy erozji, które lokalnie doprowadziły do usunięcia nawet 1500 m osadów dewonu (Miłaczewski, 1986; Narkiewicz i in., 2007; Żelichowski, 1972).. 32.

(33) 3. Charakterystyka parametrów petrofizycznych skał zbiornikowych Przestrzeń porowa skał jest ośrodkiem złożonym z dużej ilości nieregularnie ułożonych i wykształconych kawern i porów. Średnica, dystrybucja i krętość porów decydują o możliwości gromadzenia i przewodzenia płynów złożowych (ropy naftowej, gazu ziemnego i wód podziemnych) (Leśniak i Such, 2000; Such, 2002a). Dlatego ważnym zagadnieniem jest możliwie dokładne opisanie i scharakteryzowanie przestrzeni porowej skał. W celu wykonania opisu fizycznej przestrzeni porowej skał zbiornikowych należy ilościowo ocenić (Burzewski i in., 2001): . wielkości współczynników porowatości całkowitej, efektywnej i dynamicznej,. . wielkości współczynników przepuszczalności absolutnej, fazowej i względnej,. . geometrii. przestrzeni. porowej. (rozkładu. średnic. porów. nadkapilarnych,. kapilarnych i subkapilarnych), . morfologii porów, krętości kanałów porowych i wielkości powierzchni właściwej przestrzeni porowej,. . właściwości hydrofilowych i hydrofobowych skał. Poprawne określenie struktury przestrzeni porowej umożliwia wyznaczenie. poziomów skał zbiornikowych i uszczelniających oraz scharakteryzowanie parametrów zbiornikowych (m. in. współczynnika przepuszczalności, rozkładu wielkości porów, zawartości wody nieredukowalnej, wielkość powierzchni właściwej) (Such, 2002b). Ważnymi parametrami niezbędnymi do pełnego opisu właściwości zbiornikowych skał i przepływu mediów przez ośrodek skalny są: przepuszczalność oraz nasycenie wodą nieredukowalną (fizycznie związaną). Wielkości te, wraz z porowatością pozwalają prognozować intensywność i rodzaj przepływających mediów (Gąsior i in., 2011). Zróżnicowany genetycznie i skomplikowany strukturalnie oraz teksturalnie charakter skał sprawia, że rozkład i wielkość porowatości i przepuszczalności, decydujących o rodzaju i typie ich przestrzeni porowej oraz właściwościach filtracyjnych i pojemnościowych jest bardzo niejednorodny. Niejednorodność ta zależy od charakteru i typu środowiska depozycyjnego oraz procesów diagenetycznych (Semyrka i in., 2008). Proces transportu i magazynowania płynów złożowych zachodzi w przestrzeni porowej skały. Proces ten jest ciągły od wprowadzenia molekuł węglowodorowych 33.

(34) do przestrzeni subkapilarnej i łączenia ich w pęcherzyk gazowy lub kropelkę ropną, a następnie przemieszczania się wolnej fazy ropnej lub gazowej w przestrzeni kapilarnej. W przestrzeni kapilarnej siły wyporu i gradientu ciśnienia przewyższają siłę ciśnienia kapilarnego, powodując migrację płynu złożowego. Ruch płynu może zachodzić w przestrzeni nadkapilarnej (o średnicy porów d>100 μm), kapilarnej (100 μm>d>1μm), subkapilarnej (d>0,1 μm) oraz w przestrzeni „szczelnej‖ (o średnicy porów d<0,1 μm) (rys. 3.1) (Burzewski i in., 2001). W porach nadkapilarnych przepływ cieczy odbywa się pod wpływem siły ciężkości, zgodnie z prawami klasycznej hydromechaniki. W porach kapilarnych ciecz porusza się pod wpływem sił kapilarnych pokonujących ewentualnie siły ciężkości. Na powierzchni rozdziału fazy stałej i ciekłej (na ściankach porów) na cząstki cieczy działają powierzchniowe siły molekularne. Przepływ cieczy w porach kapilarnych możliwy jest tylko wtedy, gdy siła ciężkości lub siła naporu znacznie przewyższa siły powierzchniowe. W porach subkapilarnych nie jest możliwy przepływ cieczy, która jest silnie związana siłami molekularnymi ze ściankami porów (Plewa i Plewa, 1992; Twardowski i Traple, 2006; Zawisza i Nowak, 2012).. Rys. 3.1. Fizyczny model przestrzeni porowej skał zbiornikowych (Kuśmierek i Semyrka, 2003). Hartmann i Beaumont (1999) zaproponowali klasyfikację skał zbiornikowych w zależności od średnicy porów często używaną w przemyśle naftowym. Zbiorniki 34.

(35) charakteryzujące się przeważającym udziałem średnic porowych (lub rozwartości mikrospękań) mniejszych niż 0,1 μm zalicza się do nanoporowych, od 0,1 – 0,5 μm do mikrporowych, od 0,5 – 2 μm do mezoporowych, średnicy porów od 2-10 μm klasyfikują zbiorniki do makroporowych a powyżej 10 μm do megaporowych (Dolson, 2016; Hartmann i Beaumont, 1999). Perrodon (1980) określił wielkości porów, w których może zachodzić transport węglowodorów biorąc pod uwagę średnicę molekularną metanu (0,0004 μm), średnice molekularne rop (0,006-0,01 μm) oraz średnicę pęcherzyka gazu (0,006-0,008 μm) i średnice kropelek ropy (0,5-2,0 μm). Na podstawie tego wydzielił przestrzeń filtracji skał zbiornikowych z granicami dla transportu gazu o średnicach porów d > 0,1 μm i transportu ropy naftowej d > 1 μm. Biorąc pod uwagę możliwości akumulacji i migracji mediów złożowych w przestrzeni porowej wydziela się trzy klasy pojemnościowe skał zbiornikowych (Perrodon, 1980; Burzewski, Semyrka i Słupczyński, 2001): . niskiej pojemności – porowatość efektywna 3,5–5,0%, przepuszczalność absolutna 1-10 mD;. . średniej pojemności – porowatość efektywna 5–15%, przepuszczalność absolutna 10-100 mD;. . wysokiej pojemności – porowatość efektywna powyżej 15%, przepuszczalność absolutna powyżej 100 mD. W przypadku skał zbiornikowych typu szczelinowego, których porowatości są. rzędu 1–2% mogą być one kwalifikowane do potencjalnych skał zbiornikowych o bardzo niskiej pojemności (Burzewski i in., 2001; Tiab i Donaldson, 2016).. 35.