R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C I É T É G É O L O G I Q U E D E P O L O G N E
T om (Volume) XLI — 1971 Z eszyt (Fascicule) 3 K raków 1971
AFRYKAN KISŁOW 1
WARUNKI PETROFIZYCZNE I STOSOWANIE METODY SEJSMICZNEJ NA OBSZARZE ZACHODNIEGO
PRZEDGÓRZA KARPAT (9 fig.)
Obszar zachodniego Przedgórza K arp at znacznie później niż jego w schodnia część stał siię obiektem p ra c sejsmicznych, gdyż pom ijając pier
wszą niepom yślną próbę stosowania sejsm iki przez Przedsiębiorstw o Po
szukiw ań Geofizycznych w 1|9|54 ,r. n a obszarze Kęt, dopiero od 1960 r. roz
poczęto system atyczne badania sejsm iczne m etodą refleksyjną. Pierw sze w yniki stwierdziły, że wartunki sejsmogeologiczne obszaru przedstaw iają się inaczej aniżeli we Wschodnidj części Przedgórza, co należy tłum aczyć przede w szystkim występowaniem innych w arunków i układów litologicz- n o -straty g raf icznych.
W ogólnych zarysach stosunki geologiczne zachodniego Przedgórza przedstaw iają się następująco:
W odróżnieniu od obszaru wschodniego Przedgórza, gdzie zasadniczym kom pleksem w przekroju w arstw osadowych są utw ory tortońsikie lub k re dowe i jurajskie, w zachodniej części dom inującą rolę odgryw a kom pleks paleozoiczny — karfbońsko'-dewoński, stanow iący w schodnie obrzeżenie Za
głębia Górnośląskiego. W zasadniczym dla zachodniego Przedgórza piono
w ym obrazie: utw ory fliszowe — neogen-paleozoiik, dwa pierw sze ogniwa nie odgryw ają większej roli ze w zględu n a stosunkowo' m ałą miąższość. Na
leży jednak zwrócić uwagę n a 'charakterystyczny poziom helweckich (?) zle
pieńców dębowieckich, odgryw ający 'przewodnią rolę w straty g rafii neogenu tego obszaru, jak rów nież w sejsm ice ze względu n a tworzenie w ybitnej granicy odbijającej. Kompleks paleozoiczny, k tó ry w naszych rozważaniach stanoWi obiekt badań, w ykazuje duże zróżnicow anie litologiczne: mułowce syluiru zostają przykryte piaskowcam i i mułow-cami dolnego dewonu, prze
chodzącymi w w apienie i dolom ity w środkowym dewónie, przy czym do^
lóm ity dość nagle zanikają u schyłku tego piętra. U tw ory węglanowe w dal
szym ciągu dom inują jeszcze w górnym dewomie i w dolnym karb omie, w śród których pojaw ia się coraz więcej mułowców i piaskowców. Sądząc z ilości utworzonych osadów, w górnym kaifconie w ystąpił gw ałtowny w zrost denudacji n a pobliskich lądach i znoszenie m ateriału piaszczysto-
1 Kraików,, Instytut Naftowy, ul. Lubicz 25 a
-ilastego n a obszar niecki górnośląskiej, gdzie pow stały osady o miąższości kilku kilom etrów.
Nie są jeszcze szczegółowo w yjaśnione stosunki tektoniczne obszaru. Na podstaw ie wyników wierceń i sejsmicznych prac refleksyjnych, jak rów nież interpretacji m ateriałów zdjęć graw im etrycznych, można przypuścić istnienie bardzo skomplikowanej tektoniki dysjunktyw nej. Na fig. 1 przed staw iono fragm ent jednego z typow ych przekrojów wzdłuż linii A—B na fig. 6, na którym m ożna było przeprowadzić geologiczną interpretację m a-
W E
BIELSKO WADOWICE
F ig. d. P n zek rq j Riesiko-W a d o w ic e. M — iMjWory miocaniu; F — utwory fliszowe;
C — utwory kairbonu nie rozdzielonego; C Ł — utwory ¡kambońiu dolnego; C2 — utwory karlbonu igóroego; Ü! — utwory dewonu dokieigo; D2 — utwory dewonu środkowego;
D 3 — utwory dewonu igónnego; S — utwory syluru; Bam — utwory prekambnu
■ O ar. i. inonepe^HbiH ipa3pe3 BejiBOHo—■ BaflciHHiu.e
teriałów sejsmicznych. N a nim i n a 'innych przekrojach łiatwo' wyodrębnić szereg dyslokacji, m iejscam i o znacznej am ^ituidzie pionowych przem iesz
czeń (na przykład w rejonie Wadowic). Obecnie jeszcze tru d n o ustalić w sposób n ie budzący wątpliwości kierunki dyslokacji, lecz w stępne kom
pleksowe inform acje geofizycznoigeologiczne przemawialją za w ystępow a
niem dwóch zasadniczych regionalnych kierunków tektonicznych: NW-SE oraz WSW-ENE, tworzących kąt rozw arty. Są one w zasadzie zgodne z kie
runkam i obserwowanym i na obszarze przyległej niecki m iechow sko-tar- nowskiej. z czego m ożna byłoby wnioskować o wspólnej genezie i działaniu przyczyn kształtujących zasadnicze ry sy tektoniczne n a całym obszarze Przedgórza K arpat, wschodnich i zachodnich.
Dane geologiczne w iertnicze świadczą, że n a obszarze zachodniego Przedgórza w yraźnie zaznaczyły się w pływ y ruchów s.tairo-hercyńskich (fa
za bretońska, K. K o n i o r, 1967 a). Te .ruchy spowodowały »fałdowanie utw orów dewonu i starszych, po czym n a silnie rozm ytej i w yrów nanej powierzchni pow stały osady niektórych serii dolnego karbonu, być może również ulegających iroizmyciom u schyłku dolnego karbonu. B rak utw orów mezozoicznych n a większej części obszaru, a tam, gdzie one istnieją, n a
Fig. 12. Przekroje porówinawlcze uwzględniające w pływ tektoniki fazy brete ńskiej.
Wg K. K o n i o r a 1967 r. iuzu|pełniione .danymi z ostatnich wierceń. Stan 1. 1969 r.
2. CpaiBH'HTejib'Hbie p a a p e a b i yH H T bioanom jie B J iu n m ie TeKTOHHKH S ip ero H C fio ił (£ a 3 b i ( n o K. K o ' H H O ' p y , 19K7, flono'jiH eH H bie saHHbnMH nocjieiA H H x ó y p eH H H ). Co c to ih h h c
Ha 1. 1969 r.
KĘTY7 KÇ1Y9 ANDRYCHÓW3 ANDRYCHÓW4 ANDRYCHÓW
— 489 —
s fałdowanych i również .rozmytych utw orach górnego karbam i nieznacznej .miąższości, świadczy o prze1 jaw ach słabych ruchów kim eryjskich i laram i j- skich. Dane sejsmiczne i geologiczno-wiertnicze wskazują, że starsze linie tektoniczne były odnaw iane w oikresie ruchów związanych z tw orzeniem się nasunięć karpackich (PGGN i PPN Kraków, Spraw ozdania 1960, 1968).
Na fig. 2, stanowiącej uzupełnienie przekroju K. K o n i o r a i('1967b) nowszymi danym i w iertniczym i, w yraźnie obserwulje się złożone stosunki tektoniczne n a zachodnim obszarze. Szczególnie jaskraw o to w ystępuje na części profilu pomiędzy od\v.iertami Puńców —Bielsko 4, gdzie utw ory de- w ońskie uległy w yniesieniu i następnie denuldacji w okresie bretońskiej fazy górotwórczej.
STOSOWANIE METOD GEOFIZYCZNYCH
Stosowanie m etod geofizycznych jest możliwe dzięki w ystępow aniu zróżnicowania we własnościach petrograficznych skał. Do rozw iązania za
gadnień stru k tu raln y ch m uszą być określone charakterystyczne dane, jak miążsizoiść, k ąty nachylenia oraz głębokość. W tym celu m uszą istnieć gra
nice rozdziału pom iędzy posizczeigólnymi kompleksiami o rólżnych w łasnoś
ciach petrofizycznych, dostępne dla rejestracji aa pomocą przyrządów . W w stępnej fazie geologicznego powierzchniowego badania obszaru za
chodniego Przedgórza zostały w ykonane odjęcia m agnetyczne i graw im e
tryczne, które dały Rozeznanie pól m agnetycznego i graw itacyjnego, w yw o
łanych różnicam i własności m agnetycznych oraz gęstości. Zdjęcia te zostały w ykonane w latach pięćdziesiątych w ram ach ogólnokrajow ych zdjęć geo
fizycznych.
Geologiczna in te rp retacja zdjęć m agnetycznych i graw im etrycznych jest bardzo tru d n a i niepew na ze względu n a b rak dostatecznego rozeznania własności petrofizycznych w w arstw ach nadkładu' i podłoża, n a spodziewaną bardzo skom plikow aną tektonikę oraz b rak 'dostatecznej ilości głębokich od
w iertów umieszczonych m niej lub więcej rów nom iernie n a całym obszarze.
Pomimo 'jednak cech ogólnikowości i ¡niejednoznaczności in terp retacji te m ateriały, szczególnie graw im etryczne, dają w niektórych strefach pierw sze wskazówki odnośnie do rozmieszczenia i k ierunku niektórych linii tw orzą
cych zarysy dom niem anych elem entów stru k tu raln y c h .
Zastosowanie do badań m etody sejsm icznej refleksyjnej po pokonaniu pierwszych trudności wykazało jej skuteczność. Dlatego też stanow i ona obecnie podstawową metodę, dzięki której uzyskuje się szereg inform acji
o stru k tu raln ej (budowie obszaru. Tirudności napotkane przy prow adzeniu prac sejsmicznych, i k tóre w dalszym -siągu nie zostały w pełni usunięte, polegały .na tym, że n ie uzyskiw ano dobrych i korelulj ących się granic 'od
bijających nie tylko w ew nątrz kom pleksu utw orów paleozoicznych, lecz i od ich stropu, gdzie w ystępow ały m aksym alnie sprzyjające w arunki. Przyczyn tego stanu rzeczy było fciflka: 1 — w arunki [litologiczne .oraz stosunkowo małe zróżnicowanie własności sprężystych skał, 12 — skom plikow ane sto
sunki tektoniczne w łącznie z silnie zaakcentow anym i zjaw iskam i denudacji utw orów oraz 3 — niiskii poziom techniczny ap a ra tu ry i n ie zawsze odpo
w iednia m etodyka prac. Pierw sze dw ie przyczyny leżą poza sferą w pływ ów oddziaływania człowieka, natom iast usunięcie trzeciej przyczyny w znacz
nej m ierze ¡jest uzależnione od postępu technicznego w zakresie uzyskiw a
nia i przetw arzania inifoirmacfji geofizycznych oraz udoskonalenia m etodyki w zbudzania fal sprężystych i ich réjes'traCji1.
P rzy doskonaleniu m etodyki prac dużą pomocą je st ¡znajomość własno
ści sprężystych ośroidika, w k tó ry m rozchodzą się im pulsy sejsmiczne. To jest potrzebne przede w szystkim do zorientow ania się w teoretycznych możli
wościach uzyskiw ania inform acji w ogóle. Rząd wielkości 'informacji i gra
nice zm ian ułatw iają idecyzję p rz y w yborze ¡odpowiednich środków technicz
nych oraz m etodyki priac, b y osiągnąć w arunki ¡niezbędne 'dla reje stracji i w ydzielania korzystnej iniforimacji, skierow anej następnie do przetw arza
nia w postać dostępną d la in terp retacji geologicznej.
UKŁADY ¡PETRO FIZYCZNE NA KONTAKTACH WARSTW
W ogólnych zarysach na obszarze zachodniego Przedgórza należy liczyć się z następującym następstw em w arstw w ich norm alnym ukłaidzie : n asu
nięcie płaszczowinowe K arpat, m iocen (z zlepieńcam i dębow ieckim i w spągu lub bez nich), ju ra górna ¡(w północnej części obszaru), kailbom górny, k a r- bon d'olny, dew on górny, dew on środkowy, dewon dolny, sy lu r (w północ
nej części obszaru), prekaimlbr (utw ory zm etam orfizow ane i krystaliczne).
Podane następstw o n ie wszędzie jest zachowane. N ajbardziej stałe jest w ystępow anie utw orów m iocenu oraz ikarbonu i dew onu, 'chociaż i tu ta j nie w szystkie oginiwa są reprezentow ane, zależnie od ch arak teru i in ten sywności zjaw isk tektonicznych.
N a om aw ianym obszarze należy ¡również liczyć się z w ystępow aniem in nego zjiawiska, mianowicie z transgriesy w nym zaleganiem utw orów n a u tw o rach ¡starszych wiekowo, nachylonych pod pew nym kątem . N ajbardziej w y raźnie przejaw ia się to ma kontakcie m iocen-karbon i jura-kairbon; w m niej
szym stopniu jest widoczne n a k o n ta k d e kairban-dewon. Jest zrozumiałe, że jednakow e w ystępow anie w pływ ów Zjawisk tektonicznych i ukośnego zalegania transgreduj ących warstw w kontaktach jeszcze bardziej kom pli
k u je problem reje stracji granic m etodą sejsmiczną.
P rz y stosow aniu tej m etody ¡jest Ważna 'znajomość i należyte rozezna
nie stosunków petrofizycznyeh. P otrzebne inform acje uzyskuje się n a pod
staw ie pom iarów ciężarów objętościowych w rdzeniach oraz profilow ania prędkości w odw iertach. Nia podstaw ie tych m ateriałów m ożna w drodze teoretycznej określać współczynlnilkji odbicia i załam ania, niezbędne 'do oce
ny jakości i poprąw nej interpretacji geologicznej poszczególnych granic sejsmicznych, ja k rów nież oceny ogólnych możliwości stosow ania metody.
W niniejszej pracy zostaije przedstaw iony rozkład ciężarów objętościo
w ych oraz rozkład własności sprężystych.
ZAGADNIENIE CIĘŻARÓW OBJĘTOŚCIOWYCH SKAŁ
Dane dotyczące rozkładu ciężarów objętośdow yeh skał uzyskano z po
m iarów w ¡rdzelniadh z głębokich 'odwiertów w iertniczych. N apotkano tu ta j dwojakiego rodzaju trudności. P o pierwsze, ize w zględu n a częśdow e pobie
ranie rdzeni p rzy w ierceniu i(do 10—12'0% 'całośd przekroju) ogólna ilość możliwych pomiarów je st bardzo ograniczona. Po drugie, naw et n a uzyska
nych rdzeniach nie prowadzono system atycznych pom iarów z zastosowa
niem nieźbędnej m etodyki zabezpieczającej ¡dokładność obrazu rozkładu gęstości skał w przekroju. N ie stosowano rów nież m etod geofizyki w iertni
czej um ożliwiających uzyskanie ciągłego profilow ania g ęsto śd (profilowa
nie gamma^gamma) lub w łasnośd sprężystych (profilowanie akustyczne) z powodu b rak u ¡odpowiednich przyrządów .
— 491 —
N iżej.przedstaw ione m ateriały dotyczące gęstości skał zostały uzyskane w głównej m ierze na podstaw ie prac Laboratorium Przedsiębiorstw a Po
szukiwań 'Naftowych w Krakowie, częściowo Pracow ni Pom iarów Ciężarów Objętościowych Przedsiębiorstw a Poszukiw ań Geofizycznych w Warszawie.
Nieznaczną ilość pom iarów uzyskano* z Pracow ni pom iarów Oddziału G ra
w im etrii Zakładu Opracowań Geologicznych G órnictw a N aftow ego w K ra
kowie i(materiały archiwalne).
P rz y opracow aniu wniosków dotyczących rozkładu ciężarów objętościo
w ych n a szerszym obszarze zachodniego Przedgórza K arp at (B ielsko-K ra- ków-Kazim ierza Wielka) uwzględniono pom iary w rdzeniach z 36 głębo
kich odwiertów.
Ilość pom iarów uwzględnionych w zestaw ieniach je st następująca: p ła- szczowima podśląska — 47|2 pom iary, m ioeen autochtoniczny (bez zlepień
ców dębowieckich) — 343 pom iary, m ioeen autochtoniczny (zlepieńce dę
bowieckie) — 59 pomiarów, ju ra górna — 648 pomiarów, k arbon górny — 279 pomiarów, karbon dolny — li84 pom iary, dew on górny i środkow y (nie rozdzielone) — 749 pomiarów, w ty m dew on górny (prawdopodobny) — 341 pomiarów, dew on środkowy (prawdopodobny) — 408 pom iarów, de
won dolny — 30j9 pomiarów, sy lu r — '0, prekam br — 51 pom iarów . Łącz
nie dysponowano 3i0l94 pom iaram i.
P rzy opracow aniach zbiorczych zestaw ień dodatkowo w ykorzystano po
m iary w odw iertach: Słom niki IG-1 d la dew onu — 17:10 pomiarów, Bębło dla sy lu ru — 154 pom iary. Łączmie uzyskano dodatkowo 1864 pom iary.
Ogólna ilość uw zględnionych pom iarów w ynosi zatem — 4978.
Na fig. 3 przedstaw iono rozkład ciężarów objętościowych w profilach niektórych odw iertów wzdłuż linii A-B-C na fiig. ■6. Stosunkow o najdokład
niej są zbadane u tw o ry paleozoiczne, w m niejszym stopniu utw ory mezozo- iczne, najm niej zaś trzeciorzędowe. Jednak ¡na tym tle m ożna zupełnie dokładnie określić m iejsca większych zróżnicowań w artości gęstości w pro
filach i oznaczyć n a nich granice, k tó re mogą być m niej lub bardziej w yraź
nie stw ierdzone m etodam i sejsm icznym i. W yrazistość rejestracji je st zależ
n a od ko n trastu gęstości.
W przekroju w arstw n a obszarze zaćhodniegoi Przedgórza ¡stwierdza się ogólną regułę, że najbardziej w yraźne granice sejsmiczne w ystępują w stro pie utw orów w ęglanow ych pod utw oram i piaszczystym i (karbon górny—
—-karbon dolny lu b karbon górny—dewon). Podobieństw o w artości ciężarów objętościowych różnych kom pleksów stratygraficznych (zlepieńce dębo
wiecki'©—kartbon górny, karbon dolny—dew on górny) pow oduje przesunię
cie sejsmicznej granicy do stropu górnego kompleksu, zacieranie kontrastu zaś skutkiem zm ian litologicznych (dew on górny i środkowy, dewon dolny i prekam br) pow oduje zanik wyrazistości rejestracji sejsmicznych.
G odny uw agi ¡jest fak t ciągłego w zrostu w artości ciężarów objętościo
wych w utw orach dolnego dew onu ¡(odwiert M ogilany 1), 'gdzie w artości zm ieniają się od około. '2,40 G/cm3 w stropie do ok. '2,68 G/cm3 w spągu serii.
Ogromnej miąższości seria piasków ca dolnego dew onu (ponad 1378 m), w w yniku olbrzym iego obniżenia podłoża prekam bryjskiego w dolnym d e- wonie, uległa w okresie ruchów hercyńskićh i późniejszych silnym napię-
Fig. 3i. Zestawienie gramie sejsmicznych w odwiertach na obsizarze przedgórza Zachod
nich Karpat. 1 — ciężar objętościowy skał; 2 — refleks sporadyczny; 3 — refleks słaiby; 4 — refleks w yraźny; 5 —■ refleks dobry; 6 — refleks- ¡bardzo dobry’
<t>Hr. 3. ĆoinocraBJieHHe ©ehcmm-hgckik rpawnu; b ©KBamH'Hax ripe^HapinaTOKoro n porać) a 3ainaflHbix KapnaT
— 493 —
2200
ciom tektonicznym , k tó re skonsolidowały piaskowce czyniąc ije 'bardzo zw ię
złym i i pozbawionymi porowatości m iędzyziam ow ej. W ym ieniona zm ien
ność utw orów dolnego dewonu została zaznaczona n a przekroju średnio-nor- m alnym w postaci dw u liczb i(fig. ,5).
Podobnym zjawiskiem zmienności, lecz zależnym od składu litologicz- n o-p etrogr aficznego je s t zmienność .ciężarów objętościowych w prekam hrze.
W ym ieniona zm ienność w ew nątrz poszczególnych kom pleksów była przyczyną pow staw ania nieciągłych granic o m ałych długościach lub też po
wodowała zanik innych granic.
Na fig. 4 przedstaw iono zebrane m ateriały w postaci krzyw ych zm ien
ności ciężarów objętościowych 'dla poszczególnych serii. Te dane stanow ią m ateriał wyjściowy przy ocenie możliwości stosowania m etody sejsmicznej w ogóle n a danym obszarze oraz p rzy w yjaśnianiu przyczyn i zakresu zmienności jakości odbić, jak również 'dla w yboru m etodyki dostosowanej do w ystępujących w arunków sejsmologicznych.
P rzy określaniu ch arak tery sty k krzyw ych zmienności a u to r przyjm uje trzy p u n k ty : w artość d póidaje najczęściej spotykaną wielkość ciężaru obję
tościowego (wierzchołek krzywej), p u n k ty d 1 i d2 są uzależnione od w łasnoś
ci danej ¡skały — stopnia jednorodności składu litologicznego' i zaw artości domieszek O' innym ciężarze objętościowym. Um ownie przyjęto, że w artoś
ci di i d2 uzyskuje się z przecięcia krzyw ej zmienności z prostą poziomą po
prowadzoną w 'odległości 0,7 h, gdzie h oznacza m aksim um krzyw ej.
K ształt krzyw ej zmienności jest bardzo charakterystyczny dla każdej .skały lub kom pleksu osadów o zbliżonym okładzie 'litologicznym. I tak, dla sikał odznaczających się bardzo w ielką jednorodnością, jak sól kam ienna, różnica d v—d2 je st 'bardzo mała, gdy natom iast skały różniące się porow a
tością i wielkością ziarna, ja k piaskowce, charakteryzuje szeroko rozw arta krzyw a. Podatność n a kruszenie i w pływ y 'atmosferyczne również pow odu
je rozw artość krzyw ej. To m ożna dość łatw o rozpoznać po tym, że lewa część krzyw ej (wartości m niejsze od di) różni się od praw ej i je st m niej n a chylona od niej. Występowantie niejednorodności w składzie litologicznym, k tó re mogą być określone m akroskopowo i szacunkowo, rów nież znajdują swój wyraz, w odstępstw ach od regularnego kształtu krzyw ej w postaci roz
płaszczenia lub w ystąpienia więcej niż jednego m aksim um . Dodatkowe m a
ksim a mogą grać podrzędną rolę albo n aw et rów norzędną (przykład krzy wej dla dew onu górnego i środkowego nie rozdzielonego), zakładając, że w każ
dym przypadku m aksim a są określone przez odpowiednio dużą ilość po
m iarów.
Opis w yników pomiarów ciężarów objętościowych w zestaw ieniu dla poszczególnych serii przedstaw ia się następująco (fig. 4):
P ł a s z c z o w i z n a p O' d ś 1 ą s k a '(kreda), w ykazuje krzyw ą o dość regularnym kształcie z m aksim um d = 2j55 G /cm 3; jest ona dość rozpłasz
czona, co wskaż ul je n a 'dość .niejednorodny skład litologiczny; di = 2,47 i d2 —\ 2;62 G/cm 3.
M i o c e n a u t o c h t o n i c z n y (bez, zlepieńców dębowieckich). K rzy
wa w skazuje na bardziej jednorodny .skład litologiczny z m aksim um d la d = 2,49, di = 2,47 oraz d^ =- 2,56 G /cm 3.
M i o c e n — z l e p i e ń c e d ę b o w i e c k i e — odznacza się nieregu
larnym kształtem krzyw ej, co je st spowodowane przypuszczalnie m ałą iloś-
Fiig. 4. Krzywe zmieimoiści gęstości skał d'La obszaru Bielsko—Kraików—Buislko
OHir. 4 . R apnaiiH O iH H bie iKpKBbie n jiorH ocr.H inopoi/i, p a ftc m a B e j i t c K O — .KpattOB — Bycno
K R E D A , P Ł A S Z C Z . PODŚL.
4 7 2 POMIARY
d zp
M IO C E N AUTOCHTON.
( B E Z Z L E P DĘBÓW.) 343 POMIARY
d ip '
M IO C E N AUTOCHTON.
ZL E P IE Ń C E DĘBOWIECKIE 59 POMIARÓW
d Zp
J U R A
648 P O M IA R 0 W
KARBON GdRNY 2 9 7 POMIARÓW
KARBON DOLNY 138 POMIARÓW
CJLNAł0/»
SŁOMNIKI 1 236 POM.-y
d 2J3
d 2 fi
d 2 fi DEWON GCJRNY I ŚRODKOWY (N IE R O Z D Z IE L O N Y )
749 POMIARÓW
SPYTKOWICE 200 2 6 POM
3,0
SŁOMNIKI 1 4 1435 POM! 1|
03^—*+-
d 2,0
-10
3,0 D E W O N DOLNY
278 POMIARÓW SŁ275 POMOMNIKI I .'-^J XI \ -10
S Y L U R
154 POMIARY
d 2,0
\B£BŁO
P R E K A M B R 51 POMIARÓW
■d 2fi
KETY 8^ OPATKOWICE 1 KĘTY 9
-10
cią pomiarów (59) i równocześnie w ielką różnoir odnością próbek pobiera
nych do pom iarów ('lepiszcze i wielkość okruchów). Stw ierdzone m aksim um d = 2,55 G/cm3 jednak można przesunąć nieco w lewo ze względu n a m ałą ilość próbek (w granicach do 2,53—2,54 G /cm 3). Również di 2,52 może być obniżone do ok. 2,48; d 2— 2,60 G/cm3.
J u r , a górna (węglanowa) odznacza się dużymi w artościam i 'Ciężarów objętościowych: d = 2,62, dr =i 2,50, d2 = 2,167 G/cm3. K rzyw a je st dość roz
płaszczona, jeij zaś lew a część w skazuje ma udział skał lżej szych (węglano- wo-m arglistych). Z dodatkow ych .krzywych oznaczonych d la trzech odw ier
tów rozmieszczonych w różnych w arunkach geologicznych należy wniosko
wać, że na północnym wschodzie obszaru (Bęfofo, Słomniki) przeciętny cię
ża r objętościowy skał jest nieco m niejszy o około 0,1 G /cm3 niż n a południo
w ym wschodzie (Książnice), gdziie zaznacza się-większa jednorodność p etro - fizyczna (di - 2,60, d2 = ' 2,68 G/cm3).
K a r ;b 0'n g ó r n y — m a d = 2,55 G /cm 3, kształt krzyw ej jest dość re gularny, przy czym praw a gałąź jest bardziej płaska; d x = 2,50, d2 =
= 2,64 G/cm3. Można przypuszczać, że kształt praw ej gałęzi został uform o
w any pod Wpływem udziału składników cięższych (wapieni) w ystępujących w dolnych partiach górnego karbonu. O tym świadczą m ateriały pom iarów w odw iercie Spytkow ice 20i0, gdziie dolne poziomy górnego karibonu są roz
w inięte znacznie pełniej niż w innych odw iertach. Z fragm entarycznej k rzy wej dla tego odw iertu wynika, że 'dla utw orów w ęglanowych górnego k a r
bonu jest d ^ 2,63 G/cm 3.
K a r ib o n d o i n y, reprezentow any przez w apienie, posiada krzyw ą nieregularnego kształtu, bardzo w ąską d la zasadniczego m aksim um d =
= 2,71 G/cm3. Sądząc z lewej częśqi krzyw ej, serie mułowoowo-piaskow cowe 0 nieco m niejszym ciężarze objętościowym mogą w pływ ać n a przesunięcie m aksim um w lewo. Pom iary w odw iercie Spytkow ice 20i0 w skazują n a po
dobne przesunięcie do d \ = ' 2,70 G /cm 3. Dla wspólnej krzyw ej jest: di =
=i 2,69, d2‘ = 2,73 G/om3.
D e w o n g ó r n y i ś r o d k o w y . Dla większości odw iertów w yko
nanych przez przem ysł naftow y nie m a dotąd szczegółowego podziału stra tygraficznego na dew on górny i środkowy, za w yjątkiem kilku odw iertów opracowanych przez K. K oniora I(li967).
Wspólne opracow anie w szystkich pom iarów daje krzyw ą z dwom a m a
ksim ami. U w zględniając dane z otw iertów z przeprow adzonym podziałem n a górny i środkowy dewon stwierdzono, że lew e m aksim um (d = 2,71, d i — 2,69, d$ = ,2,7i3 G/om3) odpow iada w artościom górnego dewonu, zaś praw e (d =■ 2,84, d2 = 2,82, d2 = 2,85 G/cm3) w arstw om środkowego de
wonu. K rzyw a dla odw iertu Słomniki IG-1 dokładnie odpow iada praw em u m aksim um (d =l 2,8 2 ,d 1 = 2,82, d2 —86 G/om3).
Bardzo ostre rozgraniczenie obu m aksim ów zdaje się m ieć duże p ra k tyczne znaczenie, gdyż stw arza możliwości w ykorzystania m etody ciężarów objętościowych dla szybkiego orientacyjnego rozdziału w arstw górnego
1 środkowego dewonu.
D e w o n d o l n y . K rzyw a jest nieregularna, płaska i posiada dw a za
rysow ujące się maksim a. Jedno m aksim um w ystępuje dla d = 2,44 G /cm 3, drugie zaś bardzo słabo w yrażone i— dla w artości d ^ 2,68 G /cm 3.
Taki kształt krzyw ej m ożna tłum aczyć w sposób następujący: utw ory dolnego dew onu posiadają ¡bardzo różny skład petrograficzny, o dużych różnicadh porowatości, skutkiem czego ciężary objętościowe w ahają się w szerokich granicach od około 2,44 do 2,68 G/cm3. Te zm iany w ystępują w obrębie omawianego obszaru w sposób dość nagły. N ajniższe w artości
— 497 —
ciężarów objętościowych obserwu'je się w rejonie A ndrychów —Kęty, gdzie w artości ¡rosną w ¡kierunku północnym.
Interesujące zjaw isko zaobserw owano w odw iercie M ogilany 1, w k tó rym miąższość utw orów dolnego dew onu przekracza 1378 m {do głębokości
2500 m te utw ory n ie zostały przewiercone). W ¡stropie tych osadów w y- stęjpują najniższe w artości ciężarów objętościowych (2,40 G /cm 3), k tó re w m iarę w zrostu głębokości stale rcsną do olkoło 2,68 G /cm 3, /przy czym w zrost jest szybszy do ok. 1500 m (d'o ok. 2,65 G/cm3) aniżeli w pozostałym głębszym in terw ale (fig. 3).
S y l u r dó niedaw na n ie był szeroko znany n a om aw ianym obszarze i inform acje pochodziły z odw iertu Bęlbło IG (na NW od Krakowa). O statnio utw ory syluru zostały stw ierdzone w Piotrowicach (o' miąższości ponad 223 m), lecz ic h ch a r aikterystyka sprężystościowa n ie jest j eszcze bliżej zna
na. W edług danych z Bębła w.artości ciężarów objętościowych układają się następująco: d = 2,77, d 1 = ■ 2,7'3, d2 = 2,7.9 G/cm3. K rzyw a jest w ąska i w skazuje n a dużą jednorodność składu petrofizyczmego.
P r e k a m b r. Istnieje niew ielka ilość pomiarów petrofizyczmych — za
ledw ie 51. Szczególna trudność popraw nego określania maksimów n a krzy
wej pow staje tu z. tego powodu, że zaznaczają się bardzo- duże różnice w wartościach ciężarów objętościowych, co przy małej ilości pom iarów uniemożliwia uzyskanie krzyw ej o m niej lub więcej regularnym kształcie.
Przedstaw iona krzyw a składa .się z trzech w yraźnych lokalnych m aksim ów dla d = '2,56, 2,68 oraz. 2,75 G/om3.
T en fakt staje się zrozumiały, jeżeli zwróci się uw agę n a dużą różnorod
ność typów sikał zm etam orfizowanych, naw ierconych w 'Odwiertach naw et w obrębie niewielkiego rejonu (Kęty), dla którego zaobserwowano dwa m a
ksim a dla d =< 2,56 i 2,68 G/cm3. U tw ory cięższe są charakterystyczne dla obszaru położonego n a NE od K rakow a (odw iert Opatkowice 1). Zakładając, że m ała ilość pomiarów u tru d n ia w ykreślenie bardziej uogólnionej krzyw ej, m ożna byłoby sądizić, że istnieje średnia .wartość dla dwóch praw ych m a
ksim ów rów na w przybliżeniu około 2,72 G/cm3. Nie jest to jednak pewne, należałoby zatem pozostać przy założeniu ¡bardzo dużej różnorodności cię
żarów objętościowych dla osadów prekaimbru, co n ie pozosta'je bez znacze
n ia .dla w yników prac sejsmicznych.
¡Szczegółowe ¡dane dotyczące wyników pom iarów ciężarów objętościo
w ych n a rdzeniach z odwiertów n a obszarze Cieszyn—K raków podano w tab. 1, w której dla każdej serii stratygraficznej, oddzielnie 'dla każdego' odw iertu, podano średnie granice w ahań ciężarów objętościowych oraz przeciętne wartości d3r = d. Z porów nania wynika, że aczkolwiek istnieje duża zbieżność liczb, to jednak zaznaczają się również różnice pomiędzy pro
filam i dochodzące w w artościach średnich do 0,1 G/cm3.
Szczególną uw agę tuta'j należy zwrócić n a zm iany w artości ciężarów ob
jętościowych w dewonie dolnym oraz w prekamibrze, które przypuszczalnie w głównej m ierze w ynikają ze zm ian cech litologicznych oraz zm ian stru k - tury-pcir pod wpłyWem naprężeń "tektonicznych. I tak, w .dolnym dewonie zapiaszczenie i związana z tym porowatość w zrastają ,i objaw iają się lokalnie w rejonie Andrychów—Kęty, d la reszty obszaru natom iast dodatek utw orów m ułów COW O- w ęgla nowy ch i zjawisko kwarcytyzaCji pow odują w zrost prze
ciętnych wartości ciężarów .objętościowych kom pleksu - (tafo, ł : A ndry
chów 2—-Mogilany 1). “ ~ ... .
'Na podstaw ie krzyw ej zmienności ciężarów objętościowych został spo
rządzony tzw. średnio norm alny przekrój- gęstości skał dla poszczególnych
6 R o c z n ik PTG t. X L I z. 3
t m X e t iC uor ÛL
Ulo
2 I*-«D
Olis r*i
s<N
< m m SO1
O
a :
> -
to
o 2<
OIdC
m T- o
<0U) 10 oí r í N
Ol o o tn
«o p*. ID o. N.
Ol Oí o* 04 04 o# 04
o> Ol M «
NJ in »ł. M,
OÍ 04 04 04 .. CM 04 04
NPI O
p-s_ui c*»
M N * N
I I I
o ex »*
NÍ* N
04 O
3
LJ
a
i i
a 9
MI I
10C-.
3I
ą04 I
U) in
«0 «.
C» 04 04 U) 04 o. (0
04
O CO c c
s tt
<M N I I N O Ol 04
N V.
K
o St ą rsv
a>
UHa
L J O
o o10
oT
o N' 2,60
<0
04~ -2,65
1004
a>
y04* 2,16 • 2,S3■
©«0 ID N N
o
L i> "
(/) <
aco
ao o5 uX
>ac a
»• M
O X tfl
I I J oí m "€ in «o K • oi
- : ; ; £ I 1 I I I I I I
W I I h S S • B » * t S
5 I I I * I I I I I I I I
i 2
o <
■> Ul
- I y .
* * * Z ^
O ¡T O W Ü
d a Si ï S <
o i- s i- ; s
o w ac o o <
Z 3 se a. •
< r g K g
o tr 3 2
° S ?
S s 5
< ' i t <
o w l
*
<N ih
— 499 —
kompleksów stratygraficznych (fig. 5). P rzeciętne w artości d dają pew ną skalę porównawczą, oczyw iśde, w ziętą z dość dużym przybliżeniem .
W ym ieniony średnio norm alny przekrój może służyć jako podstaw a do ogólnej oceny możliwości w ydzielania poszczególnych kompleksów stra ty -
Fig. 5. Średnio normalny przedcrój gęstości skał dla poszczególnych komp lelka ów isitratygratficzinych na obszarze zachodniego Przedgórza iKaipait
OHr. 5. OpeiAHHH H opM ajibH bifi ipaapea « j i c t h o c t h napom ajm o r fle jib H b ix cTpaTHrpac|jH-
^ e c i» H x KOM njieKcoB b paftoHe 3aina«Hoix> inp©flrqpbH KapoaT
graficznych lub też ogólnych możliwości uzyskiw ania granic sejsm icznych w przekroju geologicznym. Im większa jest różnica w ciężairach objętościo
wych pomiędzy dworna kontaktującym i się kom pleksam i i im ostrzej zary sow uje się ko n trast — ty m wyższa je st jakość granicy sejsmicznej.
Z grubsza m ożna odnotować, że najw iększe możliwości uzyskiw ania g ra
nic sejsm icznych zarysow ują się następująco:
Tabela 1. Zestawienie ciężarów objętościowych dla odwientów na obszarze .zachod
niego Przedigónza Karpat. Dane w G/icm3 T a 6 jih u; a 1
ConocTaBJieHJHe iuiotmoctch napo« b CKBa>KHHax b paftoHe 3anaAHoro inpe,ąropbH K a p n a T
6*
1. w stropie zlepieńców dębowieckich (lub ju ry górnej tam, gdzie utw o
ry ju ry w ystępują) oraz w stropie karbonu górnego, jeżeli b rak jest zlepieńców dębowieckich (K. K o n i ' o r, 1962);
2. w stropie utw orów w ęglanowych dolnego karbonu; jeżeli utw ory węglanowe w ystępują również w dolnej części górnego karbonu, to granica sejsm iczna przesuw a .się ku górze, do stropu tych utworów";
3. w stropie utw orów doi orni tycznych środkowego dew onu;
4. w stroipie zm etam orfizowanych utw orów prekam bru, ale jedynie w przypadku, gdy nadległe utw ory dolnego dewonu posiadają m ałe ciężary objętościowe: 2,44—12,50 G /cm 3.
Je st zrozumiałe, że istniejące w rzeczywistości in n e kom binacje układów lito-stratygraficznych (skutkiem denudiacji poszczególnych serii) zm ieniają możliwości uzyskiwaniia gnanie ■sejsmicznych, i to w bardzo' szerokich g ra
nicach. Duże w ahania współczynników odbicia i załam ania świadczą o znacz
n ych zm ianach w jakości granic.
PRĘDKOŚCI ŚREDNIE
W wielu odw iertach po ukończeniu wiercenia, w ram ach cyklu pom ia
rów geofizycznych, przeprow adzono profilow ania prędkości rozchodzenia się fal sprężystych w ośrodku otaczającym odwiert. Stosowano m etodę stan
dardową, polegającą n a pom iarach czasu przebiegu im pulsu sprężystego po
m iędzy odw iertem strzałow ym n a pow ierzchni ¡i geofonem w odwiercie, zm ieniającym położenie co i25 m głębokości. Eksplozje m ateriału w ybucho
wego' odbyw ają się tu ¡na powierzchni w trzećh płytkich odw iertach um iesz
czonych w trzech azy m u tach : wzdłuż rozciągłości oraz w kierunkach upadu i w zniesienia w arstw . W artości czasów w trzech azym utach w ykazują pew ne rozbieżności1, które są najw iększe do głębokości około 500'—600 m i w a
hają się w granicach 60— 200 m/sek. N a większych ¡głębokościach różnice za
zwyczaj nie przekraczają 50—(6:0 m/sek, chociaż czasami obserw uje się także większe odstępstw a (odw iert Bielsko 4 — do 1200 m/sek). Różnice są spo
wodowane przez niejednorodności osadów w nadkładzie (zwłaszcza fliszo
wym) oraz nachyleniem w arstw . *
Pomiiary prędkości średnich w pierw szym rzędzie są w ykorzystyw ane przy interpretacji geofizycznej um ożliwiając dokładne określanie głębokoś
ci zalegania granic sejsmicznych. Ja k stw ierdzano, n a obszarze Przedgórza K arpat pomiędzy K rakow em n a zachodzie i Kosowem na wschodzie roz
kład prędkości pozostaje w ścisłej zależności od w ystępujących form stru k turalnych zazwyczaj w sposób bezpośredni :i prosty (A. K i s ł ó w , 1968,
1969). M ianowicie formom w yniesionym obszaru odpowiada w zrost pręd
kości, obniżanym zaś — zm niejszenie wartości, CO' łatwo tłum aczy się fak
tem, że starsze wiekowo utw ory, zazwyczaj bardzo zwięźłe, charakteryzują najczęściej większe w artości prędkości rzeczywistych (warstwowych).
Prędkości w arstw ow e (lub kompleksowe poszczególnych kompleksów lito-stratygraficznych) dla obszaru zachodniego Przedgórza przedstaw ia ta bela 2.
Określenie przeciętnych w artości w arstw ow ych prędkości średnich jest bardzo* .trudne z uw agi n a duże rozrzuty w artości zależnie od położenia i głę
bokości występowania.
W yniki w ykonanych parni arów w odw iertach zostały przedstaw ione w postaci rozkładów prędkości dla poziomów n a głębokości 500 m (fig. 6) oraz 1500 m (fig. 7). Głębokości są liczone od powierzchni, co jednak w re-
— 501
T a b e l a 2
Prędkości warstwowe dla poszczególnych kompleksów liitolagiczmo-stratygraficznych
¡na obszarze zachodniego Przedgórza Karpat iw m/selk
T a £> jih u; a 2
H oM n n ep cciib ie ckoiPo c t h ¡ajih O T ^ ejib H b ^ Ji.HTOJioiroMCTjłaTiiirpaK^HHeoKHK KOiMUJienicoB b p a fto H e 3 a n a flH o r o npe^ropbfl KapnaT, b M/ceK
kompleksy g r a n ic e wahaii średnio
jura górna - wapienie 4500-5500 5000
t r i a s - kajper - mułowce 3400-4000 3700 t r i a s - wapień muszlowy - w apienie 4800-5700 5200 t r i a s - piaskowiec p str y - piaskowce 3700-3900 3800 karbon górny - mułowce i piaskowe© 3800-4700 3900
karbon dolny - w apienie 5000-6500 5600
dewon górny - w apienie 5200-6200 5600
dewon środkowy - dolom ity 6000-6700 6300
dewon dolny - piaskowce 4500-5000 4800
prekambr - utwory zmetamorfizowane 4600-5800 5000
gionalnym ujęciu n ie w pływ a n,a uzyskiw any pbraz rozkładu prędkości. N a m apach zarysow ują się form y „prędk ościowe”, przy czym n a płytszej m a
pie odźwier ci edllają się form y i stosunki przy powierzchniowe, natom iast n a głębszej zaczynalją zarysowyw ać ¡się k ształty podłoża. I tak, w poziomie 1500 m od wschodu, pomiędzy Bochnią i Wieliczką, .zaznacza się obniżenie prędkości, słalbó widoczne n a „w yniesieniu prędkościowyim” K raków —M y
ślenice. Przypuszczalnym przedłużeniem w k ieru n k u zachodnim poprzed
niego obniżenia jest now a form a ,,synM inalna” przebiegająca n a NE od Wa
dowic. „W yniesienie prędkosciowe” K raków —Myślenice jest w yw ołane obecnością znanego paleozoięznego w yniesienia Dębnik. O bjaśnienie „obni
żeń” jest różne: w części wschodniej przyczyną są w arstw y toirtońskie, gdy natom iast na zachodzie dołącza się w pływ utw orów górnego karbonu.
Z analizy m ap rozkładu prędkości średnich m ożna wnioskować, że istnie
je, ogólnie biorąc:
1. znaczne zróżnicowanie w ystępujących prędkości średnich,
2. powiązanie form w rozkładzie z ogólnymi rysam i budow y geologicz
nej obszaru.
O statnie stw ierdzenie całkowicie pokryw a się z w nioskam i w yrażonym i wcześniej o związku pom iędzy f ormami stru k tu raln y m i n a Przedgórzu i roz
kładem prędkości. Równocześnie fak t istn ien ia dużych gradientów p ręd kości narzuca m etodykę posługiw ania się zm iennym i w artościam i prędkości średnich przy interpretacji m ateriałów sejsmicznych, gdyż w przeciw nym razie zachodzi obawa popełnienia dużych błędów w określaniu zalegania granic sejsm icznych oraz trudności pow iązania m ateriałów z różnych lat prac.
Fig. 6.Rozkładprędkościśrednichdla poziomu500 m. l — punkt pomiaruprędkości;2 — brzegKarpat; 3 — linierównychprędkości ®nr. 6.Paicrcpe«e.jieHiHe cpeiA'HHXoKopocreHHarJiyifeHe 500 m ^ — tohkh3<ł'MopoBcKopocTeft; 2 — óeper KapnaT, 3 jihhhhpaBHbixckoiPoctch
— 503 —
ist«-1
1 ñ »
/ / ¡¿u
K M
m/ / r /i >?//
too®--- »N
GRANICE SEJSMICZNE
Koniecznym w arunkiem popraw nej in te rp retacji sejsm icznego przekroju je st posiadanie n a nim w yraźnych granic rozdziału, których stratygraficzne położenie może być dokładnie określone. Tak jest ze znaną przew odnią g ra
n ic ą refleksyjną w stropie kom pleksu gipsowo -anhydrytow ego na Przedgó
rzu, k tó ra może być bez trudności rozpoznana i skorelow ana n a dużych ob
szarach, naw et bez potrzeby, dow.iązy w ania się do w ierceń (pozostaje tylko konieczność korygowania głębokości). To jest m ożliwe dzięki specyficznym w arunkom geologicznej 'budowy Przedgórza, stw arzającej korzystne układy sprężyste — z jednej strony, oraz możliwości korelacyjne — z drugiej.
Nia obszarze zachodniego Przedgórza pomiędzy Bielskiem i K rakow em podobne korzytstne w aru n k i nie w ystępują. Spraw a kom plikuje się przez okoliczność, że chodzi nam o rozpoznanie głębszego' kom pleksu w arstw , po
niżej pierwszej w yraźnej granicy w spągu utw orów miocenu lub jury.
Na fig. 1 przedstaw iono przekrój, n a którym granice w ykreślone odm ien
nym i sposobami mogły być ustalone tylko dzięki dow iązaniu do głębokich odwiertów.
W yrazistość granic je st zależna od dwóch zasadniczych czynników : a. sumy ogólnych w arunków tzw. sejsmoigeologicznych,
b. sposobu rejestracji, w łączając nie tylko m etodykę, lecz i ogólne mo
żliwości techniczne stosowanego typu urządzenia odbiorczego' oraz sposobu wzbudzania fal sprężystych.
Poniżej jest przedstaw iona próba ilościowej oceny jakości granic odbija
jących tak, jak one w yglądają w św ietle uzyskanych i podanych w yżej in
form acji O' rozkładzie własności sprężystych w skałach i w przekroju pio
nowym. Za podstawę oceny ilościowej w zięto m ateriały zebrane n a fig. 5.
W ykorzystano znany w zór n a współczynnik odbicia:
A = (v$d2—v 1di)/\(v1d 1 + v 2d2) lub A = (/2- / i ) / ( / 2+ /:)
gdzie:
Ui i v 2 — prędkości warstw ow e, d 1 i d 2 — ciężary objętościowe dla tych w arstw, fi i f 2----oporności falowe, wyliczone w edług w zo ru : f t = v id i.
Wartości prędkości oraz ciężarów objętościowych zostały albo wzięte z bezpośrednich pomiarów profilow ania w odw iertach lub pom iarów w rdze
niach, albo też przyjęte jako zbliżone i domniemane, a możliwe do wyko
rzy stan ia z bliskiego otoczenia. Ze w zględu n a niejiakie trudności w ustala
n iu czy też przyjęciu tych czy innych Wartości prędkości z uw agi n a niezbyt w ysoką dokładność określania prędkości za pomocą konw encjonalnej m eto
d y pom iarów w cienkich w arstw ach, zastosowano kontrolę i selekcję w ar
tości za pomocą w zoru zaproponowanego przez N. N. P u z y r i e w a (1959) dla 'zależności pomiędzy prędkością i ciężarem objętościowym dla utw orów piaszczysto-ilastych i niektórych węglanowych:
v — 6 d — '11 fcm/sek lu b po przekształceniu d = 0,167 v + 1,83 G/cm3.
Początkowo skontrolow ano możliwość stosow ania wymienionego wzoru w w arunkach Przedgórza n a posiadanych inform acjach pom iarow ych nie w yw ołujących zastrzeżeń, następnie zaś użyto wzoru do określania b rak u jących danych dla naszych obliczeń (v liib d), jeżeli by ła znana tylko jedna wartość.
W te n sposób zostały określone w artości falowych oporności f i współ
czynników A. Posługując się nim i opracowano zestawienie współczynników
— 505 —
dla poszczególnych odw iertów i serii .stratygraficznych (taib. 3). Oprócz w ar
tości współczynników d la szeregu profilów odw iertów na obszarze Bielsko—
—K raków —Busko, tab. 3 dostarcza wiadomości odnośnie do ogólnej ilości inform acji dla poszczególnych serii stratygraficznych. Z tabeli w ynika, że najwięcej ilościowych oznaczeń istnieje dla serii karbonu dolnego oraz d e
w onu górnego i środkowego.
T a b e i a ' 3 Zestawienie współczynników fizycznych .dla odwiertów na 'Obszarze zachodniego
¡Przedgórza dla poszczególnych ¡serii stratygraficznyoh
T a 5 jih u a 3
C o ń o c T a B J ie H H e 43H3HHecKHx ho3(J)<J)hu,hchtob a;:«' cKBaiKHH b ip a if o tte 3ainafl-Horx>
u p e r t r o p b a K a p n a T ^jih o m fle jib H b u c crp a T H irp a < ł> H ^ e o Kh x K O M njieM caB
f oporność falowa = V d A-współczynnik odbicia = v^d? + Vidi p-wspotczynnik załam ania - — zd -d an e odnoszą się do warstwy zlepieńca dębowieckiego
n .c is sz -d a n s cincssą si? do warstw nasunięci cieszyńsk.-e^o
N a podstaw ie tabeli. 2 oraz fig. 4 i 5 opracowano ¿biorcze zestaw ienie param etrów petirafizycznych i współczynników odbicia d la różnych serii lito-stratygraficznych (talb. 4). W artości współczynników są rozpatryw ane
•jako przeciętne dla całego obszaru przy dodatkow ym uzupełnianiu ich w ar
tościami dla niektórych odw iertów celem poglądowego przedstaw ienia poło
żenia danego odw iertu n a ogólnym tle rozkładu ciężarów objętościowych.
Celem bardziej w yrazistego przedstaw ienia w yników podanych w tabeli 3 w ykonano fig. 8, na której uwidoczniono irozkład oporności falow ych f po
szczególnych kompleksów n a danym obszarze. Ogólna zasada interpretacji tego .rysunku jest taka, że nie są spodziew ane odbicia od granicy dwóch kompleksów, jieżeli oporność falowa dolnego kom pleksu będzie m niejsza (aniżeli w kom pleksie górnym . W oparciu o dane tego rysunku można prze
w idyw ać w arunki odbicia d la dowolnych układów kom pleksów ze znanym i w artościam i oporności falowych. Na tejże fig. 8 pokazano miejsce niektó
rych odw iertów n a podstaw ie tab. 4. I ta k z ry su n k u w ynika, że n a obszarze Słom nik nie m a podstaw do uzyskania refleksów w stropie górnego karbo- nu, lecz należy spodziewać się ich w stropie kaibonu dolnego lub dewonu.
W K ętach ,również m ożna spodziewać się odbić w prekamibrze, lecz są one niemożliwe w Słomnikach. W ten sposób znając poszczególne oporności fa
low e w arstw można przew idyw ać możliwości uzyskiw ania granic reflek
syjnych.
Je st zatem rzeczą Ważną posiadanie ilościowych danych dla oceny jakoś
ci granic odbijających i to w dowolnych Wiairunkach zalegania, gdyż z góry można przewidzieć efekty prac sejsm icznych w danym rejonie. Uprzednie inform acje mogą pomóc w wyborze odpowiedniej m etodyki rejestracji, n a przykład przy w yborze sposolbu i ilości grupow ania geofonów.
Tabela 5 zaw iera zestaw ienie współczynników odbicia A dla przekroju norm alnego według fig. 5. Dane zaw ierąją zakresy w ystępow ania współ
czynników oraz ich przeciętne wartości. Zw raca tu taj uw agę przedstaw ie
n ie możliwości rejestracji stropu prekamforu w w arunkach bardzo szerokie
go zakresu w ahań ciężarów objętościowych w utwiorach dolnego dewonu — od 2,40 do 2„7i9 G/cm3. Z tego względu w spółczynnik A .dla stropu utw orów prekam bru rów nież w aha się w szerokich granicach — od 0 do 0,3'2. W p rak tyce jed n ak te szerokie możliwości znacznie .zwężają się i w ahają się w gra
nicach 0,0—0,10.
Ponieważ rzeczyw iste w arunki geologiczne są bardziej skompłikow.ane, ,ze względu n a tektonikę i denudację w obrębie poszczególnych bloków, przeto należało uwzględnić i te możliwości, co zostało uczynione i przedsta
wione w tab. 5. Takie zestaw ienie uw zględnia wszystkie m ożliwe kom bina
cje układów kompleksów lito-stratygraficznych jakie mogą pow stać w realnych geologicznych w arunkach obszaru. Aby uzyskać potrzebne dane d la dowolnego rzeczywistego u kładu w arstw , należy w ybrać odpowiednią rub ry k ę pionową z lewej strony tabeli (kompleks w nadkładzie) i śledząc
T a b e l a 4
Określenie parametrów petrograficznych d współczynników odbicia dla różnych serii istratygraficzno-Mitologicznych na obszarze ¡zachodniego Przedgórza Karpat
(Bielsko—Kraków—Busko) T a 6 jih i j a 4
O np eflejieH w e n etpcxj)H3hn e c ithx n ap a M eu p o B h kosiJkJdHijHeHtob
oT.pasKeHHH iiyia pa3H bix JMTOjioPOHCTpaTHrp acJra^ecKHz KOMiiJieKeoB
b paflo H e 3anaflHorx> rapeflropbH K apoiaT (BejibCKo— K p a K o a — B y o ito )
