Karboński etap rozwoju basenu lubelskiego jako główne stadium generacji węglowodorów w utworach młodszego paleozoiku Lubelszczyzny — wyniki modelowań geologicznych (PetroMod)

Karboñski etap rozwoju basenu lubelskiego jako g³ówne stadium generacji

wêglowodorów w utworach m³odszego paleozoiku Lubelszczyzny

— wyniki modelowañ geologicznych (PetroMod)

Pawe³ Henryk Karnkowski*,**

Carboniferous time in the evolution of the Lublin Basin as the main hydrocarbon formation stage in the Lublin area — results of the geological modelling (PetroMod). Prz. Geol., 51: 783–790.

S u m m a r y. One of the petroleum play elements is to determine organic matter maturity zones. In the case of hydrocarbon exploration in the Lublin area it mainly pertains to Devonian and Carboniferous deposits. Geological knowledge of local of stratigraphy, lithology, subsidence and erosion rates enables to provide data for computer modelling. The knowledge of calibrating parameters (e.g.) present temperatures, values of the vitrinite reflectance and CAI) is here also satisfactory. Results of the computer modelling (PetroMod) made possible to prepare the map of heat flow values for the Middle to Upper Devonian and Carboniferous period. These values are very high (90–130 mW/m2) and can be comparable to the magnitude of the heat flow in rift zones. Correctness of the obtained results was confirmed by investigations on homogenization temperatures of cement inclusions in the Devonian and Carboniferous rocks. Evolu-tion of the organic matter maturity in the Lublin area obtained as result of computer–aided simulaEvolu-tions (PetroMod) shows that Car-boniferous stage of the basin formation was the main phase for oil and gas generation. The reorganization of the Lublin Basin into the Lublin Synclinorium which in turn became included in the Polish Basin at the Late Jurassic time did not influence crucially the hydro-carbon generation in the Devonian and Carboniferous deposits. Present distribution of the organic matter maturity zones indicates that Devonian rocks are in the most cases overmature whereas the Carboniferous ones are in the oil and gas window. The planning of further exploration should take into account also results of the hydrocarbon generation modelling in the Lublin area.

Key words: basin analysis, petroleum play, Lublin Basin

Intensywne rozpoznawanie geologiczne Lubelszczyzny trwa ju¿ od ponad czterdziestu lat. Powodem tak znaczne-go zainteresowania geologów tym regionem jest wystêpo-wanie z³ó¿ wêgla oraz gazu ziemnego i ropy naftowej. Odkrycia z³ó¿ wêglowodorów datuj¹ siê w tym rejonie od 1967 r. (z³o¿e gazowe Komarów, Karnkowski, 1993). Znaczna liczba wierceñ, wykonanych w latach szeœædzie-si¹tych i siedemdzieszeœædzie-si¹tych, umo¿liwi³a dobre rozpoznanie litologii, stratygrafii i tektoniki utworów paleozoicznych (g³ównie dewoñskich i karboñskich) wype³niaj¹cych syn-klinorium lubelskie***).. _{Liczne publikacje}

podsumowy-wuj¹ce ten okres maj¹ do dzisiaj znaczenie fundamentalne (Chi¿niakow & ¯elichowski, 1974; Guterch i in., 1986; Mi³aczewski, 1981; Po¿aryski & Dembowski, 1983; ¯eli-chowski, 1972, 1983; ¯elichowski & Koz³owski, 1983). Z punktu widzenia niniejszej pracy bardzo wa¿nym elemen-tem w rozpoznaniu geofizycznym omawianego obszaru by³o okreœlenie wspó³czesnych i minionych stosunków ter-micznych. W drugiej po³owie lat siedemdziesi¹tych uka-za³o siê kilka artyku³ów poœwiêconych temu zagadnieniu (Majorowicz, 1975, 1978; Drwiêga, 1979; Drwiêga & Myœko, 1980). Istotn¹ cezurê w publikowaniu opracowañ z

Lubelszczyzny stanowi rok 1983 — ukazuje siê wtedy praca Majorowicza, Marka i Znoski (1983) omawiaj¹ca ówczesny stan wiedzy i pogl¹dów na zagadnienia pale-ogeotermii w synklinorium lubelskim. Warto tutaj zacyto-waæ konkluzjê omawianego artyku³u, gdzie autorzy (Majorowicz i in., 1983) stwierdzaj¹, ¿e ...na

Lubelszczy-Ÿnie paleogradienty geotermiczne, okreœlone na podstawie refleksyjnoœci witrynitu oraz krzywych subsydencji i erozji, s¹ drastycznie wy¿sze od gradientów temperatury obser-wowanych wspó³czeœnie....

Do kompleksowego opracowania zagadnieñ stopnia dojrza³oœci materii organicznej w utworach dewonu i kar-bonu oraz problemów generacji wêglowodorów na LubelszczyŸnie powrócono dopiero w drugiej po³owie lat dziewiêædziesi¹tych (Merta i in., 1996). Dysponowano ju¿ wtedy wiêksz¹ liczb¹ oznaczeñ refleksyjnoœci witrynitu i wskaŸnikiem przeobra¿enia barwy konodontów (Grotek i in., 1998) oraz programami komputerowymi umo¿li-wiaj¹cymi jednowymiarowe (na bazie pojedynczego profi-lu wiertniczego) modelowanie warunków generacji wêglowodorów (Burzewski i in., 1998).

Przystêpuj¹c do modelowañ dwuwymiarowych (wzd³u¿ wybranych przekrojów geologicznych) autor dys-ponowa³ wiêc bogat¹ baz¹ danych publikowanych oraz ró¿norodnymi konkluzjami wynikaj¹cymi z poprzednich opracowañ. Celem niniejszych studiów sta³o siê wiêc przedstawienie modelu ewolucji generacji wêglowodorów w basenie lubelskim oraz skonstruowanie map przedsta-wiaj¹cych zmiennoœæ dojrza³oœci materii organicznej na wybranych powierzchniach strukturalnych. Prezentowane studium wpisuje siê wiêc w ci¹g prac poprzedników i jest tylko skromnym dope³nieniem zagadnienia warunków generacji wêglowodorów na LubelszczyŸnie.

G³ówne cechy geologiczne basenu lubelskiego

Basen lubelski jest zlokalizowany w zachodniej, przy-krawêdziowej strefie kratonu wschodnioeuropejskiego *Wydzia³ Geologii Uniwersytetu Warszawskiego, ul. ¯wirki

i Wigury 93, 02-089 Warszawa; karnkowski@uw.edu.pl **PGNiG S.A, Oddzia³ Górnictwo Naftowe — Biuro Geolo-giczne Geonafta, ul. Jagielloñska 76, 03-301 Warszawa

***Poniewa¿ w ostatnim czasie powsta³y pewne kontrowersje wokó³ nazewnictwa i genezy form strukturalnych na LubelszczyŸnie (por. Antonowicz i in., 2003; Dadlez, 2003; Krzywiec & Narkie-wicz, 2003; NarkieNarkie-wicz, 2003) w niniejszym artykule autor u¿y-wa okreœlenia synklinorium lubelskie na okreœlenie strukturalnej (geometrycznej) formy wystêpowania omawianych utworów paleozoicznych. Nazwa basen lubelski natomiast jest u¿ywana w znaczeniu paleogeograficznym i paleotektonicznym, w odniesie-niu do rozwoju sedymentacji, subsydencji, wynoszenia i erozji utworów paleozoicznych w okresie dewonu i karbonu

(ryc. 1). Od po³udniowego zachodu do platformy wschod-nioeuropejskiej przylega na LubelszczyŸnie masyw ma³opolski o kadomskim wieku konsolidacji (Po¿aryski & Tomczyk, 1968). W neoproterozoiku i starszym paleozo-iku istnia³ tutaj basen sedymentacyjny, który by³ czêœci¹ zespo³u basenów w zachodniej czêœci platformy wschod-nioeuropejskiej (Po¿aryski & Tomczyk, 1968; Po¿aryski, 1977; Po¿aryski & Kotañski, 1979; Areñ & Lendzion, 1978; Jaworowski, 1978, 1997; Poprawa i in., 1999; Popra-wa & Paczeœna, 2002). G³ównym typem litologicznym sedymentacji wczesnopaleozoicznej s¹ ska³y klastyczne, a tylko podrzêdnie wystêpuj¹ margle i wk³adki wapieni. W sylurze dominuj¹c¹ litofacj¹ s¹ ³upki graptolitowe, znane zarówno z Lubelszczny, jak i obszaru £ysogór. W jednost-ce ³ysogórskiej jest ci¹g³e przejœcie sedymentacyjne miê-dzy sylurem a dewonem (Tomczyk i in., 1977). Równie¿ ci¹g³e przejœcie od syluru do dewonu jest na LubelszczyŸnie, gdzie i³owce i mu³owce sylurskie z graptolitami prze-chodz¹ w zgodnie na niej le¿¹c¹ formacjê sycyñsk¹ (mor-skie i³owce z soczewkami wapieni. Ponad formacj¹ sycyñsk¹ le¿y szara formacja czarnoleska (piaskowce, i³owce i mu³owce), która z kolei przechodzi w czerwone utwory oldredowe formacji zwoleñskiej (Mi³aczewski, 1981, 2002). Formacja zwoleñska w osi basenu lubelskie-go osi¹ga mi¹¿szoœæ 1300–1500 m. Mi¹¿szoœæ ta maleje zarówno w kierunku NE, jak i SW oraz w kierunku NW uskoku Grójca, który zapewne ju¿ w emsie wykazywa³ aktywnoœæ synsedymentacyjn¹. Poniewa¿ trudno jedno-znacznie zestawiæ mi¹¿szoœci osadów na LubelszczyŸnie starszych od emsu, to stwierdzenie, ¿e wzór rozk³adu mi¹¿szoœci osadów old redu by³ podobny do dobrze udoku-mentowanych depocentrów w œrodkowym i póŸnym dewo-nie oraz w karbodewo-nie, jest szaledewo-nie istotne dla genezy basenu lubelskiego, którego pocz¹tek mo¿na ju¿ umiejscawiaæ we wczesnym dewonie. W latach siedemdziesi¹tych sprawa ta nie by³a jeszcze dobrze rozpoznana i w Atlasie... (¯eli-chowski & Koz³owski, 1983) zestaw map litofacjal-no-mi¹¿szoœciowych rozpoczyna siê dopiero od eiflu. Dla autora w³aœnie te mapy by³y podstaw¹ do konstrukcji prze-krojów geologicznych (ryc. 2), a tak¿e analizy subsydencji i erozji osadów dewoñskich oraz karboñskich. Autorem map dla dewonu jest L. Mi³aczewski, a dla karbonu A. M.

¯elichowski. Ka¿dy z nich przyj¹³ swój autorski podzia³ stratygraficzny; st¹d w dewonie wydzielenia chronostraty-graficzne, a w karbonie — litostratygraficzne. Oczywiœcie do modelowañ geologicznych trzeba u¿ywaæ jednostek chronostratygraficznych i st¹d pewne dopasowanie przez autora wydzieleñ u¿ywanych w Atlasie...(...) do wymogów procedury poprawnego przygotowania danych. Z natury rzeczy granice jednostek litostratygraficznych nie pokry-waj¹ siê z granicami chronostratygraficznymi i tak samo jest w przypadku Lubelszczyzny. Stworzone i u¿ywane przez A. M. ¯elichowskiego takie wydzielenia jak forma-cje: Huczwy, Terebina, Dêblina, Lublina, Magnuszewa, znakomicie pozwalaj¹ rozdzieliæ profil karbonu na podsta-wie cech litologicznych. Uniwersalnoœæ stosowania takich rozwi¹zañ zapewne przyœwieca³a kreatorowi wy¿ej wymienionych jednostek i pomimo pewnych niedogodnoœci zwi¹zanych z koniecznoœci¹ dopasowywania ich do skali chronostratygraficznej (Harland i in., 1990) pozostan¹ one w powszechnym u¿yciu.

Analiza litofacjalno-mi¹¿szoœciowa

Przygotowuj¹c dane do modelowañ trzeba na etapie analizy subsydencji w basenie lubelskim zwróciæ przede wszystkim uwagê na dwa elementy: mi¹¿szoœæ i rodzaj litofacji poszczególnych wydzieleñ. Eifel reprezentuje tutaj œrodkow¹ czêœæ formacji zwoleñskiej, która charak-teryzuje siê wystêpowaniem klastycznych osadów pstrych we wschodniej czêœci basenu oraz wapieni, dolomitów i anhydrytów w czêœci zachodniej. Pomimo znacznego znicowania litofacjalnego nie obserwuje siê istotnych ró¿-nic mi¹¿szoœciowych, gdy¿ zarówno w obszarze facji piaskowcowej, jak i facji wêglanowo-anhydrytowej maksy-malna mi¹¿szoœæ nie przekracza z regu³y wartoœci 200 m.

W ¿ywecie panuje podobny uk³ad litofacjalny jak w eiflu, ale mi¹¿szoœci s¹ nawet dwukrotnie wiêksze. Porów-nuj¹c jednak wielkoœæ subsydencji tektonicznej ¿ywetu i eiflu stwierdza siê ich du¿e podobieñstwo (Narkiewicz i in., 1998). Na ogó³ w dewonie œrodkowym obserwuje siê wygasanie tempa subsydencji.

Górny dewon to drastyczna odmiana facjalna i mi¹¿szoœciowa. We franie wystêpuj¹ wy³¹cznie litofacje

0 50 km

z³o¿a wêglowodorów w utworach dewonu lub karbonu w synklinorium lubelskim

oil and gas fields in the Devonian or Carboniferous deposits in the Lublin Synclinorium area

Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V

obecny zasiêg karbonu

present extent of the Carboniferous

Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów Stê¿yca

Ryc. 2. Lokalizacja przekrojów geologicznych wykorzystywa-nych do modelowania ewolucji dojrza³oœci materii organicznej w utworach dewonu i karbonu na obszarze synklinorium lubelskiego Fig. 2. Location of the geological cross-sections used by the author for 2D modelling of organic matter evolution in the Devonian and

Warszawa Kielce Toruñ Poznañ Szczecin Pi³a Koszalin Wroc³aw Kraków NORTH GERMAN-POLISH CALEDONIDES WOLSZTYN RIDGE KRATON WSCHODNIOEUROPEJSKI

EAST EUROPEAN CRATON

KARPATY CARPATHIANS WARYSCYDY VARISCIDES GRZBIET WOLSZTYNA KALEDONIDY PÓ£NOCNE NIEMIECKO-POLSKIE BLOK £YSOGÓRSKI £YSOGÓRY BLOCK BLOK GÓRNOŒL¥SKI UPPER SILESIAN BLOCK MASYW MA£OPOLSKI MA£OPOLSKA MASSIF zasiêg polskiego basenu czer wonego sp¹gowca extent of the Polish Rotliegend Basin 100 km WIEK KONSOLIDACJI: CRUSTAL CONSOLIDATION: ALPEJSKI ALPINE HERCYÑSKI HERCYNIAN KALEDOÑSKI CALEDONIAN KADOMSKI CADOMIAN PRZEDGRENWILSKI PRE-GRENVILLIAN

Radom Pu³awyLublin

Krasnystaw Hrubieszów Obecny zasiêg karbonu w synklinorium lubelskim Present extent of the Carboniferous

in the Lublin Synclinorium

MASYW CZESKI

BOHEMIAN MASSIF

BLOK MA£OPOLSKI

KIELCE BLOCK

Ryc. 1. Obecny zasiêg wystêpowania utworów karboñskich w synklinorium lubelskim na tle mapy konsolidacji pod³o¿a

wêglanowe (wapienie i dolomity) o mi¹¿szoœciach nie-rzadko przekraczaj¹cych 500 m. Famen ni¿szy to te¿ g³ównie wapienie, ale o mi¹¿szoœciach przekraczaj¹cych nawet 1800 m. Z powodów znacznej erozji podewoñskiej famen wy¿szy jest znany tylko w centralnej czêœci basenu, gdzie jego mi¹¿szoœæ dochodzi do 200 m. Znamienny jest fakt, ¿e w po³udniowo-wschodniej czêœci zachowanych osadów górnofameñskich wystêpuj¹ znów facje klastycz-ne, co œwiadczy o znacznym spadku wielkoœci subsydencji w koñcu dewonu. Etap póŸnodewoñski rozwoju basenu lubelskiego charakteryzuje siê wiêc znacznym przyœpie-szeniem tempa subsydencji w stosunku do okresu poprzed-niego, ale ju¿ z koñcem dewonu tempo to wyraŸnie s³abnie, a w niektórych miejscach mo¿e dochodziæ do wynoszenia i erozji wczeœniej zdeponowanych osadów. W szczególnoœci mo¿e to dotyczyæ pó³nocno-zachodnich rubie¿y basenu lubelskiego.

W turneju i znacznej czêœci wizenu na LubelszczyŸnie dosz³o do przerwy w sedymentacji i wyniesienie obszaru. W wyniku erozji znaczna czêœæ osadów górnodewoñskich zosta³a usuniêta, a w brze¿nych czêœciach basenu dosz³o niekiedy do ich ca³kowitego zaniku (¯elichowski, 1972; 1987). Dodatkowym argumentem za du¿¹ aktywnoœci¹ tektoniczn¹ tego okresu s¹, gdzie niegdzie zachowane, resztki pokryw lawowych oraz tufów i tufitów. Dopiero z koñcem wizenu (formacja Huczwy) do basenu lubelskiego wkracza transgresja morska pozostawiaj¹c wapienie i mar-gle z przewarstwieniami i³owców i mu³owców (Skompski, 1996; Waksmundzka, 1998) o mi¹¿szoœci nie przekra-czaj¹cej 300 m.

Najwy¿szy wizen górny i namur A (formacja terebiñ-ska) to paraliczno-limniczny zespó³ i³owców i mu³owców z wk³adkami wêgli, wapieni i piaskowców. Mi¹¿szoœæ tej formacji w centrum basenu przekracza 500 m, a wartoœæ subsydencji tektonicznej jest porównywalna do tej z póŸ-nego dewonu (por. Narkiewicz i in., 1998).

Formacja dêbliñska (najwy¿szy namur A do najni¿sze-go westfalu A) to g³ównie piaskowce z przewarstwieniami i³owców i mu³owców z wk³adkami wêgli i wapieni; mak-symalne mi¹¿szoœci osi¹gaj¹ wartoœæ 500 m. Wy¿ej le¿¹ca formacja lubelska — wêglonoœna ma podobn¹ skalê mi¹¿szoœciow¹. Podstawowym typem litologicznym s¹ tutaj i³owce i mu³owce z pok³adami wêgla kamiennego oraz wk³adkami (tylko w dolnej czêœci) piaskowców i wapieni (Skompski, 1996). Tempo subsydencji tektonicz-nej by³o zbli¿one do poprzedniego okresu (por. Narkiewicz i in., 1998).

Najm³odsza (westfal C–D — stefan?) formacja karboñska w basenie lubelskim (formacja magnuszewska) charakte-ryzuje siê podobnym wykszta³ceniem jak formacja lubel-ska, z t¹ ró¿nic¹, ¿e w i³owcowo-mu³owcowym profilu prawie brak jest wk³adek wêgli, a poziomy piaskowców s¹ czêstsze i mi¹¿sze. Sporadycznie wystêpuj¹ wk³adki tufi-tów. Górna czêœæ osadów zosta³a zerodowana, ale maksy-malne zachowane mi¹¿szoœci nie przekraczaj¹ 800 m. Bior¹c pod uwagê znaczny czas depozycji formacji magnuszewskiej mo¿na powiedzieæ, ¿e z koñcem karbonu tempo subsydencji wyraŸnie spad³o w stosunku do westfa-lu, czy póŸnego dewonu (por. Narkiewicz i in., 1998).

Podsumowuj¹c rozwa¿ania o subsydencji w basenie lubelskim w okresie dewonu i karbonu mo¿na stwierdziæ, ¿e w obu okresach wartoœci subsydencji ca³kowitej by³y podobne i osi¹gnê³y maksymalnie ok. 2000 m. Równie¿ i lokalizacja depocentrów dewoñskiego i karboñskiego pokrywa siê niemal idealnie, czyli jest zlokalizowana ok. 30 km na NW od Lublina. Oczywiœcie w szczegó³ach

ka¿dy punkt basenu lubelskiego ma swoj¹ indywidualn¹ historiê, która w zakresie litologii i mi¹¿szoœci zosta³a przeniesiona na przekrój geologiczny, a st¹d dalej do cyfrowych danych wejœciowych do komputerowych modelowañ geologicznych (PetroMod).

Obszar basenu lubelskiego z koñcem karbonu zosta³ przekszta³cony w wyniku ruchów waryscyjskich w synkli-norium lubelskie. Obszar ten przez ca³y perm, trias i znaczn¹ czêœæ jury podlega³ erozji i/lub braku depozycji (Po¿aryski, 1997). Z koñcem jury Lubelszyzna uleg³a sil-nej transgresji morskiej. PoŸnojurajsko-kredowy epizod sedymentacyjny jest zapisany w postaci tysi¹cmetrowej sukcesji osadów, g³ównie wêglanowych. Dane dotycz¹ce osadów mezozoicznych na LubelszczyŸnie niezbêdne do przygotowania modelowañ zosta³y zaczerpniête z Atlasu

paleogeograficznego epikontynentalnego permu i mezozo-iku w Polsce (Dadlez i in., 1998).

Analiza pola cieplnego

Na LubelszczyŸnie, przy stosunkowo du¿ej liczbie wierceñ, ustalenie wspó³czesnego rozk³adu temperatur wg³êbnych nie nastrêcza³o zbytnich trudnoœci. Analizuj¹c ró¿ne zestawienia (Majorowicz i in., 1983; Jaworski, 1986; Plewa i in., 1992) autor nie dostrzeg³ pomiêdzy nimi istot-nych ró¿nic i do dalszych swoich prac wykorzystywa³ mapy Jaworskiego (1976).

Do kalibracji wyników symulacji komputerowej w zakresie prawid³owoœci doboru wartoœci strumienia cieplnego w przesz³oœci geologicznej pos³ugujemy siê zazwyczaj wynikami oznaczeñ refleksyjnoœci witrynitu, a dodatkowo wskaŸnikiem CAI. Autor zestawi³ wiêc dostêp-ne dadostêp-ne archiwaldostêp-ne w Biurze Geologicznym „Geonafta” oraz dane z literatury. Tutaj sprawa by³a o tyle korzystna, ¿e w 1998 r. opublikowano dwie prace podsumowywuj¹ce zagadnienie dojrza³oœci termicznej materii organicznej w utworach górnodewoñskich i karboñskich Lubelszczyzny (Narkiewicz i in., 1998; Grotek i in., 1998). Rozk³ad wartoœci refleksyjnoœci witrynitu dla dewonu górnego mieœci siê w przedziale Ro= 0,7–0,9%. Tylko w rejonie Tomaszowa

Lubelskiego refleksyjnoœæ ta wzrasta do wartoœci Ro= 1%.

Izolinie uk³adaj¹ siê równolegle do rozci¹g³oœci basenu, czyli z SE na NW. Badania refleksyjnoœci witrynitu uzu-pe³niono badaniami CAI, które potwierdzaj¹ regionalny wzór rozk³adu dojrza³oœci materii organicznej na Lubelsz-czyŸnie (por. Narkiewicz i in., 1998 — Fig. 2 i Fig. 3).

Dla utworów karbonu by³o jeszcze wiêcej materia³u podstawowego i dlatego mo¿na by³o skonstruowaæ kilka map dla ró¿nych poziomów strukturalnych: refleksyjnoœæ witrynitu dla wizenu i westfalu i wskaŸnik CAI dla karbo-nu (Grotek i in., 1998). Porówkarbo-nuj¹c mapki karboñskich wskaŸników (Ro, CAI) z dewoñskimi ³atwo dostrzec

podobny rozk³ad izolinii, choæ w karbonie wskaŸniki s¹ tylko nieco ni¿sze ni¿ w górnym dewonie.

Dysponuj¹c pe³nym zestawem danych wejœciowych i parametrów kalibruj¹cych, przyst¹piono do symulacji komputerowej, której pierwszym zadaniem by³o wymode-lowanie rozk³adu wspó³czesnego strumienia cieplnego i wartoœci strumienia z epizodów minionych (je¿eli wstêpne wyniki wyka¿¹ tak¹ koniecznoœæ). Autor znaj¹c publikacje poprzednich badaczy (Majorowicz i in., 1983; Narkiewicz i in., 1998), gdzie wyraŸnie sugerowano istnienie w przesz³oœci geologicznej wy¿szych wartoœci paleogeoter-micznych, mia³ œwiadomoœæ zbudowania co najmniej dwu-etapowego geologicznego modelu termicznego Lubelszczyzny.

Wyniki modelowañ

Ju¿ pierwsze symulacje pokaza³y, ¿e pomiêdzy wspó³czesnym strumieniem cieplnym, weryfikowanym przez rozk³ad temperatur wg³êbnych pomierzonych w otworach wiertniczych, a wartoœciami wskaŸników doj-rza³oœci materii organicznej w utworach dewonu i karbonu nie ma ¿adnego zwi¹zku. Dla basenu lubelskiego kresem jego samodzielnej egzystencji by³ schy³ek karbonu, to te¿ tam ustanowiono cezurê pomiêdzy dwoma okresami, dla których musia³a byæ przyjêta wartoœæ uœrednionego stru-mienia cieplnego. Poniewa¿ do modelowañ za pocz¹tek historii basenu przyjêto eifel, to pierwszy okres obejmowa³ œrodkowy i póŸny dewon oraz karbon. Drugi okres zawarty jest w przedziale od permu do dziœ. Tak przygotowany model zosta³ poddany symulacji, a¿ osi¹gniêto zgodnoœæ pomiêdzy parametrami kalibrujacymi, a za³o¿on¹ wartoœci¹ strumienia cieplnego. Modelowanie przeprowadzono na piêciu przekrojach, z których dane zestawiono na dwóch mapach uœrednionego rozk³adu wartoœci strumienia ciepl-nego w dewonie œrodkowym i póŸnym oraz w karbonie (ryc. 3A) oraz w okresie od permu do dziœ (ryc. 3B). O ile uzyskane wartoœci HF (wartoœæ strumienia cieplnego) dla m³odszego okresu wpisuj¹ siê w obliczone przez Majoro-wicza i in. (1983) œrednie wartoœci dla synklinorium lubel-skiego na poziomie ok. 50 mW/m2_{, to wartoœci dla okresu}

starszego (dewon–karbon) wydaj¹ siê zaskakuj¹co wyso-kie. Pomimo wielokrotnych symulacji i sprawdzania danych wejœciowych nic nie wskazywa³o, ¿eby uzyskany obraz mo¿na by³o zakwestionowaæ. A przecie¿ uzyskane wartoœci (90–130 mW/m2_{) wed³ug danych}

podrêczniko-wych odpowiadaj¹ strefom ryftowym (Allen & Allen, 1990). Autor stan¹³ przed dylematem: czy mo¿na dalej pro-wadziæ rozwa¿ania geologiczne o generacji wêglowodo-rów, czy o tektogenezie basenu lubelskiego bez sprawdzenia poprawnoœci uzyskanego wyniku. W koñcu algorytmy programów komputerowych te¿ maj¹ swoje s³abe strony. Podrêcznik w zakresie teorii zwi¹zanej z pro-gramem PetroMod równie¿ nie dawa³ alternatywnych wyjaœnieñ. Autor spróbowa³ rozwi¹zaæ problem poprzez analizê rozk³adu temperatur w basenie lubelskim, przy za³o¿eniu poprawnoœci przyjêtego modelu. Pomierzone temperatury w otworach wiertniczych s¹ pochodn¹ mienia cieplnego. PetroMod liczy przy za³o¿onym stru-mieniu cieplnym, co umo¿liwia na ka¿dym etapie rozwoju basenu (pogr¹¿enia) œledzenie wg³êbnego rozk³adu tempe-ratur. Przeanalizowano wiêc ró¿ne schematy paleotempe-ratur i zestawiono kilka map, z których rozk³ad tempepaleotempe-ratur w stropie dewonu/sp¹gu karbonu w czasie schy³ku karbonu wydaje siê najbardziej reprezentatywny do dalszych docie-kañ (ryc. 4). By³ to czas najwiêkszego pogr¹¿enia osadów paleozoicznych w basenie lubelskim, czyli paleotempera-tury na poszczególnych powierzchniach strukturalnych osi¹gnê³y (przynajmniej teoretycznie) maksimum swoich wartoœci. Teraz nale¿a³o znaleŸæ tylko potwierdzenie lub zaprzeczenie uzyskanych wyników. Wykonane przez Burzewskiego i in. (1998) modelowanie generowania pro-cesów wêglowodorów dla otworu Lublin IG–1 pokazuje z koñcem karbonu dla powierzchni dewon/karbon wartoœæ temperatury w granicach 150°C (por. tam¿e Fig. 2). Rów-nie¿ inne wyniki modelowañ paleotemperatur dla tego

wykazuj¹ wysokie wartoœci (por. Botor i in., 2002 — tab. 4). Wed³ug danych autora ta wartoœæ te¿ wynosi ok. 150°C (por. ryc. 4). Te trzy modelowania, wykonane ca³kowicie niezale¿nie od siebie, ró¿nymi metodami, da³y nadspodzie-wanie podobne wyniki.

Na szczêœcie nie trzeba by³o koñczyæ tych rozwa¿añ na etapie modelowañ. Intensywne badania petrologiczne pro-wadzone pod k¹tem diagenezy piaskowców karboñskich, a w szczególnoœci badania inkluzji fluidalnych w cemen-tach, dostarczy³y dowodów na mo¿liwoœæ wystêpowania tak wysokich temperatur z koñcem karbonu w utworach paleozoicznych basenu lubelskiego. Koz³owska (2002) w swojej rozprawie doktorskiej dokona³a wielu pomiarów temperatur homogenizacji inkluzji w cementach osadów karboñskich i wnioskuje, ¿e ...osady karbonu w czasie

dia-genezy poddane by³y dzia³aniu maksymalnej temperatury ok. 120oC, choæ mog³y byæ i wy¿sze, gdy¿ kilkakrotnie w analizach temperatury homogenizacji by³y bliskie 150°C.

A przecie¿ jej obszar badawczy znajdowa³ siê nieco na pó³noc od centrum basenu lubelskiego, gdzie by³o naj-wiêksze pogr¹¿enie, a zatem i najwy¿sze paleotemperatury.

35 40 45 30 35 40 45 50 HF 50 30 40 [mWm ]-2

B

A

Ryc. 3. Rozk³ad uœrednionego strumienia cieplnego na obszarze Lubelszczyzny: A — w dewonie (od eiflu) i karbonie, B — od per-mu do dziœ

Fig. 3. Maps of average heat flow values obtained from the com-puter-aided simulation (PetroMod): Devonian (Eifelian) — Carboniferous time, B — during Permian to present time

(2002), który na podstawie badañ temperatury homogeni-zacji inkluzji fluidalnych w utworach dewoñskich podaje jeszcze wy¿sze temperatury. Informacja ta pochodzi z

abs-traktu konferencyjnego i autor liczy w przysz³oœci na trochê wiêcej szczegó³ów.

Przytoczone powy¿ej wyniki innych, niezale¿nych badaczy potwierdzaj¹ mo¿liwoœæ istnienia relatywnie wysokich temperatur w utworach paleozoicznych basenu lubelskiego. Wydaje siê wiêc, ¿e wartoœci strumienia ciepl-nego dla dewonu i karbonu te¿ s¹ prawid³owo wymodelo-wane. Je¿eli tak, to wynikaj¹ z tego faktu okreœlone konsekwencje w rozwa¿aniach o warunkach generacji wêglowodorów w basenie lubelskim oraz implikacje geo-tektoniczne.

Poniewa¿ celem niniejszego opracowania jest poznanie warunków generacji wêglowodorów na LubelszczyŸnie, to na tym bêdzie skupiona dalsza analiza. Proces symulacji komputerowej w trakcie kalkulacji liczy równie¿ efekt wp³ywu czasu i temperatury na materiê organiczn¹, czyli w ka¿dym zaprogramowanym kroku podaje nam, gdzie i w jakim stopniu materia ta uleg³a przeobra¿eniu w wêglowo-dory p³ynne i gazowe lub, gdzie ten proces jeszcze siê nie rozpocz¹³. Wszystko to odbywa siê w przestrzeni lubel-skiego basenu sedymentacyjnego w okresie dewon–kar-bon, a póŸniej w synklinorium lubelskim, które pocz¹tkowo jest erodowane (perm–trias), a od jury œrodko-wej wci¹gniête w intensywny cykl sedymentacyjny póŸno-jurajsko–kredowy basenu polskiego. Wybrane etapy ewolucji dojrza³oœci materii organicznej na LubelszczyŸnie

wizen œrodkowy Middle Visean schy³ek karbonu decay of Carboniferous schy³ek triasu decay of Triassic obecnie present okno ropne oil window okno gazowe gas window przejrza³e overmature niedojrza³e immature

I — “Radom”

II — “ Pu³awy”

III — “Lublin”

Ryc. 5. Model ewolucji generacji wêglowodo-rów wzd³u¿ przekrojów: I — „Radom”, II — „Pu³awy”, III — „Lublin”(uzyskanych w wyniku modelowañ 2D, PetroMod)

Fig. 5. Evolution of the hydrocarbon formation along lines: I — ”Radom”, II — ”Pu³awy”, III — ”Lublin” (based on the computer–aided simula-tion, PetroMod) 70 C° 70 C° 90 C° 90°_C 100 C° 100 C ° 160 C° 80 C° 80°_C 170°_C 150 C° 140 C° 0 50 km Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów

Ryc. 4. Rozk³ad temperatur w stropie dewonu/sp¹gu karbonu w czasie schy³ku karbonu

Fig. 4. Temperature distribution pattern at the bottom of Carboni-ferous during the Westphalian/Stephanian time

przedstawiono wzd³u¿ piêciu profili (ryc. 5, 6). Zdecydo-wano siê tak rozdzieliæ te przekroje, gdy¿ reprezentuj¹ one trochê inn¹ historiê geologiczn¹ (w rejonie po³udniowym basenu lubelskiego wczesnokarboñska erozja usunê³a pra-wie ca³kowicie osady œrodkowego i górnego dewonu). Pre-zentowane ryciny pokazuj¹:

1 — etap œrodkowowizeñski, czyli iloœæ osadów dewoñskich nagromadzona w basenie lubelskim, a nie usu-niêta erozyjnie przed transgresj¹ póŸnowizeñsk¹;

2 — etap schy³ku karbonu, czyli ca³kowit¹ mi¹¿szoœæ utworów karboñskich i ich maksymalne pogr¹¿enie;

3 — schy³ek triasu, czyli etap przed epizodem juraj-sko-kredowym;

4 — stan obecny.

Na tle poszczególnych etapów rozwoju geotektonicz-nego Lubelszczyzny daj¹ siê œledziæ strefy dojrza³oœci materii organicznej, wyra¿one przedzia³ami okna ropnego i gazowego oraz stref przejrza³ych i niedojrza³ych. Rzut oka na te dwa rysunki jednoznacznie pokazuje, ¿e wszyst-kie istotne procesy termiczne dla przemian materii orga-nicznej w wêglowodory p³ynne i gazowe zachodzi³y w karbonie. PóŸniejsze wydarzenia tektoniczno-erozyjno-se-dymentacyjne mia³y przede wszystkim wp³yw na powsta-nie pu³apek z³o¿owych, migracjê i akumulacjê. Nie znaczy to jednak, ¿e musia³o trwaæ to w sposób ci¹g³y a¿ do koñca mezozoiku. Bardziej prawdopodobne wydaje siê, ¿e w basenie lubelskim bezpoœrednio po zakoñczeniu procesów sedymentacji z koñcem karbonu, kiedy nast¹pi³a tektoniza-cja osadów paleozoicznych w formê szeregu ci¹gów struk-turalnych (synklin i antyklin), kiedy uskoki zaczê³y dzieliæ by³y basen na strefy mniej lub bardziej wynoszone i erodo-wane, a¿ w koñcu osi¹gn¹³ on formê synklinorium — wte-dy ukszta³towa³y siê z³o¿a wêglowodorów zarówno w osadach dewoñskich, jak i karboñskich. Czêœæ z³ó¿ ma cha-rakter wielowarstwowy i zdarza siê (np. z³o¿e Stê¿yca), ¿e w wy¿szych poziomach wystêpuje gaz, a w ni¿szych ropa naftowa, co mo¿na t³umaczyæ migracj¹ ze z³ó¿ dewoñskich lub ni¿ej le¿¹cych z³ó¿ karboñskich do pu³apek, gdzie wed³ug modelowañ proces generacji jeszcze siê nie roz-pocz¹³ lub jest w fazie wstêpnej okna ropnego. Ta ostatnia uwaga, o mo¿liwoœci migracji gazu na wiêksze odleg³oœci mo¿e dawaæ nadziejê, ¿e ka¿da dobrze uszczelniona struk-tura mo¿e byæ potencjalnym z³o¿em gazu. Natomiast ropa naftowa, która migruje na zdecydowanie mniejsze odleg³oœci ni¿ gaz ziemny, w wiêkszoœci przypadków przy-wi¹zana jest do stref, tzw. okna ropnego, które w wyniku modelowañ staramy siê ustaliæ. Poniewa¿ w synklinorium lubelskim poszukiwania prowadzi siê w ró¿nych forma-cjach karbonu i dewonu najprzydatniejsze do takich poszu-kiwañ z punktu widzenia znajomoœci rozprzestrzenienia stref dojrza³oœci materii organicznej s¹ mapy ich rozk³adu wed³ug wybranych powierzchni strukturalnych (ryc. 7). Analiza zasiêgów tych stref pokazuje, ¿e najwiêksze szan-se na wystêpowanie z³ó¿ ropy naftowej s¹ w utworach kar-bonu, chocia¿ i te s¹ ograniczone. Silne zdyslokowanie obszaru synklinorium lubelskiego nie wyklucza mo¿liwo-œci migracji rop naftowych wzd³u¿ stref uskokowych, a wiêc i przypadków, ¿e w wymodelowanych strefach przej-rza³ych mog¹ wystêpowaæ ropy naftowe (np. migracja z utworów karboñskich do dewoñskich). Takie przypadki s¹ jednak odstêpstwami od regu³y i trudno je przewidzieæ. Tym niemniej planowanie dalszych prac powinno uwzglêdniaæ równie¿ wyniki modelowañ warunków gene-racji wêglowodorów na LubelszczyŸnie.

Podsumowanie i wnioski

1. Dobre rozpoznanie geologiczne Lubelszczyzny w zakresie stratygrafii, litologii, subsydencji i erozji umo¿li-wiaj¹ przygotowanie danych do modelowañ komputero-wych. Równie¿ znajomoœæ parametrów kalibruj¹cych (rozk³ad wspó³czesnych temperatur, wartoœci refleksyjno-œci witrynitu i CAI ) jest zadawalaj¹ca.

2. Wyniki modelowañ komputerowych (PetroMod) umo¿liwi³y przedstawienie mapy rozk³adu uœrednionych

IV — “Krasnystaw”

V — “Hrubieszów”

Ryc. 6. Model ewolucji generacji wêglowodorów wzd³u¿ przekro-jów: IV — „Krasnystaw”, V — „Hrubieszów” (uzyskanych w wyniku modelowañ 2D, PetroMod)

dewonu oraz karbonu. Wartoœci te s¹ bardzo wysokie (90–130 mW/m2_{) i mog¹ byæ porównywalne do wielkoœci}

strumienia cieplnego w strefach ryftowych.

3. Potwierdzeniem poprawnoœci uzyskanych wyników w zakresie karboñsko-dewoñskiego strumienia cieplnego s¹ badania pomiarów temperatur homogenizacji inkluzji w cementach osadów karboñskich i dewoñskich, które wska-zuj¹ na podobny zakres temperatur w osadach karboñskich uzy-skanych metodami laboratoryjnymi do paleotemperatur otrzymanych w wyniku modelowañ geologicznych.

4. Ewolucja generacji wêglowodorów na LubelszczyŸnie uzyskana w wyniku symulacji komputerowych wskazuje, ¿e karboñski etap formowania siê basenu lubelskiego by³ g³ównym stadium powstawania i migracji ropy naftowej i gazu ziemnego.

5. Przebudowa basenu lubelskiego w synklinorium lubelskie, które z kolei zosta³o w³¹czone z koñcem jury w struktury basenu polskiego nie wp³ynê³o ju¿ decyduj¹co na zakres generacji wêglowodorów w utworach dewonu i kar-bonu Lubelszczyzny.

6. Obecne rozmieszczenie stref dojrza³oœci materii organicznej wskazuje, ¿e utwory dewoñskie w wiêkszoœci przy-padków znajduj¹ siê w strefie gazowej lub przejrza³ej. Utwory karboñskie s¹ natomiast w wiêkszoœci przypadków w strefie okna ropnego.

7. Planowanie dalszych prac poszukiwawczych powinno uwzglêdniaæ równie¿ wyniki modelowañ warunków generacji wêglowodorów na LubelszczyŸnie.

Literatura

ALLEN P. A. & ALLEN J. R. 1990 — Basin analysis. Principles and applica-tions. Blackwell. Sc. Publ. Oxford. ANTONOWICZ L., HOOPER R. & IWANOWSKA E. 2003 — Synklina lubelska jako efekt cienkonaskórkowych deformacji waryscyjskich. Prz. Geol., 51: 344–350.

AREÑ B. & LENDZION K. 1978 — Charakterystyka stratygraficzno-litolo-giczna wendu i dolnego kambru. [W:] Wybrane problemy stratygrafii wendu oraz dolnego kambru na platformie pre-kambryjskiej w Polsce. Pr. Inst. Geol., 90: 7–46.

BOTOR D., KOTARBA M. & KOSAKOWSKI P. 2002 — Petroleum generation in the Carboniferous strata of the Lublin Trough (Poland): an intergra-ted geochemical and numerical modelling approach. Organic Geochemistry, 33: 461–476.

BURZEWSKI W., KOTARBA M., BOTOR D., KOSAKOWSKI P. & S£UPCZYÑSKI K. 1998 — Modelowa-nie procesów generowania i ekspulsji wêglowodorów w utworach m³odszego paleozoiku obszaru radomsko-lubelskie-go i pomorskieradomsko-lubelskie-go. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 273–284.

CHI¯NIAKOW A.W. & ¯ELICHOWSKI A.M. 1974 — Zarys tektoniki obszaru lubelsko-lwowsk¿ego. Kwart. Geol., 18: 707–719.

DADLEZ R. 2003 — Synklina lubelska jako efekt cienkonaskórko-wych deformacji waryscyjskich — dyskusja. Prz. Geol., 51: 729–730. DADLEZ R., MAREK S. & POKORSKI J. (eds) 1998 — Atlas pale-ogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Polsce. 1 : 2 500 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

DRWIÊGA Z. 1979 — Charakterystyka geotermiczna Lubelskiego Zag³êbi¹ Wêglowego. Tech. Poszuk. Geol., 18: 1–10.

DRWIÊGA Z. & MYŒKO A. 1980 — Wyniki badañ ziemskiego stru-mienia cieplnego obszaru lubelskiego na tle jego tektoniki. Publ. Inst. Geoph., PAN, A–8: 169–180.

GROTEK I., MATYJA H. & SKOMPSKI S. 1998 — Dojrza³oœæ ter-miczna materii organicznej w osadach karbonu obszaru radomsko-lu-belskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 245–254. GUTERCH A., GRAD M., MATERZOK R. & PERCHUÆ E. 1986 — Deep structure of the Earth s crust in the contact zone of the Paleozoic and Precambrian platforms in Poland (Tornquist–Teisssyre Zone). Tectonophysics, 128: 251–279.

HARLAND W. B., ARMSTRONG R. L., COX A. V., CRAIG L. E., SMITH A. G. & SMITH D. G. 1990 — A geological time scale 1989. Cambridge Univ. Press. New York.

JAWOROWSKI K. 1978 — Charakterystyka sedymentologiczna osa-dów morskich z pogranicza prekambru i kambru. Pr. Inst. Geol., 90: 145–151.

JAWOROWSKI K. 1997 — Warunki depozycyjne cia³ piaszczystych kambru dolnego i œrodkowego w polskiej czêœci platformy wschodnio-europejskiej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 377.

okno ropne oil window okno gazowe gas window przejrza³a overmature niedojrza³a immature strop eiflu top of Eifelian strop ¿ywetu top of Givetian strop franu top of Frasnian sp¹g karbonu bottom of Carboniferous strop wizenu top of Visean strop namuru A top of Namurian A 0 50 km Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów 0 50 km Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów 0 50 km Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów 0 50 km Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów 0 50 km Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów 0 50 km Radom Pu³awy Lublin Krasnystaw Hrubieszów I II III IV V Stê¿yca Glinik Ciecierzyn Me³giew Rachanie Komarów

Ryc. 7. Przestrzenna zmiennoœæ dojrza³oœci materii organicznej na wybranych powierzchniach strukturalnych w obrêbie utworów dewonu i karbonu synklinorium lubelskiego (efekt modelo-wañ 2D, Petrod)

Fig. 7. Spatial variability of the organic matter maturity on the selected stratigraphic surfaces within the Devonian and Carboniferous deposits filling the Lublin Synclinorium (results of 2D modelling, PetroMod)

JAWORSKI K. 1986 — Mapy temperatur i gradientów geotermicznych na g³êbokoœciach –1500 m, 2500 m, 3500 m dla obszaru Ni¿u Polskiego, 1:500 000. Arch. B.G. Geonafta.

KARNKOWSKI P.1993 — Z³o¿a gazu ziemnego i ropy naftowej w Polsce. Ni¿ Polski, T. 1: 1–214.

KARNKOWSKI P. H. 1999 — Origin and evolution of the Polish Rotliegend Basin. Polish Geol. Institute Special Papers, 3: 1–93. KOZ£OWSKA A. 2002 — Diageneza piaskowców górnego karbonu w pó³nocno-zachodniej czêœci rowu lubelskiego. Praca doktorska. Archi-wum Pañstw. Inst. Geol.

KRZYWIEC P. & NARKIEWICZ M. 2003 — O stylu strukturalnym kompleksu dewoñsko-karboñskiego Lubelszczyzny w oparciu o wyniki interpretacji danych sejsmicznych. Prz. Geol., 51: 795–797.

MAJOROWICZ J. 1975 — Warunki geotermiczne Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego w rejonie £êcznej. Prz. Geol., 23: 614–620. MAJOROWICZ J. 1978 — Zwi¹zki pola geotermicznego z uwêgle-niem w polskich basenach wêglowych. Kwart. Geol., 22: 497–510. MAJOROWICZ J., MAREK S. & ZNOSKO J. 1983 — Paleogeotermi-ka centralnego i po³udniowo-wschodniego Ni¿u Polskiego i jej wp³yw na generowanie wêglowodorów. Kwart. Geol., 27: 1–24.

MERTA H., WILCZEK T. & KOTARBA M. 1996 — Hydrocarbon potential of Carboniferous source rocks in the NW part of the Lublin region. Oil and Gas News, 6: 109–120.

MI£ACZEWSKI L. 1981 — Dewon po³udniowo-wschodniej Lubelsz-czyzny. Pr. Inst. Geol., 101: 1–90.

MI£ACZEWSKI L. 2002 — Rozk³ad mi¹¿szoœci utworów typu old redu i ich wiekowych analogów oraz paleogeografia we wczesnym dewonie w Polsce po³udniowo-wschodniej. Prz. Geol., 50: 1214–1215. NARKIEWICZ M. 2003 — Tektoniczne uwarunkowania rowu lubel-skiego (póŸny dewon–karbon). Prz. Geol., 51: 771–776.

NARKIEWICZ K., GROTEK I. & MATYJA H. 1998 — Dojrza³oœæ termiczna materii organicznej w utworach górnodewoñskich obszaru radomsko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 235–244.

NARKIEWICZ M., POPRAWA P., LIPIEC M., MATYJA H. & MI£ACZEWSKI L. 1998 — Pozycja paleogeograficzna i tektoniczna a rozwój subsydencji dewoñsko-karboñskiej obszaru pomorskiego i radomsko-lubelskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 1–46.

PLEWA M., PLEWA S., POPRAWA D. & TOMAŒ A. 1992 — Poland. [In:] Geothermal Atlas of Europe. Gotha.

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

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

PO¯ARYSKI W. 1977 — Powstanie i ewolucja krawêdzi starej platfor-my w Polsce w œwietle tektoniki p³yt. Kwart. Geol., 21: 361–363. PO¯ARYSKI W. 1997 — Tektonika powaryscyjska obszaru œwiêto-krzysko-lubelskiego na tle struktury pod³o¿a. Prz. Geol., 45: 1265–1270.

PO¯ARYSKI W. & TOMCZYK H. 1968 — Assyntian orogen in south–east Poland. Biul. Inst. Geol., 237: 13–27.

PO¯ARYSKI W. & KOTAÑSKI Z. 1979 — Rozwój tektoniczny baj-kalski oraz kaledoñsko-waryscyjski przedpola wschodnioeuropejskiej platformy w Polsce. Kwart. Geol., 23: 7–19.

PO¯ARYSKI W. & DEMBOWSKI Z. (eds) 1983 — Mapa geologiczna Polski i krajów oœciennych bez utworów kenozoicznych, mezozoicz-nych i permskich, l : 1 000 000. Inst. Geol. Warszawa.

SKOMPSKI S. 1996 — Stratigraphic position and facies significance of the limestone bands in the subsurface Carboniferous succession of the Lublin Upland. Acta Geol. Pol., 46: 171–268.

TOMCZYK. H., PAJCHLOWA. M. & TOMCZYKOWA E. 1977 — Poland. The Silurian–Devonian boundary. [In:] The Silurian Devonian boundary. IUSG, Ser. A, 5: 65–68.

WAKSMUNDZKA M.I. 1998 — Architektura depozycyjna basenu karboñskiego Lubelszczyzny. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 89–100. ¯ELICHOWSKI A.M. 1972 — Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami Œwiêtokrzyskimi i Bugiem. Biul. Inst. Geol., 263: 1–97. ¯ELICHOWSKI A.M. 1983 — Tektonika niecki brze¿nej i jej pod³o¿a miêdzy Warszaw¹ a Dêblinem w strefie uskoku Grójca. Biul. Inst. Geol., 344: 199–224.

¯ELICHOWSKI A.M. 1987 — Development of the Carboniferous of the SW margin of the East–European Platform in Poland. Prz. Geol., 35: 230–237.

¯ELICHOWSKI A.M. & KOZ£OWSKI S. (eds) 1983 — Atlas geolo-giczno-surowcowy obszaru lubelskiego. Inst. Geol. Warszawa. ¯YWIECKI M. 2002 — Hot fluid episodes in sealed carbonate rese-rvoir compartment as a gas field creation agent, Upper Devonian from SE Poland. AAPG Annual Meeti.