KARBON

Od turnieju do środkowego wizenu w basenie lubelskim panowała erozja uwarunkowana tektoniką blokową, która doprowadziła lokalnie do usunięcia ponad 1500 m osadów dewonu (Miłaczewski, 1986). Karboński cykl sedymentacyjny zapoczątkowany w późnym wizenie został poprzedzony wyraźną fazą ekstensji, której dobitnym przejawem jest wulkanizm bazaltowy datowany na 339 – 325 mln lat (Grocholski i Ryka, 1995).

W profilu morskich, paralicznych i aluwialnych osadów karbońskich basenu (zagłębia) lubelskiego wyróżnianych jest 5 nieformalnych jednostek litostratygraficznych określanych jako formacje (Fig. 1.8; Porzycki 1979, 1988).

Za stratygraficzny odpowiednik wizenu górnego przyjmuje się odcinek profilu od spągu karbonu do spągu wapienia A, nazywany

formacją Huczwy (Porzycki, 1988). Miąższość utworów wizenu zmienia

się od ok. 20 m w części północnej zagłębia do ponad 350 m w części południowo-zachodniej. Ten odcinek profilu karbonu jest rozwinięty

w postaci osadów węglanowych, klastycznych, fitogenicznych

i wulkanicznych. Utwory węglanowe występują w formie grubych ławic wapieni organogenicznych oraz margli przechodzących w iłowce margliste z licznymi ramienionogami, małżami, koralami i liliowcami. Skały te przeławicane są mułowcami i piaskowcami, rzadziej iłowcami i warstewkami węgla, o grubościach w zasadzie nieprzekraczających 0,5 m (średnio 0,28 m). Do wyjątków należy jeden pokład o grubości do 2,0 m występujący w formie rozległej soczewki między Sawinem a Parczewem. Stwierdzony on został również po stronie ukraińskiej w okolicach Lubomla. O lądowym pochodzeniu wymienionych skał świadczy obecność dużej ilości detrytusu roślinnego oraz odciski flory. Skały wulkaniczne w profilu wizenu górnego występują wyłącznie w jego dolnej części w obszarze między Niedrzwicą a Parczewem i Radzyniem i tworzą rozległe trappy diabazowe i diabazowo-melafirowe o grubości do

kilkudziesięciu metrów. W przyspągowej partii profilu formacji Huczwy w obrębie wspomnianych trappów i na północ od nich między Włodawą

a Łukowem występuje kompleks wtórnie zmienionych osadów

o podwyższonej zawartości Al2O3, traktowanych jako seria boksytonośna.

Fig. 1.8. Zestawienie podziałów litostratygraficznych karbonu Lubelskiego

Zgodnie na osadach wizenu występuje seria mułowcowa z wapieniami określana mianem formacji Terebina, która jest odpowiednikiem stratygraficznym serpuchowa (namuru A). Jej miąższość zmienia się od 20 – 50 m w okolicach Łukowa do 450 m w południowo-zachodniej części Lubelskiego Zagłębia Węglowego. Formacja ta jest odcinekiem profilu karbonu zawartym między spągiem wapienia A a stropem poziomu morskiego z Posidonia I (Fig. 1.8). Ma on charakterystyczną budowę cykliczną, niespotykaną w pozostałym profilu karbonu lubelskiego. Główną cechą wydzielonych cykli, czy też sekwencji stratygraficznych, są klastycznie rozwinięte ich człony: transgresywny rozpoczęty wapieniem i regresywny zakończony węglem. W profilu

formacji Terebina wydziela się osiem podstawowych cykli

sedymentacyjnych, których bazą są ławice wapieni A–H. Cykle te wykazują tendencję redukcji grubości w kierunku północnym, co powoduje, że niektóre z nich wyklinowują się całkowicie w okolicach regionalnej strefy tektonicznej Hanny. Profil formacji Terebina zbudowany jest z osadów węglanowych, klastycznych i fitogenicznych. Osady węglanowe stanowią wapienie organogeniczne lokalnie przechodzące w margle i iłowce margliste z fauną. Powyżej tych pakietów występują osady drobnoklastyczne ze słabo zachowanymi, zwęglonymi fragmentami roślin. Osady gruboklastyczne występują tylko lokalnie. Wyjątkiem są piaskowce poryckie usytuowane w najstarszym cyklu sedymentacyjnym. Osiągają one do kilkunastu metrów grubości w południowej i zachodniej części Lubelskiego Zagłębia Węglowego.

Z luką stratygraficzną, odpowiadającą poziomom goniatytowym H1 i H2, na utworach formacji Terebina występują osady dwudzielnej

formacji Dęblina (Fig. 1.8). Dolna jej część, określana mianem ogniwa

Bugu, obejmuje odcinek profilu karbonu zawarty między stropem poziomu morskiego z Posidonia I a spągową powierzchnią wapienia N. Miąższość osadów ogniwa Bugu zmienia się od około 20 m między Włodawą a Łukowem do ponad 200 m między Lublinem a Zamościem. Tę część profilu rozpoczyna seria mułowcowi-piaskowcowa o grubości osiągającej

ponad 100 m w południowej części Lubelskiego Zagłębia Węglowego. Ze względu na dużą zawartość muskowitu nazwano ją piaskowcami srebrzystymi. W jej dolnej części występują lokalnie dwa poziomy morskie z Posidonia II i Posidonia III. Powyżej piaskowców srebrzystych notowany jest kompleks osadów mułowcowych z wkładkami piaskowców, iłowców, cienkich wapieni organogenicznych i pelitycznych oraz licznymi warstewkami węgla i łupków węglowych o miąższości do ponad 1,0 m (średnio 0,4 m). Podobnie jak w formacji Terebina, profil ogniwa Bugu ma budowę cykliczną, ale z wyraźnie mniejszym znaczeniem członu morskiego, kończącego się prawie zawsze iłowcami z fauną brakiczną i słodkowodną. Powyżej występuje rozwinięty człon osadów lądowych ze

zwęglonymi fragmentami zróżnicowanych gatunkowo roślin.

W stropowych partiach cykli sedymentacyjnych notowane są typowe gleby kopalne z apendyksami i stigmariami, na których spoczywają węgle humusowe. Liczba warstw węgla w profilu ogniwa Bugu jest proporcjonalna do grubości ogniwa, co znaczy, że warstwy węglanowe częściej występują na południu a rzadziej na północy. Przeprowadzone różnymi metodami badania stratygraficzne ogniwa Bugu dokumentują jego przynależność do baszkiru dolnego – namur B.

Powyżej wapienia N występują osady ogniwa Kumowa. Ich górną granicę przyjmuje się na piaskowcowo-mułowcowowej zmianie litologiczno-facjalnej, powyżej której w odległości kilkudziesięciu metrów występuje ostatni znany w profilu karbonu lubelskiego poziom morski z Dunbarella. Grubość osadów ogniwa Kumowa zmienia się od około 100 m w okolicach Parczewa i Łukowa do 280 m w okolicach Krasnegostawu. Profil ogniwa Kumowa na całym terytorium Lubelskiego Zagłębia Węglowego jest trójdzielny. Jego dolna część zbudowana jest z gruboławicowych, drobno- i średnioziarnistych piaskowców z cienkimi wkładkami mułowców, lokalnie z warstewkami węgla humusowego, a także wapieni i iłowców zawierających faunę morską i słodkowodną. Część środkowa ogniwa Kumowa to kompleks osadów mułowcowo-piaskowcowych z wkładkami iłowców, rzadziej wapieni, i warstewkami

węgla o grubościach do ponad 1 m (średnio 0,38 m). W kompleksie tym występuje poziom fauny słodkowodnej z Carbonicola pseudorobusta. Górna część ogniwa Kumowa zbudowana jest z piaskowców

gruboławicowych, drobno- i średnioziarnistych, warstwowanych

przekątnie w dużej skali, lokalnie przewarstwianych wkładkami mułowców.

Na piaskowcach ogniwa Kumowa leżą zgodnie osady formacji

Lublina (Fig. 1.8) składające się z utworów drobnoklastycznych

zdecydowanie odmiennych od starszych formacji karbonu lubelskiego. Ta

odmienność podkreślona jest szczególnie dużą częstotliwością

występowania pokładów węgla humusowego o grubości od 0,1 m do lokalnie ponad 4,0 m. W dolnej części formacji Lublina, w odległości kilkudziesięciu metrów od jego spągu, notowany jest ostatni znany w karbonie lubelskim poziom morski z Dunbarella, powyżej którego występuje główna formacja węglonośna. Jest to doskonały poziom korelacyjny, łatwy w identyfikacji, który był wskazówką do zakończenia wielu wierceń realizowanych w ramach rozpoznania złóż węgla w kat. C1 i C2. Formacja Lublina zbudowana jest z naprzemianległych warstw mułowców i iłowców przekładanych warstwami węgla, rzadziej piaskowców. Odległości między pokładami węgla wynoszą od kilku do 20, rzadziej do 30 m. Nad pokładami zazwyczaj występują iłowce z fragmentami zwęglonych roślin oraz iłowce ze skorupami małż słodkowodnych. Te ostatnie są pomocne przy korelowaniu pokładów między sąsiednimi otworami. Powyżej iłowców nadwęglowych występują mułowce lokalnie przechodzące w piaskowce drobnoziarniste z dobrze zachowanymi zwęglinami flory o dużym zróżnicowaniu gatunkowym. Warstwy piaskowców często są dowodem śródformacyjnych erozji sięgających zazwyczaj jednego, rzadziej dwóch pokładów węgla. Wyżej w profilu międzypokładowym występują mułowce i iłowce gruzłowate z licznymi apendyksami i stigmariami. Na tych osadach, będących glebami stigmariowymi, leżą węgle humusowe. Pełna miąższość formacji Lublina, zachowana jedynie w osiowej partii synkliny Stoczek–Dorohucza,

wynosi 700 m. W rejonach dokumentowania złóż węgla, w synklinie Radzyń–Bogdanka, zachowana miąższość formacji Lublina zmienia się od zera na wychodniach podjurajskich do 500 m osiowej partii synkliny Radzyń–Bogdanka. Jest to wynik przebudowy tektonicznej basenu sedymentacyjnego i głębokiej erozji poprzedzającej sedymentację permu, triasu, jury i kredy.

Najmłodsze utwory karbonu lubelskiego, poznane w synklinie Stoczek–Dorohucza to formacja Magnuszewa, podobna pod względem litologicznym do formacji Lublina. Wyróżnia ją mała częstotliwość występowania warstw węgla, których grubość nie przekracza 0,5 m, oraz dominacja w profilu iłowców o cechach gleb stigmariowych, w których odciski apendyksów i stigmarii pozbawione są zazwyczaj substancji węglowej, a barwy skał są w przewadze pstre z dominacją czerwonych.

Pod względem stratygraficznym najniższa część formacji Lublina do stropu poziomu z Dunbarella należy do baszkiru górnego (westfalu A). Wyższa część należy do moskowu (westfal B–C).

Wiek ruchów waryscyjskich basenu lubelskiego jest na ogół wiązany z przełomem westfalu i stefanu (Żelichowski, 1972). Najmłodsze zdeformowane osady, zaliczane do westfalu C lub D, są przykryte niezgodnie różnymi ogniwami permu i mezozoiku. Amplituda inwersji i związanej z nią erozji osiągnęła największe rozmiary, do około 3 km, wzdłuż południowo-zachodniej granicy basenu, na południowy zachód od uskoku Ursynów–Kazimierz (Fig. 1.1). W centralnym segmencie rowu jej wielkość można szacować maksymalnie na 1600 m w rejonie niektórych większych struktur uskokowo-fałdowych. Na wschód od strefy Kocka stopień deformacji waryscyjskich wyraźnie maleje, a rozmiary inwersji sięgały niskich setek metrów (Narkiewicz et al., 2007).

Na południowym wschodzie obszaru lubelskiego występuje półrów ograniczony od zachodu uskokiem Izbica–Zamość o znacznej amplitudzie (Fig. 1.1). Uskok ten, charakteryzujący się pomimo inwersji znacznym zrzutem, stanowi wschodnią granicę silnie wypiętrzonej strefy

tektonicznej o słabo rozpoznanej budowie wewnętrznej. Półrów jest ponadto przecięty podłużnymi uskokami odwróconymi o różnych poziomach zakorzenienia i kierunku nachylenia (Krzywiec, 2007). Uskok Ursynów–Kazimierz i cała strefa sąsiadująca z nim od południowego zachodu wykazują cechy struktur transpresyjnych typu pop-up, aczkolwiek o różnym stopniu czytelności (op.cit.). Strefa uskokowa Kocka charakteryzuje się znaczną zmiennością wzdłuż biegu, od antykliny ograniczonej od północnego wschodu uskokiem odwróconym o wschodniej wergencji do skomplikowanej struktury fałdowo-uskokowej. Centralny segment rowu charakteryzuje się obecnością szeregu podłużnych stref antyklinalnych podpartych uskokami odwróconymi, o geometrii sugerującej pozytywne struktury kwiatowe o genezie trenspresyjnej (Pożaryski i Tomczyk, 1993).

Interpretacje tektoniczne przekrojów sejsmicznych wskazują na ogólnie trenspresyjny charakter deformacji towarzyszących inwersji waryscyjskiej basenu lubelskiego (Krzywiec, 2007).