Pawe³ Henryk Karnkowski*,**

Karboñski etap rozwoju basenu lubelskiego jako g³ówne stadium generacji wêglowodorów w utworach m³odszego paleozoiku Lubelszczyzny wyniki modelowañ geologicznych (PetroMod) Pawe³ Henryk Karnkowski*,** Przegl¹d Geologiczny, vol. 51, nr 9, 2003 Carboniferous time in the evolution of the Basin as the main hydrocarbon formation stage in the 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. n the case of hydrocarbon exploration in the 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 CA) 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/m 2 ) 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. Evolution of the organic matter maturity in the area obtained as result of computer aided simulations (PetroMod) shows that Carboniferous stage of the basin formation was the main phase for oil and gas generation. The reorganization of the Basin into the Synclinorium which in turn became included in the Polish Basin at the Late Jurassic time did not influence crucially the hydrocarbon 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 area. Key words: basin analysis, petroleum play, Basin ntensywne rozpoznawanie geologiczne Lubelszczyzny trwa ju od ponad czterdziestu lat. Powodem tak znacznego zainteresowania geologów tym regionem jest wystêpowanie z³ó wêgla oraz gazu ziemnego i ropy naftowej. Odkrycia z³ó wêglowodorów datuj¹ siê w tym rejonie od 1967 r. (z³o e gazowe, Karnkowski, 1993). Znaczna liczba wierceñ, wykonanych w latach szeœædziesi¹tych i siedemdziesi¹tych, umo liwi³a dobre rozpoznanie litologii, stratygrafii i tektoniki utworów paleozoicznych (g³ównie dewoñskich i karboñskich) wype³niaj¹cych synklinorium lubelskie***).. Liczne publikacje podsumowywuj¹ce ten okres maj¹ do dzisiaj znaczenie fundamentalne (Chi niakow & elichowski, 1974; Guterch i in., 1986; Mi³aczewski, 1981; Po aryski & Dembowski, 1983; elichowski, 1972, 1983; elichowski & Koz³owski, 1983). Z punktu widzenia niniejszej pracy bardzo wa nym elementem w rozpoznaniu geofizycznym omawianego obszaru by³o okreœlenie wspó³czesnych i minionych stosunków termicznych. W drugiej po³owie lat siedemdziesi¹tych ukaza³o siê kilka artyku³ów poœwiêconych temu zagadnieniu (Majorowicz, 1975, 1978; Drwiêga, 1979; Drwiêga & Myœko, 1980). stotn¹ cezurê w publikowaniu opracowañ z *Wydzia³ Geologii Uniwersytetu Warszawskiego, ul. wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; karnkowski@uw.edu.pl **PGNiG S.A, Oddzia³ Górnictwo Naftowe Biuro Geologiczne 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 & Narkiewicz, 2003; Narkiewicz, 2003) w niniejszym artykule autor u ywa 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 odniesieniu do rozwoju sedymentacji, subsydencji, wynoszenia i erozji utworów paleozoicznych w okresie dewonu i karbonu Lubelszczyzny stanowi rok 1983 ukazuje siê wtedy praca Majorowicza, Marka i Znoski (1983) omawiaj¹ca ówczesny stan wiedzy i pogl¹dów na zagadnienia paleogeotermii w synklinorium lubelskim. Warto tutaj zacytowaæ 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 obserwowanych wspó³czeœnie... Do kompleksowego opracowania zagadnieñ stopnia dojrza³oœci materii organicznej w utworach dewonu i karbonu 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 liwiaj¹cymi jednowymiarowe (na bazie pojedynczego profilu wiertniczego) modelowanie warunków generacji wêglowodorów (Burzewski i in., 1998). Przystêpuj¹c do modelowañ dwuwymiarowych (wzd³u wybranych przekrojów geologicznych) autor dysponowa³ 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 przedstawiaj¹cych 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, przykrawêdziowej strefie kratonu wschodnioeuropejskiego 783

(ryc. 1). Od po³udniowego zachodu do platformy wschodnioeuropejskiej przylega na LubelszczyŸnie masyw ma³opolski o kadomskim wieku konsolidacji (Po aryski & Tomczyk, 1968). W neoproterozoiku i starszym paleozoiku istnia³ tutaj basen sedymentacyjny, który by³ czêœci¹ zespo³u basenów w zachodniej czêœci platformy wschodnioeuropejskiej (Po aryski & Tomczyk, 1968; Po aryski, 1977; Po aryski & Kotañski, 1979; Areñ & Lendzion, 1978; Jaworowski, 1978, 1997; Poprawa i in., 1999; Poprawa & 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 jednostce ³ysogórskiej jest ci¹g³e przejœcie sedymentacyjne miêdzy sylurem a dewonem (Tomczyk i in., 1977). Równie ci¹g³e przejœcie od syluru do dewonu jest na LubelszczyŸnie, gdzie i³owce i mu³owce sylurskie z graptolitami przechodz¹ w zgodnie na niej le ¹c¹ formacjê sycyñsk¹ (morskie 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 lubelskiego 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 jednoznacznie zestawiæ mi¹ szoœci osadów na LubelszczyŸnie starszych od emsu, to stwierdzenie, e wzór rozk³adu mi¹ szoœci osadów old redu by³ podobny do dobrze udokumentowanych depocentrów w œrodkowym i póÿnym dewonie oraz w karbonie, jest szalenie 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... ( elichowski & Koz³owski, 1983) zestaw map litofacjalno-mi¹ szoœciowych rozpoczyna siê dopiero od eiflu. Dla autora w³aœnie te mapy by³y podstaw¹ do konstrukcji przekrojów 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 chronostratygraficzne, 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 pokrywaj¹ siê z granicami chronostratygraficznymi i tak samo jest w przypadku Lubelszczyzny. Stworzone i u ywane przez A. M. elichowskiego takie wydzielenia jak formacje: Huczwy, Terebina, Dêblina, a, Magnuszewa, znakomicie pozwalaj¹ rozdzieliæ profil karbonu na podstawie 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 charakteryzuje siê wystêpowaniem klastycznych osadów pstrych we wschodniej czêœci basenu oraz wapieni, dolomitów i anhydrytów w czêœci zachodniej. Pomimo znacznego zró - nicowania litofacjalnego nie obserwuje siê istotnych ró - nic mi¹ szoœciowych, gdy zarówno w obszarze facji piaskowcowej, jak i facji wêglanowo-anhydrytowej maksymalna 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. Porównuj¹c 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 KALEDONDY PÓ NOCNE Koszalin NEMECKO-POLSKE NORTH GERMAN-POLSH Szczecin CALEDONDES GRZBET WOLSZTYNA zasiêg polskiego basenu czerwonego sp¹gowca extent of the Polish Rotliegend Basin MASYW CZESK BOHEMAN MASSF Pi³a WOLSZTYN RDGE Poznañ Wroc³aw KRATON WSCHODNOEUROPEJSK EAST EUROPEAN CRATON Toruñ WARYSCYDY ARSCDES 100km BLOK GÓRNOŒL SK UPPER SLESAN BLOCK Warszawa BLOK YSOGÓRSK YSOGÓRY BLOCK MASYW MA OPOLSK MA OPOLSKA MASSF Kraków KARPATY CARPATHANS WEK KONSOLDACJ: CRUSTAL CONSOLDATON: ALPEJSK ALPNE HERCYÑSK HERCYNAN KALEDOÑSK CALEDONAN KADOMSK CADOMAN PRZEDGRENWLSK PRE-GRENLLAN Obecny zasiêg karbonu w synklinorium lubelskim Present extent of the Carboniferous in the Synclinorium Kielce BLOK MA OPOLSK KELCE BLOCK Ryc. 1. Obecny zasiêg wystêpowania utworów karboñskich w synklinorium lubelskim na tle mapy konsolidacji pod³o a Fig. 1. Present extent of the Carboniferous in the Synclinorium against the crustal consolidation background z³o a wêglowodorów w utworach dewonu lub karbonu w synklinorium lubelskim oil and gas fields in the Devonian or Carboniferous deposits in the Synclinorium area obecny zasiêg karbonu present extent of the Carboniferous Ryc. 2. Lokalizacja przekrojów geologicznych wykorzystywanych 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 Carboniferous deposits in the Synclinorium area 784

wêglanowe (wapienie i dolomity) o mi¹ szoœciach nierzadko 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 klastyczne, co œwiadczy o znacznym spadku wielkoœci subsydencji w koñcu dewonu. Etap póÿnodewoñski rozwoju basenu lubelskiego charakteryzuje siê wiêc znacznym przyœpieszeniem tempa subsydencji w stosunku do okresu poprzedniego, 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 margle z przewarstwieniami i³owców i mu³owców (Skompski, 1996; Waksmundzka, 1998) o mi¹ szoœci nie przekraczaj¹cej 300 m. Najwy szy wizen górny i namur A (formacja terebiñska) 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 póÿnego dewonu (por. Narkiewicz i in., 1998). Formacja dêbliñska (najwy szy namur A do najni szego westfalu A) to g³ównie piaskowce z przewarstwieniami i³owców i mu³owców z wk³adkami wêgli i wapieni; maksymalne 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 tektonicznej by³o zbli one do poprzedniego okresu (por. Narkiewicz i in., 1998). Najm³odsza (westfal C D stefan?) formacja karboñska w basenie lubelskim (formacja magnuszewska) charakteryzuje siê podobnym wykszta³ceniem jak formacja lubelska, 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 tufitów. Górna czêœæ osadów zosta³a zerodowana, ale maksymalne 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 westfalu, 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 a. 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 synklinorium 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 silnej 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 mezozoiku 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 istotnych 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 CA. Autor zestawi³ wiêc dostêpne dane archiwalne 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 R o = 0,7 0,9%. Tylko w rejonie Tomaszowa Lubelskiego refleksyjnoœæ ta wzrasta do wartoœci R o = 1%. zolinie uk³adaj¹ siê równolegle do rozci¹g³oœci basenu, czyli z SE na NW. Badania refleksyjnoœci witrynitu uzupe³niono badaniami CA, które potwierdzaj¹ regionalny wzór rozk³adu dojrza³oœci materii organicznej na LubelszczyŸnie (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 CA dla karbonu (Grotek i in., 1998). Porównuj¹c mapki karboñskich wskaÿników (R o, CA) 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 wymodelowanie 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 paleogeotermicznych, mia³ œwiadomoœæ zbudowania co najmniej dwuetapowego geologicznego modelu termicznego Lubelszczyzny. 785

Wyniki modelowañ Ju pierwsze symulacje pokaza³y, e pomiêdzy wspó³czesnym strumieniem cieplnym, weryfikowanym przez rozk³ad temperatur wg³êbnych pomierzonych w otworach wiertniczych, a wartoœciami wskaÿników dojrza³oœci 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 strumienia 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 cieplnego 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 Majorowicza i in. (1983) œrednie wartoœci dla synklinorium lubelskiego na poziomie ok. 50 mw/m 2, to wartoœci dla okresu starszego (dewon karbon) wydaj¹ siê zaskakuj¹co wysokie. Pomimo wielokrotnych symulacji i sprawdzania danych wejœciowych nic nie wskazywa³o, eby uzyskany obraz mo na by³o zakwestionowaæ. A przecie uzyskane wartoœci (90 130 mw/m 2 ) wed³ug danych podrêcznikowych odpowiadaj¹ strefom ryftowym (Allen & Allen, 1990). Autor stan¹³ przed dylematem: czy mo na dalej prowadziæ rozwa ania geologiczne o generacji wêglowodorów, 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 programem 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 strumienia cieplnego. PetroMod liczy przy za³o onym strumieniu cieplnym, co umo liwia na ka dym etapie rozwoju basenu (pogr¹ enia) œledzenie wg³êbnego rozk³adu temperatur. Przeanalizowano wiêc ró ne schematy paleotemperatur i zestawiono kilka map, z których rozk³ad temperatur w stropie dewonu/sp¹gu karbonu w czasie schy³ku karbonu wydaje siê najbardziej reprezentatywny do dalszych dociekañ (ryc. 4). By³ to czas najwiêkszego pogr¹ enia osadów paleozoicznych w basenie lubelskim, czyli paleotemperatury 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 procesów wêglowodorów dla otworu G 1 pokazuje z koñcem karbonu dla powierzchni dewon/karbon wartoœæ temperatury w granicach 150 C (por. tam e Fig. 2). Równie inne wyniki modelowañ paleotemperatur dla tego wiercenia (142 o C), jak i dla ca³ego basenu lubelskiego, HF HF 50 45 40 35 30-2 [mwm ] 130 120 130 120 110 100 90 110-2 [mwm ] 90 35 100 40 45 50 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 nadspodziewanie podobne wyniki. Na szczêœcie nie trzeba by³o koñczyæ tych rozwa añ na etapie modelowañ. ntensywne badania petrologiczne prowadzone pod k¹tem diagenezy piaskowców karboñskich, a w szczególnoœci badania inkluzji fluidalnych w cementach, 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 diagenezy poddane by³y dzia³aniu maksymalnej temperatury ok. 120 o C, 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 najwiêksze pogr¹ enie, a zatem i najwy sze paleotemperatury. Do podobnych wniosków dochodzi równie ywiecki 30 130 120 110 100 100 40 110 120 130 Ryc. 3. Rozk³ad uœrednionego strumienia cieplnego na obszarze Lubelszczyzny: A w dewonie (od eiflu) i karbonie, B od permu do dziœ Fig. 3. Maps of average heat flow values obtained from the computer-aided simulation (PetroMod): Devonian (Eifelian) Carboniferous time, B during Permian to present time B A 786

90 C 100 C 80 C 170 C 70 C 160 C 150 C 140 C 70 C Ryc. 4. Rozk³ad temperatur w stropie dewonu/sp¹gu karbonu w czasie schy³ku karbonu Fig. 4. Temperature distribution pattern at the bottom of Carboniferous during the Westphalian/Stephanian time 80 C 90 C 100 C Przegl¹d Geologiczny, vol. 51, nr 9, 2003 (2002), który na podstawie badañ temperatury homogenizacji inkluzji fluidalnych w utworach dewoñskich podaje jeszcze wy sze temperatury. nformacja ta pochodzi z abstraktu 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 cieplnego dla dewonu i karbonu te s¹ prawid³owo wymodelowane. Je eli tak, to wynikaj¹ z tego faktu okreœlone konsekwencje w rozwa aniach o warunkach generacji wêglowodorów w basenie lubelskim oraz implikacje geotektoniczne. 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 wêglowodory p³ynne i gazowe lub, gdzie ten proces jeszcze siê nie rozpocz¹³. Wszystko to odbywa siê w przestrzeni lubelskiego basenu sedymentacyjnego w okresie dewon karbon, a póÿniej w synklinorium lubelskim, które pocz¹tkowo jest erodowane (perm trias), a od jury œrodkowej wci¹gniête w intensywny cykl sedymentacyjny póÿnojurajsko kredowy basenu polskiego. Wybrane etapy ewolucji dojrza³oœci materii organicznej na LubelszczyŸnie obecnie present schy³ek triasu decay of Triassic Ryc. 5. Model ewolucji generacji wêglowodorów wzd³u przekrojów:,, (uzyskanych w wyniku modelowañ 2D, PetroMod) Fig. 5. Evolution of the hydrocarbon formation along lines:,, (based on the computer aided simulation, PetroMod) schy³ek karbonu decay of Carboniferous wizen œrodkowy Middle isean niedojrza³e immature okno ropne oil window okno gazowe gas window przejrza³e overmature 787

przedstawiono wzd³u piêciu profili (ryc. 5, 6). Zdecydowano siê tak rozdzieliæ te przekroje, gdy reprezentuj¹ one trochê inn¹ historiê geologiczn¹ (w rejonie po³udniowym basenu lubelskiego wczesnokarboñska erozja usunê³a prawie ca³kowicie osady œrodkowego i górnego dewonu). Prezentowane ryciny pokazuj¹: 1 etap œrodkowowizeñski, czyli iloœæ osadów dewoñskich nagromadzona w basenie lubelskim, a nie usuniêta 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 jurajsko-kredowym; 4 stan obecny. obecnie present schy³ek triasu decay of Triassic schy³ek karbonu decay of Carboniferous wizen œrodkowy Middle isean schy³ek dewonu decay of Devonian niedojrza³e immature okno ropne oil window okno gazowe gas window przejrza³e overmature Ryc. 6. Model ewolucji generacji wêglowodorów wzd³u przekrojów:, (uzyskanych w wyniku modelowañ 2D, PetroMod) Fig. 6. Evolution of the hydrocarbon formation along lines, (based on the computer aided simulation, PetroMod) Na tle poszczególnych etapów rozwoju geotektonicznego 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 wszystkie istotne procesy termiczne dla przemian materii organicznej w wêglowodory p³ynne i gazowe zachodzi³y w karbonie. PóŸniejsze wydarzenia tektoniczno-erozyjno-sedymentacyjne mia³y przede wszystkim wp³yw na powstanie 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 tektonizacja osadów paleozoicznych w formê szeregu ci¹gów strukturalnych (synklin i antyklin), kiedy uskoki zaczê³y dzieliæ by³y basen na strefy mniej lub bardziej wynoszone i erodowane, a w koñcu osi¹gn¹³ on formê synklinorium wtedy ukszta³towa³y siê z³o a wêglowodorów zarówno w osadach dewoñskich, jak i karboñskich. Czêœæ z³ó ma charakter wielowarstwowy i zdarza siê (np. z³o e ), 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 rozpocz¹³ 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 struktura mo e byæ potencjalnym z³o em gazu. Natomiast ropa naftowa, która migruje na zdecydowanie mniejsze odleg³oœci ni gaz ziemny, w wiêkszoœci przypadków przywi¹zana jest do stref, tzw. okna ropnego, które w wyniku modelowañ staramy siê ustaliæ. Poniewa w synklinorium lubelskim poszukiwania prowadzi siê w ró nych formacjach karbonu i dewonu najprzydatniejsze do takich poszukiwañ 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 szanse na wystêpowanie z³ó ropy naftowej s¹ w utworach karbonu, chocia i te s¹ ograniczone. Silne zdyslokowanie obszaru synklinorium lubelskiego nie wyklucza mo liwoœci migracji rop naftowych wzd³u stref uskokowych, a wiêc i przypadków, e w wymodelowanych strefach przejrza³ych 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 generacji wêglowodorów na LubelszczyŸnie. Podsumowanie i wnioski 1. Dobre rozpoznanie geologiczne Lubelszczyzny w zakresie stratygrafii, litologii, subsydencji i erozji umo liwiaj¹ przygotowanie danych do modelowañ komputerowych. Równie znajomoœæ parametrów kalibruj¹cych (rozk³ad wspó³czesnych temperatur, wartoœci refleksyjnoœci witrynitu i CA ) jest zadawalaj¹ca. 2. Wyniki modelowañ komputerowych (PetroMod) umo liwi³y przedstawienie mapy rozk³adu uœrednionych wartoœci strumienia cieplnego dla œrodkowego i póÿnego 788

strop franu top of Frasnian strop namuru A top of Namurian A 6. Obecne rozmieszczenie stref dojrza³oœci materii organicznej wskazuje, e utwory dewoñskie w wiêkszoœci przypadków 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. strop ywetu top of Givetian niedojrza³a immature okno ropne oil window okno gazowe gas window przejrza³a overmature strop eiflu top of Eifelian strop wizenu top of isean sp¹g karbonu bottom of Carboniferous dewonu oraz karbonu. Wartoœci te s¹ bardzo wysokie (90 130 mw/m 2 ) 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 wskazuj¹ na podobny zakres temperatur w osadach karboñskich uzyskanych 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 karbonu Lubelszczyzny. Ryc. 7. Przestrzenna zmiennoœæ dojrza³oœci materii organicznej na wybranych powierzchniach strukturalnych w obrêbie utworów dewonu i karbonu synklinorium lubelskiego (efekt modelowañ 2D, Petrod) Fig. 7. Spatial variability of the organic matter maturity on the selected stratigraphic surfaces within the Devonian and Carboniferous deposits filling the Synclinorium (results of 2D modelling, PetroMod) Literatura ALLEN P. A. & ALLEN J. R. 1990 Basin analysis. Principles and applications. Blackwell. Sc. Publ. Oxford. ANTONOWCZ L., HOOPER R. & WANOWSKA E. 2003 Synklina lubelska jako efekt cienkonaskórkowych deformacji waryscyjskich. Prz. Geol., 51: 344 350. AREÑ B. & LENDZON K. 1978 Charakterystyka stratygraficzno-litologiczna wendu i dolnego kambru. [W:] Wybrane problemy stratygrafii wendu oraz dolnego kambru na platformie prekambryjskiej w Polsce. Pr. nst. Geol., 90: 7 46. BOTOR D., KOTARBA M. & KOSAKOWSK P. 2002 Petroleum generation in the Carboniferous strata of the Trough (Poland): an intergrated geochemical and numerical modelling approach. Organic Geochemistry, 33: 461 476. BURZEWSK W., KOTARBA M., BOTOR D., KOSAKOWSK P. & S UPCZYÑSK K. 1998 Modelowanie procesów generowania i ekspulsji wêglowodorów w utworach m³odszego paleozoiku obszaru radomsko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. nst. Geol., 165: 273 284. CH NAKOW A.W. & ELCHOWSK A.M. 1974 Zarys tektoniki obszaru lubelsko-lwowsk ego. Kwart. Geol., 18: 707 719. DADLEZ R. 2003 Synklina lubelska jako efekt cienkonaskórkowych deformacji waryscyjskich dyskusja. Prz. Geol., 51: 729 730. DADLEZ R., MAREK S. & POKORSK J. (eds) 1998 Atlas paleogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Polsce. 1 : 2 500 000. Pañstw. nst. Geol., Warszawa. DRWÊGA Z. 1979 Charakterystyka geotermiczna Lubelskiego Zag³êbi¹ Wêglowego. Tech. Poszuk. Geol., 18: 1 10. DRWÊGA Z. & MYŒKO A. 1980 Wyniki badañ ziemskiego strumienia cieplnego obszaru lubelskiego na tle jego tektoniki. Publ. nst. Geoph., PAN, A 8: 169 180. GROTEK., MATYJA H. & SKOMPSK S. 1998 Dojrza³oœæ termiczna materii organicznej w osadach karbonu obszaru radomsko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. nst. 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.., CRAG L. E., SMTH A. G. & SMTH D. G. 1990 A geological time scale 1989. Cambridge Univ. Press. New York. JAWOROWSK K. 1978 Charakterystyka sedymentologiczna osadów morskich z pogranicza prekambru i kambru. Pr. nst. Geol., 90: 145 151. JAWOROWSK K. 1997 Warunki depozycyjne cia³ piaszczystych kambru dolnego i œrodkowego w polskiej czêœci platformy wschodnioeuropejskiej. Biul. Pañstw. nst. Geol., 377. 789

JAWORSK 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. KARNKOWSK P.1993 Z³o a gazu ziemnego i ropy naftowej w Polsce. Ni Polski, T. 1: 1 214. KARNKOWSK P. H. 1999 Origin and evolution of the Polish Rotliegend Basin. Polish Geol. nstitute Special Papers, 3: 1 93. KOZ OWSKA A. 2002 Diageneza piaskowców górnego karbonu w pó³nocno-zachodniej czêœci rowu lubelskiego. Praca doktorska. Archiwum Pañstw. nst. Geol. KRZYWEC P. & NARKEWCZ M. 2003 O stylu strukturalnym kompleksu dewoñsko-karboñskiego Lubelszczyzny w oparciu o wyniki interpretacji danych sejsmicznych. Prz. Geol., 51: 795 797. MAJOROWCZ J. 1975 Warunki geotermiczne Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego w rejonie êcznej. Prz. Geol., 23: 614 620. MAJOROWCZ J. 1978 Zwi¹zki pola geotermicznego z uwêgleniem w polskich basenach wêglowych. Kwart. Geol., 22: 497 510. MAJOROWCZ J., MAREK S. & ZNOSKO J. 1983 Paleogeotermika centralnego i po³udniowo-wschodniego Ni u Polskiego i jej wp³yw na generowanie wêglowodorów. Kwart. Geol., 27: 1 24. MERTA H., WLCZEK T. & KOTARBA M. 1996 Hydrocarbon potential of Carboniferous source rocks in the NW part of the region. Oil and Gas News, 6: 109 120. M ACZEWSK L. 1981 Dewon po³udniowo-wschodniej Lubelszczyzny. Pr. nst. Geol., 101: 1 90. M ACZEWSK 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. NARKEWCZ M. 2003 Tektoniczne uwarunkowania rowu lubelskiego (póÿny dewon karbon). Prz. Geol., 51: 771 776. NARKEWCZ K., GROTEK. & MATYJA H. 1998 Dojrza³oœæ termiczna materii organicznej w utworach górnodewoñskich obszaru radomsko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. nst. Geol., 165: 235 244. NARKEWCZ M., POPRAWA P., LPEC M., MATYJA H. & M ACZEWSK L. 1998 Pozycja paleogeograficzna i tektoniczna a rozwój subsydencji dewoñsko-karboñskiej obszaru pomorskiego i radomsko-lubelskiego. Pr. Pañstw. nst. Geol., 165: 1 46. PLEWA M., PLEWA S., POPRAWA D. & TOMAŒ A. 1992 Poland. [n:] Geothermal Atlas of Europe. Gotha. POPRAWA P., SLAUPA S., STEPHENSON R. A. & LAZAUSKENE J. 1999 Late endian 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 neoproterozoiku-wczesnym paleozoiku na lubelsko-podlaskim sk³onie kratonu wschodnioeuropejskiego analiza subsydencji i zapisu facjalnego. Prz. Geol., 50: 49 63. PO ARYSK W. 1977 Powstanie i ewolucja krawêdzi starej platformy w Polsce w œwietle tektoniki p³yt. Kwart. Geol., 21: 361 363. PO ARYSK W. 1997 Tektonika powaryscyjska obszaru œwiêtokrzysko-lubelskiego na tle struktury pod³o a. Prz. Geol., 45: 1265 1270. PO ARYSK W. & TOMCZYK H. 1968 Assyntian orogen in south east Poland. Biul. nst. Geol., 237: 13 27. PO ARYSK W. & KOTAÑSK Z. 1979 Rozwój tektoniczny bajkalski oraz kaledoñsko-waryscyjski przedpola wschodnioeuropejskiej platformy w Polsce. Kwart. Geol., 23: 7 19. PO ARYSK W. & DEMBOWSK Z. (eds) 1983 Mapa geologiczna Polski i krajów oœciennych bez utworów kenozoicznych, mezozoicznych i permskich, l : 1 000 000. nst. Geol. Warszawa. SKOMPSK S. 1996 Stratigraphic position and facies significance of the limestone bands in the subsurface Carboniferous succession of the Upland. Acta Geol. Pol., 46: 171 268. TOMCZYK. H., PAJCHLOWA. M. & TOMCZYKOWA E. 1977 Poland. The Silurian Devonian boundary. [n:] The Silurian Devonian boundary. USG, Ser. A, 5: 65 68. WAKSMUNDZKA M.. 1998 Architektura depozycyjna basenu karboñskiego Lubelszczyzny. Pr. Pañstw. nst. Geol., 165: 89 100. ELCHOWSK A.M. 1972 Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami Œwiêtokrzyskimi i Bugiem. Biul. nst. Geol., 263: 1 97. ELCHOWSK A.M. 1983 Tektonika niecki brze nej i jej pod³o a miêdzy Warszaw¹ a Dêblinem w strefie uskoku Grójca. Biul. nst. Geol., 344: 199 224. ELCHOWSK A.M. 1987 Development of the Carboniferous of the SW margin of the East European Platform in Poland. Prz. Geol., 35: 230 237. ELCHOWSK A.M. & KOZ OWSK S. (eds) 1983 Atlas geologiczno-surowcowy obszaru lubelskiego. nst. Geol. Warszawa. YWECK M. 2002 Hot fluid episodes in sealed carbonate reservoir compartment as a gas field creation agent, Upper Devonian from SE Poland. AAPG Annual Meeti. 790