Łupki sylurskie platformy wschodnioeuropejskiej w Polsce – wybrane problemy poszukiwawcze

£upki sylurskie platformy wschodnioeuropejskiej w Polce

– wybrane problemy poszukiwawcze

Szczepan J. Porêbski

, Wies³aw Prugar

, Jaros³aw Zacharski

Silurian shales of the East European Platform in Poland – some explora-tion problems. Prz. Geol., 61: 468–477.

A b s t r a c t. The pericratonic Silurian shale succession in Poland, despite its reasonably well-constrained geological framework, entails a number of contentious issues that need to be resolved before this emerging shale gas play will enter a stage of successful development. The succession is thought to have originated in a Caledonian foredeep encroaching distally onto a pericratonic shelf ramp. However, the geochemical signature of the mud-rocks is consistent with a cratonic rather than orogenic sourcing, the proximal part of the foredeep basin-fill is apparently missing, and the shale succession juxtaposes in part across the Teisseyre–Tornquist Zone against suspected ter-ranes with no evidence of Silurian tectonism. Organic-rich Llandovery–Wenlock shales form a NW–SE striking central belt that is increasingly calcareous toward the craton (NE) and more silty toward the inferred orogen (SW), with the TOC content decreasing in both directions perpendicular to the strike. The TOC trend seems consistent with the deep-downlap model of black shale deposition suggested for many Paleozoic foredeep basins, but does not quite agree with the outer neritic to upper bathyal depths assumed for the shale deposition.

Preliminary results from three wells drilled by Orlen Upstream in the Lublin Basin indicate that the Llandovery–Wenlock shales were deposited on a distal shelf ramp sheltered from the craton by shelf carbonate shoals and periodically affected by weak storm-generated currents. The impact of storms on water column resulted in intermittent rises of oxygen content in the otherwise anoxic to dysoxic near-bottom conditions. The prospective interval is dominated by calcite-cemented clayey mudstones showing moderate to good reser-voir qualities. It is cut locally by ENE- or NE-dipping, steep fractures favourable for fluid transmissibility, and a NE or SW direction is most advantageous for artificial fracturing. This interval is capped with a Ludlow calcite-cemented, laminated siltstone that forms a regional correlation marker and shows soft-sediment deformations attributable to gravitational collapse on a NE-dipping paleoslope. If correct, this interpretation might imply the encroachment of orogen-fed clinothem system onto the SW-inclined craton-margin shelf ramp.

Keywords: Silurian, black shale, shale gas, unconventional play

Sylurskie czarne ³upki tworz¹ ci¹g³y, ma³o zdeformo-wany pas o d³ugoœci ok. 700 km wzd³u¿ zachodniego sk³onu kratonu wschodnioeuropejskiego w Polsce (ryc. 1). Precyzyjne okreœlenie ich w³asnoœci zbiornikowych, dok³ad-ne oszacowanie (przypuszczalnie du¿ego) potencja³u gedok³ad-ne- gene-racyjnego dla wêglowodorów i obliczenie wydobywalnych zasobów gazu s¹ obecnie przedmiotami intensywnych badañ instytucji przemys³owych, rz¹dowych i naukowych. Sku-teczne udostêpnienie tego obiecuj¹cego systemu wêglo-wodorowego wymaga lepszego zrozumienia przyczyno-wych zwi¹zków miêdzy czynnikami kontroluj¹cymi m.in. rozk³ad, koncentracjê i stopieñ zachowania wêgla orga-nicznego w ³upkach, jak równie¿ ich w³asnoœci geomecha-niczne takie jak porowatoœæ, przepuszczalnoœæ, wytrzyma-³oœæ, podatnoœæ na szczelinowanie itd. Ta wiedza jest klu-czowa dla w³aœciwego planowania otworów wiertniczych. Ewolucja depozycyjna, tektoniczna i historia pogrzebania sylurskiego pasa ³upkowego s¹ stosunkowo dobrze rozpo-znane w skali regionalnej (Poprawa, 2010). Wypracowanie kryteriów do prognozowania wystêpowania stref o znacze-niu komercyjnym w tym heterogenicznym zbiorniku gazu ³upkowego wymaga jednak uzyskania nowych, wielody-scyplinarnych danych podpowierzchniowych oraz ich inte-gracji w modele koncepcyjne, w szczególnoœci facjalno--stratygraficzne o istotnym potencjale predyktywnym. W artykule zwracamy uwagê na niektóre z kluczowych, kontrowersyjnych i nierozwi¹zanych zagadnieñ

geologicz-nych oraz przedstawiamy wstêpne informacje z odwier-conych ostatnio przez Orlen Upstream otworów w basenie lubelskim (Syczyn-OU1 i Berejów-OU1) oraz w rejonie Garwolina (GoŸdzik-OU1) (ryc. 2, 3).

UWARUNKOWANIA TEKTONICZNE Pas dolnopaleozoicznych ³upków w centralnej Polsce znajduje siê na pograniczu platformy wschodnioeuropej-skiej, za³o¿onej na litosferze proterozoicznej, oraz platfor-my paleozoicznej. Jej fundament tworzy mozaika terranów (wschodnia Awalonia, masyw ma³opolski, blok górno-œl¹ski), które uleg³y akrecji do po³udniowo-zachodniej krawêdzi Baltiki wzd³u¿ szerokiej i strukturalnie z³o¿o-nej strefy okreœlaz³o¿o-nej mianem szwu transeuropejskiego (TESZ – Trans-European Suture Zone) (Dadlez i in., 1994, 2005; Berthelsen, 1998; Pharaoh, 1999). Strefa Teisseyre’a– Tornquista (TTZ – Teisseyre–Tornquist Zone) stanowi pó³-nocno-wschodni¹ granicê TESZ i ogranicza od po³udnio-wego zachodu niezdeformowan¹ sukcesjê dolnego paleo-zoiku (ryc. 1). Na podstawie analizy subsydencji mo¿na stwierdziæ, ¿e po póŸnoproterozoicznym ryftowaniu zachod-ni skraj kratonu wschodzachod-nioeuropejskiego przekszta³ci³ siê w szelf krawêdzi pasywnej, który w okresie œrodkowy(?) ordowik–sylur podlega³ fleksuralnemu uginaniu w efekcie kolizji Awalonii i Baltiki (Poprawa i in., 1999; Poprawa & Paczeœna, 2002; Nawrocki & Poprawa, 2006). Zatem

S.J. Porêbski W. Prugar J. Zacharski

1

Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska, Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanis³awa Staszica w Krakowie, al. Mickiewi-cza 30, 30-059 Kraków; spor@agh.edu.pl.

2

utwory sylurskie zachodniej czêœci plat-formy wschodnioeuropejskiej stanowi¹ wype³nienie dystalnej czêœci kaledoñ-skiego rowu przedgórkaledoñ-skiego (Poprawa, 2006).

Potwierdzenie tego pogl¹du mo¿e stanowiæ obecnoœæ sukcesji turbidytów mu³owych i py³owych wieku wenlok– ludlow w zachodniej czêœci basenu ba³tyc-kiego (formacja z Kociewia – Modliñski & Podhalañska, 2010). Mi¹¿szoœæ tej suk-cesji zmniejsza siê ku wschodowi, a wiek jej sp¹gu jest coraz m³odszy w tym samym kierunku. Materia³ klastyczny pochodzi prawdopodobnie z pó³nocno-niemiecko-polskich kaledonidów (Jawo-rowski, 2000). Nale¿y jednak podkreœliæ, ¿e sygnatura geochemiczna materia³u klastycznego wskazuje na zwi¹zek ze stabilnym, kratonicznym Ÿród³em (Krze-miñski & Poprawa, 2006), a wiek U-Pb (SHRIMP) detrytycznych cyrkonów z tych osadów oraz pochodz¹cych ze strefy fa³-dowej Koszalin–Chojnice sugeruje aktyw-noœæ obszarów Ÿród³owych ulokowanych w obrêbie kratonu wschodnioeuropej-skiego (Poprawa i in., 2006). Warto te¿ dodaæ, ¿e dowody na istnienie orogenu kaledoñskiego s¹ szczup³e i ograniczone do pó³nocno-zachodniej Polski, brakuje te¿ wskaŸników obecnoœci proksymalnej czêœci kaledoñskiego basenu przedgór-skiego, a sam perykratoniczny pas ³up-kowy wzd³u¿ znacznej czêœci swego bie-gu kontaktuje poprzez TTZ z masywami ³ysogórskim i ma³opolskim, nie wyka-zuj¹cymi oznak póŸnosylurskiej aktyw-noœci orogenicznej.

Krzywe subsydencji tektonicznej (Poprawa i in., 1999; Poprawa, 2006) wykazuj¹ wybitne przyspieszenie pogr¹¿a-nia w ludlowie i przydolu, ale ich wczeœniejsze segmenty (landower–wenlok) nie s¹ jednoznacznie diagnostyczne, a co za tym idzie – subsydencja w warunkach postryftowego oziêbiania (thermal cooling) jest ci¹gle alternatyw¹ wart¹ rozwa¿enia dla wczesnego syluru na omawianym obsza-rze. Wspomniane niejasnoœci wskazuj¹ na luki w materiale obserwacyjnym i uzasadniaj¹ potrzebê dalszych badañ, skoncentrowanych przede wszystkim na odczytaniu syg-na³u proweniencji ska³ klastycznych, w celu pe³nego roz-poznania œrodowiska geotektonicznego sylurskiego pery-kratonicznego pasa ³upkowego.

REGIONALNE STREFY FACJALNE

Mapa paleogeograficzna wenloku (ryc. 2) obrazuje pasowy uk³ad litofacji o przebiegu NW–SE, w którym udzia³ materia³u wêglanowego w ska³ach drobnoziarni-stych zwiêksza siê w kierunku pó³nocno-wschodnim od centralnej strefy ³upków ilastych, a domieszka py³u siliko-klastycznego roœnie na po³udniowy zachód od tej strefy (Modliñski, 2010). Ponadto zawartoœæ wêgla organicznego wydaje siê byæ najwy¿sza w strefie ³upków ilastych lando-weru–wenloku i zmniejszaæ obocznie w miarê oddalania od niej (Poprawa, 2010). Obserwacje te wskazuj¹ na dosta-wê materia³u drobnoziarnistego zarówno z mieszanych,

klastyczno-wêglanowych wybrze¿y szelfu perykratonicz-nego (Modliñski i in., 2006), jak i hipotetyczperykratonicz-nego, zachod-niego Ÿród³a orogenicznego, co najmniej w czêœci ba³tyc-kiej pasa ³upkowego (Jaworowski, 2000; Poprawa, 2006), a tak¿e implikuj¹ dwubiegunowy gradient facjalny. Je¿eli za³o¿yæ, ¿e depozycja sukcesji sylurskiej zachodzi³a w dystal-nej czêœci basenu fleksuralnego, wskazywa³oby to na obec-noœæ retrogradacyjnych i progradacyjnych zestawów para-sekwencji (zapewne z przewag¹ tych pierwszych) w ska³ach mu³owych obrze¿enia wêglanowych facji szelfowych oraz na dominacjê procesów regresji depozycyjnej (normal re-gression) dalej na zachód, o czym œwiadczy m.in. progra-dacja litosomu turbidytowego formacji z Kociewia w kie-runku wschodnim. W takim ujêciu g³ównymi czynnikami kontroluj¹cymi architekturê stratygraficzn¹ sukcesji ³up-kowej by³yby gradient subsydencji po³¹czony z wysokim tempem dostawy materia³u klastycznego w szybko obni¿a-j¹cej siê, zachodniej czêœci fleksury (rów przedgórski sensu stricto) oraz sk³adowa eustatyczna pojemnoœci akomodacyj-nej w perykratonicznym segmencie basenu. W obrazie wiel-koskalowym mog³oby to przejawiaæ siê obecnoœci¹ serii wy-klinowañ zstêpuj¹cych skierowanych ogólnie na wschód powy¿ej skondensowanej sukcesji landoweru–(?)wenloku. Sprawdzenie tej hipotezy ma rozliczne implikacje facjalno--stratygraficzne, w tym równie¿ dla prawid³owej predyk-cji wystêpowania interwa³ów wzbogaconych w materiê organiczn¹, ale mo¿e byæ poza zasiêgiem rozdzielczoœci

DF OF KLF HCF CT Bornholm Ba³tyk Baltic Berlin Gdañsk Wilno Vilnius Brno Praga Prague Wroc³aw Kraków Poznañ _Warszawa Warsaw

?

TTZ

TTZ –strefa Teisseyre'a Tornquista– –

Teisseyre Tornquist Zone

USB –blok górnoœl¹ski

Upper Silesia Block

CDF –przypuszczalny front deformacji kaledoñskiej

inferred Caledonian deformation front

VDF –przypuszczalny front deformacji waryscyjskiej

inferred Variscan deformation front

DF –uskok Dolska

Dolsk Fault OF –

uskok Odry

Odra Fault

HCF –uskok œwiêtokrzyski

Holy Cross Fault

KLF –linia uskokowa Kraków–Lubliniec –

Kraków Lubliniec fault zone

CT –frontalne nasuniêcie karpackie

frontal Carpathian thrust

platforma wschodnioeuropejska E a s t E u r o p e a n P l_a t_f o r m m a s y w c z e s k i B o h e m i a n M a s s i f

Ryc. 1. Lokalizacja basenów sylurskich na zachodnim obrze¿eniu kratonu wschodnio-europejskiego na tle przedpermskich jednostek tektonicznych Polski (Mazur & Jarosiñski, 2006, zmienione). Zasiêg szwu transeuropejskiego zaznaczono bia³ymi skoœnymi liniami Fig. 1. Location of pericratonic Silurian basins within the main pre-Permian tectonic units of Poland (Mazur & Jarosiñski, 2006, modified). Extent of the Trans-European Suture Zone marked by white, diagonal lines

aktualnie dostêpnych przekrojów sejs-micznych. Niemniej wydaje siê ono mo¿-liwe w przypadku zastosowania metod wysokorozdzielczej stratygrafii wspar-tych wynikami studiów proweniencji.

LITOFACJE

I ŒRODOWISKO DEPOZYCYJNE Zwi¹zek genetyczny miêdzy depozy-cj¹ czarnych ³upków a okresami wzmo-¿onej subsydencji fleksuralnej jest arche-typowy dla wczesnego paleozoiku, jak wynika to z pozycji geotektonicznej ³up-ków Utica, Marcellus i Barnett w base-nach przedgórskich orogenu takoñskie-go, akadyjskiego i Ouachita (Eoff, 2012). Dla tych formacji ³upkowych sugerowa-ny jest model depozycji na g³êbokowod-nym podnó¿u klinoform sk³onów szelfo-wych (deep-downlap model) w fleksu-ralnie ugiêtym, „wyg³odzonym” basenie, w którym przyrost tektonicznie generowa-nej pojemnoœci akomodacyjgenerowa-nej znacznie przewy¿sza tempo dostawy materia³u kla-stycznego (Ettensohn, 1994; zob. te¿ alter-natywn¹ interpretacjê w: Smith & Leone, 2010). W tym modelu najwiêksza kon-centracja materii organicznej jest ograni-czona do stref maksymalnej subsydencji, gdzie sta³e warunki beztlenowe wzmac-niaj¹ potencja³ fosylizacyjny wêgla orga-nicznego niezale¿nie od stopnia produk-tywnoœci wód przypowierzchniowych (Demaison & Moore, 1980). Po³o¿enie sylurskiego pasa ³upkowego na dystal-nym obrze¿u perykratonicznego szelfu wêglanowego sugeruje jednak p³ytsz¹ batymetriê, ni¿ wynika³oby to z takiego modelu. W aktualnych interpretacjach zak³ada siê depozycjê tych ³upków na szelfie zewnêtrznym pog³êbiaj¹cym siê w kierunku po³udniowo-zachodnim do g³êbokoœci górnego batia³u (Teller, 1997; Jaworowski, 2000; Modliñski i in., 2006; Podhalañska, 2009; Modliñski & Pod-halañska, 2010). W takim œrodowisku rozwój osadów drobnoziarnistych obfi-tuj¹cych w nieutlenion¹ materiê orga-niczn¹ mo¿e odzwierciedlaæ: 1) roz-przestrzenianie siê g³êbokich, anoksycz-nych wód poni¿ej pyknokliny na p³ytki szelf w trakcie transgresji (Wignall, 1991) lub 2) sytuacjê, w której przydenna anok-sja jest wynikiem samej wysokiej pro-duktywnoœci wód przypowierzchniowych (Calvert & Pedersen, 1992).

Otwory Berejów-OU1 i Syczyn-OU1 s¹ zlokalizowane w basenie lubelskim nieco na pó³nocny wschód od wschod-niej granicy strefy ³upków ilastych (ryc. 2). £upki landoweru i wenloku stanowi¹ce g³ówny obiekt zainteresowania przemy-s³u naftowego s¹ tu wykszta³cone g³ów-nie jako ciemnoszare i szare (N2–N4), J C S O Cm J C S D O Cm Cr Cr Q Q 2879 m TD 2613 m TD 30 m 585 m 745 m 1588 m 2513 m 2580 m 2835 m 2765 m 1815 m 1367 m 15 m 535 m 650 m sylur Silurian ordowik Ordovician kambr Cambrian prekambr Precambrian dewon Devonian karbon Carboniferous jura Jurassic kreda Cretaceous czwartorzêd Quaternary SYCZYN-OU1 BEREJÓW-OU1 J C S Cr 3004 m TD 555 m 673 m 1320 m 2286 m D ROZKOPACZEW-1 J C S D O Cm Cr Q 4154 m TD 2969 m 2890 m 2008 m 1441 m 17 m 555 m 650 m BUSÓWNO-IG1 Pcm 3580 m GODZIK-OU1 Q Cr J C O Cm S Tr T P 17 m 247 m 905 m 1207 m 1560 m 1658 m 2169 m 4216 m 4195 m 4148 m perm Permian trias Triassic trzeciorzêd Tertiary g³êbokoœæ [m p.p.t.] depth [m b.s.l.]

TD –g³êbokoœæ koñcowa otworu

terminal depth of the well

Q Tr Cr J T P C D S O Cm Pcm

Ryc. 3. Stratygrafia otworów Berejów-OU1, Syczyn-OU1 i pobliskich otworów w basenie lubelskim. Lokalizacjê otworów przedstawiono na ryc. 2

Fig. 3. Stratigraphy of the Berejów-OU1, Syczyn-OU1 and adjacent wells in the Lublin Basin. For location of the wells see Fig. 2

Warta Wis³a Wis³a San Narew BEREJÓW-OU1 SYCZYN-OU1 GODZIK-OU1 wzrostudzia³u wêglanów increasing carbonate content Bydgoszcz Kowno Kaunas Kaliningrad Gdañsk Olsztyn Toruñ Poznañ Warszawa Warsaw Bia³ystok Lublin Radom Brzesc Brest Ÿród³o orogeniczne? orogenic source? 0 100 km strefa Teisseyre’a–Tornquista Teisseyre–Tornquist Zone otwory wiernicze boreholes

zasiêg utworów wenloku

extent of Wenlock deposits

granice pañstw state borders litofacja ilasto-mu³owcowa clay-mudstone lithofacies litofacja ilasta clay lithofacies

litofacja ilasta z soczewkami wapieni

clay lithofacies with limestone lenses

litofacja ilasto-wapienna

clay-limestone lihofacies

litofacja wapienno-marglista

limestone-marl lithofacies

Ryc. 2. Litofacje wenloku rozpoznane w perykratonicznej sukcesji ³upkowej (Modliñski i in., 2010 w: Modliñski, 2010, zmienione)

Fig. 2. Wenlock lithofacies belts recognized in the pericratonic shale succession (Modliñski et al., 2010 in: Modliñski, 2010, modified)

rzadziej czarne mu³owce ilaste, wapniste i dolomityczne, zwykle maj¹ce subteln¹ laminacjê poziom¹, podkreœlon¹ przez smugi py³u wêglanowego i silikoklastycznego oraz soczewkowate skupienia materii organicznej (ryc. 4). Licz-ne s¹ graptolity oraz piryt wystêpuj¹cy w konkrecjach, laminach i w formie rozproszonej. Mu³owce laminowane zawieraj¹ liczne przewarstwienia cienkich bruków biokla-stycznych oraz od milimetrowej do decymetrowej mi¹¿-szoœci utworów piroklastycznych (tufy i bentonity), a tak¿e wczesnodiagenetyczne konkrecje kalcytowe, w wiêkszoœci o typie „kuli armatniej”, czêsto otoczone stosunkowo mi¹¿szymi strefami ugiêæ kompakcyjnych (ryc. 5, 6). Rzad-sze s¹ wk³adki py³owców frakcjonowanych i laminowa-nych; ich mi¹¿szoœæ i czêstoœæ ich wystêpowania wzrasta w mu³owcach ludlowu, w których odnotowano te¿ pojedyn-cze wyst¹pienia mi¹¿szych (do 4,5 m) interwa³ów osuwisk rotacyjnych i fa³dów osuwiskowych (ryc. 5).

Aktywnoœæ pr¹dow¹, towarzysz¹c¹ okazjonalnie depo-zycji mu³owców, co jest pokazane na rycinie 6, dokumen-tuj¹: 1) izolowane soczewki riplemarkowe i laminy py³o-we, czêsto z pogr¹zami w sp¹gach, 2) nieci¹g³e, gruboœci pojedynczych ziaren bruki bioklastyczne, na ogó³ zdomi-nowane przez cz³ony krynoidów, 3) wypuk³e w górê zesta-wy nachylonych lamin, przypominaj¹ce cienkie odmiany przek¹tnego warstwowania kopu³owego (trójwymiarowe riplemarki falowe), 4) stosunkowo liczne niskok¹towe powierzchnie erozyjne oraz 5) strome rozciêcia odpowia-daj¹ce najprawdopodobniej hieroglifom rynnowym (por. Lis, 2010). Indeks bioturbacji jest niski (BI = 0–1); zaob-serwowano tylko kilka centymetrowej mi¹¿szoœci inter-wa³ów, w których aktywnoœæ infauny doprowadzi³a do niemal ca³kowitej destrukcji pierwotnej laminacji (B = 4), a regu³¹ jest alternacja interwa³ów niezbioturbowanych i nieznacznie zbioturbowanych w skali od centymetrów do metrów. Rozpoznawalne ichnotaksony reprezentuj¹ nie-zmiennie ma³e odmiany Planolites, Chondrites, Phycosi-phon oraz sporadycznie wystêpuj¹cy Teichichnus.

Na podstawie podanych informacji mo¿na s¹dziæ, ¿e depozycji mu³u z zawiesiny towarzyszy³o oddzia³ywanie sporadycznych, s³abych pr¹dów trakcyjnych, prawdopo-dobnie generowanych przez sztormy. Obecnoœæ warstw

burzowych w basenie ba³tyckim by³a wczeœniej sygnalizo-wana przez Jaworowskiego (2002). Brak gruboziarnistych osadów sztormowych mo¿e w tym przypadku odzwiercie-dlaæ po³o¿enie dna morskiego poni¿ej podstawy falowania przeciêtnych sztormów, obecnoœæ budowli wêglanowych na szelfie t³umi¹cych energiê fal burzowych lub, co naj-bardziej prawdopodobne, w¹ski zakres wielkoœci ziarna w dostêpnym materiale. Destrukcja stratyfikacji wód przez zdarzenia sztormowe u³atwia krótkotrwa³¹ wentylacjê przydennej kolumny wody i przerywa anoksjê (Schieber, 1994), co jest spójne z obserwowanym ubogim zestawem ichnofauny i – jak siê wydaje – g³ównie „wydarzeniowym” sposobem jej wystêpowania. Jest zatem prawdopodobne, ¿e pierwotna produktywnoœæ i wzglêdnie p³ytkowodna, zapewne sezonowa anoksja/dysoksja (np. Tyson & Pear-son, 1991) odgrywa³y istotn¹ rolê w akumulacji nieutlenio-nej materii organicznieutlenio-nej we wczesnosylurskich ³upkach, chocia¿ nie jest wykluczone, ¿e w przypadku podwy¿szo-nych koncentracji wêgla organicznego w ³upkach rhudda-nu mo¿e mieæ zastosowanie model ograniczonej cyrkulacji (Podhalañska, 2009).

Podwy¿szone zawartoœci TOC (total organic carbon) w osiowej strefie ³upków ilastych landoweru i wenloku mog¹ odzwierciedlaæ: 1) minimum tlenowe zewnêtrznego szelfu (p³ytkowodna anoksja) lub – co wydaje siê mniej prawdopodobne – 2) batymetrycznie najg³êbsz¹ czêœæ ugiêcia fleksuralnego (model ograniczonej cyrkulacji). P³ytko-wodna anoksja w basenie przedgórskim implikuje wzrost zawartoœci materii organicznej w kierunku jego krawêdzi kratonicznej (Smith & Leone, 2010), w przeciwieñstwie do modelu Wignalla (1991), zgodnie z którym wzrost powi-nien nastêpowaæ w kierunku przeciwnym. Pierwsza opcja wydaje siê bardziej adekwatna do publikowanych faktów. Niemniej jednak istotne odstêpstwa od trendu NE–SW, jak maksimum zawartoœci wêgla organicznego w basenie pod-laskim (20%) i spadek jego udzia³u w kierunku po³udniowo--wschodnim w basenie lubelskim (Klimuszko, 2002; Popra-wa, 2010), wyraŸnie wskazuj¹ na potrzebê poszukiwania rozwi¹zañ alternatywnych w celu skutecznej predykcji wystêpowania stref wzbogaconych w materiê organiczn¹ w skali lokalnej. Rozwi¹zania takie powinny uwzglêdniaæ

Teichichnus

and burrow mottling

i struktury bioturbacyjne Teichichnus

mu³owiec laminowany z konkrecjami pirytu

laminated mudstone with nodular pyrite

konkrecje i rozproszone ziarna pirytu

disseminated and nodular pyrite

spêkana strefa cementacji wêglanowej

fractured, carbonate-cemented zone

spêkania zabliŸnione kalcytem otwarte podczas operacji rdzeniowania

calcite-filled fractures opened during coring operations

laminy i riplemarki zbudowane z py³u wêglanowego

carbonate silt ripples and laminae

kwarc quartz i³ clay wêglany carbonates A C

B Ryc. 4. A – g³ówne sk³adniki ska³

mu³owco-wych w otworze Syczyn-OU1. B – fotografia mu³owca wapnistego (landower) maj¹cego lami-nacjê i zawieraj¹cego drobny detrytus szkiele-towy, bioturbacje, konkrecje pirytowe i zabliŸ-nione kalcytem spêkania otwarte w czasie rdze-niowania. C – obraz mikroskopowy mu³owca laminowanego py³owcem, z widocznymi czar-nymi warstewkami i grudkami materii orga-nicznej oraz licznymi owalnymi soczewkami wype³nionymi py³owcem, intepretowanymi jako mikrobioturbacje

Fig. 4. A – main constituents of Silurian mud-rocks in the Syczyn-OU1 well. B – close-up view of a Llandovery calcareous mudstone with silt lamination, fine skeletal debris, bioturbation, pyrite nodules, and calcite-cemented fractures opened during coring operations. C – micro-scopic image of a silt-laminated mudstone, sho-wing black stringers and clots of organic matter and numerous oval, silt-filled lenses interpreted as microburrows

rolê czynników œródbasenowych, w tym tektonicznie uwa-runkowanej fizjografii basenu, która – jak siê wydaje – stwarza³a warunki do rozwoju zatok estuariowych i osio-wej redystrybucji materia³u klastycznego.

REGIONALNY MARKER KORELACYJNY (SEJSMIT?)

W basenie lubelskim, powy¿ej ³upków sylurskich o eko-nomicznym znaczeniu, ok. 200–250 m nad stropem ordo-wickich wêglanów, wystêpuje warstwa wykazuj¹ca niskie wartoœci promieniowania gamma, która tworzy regionalny marker korelacyjny w utworach ludlowu na tym obszarze

(ryc. 7). W otworze Syczyn-OU1 warstwa ta (o mi¹¿szoœci 4,5 m) jest zbudowana ze scementowanego kalcytem, laminowanego py³owca i mu³owca (ryc. 5A). W obrazie FMI laminacja wykazuje nachylenie 30°SW, natomiast ca³a warstwa wystêpuje w obrêbie pakietu mu³owców o po³ogim, monoklinalnym upadzie regionalnym 4°WSW (ryc. 8A), przy czym jej strop i sp¹g nie wykazuj¹ œladów podgiêæ, które mo¿na by wi¹zaæ z wleczeniem po stromym uskoku. Laminacja jest przeciêta przez liczne subhoryzon-talne uskoki synsedymentacyjne, zarówno normalne, jak i odwrócone, oraz zawiera drobne, ptygmatyczne fa³dy, diapirowe struktury iniekcyjne i pseudonodule (ryc. 8B, C), wskaŸnikowe dla deformacji podatnej nasyconego

WENLOK WENLOCK LUDLOW LUDLOW LANDOWER LLANDOVER Y 2530 2540 2550 2560 2570 2580 2590 2600 2610 2620 2630 2640 2650 2660 2670 2680 2690 2700 2710 2720 2730 2740 2750 2760 2770 2,50 G/C3 3,00 RHO8 0 GR API 370 pir yt pyrite bioturbacje bioturbation spêkania fractures TOC [%] kwarc [%] quartz [%] wêglany [%] carbonates [%] 10 20 30 40 0 50 mu³owiec mudstone py³owiec siltstone utwory osuwiskowe slide deposits tuf tuff wapienie ordowiku Ordovician limestones bruki szkieletowe skeletal lags konkrecje wêglanowe carbonate concretions mu³owiec z laminami py³owca mudstone with silt laminae

A

B

Ryc. 5. A – profil interwa³u rdzeniowanego w otworze Syczyn-OU1 przedstawiaj¹cy g³ówne litologie i pionow¹ zmiennoœæ wybranych cech osadu. B – granica miêdzy wapieniami ordowiku i ³upkami landoweru, interpretowana jako powierzchnia transgresywnej erozji (linia kropkowana). Pêkniecie rdzenia w œrodku fotografii przebiega przez cienk¹ warstwê tufu Fig. 5. A – log of the cored section from the Syczyn-OU1 well, showing main lithologies and the distribution of selected sedi-ment properties. B – boundary between the Ordovician limestones and the overlying Llandovery shales, which is interpreted as a ravinement surface (dotted line). Horizontal split of the core in the centre of the photograph follows a tuff layer

2000 2100 2200 1600 1650 1700 1750 1800 1850 2100 2200 2300 2300 2400 2500 2400 2500 2600 2500 2600 2700 4000 4100

SIEDLISKA-IG1 BEREJÓW-OU1 KROWIE BAGNO-IG1 SYCZYN-OU1 BUSÓWNO-IG1 £OPIENNIK-IG

NW SE 2300 2400 strop ordowiku top of Ordovician SYCZYN-OU1 BEREJÓW-OU1 TARKAWICA-3

scementowana kalcytem warstwa py³owca

calcite-cemented siltstone 1547,8 2039,4 2228,4 2309,3 2444,3 3874,1 1892,1 SSTVD 1:2000 0,00gAPI300,00 GR SSTVD 1:2000 0,00gAPI300,00 GR SSTVD 1:2000 0,00gAPI300,00 GR SSTVD 1:2000 0,00gAPI300,00 GR SSTVD 1:2000 0,00gAPI300,00 GR SSTVD 1:2000 0,00gAPI300,00 GR SSTVD 1:2000 0,00gAPI300,00 GR

Ryc. 7. Korelacja miêdzyotworowa pokazuj¹ca regionalny zasiêg scementowanej kalcytem warstwy py³owca (kolor ¿ó³ty) w basenie lubel-skim (g³êbokoœæ pomierzona poni¿ej poziomu morza)

Fig. 7. Well-log correlation showing the conspicuous lateral persistence of low gamma-ray, calcite-cemented siltstone (yellow) throughout much of the Lublin Basin (depth below sea level)

1 cm

A B C

D E F

1 cm 1 cm

1 cm 1 cm

Ryc. 6. Struktury sedymentacyjne w mu³owcach wapnistych w rdzeniach z otworu Syczyn-OU1: A – nachylona powierzchnia erozyjna (linia przerywana), B – wype³nienie stromego rozmycia interpretowane jako hieroglif rowkowy, C – bruk bioklastyczny zawieraj¹cy zimbrykowane cz³ony krynoidów (w kó³ku), D – soczewki riplemarkowe i laminacja pozioma z pogr¹zami, E – wypuk³y ku górze zestaw lamin o erozyjnym sp¹gu przypominaj¹cy warstwowanie przek¹tne kopu³owe, F – wczesnodiagenetyczna konkrecja wêglanowa otoczona ugiêciem kompakcyj-nym laminacji. Szerokoœæ ilustrowanego rdzenia wynosi 7 cm

Fig. 6. Sedimentary structures in calcareous mudstones cored in the Syczyn-OU1 well: A – inclined erosional surface (dashed line), B – steep--sided scour-and-fill interpreted as gutter cast, C – skeletal lag showing imbricated crinoid stems (encircled), D – silt ripple lenses and plane parallel laminae showing load-casted bases, E – section through an erosively based, convex-up laminaset resembling hummocky cross--stratification, F – early diagenetic carbonate concretion surrounded by compactionally bent lamination. Width of the illustrated core is 7 cm

wod¹ osadu. Obserwacje te sugeruj¹ pendepozycyjn¹ rotacjê pakietu lamin w obrêbie zeœlizgu/osuwiska na paleosk³o-nie o biegu NW–SE. W otworze Berejów-OU1 omawiana warstwa jest elementem monokliny o orientacji 10°WSW (ryc. 8D) i wykazuje deformacje hydroplastyczne o nieco innym stylu. W rdzeniu stwierdzono fragment stromego fa³du stoj¹cego o wysokoœci 50 cm oraz antyformê œciêt¹ wzd³u¿ p³aszczyzny osiowej o biegu od NW–SE do WNW– ESE (ryc. 8E, F). Deformacje te s¹ interpretowane jako struktury osuwiskowe.

Jeœli wzi¹æ pod uwagê regionalny zasiêg markera korela-cyjnego, czysto lokalne pochodzenie deformacji hydropla-stycznych jest ma³o prawdopodobne. Obserwacje wskazuj¹

raczej na kolaps grawitacyjny podmor-skiego stoku o przebiegu NW–SE, byæ mo¿e w efekcie wstrz¹su sejsmicznego. Sugeruj¹ to gêsta sieæ synsedymentacyj-nych uskoków i obfitoœæ towarzysz¹cych im struktur z odwodnienia (ryc. 8C), tak zawi³y styl deformacji nie jest bowiem typowy dla zeœlizgów i osuwisk genero-wanych przez zwiêkszon¹ dostawê mate-ria³u klastycznego na sk³on. W zeœli-zgach/osuwiskach rotacyjnych pierwot-ne warstwowanie zapada zwykle w kie-runku macierzystej niszy. Na podstawie tego kryterium mo¿na sugerowaæ, ¿e w ludlowie paleosk³on miêdzy otworami Syczyn-OU1 i Berejów-OU1 by³ nachy-lony w kierunku pó³nocno-wschodnim, tj. przeciwnie do nachylenia szelfu pery-kratonicznego. Z uwagi na brak wiedzy o wergencji fa³dów osuwiskowych na wiêkszym obszarze jest to tylko hipoteza robocza, niemniej jednak interesuj¹ca, im-plikowa³aby bowiem zasilanie klinoform sk³onu ze Ÿród³a orogenicznego (ryc. 9).

ROLA

STRATYGRAFII SEKWENCJI Gdy bioproduktywnoœæ wód przypo-wierzchniowych jest du¿a, stopieñ kon-centracji wêgla organicznego w osadach morskich jest kontrolowany g³ównie przez zwi¹zek miêdzy oscylacjami po³o¿enia wzglêdnej bazy erozyjnej a dostaw¹ mate-ria³u klastycznego, co opisuje najlepiej metodologia stratygrafii sekwencji. Roz-poznanie zapisu osadowego tych oscyla-cji jest istotne dla in¿ynierii z³o¿owej, poniewa¿ wp³ywaj¹ one na zawartoœæ kwarcu detrytycznego, wêglanów, krze-mionki pochodzenia organicznego i piry-tu, determinuj¹cych w³asnoœci geomecha-niczne ³upkowych ska³ zbiornikowych (Lash & Engelder, 2011). W systemie sylurskim wschodniej czêœci basenu ba³-tyckiego rozpoznano 10 sekwencji depo-zycyjnych (Lazauskiene i in., 2003), jed-nak podobny podzia³ perykratonicznej sukcesji ³upkowej w Polsce zosta³ zaled-wie rozpoczêty (Jaworowski, 2000, 2002; Modliñski & Podhalañska, 2010).

Na podstawie przyk³adów z Ameryki Pó³nocnej Slatt (2011) zaproponowa³ uproszczony model sekwencji niekonwencjonalnych zbiorników ³upkowych. W tym modelu sekwencja ³upkowa spoczywa na regional-nej niezgodnoœci, czêsto amalgamowaregional-nej z powierzchni¹ transgresywnej erozji (ravinement surface), i sk³ada siê z dwóch czêœci. Czêœæ dolna, o wysokich wartoœciach pro-mieniowania gamma, jest wzbogacona w minera³y ilaste i materiê organiczn¹ oraz wykazuje oznaki kondesacji stra-tygraficznej. Czêœæ górna charakteryzuje siê ni¿szymi war-toœciami promieniowania gamma, na ogó³ ma gradacyjny sp¹g i stanowi sekwencjê z³o¿on¹, która w zale¿noœci od skali rozdzielczoœci biostratygraficznej mo¿e byæ rozpo-ziomowana na sekwencje wy¿szego (drugiego–czwartego)

spêkania fractures osuwisko rotacyjne rotational slide g³ównie spêkania mainly fractures fa³d osuwiskowy? slump fold? laminacja _lamination laminacja _lamination 0° 90° 0° 90° PG GR PG GR 2560 m 2260 m 2270 m 2550 m œrednica caliper œrednica caliper Syczyn OU-1 Berejów OU-1 A D B r E F C

Ryc. 8. Obrazy FMI, orientacja struktur planarnych (A, D) oraz struktury deformacyjne (B, C, E, F) w scementowanym kalcytem py³owcu tworz¹cym regionalny poziom korela-cyjny w basenie lubelskim (por. ryc. 7). B – sp¹gowa czêœæ rotacyjnego zeœlizgu/osuwiska podœcielona wygiêt¹ p³aszczyzn¹ odk³ucia (linia kropkowana). Strop stratygraficzny zaznaczony strza³kami. Mi¹¿szoœæ interwa³u wynosi 1,5 m. C – laminacja w zrotowa-nym pakiecie przeciêta drobzrotowa-nymi, antytetyczzrotowa-nymi uskokami i zawieraj¹ca liczne œlady up³ynnieñ. E – obalony fa³d osuwiskowy przykryty antyform¹ przeciêt¹ uskokiem odwróconym (r) z up³ynnion¹ lamin¹ w skrzydle sp¹gowym. Strop stratygraficzny zaznaczony strza³kami. Mi¹¿szoœæ interwa³u wynosi 1 m. F – zbli¿enie fa³du osuwisko-wego ze œladami up³ynnieñ w prawej dolnej czêœci ryc. 8E

Fig. 8. FMI images, orientation of planar structures (A, D), and soft sediment deformations (B, C, E, F) encountered in the calcite-cemented siltstone forming a regional correlation mar-ker in the Lublin Basin (see Fig. 7). B – rotational packet based by a non-planar glide(?) surface (dotted line). Arrows show the younging direction. Thickness of the section is 1.5 m. C – close-up view of the rotational packet, showing corrugated and liquefied silt laminae and numerous antithetic soft-sediment faults. E – large, upright to overturned slump fold overlain by the oppositely verging antiform that is dissected by a reverse fault (r) showing liquefied laminae in the footwall. Thickness of the section is 1 m. F – close-up view of the inferred slump fold, showing the contorted and liquefied silt laminae in the right lowermost part of Fig. 8E

rzêdu. Najwiêksze koncentracje materii organicznej wydaj¹ siê byæ ograniczone do interwa³u skondensowanego zawie-raj¹cego powierzchniê maksimum transgresji odzwiercie-dlaj¹c¹ czas najdalszej pozycji linii brzegowej w kierunku l¹du (Loutit i in., 1988) oraz do bezpoœrednio nadleg³ych utworów deponowanych na pocz¹tku regresji normalnej (Curiale i in., 1992), gdy tempo przyrostu pojemnoœci ako-modacji zaczyna zwalniaæ. Interwa³y te odpowiadaj¹ póŸnej fazie transgresywnego ci¹gu systemowego oraz wczesnemu ci¹gowi wysokostanowemu, chocia¿ nale¿y dodaæ, ¿e ca³y system transgresywny mo¿e byæ wzbogacony w wêgiel organiczny w basenowych czêœciach szelfu podlegaj¹cych szybkiej transgresji (Wignall, 1991; Bohacs, 1998).

Perykratoniczna sukcesja sylurska jest podœcielona w sp¹gu przez regionaln¹ niezgodnoœæ i hiatus (hirnant– wczesny landower), przechodz¹ce ku zachodowi w korela-tywn¹ zgodnoœæ. Niezgodnoœæ jest interpretowana jako efekt regresji eustatycznej wymuszonej przez hirnanckie zlodowacenie Gondwany, a nastêpnie postglacjalnej trans-gresji i globalnej anoksji (Modliñski i in., 2006; Podhalañ-ska, 2009; Modliñski & PodhalañPodhalañ-ska, 2010). Zdaniem Lazauskiene i wspó³autorów (2003) transgresja landower-ska zbieg³a siê w czasie z inicjacj¹ ugiêcia fleksuralnego. W otworach Syczyn-OU1 i Berejów-OU1 omawiana nie-zgodnoœæ oddziela ordowickie wapienie bez oznak ekspo-zycji subaeralnej od ciemnoszarych, laminowanych i lokalnie zbioturbowanych mu³owców wapnistych górnego(?) lan-doweru zawieraj¹cych drobne klasty wapienia w strefie kontaktu (ryc. 5B) i jest tu interpretowana jako powierzch-nia transgresywnej erozji. W otworze GoŸdzik-OU1 (rejon Garwolina) ³upkowy interwa³ graniczny o nieokreœlonym jeszcze bli¿ej wieku i o mi¹¿szoœci 4,5 m zawiera wk³adki diamiktytów piaszczysto-ilastych z rozproszonym ¿wirkiem, zdeponowanych najprawdopodobniej z p³ywaj¹cego lodu (Kêdzior i in., 2013; por. te¿ Modliñski, 1982). Cykliczna zmiennoœæ czêstotliwoœci prze³awiceñ py³owcowych, zawar-toœci minera³ów ilastych i wêglanowych oraz intensywno-œci bioturbacji dostarcza wskazówek do identyfikacji para-sekwencji. W szczególnoœci poziomy wczesnodiagene-tycznych konkrecji wêglanowych odzwierciedlaj¹ okresy

kondesacji stratygraficznej i mog¹ zawieraæ powierzchnie zalewu. Dwie potencjalne powierzchnie maksimum trans-gresji s¹ rozpoznawalne w osadach górnego(?) landoweru i œrodkowego wenloku. Wystêpowanie licznych graptoli-tów i warstw piroklastycznych stwarza dobre perspektywy dla datowañ biostratygraficznych i geochronologicznych (prace w toku).

W£ASNOŒCI ZBIORNIKOWE

W obu badanych otworach z obszaru basenu lubelskie-go upad warstw sylurskich jest monoklinalny i wynosi 3°WSW (Syczyn-OU1) i 9°W (Berejów-OU1), warstwy te nie zawieraj¹ œladów deformacji tektonicznej z wyj¹tkiem interwa³ów spêkanych i niewielkich uskoków. Strefy lokalnej kompresyjnej deformacji otworu wiertniczego (breakouts) wskazuj¹ na kierunek maksymalnego naprê¿enia poziome-go N–S (7–187°), co jest zpoziome-godne z regionalnym polem naprê¿eñ (Heidbach i in., 2008). Liczne spêkania pojedyn-cze i strefy spêkañ rozpoznano na rdzeniach i pomierzono na obrazach FMI. S¹ to g³ównie strome (ok. 70°) spêkania zamkniête o submilimetrowej aperturze, scementowane kal-cytem. W otworze Syczyn-OU1 dominuj¹ spêkania o biegu NW–SE, w otworze Berejów-OU1 zmiennoœæ kierunków jest wiêksza, z dominuj¹cym kierunkiem NE–SW i pod-rzêdnym NW–SE.

Sylurskie ³upki cechuj¹ siê porowatoœci¹ efektywn¹ wynosz¹c¹ do 4,7%, przepuszczalnoœci¹ do 240 nD i zawar-toœci¹ wêgla organicznego do 3,5%. Mimo ¿e te wartoœci te nie wydaj¹ siê zbyt wysokie, niektóre interwa³y stratygra-ficzne spe³niaj¹ kryteria wymagañ ekonomicznych, co razem z obfitymi objawami gazu w czasie wiercenia uzasadnia przeprowadzenie testów produkcyjnych w otworach pozio-mych. Warto te¿ dodaæ, ¿e nawet przy stosunkowo niskich zawartoœciach TOC mo¿liwe jest uzyskanie du¿ych prze-p³ywów gazu, o ile ska³y zbiornikowe znajduj¹ siê w oknie suchego gazu i pod mi¹¿szym nadk³adem, czego przy-k³adów dostarcza eksploatacja gazu z formacji Haynesville (Spain & Anderson, 2010; R. Miller – informacja ustna 2013) . SW NE

TTZ

siltstones and mudstones

ciemne mu³owce zewnêtrznego szelfu

outer-shelf dark mudstones

g³êbokowodne ciemne mu³owce

deep-water black mudstones

zród³o orogeniczne klastyków

orogenic clastic source

niezgodnoœc hirnancka

Hirnantianunconformity

perykratoniczny szelf wêglanowy

pericratonic carbonate shelf

wzrost rozcieñczania materii organicznej wêglanami

increasing dilution of organic matter with carbonates

wzrost rozcieñczania materii organicznej silikoklastykami

increasing dilution of organic matter with siliciclastics

potencjalne wyklinowania

potential stratal lap-outs

strefa Teisseyre'a–Tornquista

Teisseyre–Tornquist Zone

TTZ –

Ryc. 9. Uproszczony, roboczy model depozycyjno-stratygraficzny ³upków landoweru–dolnego ludlowu Fig. 9. Simplified depositional-stratigraphic model for Llandovery–Lower Ludlow shales

Czêste wystêpowanie cementów wêglanowych (kalcyt 1–13%, dolomit 1–17%) podnosi wskaŸnik kruchoœci i zdolnoœæ do pêkania ska³y zbiornikowej. Kalcyt jest rów-nie¿ g³ównym sk³adnikiem wczesnodiagenetycznych kon-krecji, które s¹ gêsto rozmieszczone w rdzeniowanych interwa³ach i na ogó³ stanowi¹ bariery dla obserwowanych spêkañ naturalnych. Zbadanie wp³ywu tych konkrecji na anizotropiê mechaniczn¹ i jakoœæ zbiornika mo¿e byæ istot-ne dla w³aœciwego planowania i udostêpniania otworów poziomych (por. Suarez-Rivera, 2011). Analiza geomecha-niczna sugeruje, ¿e dominuj¹cy system stromych spêkañ równoleg³ych do biegu strukturalnego (NW–SE) wykazuje wspó³czeœnie wysok¹ sk³adow¹ œcinaj¹c¹ i niskie naprê¿e-nie pionowe, co jest korzystne dla przep³ywu fluidów. Symulacje trajektorii otworów horyzontalnych wskazuj¹, ¿e kierunki NE i SW s¹ najkorzystniejsze do prowadzenia szczelinowania w rejonach spenetrowanych przez wierce-nia Syczyn-OU1 i Berejów-OU1 (Ruehlicke & Hansen, 2012).

PODSUMOWANIE

Aktualny stan wiedzy o geologii sylurskiego perykra-tonicznego pasa ³upkowego w Polsce, choæ zaawansowa-ny, wydaje siê wci¹¿ niewystarczaj¹cy do prawid³owego oszacowania jego potencja³u wêglowodorowego i pomyœl-nego udostêpnienia tego obiecuj¹cego systemu gazonoœ-nego. Szczególny nacisk w badaniach podstawowych nale-¿y po³onale-¿yæ na: 1) oszacowanie roli kratonicznych i oroge-nicznych Ÿróde³ w dostawie drobnoziarnistego materia³u silikoklastycznego oraz znaczenia transportu adwekcyj-nego w jego redystrybucji, 2) wyizolowanie czynników depozycyjno-diagenetycznych rz¹dz¹cych trendami rozk³adu zawartoœci wêgla organicznego w skali regionalnej i lokal-nej oraz 3) rozpoziomowanie sukcesji sylurskiej w katego-riach wysokorozdzielczej stratygrafii sekwencji, poniewa¿ oscylacje wzglêdnej bazy erozyjnej maj¹ zasadniczy wp³yw na stopieñ koncentracji materii organicznej oraz na wiele innych w³asnoœci ³upkowej ska³y zbiornikowej.

Zaproponowany w artykule uproszczony model depo-zycyjno-stratygraficzny zak³ada sedymentacjê ciemnych mu³owców landoweru–ludlowu w strefie usytuowanej w zewnêtrznej czêœci perykratonicznej rampy szelfowej i przylegaj¹cej od zachodu do szerokiego przedpola po³o-giej, progradacyjnej klinoformy zasilanej ze Ÿród³a oroge-nicznego (ryc. 9). Alternatyw¹ dla pryzmy jest pokrywa z „tortow¹” stratygrafi¹ i ze sp¹giem z wyklinowaniami wstêpuj¹cymi w kierunku wschodnim. Depozycja mia³a miejsce w warunkach wzglêdnie p³ytkowodnej anoksji/ dysoksji, okresowo przerywanej oddzia³ywaniem natlenio-nych pr¹dów sztormowych. Podnó¿e klinoformy w jej naj-m³odszych wi¹zkach znajdowa³o siê na g³êbokoœci prawdo-podobnie niewiele wiêkszej ni¿ podstawa falowania ekstre-malnych sztormów (200 m?). Maksimum koncentracji TOC znajduje siê w dystalnej czêœci rampy; materia organiczna jest rozcieñczona w kierunku pó³nocno-wschodnim mate-ria³em wêglanowym, a w kierunku po³udniowo-zachodnim materia³em silikoklastycznym. Wstêpne wyniki z otworów wykonanych przez Orlen Upstream w basenie lubelskim wskazuj¹, ¿e ³upki sylurskie maj¹ w³asnoœci zbiornikowe od œrednich do dobrych, co uzasadnia podjêcie prób pro-dukcyjnych w otworach poziomych

Niniejszy artyku³ zawiera nieznacznie rozszerzon¹ wersjê prezentacji przedstawionej na II Konferencji ShaleScience (16– 17 maja 2012 r., Warszawa). Autorzy dziêkuj¹ Arkadiuszowi Buniakowi, Arturowi Kêdziorowi, Mariuszowi Paszkowskiemu oraz Magdalenie Pi¹tkowskiej za dyskusjê i cenne uwagi.

LITERATURA

BERTHELSEN A. 1998 – The Tornquist Zone northwest of the Carpa-thians: an intraplate pseudosuture. GFF, 120: 223–230.

BOHACS K.M. 1998 – Contrasting expressions of depositional sequences in mudrocks from marine to non-marine environs. [W:] Schieber J. i in. (red.) Mudstones and shales. Vol. 1. Characte-ristics at the basin scale: Stuttgart, Schweizerbart’sche Verlagsbu-chhandlung: 32–77.

CALVERT S.E. & PEDERSEN T.F. 1992 – Organic carbon accumula-tion and preservaaccumula-tion in marine sediments: how important is anoxia? [W:] Whelan J.K. & Farrington J.W. (red.) Organic matter: productivi-ty, accumulation, and preservation in recent and ancient sediments. Columbia Univ. Press, New York: 231–263.

CURIALE J.A., COLE R.D. & WITMER R.J. 1992 – Application of organic geochemistry to sequence stratigraphic analysis: four corners platform area, New Mexico, U.S.A. Org. Geochem., 19: 53–65, 67–75.

DADLEZ R., GRAD M. & GUTERCH A. 2005 – Crustal structure below the Polish Basin: is it composed of proximal terranes derived from Baltica? Tectonophysics, 411: 111–128.

DADLEZ R., KOWALCZEWSKI Z. & ZNOSKO J. 1994 – Some key problems of the pre-Permian tectonics of Poland. Geol. Quart., 38: 169–190.

DEMAISON G.J. & MOORE G.T. 1980 – Anoxic environments and oil source bed genesis. AAPG Bull., 64: 1179–1209. EOFF J.D. 2012 – Global prediction of continuous hydrocarbon accumulations in self-sourced reservoirs. USGS Open-File Report 2012–1091: 1–4.

ETTENSOHN F.R. 1994 – Tectonic control on formation and cyclicity of major Appalachian unconformities and associated stratigraphic sequences. SEPM Conc. Sediment. Paleont., 4: 217–242.

HEIDBACH O., TINGAY M., BARTH A., REINECKER J., KURFEß D. & MÜLLER B. 2008 – The World Stress Map based on the database release 2008 [www.world-stress-maorg].

JAWOROWSKI K. 2000 – Facies analysis of the Silurian shale--siltstone succession in Pomerania (northern Poland). Geol. Quart., 44: 297–315.

JAWOROWSKI K. 2002 – Profil dolnego paleozoiku w pó³nocnej Polsce – zapis kaledoñskiego stadium rozwoju basenu ba³tyckiego. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 58: 9–10.

KÊDZIOR A., PASZKOWSKI M. & PORÊBSKI S.J. 2013 – Opis rdzeni z otworu GoŸdzik-OU1. Raport dla Orlen Upstream. Arch. Orlen Upstream.

KLIMUSZKO E. 2002 – Utwory syluru po³udniowo-wschodniej Polski jako ska³y potencjalnie macierzyste dla dewoñskich rop naftowych. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 402: 75–100.

KRZEMIÑSKI L. & POPRAWA P. 2006 – Geochemia klastycznych osadów ordowiku i syluru ze strefy Koszalin–Chojnice i zachodniej czêœci basenu ba³tyckiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 186: 123–148. LASH G.G. & ENGELDER T. 2011 – Thickness trends and sequence stratigraphy of the Middle Devonian Marcellus Formation, Appala-chian Basin: implications for Acadian foreland basin evolution. AAPG Bull., 95: 61–103.

LAZAUSKIENE J., SLIAUPA S., BRAZAUSKAS A. & MUSTEIKIS P. 2003 – Sequence stratigraphy of the Baltic Silurian succession: tectonic control on the foreland infill. Geol. Soc. London Spec. Publ., 208: 95–115.

LIS P. 2010 – Drobnoziarniste osady górnoordowicko-dolnosylurskie basenu podlasko-lubelskiego. Prz. Geol., 58: 259–262.

LOUTIT T.S., HARDENBOL J., VAIL P.R. & BAUM G.R. 1988 – Condensed sections: the key to age determination and correlation of continental margin sequences. [W:] Wilgus C.K. i in. (red.) Sea-level changes: an integrated approach. SEPM Spec. Publ., 42: 183–213.

MAZUR S. & JAROSIÑSKI M. 2006 – Budowa geologiczna g³êbokie-go pod³o¿a platformy paleozoicznej po³udniowo-zachodniej Polski w œwietle wyników eksperymentu sejsmicznego POLONAISE’97. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 188: 203–222.

MODLIÑSKI Z. 1982 – Rozwój litofacjalny i paleotektoniczny ordo-wiku na obszarze platformy prekambryjskiej w Polsce. Pr. Inst. Geol., 102: 1–66.

MODLIÑSKI Z. (red.) 2010 – Atlas paleogeologiczny podpermskiego paleozoiku kratonu wschodnioeuropejskiego w Polsce i na obszarach s¹siednich 1 : 2 000 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

MODLIÑSKI Z. & PODHALAÑSKA T. 2010 – Outline of the litho-logy and depositional features of the Lower Paleozoic strata in the Polish part of the Baltic region. Geol. Quart., 54: 109–121. MODLIÑSKI Z., SZYMAÑSKI B. & TELLER L. 2006 – Litostraty-grafia syluru polskiej czêœci obni¿enia peryba³tyckiego – czêœæ l¹dowa i morska (N Polska). Prz. Geol., 54: 787–796.

NAWROCKI J. & POPRAWA P. 2006 – Development of Trans-European Suture Zone in Poland: from Ediacaran rifting to Early Palaeozoic accretion. Geol. Quart., 50: 59–76.

PHARAOH T.C. 1999 – Palaeozoic terranes and their lithospheric boundaries within the Trans-European Suture Zone (TESZ): a review. Tectonophysics, 314: 17–41.

PODHALAÑSKA T. 2009 – PóŸnoordowickie zlodowacenie Gondwany – zapis zmian œrodowiskowych w sukcesji osadowej obni¿enia ba³tyc-kiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 193: 1–132.

POPRAWA P. 2006 – Rozwój kaledoñskiej strefy kolizji wzd³u¿ zachodniej krawêdzi Baltiki oraz jej relacje do basenu przedpola. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 186: 189–214.

POPRAWA P. 2010 – Potencja³ wystêpowania z³ó¿ gazu ziemnego w ³upkach dolnego paleozoiku w basenie ba³tyckim i lubelsko--podlaskim. Prz. Geol., 58: 226–249.

POPRAWA P. & PACZEŒNA J. 2002 – Rozwój ryftu w póŸnym neoproterozoiku–wczesnym paleozoiku na lubelsko-podlaskim sk³onie kratonu wschodnioeuropejskiego – analiza subsydencji i zapisu facjalnego. Prz. Geol., 50: 49–63.

POPRAWA P., PASZKOWSKI M., FANNING M.C., PÉCSKAY Z., NAWROCKI J. & SIKORSKA M. 2006 – Charakterystyka geochro-nologiczna obszarów Ÿród³owych dla dolnopaleozoicznych utworów

z NW kratonu wschodnioeuropejskiego oraz strefy Koszalin–Chojnice; datowania detrytycznych ³yszczyków (K/Ar) i cyrkonów (U/Pb SHRIMP). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 186: 149–164.

POPRAWA P., ŠLIAUPA S., STEPHENSON R. & LAZAUSKIENE J. 1999 – Late Vendian–Early Palaeozoic tectonic evolution of the Baltic Basin: regional implications from subsidence analysis. Tectonophysics, 314: 219–239.

RUEHLICKE B. & HANSEN B. 2012 – Berejow-OU1 and Syczyn-OU1: FMI based structural geology and geomechanics. Erksfiord Report, 59. Arch. Orlen Upstream.

SCHIEBER J. 1994 – Evidence for episodic high energy events and shallow-water deposition in the Chattanooga Shale, Devonian, central Tennessee, U.S.A. Sediment. Geol., 93: 193–208.

SLATT R.M. 2011 – Important geological properties of unconventional resource shales. Cent. Eur. J. Geosci., 3: 435–448.

SMITH L.B. & LEONE J. 2010 – Integrated characterization of Utica and Marcellus black shale gas plays, New York State. Search Discov., article #50289.

SPAIN D.R. & ANDERSON G.A. 2010 – Controls on reservoir quality and productivity in the Haynesville Shale, northwestern Gulf of Mexico Basin. Gulf Coast Ass. Geol. Soc. Trans, 60: 657–668.

SUAREZ-RIVERA R. 2011 – Heterogeneity and anisotropy on tight shales. [W:] McLennan J. (red.) Workshop on evolution of the men-tal picture of tight shales. Monograph of the 1stShale Science Con-ference, Copernicus Science Centre, Warsaw, Poland, March 28–29, 2011: 97–115.

TELLER L. 1997 – The subsurface Silurian in the East European Platform. Palaeont. Pol., 56: 7–21.

TYSON R.V. & PEARSON T.H. 1991 – Modern and ancient continen-tal shelf anoxia: an overview. [W:] Tyson R.V. & Pearson T.H. (red.) Modern and ancient continental shelf anoxia. Geol. Soc. London Spec. Publ., 58: 1–24.

WIGNALL P.B. 1991 – Model for transgressive black shales? Geology, 19: 167–170.