Dewoński basen lubelski stanowi cześć przedpola waryscydów, leży w sąsiedztwie krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej (strefy transeuropejskiego szwu tektonicznego - TESZ), co warunkowało rozwój subsydencji i sedymentacji (Narkiewicz, 2011a, 2007).
W ujęciu paleogeograficznym dewoński basen lubelski był usytuowany we wschodniej części systemu tropikalnych zbiorników epikontynentalnych, na południowym obrzeżeniu lądu Old Redu (Laurosji). W kierunku zachodnim baseny te rozciągały się poza granice obecnej Polski, w stronę Niemiec i Belgii (Bełka i Narkiewicz, 2008; Narkiewicz, 2011b).
Granice dewońskiego basenu lubelskiego mają różny charakter. Granice północna i wschodnia mają charakter erozyjny, ukryte są pod osadami karbonu (rys. 2.1), w tych kierunkach prawdopodobnie wyklinowują się osady dewonu i rozwijają się facje bardziej płytkomorskie i lądowe. Granica południowo-wschodnia (granica państwa) jest umowna, a basen lubelski przechodzi w basen lwowski (Miłaczewski, 1981a, 1968; Narkiewicz, 2011a). Granicę południowo-zachodnią stanowi strefa elewacji radomsko-kraśnickiej (Narkiewicz, 2011b).
W obrębie dewońskiego basenu lubelskiego wydziela się trzy poprzeczne segmenty (obszary facjalne) o zróżnicowaniu litofacjalnym, miąższościowym oraz obocznego zasięgu (głównie osadów dewonu środkowego i górnego): komorowski (SE), lubelski (centralny) i stężycki (SW). Komorowski obszar facjalny charakteryzuje się rozwojem systemów lądowych, przy znacznej subsydencji. Obszar lubelski cechuje się maksymalną subsydencją i najbardziej głębokowodnymi facjami. Na obszarze stężyckim osady wyklinowują się i/lub występują facje płytkomorskie na obrzeżach basenu, głównie w środkowym dewonie i franie (Narkiewicz, 2011a).
24
Rys. 2. 1. Zasięg utworów dewońskich i karbońskich w basenie lubelskim i łysogórsko-radomskim (Narkiewicz, 2011a)
W niższej części profilu dewonu (dewon dolny) w basenie lubelskim występują utwory silikoklastyczne, które powstały w ciągłości sedymentacyjnej z osadami syluru (Tomczykowa, 1988). Utwory te mają szerokie rozprzestrzenienie oboczne, a ich odpowiedniki stratygraficzne i litofacjalne występują również na terenie Ukrainy i na obszarze radomsko-łysogórskim (Narkiewicz, 2011a).
prekambr dolny paleozoik dewon ka rbon trzon paleozoiczny G. Świętok.
główne dyslokacje uskoki
obecny zasięg dewonu granica między basenem lubelskim a łysogórsko-radomskim
granice segmentów basenu lubelskiego BASEN ŁYSOGÓRSKO
RADOMSKI
ZRĄB ŁUKOWA
BASEN LWOWSKI
BLOK MAŁOPO LSKI ELEW ACJA HR UB IESZO WS KA EL EW ACJA RADOM SK O-K RAŚN ICKA RÓW LUBEL SKI
ZAPADLISKO POD LASKIE
Warszawa Kielce Ra dom Białoruś Ukraina uskok świę tok rzys ki stre fa usk oko wa Ko cka us kok Izb icy-Z am oś cia uskok Ursyn ow a-Kazi mierza 0 50 km Lublin segment komar owski segment lubelski segment stężycki
25 SEGMENT STĘŻYCKI WARSTWY NIEDRZWICKIE FORMACJA HULCZAŃSKA FORMACJA HULCZAŃSKA F O R M A C J A T E L A T Y Ń S K A FORMACJA TELATYŃSKA (NR) FORMACJA FIRLEJSKA F O R M A C J A M O D R Y Ń S K A (N R ) FORMACJA MODRYŃSKA (NR) F O R M A C J A M O D R Y Ń S K A F O R M A C J A M O D R Y Ń S K A (N R ) F O R M A C J A M O D R Y Ń S K A FORMACJA BYCHAWSKA FORMACJA ZWOLEŃSKA FORMACJA CZARNOLESKA FORMACJA SYCYŃSKA
SEGMENT LUBELSKI SEGMENT
KOMAROWSKI F A M E N F R A N Ż Y W E T E IF E L EMS L O C H K O W P R A G P IĘ T R A
kondensacja stratygraficzna niewydzielona część formacji modryńskiej (NR) jednostka nierozdzielona ogniwo przewodowskie ogniwo przewodowskie ogniwo przewodowskie ogniwo giełczewskie ogniwo lipowieckie ogniwo giełczewskie ogniwo giełczewskie ogniwo stężyckie ogniwo lipowieckie ogniwo krzewickie ogniwo zubowickie ogniwo mełgiewskie kompleks pstrych klastyków ogniwo zubowickie ogniwo przewodowskie ogniwo machnowskie ogniwo żniatyńskie ogniwo
łosieńskie ciecierzyńskieogniwo ogniwo łosieńskie
ogniwo rachańskie ogniwo mirczańskie ogniwo pełczańskie
Rys.2.2. Podział litostratygraficzny dewonu w basenie lubelskim (Narkiewicz, 2011a)
W profilu utworów dolnego dewonu basenu lubelskiego wyróżnia się następujące jednostki litostratygraficzne (rys. 2.2): formację sycyńską, formację czarnoleską oraz formację zwoleńską (Miłaczewski, 1981a; Narkiewicz, 2011a).
Formacja sycyńska reprezentowana przez iłowce i mułowce szare z liczną fauną
morską oraz wkładkami, soczewkami i gruzłami wapiennymi, częściowo dolomitycznymi (Miłaczewski, 1981a; Narkiewicz, 2011a). Miąższość tej formacji wynosi 170-700 m (Narkiewicz, 2011a). Wiek formacji, w zależności od sposobu datowana, określono na dolny lochkow (Turnau, 2011; Turnau i in., 2005) lub cały lochkow (Nehring-Lefeld, 1985).
Nad formacją sycyńską zalega formacja czarnoleska wykształcona jako ciemnoszare, niemal czarne iłowce i mułowce oraz jasnoszare arenity kwarcowe, często warstwowane przekątnie. W osadach tych powszechnie występują niewielkie domieszki węglanów, w postaci cementów oraz soczewek, gruzłów i przewarstwień. Formacja ma
26
miąższości od kilkudziesięciu do maksymalnie 200 metrów. Osady te powstały w środowisku szelfowym w warunkach płytkomorskich (Miłaczewski, 1981a). Ich cechą charakterystyczną jest znaczna ciągłość lateralna i stosunkowo niewielkie miąższości. Formacja czarnoleska jest datowana na środkową część lochkowu (Narkiewicz, 2011a).
Formacja zwoleńska zbudowana jest z osadów silikoklastycznych
o zróżnicowanym uziarnieniu (frakcjonalnym): pstrych iłowców i mułowców oraz piaskowców. Najpełniej formacja jest rozwinięta w segmencie lubelskim, natomiast w segmencie stężyckim i komarowskim w stropie jest częściowo zerodowana. Miąższość tych utworów waha się od 200 do 1300 m (Narkiewicz, 2011a). Osady formacji zwoleńskiej powstały w systemie aluwialnym (Miłaczewski, 1981a).
Formacja telatyńska (dewon środkowy) początkowo została wydzielona na
południowo-wschodnim obszarze Lubelszczyzny (Miłaczewski, 1981a), dalszymi badaniami stwierdzono występowanie jej na większości obszaru basenu (wyjątek stanowi część północno-zachodnia, gdzie nie stwierdzono jej odpowiedników) (Narkiewicz, 2011a). Dolną część profilu formacji telatyńskiej budują szare piaskowce, mułowce oraz iłowce. W górnej części profilu występują skały o zróżnicowanej litologii, ze znacznym udziałem skał węglanowych oraz anhydrytów i skał silikoklastycznych (segment komarowski). Na obrzeżach występowania formacji obserwuje się redukcję miąższości oraz wzrost udziału skał silikoklastycznych (Narkiewicz, 2011a). Miąższość formacji zmienia się od 0 m do 250 m (Miłaczewski, 1981a).
W formacji telatyńskiej wyróżnia się ogniwo przewodowskie i giełczewskie. Ogniwo przewodowskie występuje na całym obszarze basenu lubelskiego, w dolnej części formacji telatyńskiej. Budują go jasnoszare do niemal białych piaskowce o spoiwie węglanowym warstwowane smużyście i przekątnie. Wiek niższej części ogniwa określono na ems wyższy (Turnau, 2011; Turnau i in., 2005), natomiast wyższej części na najwyższy ems i dolną część eiflu (Narkiewicz, 2011a). Ogniwo giełczewskie to zróżnicowany litologicznie kompleks skał węglanowych, głównie marglistych dolomitów, zalegających powyżej szarych klastyków, a poniżej bardziej jednorodnych węglanów. W utworach tych występują wkładki klastyczne, anhydrytowe, a w górnej części wapienie i dolosparyty. Miąższość ogniwa w segmencie lubelskim zmienia się w zakresie od około 90 m do około 150 m. Ogniwo giełczewskie w segmencie stężyckim występuje tylko w SE części w postaci silnie zredukowanej (Narkiewicz, 2011a).
27
W segmencie komarowskim basenu lubelskiego formacja telatyńska, powyżej ogniwa przewodowskiego, jest podzielona na pięć ogniw (rys. 2.2) (Miłaczewski, 1981a):
ogniwo machnowskie – w dolnej części zbudowane z dolomitów, które powstały w systemie depozycyjnym odciętego płytkiego szelfu węglanowego. W części środkowej i górnej dominują utwory siarczanowe (system laguny ewaporacyjnej). Miąższość ogniwa zmienia się w zakresie od 20 m do 65 m;
ogniwo żniatyńskie – występuje w południowej części segmentu komarowskiego,
budują go szare i zielonkawe piaskowce oraz mułowce kwarcowe, które sedymentowały w systemie aluwialnym lub płytkowodnych klastyków szelfowych. Miąższość ogniwa jest w granicach 20-25 m;
ogniwo pełczyńskie – reprezentowane przez wapienie, niekiedy dolomity, margle i iłowce, przykryte iłowcami i mułowcami. W północno-wschodniej części segmentu ogniwo jest wykształcone jako łupki ilaste i ilasto-margliste z niewielkim udziałem węglanów. Odmiany ogniwa silnie węglanowe odpowiadają systemowi otwartego szelfu węglanowo-ilastego, natomiast odmiany o niewielkiej zawartości węglanów facjom brakicznym (wysłodzone laguny i estuaria). Miąższość ogniwa zmienia się w zakresie od 15 m do 25 m.
ogniwo rachańskie – w części spągowej i stropowej zbudowane w przewadze z mułowców i iłowców, pozostałe skały wchodzące w skład ogniwa to: dolomity, anhydryty i wapienie. Utwory te powstawały w marginalnomorskim, klastyczno-węglanowo-siarczanowym systemie depozycyjnym. Miąższość ogniwa jest w granicach 40–50 m;
ogniwo mirczańskie – budują go pakiety iłowców dolomitycznych z wkładkami anhydrytowymi. Osady te powstały w marginalnomorskim systemie depozycyjnym o większym stopniu odcięcia od otwartego zbiornika. Miąższość ogniwa zmienia się w zakresie od 10 m do 20 m.
Profil dewonu górnego w basenie lubelskim rozpoczynają utwory franu wykształcone jako osady płytkomorskiej platformy węglanowej lub węglanowo-siarczanowej (formacja modryńska) (Modliński, 1982; Narkiewicz, 2011a). Formację podściela urozmaicona litologicznie (węglanowo-klastyczno-anhydrytowa) formacja telatyńska, natomiast od góry kontaktuje się ona z wapieniami marglistymi i marglami formacji bychawskiej lub firlejskiej. W brzeżnych częściach basenu (strefach silnej erozji
28
przedpóźnowizeńskiej) utwory te przykryte są karbonem. Formacja modryńska, na całym obszarze basenu, wykształcona jest jako skały węglanowe otoczone od dołu i od góry osadami ze znaczną domieszką terygeniczną. Podrzędnie występują w tej formacji margle oraz iłowce wapniste lub dolomityczne. W segmencie komarowskim maksymalna miąższość formacji wynosi 480 m, w pozostałych rejonach tego segmentu miąższość ulega redukcji (erozja przedpóźnowizeńska) do około 230–250 m. W segmencie lubelskim maksymalna miąższość formacji wynosi 455 m, malejąc w kierunku NW do 340 m. W segmencie stężyckim miąższość formacji rośnie w kierunku północnym z 48 m do 275 m (Narkiewicz, 2011a).
Ponieważ osady formacji modryńskiej tworzyły się w różnych systemach depozycyjnych (platformy węglanowej, otwartego szelfu węglanowo-ilastego i laguny ewaporatowej) w jej obrębie wyróżniono następujące jednostki litostratygraficzne niższego rzędu (Narkiewicz i Bultynck, 2011; Narkiewicz, 2011a; Turnau, 2011):
ogniwo krzewieckie - najniższa część formacji modryńskiej, występuje tylko w segmencie komarowskim. Dolna część zbudowana jest z węglanów (zwykle dolosparyty z pozostałościami fauny), natomiast górna ma dużą domieszkę ilastą, oraz występują tam laminowane dolomikryty. Osady ogniwa powstały w różnych systemach depozycyjnych. Dolna część na środkowej platformie węglanowej, górna na platformie proksymalnej. Miąższość stała rzędu 20-30 m;
ogniwo lipowieckie (ogniwo wapieni i dolomitów z Lipowca) – zbudowane z wapieni i dolomitów krystalicznych z fauną morską. Od dołu i od góry zalegają dolomity silniej margliste i anhydryty. Maksymalna miąższość w segmencie lubelskim to 108 m, w segmencie komarowskim 133 m; w północno-wschodnim kierunku miąższość zmniejsza się do 66 m;
ogniwo werbkowickie – z którego zrezygnowano w wyniku rewizji podziału formacji modryńskiej, ustanowiono nowe ogniwo (łosieńskie). Ogniwo werbkowickie, według Miłaczewskiego (1981a, 1981b) to kompleks wtórnych, krystalicznych dolomitów jamistych o miąższości od 40 m do 250 m. Ogniwo to zostało usunięte ze względu na trudność w jednoznacznym określeniu jego granic. Jednak część autorów, np. Darłak i in. (1998) jest zdania, że ogniwo werbkowickie powinno być utrzymane, zwłaszcza w geologii naftowej, jako nieformalny kompleks dolomitów kawernistych, zawierający jedne z najlepszych skał zbiornikowych w całym dewonie lubelskim (Narkiewicz, 2011a);
29
ogniwo łosieńskie (ogniwo dolomitów i wapieni z Łosienia) – występuje w brzeżnej
(SE) części segmentu centralnego i w segmencie komarowskim. W segmencie lubelskim jest ono dwudzielne. Dolna część zbudowana jest z dolomitów, dolomikrytów ciemnych, regularnie laminowanych oraz jaśniejszych, o strukturze stromatolitowej. Powyżej występują laminowane madstony-wakstony z cienkimi wkładkami dolomitowymi. W segmencie komarowskim występują podobne odmiany litologiczne dolomitów i wapieni o miąższości 35–88 m;
ogniwo ciecierzyńskie (ogniwo dolomitów, anhydrytów i wapieni z Ciecierzyna) –
oboczny odpowiednik ogniwa łosieńskiego. Ogniwo to zbudowane jest z anhydrytów w postaci lamin i gruzłów oraz jednorodnych pakietów, które w zmiennych proporcjach występują w iłowcach dolomitycznych, dolomitach marglistych i wapieniach. Grubsze przeławicenia wapienne mogą zawierać składniki szkieletowe. Lokalnie znaczny udział w profilu ogniwa mają dolomikryty margliste w dwóch odmianach: jasne o laminacji stromatolitowej i ciemne do niemal czarnych o regularnej laminacji. Utwory tego ogniwa ograniczone są do centralnej części segmentu lubelskiego, mają miąższość rzędu 100–120 m.
ogniwo zubowickie (ogniwo wapieni z Zubowic) – reprezentowane głównie przez wapienie, często ze znacznym udziałem stromatoporoidów i korali (wakstony i rudstony szkieletowe, biolityty). Niższe partie ogniwa zastępowane są przez dolosparyty. Ogniwo zubowickie występuje w całym segmencie komarowskim osiągając maksymalną miąższość 264 m oraz w segmencie lubelskim, gdzie przeciętnie miąższość wynosi 230–245 m (maksymalna około 270 m). W pozostałych częściach basenu ogniwo uległo erozyjnej redukcji przed późnym wizenem;
ogniwo mełgiewskie (ogniwo biolitytów z Mełgwi) – jednostka wydzielona
w stropowej części formacji modryńskiej, zbudowana z wapieni stromatoporoidowo-koralowcowych o jasnej barwie. Utwory tego ogniwa stwierdzono w pojedynczych profilach segmentu lubelskiego, charakteryzują się one miąższością w zakresie od 10 m do 39 m oraz dużymi zmianami miąższości na niewielkich odległościach;
ogniwo stężyckie (ogniwo wapieni ziarnistych ze Stężycy) – stwierdzone tylko
w segmencie stężyckim basenu lubelskiego, wykształcone jako ziarniste wapienie (kalkarenity ze zmiennym udziałem większych bio- i intraklastów), z niewielką
30
domieszką ilastą (cienkie, horyzontalne smugi faliste). Osady ogniwa stężyckiego powstały w systemach platform węglanowych (przybrzeżne ciała piaszczyste i płycizny glonowe, o silnej na ogół turbulencji) o normalnych morskich warunkach zasolenia i temperatury. Utwory te datowane są na fran (prawdopodobnie fran środkowy i/lub górny). Miąższość rzędu około 55 m, maleje do 40 m w kierunku północno zachodnim, aż do całkowitej redukcji.
W trakcie famenu, w wyniku wzmożonej, uwarunkowanej tektonicznie, subsydencji z depocentrum w segmencie lubelskim powstał kompleks zróżnicowanych litologicznie osadów węglanowo-klastycznych o miąższości około 2000 m. W profilu tego piętra wyróżniono szereg jednostek litostratygraficznych (Miłaczewski i in., 1983; Miłaczewski, 1981a; Narkiewicz, 2011a).
Formacja bychawska została w całości zaliczona do famenu dolnego (Matyja,
1985; Nehring, 1979). Jej dolna granica przebiega nieco powyżej lub poniżej granicy franu z famenem, natomiast górna granica przebiega prawdopodobnie w pobliżu granicy famenu dolnego i środkowego (Narkiewicz i Bultynck, 2011). Utwory te wykształcone są jako ciemnoszare lub czarne madstony margliste tworzące wkładki, soczewki albo gruzły w obrębie czarnych margli, z ubogim zespołem szczątków organicznych. Osady te występują w postaci kilku lub kilkunastometrowych pakietów regularnie warstwowanych o laminacji horyzontalnej. Osady te powstały w systemie depozycyjnym aktywnego tektonicznie basenu szelfowego z sedymentacją ilasto-węglanową. Formacja występuje w osiowej i południowo-zachodniej części segmentów lubelskiego i stężyckiego. Maksymalną miąższość 700-800 m stwierdzono w centralnej części segmentu lubelskiego. Miąższość maleje w kierunku północno-wschodnim (do 300 m) i południowo-zachodnim (do 400 m). W segmencie stężyckim miąższość jest rzędu 240-160 m (Narkiewicz, 2011a).
Formacja firlejska w segmencie komarowskim odpowiada famenowi dolnemu
i dolnej części famenu środkowego, natomiast w pozostałej części basenu dolnemu i środkowemu famenowi (Matyja, 1985; Narkiewicz i Bultynck, 2011; Nehring, 1979). Formację budują szare, margliste wapienie gruzłowe. Są to osady zróżnicowane litologicznie od madstonów i szkieletowych jednorodnych wakstonów oraz margli, przez wapienie, o strukturze falisto-gruzłowej, do dominujących wapieni gruzłowych. Osady powstawały w systemie węglanowo-ilastego szelfu, w warunkach morskich, otwartych lub nieco odciętych (pomiędzy platformą węglanową, a basenem szelfowym), o przewadze
31
sedymentacji ilastej. W segmencie stężyckim miąższość formacji firlejskiej przekracza 90 m, w segmencie komarowskim dochodzi do około 400 m. Maksymalną miąższość 650 m odnotowano w południowo-zachodniej części segmentu lubelskiego. W kierunku północno-wschodnim ulega ona redukcji podewońskiej do 180 m (Narkiewicz, 2011a; Narkiewicz i in., 1998a).
Warstwy niedrzwickie – wykształcone są jako ciemnoszare (niemal czarne),
regularnie laminowane wapienie ilaste i margliste oraz margle wapniste i dolomityczne, podrzędnie występują iłowce wapnisto-dolomityczne, dolomikryty i piaskowce wapniste lub dolomityczne. Osady formacji powstały w systemie basenu szelfowego z sedymentacją węglanowo-ilastą. Warstwy niedrzwickie stwierdzono w południowo-zachodniej części segmentu lubelskiego, gdzie miąższość wynosi 100-350 m, na pozostałym obszarze miąższość została zredukowana przez erozję podewońską (Narkiewicz, 2011a).
Formacja hulczańska – występuje w segmencie komarowskim oraz w
północno-wschodniej części segmentu lubelskiego i stężyckiego. Budują ją utwory terygeniczno-weglanowo-anhydrytowe, wykształcone jako jasnoszare piaskowce wapniste, dolomity, anhydryty i wapienie oraz iłowce i mułowce zielonkawe, podrzędnie zlepieńce z fauną morską. Miłaczewski (1981a) zalicza formację hulczańską do famenu. Osady powstały w marginalnomorśkim systemie klastyczno-węglanowo-siarczanowym na pograniczu sedymentacji morskiej i lądowej, w warunkach aktywnej tektoniki blokowej, na obrzeżu basenu. Osady formacji hulczańskiej osiągają maksymalne miąższości do 300 m. W stropie famenu (najwyższa część utworów formacji hulczańskiej) w północno-wschodniej strefie segmentu lubelskiego występuje kompleks pstrych utworów klastycznych. Seria ta reprezentowana jest przez osady o zróżnicowanym uziarnieniu: pstre iłowce i mułowce, jasne piaskowce kwarcowe oraz ciemniejsze, arkozowe i szarogłazowe oraz żwirowce polimiktyczne, zawierające otoczaki skał krystalicznych. Osady te deponowane były w systemie aluwialnym, w pobliżu denudowanych obszarów na co wskazuje występowanie w nich żwirowców. Miąższość tych utworów w rejonie Mełgwi – Łęcznej wynosi od około 100 m do 550 m (Narkiewicz, 2011a).
Basen lubelski charakteryzuje się ciągłą sedymentacją morską na granicy syluru i dewonu. Dewon dolny o miąższości do 2000 m, zakończony jest grubą serią lądowych utworów klastycznych formacji zwoleńskiej (Miłaczewski, 1981a). Sedymentacja zachodziła w warunkach stopniowo zwalniającej subsydencji tektonicznej, która w dewonie środkowym przeszła w stadium relatywnego wypiętrzenia. Mocno
32
zredukowana sedymentacja, od około 200 m w podłożu rowu lubelskiego do wyklinowania ku NW i NE, zachodziła w tym czasie wyłącznie dzięki podniesieniu eustatycznemu (Narkiewicz i in., 1998b). Depozycja dewonu środkowego (formacja telatyńska) miała charakter cykliczny, przy silnie pionowej zmienności systemów depozycyjnych, od aluwialnych do otwartego szelfu (Narkiewicz i in., 2007, 1998a). Fran budują osady płytkomorskiej platformy węglanowej lub węglanowo-siarczanowej. W środkowym franie wystąpił wzrost subsydencji, szczególnie widoczny w segmencie lubelskim, gdzie rozwinęła się laguna z depozycją siarczanowo-węglanową. W famenie na tym samym obszarze kolejny puls subsydencji doprowadził do utworzenia się depocentrum z sedymentacją osadów marglistych basenu szelfowego i rampy ilasto-węglanowej o miąższości dochodzącej do 2000 m (formacja bychawska i firlejska). Miąższość utworów franu spada w kierunku obrzeżenia rowu lubelskiego (uskoku Kazimierz-Ursynów i strefy Kocka) (Żelichowski i Kozłowski, 1983). Depocentrum było aktywne w późnym famenie i stanowiło krawędź erodowanego bloku tektonicznego, dostarczającego materiał klastyczny (formacja hulczańska). Od turneju po środkowy wizen występowały tu procesy erozji, które lokalnie doprowadziły do usunięcia nawet 1500 m osadów dewonu (Miłaczewski, 1986; Narkiewicz i in., 2007; Żelichowski, 1972).
33