BIULETYN PAÑSTWOWEGO INSTYTUTU GEOLOGICZNEGO 423: , 2007 R.

BIULETYN PAÑSTWOWEGO INSTYTUTU GEOLOGICZNEGO 423: 139 150, 2007 R. WIEK MINERALIZACJI KRUSZCOWEJ W ANALIZIE DOJRZA OŒCI MATERII ORGANICZNEJ UPKU MIEDZIONOŒNEGO I JEGO POWI ZANIE Z TEKTONIK PO UDNIOWEJ CZÊŒCI MONOKLINY PRZEDSUDECKIEJ THE TIMING OF ORE MINERALIZATION BASED ON THERMAL MATURITY MODELLING OF KUPFERSCHIEFER STRATA AND ITS RELATION TO TECTONICS OF SOUTHERN PART OF THE FORE-SUDETIC MONOCLINE (SW POLAND) PAWE KOSAKOWSKI 1,ANDRZEJ MARKIEWICZ 2,MACIEJ J. KOTARBA 1, S AWOMIR OSZCZEPALSKI 3,DARIUSZ WIÊC AW 1 Abstrakt. Dotychczasowe oceny czasu powstania okruszcowania ³upku miedzionoœnego prezentowane w literaturze datuj¹ ten proces w szerokim przedziale stratygraficznym. Badania paleomagnetyczne hematytu, datowania illitu czy badania izotopowe thucholitu i o³owiu umiejscawia³y mineralizacjê miedziow¹ w przedziale od póÿnego permu-wczesnego triasu a po kredê. W celu uœciœlenia wieku mineralizacji kruszcowej w powi¹zaniu z wynikami badañ materia³u organicznego, wykonano modelowania numeryczne ewolucji dojrza³oœci materii organicznej. W modelowaniach tych wykorzystano zjawisko nieodwracalnoœci zmian termicznych materii organicznej. Modelowania numeryczne BasinMod wykaza³y, e materia organiczna ³upku miedzionoœnego uzyska³a dojrza³oœæ termiczn¹ w przedziale niskotemperaturowych przemian termogenicznych okna ropnego (0,5 1,3% R r, tj. w zakresie temperatur 90 170 C) w triasie œrodkowym i górnym. PóŸnojurajskie i póÿnokredowe pogr¹ enie poziomu ³upku miedzionoœnego nie przynios³o istotnego wzrostu dojrza³oœci termicznej materii organicznej. Procesy cieplne, zwi¹zane z dop³ywem p³ynów hydrotermalnych powoduj¹ce zmiany w strukturze materii organicznej, by³y równie odpowiedzialne za mineralizacjê kruszcow¹ ³upka miedzionoœnego w przedzia³ czasowy triasu œrodkowego, a szczególnie triasu górnego w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej. S³owa kluczowe: ³upek miedzionoœny, materia organiczna, re im tektoniczny, modelowania dojrza³oœciowe, czas okruszcowania, monoklina przedsudecka. Abstract. The timing of Kupferschiefer ore mineralization with respect to stratigraphy is a matter of broad debate in the literature. The discussion about timing of the Kupferschiefer mineralization with respect to stratigraphy is a matter of debate. The paleomagnetic dating of hematite, K Ar ages of diagenetic illite, as well as the age of thucholite and metallic lead place the ore mineralization within the time frame of Late Permian to Early Triassic untill the Cretaceous period. To resolve the controversy about timing of ore formation with respect to organic matter alteration, the maturity of organic matter was numerically modelled, based on an irreversibility of its thermal transformation of organic matter. The maturity analyses using BasinMod numerical modelling indicated that the Kupferschiefer organic matter was thermally mature within the low-temperature therogenic processes (0.5 to 1.3% R r, i.e. 90 to 170 C) in the Middle to Upper Triassic stratigraphic interval. The Late Cretaceous lowering of the Kupferschiefer strata did not cause a significant increase in the maturity of organic matter. Heat transfer, connected with inflow of hydrothermal fluids causing of changes within the organic matter, was also responsible for ore mineralization of Kupferschiefer strata in about Middle to Late Triassic in the southern part of the Fore-Sudetic Monocline. Key words: Kupferschiefer, organic matter, tectonic regime, maturity modelling, time of mineralization, Fore-Sudetic Monocline. 1 Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; e-mail: kosak@agh.edu.pl 2 KGHM CUPRUM Sp. z o.o. (CBR) we Wroc³awiu, KGHM Polska MiedŸ S.A., pl. 1 Maja 1 2, 50-136 Wroc³aw; e-mail: a.markiewicz@cuprum.wroc.pl 3 Pañstwowy Instytut Geologiczny, Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; e-mail: slawomir.oszczepalski@pgi.gov.pl

140 Pawe³ Kosakowski i in. ZARYS GEOLOGII OBSZARU Geologia po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej, szczególnie stref mineralizacji polimetalicznej, by³a wielokrotnie opisywana w literaturze m.in. przez Tomaszewskiego (1963, 1978), K³apciñskiego (1964, 1971), Konstantynowicza (1971), Rydzewskiego (1978), Salskiego (1996) oraz K³apciñskiego i Peryta (1996). W jej budowie wyró nia siê trzy piêtra strukturalne. Pierwsze piêtro, generalnie najs³abiej rozpoznane, stanowi¹ utwory krystaliczne pod³o a proterozoicznego i paleozoiku reprezentowanego przez karbon (K³apciñski, Peryt, 1996). Na nim zalegaj¹ u³o one monoklinalnie utwory permu i mezozoiku z istotnymi lukami stratygraficznymi. W badanej strefie lubiñsko-g³ogowskiej perm reprezentowany jest przez utwory czerwonego sp¹gowca i cechsztynu, a mezozoik jedynie przez osady triasu. Ich sumaryczna mi¹ szoœæ wynosi od kilkunastu do ponad 1000 m. We wschodniej czêœci monokliny, w niecce opolskiej, wystêpuj¹ równie utwory kredy górnej (K³apciñski, Peryt, 1996), szcz¹tkowo zachowane w tektonicznych obni eniach pó³nocno-wschodniej czêœci LGOM (Dadlez i in., 2000). Na utworach permu i mezozoiku le ¹ niezgodnie utwory paleogenu, neogenu i czwartorzêdu o mi¹ szoœci rzêdu 200 400 m (Konstantynowicz, 1971; K³apciñski, Peryt, 1996). Seria z³o owa rud miedzi, zwi¹zana z utworami permu, obejmuje zarówno piaskowce czerwonego i bia³ego sp¹gowca, jak i ³upki oraz ska³y wêglanowe pierwszego cyklotemu cechsztyñskiego Z1 (Werra), zapadaj¹ce monoklinalnie w kierunku pó³nocno-wschodnim. Generalnie jednak po³o enie z³o a wyznacza poziom ³upku miedzionoœnego lub w przypadku jego braku granica piaskowców z wy ej le ¹c¹ seri¹ wêglanow¹. G³êbokoœæ zalegania aktualnie eksploatowanego z³o a waha siê od 600 do 1400 m. W zale noœci od po³o enia obszaru z³o owego mi¹ szoœæ jego zmienia siê od 2 m w rejonie Sieroszowic do ponad 20 m na obszarze Rudnej, przy œredniej ok. 4,8 m. Za z³o e uwa a siê tylko tê czêœæ tej serii z³o owej, w której koncentracja miedzi spe³nia okreœlone kryteria bilansowoœci. Ze strefami z³o owymi redukcyjnymi wspó³wystêpuj¹ strefy wtórnie utlenione i strefy przejœciowe (Oszczepalski, Rydzewski, 1991; Wiêc³aw i in., 2007a, b). Charakteryzuj¹ siê one zró nicowaniem zarówno wykszta³cenia litologicznego, jak i charakteru mineralizacji kruszcowej oraz zawartoœci miedzi. W utworach strefy utlenionej brak jest z³o owych koncentracji siarczków miedzi, a w strefie przejœciowej s¹ one ni sze. OCENA WIEKU MINERALIZACJI KRUSZCOWEJ W OPARCIU O ANALIZÊ TEKTONICZN Miedziowy obszar z³o owy Lubin Sieroszowice le y na pó³noc od strefy dyslokacyjnej œrodkowej Odry (o szerokoœci 15 20 km), która odpowiada za skokowe sp³ycenie powierzchni Moho w rejonie œrodkowego nadodrza (Guterch i in., 1975; Cwojdziñski i in., 1995). Strefa ta, odziedziczona po wczeœniejszym systemie waryscyjskim (Oberc, 1987; Aleksandrowski, 1995), wraz z drug¹ stref¹ o kierunku ENE WSW, ulega³a reaktywacji w permie i mezozoiku (Markiewicz i in., 1995), co sprzyja³o subsydencji basenu zielonogórskiego i zró nicowanej sedymentacji osadów czerwonego sp¹gowca. Nieznaczna ich reaktywacja w cechsztynie lokalnie wp³ywa³a na zmianê wykszta³cenia litofacjalnego osadów (Markiewicz, 2007a, b). Niewielkie przemieszczenia wzd³u obu tych kierunków tektonicznych w re imie przesuwczym, ale o przeciwnym zwrocie, trwa³y do górnej kredy (Markiewicz i in., 1995). Dodatkowo w tym okresie dosz³o do uaktywnienia g³êbszych za³o eñ tektonicznych o kierunkach NW SE i WSW ESE. Odzwierciedleniem tego s¹ rowy tektoniczne o przebiegu NE SW w nadk³adzie soli cechsztyñskich (Markiewicz i in., 2006) warunkowane naprê eniami tensyjno-transtensyjnymi, zwi¹zanymi z faz¹ kimeryjsk¹ (Kwolek, 2003; Markiewicz, 2003, 2007c; Markiewicz i in., 2005). Powa ne wycienienie skorupy ziemskiej, zbie ne z g³êbokimi za³o eniami strefy dyslokacyjnej Odry, stwarza³o dogodne warunki strukturalne, które sprzyja³y wynoszeniu termicznemu tego rejonu, co mog³o pe³niæ istotn¹ rolê metalogeniczn¹ w utworach permskich (np. Markiewicz, 2002). Rozpatrywano kilka mechanizmów transportu roztworów mineralizuj¹cych: konwekcyjny (Jowett i in., 1987; Oszczepalski, 1989), kompakcyjny (Kucha, Pawlikowski, 1986), mieszany kompakcyjno-konwekcyjny (Cathles i in., 1993) oraz sejsmiczny, wywo³uj¹cy ekspulsjê roztworów w s¹siedztwie systemów uskokowych (Blundell i in., 2003). Powstanie systemu mineralizacyjnego jest wynikiem ascenzji utleniaj¹cych, niskotermalnych roztworów chlorkowych (pochodz¹cych z utworów czerwonego sp¹gowca), zawieraj¹cych metale, oraz przep³ywu tych roztworów przez sp¹gowe utwory cechsztynu, czego œwiadectwem jest istnienie utworów utlenionych poni ej horyzontu z³o owego, a tak e wystêpowanie strefy przejœciowej miêdzy utworami utlenionymi i redukcyjnymi, o cechach wskazuj¹cych na sukcesywne powiêkszanie pionowego i poziomego zasiêgu utworów utlenionych (np. Oszczepalski, 1989; Püttmann i in., 1989; Oszczepalski, Rydzewski, 1991; Speczik i in., 2003). W po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej szczególnie wyraÿnie zaznaczy³y siê ruchy laramijskie przypadaj¹ce na prze³om kredy oraz paleogenu. Wi¹ e siê z nimi wypiêtrzenie bloku przedsudeckiego, szerokopromienne

Wiek mineralizacji kruszcowej w analizie dojrza³oœci materii organicznej ³upku miedzionoœnego... 141 spaczenie warstw i pochylenie obszaru przedsudeckiego o ok. 2 w kierunku NE, czego efektem jest monoklinalny uk³ad kompleksu permsko-mezozoicznego. Wskutek wypiêtrzenia dosz³o do znacznej erozji osadów o mi¹ szoœci siêgaj¹cej ponad 2000 m w tej czêœci monokliny (Krasoñ, Soko³owski, 1966) oraz bloku przedsudeckiego, z którego usuniête zosta³y tak e utwory kruszconoœne. Infiltracja wód meteorycznych mog³a siê przyczyniæ do wtórnych zmian w okruszcowaniu miedziowym SW czêœci monokliny przedsudeckiej (Markiewicz, 2007c). METODYKA JEDNOWYMIAROWYCH MODELOWAÑ NUMERYCZNYCH Identyfikacjê czasu okruszcowania w aspekcie przyrostu dojrza³oœci termicznej materii organicznej w ska³ach macierzystych ³upku miedzionoœnego wykonano metod¹ jednowymiarowych modelowañ numerycznych przy zastosowaniu pakietu oprogramowania BasinMod amerykañskiej firmy Platte River Association, Inc. W wyniku analizy ewolucji geologicznej oraz rekonstrukcji historii termicznej analizowanego obszaru uzyskano czasowy i g³êbokoœciowy rozk³ad paleotemperatur równowa nych granicom dojrza³oœci materii organicznej w przedziale nisko- ( okno ropne ) i wysokotemperaturowych ( okno gazowe ) procesów termogenicznych. Ogólne za³o enia teoretyczne modelowañ numerycznych s¹ szeroko omawiane w literaturze specjalistycznej, m.in. Welte i in. (1983, 1997), Doree i in. (1993). Na podobnych zasadach zosta³ opracowany model koncepcyjny w analizowanych otworach wiertniczych. W niniejszym artykule ograniczono siê jedynie do podania podstawowych opcji zastosowanych przy jego konstrukcji. Przy rekonstrukcji pogr¹ enia wydzielonych poziomów litostratygraficznych wykorzystano profile stratygraficzno-litologiczne, w których luki stratygraficzne oraz wielkoœæ i czas trwania erozji skorygowano z danymi regionalnymi (Marek, Pajchlowa red., 1997), a poprawkê na dekompakcjê obliczono algorytmem Sclatera i Christie ego (1980). Granice stratygraficzne wydzielonych warstw i luk przyjêto wed³ug czasu wzglêdnego i bezwzglêdnego z tabeli stratygraficznej Gradsteina i in. (1995). Wielkoœæ kompakcji wydzielonych litotypów skalnych w analizowanych profilach stratygraficznych obliczono algorytmem schematu Dykstry (1987). Przewodnoœæ ciepln¹ matrycy skalnej okreœlono metod¹ Deminga i Chapmana (1989) dla ka dego kompleksu litostratygraficznego przy obliczeniu przepuszczalnoœci ska³ metod¹ Kozeny-Carmana (Doligez i in., 1986; Ungerer i in., 1990) i przyjêciu nastêpuj¹cych wartoœci przewodnoœci cieplnej ska³ (w W/mK): piaskowce 4,4, i³owce 1,5, mu³owce 2,0, wapienie 2,9, dolomity 4,8, ewaporaty 5,4 i substancja organiczna 0,3. Przep³yw ciep³a obliczono metod¹ stanu równowagi przejœciowej (ang. transient state) zgodnie z algorytmem zastosowanym w programie BasinMod (BasinMod Reference Manual, 2000). Przy rekonstrukcji zmian pola termicznego w analizowanym obszarze wykorzystano wskazania iloœciowe d³ugookresowych zmian klimatycznych (np. Yalcin i in., 1997) oraz historiê zmian temperatur powierzchniowych przez na³o enie globalnych zmian klimatycznych (np. Wygrala, 1989) w odniesieniu do zmian pozycji p³yty europejskiej (np. Besse, Courtillot, 1991; Van der Voo, 1993; Nawrocki, 1997). Dojrza³oœæ termiczn¹ materii organicznej w modelowaniach obliczono metod¹ EASY % R o (Sweeney, Burnham, 1990). OGÓLNA CHARAKTERYSTYKA MATERII ORGANICZNEJ W UTWORACH UPKU MIEDZIONOŒNEGO upek miedzionoœny, le ¹cy u podstawy ewaporatowo-wêglanowych utworów cechsztynu, by³ badany z punktu widzenia zasobnoœci w wêgiel organiczny i innych cech geochemicznych od ponad 20 lat. Wyniki jego rozpoznania geochemicznego podaj¹ m.in. Püttmann i in. (1989, 1991), Bechtel i in. (2000, 2001, 2002), Pieczonka, Piestrzyñski (2000), Oszczepalski i in. (2002), Piestrzyñski i in. (2002), Speczik i in. (2003) oraz Wiêc³aw i in. (2007a, b). upek miedzionoœny jest bardzo bogaty w materiê organiczn¹. Najwy sze pomierzone zawartoœci ca³kowitego wêgla organicznego (TOC) w niektórych rejonach jego partii sp¹gowych dochodz¹ do ponad 14% TOC. Generalnie, najwy sze wartoœci tego wskaÿnika notuje siê dla strefy redukcyjnej, ni sze dla przejœciowej, a minimalne dla strefy utlenionej (Oszczepalski i in., 2002; Wiêc³aw i in., 2007a, b). Równie pozosta³e parametry i wskaÿniki geochemiczne materii organicznej, tj. wskaÿnik wodorowy czy zawartoœci wêglowodorów, umiejscaowiaj¹ ³upek miedzionoœny w kategorii bardzo dobrej ska³y macierzystej. Identyfikacja typu genetycznego materii organicznej, oparta na wskaÿnikach geochemicznych i korelacjach miêdzy nimi, wyraÿnie wskazuje na dominacjê ropotwórczego kerogenu II typu ze znikomym udzia³em l¹dowego kerogenu III typu (np. Speczik, Püttmann, 1987; Oszczepalski, Rydzewski, 1991; Nowak i in., 2001; Speczik i in., 2003; Kotarba i in., 2006; Wiêc³aw i in., 2007a, b). Stopieñ dojrza³oœci ³upku miedzionoœnego mieœci siê w ca³ym przedziale niskotemperaturowych procesów termogenicznych, tj. od 0,5 do 1,3% R r, z lokalnym wejœciem w fazê przemian wysokotemperaturowych (Oszczepalski i in., 2002; Nowak, 2003; Speczik i in., 2003; Wiêc³aw i in., 2007a, b).

142 Pawe³ Kosakowski i in. MODEL SUBSYDENCJI UPKU MIEDZIONOŒNEGO Historiê pogr¹ ania ³upku miedzionoœnego w analizowanym obszarze odtworzono na podstawie analizy rozwoju geodynamicznego tej czêœci basenu permskiego. W tym celu wykorzystano zrekonstruowane profile otworów S 51, S 64, S 67, S 113, S 358 i S 373A z obszarów kopalnianych oraz Niechlów 1, uchlów 25 i Wielowieœ 94/91 spoza obszaru eksploatacji rud polimetalicznych (fig. 1). Wyznaczenie otworów do analizy subsydencji poziomu ³upku miedzionoœnego by³o uwarunkowane stopniem dojrza³oœci materii organicznej, rozmieszczeniem obszarów utlenionych, przejœciowych i redukcyjnych oraz zró nicowaniem okruszcowania. Warunkiem wyjœciowym rekonstrukcji ewolucji geologicznej basenu permskiego w badanym obszarze jest analiza wspó³czesnej pozycji ³upku miedzionoœnego (T1), który zalega generalnie na g³êbokoœci od kilkuset do ok. 1500 m. Jego mi¹ szoœæ zwykle nie przekracza 1 m, a najczêœciej wynosi kilkadziesi¹t centymetrów. Utwory T1 nie wykazuj¹ wyraÿnych oznak erozji synsedymentacyjnej, mo na zatem za³o yæ, e ich wspó³czesna mi¹ szoœæ jest mi¹ szoœci¹ pierwotn¹. Analiza wskaÿników dojrza³oœci termicznej T max i R r wykaza³a, e materia organiczna obecna w utworach T1 znajduje siê w przedziale dojrza³oœci termicznej okna ropnego. Jedynie pojedyncze wskazania powy ej 1,3% w skali refleksyjnoœci witrynitu, np. w otworze S 64, wskazuj¹ na jej wejœcie w przedzia³ okna gazowego. Wspó³czesny obraz pola termicznego (Downorowicz, 1996) pokazuje, e dojrza³oœæ termiczna materii organicznej nie jest wynikiem oddzia³ywania wspó³czesnego re imu termicznego. Wobec powy szego, dla okreœlenia przedzia³u czasowego osi¹gania przez materiê organiczn¹ kolejnych przedzia³ów dojrza³oœci termicznej zachodzi koniecznoœæ rekonstrukcji historii pogr¹ enia ³upku miedzionoœnego oraz jego pokrywy mezozoiczno-kenozoicznej wraz z odtworzeniem jej pierwotnej mi¹ szoœci. Nadk³ad utworów mezozoiku nad kompleksem ewaporatowym cechsztynu by³ uformowany w ci¹g³ej sekwencji pokryw terygenicznych i wêglanowych od triasu dolnego do kredy górnej, z okresami wynurzeñ i erozji na prze³omie jury i kredy oraz kredy i paleogenu. Wspó³czesna mi¹ szoœæ pokrywy mezozoicznej na badanym obszarze wynosi od ok. 100 do ponad 1000 m. W mezozoiku zaznaczaj¹ siê dwa g³ówne epizody regresywno-erozyjne: w kredzie dolnej oraz na prze³omie kredy i paleogenu. W ich wyniku zosta³a usuniêta sekwencja o mi¹ szoœci od ok. 250 do 900 m utworów triasu górnego, 400 800 m utworów jury i 200 300 m utworów kredy górnej (Marek, Pajchlowa red., 1997). W niektórych analizowanych profilach, np. Wielowieœ 94/91, obserwuje siê ca³kowit¹ redukcjê pokrywy mezozoicznej. Powy szy ogólny schemat ewolucji geologicznej basenu zosta³ dopasowany do poszczególnych analizowanych profili otworów wiertniczych i przyjêty w konstrukcji modelu subsydencji poziomu ³upku miedzionoœnego (fig. 2 i 3). Fig. 1. Mapa lokalizacyjna otworów, w których wykonano modelowania dojrza³oœci materii organicznej w utworach ³upku miedzionoœnego Location map of the wells with thermal maturity modelling in Kupferschiefer strata MODEL TERMICZNY I PALEOTERMICZNY Rekonstrukcjê zmian strumienia cieplnego w czasie ewolucji geologicznej basenu cechsztyñskiego rozpoczêto od analizy wspó³czesnego rozk³adu pola termicznego. W tym celu wykorzystano mapê wspó³czesnych temperatur w stropie dolomitu g³ównego (Karwasiecka, 2000), która ze wzglêdu na niewielkie mi¹ szoœci cechsztynu w rejonie badañ by³a ekstrapolowana do poziomu ³upku miedzionoœnego. Rozk³ad wspó³czesnych temperatur w stropie dolomitu g³ównego pokazuje, e w po³udnio-

Wiek mineralizacji kruszcowej w analizie dojrza³oœci materii organicznej ³upku miedzionoœnego... 143 Fig. 2. Krzywe pogr¹ ania wyró nionych poziomów litostratygraficznych wraz z identyfikacj¹ przedzia³ów dojrza³oœci termicznej kerogenu w profilach otworów S 51, S 64 i S 358 wraz z krzywymi kalibracyjnymi modelu termiczno-erozyjnego Burial history curves of selected lithostratigraphic profiles of S 51, S 64 and S 358 wells with thermal maturity zones and calibration curves of thermal-erosion model

144 Pawe³ Kosakowski i in. Fig. 3. Krzywe pogr¹ ania wyró nionych poziomów litostratygraficznych wraz z identyfikacj¹ przedzia³ów dojrza³oœci termicznej kerogenu w profilach otworów uchlów 25 i Wielowieœ 94/91 wraz z krzywymi kalibracyjnymi modelu termiczno-erozyjnego Objaœnienia jak na figurze 2 Burial history curves of selected lithostratigraphic profiles of uchlów 25 and Wielowieœ 94/91 wells with thermal maturity zones and calibration curves of thermal-erosion model Explanations as in Figure 2 wej czêœci monokliny przedsudeckiej dominuj¹ temperatury poni ej 50 C. Przy mi¹ szoœciach cyklotemu Z1 od kilkunastu do ok. 300 m wspó³czesne temperatury w jego stropie nie powinny przekraczaæ 60 70 C. Potwierdza to rozk³ad temperatur przedstawiony przez Downorowicza (1996), w którym wspó³czesne temperatury w poziomie T1 w obszarze kopalnianym wahaj¹ siê od ok. 30 C w czêœci po³udniowej do ok. 45 C w jego czêœci pó³nocnej. Ponadto najnowsze badania wykaza³y, e wspó³czesne temperatury wyznaczone dla sp¹gu cechsztynu z³o a Lubin Sieroszowice na poziomie hipsometrycznym 1250 m zmieniaj¹ siê w granicach od 40 (na po³udniu z³o a) do 50 C (na pó³nocy) (Speczik i in., 2007). Taki zakres temperatur potwierdzaj¹ pomiary przeprowadzone poza stref¹ z³o ow¹, np. w otworze Niechlów 1 w stropie czerwonego sp¹gowca temperatura wynosi 59 C, a uchlów 25 w stropie T1 51 C. Zmiany pola termicznego w czasie geologicznym nie by³y dotychczas szeroko omawiane w literaturze. Niemniej jednak m.in. Majorowicz i in. (1984), Karnkowski (1999, 2000), Poprawa (2000) oraz Burzewski i in. (2005) poruszali tê tematykê w kontekœcie zmian regionalnych, co czyni te rozwa ania u ytecznymi w badaniach ³upku miedzionoœnego. Poniewa pogl¹dy na temat ewolucji zmian termicznych na Ni u Polskim s¹ ró ne, w rozwa aniach szczegó³owych

Wiek mineralizacji kruszcowej w analizie dojrza³oœci materii organicznej ³upku miedzionoœnego... 145 przyjêto model dopasowany do lokalnej sytuacji geologicznej, zaproponowany przez Poprawê (2000) oraz Burzewskiego i in. (2005), generalnie zak³adaj¹cy podwy szenie wartoœci strumienia cieplnego w permie i triasie oraz systematyczny jego spadek od triasu do dzisiaj. Nale y jednak pamiêtaæ, e w rekonstrukcji zmian pola termicznego, przy du- ej z³o onoœci oœrodka skalnego i wp³ywie czynników krótkookresowych (np. migracja roztworów hydrotermalnych), dok³adnoœæ skalowania gêstoœci strumienia cieplnego dla odtwarzanych przedzia³ów czasowych ewolucji basenu sedymentacyjnego jest ograniczona. W przypadku poziomu ³upku miedzionoœnego czynnikiem dodatkowo ograniczaj¹cym dok³adnoœæ modelu jest znaczna niekompletnoœæ profilu stratygraficznego i brak wskaÿników dojrza³oœci termicznej kalibruj¹cych model w utworach przykrywaj¹cych poziom T1. W przyjêtej procedurze modelowañ za pomoc¹ programu BasinMod 1-D model paleotermiczny wykonano metod¹ forward tj. testowania wartoœci gêstoœci strumienia cieplnego w profilach otworów z jego kalibracj¹ wskaÿnikami dojrza³oœci termicznej T max i R r (fig. 2 i 3), przy standardowych wartoœciach przewodnoœci cieplnej ska³ w g³ównych etapach sedymentacyjnych basenu od permu do neogenu. W procedurze modelowañ analizowano alternatywne schematy termiczno-erozyjne o zbli onej jakoœci kalibracji. Do analizy szczegó³owej wybierano model najlepiej dopasowany do pomierzonych wartoœci dojrza³oœci termicznej kerogenu. Stosuj¹c powy sz¹ procedurê i uwzglêdniaj¹c ograniczon¹ dok³adnoœæ modeli, ustalono podstawowe wartoœci gêstoœci strumienia cieplnego dla zmiennych warunków sedymentacji i diagenezy osadów w historii pogr¹ ania ³upku miedzionoœnego. Wariantowa analiza regionalna zmian pola termicznego wykaza³a, e wartoœci gêstoœci strumienia cieplnego narzucaj¹ rozwi¹zania modelowania dojrza³oœci termicznej w dwóch schematach: (a) dla otworów: S 51, S 64, S 67, S 113, S 358, S 373a: etap permsko-triasowy 80 mw/m 2, z lokalnym wzrostem do 90 110 mw/m 2 w przedziale stratygraficznym œrodkowy trias-wczesna jura, etap jurajsko-górnokredowy 55 mw/m 2, ze wzglêdu na brak parametrów skaluj¹cych i znaczn¹ niekompletnoœæ profilu (fig. 2); (b) dla otworów Niechlów 1, uchlów 25 i Wielowieœ94/91: etap permsko-triasowy 80 mw/m 2, etap jurajski 80 75 mw/m 2, etap dolnokredowy 65 60 mw/m 2, etap górnokredowy 60 55 mw/m 2, etap kenozoiczny 50 45 mw/m 2 (fig. 3). Powy sze schematy zmian pola termicznego, dopasowane do poszczególnych profili otworów, zosta³y przyjête w analizie dojrza³oœci ³upku miedzionoœnego. Uzyskane zmiany pola termicznego na tle ewolucji geologicznej obszaru badañ wskazuj¹, e maksymalne paleotemperatury zosta³y osi¹gniête na prze³omie triasu i jury, z sukcesywnym ich wzrostem od pocz¹tku sedymentacji cechsztynu (fig. 2 i 3). Maksymalne pogr¹ enie ³upku miedzionoœnego w koñcu jury nie powodowa³o ju dodatkowego przyrostu temperatur. MODELOWANIE DOJRZA OŒCI MATERII ORGANICZNEJ UPKU MIEDZIONOŒNEGO Modelowanie dojrza³oœci materii organicznej ³upku miedzionoœnego w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej zosta³o wykonane na podstawie analizy subsydencji i rozwoju paleotermicznego tej czêœci basenu permskiego. Dobór otworów wykorzystanych w analizie by³ uwarunkowany uk³adem paleogeograficzno-strukturalnym poziomu ³upku miedzionoœnego, dostêpnoœci¹ materia³u analitycznego dla charakterystyki macierzystoœci ska³, szczególnie stopniem dojrza³oœci materii organicznej, rozmieszczeniem obszarów utlenionych, przejœciowych i redukcyjnych oraz zró nicowaniem okruszcowania. Po dopasowaniu do wielkoœci pomierzonych parametrów dojrza³oœci termicznej kerogenu oraz uwzglêdnieniu wielkoœci erozji w nadleg³ym kompleksie mezozoicznym, w poszczególnych profilach ustalono podstawowe warunki przyrostu dojrza³oœci materii organicznej. W otworach S 51, S 64, S 67, S 113, S 358 i S 373A (fig. 1), w przyjêtych warunkach erozyjnych i termicznych, poziom ³upku miedzionoœnego wszed³ na przewa aj¹cej czêœci analizowanego obszaru we wczesn¹ fazê dojrza³oœci termicznej okna ropnego z pocz¹tkiem triasu œrodkowego, przy krytycznej g³êbokoœci jego pogr¹ enia 1300 1400 m i temperaturze ok. 90 C (fig. 2). Jedynie w otworach S 51iS67obserwuje siê przesuniêcie inicjacji procesu generowania wêglowodorów na pocz¹tek triasu górnego. G³ówna faza dojrza³oœci termicznej okna ropnego zosta³a osi¹gniêta jedynie w czêœci analizowanych profili, od koñca triasu œrodkowego (profil S 64) i triasu górnego (profile S 51, S 113 i S 358), przy krytycznej g³êbokoœci pogr¹ enia rzêdu 1500 1800 m i temperaturze ok. 120 C (fig. 2). Przyrost g³êbokoœci pogr¹ enia nie spowodowa³ generalnie wzrostu dojrza³oœci kerogenu. Jedynie lokalnie, w otworze S 64, stwierdzono wejœcie w koñcowy przedzia³ dojrza³oœci termicznej niskotemperaturowych przemian termogenicznych. Nieco odmienn¹ sytuacjê generacyjn¹ obserwujemy w otworach Niechlów 1, uchlów 25 i Wielowieœ 94/91. W zrekonstruowanych warunkach termicznych i przy przyjêtej erozji dolnokredowej rzêdu 1600 2000 m i pokredowej rzêdu 300 m, ska³y macierzyste ³upku miedzionoœnego wesz³y tu z pocz¹tkiem triasu œrodkowego we wczesn¹ fazê dojrza³oœci termicznej okna ropnego (0,5 0,7% w skali R r ), przy krytycznej g³êbokoœci pogr¹ enia poziomu ³upku miedzionoœnego 1150 m (Wielowieœ 94/91), 1300 m

146 Pawe³ Kosakowski i in. ( uchlów 25) i 1600 m (Niechlów 1) oraz temperaturze ok. 90 C (fig. 3). G³ówna faza dojrza³oœci termicznej okna ropnego (0,7 1,0% w skali R r ) zosta³a osi¹gniêta w noryku (trias górny), przy krytycznej g³êbokoœci pogr¹ enia rzêdu 1400 2050 m i temperaturze powy ej 100 C. Krytyczn¹ temperatur¹ jest tutaj najprawdopodobniej 106 C, która odpowiada trwa³oœci g³ównego siarczku w z³o u, tj. chalkozynu (Roseboom, 1966). Przyrost g³êbokoœci pogr¹ enia od 2060 do 2440 m i temperatury do 120 C spowodowa³ w póÿnej jurze jedynie nieznaczny wzrost dojrza³oœci termicznej materii organicznej (fig. 3). CZAS OKRUSZCOWANIA W ŒWIETLE MODELOWAÑ DOJRZA OŒCI MATERII ORGANICZNEJ Dotychczasowe oceny prezentowane w literaturze datuj¹ czas okruszcowania w szerokim przedziale. Na przyk³ad badania paleomagnetyczne hematytu, wykonane przez Jowetta i in. (1987), oszacowa³y jego wiek na 250 220 mln lat, co œwiadczy o górnopermsko-œrodkowotriasowym przebiegu procesu utlenienia, natomiast datowanie neogenicznego illitu, obfitego zarówno w utworach utlenionych, jak i w miedziowej rudzie ³upkowej, wykonane przez Bechtela i in. (1999), wskazuje poœrednio na zbli ony, triasowo-dolnojurajski wiek koñcowego procesu mineralizacji (250 190 Ma). Kucha (1993) oraz Kucha i Przyby³owicz (1999), na podstawie izotopowych datowañ thucholitu i metalicznego o³owiu, proces mineralizacji rozci¹gaj¹ od triasu a po doln¹ kredê. W wykonanej analizie dojrza³oœciowej, wykorzystuj¹cej nieodwracalnoœæ zmian termicznych, wykazano, e przyrosty dojrza³oœci kerogenu w przedziale okna ropnego (0,5 1,3% R r, tj. w przedziale temperatur 90 170 C) zachodzi³y sukcesywnie od pocz¹tku triasu œrodkowego, a g³ówna faza rozwoju dojrza³oœci przypada³a na trias górny. PóŸnojurajskie i póÿnokredowe pogr¹ enie poziomu ³upku miedzionoœnego nie przynios³o istotnych zmian w dojrza³oœci materii organicznej. Procesy cieplne, nios¹ce zmiany w strukturze materii organicznej ³upku miedzionoœnego, by³y równie odpowiedzialne za mineralizacjê kruszcow¹. St¹d te, poprzez analogiê do zmian w materii organicznej mo na uznaæ trias œrodkowy, a szczególnie górny, za okres mineralizacji kruszcowej w obszarze z³o owym Lubin Sieroszowice. Badania przeprowadzono w ramach projektu badawczego nr 3473/C-T12-6/2004 realizowanego na zlecenie Ministerstwa Nauki i Szkolnictwa Wy szego oraz KGHM Polska MiedŸ SA. LITERATURA ALEKSANDROWSKI P., 1995 Rola wielkoskalowych przemieszczeñ przesuwczych w ukszta³towaniu waryscyjskiej struktury Sudetów. Prz. Geol., 43: 745 753. BASINMOD 1-D REFERENCE MANUAL, 2000 Platte River Association, Boulder, Colorado. BECHTEL A., GRATZER R., PÜTTMANN W., OSZCZEPALSKI S., 2000 Geochemical and isotopic composition of organic matter in the Kupferschiefer of the Polish Zechstein basin: relation to maturity and base metal mineralization. Int. J. Earth Sci. 89: 72 89. BECHTEL A., GRATZER R., PÜTTMANN W., OSZCZEPALSKI S., 2001 Variable alteration of organic matter in relation to metal zoning at the Rote Fäule front (Lubin Sieroszowice mining district, SW Poland). Org. Geochem., 32: 377 395. BECHTEL A., GRATZER R., PÜTTMANN W., OSZCZEPALSKI S., 2002 Geochemical characteristics across the oxic/anoxic interface (Rote Fäule front) within the Kupferschiefer of the Lubin Sieroszowice mining district (SW Poland). Chem. Geol., 185, 1 2: 9 31. BESSE J., COURTILLOT V., 1991 Revised and synthetic apparent polar wander paths of the African, Euroasian, North American and India Plates, and true polar wander since 200 Ma. Jour. Geophys. Research., 96, B3: 4029 4050. BLUNDELL D.J., KARNKOWSKI P.H., ALDERTON D.H.M., OSZCZEPALSKI S., KUCHA H., 2003 Copper mineralization of the Polish Kupferschiefer: A proposed basement fault-fracture system of fluid flow. Econ. Geol., 98: 1487 1495. BURZEWSKI W., KOSAKOWSKI P., WRÓBEL M., 2005 Modelowanie procesów generowania i ekspulsji wêglowodorów oraz wyznaczenie potencja³u wêglowodorowego i genetyczna ocena zasobów perspektywicznych ropy naftowej i gazu ziemnego. W: Algowe ska³y macierzyste dolomitu g³ównego i ich potencja³ wêglowodorowy jako podstawa dla genetycznej oceny zasobów ropy naftowej i gazu ziemnego w strefie Gorzowa Miêdzychodu (red. M. Kotarba). Raport z realizacji projektu badawczego. Arch. BG Geonafta. Warszawa. CATHLES L.M., OSZCZEPALSKI S., JOWETT E.C., 1993 Mass balance evaluation of the late diagenetic hypothesis for Kupferschiefer Cu mineralization in the Lubin basin of southwestern Poland. Econ. Geol., 88: 948 956. CWOJDZIÑSKI S., M YNARSKI S., DZIEWIÑSKA L., JÓ WIAK W., ZIENTARA P., BAZIUK T., 1995 GB-2A pierwszy sejsmiczny profil g³êbokich badañ refleksyjnych (GBS) na Dolnym Œl¹sku. Prz. Geol., 43: 727 738. DADLEZ R., MAREK S., POKORSKI J. red., 2000 Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku, 1:1 000 000. Pañstw. Inst. Geol., PAE SA, Warszawa.

Wiek mineralizacji kruszcowej w analizie dojrza³oœci materii organicznej ³upku miedzionoœnego... 147 DEMING D., CHAPMAN D.S., 1989 Thermal histories and hydrocarbon generation: example from Utah-Wyoming thrust belt. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull., 73: 1455 1471. DOLIGEZ B., BESSIS F., BURRUS J., UNGERER Ph., CHENET P.Y., 1986 Integrated numerical modelling of sedimentation, heat transfer, hydrocarbon formation and fluid migration in sedimentary basin. W: Thermal modelling in sedimentary basins (red. J. Burruss): 173 195. Technip, Paris. DORÉ A.G., AUGUSTSON J.H., HERMANRUD C., STEWARD D.J., SYLTA O. red., 1993 Basin modelling: advances and applications. NFP Spec. Publ., 3. Elsevier, Amsterdam. DOWNOROWICZ S., 1996 Geotermika. W: Monografia KGHM Polska MiedŸ S.A. (red. A. Piestrzyñski): 172 176. Lubin. DYKSTRA J., 1987 Compaction correction for burial history curves: application to Lopatin s method for source rock maturation determination. GeoByte, 2: 16 23. GRADSTEIN F.M., AGTERBERG F.P., OGG J.G., HARDEN- BOL J., van VEEN P., THIERRY J., HUANG Z., 1995 Geochronology time scale and global stratigraphic correlation. SEMP Spec. Publ., 54: 95 121. GUTERCH A., MATERZOK R., PAJCHEL J., PERCHUÆ E., 1975 Sejsmiczna struktura skorupy ziemskiej wzd³u VII profilu miêdzynarodowego w œwietle badañ g³êbokich sondowañ sejsmicznych. Prz. Geol., 23, 4: 153 163. JOWETT E.C., PEARCE G.W., RYDZEWSKI A., 1987 A mid-triassic age of the Kupferschiefer mineralization in Poland, based on revised apparent polar wander path for Europe and Russia. Jour. E. Sc., 24: 2016 2037. KARNKOWSKI P.H., 1999 Origin and evolution of the Polish Rotliegend Basin. Pol. Geol. Inst., Spec. Papers, 3: 1 93. KARNKOWSKI P.H., 2000 Modelowanie procesów generacji wêglowodorów w utworach cechsztyñskich basenu polskiego. Prz. Geol., 48: 443 447. KARWASIECKA M., 2000 Mapa wg³êbnych temperatur w stropie dolomitu g³ównego. W: Potencja³ i bilans wêglowodorów z utworów dolomitu g³ównego basenu permskiego Polski Blok VI (red. M. Kotarba). Raport z realizacji projektu badawczego. Arch. BG Geonafta. Warszawa. K APCIÑSKI J., 1964 Stratygrafia cechsztynu okolic Lubina, Sieroszowic i Wschowy (monoklina przedsudecka). Rocz. Pol. Tow. Geol., 34, 1 2: 65 93. K APCIÑSKI J., 1971 Litologia, fauna, stratygrafia i paleogeografia permu monokliny przedsudeckiej. Geol. Sudetica, 5: 1 135. K APCIÑSKI J., PERYT T.M., 1996 Budowa geologiczna monokliny przedsudeckiej. W: Monografia KGHM Polska MiedŸ S.A. (red. A. Piestrzyñski): 75 88. CBPM Cuprum, Wroc³aw. KONSTANTYNOWICZ E., 1971 Geologia z³ó rud miedzi i przejawów miedzionoœnych w Polsce. W: Monografia przemys³u miedziowego w Polsce (red. E. Konstantynowicz). Wyd. Geol., Warszawa. KOTARBA M.J., PERYT T.M., KOSAKOWSKI P., WIÊC AW D., 2006 Organic geochemistry, depositional history and hydrocarbon generation modelling of the Upper Permian Kupferschiefer and Zechstein Limestone strata in south-west Poland. Marine Petrol. Geol., 23: 371 386. KRASOÑ J., SOKO OWSKI J., 1966 Mapa geologiczna Sudetów i obszaru przedsudeckiego, 1:500 000. Inst. Geol., Warszawa. KUCHA H., 1993 Noble metals associated with organic matter, Kupferschiefer, Poland. W: Bitumens in ore deposits (red. J. Parnell i in.): 153 170. Springer Verlag, Berlin. KUCHA H., PAWLIKOWSKI M., 1986 Two-brine model of the genesis of strata-bound Zechstein deposits (Kupferschiefer type), Poland. Miner. Deposita, 21: 70 80. KUCHA H., PRZYBY OWICZ W., 1999 Noble metals in organic matter and clay-organic matrices, Kupferschiefer, Poland. Econ. Geol., 94: 1137 1162. KWOLEK K., 2000 Wiek ruchów tektonicznych w strefie dyslokacyjnej Poznañ Kalisz, monoklina przedsudecka. Prz. Geol., 48, 9: 804 814. KWOLEK K., 2003 Analiza strefy dyslokacyjnej Poznañ Kalisz i jej zwi¹zek z akumulacj¹ gazu ziemnego w utworach czerwonego sp¹gowca (niepublikowane). AGH, Kraków. MAJOROWICZ J.A., MAREK S., ZNOSKO J., 1984 Paleogeothermal gradients by vitrinite reflectance data and their relation to the present geothermal gradient patterns of the Polish Lowland. Tectonophysics, 103: 141 156. MAREK S., PAJCHLOWA M. red., 1997 Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153. MARKIEWICZ A., 2002 Ewolucja pogl¹dów na temat tektoniki po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej (rejon LGOM). Seminarium Geologiczne 45 rocznica odkrycia z³ó rud miedzi na monoklinie przedsudeckiej (niepublikowane). Lubin. MARKIEWICZ A., 2003 Tektonika cechsztyñskiej soli kamiennej w LGOM i jej znaczenie dla dzia³alnoœci gospodarczej (niepublikowane). AGH, Kraków. MARKIEWICZ A., 2007a Geologiczne uwarunkowania chemizmu wód podziemnych kopalñ rud miedzi KGHM P.M. S.A. W: Zmiennoœæ wskaÿników hydrochemicznych wód drena owych w kopalniach KGHM Polska MiedŸ S.A. (red. B. Waœniowski, A. Markiewicz, M. Kalisz, M. M¹drala, S. Cygan): 43 50. Prace KGHM CUPRUM sp. z o.o. CBR, Wroc³aw. MARKIEWICZ, 2007b Rozpoznanie tektoniki z³o a Lubin Sieroszowice w trakcie jego zagospodarowania. W: Konferencja naukowo-techniczna z okazji 50-lecia odkrycia z³o a rud miedzi na monoklinie przedsudeckiej. Lubin, 26 28 wrzeœnia 2007 r. Biul. Pañstw. Inst. Geol. (w druku). MARKIEWICZ A., 2007c Naskórkowa struktura po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej a zagospodarowanie utworw najstarszej soli kamiennej. Na1. Kwart. Gosp. Sur. Miner., 23, zesz. spec., Wyd. IGSMiE PAN, Kraków. MARKIEWICZ A., ALEKSANDROWSKI P., CZARNECKA K., DOKTÓR S., GRANICZNY M., 1995 Tektonika a rozk³ad naprê eñ pierwotnych i wtórnych w obszarze ZG Rudna. CBPM CUPRUM, Wroc³aw. MARKIEWICZ A., KALISZ M., FARBISZ J., ZACZEK S., DMY- SZEWICZ K., 2006 Badania strukturalne pokrywy permsko-mezozoicznej w trakcie zg³êbiania szybu R-XI, w celu wskazania zagro eñ wodnych i geotechnicznych. Etap III: Model budowy geologicznej rejonu Grodowca. KGHM CUPRUM sp. z o.o. CBR, Wroc³aw. MARKIEWICZ A., KALISZ M., KRZYWIEC P., WRÓBEL G., FARBISZ J., ZACZEK S., DMYSZEWICZ K., 2005 Okreœlenie budowy tektonicznej pokrywy permsko-mezozoicznej i piêtra kenozoicznego w rejonie projektowanego szybu SW-4 w celu wskazania zagro eñ wodnych i geotechnicznych. Prace KGHM CUPRUM sp. z o.o. CBR, Wroc³aw.

148 Pawe³ Kosakowski i in. NAWROCKI J., 1997 Permian to Early Triassic magnetostratigraphy from the Central European basin in Poland: Implications on regional and worldwide correlation. Earth Planet. Sci. Let., 152: 37 58. NOWAK G.J., 2003 Petrologia materii organicznej rozproszonej w póÿnopaleozoicznych ska³ach osadowych po³udniowo-zachodniej Polski. Cuprum, 29, 4: 1 209. NOWAK G.J., SPECZIK S., OSZCZEPALSKI S., 2001 Petrographic composition of organic matter in the Kupferschiefer horizon of Poland. W: Mineral Deposits (red. A. Piestrzyñski i in.): 67 70. Balkema, Rotterdam. OBERC J., 1987 Rola bloków litosfery i ruchy przesuwcze w przedmolasowym rozwoju waryscydów na brzegach Masywu Czeskiego. Prz. Geol., 6: 290 299. OSZCZEPALSKI S., 1989 Kupferschiefer in southwestern Poland: sedimentary environments, metal zoning, and ore controls. W: Sediment-hosted stratiform copper deposits (red. R.W. Boyle, A.C. Brown, C.W. Jefferson, E.C. Jowett, R.V. Kirkham). Geol. Ass. Canada Spec. Paper, 36: 571 600. OSZCZEPALSKI S., NOWAK G.J., BECHTEL A., ZÁK K., 2002 Evidence of oxidation of the Kupferschiefer in the Lubin Sieroszowice deposit, Poland: implications for Cu Ag and Au Pt Pd mineralisation. Geol. Quart., 46, 1: 1 23. OSZCZEPALSKI S., RYDZEWSKI A., 1991 The Kupferschiefer mineralization in Poland. Zbl. Geol. Paläont., 1, 4: 975 999. PIECZONKA J., PIESTRZYÑSKI A. 2000 Model genetyczny koncentracji z³ota w obszarze wystêpowania z³ó rud miedzi na monoklinie przedsudeckiej. PTMin., Pr. Spec., 16: 55 82. PIESTRZYÑSKI A., PIECZONKA J., G USZEK A., 2002 Redbed-type gold mineralisation, Kupferschiefer, south-west Poland. Miner. Deposita, 37: 512 528. POPRAWA P., 2000 Analiza historii termicznej basenu polskiego. W: Potencja³ i bilans wêglowodorów z utworów dolomitu g³ównego basenu permskiego Polski Blok VI (red. M. Kotarba). Raport z realizacji projektu badawczego. Arch. BG Geonafta. Warszawa. PÜTTMANN W., FERMONT W.J.J., SPECZIK S., 1991 The possible role of organic matter in transport and accumulation of metals exemplified at the Permian Kupferschiefer formation. Ore Geol. Rev., 6: 563 579. PÜTTMANN W., MERZ C., SPECZIK S., 1989 The secondary oxidation of organic material and its influence on Kupferschiefer mineralization of southwest Poland. Appl. Geochem., 4: 151 161. ROSEBOOM E.H., 1966 An investigation of the system Cu S and some natural copper sulphides between 25 and 700 C. Econ. Geol., 61: 641 672. RYDZEWSKI A., 1978 Facja utleniona cechsztyñskiego ³upku miedzionoœnego na obszarze monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 26, 2: 102 107. SALSKI W., 1996 Tektonika z³o a. W: Monografia KGHM Polska MiedŸ S.A. (red. A. Piestrzyñski): 141 155. CBPM Cuprum, Wroc³aw. SCLATER J.G., CHRISTIE P.A.F., 1980 Continental stretching: an explanation of the post-mid-cretaceous subsidence of Central North Sea Basin. Jour. Geophys. Research, 85: 3711 3739. SPECZIK S., OSZCZEPALSKI S., NOWAK G.J., GROTEK I., NICZYPORUK K., 2003 Organic matter alteration trends in the Polish Kupferschiefer: Ore genetic implications. W: Mineral exploration and sustainable development (red. D.G. Eliopoulos i in.): 853 856. Millpress, Rotterdam, Netherlands. SPECZIK S., OSZCZEPALSKI S., NOWAK G.J., KARWASIEC- KA M., 2007 upek miedzionoœny poszukiwania nowych rezerw. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 423 SPECZIK S., PÜTTMANN W., 1987 Origin of Kupferschiefer mineralization as suggested by coal petrology and organic geochemical studies. Acta Geol. Pol., 37, 3 4: 167 187. SWEENEY J.J., BURNHAM A.K., 1990 Evaluation of a simple model of vitrinite reflectance based on chemical kinetics. Bull. Am. Ass. Petrol. Geol., 74: 1559 1570. TOMASZEWSKI J.B., 1963 Tektonika brze nej czêœci monokliny przedsudeckiej. Rudy Met. Nie el., 2: 207 210. TOMASZEWSKI J.B., 1978 Budowa geologiczna okolic Lubina i Sieroszowic (Dolny Œl¹sk). Geol. Sudet., 13, 2: 85 132. UNGERER P., BURRUS J., DOLIGEZ B., CHENET P., BESSIS F., 1990 Basin evaluation by integrated 2-D modelling of heat transfer, fluid flow, hydrocarbon generation and migration. Bull. Am. Ass. Petrol. Geol., 74: 309 335. VAN DER VOO R., 1993 Paleomagnetism of the Atlantic, Tethys and Iapetus Oceans. Cambridge Univ. Press. WELTE D.H., HORSFIELD B., BAKER D.R., 1997 Petroleum and basin evolution: insights from petroleum geochemistry, geology and basin modeling. Springer, New York. WELTE D.H., YUKLER M.A., RADKE M., LEYTHAEUSER D., MANN U., RITTER U., 1983 Organic geochemistry and basin modelling Important tools in petroleum exploration. W: Petroleum geochemistry and exploration of Europe (red. J. Brooks): 237 252. Blackwell Scientific Publications. WIÊC AW D., KOTARBA M.J., PIECZONKA J., PIESTRZY- ÑSKI A., OSZCZEPALSKI S., MARYNOWSKI L., 2007a Rozmieszczenie strefy redukcyjnej, przejœciowej i utlenionej w ³upku miedzionoœnym na monoklinie przedsudeckiej na podstawie wskaÿników materii organicznej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 423:. WIÊC AW D., PIECZONKA J., KOTARBA M.J., PIESTRZY- ÑSKI A., 2007b Geochemical characteristics of organic matter and its relation to ore mineralization in Kupferschiefer, Lubin Sieroszowice deposit, SW Poland. Proc. 9 th Bien. SGA Meeting. Mineral Exploration and Research: Digging Depper. Dublin 20 th 23 rd August (in press). WYGRALA B., 1989 Integrated study of an oil field in the southern Basin, northern Italy. Ber. Forschnugs. Julich, Germany, 2313: 1 217. YALCIN M.N., LITTKE R., SACHSENHOFER R.F., 1997 Thermal history of sedimentary basins. W: Petroleum and basin evolution (red. D.H. Welte, B. Horsfield, D.R. Baker): 71 168. Springer.

Wiek mineralizacji kruszcowej w analizie dojrza³oœci materii organicznej ³upku miedzionoœnego... 149 SUMMARY OUTLINE OF GEOLOGY OF THE STUDY AREA K³apciñski (1964, 1971), Tomaszewski (1963, 1978), Konstantynowicz (1971), Salski (1996), Rydzewski (1978), K³apciñski and Peryt (1996) describe the geology of the southern part of the Fore-Sudetic Monocline, especially zones of polimetallic mineralization. Three structural stages are distinguished in this geologic feature: they are (a) Proterozoic-Paleozoic stage represented by Carboniferous strata (K³apciñski, Peryt, 1996); (b) Permian-Mesozoic stage with considerable stratigraphic gaps (K³apciñski, Peryt, 1996), and (c) Tertiary-Quaternary stage (Konstantynowicz, 1971; K³apciñski, Peryt, 1996). Copper ore within the Kupferschiefer formation is presently exploited at depths ranging from 600 to 1400 m. The thickness of this deposit is 2mintheSieroszowice area to over 20 m in the Rudna area. EVALUATION OF THE TIMING OF ORE MINERALIZATION BASED ON TECTONIC ANALYSIS The study area is located in the south-west part of the Fore-Sudetic Monocline, within the Middle Odra River dislocation. There are two main fault systems: a NW SE system faults and a ENE WSW one. The two systems were reactivated during the Permian and Mesozoic times as a result of tensional and transtensional stresses associated with tectonic movements of the Kimmerian phase (Kwolek, 2003; Markiewicz, 2003, 2007b). Up to now several mechanisms of mineralization solution transport have been considered: convection (Jowett et al., 1987; Oszczepalski, 1989), compaction (Kucha, Pawlikowski, 1986), mixed convection and compaction (Cathles et al., 1993) and seismic, causing expulsion of solution in the adjacent fault system (Blundell et al., 2003). Later tectonic movements during the Laramian phase, associated with e.g. strong erosion, partly destroyed primary sulfide mineralization and initiated infiltration of meteoric waters. This in turn, may have caused secondary changes in the copper mineralization of the SW part of the Fore-Sudetic Monocline (Markiewicz, 2007b). METHODS OF ONE-DIMENSIONAL NUMERICAL MODELLING The timing of mineralization relative to increasing thermal maturity of organic matter in the Kupferschiefer source rock was modelled with the software package BasinMod by American Platte River Association, Inc.(U.S.A.). MODEL OF KUPFERSCHIEFER SUBSIDENCE AND MODEL OF THERMAL EVOLUTION OF THE STUDY AREA In the study area the burial history of the Kupferschiefer beds in the analyzed area was reconstructed beyond the mining area in the profiles of wells Niechlów 1, uchlów 25 and Wielowieœ 94/91, as well as in the mining area in the profiles of wells S 51, S 64, S 67, S 113, S 358 and S 373A (Fig. 1). The reconstruction of geologic evolution of the Mesozoic cover indicates that two main regression-erosion episodes affected the Mesozoic strata: one in the Early Cretaceous and the second at the turn of Cretaceous and Paleogene times. As a result, about 250 to 900 m of the Upper Triassic strata, 400 to 800 m of the Jurassic strata and 200 to 300 m of the Upper Cretaceous strata were removed (Marek, Pajchlowa eds., 1997). In some of the analyzed profiles, e.g. Wielowieœ 94/91, total reduction of the Mesozoic cover is observed. A map of recent temperatures in the Main Dolomite top (Karwasiecka, 2000) and in the Kupferschiefer top (Downorowicz, 1996) as well as direct measurements of temperature in wells were used for the reconstruction of palaeothermal field during the geologic evolution of the basin. The reconstruction itself was based on the literature data (e.g., Majorowicz et al., 1984; Karnkowski, 1999, 2000; Poprawa, 2000; Burzewski et al., 2005). Variant analysis of regional changes of palaeothermal field allowed solutions to maturity modellings in two palaeothermal schemes: (a) mining area: 80 mw/m 2 for the Permian-Triassic stage, with a local increase to 90 110 mw/m 2 in the Middle Triassic and Early Jurassic time; 55 mw/m 2 for Jurassic and Late Cretaceous and 50 mw/m 2 for the Cenozoic stage (Fig. 3). (b) beyond the mining area: 80 mw/m 2 for the Permian-Triassic, 80 to 75 mw/m 2 for Jurassic, 65 to 60 mw/m 2 for Early Cretaceous, 60 to 55 mw/m 2 for Late Cretaceous stage, and 50 to 45 mw/m 2 for the Cenozoic stage (Fig. 2); RESULTS OF MATURITY MODELLING FOR KUPFERSCHIEFER After fitting the measured data (temperature T max and vitrinite reflectance) and thermal maturity results for kerogen, accounting for the magnitude of erosion in the onlying Mesozoic complex, basic conditions of organic matter maturation were established in the specific profiles of wells. In the wells S 51, S 64, S 67, S 113, S 358 and S 373A the level of the Kupferschiefer formation generally entered the early stage of thermal maturity at the beginning of the Middle Triassic, within the depth range of 1300 to 1400 m and temperature about 90 o C (Fig. 2). The main phase of maturity of the low-temperature thermogenic processes was achieved at the end of the Middle Triassic, and locally

150 Pawe³ Kosakowski i in. Upper Triassic, within the depth range of 1500 to 1800 m and temperature about 120 o C (Fig. 2). Further increase of the depth of burial generally did not cause any increase of kerogen maturity (Fig. 2). Bearing in mind the reconstructed thermal conditions in the wells Niechlów 1, uchlów 25 and Wielowieœ 94/91, as well as the assumed Early Cretaceous erosion of 1600 2000 m and post-cretaceous erosion of 300 m, the Kupferschiefer source rock entered the early stage of thermal maturation at the beginning of the Early Triassic time (0.5 to 0.7% in scale R r ), within the depth range of 1150 to 1600 m, and temperature about 90 o C (Fig. 3). The main thermal maturity phase of oil window (0.7 to 1.0% in scale R r ) was achieved in Norian (Upper Triassic), within the depth range of 1400 to 2050 m and temperature over 100 o C. The increase of depth of burial to 2000 2440 m and temperature to 120 o C caused only a slight increase of thermal maturation of organic matter in the Late Jurassic period (Fig. 3). TIMING OF ORE MINERALIZATION IN VIEW OF THE MATURITY MODELLING The maturity analysis, employing the irreversibility of thermal changes in organic matter, revealed that the increase of kerogen maturity within the oil window (0.5 to 1.3% R r, i.e. in temperatures from 90 to 170 o C) took place from the beginning of the Middle Triassic time (Figs. 2 and 3). The main stage of maturity development was in the Upper Triassic period. Late Jurassic and Late Cretaceous burial of the Kupferschiefer formation did not bring about any significant changes in the thermal maturity of organic matter.