Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 2006

Sukcesja osadowa miocenu w rejonie zrêbu Ryszkowej Woli (obszar Sieniawa Rudka), zapadlisko przedkarpackie: wyniki facjalnej i stratygraficznej interpretacji danych wiertniczych oraz sejsmiki 3D Krzysztof Mastalerz 1, Anna Wysocka 2, iotr Krzywiec 3, Jacek Kasiñski 3, awe³ Aleksandrowski 4, Bartosz apiernik 5, Barbara Ryzner-Siupik 6, Janusz Siupik 6 K. Mastalerz A. Wysocka. Krzywiec J. Kasiñski. Aleksandrowski B. apiernik B. Ryzner-Siupik J. Siupik Miocene succession at the Ryszkowa Wola high (Sieniawa Rudka area), Carpathian Foredeep Basin: facies and stratigraphic interpretation of wellbore and 3D seismic data. rz. Geol., 54: 333 342. Summary.TThe olish Carpathian Foredeep Basin (CFB) is the northern compartment of a foreland basin system that surrounds the Carpathian orogenic belt. The axis of the eastern part of the CFB plunges gently towards SE, where the Miocene basin-fill succession exceeds 2 metres in thickness. The Miocene succession developed in shallow marine ramp settings and is subdivided into 3 lithostratigraphic units: sub-evaporitic (onshore-to-nearshore), evaporitic, and supra-evaporitic (offshore-to-estuarine). The upper unit includes a siliciclastic series (Upper Badenian Sarmatian), which constitutes the main segment of the succession. It displays an asymmetric, shallowing-up trend, expressed by the following sequence: hemipelagic turbiditic deltaic low-energy nearshore-to-estuarine facies associations. Sediment accummulation in the basin has been significantly overprinted by higher-frequency cyclicity and encloses several genetic stratigraphic sequences bounded by MFS surfaces. An early phase of the basin development was characterised by high-rate subsidence and slow-rate sedimentation (hemipelagic facies). The turbiditic facies association identified within the Sieniawa Rudka area resulted from southward progradation of a submarine fan/prodeltaic depositional system, mainly fed from the northern and north western continental margins of the basin. An overall SE ward palaeoslope inclination controlled the main phase of the deltaic progradation, which had gradually replaced the turbiditic systems. The late deltaic phase was characterised by EE palaeotransport directions. The final phase of the basin filling took place in shallow-water, low-energy, nearshore-to-estuarine environments. In the early stage of the basin development, a complex system of W SE elongated basement pop-ups and flower structures in the Miocene succession were produced by reactivation and inversion of Mesozoic basement faults. The growth of these positive structures modified local subsidence patterns and affected the organisation of depositional systems of the siliciclastic series. A narrow elevation of the Ryszkowa Wola High (RWH) gradually grew above one of the pop-up structures. Complex structural-stratigraphic hydrocarbon traps developed along the RWH, due to interaction between the growth of local faults and the development of the successive depositional systems. Tidally-modified delta-top and estuarine facies are the most common hydrocarbon hosts within individual sequences of the deltaic segment of the succession.. Key words: Carpathian Foredeep, Miocene, sedimentation, sequence stratigraphy, facies analysis, well log interpretation, 3D seismic data 1 25 Bow Dr., Coquitlam, B.C., V3E 1X4, Kanada; krzys_mastalerz@yahoo.com 2 Uniwersytet Warszawski, Wydzia³ Geologii, ul. wirki i Wigury 93, 2-89 Warszawa; Anna.Wysocka@uw.edu.pl 3 añstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, -975 Warszawa; piotr.krzywiec@pgi.gov.pl; jacek.kasinski@pgi.gov.pl 4 Uniwersytet Wroc³awski, Instytut auk Geologicznych, pl. Maksa Borna 9, 5-25 Wroc³aw; palex@ing.uni.wroc.pl 5 Akademia Górniczo-Hutnicza, Zak³ad Surowców Energetycznych WGGiOŒ, al. Mickiewicza 3, 3-59 Kraków; papiern@geol.agh.edu.pl 6 GiG S.A., ul. Lubicz 25, 31-53 Kraków; bsiupik@geonafta.krakow.pl, jsiupik@geonafta.krakow.pl Baseny (zapadliska) przedgórskie powstaj¹ w trakcie nasuwczej aktywnoœci brze nych stref orogenów, wskutek uginania i pogr¹ ania p³yty przedpola górotworu (por. Allen & Allen, 199). Cechuj¹ siê one znacznym wyd³u eniem i asymetri¹ w przekroju poprzecznym. Subsydencja wywo³ana obci¹ eniem orogenu i akumulacj¹ osadów jest nierównomierna w czasie i przestrzeni. W najwczeœniejszych etapach rozwoju basenu jest ona zazwyczaj niewielka, wzrasta znacznie w okresie nasuwania p³aszczowin (por. Emery & Myers, 1996; ummedal & Garcia-Gonzalez, 21) i stopniowo wygasa po zakoñczeniu dzia³alnoœci orogenicznej. Ewolucja basenów przedgórskich obejmuje dwa zasadnicze stadia: 1) stadium niewype³nionego basenu z silnie rozwiniêtymi facjami pelagicznymi i turbidytowymi oraz 2) stadium wype³nionego basenu z przewag¹ osadów facji 333

p³ytkowodnych i subaeralnych. Kolejne jednostki stratygraficzne wype³nianego basenu wykazuj¹ konsekwentn¹ redukcjê mi¹ szoœci (do wyklinowania) w kierunku na zewn¹trz od frontu orogenicznego oraz (zwykle) przekraczaj¹ce zaleganie w kierunku przedpola basenu. We wczesnych fazach rozwoju basenów przedgórskich oddzia³ywanie eustatycznych zmian poziomu morza jest na ogó³ ma³o istotne i ograniczone do s³abo nachylonego przykontynentalnego brzegu basenu. W strefie frontalnego nasuniêcia orogenu wp³ywy te s¹ maskowane przez ruchy tektoniczne. W osiowej czêœci basenu oddzia³ywanie czynników eustatycznych jest wyraÿniejsze, jednak e ze wzglêdu na bardzo nieznaczne nachylenie powierzchni depozycyjnej jego efekty odbiegaj¹ znacznie od klasycznego, exxonowskiego modelu stratygrafii sekwencyjnej (Vail i in., 1977; osamentier & Vail, 1988). Zmiany po³o enia linii brzegowej s¹ w tej strefie bardzo znaczne, przestrzeñ akomodacyjna ograniczona, a osady s¹ nara one na silne modyfikacje spowodowane czynnikami wewn¹trzbasenowymi (por. Hunt & Tucker, 1992; osamentier i in., 1992; ummedal & Molenaar, 1995; Catuneanu, 22). Wczesnym etapom uginania p³yty przepola i wype³niania basenu towarzyszy rozwój deformacji ekstensyjnych w jego pod³o u. ropagacja frontu nasuwczego orogenu prowadzi z czasem do zmian charakteru pola naprê eñ w obrêbie basenu, co mo e skutkowaæ tektoniczn¹ inwersj¹ starszych nieci¹g³oœci w warunkach kompresji lub transpresji (por. np. Krzywiec, 1999). Ekstensja ugiêciowa, deformacje przesuwcze i inwersja tektoniczna mog¹ wp³ywaæ na rozk³ad stref subsydencji w basenie, a w rezultacie na kierunki transportu materia³u klastycznego, progradacjê form akumulacyjnych, rozk³ad facji i geometriê lokalnych elementów architektury basenu. W niniejszym artykule prezentowane s¹ wyniki analizy stratygraficznej i facjalnej utworów mioceñskich z rejonu Sieniawy Rudki (zlokalizowanego we wschodniej czêœci polskiego segmentu zapadliska przedgórskiego Karpat), których rozwój odzwierciedla wiele spoœród wymienionych powy ej zjawisk. rzeprowadzona analiza zosta³a oparta na danych otworowych (rdzenie, karota e, zapis upadomierza) i danych sejsmiki 3D (Krzywiec i in., 23). Model tektonicznej ewolucji tego obszaru oparty na tych samych danych zosta³ przedstawiony przez Krzywca i in. (25). Zarys budowy geologicznej obszaru badañ Obszar wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego stanowi³ w mezozoiku czêœæ basenu osadowego bruzdy œródpolskiej (por. Kutek, 1994; Gutowski i in., 25), która w póÿnej kredzie paleogenie uleg³a inwersji, a nastêpnie erozji. Zasadniczy etap ewolucji tektonicznej tego obszaru by³ zwi¹zany z mioceñsk¹ ekstensj¹ ugiêciow¹ zwi¹zan¹ z nasuniêciem na przedpole brze nej strefy orogenu karpackiego (por. Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989; Oszczypko, 1996, 1999; Krzywiec, 1999, 21). Dzisiejsze ukszta³towanie stropu pod³o a wschodniej czêœci polskiego zapadliska przedkarpackiego jest silnie zró nicowane: przy pó³nocnej krawêdzi basenu (rejon Roztocza) wystêpuje on na g³êbokoœciach rzêdu zaledwie dziesi¹tek metrów, ku po³udniowi zaœ obni a siê stopniowo do ponad 2 km (Karnkowski & G³owacki, 1961; Dziadzio & Jachowicz, 1996; Krzywiec, 1999, 21; Krzywiec i in., 25; Wysocka, 22; por. te : Karnkowski, 1978). W jego morfologii zaznacza siê wiele w¹skich, wyniesionych bloków pod³o a o wyd³u eniu W SE i rozdzielaj¹cych je znacznie szerszych obni eñ. Jednym z takich wyniesionych bloków jest tzw. zr¹b Ryszkowej Woli (ryc. 1), którego geneza wi¹ e siê z mioceñsk¹ lewoskrêtn¹ przesuwczoœci¹ o kierunku W SE w obrêbie pod³o a paleozoicznego tej czêœci zapadliska (por. Krzywiec i in., 25). Sukcesja osadowa miocenu (baden sarmat) omawianej czêœci zapadliska przedkarpackiego cechuje siê umiarkowanym zró nicowaniem facjalnym i wyraÿnie trójdzieln¹ w pionie budow¹. iewielkiej mi¹ szoœci pakiet niejednorodnych facjalnie osadów zalegaj¹cych w sp¹gu ewaporatów jest okreœlany mianem kompleksu podewaporatowego (i tradycyjnie zaliczany wiekowo do badenu dolnego). Dolny kontakt tych osadów stanowi rodzaj erozyjnej niezgodnoœci k¹towej, której towarzyszy rozleg³a luka stratygraficzna. owy ej zalega przeciêtnie kilkunastometrowej mi¹ szoœci kompleks ewaporatowy, tradycyjnie uwa any za œrodkowobadeñski, jednak zgodnie z najnowszymi datowaniami zaliczany do badenu górnego (por. Oszczypko i in., 25), reprezentowany przez anhydryty. onad ewaporatami wystêpuje znacznej mi¹ szoœci (do ponad 2 km) seria osadów piaszczysto-ilastych okreœlanych tu jako kompleks nadewaporatowy (seria silikoklastyczna), któremu przypisuje siê wiek póÿnobadeñsko-sarmacki (ey i in., 1974; Oszczypko i in., 25). Górna granica miocenu charakteryzuje siê subteln¹ niezgodnoœci¹ erozyjn¹ (i nieznacznja k¹tow¹). B A ZAADLISKO RZEDKARACKIE CARATHIA FOREDEE KRAKÓW KARATY ZEWÊTRZE rzemyœl OUTER CARATHIA S ISKOROWICE-1 ISKOROWICE-2 OLSKA OLAD UKRAIA UKRAIE RUDKA-5 RUDKA-4 RUDKA-7 RUDKA-3 RUDKA-2 RUDKA-6 RUDKA-11 RUDKA-8 WYLEWA-1 RUDKA-13 RUDKA-1 DOBRA-5 RUDKA-1 DOBRA-1 5km Ryc. 1. A Lokalizacja zdjêcia sejsmicznego 3D Rudka (czerwony wielok¹t) na tle szkicu geologicznego Karpat zewnêtrznych i ich przedpola. B czasowa mapa sejsmiczna poziomu ewaporatowego, aproksymuj¹ca konfiguracjê stropu pod³o a paleozoicznego. Osiowa czêœæ pod³o a (szare kolory) uniesiona w stosunku do po³o onego ni ej otoczenia (czerwone kolory) wyznacza zasiêg zrêbu Ryszkowej Woli (por. Krzywiec, 1999; Krzywiec i in., 25) Fig. 1. A Location of the Rudka 3D seismic survey (red rectangle) on geological sketch of the Outer Carpathians and their foreland.b Time seismic map of the evaporitic horizon can be regarded as close approximation of the top surface of the alaeozoic basement. Ryszkowa Wola High is defined by the axial part (grey colors) of the basement uplifted with respect to the surrounding areas (red colors) (cf. Krzywiec, 1999; Krzywiec i in., 25) 334

Wykorzystane dane i metodyka interpretacji Do interpretacji wykorzystano dane geofizyki wiertniczej z 9 otworów (Dobra 1, Dobra 5, Rudka 7, Rudka 8, Rudka 1, Rudka 11, Rudka 13, Wylewa 1 i iskorowice 2), profilowania upadomierza z 5 otworów (Rudka 8, Rudka 1, Rudka 11 i Rudka 13 oraz Wylewa 1), odcinki rdzeni wiertniczych z 7 otworów (Dobra 5, Rudka 7, Rudka 8, Rudka 1, Rudka 11 i Rudka 13 oraz Wylewa 1), oraz wysokiej jakoœci sejsmikê 3D (ryc. 1). Wiêkszoœæ z analizowanych otworów przewierci³a ca³¹ sukcesjê mioceñsk¹, osi¹gaj¹c pod³o e. Integracja danych sejsmiki 3D i wiertniczych zaowocowa³a przeprowadzeniem wiarygodnej korelacji miêdzy otworami oraz umo liwi³a dokonanie kompletnego podzia³u serii silikoklastycznej sarmatu na sekwencje genetyczne sensu Galloway (1989). Wyznaczone granice sekwencji dowi¹zano do danych sejsmicznych za pomoc¹ sejsmogramów syntetycznych. Interpretacja przeprowadzona przy wykorzystaniu danych sejsmiki 3D pozwoli³a na skonstruowanie szczegó³owych map strukturalnych dla granic wyró nionych sekwencji (por. Krzywiec i in., 25). Mapy te oraz wyniki analizy litofacjalnej danych otworowych umo liwi³y konstrukcjê map mi¹ szoœciowych i litofacjalnych dla poszczególnych sekwencji. Zmiennoœæ litofacjaln¹ wyró nionych sekwencji genetycznych zrekonstruowano na podstawie zintegrowanej interpretacji krzywych geofizycznych i wyników interpretacji zdjêcia sejsmicznego wykonywanych z zastosowaniem programów etroworks i StratWorks (apiernik & Zaj¹c, 23). Wydzielono cztery litofacje: piaszczyst¹ (zapiaszczenie >75%), piaszczysto-ilast¹ (75 5%), ilasto-piaszczyst¹ (5 25%) i ilast¹ (zapiaszczenie <25%). Analiza przestrzenna obejmowa³a dwustopniow¹ procedurê konstruowania map litofacjalnych. W pierwszym kroku, w programie StratWorks, na podstawie zliczeñ krzywych litologicznych w obrêbie interwa³ów stratygraficznych oszacowano sumaryczne mi¹ szoœci litofacji i przeliczono te wartoœci do postaci procentowego udzia³u facji w sekwencji (apiernik & Zaj¹c, 23). a podstawie tych danych estymowano wynikowe mapy litofacjalne w programie ZMap lus. By zwiêkszyæ ich wiarygodnoœæ, wykorzystano algorytm Trendform Gridding, pozwalaj¹cy powi¹zaæ obliczany model z rozk³adami przestrzennymi wykazywanymi przez tzw. modele steruj¹ce (Zoraster, 1996; Britze, 1998; apiernik, 22). Jako modele steruj¹ce wykorzystywano modele mi¹ szoœci sekwencji genetycznych (por. Krzywiec i in., 25). Mapy strukturalne i litofacjalne zosta³y uzupe³nione wynikami interpretacji kierunków paleotransportu, opartej na analizie wysokiej jakoœci danych profilowania upadomierzem i pos³u y³y do interpretacji architektury facjalnej oraz odtworzenia rozwoju sedymentacji w analizowanej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Wynikiem kompleksowej analizy tego obszernego zestawu danych jest równie wiele wniosków dotycz¹cych wspó³zale noœci sedymentacji i tektoniki oraz wniosków natury z³o owej. Charakterystyka facji i asocjacji facjalnych Analiza sedymentologiczna materia³u rdzeniowego pozwoli³a na wyró nienie wielu odmian facjalnych oraz zespo³ów facji (Krzywiec i in., 23; Mastalerz i in., 24). W obrêbie kompleksu podewaporatowego dominuje zespó³ facji aluwialnych i p³ytkiego przybrze a. Kompleks ewaporatowy jest zbudowany na analizowanym obszarze niemal wy³¹cznie z ró nych odmian anhydrytów, natomiast kompleks nadewaporatowy charakteryzuje siê obecnoœci¹ zespo³ów facji osadów hemipelagicznych, pr¹dów zawiesinowych, deltowych oraz lagunowo-estuariowych. Utwory zespo³u facji aluwialnych i piaszczystego przybrze a nawiercono bezpoœrednio powy ej podstawowej mioceñskiej powierzchni niezgodnoœci w otworach Rudka 1 i Dobra 5 (ryc. 1). Rozpoczynaj¹ siê one gruboziarnistymi piaskowcami i brekcjami sedymentacyjnymi o rozproszonym szkielecie ziarnowym. Szkielet ziarnowy sk³ada siê z kwarcu i ostrokrawêdzistych klastów litycznych (ryc. 2A). Dominuj¹cym strukturami sedymentacyjnymi s¹ tu warstwowania skoœne. Wy ej le ¹ grubo- i œrednioziarniste piaskowce kwarcowe z licznymi drobnymi intraklastami. Ich pierwotne struktury sedymentacyjne uleg³y zatarciu (bioturbacja?). W stropie tych piaskowców stwierdzono wystêpowanie s³abo czytelnych struktur korzeniowych. ozosta³¹ czêœæ kompleksu podewaporatowego stanowi¹ piaskowce o zmiennym uziarnieniu i wysortowaniu. S¹ one silnie zbioturbowane, lecz miejscami zawieraj¹ wci¹ czytelne warstwowania skoœne. Utwory te interpretowane s¹ jako przejœciowe od osadów œrodowiska aluwialnego do osadów p³ytkiego, piaszczystego przybrze a. Kompleks tych osadów ma transgresywny charakter (por. Dziadzio, 2). Osady zespo³u facji ewaporatowych zbudowane s¹ g³ównie w postaci anhydrytów laminowanych poziomo oraz gruz³owych (eryt i in., 1998). Wystêpuj¹ wœród nich cienkie prze³awicenia osadów drobnoziarnistych oraz wêgla brunatnego i i³u wêglistego. W stropowej czêœci wk³adek silikokolastycznych stwierdzono wystêpowanie pogr¹zów wype³nionych anhydrytem. Materia³ fitogeniczny jest zapewne allochtoniczny, choæ daleko posuniête procesy elifikacji zatar³y jego pierwotne cechy botaniczne. Osady zespo³u facji ewaporatowych s¹ zwi¹zane najprawdopodobniej z niskoenergetycznym œrodowiskiem zatok lub lagun, gdzie materia³ roœlinny móg³ byæ dostarczany z pobliskiego brzegu. Zalegaj¹ one zazwyczaj z ostr¹ granic¹ bezpoœrednio ponad utworami zespo³u facji aluwialnych i piaszczystego przybrze a. Osady zespo³u facji hemipelagicznych (otwartego basenu) wystêpuj¹ g³ównie w najni szej czêœci serii silikoklastycznej. Stwierdziæ je mo na równie w najwy szej czêœci kompleksu podewaporatowego w otworze Dobra 5 oraz miejscami wœród wy szych stratygraficznie interwa³ów drobnoziarnistych serii silikoklastycznej. Zespó³ ten jest zbudowany jako ciemnoszare, lekko wapniste, laminowane mu³owce i heterolity mu³owcowe z poziomami wzbogaconymi w zwi¹zki elaza. Dominuj¹ warstwowania horyzontalne. Osady zawieraj¹ zwykle wyraÿn¹ domieszkê ³yszczyków i substancji wêglistej. Zespó³ facji pr¹dów zawiesinowych wystêpuje w ni - szej czêœci kompleklsu nadewaporatowego. Sk³ada siê on z szarych, wapnistych heterolitów piaszczysto-mu³owcowych i mu³owcowych z dobrze rozwiniêtymi normalnymi uziarnieniami frakcjonalnymi i wykazuje zdecydowan¹ cykliczn¹ organizacjê pionow¹ w ma³ej skali. W dolnych, piaszczystych czêœciach ³awic z³o onych obserwuje siê warstwowania poziome, niskok¹towe skoœne, zmarszczkowe, smu yste oraz pogr¹zy (ryc. 2B). Wykazuj¹ one zazwyczaj ostre, erozyjne sp¹gi. W górnych, drobnoziarnistych odcinkach takich ³awic frakcjonalnemu uziarnieniu towarzyszy czêsto nieostra laminacja pozioma oraz liczne struktury bioturbacyjne, najczêœciej Chondrites sp. Osady 335

5cm 5cm 5cm rzegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 26 A D 336 5 cm 5cm B E Ryc. 2. Charakterystyka litofacjalna osadów serii silikoklastycznej. A skoœnie warstwowane, œrednio- i gruboziarniste piaskowce, ze znaczn¹ domieszk¹ okruchów litycznych (otwór Rudka 1, g³. 1357 1358 m, zespó³ facji aluwialnych i piaszczystego przybrze a), B heterolity mu³owcowo-piaszczyste, cykle uziarnione frakcjonalnie, warstwowania horyzontalne i skoœne, poziom kompakcyjnie zmienionych bioturbacji (otwór Rudka 1, g³. 1195 1196 m, zespó³ facji pr¹dów zawiesinowych), C skoœnie i zmarszczkowo warstwowane, drobnoziarniste piaskowce, w górnej czêœci nieco zaburzone (otwór Wylewa 1, g³. 831 832 m, zespó³ facji deltowych), D skoœnie warstwowane, drobnoziarniste piaskowce, synsedymentacyjnie zaburzone (otwór Rudka 13, g³. 546 565 m, zespó³ facji deltowych), E skoœnie warstwowane, drobnoziarniste piaskowce (otwór Wylewa 1, g³. 671 672 m, zespó³ facji deltowych), F heterolity mu³owcowe z poziomami konkrecji elazistych (otwór Rudka 11, g³. 641 642 m, zespó³ facji lagunowo-estuariowych, p³ytkich zatok i przebrze a) Fig. 2. Lithological characteristics of the siliciclastic series. A cross-stratified, medium and coarse-grained sandstones, with lithic grain admixture (well Rudka 1, depth 1357 1358 m, on-shore to near-shore facies association), B sandy and silty heteroliths, normal graded, horizontal and cross-stratified, (well Rudka 1, depth 1195 1196 m, turbiditic facies association), C ripple- and cross-stratified, fine-grained sandstones, in the upper part slightly syndepositionally deformed (well Wylewa 1, depth 831 832 m, deltaic facies association), D cross-stratified, fine-grained sandstones, with synsedimentary deformations (well Rudka 13, depth 546 565 m, deltaic facies association), E cross-stratified, fine-grained sandstones (well Wylewa 1, depth 671 672 m, deltaic facies association), F silty heteroliths with horizons of small ferruginous concretions (well Rudka 11, depth 641 642 m, low-energy nearshore-to-estuarine facies associations) 5cm C F te mo na wi¹zaæ z epizodyczn¹ depozycj¹ materia³u klastycznego z pr¹dów zawiesinowych o niskiej i normalnej koncentracji. Znaczne zmiany natê enia i przerwy w sedymentacji umo liwi³y okresowo kolonizacjê dna i bioturbacjê osadu. Zespó³ facji deltowych wystêpuje w œrodkowej i wy szej czêœci serii silikoklastycznej, stanowi¹c jej najwa niejszy objêtoœciowo element. rzewa aj¹ tu heterolity piaszczyste i mu³owcowe obfituj¹ce w prze³awicenia piaszczyste. Osady wykazuj¹ szare zabarwienie i s¹ najczêœciej wyraÿnie wapniste. Miejscami wystêpuj¹ znaczne domieszki rozproszonej substancji wêglistej i okruchów ksylitów. owszechnie wystêpuj¹ niskok¹towe warstwowania skoœnie, laminacje zmarszczkowe i rzadziej laminacja horyzontalna (ryc. 2C E). Typowe nastêpstwo struktur sedymentacyjnych w obrêbie prze³awiceñ piaszczystych obejmuje kolejno od do³u: warstwowanie poziome, tabularne warstwowanie skoœne, synsedymentacyjne deformacje, niskok¹towe warstwowanie skoœne i strefy nielicznych bioturbacji. Heterolity piaszczyste zwykle bezpoœrednio podœcielaj¹ zestawy/wielozestawy piaszczyste. Dominuj¹ w nich warstwowania horyzontalne, niskok¹towe skoœne, zmarszczkowe, nieliczne powierzchnie rozmyæ, synsedymentacyjne deformacje fa³dowe (ryc. 2C i 2E). Stopieñ bioturbacji osadu jest, przewa nie, niewielki. W osadach zespo³u facji deltowych sporadycznie wystêpuj¹ pojedyncze muszle cienkoskorupowych ma³ y. Osady zespo³u facji lagunowo-estuariowych, p³ytkich zatok i przybrze a s¹ charakterystyczne g³ównie dla najwy szej czêœci serii silikoklastycznej. Dominuj¹ tu szare i ciemnoszare, wapniste, bezstrukturalne i laminowane mu³owce oraz heterolity mu³owcowe (ryc. 2F). W ni - szych czêœciach interwa³ów tego zespo³u stosunkowo licznie wystêpuj¹ prze³awicenia piaszczyste. Stwierdziæ tu mo na wystêpowanie charakterystycznej oddzielnoœci soczewkowej, zwi¹zanej prawdopodobnie z pierwotn¹ laminacj¹ kopu³ow¹. W laminowanych mu³owcach i heterolitach mu³owcowych dominuje laminacja horyzontalna, rzadziej wystêpuj¹ warstwowania zmarszczkowe i niskok¹towe skoœne. Osady zawieraj¹ domieszki substancji wêglistej i ³yszczyków. Utwory te cechuje zmienny stopieñ bioturbacji oraz wystêpowanie nielicznych muszli cienkoskorupowych ma³ y. Stosunkowo czêsto wystêpuj¹ tu poziomy z drobnymi konkrecjami elazistymi (ryc. 2F) oraz elaziste inkrustacje na fragmentach roœlinnych. astêpstwo struktur typowe dla heterolitów mu³owcowych tego zespo³u obejmuje pogr¹zy i struktury deformacjne, warstwowanie zmarszczkowe, niskok¹towe warstwowanie skoœne oraz laminacjê poziom¹. Sekwencyjna organizacja silikoklastycznego kompleksu nadewaporatowego Silikoklastyczny kompleks nadewaporatowy ujawnia wyraÿn¹ cykliczn¹ organizacjê o hierarchicznej strukturze wyró niæ w niej mo na kilkadziesi¹t cyklotemów ró nej rangi. Wiêksza ich czêœæ wykazuje prawie symetryczny charakter: w swoich ni - szych czêœciach cechuj¹ siê one wzrostem zapiaszczenia ku górze, powy ej natomiast ziarno osadu drobnieje. Towarzyszy temu zmiana rodzaju u³awicenia od cienkiego w ni szych czêœciach cyklotemu, poprzez stopniowo grubsze w czêœci œrodkowej i,

ponownie, do coraz cieñszego ku stropowi. Œrodkowe, piaszczyste interwa³y cyklotemów zawdziêczaj¹ sw¹ genezê akumulacji osadów w formie podwodnych (najczêœciej p³ytkowodnych) nasypów. Zmienny udzia³ maj¹ tu osady wype³nieñ koryt/kana³ów. ajdrobniej ziarniste osady dolnych i górnych czêœci cyklotemów s¹ przewa nie efektem akumulacji z hemipelagicznej zawiesiny, przy zmiennym udziale rozcieñczonych pr¹dów zawiesinowych i s³abych pr¹dów trakcyjnych. W rzeczywistoœci aden z cyklotemów, szczególnie wy szej rangi, nie ma prostej, regularnej budowy. Zazwyczaj w ich profilach wystêpuj¹ wielokrotnie powtarzaj¹ce siê trendy ni szej rangi. W dolnych czêœciach cyklotemów stwierdziæ mo na powtarzaj¹ce siê zestawy o grubiej¹cym ziarnie i grubiej¹cych ³awicach. W œrodkowych odcinkach szczególnie charakterystyczne s¹ grube wielozestawy ³awic piaskowcowych, czêsto o ostrych, erozyjnych granicach sp¹gowych, wykazuj¹cych czêsto tendencje do drobnienia ziarna ku górze. Cykliczny rodzaj organizacji serii jest podstaw¹ jej podzia³u na jednostki stratygraficzne, oddzielone wyraÿniejszymi interwa³ami osadów drobnoziarnistych. Interwa³y te charakteryzuj¹ siê wieloma objawami typowymi dla stref kondensacji stratygraficznej: znacznym wzrostem udzia³u minera³ów ilastych oraz materia³u wytr¹canego chemicznie. Wyra a siê to zwykle wyraÿnym 775m 8m MFS MS 825m MFS 85m GR [AI] ARASEKWECJE ARASEQUECE R R R RST (Regresywny Trakt Systemowy) (Regressive Systems Tract) TST RST (Regresywny Trakt Systemowy) (Regressive Systems Tract) TST (Transgresywny Trakt Systemowy) (Transgressive Systems Tract) sekwencja Q sequence Q sekwencja sequence sekwencja sequence 8m 815m 825m ARL rzegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 4, 26 wzrostem natê enia promieniowania gamma, czêsto radykalnym spadkiem opornoœci oraz niekiedy subteln¹ zmian¹ upadu strukturalnego serii. Strefy takie zawieraj¹ w sobie tzw. powierzchnie maksymalnego zatopienia MFS (maximum flooding surface) (por. Vail i in., 1977; Krzywiec, 1993; orêbski, 1996; Catuneanu, 22) i oddzielaj¹ od siebie interwa³y stratygraficzne, wykazuj¹ce tendencje do retrogradacji od interwa³ów ujawniaj¹cych trend progradacyjny (ryc. 3). atwoœæ identyfikacji na wykresach karota owych oraz niski stopieñ diachronicznoœci (Catuneanu i in., 1998; Catuneanu, 22; Embry, 22) pozwalaj¹ uznaæ te powierzchnie za stosunkowo precyzyjne i wygodne granice jednostek stratygraficznych. Organizacja serii silikoklastycznej oraz charakterystyka facjalna wskazuj¹, e w jej profilu mamy do czynienia z szeregiem sekwencji genetycznych ograniczonych powierzchniami MFS (por. Galloway, 1989). W ka dej sekwencji wyró niæ mo na dwa ci¹gi systemowe regresywny i transgresywny (ryc. 3). Granic¹ rozdzielaj¹c¹ osady ci¹gów systemowych sekwencji genetycznej jest powierzchnia maksymalnej progradacji MS (w przybli eniu: maksymalnej regresji) i jej odpowiedniki, która ma równie wysokie chronostratygraficzne znaczenie i rozdziela w profilu interwa³ o charakterze progradacyjnym (sp³ycaj¹cym siê) od interwa³u wykazuj¹cym oznaki stopniowej retrogradacji (pog³êbiania; por. Catuneanu i in., ChF ChF CHF zmiana azymutu upadu strukturalnego change of structural dip horyzonty Fe Fe-enriched horizons Ryc. 3. Budowa i sk³adniki prostej sekwencji genetycznej na przyk³adzie sekwencji ; dane z otworu Wylewa 1; GR krzywa naturalnego promieniowania gamma, RES wykres profilowania mikroopornoœci, ARL wykres strza³kowy upadomierza. Interpretacja: MFS powierzchnia maksymalnego zatopienia, MS powierzchnia maksymalnej progradcji; ci¹gi systemowe: TST transgresywny, RTS regresywny; parasekwencje: progradacyjna, R retrogradacyjna; strza³ki obok wykresu upadomierza wskazuj¹ interpretowane kierunki paleotransportu; CHF wype³nienie koryta/kana³u Fig. 3. Main elements of a genetic sequence showing relatively simple organization; sequence, data from well Wylewa 1; Logs: GR gamma ray, RES microresistivity, ARL dipmeter arrow plot. Interpretation: MFS maximum flooding surface (genetic sequence boundaries), MS maximum progradation surface; systems tracts: TST transgressive, RTS regressive; parasequences: progradational, R retrogradational; arrows near the arrowplot show interpreted paleotransport directions; CHF interpreted channel fills zmiana charakteru u³awicenia change of bedding charakter 337

1998; Catuneanu, 22; Embry, 22). Ten prosty podzia³ jest zarazem obiektywny ze wzglêdu na mo liwoœæ dowi¹zania go do danych karota owych i, z pewnym przybli eniem, nawet do danych sejsmicznych. W ka dej sekwencji wyró niæ mo na wiele parasekwencji, czyli wielozestawów ³awic o organizacji pionowej, zgodnej z zasad¹ przejœæ facjalnych Walthera (Middleton, 1973), oddzielonych od siebie powierzchniami zalewu, zwi¹zanymi z nag³ymi pog³êbieniami zbiornika sedymentacyjnego (ryc. 3). Zintegrowane wyniki analiz sedymentologicznych materia³u rdzeniowego i krzywych geofizyki otworowej, a w szczególnoœci danych upadomierza, pozwoli³y wyodrêbniæ w serii silikoklastycznej okolic Sieniawy Rudki 12 sekwencji genetycznych wysokiej czêstotliwoœci (Krzywiec i in., 23; Mastalerz i in., 24). W kierunku od sp¹gu ku stropowi serii wydzielono sekwencje H, J, K, L, M,,, Q, R, S, T oraz V. Granice tych sekwencji skalibrowano z obrazem sejsmicznym na podstawie analizy sejsmogramów syntetycznych (ryc. 4). Dla otworów po³o onych w obrêbie zrêbu Ryszkowej Woli (por. ryc.1) dowi¹zanie danych otworowych i sejsmicznych by³o zró - nicowanej jakoœci, ze wzglêdu na stosunkowo du y stopieñ deformacji tektonicznych. Dla otworu Dobra 5, po³o onego poza zrêbem (por. ryc.1), stopieñ korelacji sejsmogramu syntetycznego i danych sejsmicznych by³ bardzo wysoki (ryc. 4). Generalnie wysoka jakoœæ analizowanych danych sejsmicznych 3D pozwoli³a na precyzyjn¹ interpretacjê granic wszystkich sekwencji zarówno w obrêbie zrêbu Ryszkowej Woli, jak i po obu jego stronach (ryc. 5; por. Krzywiec i in., 25). Zarys architektury facjalnej i paleotransportu Dane sejsmiczne pokazuj¹ prawie równoleg³y uk³ad horyzontów sejsmicznych w obrêbie nadewaporatowej serii silikoklastycznej na badanym obszarze (ryc. 5). Znaczna czêœæ tych horyzontów wykazuje wysoki stopieñ ci¹g³oœci oraz niewielkie oboczne zmiany amplitudy. Lokalne zmiany amplitudowo-czêstotliwoœciowe bywaj¹ w tej czêœci zapadliska przedkarpackiego zwi¹zane z akumulacjami gazu ziemnego (Myœliwiec, 24a). iektóre interwa³y stratygrafczne cechuj¹ siê jednak bardziej homogenicznym obrazem sejsmicznym. W profilu sukcesji mioceñskiej obserwuje siê doœæ wyraÿne zró nicowanie cech reflektorów. Obrazy sejsmiczne sekwencji H oraz czêœciowo T s¹ stosunkowo homogeniczne. W ni szych sekwencjach (J M) w zasadzie przewa aj¹ horyzonty o nieznacznej amplitudzie, wy ej natomiast (sekwencje S) pojawiaj¹ siê miejscami wyraÿniejsze reflektory wysokoamplitudowe (por. Krzywiec i in., 25; ryc. 5). Zestawy reflektorów o nieregularnym przebiegu i bardzo ograniczonej ci¹g³oœci zastêpuj¹ miejscami obocznie zestawy reflektorów równoleg³ych. Zestawy klinowe nale ¹ do rzadkoœci, maj¹ bardzo ograniczone zasiêgi oboczne i niewielk¹ mi¹ szoœæ. Zdecydowane i systematyczne zaburzenie równoleg³ej struktury horyzontów sejsmicznych obserwuje siê jedynie w obrêbie zrêbu Ryszkowej Woli, a szczególnie na jego obrze ach (ryc. 5; por. Krzywiec i in., 25). Seriê silikoklastyczn¹ mo na podzieliæ na kilka grup sekwencji cechuj¹cych siê znacznym stopniem jednorodnoœci facjalnej, organizacji oraz podobnymi kierunkami paleotransportu osadu. Grupy te reprezentuj¹ efekty depozycyjne zasadniczych etapów rozwoju basenu sedymentacyjnego, ró ni¹cych siê wzajemnie organizacj¹ i rodzajem systemu depozycyjnego. Grupa sekwencji: H, JiK. Charakterystyka karota- owa i rdzeniowa wskazuje na turbidytowy rodzaj wiêkszoœci tych przewa nie drobnoziarnistych osadów. Mi¹ szoœci sekwencjihijosi¹gaj¹ maksymalne wartoœci poza zrêbem Ryszkowej Woli, szczególnie w bezpoœrednim pobli u ograniczaj¹cych go uskoków (ryc. 5; por. Krzywiec i in., 25). Mi¹ szoœci sekwencji J s¹ zdecydowanie mniejsze ponad zrêbem, wzrastaj¹c stopniowo ku SE wzd³u jego osi (ryc. 6A). onad analizowan¹ czêœci¹ zrêbu brak jest osadów najni szej sekwencji H. Sekwencja K cechuje siê znaczniejszym udzia³em grubiej u³awiconych piaskowców, a zró nicowanie mi¹ szoœci jej osadów jest znacznie mniejsze ni sze mi¹ szoœci koreluj¹ siê ze strefami uskokowymi ograniczaj¹cymi zr¹b, maksymalne mi¹ szoœci natomiast obserwuje siê w SE czêœci obszaru, gdzie wzrasta równie stopieñ zapiaszczenia. W analizowanych otworach dominuj¹ kierunki paleotransportu ku SSW do SSE. Sekwencje tej grupy zalegaj¹ przekraczaj¹co ku W (por. Krzywiec, 1999, 21). Grupa sekwencji: L, Mi.W grupie tej mamy g³ównie do czynienia z zespo³em osadów œrodowisk deltowych i towarzysz¹cych. W profilu tej czêœci serii coraz powszechniej pojawiaj¹ siê znacznej mi¹ szoœci wielozestawy ³awic piaszczystych. Zró nicowanie mi¹ szoœci poszczególnych sekwencji jest umiarkowane. Redukcja mi¹ szoœci ponad zrêbem Ryszkowej Woli nie jest tak radykalna jak w najni szych sekwencjach. Uk³ady izopachyt s¹ stosunkowo zró nicowane, a depocentra zlokalizowane po obu stronach zrêbu migruj¹ sukcesywnie w kierunku SE w kolejnych sekwencjach tej grupy. Wyd³u ona w kierunku WW ESE strefa maksymalnego zapiaszczenia lokuje siê ponad zrêbem w rejonie otworu Rudka 13 we wszystkich sekwencjach. Jedynie w sekwencji rozbudowuje siê ona wyraÿniej ku E. rzewa a paleotransport skierowany ku SE do ESE, natomiast ku górze coraz liczniej pojawiaj¹ siê kierunki E. Wyznaczniki paleotransportu ku WSW do WW stwierdzone w wy - szych czêœciach sekwencji Miwynikaj¹ prawdopodobnie z udzia³u procesów wewn¹trzbasenowych, szczególnie p³ywów, w redystrybucji materia³u klastycznego. rzekroje sejsmiczne pokazuj¹ wyraÿne wycienianie siê i podginanie ku górze warstw ponad strefami uskokowymi ograniczaj¹cymi zr¹b (ryc. 5). W szerszej skali ujawniaj¹ one spokojne sedymentacyjne zaleganie przekraczaj¹ce w kierunku ku E i W (Krzywiec, 1999). Grupa sekwencji:, Q,RiS.Osady tej grupy nale ¹ przewa nie równie do facji deltowych i towarzysz¹cych oraz cechuj¹ siê istotnym udzia³em z³o onych wielozestawów ³awic piaszczystych o znacznej mi¹ szoœci. awice powszechnie ujawniaj¹ ostre kontakty sp¹gowe. W kolejnych sekwencjach obserwuje siê sukcesywn¹ zmianê pozycji strefy maksymalnych mi¹ szoœci po³o onej na E od zrêbu Ryszkowej Woli. W sekwencji kilka s³abych oœrodków o zwiêkszonych m¹ szoœciach pojawia siê tu przy krawêdzi zrêbu. as maksymalnych mi¹ szoœci sekwencji R jest po³o ony zdecydowanie dalej ku E (ryc.6b). ajni szymi mi¹ szoœciami cechuje siê zachodnia czêœæ zrêbu. Maksymalne zapiaszczenie sekwencji wypada w centralnej czêœci obszaru (otwory Rudka 12 i Rudka 11) i pokrywa siê w przybli eniu z przebiegiem zrêbu. odobn¹ sytuacjê obserwuje siê w sekwencjachqir,z tym, e strefa zapiaszczenia przesuwa siê sukcesywnie ku ESE, a w sekwencji R dodatkowo rozszerza siê ona 338

[17][23.5] czas g³êbokoœæ time depth (ms) (m) 1 1 2 2 3 3 4 4 5 5 6 6 7 8 7 9 8 1 9 11 1 12 13 11 14 12 15 13 16 GR A + Vœr 5 1 2 4 6 3 31 32 33 34 35 36 37 38 39 4 41 42 43 44 45 V T S R Q M L K J H Ryc. 4. Korelacja danych otworowych i sejsmicznych przy pomocy sejsmogramu syntetycznego dla otworu Dobra 5. Fioletowa krzywa (GR): natê enie naturalnego promieniowania gamma, jasnoniebieska krzywa (A): krzywa akustyczna, ciemnoniebieska krzywa (Vœr): krzywa prêdkoœci œrednich, H V: granice sekwencji genetycznych. iebieski horyzont ewaporaty badenu Fig. 4. Correlation of well and seismic data via synthetic seismogram (Dobra 5 well). Violet curve (GR): natural gamma log, light blue curve (A): acoustic log, dark blue curve (Vœr): check-shot data,h V:boundaries of genetic sequences. Blue horizon Badenian evaporites wachlarzowato ku E (ryc.6b). WskaŸniki paleotransportu w tej grupie wskazuj¹ coraz wyraÿniej na E EE nachylenie paleosk³onu (ryc.6b). Rozk³ad kierunków paleotransportu w górnej czêœci tej sekwencji R wykazuje wiêksz¹ dyspersjê oraz doœæ wyraÿn¹ polarnoœæ w kierunku W SE, co prawdopodobnie wynika ze zwiêkszonego oddzia³ywania procesów p³ywowych. Grupa sekwencji: T i V. rofile tych sekwencji charakteryzuj¹ siê przewag¹ osadów drobnoziarnistych. Indywidualne ³awice piaszczyste osi¹gaj¹ niewielkie mi¹ szoœci, czêsto maj¹ nieostre granice (podobnie jak ³awice osadów drobnoziarnistych) i tworz¹ zwykle wielozestawy o umiarkowanej mi¹ szoœci. Uk³ad izopachyt sekwencji T jest zdecydowanie spokojniejszy ni w poprzedniej grupie sekwencji, a mi¹ szoœci ogólnie malej¹ ku E. W sekwencjach T i V obserwuje siê monotonny, choæ stosunkowo nieznaczny wzrost zapiaszczenia w kierunku E. Dyspersja interpretowanych kierunków transportu jest znaczna. Wci¹ zarysowuje siê nieznaczna przewaga kierunków E, choæ sk³adowa SE jest wci¹ bardzo wyraÿna. Mniej wyraÿnie ujawniaj¹ siê kierunki paleotransportu ku W. Grupa sekwencji T V reprezentuje osady p³ytkich zatok, równi p³ywowych, lagun, estuariów i œrodowisk towarzysz¹cych. Kompleks nadewaporatowy (seria silikoklastyczna) jest ogólnie progradacyjnego rodzaju i ujawnia powszechny trend do sp³ycania œrodowiska ku górze, typowy dla basenów przedgórskich (por. Allen i in., 1991). Stanowi on zasadnicze syn- i postorogeniczne wype³nienie analizowanej czêœci basenu. Osady najni szego segmentu serii (sekwencje HiJ)s¹zwi¹zane z wczesnym okresem rozwoju tzw. niedope³nionego basenu, kiedy tempo subsydencji by³o wysokie, a dostawa materia³u klastycznego bardzo ograniczona. Sedymentacja pelagiczna/hemipelagiczna zosta³a zast¹piona z czasem przez system dystalnych podwodnych sto ków lub system dystalnej prodelty. Materia³ osadowy w rejonie Sieniawy Rudki by³ transportowany g³ównie ku SSW SSE (ryc. 6A), a obszary zasilania by³y zlokalizowane na ogó³ wzd³u iwkrawêdzi basenu (por. te : Karnkowski, 1978). Sk³ad szkieletu ziarnowego wskazuje jednak, e prawdopodobnie nie dociera³ SW TWT [sec],5 WYLEWA-1 RUDKA-1 RUDKA-13 E TWT [sec],5 odsumowanie: rozwój basenu i wnioski z³o owe Sukcesja miocenu okolic Sieniawy Rudki jest ograniczona w stropie i sp¹gu powierzchniami erozyjnymi zwi¹zanymi z subaeraln¹ ekspozycj¹ i reprezentuje kompletn¹ sekwencjê depozycyjn¹ (exxonowsk¹) wy szej rangi (por. Vail i in., 1977; Krzywiec, 1993; orêbski, 1996; Catuneanu, 22). Dolne ogniwa tej sukcesji (baden) reprezentuj¹ ni sze ci¹gi systemowe (niskiego poziomu morza i transgresywny). Depozycja tych osadów poprzedzi³a ruchy orogeniczne oraz zasadniczy rozwój basenu przedgórskiego zapadliska przedkarpackiego na omawianym obszarze (por. Oszczypko, 1996, 1999; Oszczypko i in., 25). 1, 1,5 68m Ryc. 5. Zinterpretowany profil sejsmiczny skalibrowany przez otwory Wylewa 1, Rudka 1 i Rudka 13; H V: granice sekwencji genetycznych, niebieski horyzont ewaporaty badenu Fig. 5. Interpreted seismic profile calibrated by wells Wylewa 1, Rudka 1 and Rudka 13; H V: boundaries of genetic sequences. Blue horizon Badenian evaporites 1, 1,5 339

tu materia³ wêglanowy ze strefy Roztocza (por. Wysocka, 2). Z czasem na omawianym obszarze ustabilizowa³ siê wyraÿniejszy, deltowy system dystrybucji materia³u klastycznego, w którym transport odbywa³ siê w kierunku ESE do SE (por. Aleksandrowski i in., 1999a, b; Dziadzio, 2; Krzywiec i in., 23; Mastalerz i in., 24). Zmiana kierunków paleotransportu sugeruje istotn¹ przebudowê systemu depozycyjnego. Sekwencje L, M i tworz¹ zestaw odzwierciedlaj¹cy progradacjê w kierunku SE. rawdopodobnie zasadniczy trakt rozprowadzaj¹cy przebiega³ w okresie sedymentacji tych osadów w kierunku mniej wiêcej zgodnym z wyd³u eniem zrêbu Ryszkowej Woli (por. te Dziadzio, 2). Obszary o zwiêkszonych mi¹ szoœciach w poszczególnych sekwencjach reprezentuj¹ prawdopodobnie strefy z³o onych odsypów przyujœciowych (deltowych) ci¹gów regresywnych powstaj¹cych zarówno w okresie wysokiego, jak te niskiego wzglêdnego poziomu morza, nawi¹zuj¹ce wyraÿnie swoimi nasadami do uskoków obrze aj¹cych zr¹b. Grupa sekwencji, Q, RiSreprezentuje deltowy system depozycyjny prograduj¹cy w kierunku EE (Krzywiec i in., 23; Mastalerz i in., 24). Kolejna zmiana kierunku nachylenia lokalnego paleosk³onu by³a zapewne zwi¹zana z propagacj¹ karpackiego frontu orogenicznego i wype³nieniem po³udniowej, przykarpackiej czêœci basenu. Rezultatem znacznego sp³ycenia s¹ wyraÿne oznaki oddzia³ywania p³ywów zarejestrowane w wy szych cz³onach poszczególnych sekwencji (por. Aleksandrowski i in., 1999a, b). ajwy sze sekwencje (T i V) s¹ zwi¹zane z koñcow¹ faz¹ wype³niania basenu. Zespó³ œrodowisk depozycyjnych z tego okresu sk³ada³ siê z p³ytkich zatok, równi p³ywowych, estuariów, zapewne lokalnie lagun i niewielkich delt pozostaj¹cych w zasiêgu oddzia³ywania procesów p³ywowych (Aleksandrowski i in., 1999a, b; Dziadzio, 2; ey i in., 1974). ale y siê tu liczyæ z obecnoœci¹ wielu odciêtych pakietów osadów piaszczystego przybrze a, co jest typowe dla warunków tzw. wymuszonej regresji (e.g. osamentier i in., 1992; Hunt & Tucker, 1992; ummedal & Molenaar, 1995; Catuneanu, 22; por. te orêbski i in., 23). Dok³adnejsze okreœlenie zasiêgu takich pakietów jest najczêœciej niemo liwe, ze wzglêdu na niedostateczn¹ liczbê punktów dokumentacyjnych. Ogólna organizacja sukcesji mioceñskiej rejonu Sieniawy Rudki odzwierciedla raczej wp³yw subsydencji tektonicznej ni zmian eustatycznych i wykazuje cechy typowe dla basenów przedgórskich niezale nie od ich wieku i po³o enia (por. Allen i in., 1991). Wstêpne fazy sedymentacji na analizowanym obszarze odbywa³y siê w strefie po³o onej z dala od frontu orogenicznego, czêœciowo w œrodowiskach subaeralnych i towarzyszy³a im bardzo nieznaczna subsydencja dna basenu (por. Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989; Oszczypko, 1996, 1999; Oszczypko i in., 25). Drobnoziarniste osady najni szej czêœci kompleksu nadanhydrytowego wykazuj¹ce facjalne cechy otwartego, g³êbokiego zbiornika i sedymentacyjnej kondensacji stratygraficznej s¹ najprawdopodobniej efektem wstêpnej fazy, zdecydowanie przyspieszonej subsydencji tektonicznej, zwi¹zanej ze zbli aniem siê frontu orogenicznego. Zasadnicza czêœæ kompleksu nadewaporatowego to syn- i postorogeniczny osad wype³nienia basenu w czasie, gdy zaznacza³o siê znacznie ni sze (i prawdopodobnie malej¹ce) tempo subsydencji stowarzyszone z tendencj¹ do facjalnego sp³ycania. oszczególne sekwencje mog³y byæ modelowane wyraÿniej przez czynniki eustatyczne. A 1 2 3 4 5km B 1 2 3 4 5km,1 Rudka-4,4,45,5 Rudka-4 28 iskorowice-2,136,1 sekwencja J sequence J mi¹ szoœæ [m] thickness [m],6 Dobra-5,162 Rudka-8 =77 Rudka-11,15 =24,118 Rudka-13 =2,21,4 Rudka-1 =61 Dobra-1,7,184 Wylewa-1 =64,5 262,15,2,15,1,5,55 iskorowice-2,7,36 sekwencja R sequence R,55 Rudka-11 =1,6 Wylewa-1 =36,52,63,123,48,5 mi¹ szoœæ [m] 111 thickness [m] 16,22,345 Dobra-5,7,475 Rudka-8 =33 Rudka-13 =53,293,464,25,15,,1 Rudka-1 =47 Dobra-1,2,15,574,5,5,55 4 8 13 18 23 Dobra-5 iskorowice-2 otwory z rdzeniem wiertniczym wells with cored intervals inne otwory other wells Rudka-11 =1 5 1 15 2 otwory z danymi upadomierza; diagram kierunkowy wskazuje interpretowane kierunki paleotransportu wells with dipmeter logs; rose diagram shows interpreted paleotransport directions 113 118 123 128 133 138 143 148 153 115 12 125 13 135 14 145 15 16 158 155 dyslokacje interpretowane w stropie sekwencji faults interpreted in the top of the sequence izolinie procentowego udzia³u facji piaszczystej contour lines of the sand facies content (%) izolinie procentowego udzia³u facji paszczysto-ilastej contour lines of the sand-clay facies content (%) Ryc. 6. Zmiennoœci facjalne (mi¹ szoœæ i stopieñ zapiaszczenia) oraz interpretowane kierunki paleotransportu materia³u klastycznego w wybranych interwa³ach stratygraficznych serii silikoklastycznej okolic Sieniawy Rudki: A sekwencja J (faza turbidytowa, B sekwencja R (póÿna faza deltowa ) Fig. 6. Distribution of selected facies features (thickness and sand-grade content) and interpreted palaeotransport directions in sequence J, turbiditic phase (A) and sequence R late deltaic phase (B) of the siliciclastic series (Sarmatian) in the Sieniawa Rudka area 34

Zapocz¹tkowanie i szybkie tempo wypiêtrzania zrêbu Ryszkowej Woli koreluje siê z okresem wyraÿnego pog³êbienia zbiornika, jakie nast¹pi³o po zasadniczej górotwórczej fazie nasuwczej (por. te : Oszczypko & Œl¹czka, 1985, 1989; Oszczypko, 1996, 1999). Osady kompleksu podewaporatowego, ewaporatowego oraz najprawdopodobniej przysp¹gowej, drobnoziarnistej czêœci kompleksu nadewaporatowego nie wykazuj¹ zasadniczych zmian mi¹ szoœci bez wzglêdu na lokalizacjê (na obszarze zrêbu lub poza nim). Sugeruje to, e w czasie ich akumulacji nie dosz³o jeszcze do adnych istotnych ruchów wypiêtrzaj¹cych zr¹b. Wypiêtrzanie zaznaczy³o siê ju jednak niew¹tpliwie w okresie sedymentacji sekwencji H; osadów tej sekwencji nie stwierdzono bowiem w otworach zlokalizowanych na obszarze zrêbu. Kolejna sekwencja (J) jest tam natomiast zdecydowanie zredukowana (ryc. 6a). Relacje geometryczne i facjalne, obserwowane w strefach ograniczaj¹cych zr¹b Ryszkowej Woli (por. Krzywiec i in., 25; ryc. 5) wskazuj¹, e wzrost tej struktury kontynuowa³ siê najprawdopodobniej a do schy³kowych faz sedymentacji osadów miocenu, jednak jego tempo by³o niskie, malej¹ce i najwyraÿniej wspomagane przez dyferencjaln¹ kompakcjê osadów na peryferiach tej struktury (por. Krzywiec i in., 23, 25; Mastalerz i in., 24). Lewoskrêtna przesuwczoœæ wzd³u ukierunkowanych W SE uskoków odwróconych, ograniczaj¹cych wypiêtrzony blok pod³o a zrêbu Ryszkowej Woli zaowocowa³a powstaniem skomplikowanego systemu kulisowych uskoków normalnych w obrêbie sukcesji nadewaporatowej (Krzywiec i in., 25) Istotniejsze koncentracje gazu na analizowanym obszarze obserwuje siê w osadach ci¹gów transgresywnych wielu sekwencji (przede wszystkim osadów deltowych) serii silikoklastycznej. Wprawdzie parametry zbiornikowe i filtracyjne tych osadów nie s¹ z regu³y najlepsze, ale ich uszczelnienie w stropie ilastymi osadami towarzysz¹cymi kolejnym powierzchniom masymalnego zasiêgu transgresji (MFS) wydaje siê byæ zazwyczaj skuteczne (por. Aleksandrowski i in., 1999a, b; Krzywiec i in., 23; Myœliwiec, 24b, c). iekiedy gaz jest skoncentrowany w stropowych czêœciach ni ejleg³ych osadów piaszczystych nasypów deltowych, których parametry z³o owe s¹ znacznie korzystniejsze. Osady te wchodz¹ zwykle w sk³ad ci¹gów regresywnych odpowiednich sekwencji genetycznych. Szczególn¹ rolê w tworzeniu pu³apek wêglowodorów w rejonie Sieniawy Rudki odegra³ wzrost zrêbu Ryszkowej Woli, generuj¹cy wielowarstwowy zestaw ska³ zbiornikowych, zlokalizowany w pseudoantyklinalnej strefie przegubowej ponad zrêbem (por. Myœliwiec, 24b, c). Obie strefy obrze aj¹cych j¹ zespo³ów kulisowych uskoków maj¹ potencjalne pu³apkotwórcze znaczenie powstaj¹ce tu uskoki normalne o listrycznej geometrii zwiêksza³y miejscami przestrzeñ akomodacyjn¹ i wspomaga³y pogrzebanie osadów (w znacznej czêœci piaszczystych) na zewn¹trz od zrêbu. Mia³o to szczególnie istotne znaczenie w okresie akumulacji osadów ci¹gów regresywnych zarówno w okresie wysokiego, ale przede wszystkim niskiego poziomu morza. Strefy dyslokacyjne obrze aj¹ce zr¹b mog¹ byæ zarówno dro ne, jak i uszczelniaj¹ce, w zale noœci od lokalnych warunków (Krzywiec i in., 23). Czêœæ horyzontów z³o a Rudka ma najprawdopodobniej zamkniêcia uskokowe (por. Myœliwiec, 24a, b). W przypadkach korzystnej wzajemnej konfiguracji dro nych stref dyslokacyjnych i nadœcielaj¹cych je litosomów piaszczystych, na obszarze zrêbu mog³o dochodziæ do powstania istotnych objêtoœciowo zbiorników wêglowodorów o z³o onych cechach. Wynurzanie siê osi tej struktury w kierunku W sprawia, e osady ci¹gów transgresywnych maj¹ tu szczególnie korzystne warunki dla wykszta³cenia relacji przekraczaj¹cych oraz dobrego stratygraficznego uszczelnienia litosomów piaszczystych (cienienie i wyklinowywania wœród osadów drobnoziarnistych). u³apki zwi¹zane z zamkniêciami stratygraficznymi wykorzystuj¹cymi przekraczaj¹ce dochodzenie warstw s¹ szczególnie wyraÿnie widoczne w najni szej czêœci segmentu turbidytowego serii silikoklastycznej (por. te Myœliwiec, 24b). Brak jest niezaprzeczalnych dowodów obecnoœci niezale nych i stosunkowo jednorodnych pu³apek, zlokalizowanych w osadach odciêtych piaszczystych przybrze y, powsta³ych w warunkach wymuszonej regresji, choæ podobnej ewentualnoœci nie mo na wykluczaæ. Stosunki strukturalne i inne cechy architektury osadowej sukcesji mioceñskiej widoczne na przekrojach sejsmicznych oraz wyniki analizy facjalnej i paleotransportu osadów oparte na danych wiertniczych wydaj¹ siê generalnie przeczyæ mo liwoœci istnienia istotniejszych zbiorników gazu w strefach, po³o onych zdecydowanie poza obszarem zrêbu Ryszkowej Woli. Decyduje o tym g³ównie ich niska pozycja strukturalna, ale równie facjalne wykszta³cenie na ogó³ osady te s¹ drobnoziarniste. iektóre przekroje sejsmiczne ujawniaj¹ jednak istnienie niewielkich zestawów o geometrii klinowej, zamkniêtych przez ci¹g³e, równoleg³e reflektory poza obszarem zrêbu. Zestawy te wydaj¹ siê wykazywaæ wyd³u enie w kierunku W SE oraz nachylenie warstw skoœnych ku SE. Reprezentuj¹ one zapewne izolowane deltowe zestawy progradacyjne utworzone w ujœciach lejkowatych (wysoki poziom morza), osady odciêtych piaszczystych przybrze y (niski poziom morza) lub te kompleksy osadów estuariowych. Jednym z przyk³adów mo e byæ pod³u na struktura stwierdzona na bezpoœrednim SW obrze eniu zrêbu, kontynuuj¹ca siê ku W w kierunku iskorowic. W przypadku dobrego zamkniêcia takich zestawów mo na je uznaæ za potencjalne zbiorniki gazu. Badania dotycz¹ce budowy i ewolucji geologicznej zrêbu Ryszkowej Woli zosta³y sfinansowane przez GiG S.A. oraz przez Komitet Badañ aukowych w ramach badañ statutowych IG (temat 6.2.1439..). Autorzy dziêkuj¹ dyrekcji GiG S.A. za zgodê na publikacjê niniejszego artyku³u. Literatura ALEKSADROWSKI., JAROSIÑSKI M. & MASTALERZ K. 1999a Analiza strukturalna, sedymentologiczna i geodynamiczna na podstawie danych upadomierza Halliburton SED w otworach alikówka 6 i 3. Arch. GiG (niepublikowany raport). ALEKSADROWSKI., MASTALERZ K., MAZUR S. & WOJE- WODA J. 1999b Analiza strukturalna i sedymentologiczna utworów miocenu w otworach Rudka 8 i 1 na podstawie danych upadomierza. Arch. GiG (niepublikowany raport). ALLE.A. & ALLE J.R. 199 Basin Analysis: rinciples and Applications. Blackwell Scientific ubls, Oxford. ALLE.A., CRAMTO S.L. & SICLAIR H.D. 1991 The inception and early evolution of the orth Alpine Foreland Basin, Switzerland. Basin Research, 3: 143 163. 341

BRITZE. 1998 Seismic mapping using Trendform gridding. The Leading Edge. May 1998; 66 68. CATUEAU O. 22 Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits and pitfalls. Jour. African Earth Sci., 35: 1 43. CATUEAU O., WILLIS A.J. & MIALL A.D. 1998 Temporal significance of sequence boundaries. Sediment. Geol., 121: 157 178. DZIADZIO. 2 Sekwencje depozycyjne w utworach badenu i sarmatu w SE czêœci zapadliska przedkarpackiego. rz. Geol., 48: 1124 1138. DZIADZIO. & JACHOWICZ M. 1996 Budowa pod³o a utworów mioceñskich na SW od wyniesienia Lubaczowa. rz. Geol., 44: 1124 113. EMBRY A. 22 Transgressive Regressive (T R) Sequence Stratigraphy. In: 22 nd Annual Gulf Coast Section SEM Foundation Bob F. erkins Research Conference 22: 151 172. EMERY D. & MYERS K. 1996 Sequence Sratigraphy. Blackwell Science, Oxford. GALLOWAY W. 1989 Genetic stratigraphic sequences in basin analysis I: architecture and genesis of flooding-surface bounded depositional units. AAG Bull., 73: 125 142. GUTOWSKI J., OADYUK I. & OLSZEWSKA B. 25 Late Jurassic Earliest Cretaceous evolution of the epicontinental sedimentary basin of South Eastern oland and Western Ukraine. Geol. Quart., 49: 16 31. HUT D. & TUCKER M.E. 1992 Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base level fall. Sediment. Geol., 81: 1 9. KARKOWSKI. 1978 aleodelta w miocenie przedgórza Karpat. rz. Geol., 26: 625 629. KARKOWSKI. & G OWACKI E. 1961 O budowie geologicznej utworów podmioceñskich przedgórza Karpat œrodkowych. Kwart. Geol., 5: 372 416. KRZYWIEC. 1993 Stratygrafia sekwencyjna. rz. Geol., 41: 681 687. KRZYWIEC. 1999 Mioceñska ewolucja tektoniczna wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (rzemyœl Lubaczów) w œwietle interpretacji danych sejsmicznych. r. añstw. Inst. Geol., 168: 249 276. KRZYWIEC. 21 Contrasting tectonic and sedimentary history of the central and eastern parts of the olish Carpathian foredeep basin results of seismic data interpretation. Marine and etroleum Geology, 18: 13 38. KRZYWIEC., KASIÑSKI J., MASTALERZ K., ALEKSADROW- SKI., WYSOCKA A., JÓ WIAK W., WROICZ S., WRÓBEL G. & AIERIK B. 23 Zr¹b Ryszkowej Woli (rejon Rudki) przestrzenna analiza tektoniczno-sedymentacyjna oraz z³o owa sprawozdanie (2 etap badañ). Archiwum GiG S.A. (niepublikowany raport). KRZYWIEC., ALEKSADROWSKI., RYZER-SIUIK B., AIERIK B., SIUIK J., MASTALERZ K., WYSOCKA A. & KASIÑSKi J. 25 Struktura geologiczna i geneza mioceñskiego zrêbu Ryszkowej Woli w rejonie Sieniawy Rudki (wschodnia czêœæ zapadliska przedkarpackiego) wyniki interpretacji danych sejsmiki 3D. rz. Geol., 53: 656 663. KUTEK J. 1994 Jurassic tectonic events in south eastern cratonic oland. Acta Geol. ol., 44: 167 221. MASTALERZ K. WYSOCKA A., KASIÑSKI J., AIERIK B., KRZYWIEC., RYZER-SIUIK B., ALEKSADROWSKI. & SIUIK J. 24 Miocene succession of the Ryszkowa Wola High area (olish Carpathian foredeep basin, SE oland): facies, sequence stratigraphy and basin architecture 24, AAG European Region Conference, raga, 1 13.1, 93. MIDDLETO G. V. 1973 Johannes Walther s Law of the Correlation of Facies. Geol. Soc. Amer. Bull., 84: 979 988. MYŒLIWIEC M. 24a oszukiwania z³ó gazu ziemnego w osadach miocenu zapadliska przedkarpackiego na podstawie interpretacji anomalii sejsmicznych podstawy teoretyczne i dotychczasowe wyniki. rz.geol., 52: 299 36. MYŒLIWIEC M. 24b Mioceñskie ska³y zbiornikowe zapadliska przedkarpackiego. rz. Geol., 52: 581 592. MYŒLIWIEC M. 24c Typy pu³apek gazu ziemnego i strefowoœæ wystêpowania ich z³ó w osadach miocenu wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego. rz. Geol., 52: 657 664. EY R., BURZEWSKI W., BACHLEDA T., GÓRECKI W., JAKÓB- CZAK K. & S UCZYÑSKI K. 1974 Zarys paleogeografii i rozwoju litologiczno-facjalnego utworów miocenu zapadliska przekdarpackiego. r. Geol. Kom. auk Geol. A, Oddzia³ w Krakowie, 82: 1 59. UMMEDAL D. & MOLEAAR C.M. 1995 Sequence stratigraphy of a ramp setting strand plain succession: the Gallup Sandstone, ew Mexico. [W]: Van Wagoner J.C. & Bertram G.B. (red.) AAG Memoir 64: 277 31. UMMEDAL D. & GARCIA-GOZALEZ M. 21 Workshop on Sedimentology and Sequence Stratigraphy of Cretaceous and Early Tertiary Strata of the Oriente Basin, Ecuador. Oxy Ecuador, Quito. OSZCZYKO. 1996 Mioceñska dynamika polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. rz. Geol., 44: 17 118. OSZCZYKO. 1999 rzebieg mioceñskiej subsydencji w polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. r. añstw. Inst. Geol., 168: 29 23. OSZCZYKO. & ŒL CZKA A. 1985 An attempt to palinspastic reconstruction of eogene basins in the Carpathian Foredeep. Ann. Soc. Geol. ol., 55: 55 76. Oszczypko., Œl¹czka A., 1989 The evolution of the Miocene basin in the olish Outer Carpathians and their foreland. Geologica Carpathica, 4: 23 36. OSZCZYKO., KRZYWIEC., OADYUK I. & ERYT T. 25 Carpathian Foredeep Basin (oland and Ukraine) its sedimentary, structural and geodynamic evolution. [W:] icha F., Golonka J. (red.) The Carpathians and Their Foreland: Geology and Hydrocarbon Resources, AAG Memoir 84 (w druku). AIERIK B. 22 Zalety i ograniczenia wykorzystania programu ZMA LUS do konstruowania sejsmicznych map czasowych i g³êbokoœciowych na podstawie sejsmiki 2D. Materia³y konferencyjne: Release 23 owoczesnoœæ i koniecznoœæ. Szkolenie u ytkowników stacji Landmark. 6 8.11, Kraków. AIERIK B. & ZAJ C A. 23 Kompleksowe wykorzystanie programów etroworks, StratWorks i ZMA lus do celów przestrzennej analizy zmiennoœci facjalno-zbiornikowej. Materia³y konferencyjne. Szkolenie u ytkowników oprogramowania firmy Landmark. 22 25.1, Czarna. ERYT T.M., ERYT D., SZRA J., HA AS S. & JASIOOWSKI M. 1998 O poziomie anhydrytowym w otworze wiertniczym Ryszkowa Wola 7 k. Jaros³awia (SE olska). Biul. añstw. Inst. Geol., 379: 61 77. ORÊBSKI S. 1996 odstawy stratygrafii sekwencji w sukcesjach klastycznych. rz. Geol., 44: 995 16. ORÊBSKI S.J., IETSCH K., HODIAK R. & STEEL R.J. 23 Origin and sequential development of Badenian Sarmatian clinoforms in the Carpathian foreland basin (SE oland). Geologica Carpathica, 54: 119 136. OSAMETIER H.W., ALLE G.., JAMES D.. & TESSO M. 1992 Forced regressions in a sequence stratigraphic framework: concepts, examples, and exploration significance. AAG Bull., 76: 1687 179. OSAMETIER H.W. & VAIL.R. 1988 Eustatic controls on clastic deposition II sequence and systems tract models. [W:] Wilgus C.K. i in. (eds) Sea Level Changes: an integrated approach. SEM Spec. ubl., 42: 125 154. VAIL.R., MITCHUM R.M., TODD R.G., WIDMIER J.M., THOM- SO S., SAGREE J.B., BUBB J.. & HATLELID W.G. 1977 Seismic startigraphy and global changes of sea level. [W:] C.E. ayton (Ed.) Seismic Stratigraphy: applications to hydrocarbon exploration: AAG Memoir, 26: 49 212. WYSOCKA A. 22 Clastic Badenian deposits and sedimentary environments of the Roztocze Hills across the olish Ukrainian border. Acta Geol. ol., 52: 535 563. ZORASTER S. 1996 Imposing Geologic Interpretations on Computer Generated Contours Using Distance Transformations, Mathematical Geology, 28: 969 985. raca wp³ynê³a do redakcji 31.8.25 r. Akceptowano do druku 2.11.25 r. 342