Vznik ropy
O původu ropy se mezi badateli dlouho spekulovalo. V průběhu 19. století bylo vysloveno i
několik hypotéz o anorganickém původu ropy. Obě teorie mají svá pro i proti. Obecně se větší
pravdivost připisuje teorii organického původu.
Pokud má dojít ke vzniku ložiska uhlovodíků, je třeba splnění celé řady okolností a jejich
přesného načasování. Je třeba mít dostatek organické hmoty, jejího překrytí, potřebné minimální
teploty pro matečnou horninu na určitou dobu, vznik izolačních a akumulačních poloh a zejména
přesného načasování všech těchto událostí. Jednotlivé atributy budou představeny v následujících
kapitolách.
Zdroj organické hmoty
V současné době těžená ropa vznikla před miliony let rozkladem organické hmoty. Za zdroj
organické hmoty leze považovat zejména mořský plankton. Suchozemské rostliny se podílely
především na vzniku slojí uhlí, případně zemního plynu.
Již zmíněný plankton je v podstatě celá řada zelených rostlin, které se volně vznášejí v mořských
vodách. Vzhledem k tomu, že se jedná o zástupce rostlinné říše, označujeme je jako fytoplankton.
Obrázek 1: fytoplankton (Bjorlykke, 2010)
Hlavní součástí jsou zelené řasy, rozsivky, obrněnky, kokolitky a jiní mořští bičíkovci. Pod
hladinou moří a oceánů absorbuje fytoplankton svým chlorofylem energii slunečního záření a
fotosyntézou produkuje z vody a oxidu uhličitého organické látky pro svůj růst. Proces vzniku
organické látky (glukózy) z anorganických vstupů (CO2, H2O) vyjadřuje chemická rovnice fotosyntézy:
Obrázek 2: depoziční prostředí (Bjorlyke, 2010)
Fytoplankton se na Zemi začal rozvíjet již v prekambriu a byl prvním představitelem života na
Zemi. Několik miliard let byl fytoplankton taktéž téměř jediným zdrojem organické hmoty, a to až do
devonu, kdy začaly organickou hmotu produkovat i suchozemské rostliny.
Vedle fytoplanktonu je součástí mořského planktonu také zooplankton, což je pestré
společenstvo korýšků, dírkovců, mřížkovců, drobných mlžů a jiných prvoků a měkkýšů, kteří se
společně živí rostlinkami fytoplanktonu.
Třetí neoddělitelnou částí planktonu jsou heterotrofní baktérie specializované na rozklad
odumřelých částí planktonu. Bakterie doplňují organickou hmotu planktonu o lipidy, proteiny i
polysacharidy.
Dlouhá cesta od planktonu k ložiskům ropy začala akumulací planktonu. Nejvhodnější podmínky
pro fosilizaci organické hmoty byly v sedimentačních pánvích. Tam byly vrstvy organického kalu brzy
překryty nánosy písku, jílu a bahna a mohla začít první fáze ve vývoji ropy, zvaná diageneze. Hned
zpočátku se podstatná část organického kalu (tzv. sapropelu) na dně moře rozložila bakteriální a
chemickou oxidací. Ve větší hloubce (bez přístupu vzduchu – redukční prostředí) v rozkladu
pokračovaly bakterie anaerobní. Jejich redukčním působením se z organické hmoty eliminovaly atomy
S, N a O. Z původních hlavních složek organické hmoty - proteinů (bílkovin), lipidů (tuků aj.) a glycidů
(sacharidů) zůstala v sedimentu zachována jen malá část těch nejodolnějších komponent (hlavně
lipidů) s relativně vysokým obsahem uhlíku a vodíku. Nejvíce organické hmoty se zachovalo v
jemnozrnných usazeninách, např. siltech, jílech a jemných karbonátech.
Obrázek 3: odhalený profil sedimentačních vrstev na Arabském poloostrově, viditelné tmavé vrstvy bohaté
organickou hmotou (Bjorlyke, 2010)
Maturace, typ kerogenu
Při sedimentaci stlačují nové nadložní vrstvy svojí vahou spodní vrstvy (geostatický tlak) pod
mořské dno. Sedimentace je obecně velmi pomalý proces (cca 50 m za milion let). Klesání vrstev
(subsidence, viz kapitola subsidence) se až desetkrát urychluje, pokud dno sedimentačního prostoru
klesá následkem tektonické aktivity. Ke vzniku velkých poklesových struktur docházelo hlavně v
kontinentálních šelfech. Velké akumulace sedimentů mohou dosahovat mocnost 10 km i více. Při
subsidenci vrstev dochází zákonitě k přetvoření jak sedimentu, tak i akumulované organické hmoty.
Stlačením (kompakcí) vrstev se zmenšuje mocnost vrstev, vytlačuje se z nich voda a snižuje se
pórovitost materiálu za současné změny permeability. Póry se zmenšují tím více, čím jemnozrnnější je
sediment. Například u písku, s původní pórovitostí kolem 50 %, po kompakci klesne objem póru asi na
polovinu. Naproti tomu u čerstvě usazených jílů s pórovitostí 45 % po kompakci porózita klesne pod
10 % objemu, přičemž kompakce vrstvy jílu je mnohem větší než u písku. Ze všech sedimentů po
kompakci v průběhu diagenese vzniknou sedimentární horniny: z písku pískovec, z jílu jílovec až
jílovité břidlice apod.
Zdrojem tepla především tepelný tok (heat flow). Jeho hodnoty se mohou značně lišit dle pozice
(viz mapka). Nutné je také posouzení průběhu tepelné křivky v minulosti kdy její hodnoty dosahovaly
výrazně vyššího hodnot. Podobně nezbytná je také schopnost horniny vést teplo. Hodnoty a schopnost
jednotlivých hornin z pohledu tepelné vodivosti jsou zobrazeny v kapitole 7. Diagenese.
Obrázek 4: rozdílnost hodnot tepelného toku v recentu Země (vlevo), průběh křivky tepelného toku v
sedimentární pánvi v geologickém čase (Bjorkylle, 2005)
V průběhu diagenese se organogenní sedimenty dostaly podle geotektonických podmínek do
různých hloubek. Organická hmota rozptýlená v sedimentární hornině přitom prošla složitou
chemickou přeměnou. Původní molekuly biopolymerů, částečně naoxidované a částečně rozložené v
sapropelu, se působením vysokého geostatického tlaku (7 až 30 MPa), teploty max. 50 °C a
katalytického účinku okolních hornin navzájem sloučily chaotickou polykondenzací. Výsledkem byl
vznik kerogenu, což je vysokomolekulární tuhá nerozpustná organická hmota obsahující kolem 86 %
organicky vázaného C. Geochemici rozeznávají tři typy kerogenu:
typ I. pocházející hlavně z mořských řas,
typ II. pocházející z planktonu s větším podílem bakteriálních zbytků
typ III. obsahující organickou hmotu ze suchozemských rostlin.
Obrázek 5: Vliv sedimentačního prostředí na typ kerogenu (Bjorlyke, 2010)
Obrázek 6: Určení typu kerogenu na základě modifikovaných Van Krevelen diagramů (Franců, 2011)
Rozhodující fází pro vznik ropy byla další subsidence matečné vrstvy kerogenu do hloubky 2 až 5
km. Geotermální gradient byl v minulých érách zhruba stejný jako současný, tj. 25 – 35 °C/km2
. Z
toho lze odvodit, že kerogen v této fázi vývoje, zvané katageneze, byl vystaven teplotě do cca 180
°C a geostatickému tlaku až 150 MPa. Za těchto podmínek podlehly molekuly kerogenu v průběhu
katagenese termické degradaci. (Z funkčních skupin se odštěpovaly molekuly CO2, H2S a H2O,
docházelo k aromatizaci cyklických sloučenin a struktura kerogenu se zjednodušovala praskáním
vazeb). Vznikla tak jednodušší látka zvaná bitumen. To je polotuhá směs sloučenin střední
molekulové hmotnosti, převážně uhlovodíkového charakteru, rozpustná v toluenu a jiných organických
rozpouštědlech. Vedle uhlovodíků obsahuje jen malé množství pryskyřic a asfaltenů.
Obrázek 7: schéma vývoje ropy (Bjorlyke, 2010)
V závěrečné fázi katagenese se průměrná molekulová hmotnost bitumenu dále snižovala
termickým štěpením. Z chemických přeměn převládalo otevírání kruhů cyklických sloučenin a
odštěpování fragmentů z uhlovodíkových řetězců. Výsledkem těchto přeměn byla pohyblivá kapalina,
lehčí než voda, složená převážně z uhlovodíků, tj. ropa.
Čím déle byla ropa při svém „zrání“ (maturaci) v zóně katagenese vystavena vysoké teplotě, tím
více se vytvořilo krátkých uhlovodíkových fragmentů. Tímto mechanismem se současně se vznikem
ropy odlučoval z kapalné fáze plyn obsahující převážně methan, tj. zemní plyn. Zprvu se takto tvořil
tzv. „mokrý zemní plyn“, tj. směs methanu a vyšších plynných alkanů. V hloubce pod 4 km, kde začíná
zóna metagenese, se z ropných uhlovodíků tvořil již převážně samotný methan.
Přeměna bitumenu na kapalnou ropu a zemní plyn závisela jednak na hloubce pohřbení matečné
vrstvy, tak na době, po kterou v určité hloubce setrvala – ta se počítá na miliony let. Oba uvedené
faktory se navzájem kompenzují. Stejný stupeň přeměny bitumenu nastává v menší hloubce za delší
čas, jako za kratší dobu ve větší hloubce (při vyšší teplotě).
Všechny ropy těžené z významných ložisek a ropy ve zjištěných zásobách vznikly uvedeným
způsobem z organické hmoty převážně mořského planktonu (běžnou příměsí jsou zbytky vyšších
rostlin, bakterií a jiných organismů). Svědčí o tom nejen stratigrafie ložisek, ale i přítomnost
biomarkerů v ropě.
Vývoj ropy nebyl rychlý proces. Nejmladší známé ropy vznikly před 5 až 10 miliony let. Příkladem
mohou být ropy z pliocenu, jejichž vznik byl uspíšen výjimečně velkou rychlosti subsidence (přes 500
m za milion let) a vysokým místním geotermálním gradientem (přes 50 °C/km2
hloubky). Naproti tomu
nejstarší známé ropy vznikly v jurských roponosných vrstvách, jejichž pomalé klesání (5 až 15 m za
milion let) pokračovalo přes křídu až do spodního tercieru. Jejich vývoj se tak protáhl na více než 100
milionů let.
Popsaná cesta od sapropelu přes kerogen a bitumen k ropě neprobíhala vždy kontinuálním
způsobem. V mnoha případech byla subsidence organogenních vrstev přerušena nebo úplně
zastavena, neboť v různých údobích pravěká moře zanikala a jinde vznikala, působily různé tektonické
pohyby, vrásnění apod. Docházelo také k výzdvihu vrstev. V takových případech se vývoj ropy zastavil.
Vrstvy fosilizované organické hmoty ve stádiu kerogenu nebo bitumenu byly na některých místech
tektonikou vyneseny až k zemskému povrchu (takže mohly být dobře prostudovány). Rozsáhlá jsou
např. ložiska kerogenních břidlic (Oil Shale) v Estonsku, Rusku, Číně, Brazílii a Austrálii. Ložiska
bituminózních písků (Tar Sands) jsou také na mnoha místech světa, největší zásoby byly nalezeny
v kanadské provincii Alberta.
Přeměna organické hmoty uhynulého planktonu na ropu a zemní plyn, nikdy nepřestala a
probíhá i v současné době. Geologové při zkušebních vrtech často nacházejí organogenní vrstvy v
různých stádiích vývoje ropy.
Migrace a akumulace ropy
Přeměna bitumenu na kapalnou ropu v průběhu katagenese přivodila v roponosné hornině
významnou změnu. Nově vzniklá kapalná a plynná fáze získaly možnost matečnou horninu opustit.
Postupný přechod vznikající ropy do jiné vrstvy se nazývá primární migrace. Podmínky uskutečnění
jsou dobře známy. Ropa může migrovat z matečné horniny jen v tom případě, že sousedící vrstva v
nadloží nebo podloží má větší porozitu a je pro ropu propustná. Taková vrstva, umožňující transport
ropy, se označuje jako kolektor. Hlavní hnací silou primární migrace je geostatický tlak. V zemské
kůře se za každých 100 m hloubky zvyšuje tlak nadloží průměrně o 2,3 MPa. Například v hloubce
kolem 4 km, tj. asi uprostřed roponosného „okna“, působí na matečnou horninu geostatický tlak přes
90 MPa (při teplotě kolem 100 °C). Kolektorová hornina je zpravidla pórezní (např. pískovec) a má
póry vyplněné podzemní vodou. Hydrostatický tlak v otevřených pórech kolektoru je vždy nižší než
okolní tlak geostatický. V hloubce kolem 4 km má voda (solanka) v pórech kolektoru tlak jen 42 MPa.
Je zřejmé, že tlaková diference mezi fluidem uzavřeným v matečné hornině a vodou v pórech
kolektoru podporuje migraci ropy směrem do kolektoru. Předpokládá se, že rozpínání kapalné a
zejména plynné fáze, těsně uzavřené v malých pórech matečné horniny (nejčastěji to jsou jílovité
horniny a černé břidlice), převyšuje okolní geostatický tlak ještě o 10 – 20 %. Vnitřní přetlak roztahuje
póry a způsobuje v matečné hornině mikropukliny, které uvolňují ropě a plynu cestu do kolektoru. Po
výronu kapalné a plynné fáze se mikropukliny vnějším tlakem opět uzavřou a proces se periodicky
opakuje až do vyrovnání tlaků.
Obrázek 8: schéma primární a sekundární migrace ropy (Petránek, …..)
Při primární migraci, tj. přesunem do podloží nebo nadloží, se ropa vzdálí od matečné horniny
jen o několik metrů. V případě, že roponosná vrstva není v kontaktu s vhodnou kolektorovou vrstvou,
zůstane ropa „uvězněna“ v matečné hornině. Pokračující krakování ji postupně přemění
disproporcionací na methan (ten je stálý do 550 °C) a nerozpustné uhlíkaté úsady. Proces úplného
rozpadu ropy se ještě urychluje další subsidencí roponosné vrstvy do zóny metagenese (do hloubky
pod 4 km). Vzniklý methan se buď difuzí vytratí do okolních vrstev, nebo je nějakým plynopropustným
kolektorem odveden do jiných míst, kde může případně vytvořit ložisko zemního plynu. Uhlíkaté zbytky
zůstávají trvalou součástí takové „vypálené“ roponosné vrstvy. Pro geology jsou užitečným znakem
pro klasifikaci vrstev.
Pohyb ropy v kolektorové vrstvě se označuje jako sekundární migrace. V naprosté většině
případů se mikrokapičky ropy pohybují kolektorem skrze póry nasycené spodní vodou. Sekundární
migraci proto řídí dvě síly. Jednou je vertikální vznos olejových kapiček ve vodě směrem vzhůru. Síla
vznosu je dána rozdílem hustoty ropy (700 – 900 kg/m3) a slané vody v pórech (1000 – 1200 kg/m3).
Přítomnost zemního plynu, ať již rozpuštěného v ropě, nebo ve formě mikrobublinek, tuto sílu ještě
zvětšuje. Při vznosu může ropa stoupat přes více prostupných vrstev (např. přes zlomy) až k povrchu,
kde se po oxidaci ztratí se jako CO2. Druhou silou, určující směr migrace, je hydrodynamický gradient
způsobující pohyb vody pod zemským povrchem. Současným účinkem obou uvedených sil se ropa při
sekundární migraci pohybuje v šikmo uloženém kolektoru v co nejvyšších polohách vrstvy a ve směru
prosakování spodní vody. Ropa se ve vodné fázi pohybuje ve formě mikrokapiček nebo i tenkých
vláken, které se snáze protahují skrze póry kolektoru. V případě speciální afinity může ropa vytvořit na
vnitřním povrchu pórů olejový film. Ten se pak pohybuje po stěnách pórů vzlínáním a je usměrňován
mezifázovým třením s pohybující se vodou. Ostatní možnosti pohybu ropy (emulze, micely) jsou méně
pravděpodobné.
Obrázek 9: Příklad primární a sekundární migrace na interpretovaném seimickém obrazu (Bjorlyke, 2010)
Sekundární migrace může také skončit na zemském povrchu, kde ropa podlehne oxidaci. V
podzemí pokračuje ropa v migraci tak dlouho, až narazí na nepropustnou překážku. Může to být blok
neporézní horniny nebo horniny s tak malými póry, že se v nich pohyb kapiček ropy zastaví účinkem
kapilárních sil. V příznivém případě (z pohledu těžby) se u takové překážky vytvoří ropné ložisko.
Rychlost sekundární migrace ropy se odhaduje na několik set metrů za 1000 let. Přesto, že jde
vlastně jen o pomalé prosakován horninou, ropa na cestě od matečné horniny k ložisku často urazí
kilometrové vzdálenosti. Nejdelší známá dráha migrace je přes 300 km.
Při sekundární migraci je ropa dlouhodobě v těsném kontaktu s povrchem různých hornin, což
nutně vede k různým interakcím. Zpravidla se některé nejpolárnější složky ropy „zakotvují“ v pórech
horniny a v migraci dále nepokračují. Ropa se tak zbaví části pryskyřic, asfaltenů, a jiných polárních
látek, což vlastně poněkud zlepší její kvalitu. Pro geology je tento jev vítaný, poněvadž takto mohou
vystopovat migrační cesty určitých rop od ložiska zpětně k matečné hornině. Používají se k tomu citlivé
analytické metody jako je např. fluorescenční spektroskopie, která zviditelňuje stopy organických látek
v hornině.
Nová metoda nazvaná „molekulové indikátory délky sekundární migrace“ je nezávislá na
stupni zralosti ropy a je nyní geochemiky hojně využívána.
Je-li ropa při sekundární migraci zadržena nepropustnou překážkou, může se za vhodných
podmínek v tom místě akumulovat, a případně vytvořit ropné ložisko. Pro vznik ložiska je nutné, aby
kolektorová hornina a nepropustná překážka byly v takové vzájemné pozici, že vytvoří past (oil trap).
Obrázek 10: příklad strukturní pasti (Bjorlyke, 2010)
Běžné jsou tzv. strukturní pasti vytvořené tektonickou aktivitou. Uzávěrem takové pasti může
být např. kupole z nepropustné vrstvy, která je součásti antiklinály, tj. tektonického prohnutí vrstev
zemské kůry do tvaru hřbetu. V porézní hornině pod takovou kupolí se může snadno vytvořit ložisko
ropy. Například jedno z největších ropných polí v iráckém Kirkúku leží pod antiklinálou dlouhou 100 km
se třemi výraznými kupolemi.
Nepropustnou vrstvou uzavírající past bývají jílovité horniny a často tzv. evapority (soli z
odpařené mořské vody), jejichž předností je jistá plastičnost, takže se při vnějším tlaku deformují, ale
nepukají. Vydatné ložisko ropy se obvykle vytvoří tehdy, jeli pod nepropustnou kupolí vrstva
velkoporézní horniny (pískovec, vápenec nebo dolomit) s mocností v desítkách až stovkách metrů.
Ropa vyplňuje past postupně od shora dolu, vytlačuje vodu z pórů a zaujímá její místo. Nad vrstvou
ropy se v pasti často vytvoří ještě horní vrstva zemního plynu (tzv, „čapka“). Voda je v pasti pouze v
nejspodnější část kolektorové horniny. Výhodné je, když taková past je v dynamickém režimu, tzn. že
voda z nejspodnější vrstvy kolektoru může pod uzávěrem pasti volně odcházet (bez ropy) a z druhé
strany mohou kolektorem nové dávky vody s ropou přicházet.
Jiný typ strukturní pasti vytvořily v zemské kůře poklesové zlomy. Při vertikálním posunu
vrstev se porézní vrstva někdy uzavře nepropustnou vrstvou, která se při posunu dostane do protilehlé
polohy. Pod styčnou plochou s nepropustnou vrstvou se pak může vytvořit statická past. Téměř 80 %
známých ložisek ropy je ve strukturních pastích obou uvedených typů.
Odlišným mechanismem vznikly pasti stratigrafické. Změna klimatických a jiných podmínek na
povrchu (např. zaplavování souší) v minulosti často přivodila změnu sekvencí sedimentačních vrstev.
Po takových událostech někdy zůstala vrstva porézní horniny zaklíněna mezi vrstvami nepropustnými.
Vzniklý shora uzavřený prostor v porézní hornině se tak mnohde stal pastí na ropu. Mnoho pastí je
také smíšeného typu.
Obrázek 11: příklad vzniku stratigrafické pasti (Bjorlyke, 2010)
Migrační cesty jsou velmi komplexní problematikou. Samotné migrační cesty mohou být
značného rozsahu na dlouhé vzdálenosti. Mohou „svádět“ ropu z plochy až několik desítek km2.
Migrační cesty mohou vést na všechny strany v několika vrstvách. Relativně běžné jsou také situace,
kdy v jednom ložisku jsou „svedeny“ ropy z více matečných hornin, často se jedná o velmi odlišné
ropy.
Každá ropa akumulovaná v ložisku byla i tam po dlouhou dobu vystavena různým vlivům, které
pozměnily její chemické složení a fyzikální vlastnosti. Charakter změn byl především určen hloubkou
ložiska. Pokud se ropa po sekundární migraci zachytila v ložisku na přibližně stejném horizontu, tj. v
hloubce „ropného okna“, pak v ložisku dále pokračovala její maturace za vysoké teploty. Hlavní změny
v jejím složení byly vyvolány termickou degradací. Štěpení molekul v tomto procesu je vždy
spojeno s disproporcionací – uhlovodíky se střední molekulovou hmotností se štěpí na lehké
uhlovodíky (až CH4), praskají kruhy cykloalkanů a současně vznikají i těžké nerozpustné podíly
kondenzací aromatických struktur. Vedle toho se uplatňuje i další efekt: štěpením vzniklé lehké
alkalické frakce se v ropě rozpouštějí a zpravidla z ní vysrážejí černou lepivou hmotu tzv. asfalteny.
To jsou vysokomolekulární polyaromatické látky běžně rozpuštěné v ropě, které jsou ale nerozpustné
v pentanu a jiných lehkých alkanech (při destilačním zpracování ropy zůstávají asfalteny v destilačním
zbytku jako asfalt). Vysrážené asfalteny zůstávají nalepené v pórech ložiskové horniny a ropa se tak
od nich z části očistí. Z takových akumulací se pak těží lehké, převážně alkanické, ropy s velkým
podílem benzinové frakce.
Jestliže se ropa po migraci zachytila v ložisku blíže k povrchu, byla zase vystavena jiným vnějším
vlivům. Hlavní změny způsobovala dešťová voda, která se do takového ložiska mohla snadno dostat.
Taková voda nejenže obsahuje rozpuštěný kyslík, ale při prosakování do ložiska se v ní zachytí vždy
množství aerobních i anaerobních bakterií. Složení ropy v takovém ložisku bylo proto většinou
pozměněno oxidací a biodegradací. Oxidací v tomto případě nevznikaly v ropě nové kyslíkaté funkční
skupiny, ale reakce měly dehydrogenační charakter, tzn. že se z cykloalkanů odtrhávaly atomy vodíku
a vznikaly aromatické a polyaromatické struktury. Po dostatečně dlouhém čase se ropa v takovém
ložisku pozměnila na těžkou aromaticko-asfaltickou ropu.
Ropa, která po akumulaci nebyla vystavena vysoké teplotě ani nebyla pozměněna biodegradací a
dokončila za relativně mírných podmínek maturaci, si většinou zachovala původní převážně
cykloalkanický (naftenický) charakter.
Ložiska ropy a zemního plynu na území ČR
Naprostá většina ložisek ropy na území ČR na území je vázána na ložiska Vídeňské pánve. Za
ropomatečnou horninu Vídeňské pánve jsou považovány Mikulovské slínovce (jura). Další významné
oblasti jsou vranovická a především nesvačilská deprese. Mikulovské slínovce jsou horninou
s převažujícím typem kerogenu typu II, obsahují tedy organický materiál jak marinního, tak
terestrického původu. Vyznačují se středně vysokým obsahem organické hmoty, který se však může
značně lišit v jednotlivých hloubkových intervalech. Maximální hodnoty se pohybují kolem 8% TOC,
průměrné hodnoty potom kolem 1,5% TOC. Parametry zralosti jsou velmi rozdílné. Horní hranici
ropného okna lze očekávat v intervalu kolem 2500m, plynné okno výrazně hlouběji.
Nejvýznamější ložiska Vídeňské pánve leží v Rakousku, největším je dosud těžený Matzenfiled, který
ukrýval až 30% celkových zásob uhlovodíků Vídeňské pánve. Největším ložiskem na území ČR je
ložisko Hrušky, které je v současné době již dotěžováno a transformováno na zásobník zemního
plynu. Nejproduktivnějším ložiskem současnosti na území ČR je tedy ložisko Dambořice, které je
vázáno na ložiskové struktury nesvačislkého příkopu. Zdrojovou horninou jsou jak mikulovské
slínovce (migrace), tak i horniny autochtonního paleogenu. Další významnější ložisko na území ČR
jsou Ždánice či Lubná-Kostelany. Zde jsou uhlovodíky vázány na zvětralinový pokryv krystalinika a
vyznačují se taktéž značnou migrací. Zásoby zemního plynu byly těženy taktéž na severu Moravy.
Jednalo se především o zemní plyn (kerogen typu III) akumulovaný převážně z karbonských
sedimentů a uhelných slojí. Významnější akumulace ropy byla na severu Moravy těžena v okolí Dolní
Lomné.
Obrázek 12: Řez Vídeňskou pánví (Pícha, 1998)