Cele projektu
Głównym celem zrealizowanego projektu było uzupełnienie bazy analitycznej z zakresu zarówno geologii podstawowej, jak i geologii naftowej, w obszarze Karpat zewnętrznych i niecki podhalańskiej. Wśród najważniejszych zadań projektu było również stworzenie charakterystyki poszczególnych elementów systemów naftowych Karpat i określenie ich wzajemnych relacji czasowych i przestrzennych, zarówno w odniesieniu do konwencjonalnych, jak i niekonwencjonalnych typów akumulacji węglowodorów.

Specyfiką projektu było m.in. skoncentrowanie szerokiego spektrum badań na zagadnieniach związanych z uszczegółowieniem bazy analitycznej dokumentującej ewolucję basenów fliszowych oraz ich obszarów źródłowych dla materiału detrytycznego przyjmując, że stanowi to ramy dla ewolucji systemów naftowych Karpat. Specyfika geologiczna Karpat zewnętrznych, stanowiących pas nasuwczo-fałdowy, odkorzeniony od swego pierwotnego podłoża, tektonicznie transportowany i deformowany, powoduje że precyzyjne ustalenie wielu elementów ewolucji geologicznej jest trudne i niejednoznaczne.

Metodyka badań
W niniejszym projekcie przewidziano szereg rodzajów analiz obszarów źródłowych dla materiału detrytycznego dostarczanego do basenów fliszowych, takich jak np. izotopowe datowania K/Ar i U-Pb SHRIMP (Fig. 1, 2) i chemiczne datowania CHIME otoczaków skał krystalicznych, analizy mikrofacjalne klastów skał węglanowych, analizy minerałów ciężkich, analizy termobarometryczne czy badania z zakresu geochemii nieorganicznej. Bez tych badań nie było by możliwe zaproponowanie modelu ewolucji domeny karpackiej w etapie poprzedzającym rozwój basenów fliszowych, jak i modelu mezozoiczno-kenozoicznej geodynamiki i paleogeografii Karpat zewnętrznych i niecki podhalańskiej. Z jednej strony stanowią one pozautylitarną informację geologiczną Skarbu Państwa, z drugiej zaś strony są pomocne dla rekonstrukcji rozwoju karpackiego systemu naftowego na etapie istnienia basenów fliszowych.

Fig. 1. Przekład rezultatów izotopowych datowań „egzotyków" karpackich: wyniki datowań izotopowych K-Ar na łyszczykach i U-Pb SHRIMP na cyrkonach dla skał subwylewnych, pochodzących z subdukcyjnego łuku wyspowego pienińskiego pasa skałkowego

Fig. 2. Kompilacja uzyskanych wyników izotopowych datowań K-Ar, U-Pb SHRIM i Th-U-Pb CHIME (rozdziały 11, 18 i 19) oraz (uzupełniająco) danych publikowanych, na tle uproszczonej mapy tektonicznej Karpat zewnętrznych (wg: Żytko, 1989)

W projekcie realizowano szereg badań dotyczących dojrzałości termicznej obszaru karpackiego. Obejmowały one zwłaszcza pomiary dojrzałości termicznej (Fig. 3), badania przemagnesowań termicznych, badania trakowe apatytów AFTA (Fig. 4), czy badania inkluzji fluidalnych. Wyniki tych badań, mających w dużym stopniu wymiar czysto poznawczy, były warunkiem dla określenia scenariusza czasu oraz warunków maksymalnego pogrzebania, a także następującej po nim historii wypiętrzania i erozji. Są to podstawowe przesłanki dla odtworzenia kuchni generowania, a jednocześnie przesłanki istotne z punktu diagenetycznych zmian zachodzących w obrębie formacji zbiornikowych.

Fig. 3. Dojrzałość termiczna (VRo) i zakresy faz generowania węglowodorów z łupków menilitowych w Karpatach zachodnich, określone w większości dla próbek z odsłonięć

Fig.  4. A – Zależność wieków trakowych apatytów (fission track age) od średniej długości traków (mean track length). Klasyczny trend „bumerangowy" (maksymalne paleotemperatury wzrastają od prawej ku lewej strony wykresu); B – Zależność wieków trakowych apatytów (fission track age) od czasu depozycji opróbowanego horyzontu

Niektóre z powyższych metod badawczych nie były w Karpatach dotąd stosowane, bądź były stosowane w stopniu niewystarczającym. W tych przypadkach wykonane badania miały naszym zdaniem istotny wkład w postęp wiedzy o Karpatach.

Rozwój karpackiego systemu naftowego
Rozwój domeny karpackiej i ewolucja związanego z nią systemu węglowodorowego dzieli się na dwa główne etapy (Kuśmierek, red., i in., 1995): etap kolizji orogenicznej i rozwoju pryzmy akrecyjnej, oraz poprzedzający go etap istnienia basenów sedymentacyjnych. W ewolucji basenów fliszowych wyróżniono kilka faz rozwoju o odmiennych mechanizmach tektonicznych. Powstanie basenów fliszowych jest tu wiązane z ryftowaniem w późnej jurze i na przełomie jury i kredy, po którym nastąpił okres poryftowej subsydencji termicznej (Poprawa & Malata, 2006), w czasie której deponowane były dolnokredowe skały potencjalnie macierzyste dla węglowodorów oraz zbiornikowe piaskowce. W późnej kredzie i paleocenie rozwój basenów karpackich kontrolowany był przez aktywność zakorzenionego pasa nasuwczo-fałdowego, tworzącego topografię wyniesienia śląskiego (op. cit.) W eocenie rolę taką przejęło wyniesienie południowo-magurskie.

Na przełomie eocenu i oligocenu doszło do zasadniczej przebudowy basenów karpackich, której jednym ze skutków było znaczące spłycenie basenów oraz ich izolacja od światowego oceanu, co w konsekwencji umożliwiło depozycję głównej skały macierzystej, którą są łupki menilitowe. W oligocenie i wczesnym miocenie baseny fliszowe rozwijały się równocześnie z postępującymi deformacjami kolizyjnymi (Kuśmierek, red., i in., 1995). Główna faza deformacji orogenu została w niniejszym projekcie określona na karpat, tj. najwyższy dolny miocen (Fig. 5). W późnym sarmacie karpacka pryzma akrecyjna została tektonicznie dosunięta w obecną swą pozycję. Koncepcja ta jest jednak kontrowersyjna i większość badaczy prezentuje odmiennym pogląd, identyfikując deformacje orogeniczne Karpat z szerszym przedziałem czasu geologicznego, obejmującym w szczególności środkowy miocen (baden) oraz późnym miocen (sarmat) (np. Kuśmierek, 1990; Oszczypko, 1999). Przedstawiono ponadto interpretację przyjmującą, że badeńsko-sarmacki basen przedkarpacki nie stanowił fleksuralnego zapadliska przedgórskiego, jak to jest powszechnie przyjmowane (np. Oszczypko, 1999).

Fig. 5. A – Schemat ilustrujący kolizyjne deformacje i synkolizyjną depozycję w karpacie (wczesny miocen). Główna faza deformacji w Karpatach zewnętrznych. Powstanie fleksuralnego zapadliska przedgórskiego; B – Schemat przedstawiający rozwój badeńskiego (-wczesnosarmackiego) basenu w strefie przedkarpackiej oraz na denudowanych częściowo Karpatach zewnętrznych. Kolizyjne deformacje i synkolizyjna depozycja w karpacie (wczesny miocen). Brak konwergencji i topograficznego, bądź tektonicznego obciążenia wyklucza dla tego basenu klasycznie przyjmowany wcześniej (np. Oszczypko, 1999) model fleksuralnego zapadliska przedgórskiego; C – Schemat przedstawiający sarmackie tektoniczne dosuwanie Karpackiej pryzmy akrecyjnej w jej obecną pozycję, związane z tym deformacje jednostki stebnickiej i zgłobickiej, a także rozwój sarmackiego fleksuralnego basenu

Baseny zachodnich Karpat zewnętrznych zasilane były w materiał detrytyczny z dwóch głównych typów obszarów źródłowych. Pierwszy stanowiło północne obrzeżenie basenów, cechujące się kadomsko-kaledońskim wiekiem konsolidacji podłoża. Źródło to identyfikowane jest jako południowe przedłużenie bloków górnośląskiego (Brunovistulikum) i małopolskiego. Drugi typ źródeł detrytusu dla basenów Karpat zewnętrznych stanowiły wyniesienie śląskie i południowomagurskie, stanowiące topograficznie eksponowane elementy waryscyjskiego orogenu o kadomskich protolitach. W strefie pienińskiego pasa skałkowego stwierdzono recyklowany materiał detrytyczny, świadczący o istnieniu w środkowym permie subdukcyjnego łuku wyspowego, a w konsekwencji również o istnieniu w tej domenie przedśrodkowopermskiej skorupy oceanicznej.

Jako moment krytyczny w rozwoju karpackiego systemu naftowego zaproponowano najwyższy dolny miocen (karpat). Proponowana tu interpretacja przyjmuje, że zachodziło wówczas równolegle szereg genetycznie powiązanych procesów, kształtujących poszczególne elementy tego systemu. W tym czasie, z uwagi na tektoniczne pogrzebanie, zachodziło generowanie węglowodorów, przyjmowane tu jako główna faza generowania węglowodorów, oraz wiążąca się z tym faza ich migracji. Wcześniej generowane węglowodory, w tym te powstające na etapie sedymentacji w basenach fliszowych, ulegać mogły w tym czasie remigracji, a ewentualnie również rozformowywaniu. Deformacje na tym etapie kształtowały ścieżki migracji i rzutowały na wykształcenie się pułapek strukturalnych. Tektoniczne pogrzebanie i migracja roztworów w górotworze powodowały redukcję własności zbiornikowych. Następujące w wyniku kolizji oraz spiętrzenia płaszczowin i dupleksów wypiętrzanie orogenu doprowadziło do głębokiego rozcięcia erozyjnego górotworu, powodującego częściową ucieczkę węglowodorów.

Perspektywy złożowe
Jako kluczowe elementy sytemu naftowego Karpat zachodnich wskazano jakość kuchni generowania, związanej z łupkami menilitowymi, a także słabe uszczelnienie, którego konsekwencją było zagrożenie rozformowywaniem akumulacji węglowodorów w czasie postępujących deformacji kolizyjnych i remigracji węglowodorów. Największy potencjał dla występowania złóż węglowodorów występuje w strefach, gdzie łupki menilitowe znajdują się pod nasunięciem magurskim. Strefy takie cechują się wysoką dojrzałością termiczną, odpowiadającą zakresowi okna generowania gazu ziemnego, bądź okna generowania ropy naftowej, a warunki uszczelnienia są w tych strefach stosunkowo korzystne. Z punktu widzenia relacji czasowych pomiędzy powstaniem uszczelnienia oraz generowaniem i migracją węglowodorów istotne jest również to, że nasunięcie jednostki magurskiej na jednostkę śląską i dukielską miało miejsce stosunkowo wcześnie w sekwencji procesów tworzących karpacki system węglowodorowy.

Znaczenie dla potencjału naftowego obszaru karpackiego mają również systemy węglowodorowe związane z podłożem Karpat zewnętrznych. W zachodniej części Karpat występuje kuchnia generowania z karbońskich pokładów węgla kamiennego, zaś w północno-wschodniej części analizowanego obszaru kuchnia generowania z sylurskich łupków. Węglowodorowy generowane z tych skał macierzystych mogą występować w akumulacjach zarówno w obrębie podłoża Karpat, jak też mogą migrować w obręb fliszu Karpackiego. Istnieje też udokumentowany odwrotny związek systemów naftowych Karpat zewnętrznych i płyty ich podłoża i przedpola. Przeprowadzone analizy biomarkerów pozwoliły bowiem potwierdzić wyniki wcześniejszych publikacji, wskazujących na to, że większa część złóż ropy naftowej w obrębie mezozoicznego i paleozoicznego podłoża i przedpola Karpat jest zasilana prze kuchnię generowania łupków menilitowych.

W przypadku niecki podhalańskiej przeprowadzone analizy wskazują na jej niski potencjał dla występowania złóż węglowodorów. Wiąże się to głównie ze słabą jakością potencjalnej skały macierzystej, tj. łupków warstw zakopiańskich, a także z mało efektywnym uszczelnieniem.
Analizowano także możliwości występowania w Karpatach niekonwencjonalnych złóż węglowodorów typu gazu łupkowego (shale gas) i gazu zamkniętego (tight gas). Wykazano, że potencjał występowania gazu łupkowego, którego eksploatacja była by ekonomicznie uzasadniona, jest niski, pomimo dużej miąższości pakietów ilastych oraz ich bardzo korzystnej charakterystyki geochemicznej (Poprawa, 2010). Wiąże się to po części z niską, na przeważającej części obszaru, dojrzałością termiczną łupków menilitowych i dolnokredowych (Fig. 6). Istotniejszym ograniczeniem dla ewentualnej eksploatacji gazu łupkowego, czy też ropy łupkowej, jest wysoki stopień deformacji tektonicznych, utrudniających, bądź uniemożliwiających utrzymanie w obrębie tej formacji odpowiednio długiego poziomego odcinka wiercenia oraz ograniczenia do niej zasięgu szczelinowania.

Fig. 6. Charakterystyka geologicznych i geochemicznych elementów ryzyka poszukiwawczego złóż gazu w łupkach dla warstw menilitowych we wschodniej części Karpat zewnętrznych w Polsce

Łupki menilitowe w strefach o niższej dojrzałości termicznej zawierać mogą akumulacje ropy łupkowej (shale oil). Na obecnym etapie postępu technologicznego nie istnieją jednak jeszcze technologie ekonomicznie uzasadnionej produkcji z takiego typu złóż węglowodorów, choć prace eksperymentalne są prowadzone bardzo intensywnie. Złożona struktura orogenu stanowić będzie ograniczenie również dla ewentualnych prac poszukiwawczych w przyszłości za takimi akumulacjami ropy naftowej.

Stwierdzono, że formacje zbiornikowe w Karpatach zewnętrznych często posiadają charakterystykę petrofizyczną, pozwalającą zaklasyfikować je jako zbiorniki zwięzłe (tight reservoir), mogące akumulować gaz zamknięty (Poprawa & Kiersnowski, 2008; 2010; Kuśmierek & Machowski, 2010). Są nimi przede wszystkim piaskowce dolnej i górnej kredy-paleocenu. W Karpatach zewnętrznych istnieją ponadto warunki dla występowania niekonwencjonalnych złóż ropy naftowej zamkniętej (tight oil). W przypadku akumulacji ropy zamkniętej i gazu zamkniętego istotnym elementem ryzyka poszukiwawczego, a zwłaszcza ograniczeniem z punktu widzenia możliwości produkcji gazu zamkniętego, jest, tak jak w przypadku gazu i ropy łupkowej, wysoki stopień deformacji tektonicznych.

W Karpatach zewnętrznych występuje szereg złóż ropy naftowej, rzadziej, gazu ziemnego, najczęściej o niewielkich zasobach, w większości na bardzo niewielkich głębokościach, rzędu kilkuset metrów (Karnkowski, 1993). Ponadto powszechne są objawy węglowodorów, w tym naturalne, powierzchniowe wycieki ropy naftowej (Kuśmierek, red., i in., 1995). Biorąc pod uwagę, że obszar ten stanowi słabo uszczelniony oraz topograficznie eksponowany pas nasuwczo-fałdowy, w którym wraz z głębokością zagrożenie rozformowywaniem złóż maleje, można oczekiwać obecności większych złóż na dużych głębokościach. Problemem jest natomiast trudność z kartowaniem pułapek naftowych, wynikająca ze złożonej budowy tektonicznej orogenu i jej wpływu na możliwości uzyskania wiarygodnego obrazu sejsmicznego górotworu. Z tego powodu zasadnym wydaje się być kierowanie wysiłków i nakładów na uzyskanie odpowiedniej jakości zdjęcia sejsmicznego. W przypadku sukcesu prac sejsmicznych możliwość odkrycia kolejnych złóż węglowodorów można ocenić jako wiarygodną.

Najbardziej newralgicznym elementem analizy systemu naftowego Karpat jest jednak ocena strat pierwotnego potencjału naftowego wskutek rozpraszania i wyciekania węglowodorów (Kuśmierek, 2004). Wiąże się to z tym, że system naftowy formował się synchroniczne z procesami kompresji tektonicznej i erozji, powodując m.in. wyodrębnianie się podsystemów naftowych. Według tego autora w pułapkach złożowych Karpat fliszowych zakumulowanych zostało jedynie około 10-20% pierwotnego potencjału naftowego.

Literatura

Karnkowski P. 1993. Złoża gazu ziemnego i ropy naftowej w Polsce. Tom 2 – Karpaty i zapadlisko przedkarpackie. Tow. Geosynopt. GEOS AGH, Kraków, 256 pp
Kuśmierek J. 1990. Zarys geodynamiki Centralnokarpackiego Basenu Naftowego. Prace Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krakowie, 1-135
Kuśmierek J., 2004. Systemy naftowe: pierwotny potencjał węglowodorowy a zasoby prognostyczne ropy naftowej i gazu ziemnego. Gospodarka Surowcami Mineralnymi, t. 20, z. 3: 27-53
Kuśmierek J. (red.) i in., 1995. Ewolucja a ropogazonośność Karpat polskich. Prace Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krakowie, 1-138
Kuśmierek J, Machowski G., i in., 2010. Subbaseny fliszowe karpackiej prowincji naftowej. W: Raport projektu: „Rozpoznanie basenów węglowodorowych Polski pod kątem możliwości występowania i zasobów oraz możliwości koncesjonowania poszukiwań niekonwencjonalnych złóż gazu ziemnego - etap I". Niepublikowany Raport dla Ministerstwa Środowiska, CAG, Warszawa, PIG
Oszczypko N. 1999. From remnant oceanic basin to collision-related foreland basin - a tentative history of the Outer Western Carpathians. Geologica Carpathica, 50: 161-163
Poprawa P., 2010. Analiza osadów ilasto-mułowcowych w Polsce pod kątem możliwości występowania w nich niekonwencjonalnych nagromadzeń gazu ziemnego. Biuletyn
Poprawa P. & Kiersnowski H., 2008. Perspektywy poszukiwań złóż gazu ziemnego w skałach ilastych (shale gas) oraz gazu ziemnego zamkniętego (tight gas) w Polsce. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 429: 145-152
Poprawa P., Kiersnowski H., 2010 – Zwięzłe formacje zbiornikowe (tight reservoir) dla gazu ziemnego w Polsce. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 439: 173-180
Poprawa P., Malata T., 2006. Model późnojurajsko-wczesnomioceńskiej ewolucji tektonicznej zachodnich Karpat zewnętrznych. Prz. Geol., 54(12): 1066-1080