Morfotektonika doliny Odry pomiêdzy Chobieni¹ a Now¹ Sol¹
(Œrodkowe Nadodrze)
Andrzej Markiewicz*
Naturalny przebieg Odry miêdzy Chobieni¹ a Now¹Sol¹ i jej dop³ywu Baryczy (sprzed 1300 r.) wykazuje zgodnoœæ z uk³adem cienkopokrywowego zuskokowania monokliny przedsudeckiej oraz podœcielaj¹cych je soli cechsztyñskich. Te wspó³zale¿noœci rzucaj¹ nowe œwiat³o na zagadnienie czwartorzêdowej morfotektoniki drena¿u rzecznego Œrodkowego Nadodrza w oparciu o istotny w niej udzia³ wspó³czesnej reaktywacji struktur halotekto-nicznych w obrêbie przesuwczej strefy dyslokacyjnej Œrodkowej Odry (NW–SE) i równole¿nikowych struktur pod³o¿a le¿¹cych w obrêbie fotolineamentu Tachov–Piñsk.
Morfologia. Stara Odra przed rokiem 1300 na odcinku
pomiêdzy Chobieni¹ a G³ogowem przep³ywa³a przez œrod-kow¹ czêœæ obecnej Równiny Grêbocickiej. Za obecn¹ miejscowoœci¹ Orsk skrêca³a na NW i p³ynê³a zgodnie ze wspó³czesnym kana³em Czarna, kana³em po³udniowym, rzek¹ Czarn¹a nastêpnie z górnym odcinkiem rzeki Rudna. Odra op³ywaj¹c od po³udnia obecny Ostrów Tumski w G³ogowie ³¹czy³a siê z Barycz¹ (swoim prawobrze¿nym dop³ywem) po zachodniej stronie tej wyspy. Funkcjonowa-nie w tym miejscu dogodnych do przeprawy brodów,przy wystêpowaniu mokrade³ i bagien w obszarze le¿¹cym powy¿ej,w znacznym stopniu podnosi³o wagê strategiczn¹ g³ogowskiego grodu w systemie obronnym powstaj¹cego w œredniowieczu pañstwa piastowskiego.
Geologia. Odra w rejonie G³ogowa wraz z Barycz¹
p³yn¹ w obrêbie „równole¿nikowej” pradoliny g³ogo-wsko-baruckiej (o rzêdnej wysokoœci 70–120 m n.p.m.), któr¹ w okresie glacifazy leszczyñskiej zlodowacenia pó³nocnopolskiego wody fluwioglacjalne i fluwialne by³y odprowadzane w kierunku morza Pó³nocnego. Wczeœniej, w okresie zlodowaceñ po³udniowopolskich i œrodkowopol-skich, teren ten stanowi³ obszar alimentacyjny osadów allochtonicznych (czwartorzêdowych i górnej czêœci osa-dów neogenu — po pok³ad wêgla brunatnego Henryk) zde-ponowanych i zaburzonych glacitektonicznie na po³udniu — w obrêbie wzgórz Dalkowskich (fragment Wa³u Œl¹skiego). Osady czwartorzêdowe o mi¹¿szoœci 40– 60 m (sporadycznie przekraczaj¹ce 100 m) charakteryzuj¹ siê du¿¹ zmiennoœci¹ litologiczn¹, co warunkowa³y z³o¿one procesy erozji, sedymentacji i deformacji w œrodowisku lodowcowym, wodnolodowcowym i rzecznym (Markie-wicz, 2003b). Tutejsze osady paleogenu i neogenu, prze-kraczaj¹ce niekiedy 400 m mi¹¿szoœci, stanowi¹ najpe³niej wykszta³cony profil osadów tego wieku w Polsce zachod-niej (m.in. Dyjor, 1978). Sk³adaj¹ siê na nie lokalnie zacho-wane osady eoceñskie, utwory oligoceñskie, osady miocenu i osady tzw. serii Gozdnicy wieku plioceñskiego (lokalnie zachowane w rynnach subglacjalnych jako mate-ria³ redeponowany). Przez omawiany obszar przebiega po³udniowa odnoga kenozoicznej œrodkowoeuropejskiej strefy subsydencji (Garetsky i in., 1999), która w tym rejo-nie by³a obni¿ana od miocenu (Dyjor, 1993).
W pod³o¿u osadów kenozoicznych wystêpuj¹ ska³y pokrywy permsko-mezozoicznej monokliny przedsudec-kiej zapadaj¹ce pod k¹tem 2–6oku NE. Kompleks ska³ tria-sowych reprezentowany jest przez dolny, œrodkowy i górny pstry piaskowiec oraz wapieñ muszlowy o ³¹cznej mi¹¿szoœci dochodz¹cej do ponad 800 m. Ni¿ejleg³e osady cechsztyñskie reprezentowane s¹ przez utwory wszystkich czterech cyklotemów. Obecnoœæ utworów chlorkowych w postaci najstarszej soli kamiennej (Na1) na ca³ym omawia-nym obszarze oraz dodatkowo m³odszych soli w rejonie zachodnim w znacz¹cy sposób zwiêkszaj¹ sumaryczn¹ mi¹¿szoœæ osadów cechsztyñskich: od ok. 250–300 m w czêœci E do ok. 500 m w czêœci W. W rejonie Równiny Grê-bocickiej mi¹¿szoœæ soli Na1 jest powa¿nie zró¿nicowana, a skala zmian siêga 170 m na odcinku ok. 1,5 km. Wystê-puj¹ tu cia³a solne o koncentrycznym uk³adzie izopachyt oraz wyd³u¿one i uszeregowane linijnie wa³ki solne o kie-runkach: NNE–SSW, NW–SE i W–E. W bezpoœrednim s¹siedztwie tych cia³ wystêpuj¹ obszary pozbawione soli, wzglêdnie o silnie zredukowanych mi¹¿szoœciach (Mar-kiewicz, 1995). Równie¿ w rejonie Nowej Soli obserwuje siê znacz¹ce, raptowne zmiany mi¹¿szoœci soli wszystkich cyklotemów. Szczególnie wyraŸnie jest to widoczne w poziomie soli Na1 (od 13,8 do 328,0 m) i soli Na3 (od 23,5 do 350,0 m), gdzie obserwuje siê wa³ki o przebiegu NW–SE (Markiewicz & Piotrowski, 1999; Markiewicz & Kraiñski, 2002). Poni¿ej utworów cechsztyñskich wystêpuje kom-pleks utworów czerwonego sp¹gowca o mi¹¿szoœci ok. 700 m, pod którym stwierdzono osady dolnokarboñskie przy-krywaj¹ce krystalinik Œrodkowej Odry.
Omawiany obszar œrodkowej czêœci monokliny przed-sudeckiej le¿y na skrzy¿owaniu przesuwczej strefy Odry (NW–SE) z transeuropejskim uskokiem przesuwczym TEF („równole¿nikowym”). W budowie blokowej pokry-wy permsko-mezozoicznej maj¹ swój udzia³ m³ode — za³o¿one w póŸnym triasie (Tarnowski, 1977; Grocholski, 1991) — rowy tektoniczne: Chruœcina–Nowa Wieœ
(NNE–SSW), Chobienia–Rawicz (WSW–ENE) oraz
Nowej Soli (NW–SE), które s¹ za³o¿one na starszych i g³êbszych uskokach (D¹browski, 1980; Deczkowski & Gajewska, 1980; Graniczny i in., 1991). Te struktury nega-tywne typu „tulipanowego” s¹ wynikiem transtensji w obrêbie ww. strefy Odry i TEF. Powsta³y one w obrêbie sztywnego nadk³adu soli w postaci w¹skich, d³ugich rowów tektonicznych i przylegaj¹cych od po³udnia (dla struktur o kierunku NW–SE i W–E) szeregiem pó³rowów (ulegaj¹cym rotacji w w¹skich blokach miêdzyuskoko-wych) oraz wspó³towarzysz¹cych wa³ków solnyich (Mar-kiewicz, 2003a). Z tego te¿ wzglêdu mo¿na uznaæ, ¿e rejon Trzebnica–Milicz–Ostrzeszów (wschodni odcinek Wa³u Œl¹skiego i pradoliny g³ogowsko-baruckiej) oraz rejon Ko¿uchów–Nowa Sól–G³ogów (Wzgórza Dalkowskie i przyleg³y od pó³nocy odcinek zachodni wy¿ej wymienio-nej pradoliny) le¿¹ w obrêbie zapadlisk z odci¹gania. Nato-miast rejon miêdzy Grêbocicami a Rudn¹ (wzgórza Polkowickie — wschodnia czêœæ wzgórz Dalkowskich oraz przyleg³a od pó³nocy czêœæ ww. pradoliny) le¿y w 1077
Przegl¹d Geologiczny, vol. 52, nr 11, 2004
*Centrum Badawczo-Projektowe Miedzi , CUPRUM Sp. z o.o. (OBR), pl. 1-go Maja 1/2, 50-136 Wroc³aw; a.markie-wicz@cuprum.wroc.pl
obrêbie po³udniowego zakoñczenia ekstensyjnego rowu Chruœcina–Nowa Wieœ (NNE–SSW).
Uk³ad drena¿u rzecznego Œrodkowego Nadodrza.
Przebieg Odry i Baryczy na wschód od G³ogowa wykazuje wyraŸn¹ zbie¿noœæ z przebiegiem uskoków (w kierunkach NNE–SSW i WSW–ENE) tworz¹cych rowy i pó³rowy (odpowiednio rowu Chruœcina–Nowa Wieœ i rowu Chobie-nia–Rawicz) oraz wspó³towarzysz¹cych u ich podstawy wyd³u¿onych i uszeregowanych linijnie wa³ków solnych. Te same strukturalne uwarunkowania przebiegu Odry obserwuje siê na jej odcinku pomiêdzy G³ogowem a Now¹ Sol¹, gdzie p³ynie ona w obrêbie rowu tektonicznego Nowej Soli (NW–SE). W rejonach krzy¿owania siê ró¿no-kierunkowych rowów (np. rowu Chruœcina–Nowa Wieœ (NNE–SSW) i Chobienia–Rawicz (WSW–ENE) Odra mia³a charakter meandruj¹cy.
Podsumowanie
Analiza strukturalna zachodniej czêœci Œrodkowego Nad-odrza pozwala stwierdziæ, ¿e przebieg rynien subglacjalnych, jak równie¿ naturalny bieg Odry i Baryczy (sprzed 1300 r.), koreluje siê z cienkopokrywowym uk³adem blokowo-usko-kowym monokliny przedsudeckiej, który warunkowany jest wystêpowaniem cechsztyñskich utworów solnych (Markie-wicz, 1999; Markiewicz & Piotrowski, 1999).
Zwi¹zek koryta Odry (kszta³tuj¹cego siê w ostatnich 5 tys. lat, po zasadniczym podniesieniu siê bazy erozyjnej) ze struk-turami pod³o¿a wskazuje na ruchy soli cechsztyñskich równie¿ wspó³czeœnie w obrêbie reaktywowanych przesuwczych stref dyslokacyjnych: Œrodkowej Odry (NW–SE) i równole¿niko-wych struktur pod³o¿a le¿¹cych w obrêbie fotolineamentu Tachov–Piñsk. Ruchy te s¹ pochodn¹ regionalnej kompresji w nadk³adzie soli (w piêtrze górnopermsko-mezozoicznym) w kierunku N–S z odchyleniem NNE–SSW (Jarosiñski, 2001; Markiewicz, 2003a). Powinno byæ to uwzglêdniane przy projektowaniu racjonalnego zagospodarowaniu rzeki Odry oraz w pracach maj¹cych na celu zapewnienie bezpie-czeñstwa przeciwpowodziowego Œrodkowego Nadodrza.
Literatura
D¥BROWSKI A. 1980 — System rowów trzeciorzêdowych w obrazie grawimetrycznym. Prz. Geol., 28: 169–172.
DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1980 — Mezozoiczne i trzeciorzê-dowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28: 151–156. DYJOR S. 1978 — Wykszta³cenie i stratygrafia utworów trzeciorzêdo-wych na obszarze LGOM, [W:]Przew. 50 Zj. Pol. Tow. Geol., Zielona Góra 24-26 wrzeœnia 1978.Wyd. Geol.:210–214.
DYJOR S. 1993 — Wybrane problemy zlodowacenia warty w ni¿owej czêœci Dolnego Œl¹ska. Acta Geographica Lodziensia, 65: 35–47.
GARETSKY R., LEVKOV E., SCHWAB G., KARABANOW A., AIZBERG R., GARBAR D., KOCKEL F., LUDWIG A. O.,
LUKKE-ANDERSEN H., OSTAFICZUK S., PALIJENKO V., SIM L., ŒLIAUPA A., SOKO£OWSKI J. & STACKEBRANDT W. 1999 — Main neogeodynamic features of the Baltic Sea depression and adja-cent areas. Tech. Posz. Geol., Geosynoptyka i Geotermia 1/99: 17–27. GRANICZNY M., DOKTÓR S. & KUCHARSKI R. 1991 — Budowa geologiczna strefy waryscydów w pod³o¿u monokliny przedsudeckiej dla okreœlenia perspektyw ropo-gazonoœnoœci. Mapy korelacyjne telede-tekcyjno-geofizyczne. Arch. Zak³. Metod. i Koordy. Prac Kartogr., PIG.
GROCHOLSKI W. 1991 — Budowa geologiczna przedkenozoicznego pod³o¿a Wielkopolski. [W:] Przew. 62 Zjazdu Pol. Tow. Geol., 5–7 wrzeœnia, Poznañ: 7–18.
JAROSIÑSKI M. 2001 — Wspó³czesna kompresyjna reaktywacja Kar-pat i jej zapis w rozk³adzie wspó³czesnych naprê¿eñ (wed³ug breakouts) i przemieszczeñ œródp³ytowych (wed³ug GPS) na terenie Polski. [W:] Zuchiewicz W., Mater. IV Ogólnopolskiej Konf. Neotektonika Polski: Neotektonika, morfotektonika, sejsmotektonika — stan badañ i perspek-tywy rozwoju. Kom. Neotektoniki Kom. Bad. Czwart. PAN, Kraków: 54.
MARKIEWICZ A. 1995 — Halotektonika soli cechsztyñskich w stre-fie dyslokacyjnej Œrodkowej Odry, a zaburzenia glacitektoniczne we Wzgórzach Dalkowskich.[W:]Mater. VIII Symp. Glacitekt., Wyd. Uczel. WSI, Zielona Góra: 175–192.
MARKIEWICZ A. 1999 — Neotektoniczne za³o¿enia kopalnych rynien czwartorzêdowych Œrodkowego Nadodrza (SW Poland). Prz. Geol., 47: 825–830.
MARKIEWICZ A. 2003a — Tektonika cechsztyñskiej soli kamiennej w LGOM i jej znaczenie dla dzia³alnoœci gospodarczej. Arch. Zak³adu Z³ó¿ Rud i Soli AGH, Kraków.
MARKIEWICZ A. 2003b — Halotektoniczne uwarunkowania sedy-mentacji i deformacji osadów kenozoicznych w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej (SW Polska). Zesz. Nauk. Uniw. Zielono-górskiego,130, Wydz. In¿. L¹dowej i Œrodowiska, Budownictwo, 42, Zielona Góra:115–124.
MARKIEWICZ A.& KRAIÑSKI A. 2002 — Neotektoniczna reakty-wacja struktur halotektonicznych a zaburzenia glacitektoniczne w stre-fach marginalnych zlodowaceñ plejstoceñskich na przyk³adzie wzgórz Dalkowskich (SW Polska). [W:] Mater. IX Symp.Glacitektoniki, Zesz. Nauk. Uniw. Zielonogórskiego, 129, Wydz. In¿. L¹dowej i Œrodowiska Budownictwo, 37, Zielona Góra: 123–142.
MARKIEWICZ A. & PIOTROWSKI A. 1999 — Wp³yw tektoniki soli cechsztyñskich na wspó³czesn¹ morfologiê Œrodkowego i Dolnego Nadodrza. Prz. Geol., 47: 937–941.
TARNOWSKI H. 1977 — Zmiana mi¹¿szoœci utworów permu i triasu w obrazie rejestracji geofizycznych w wybranych strefach basenu permskiego i ich wp³yw na akumulacjê wêglowodorów (cz. I). Prz. Geol., 25: 23–26.
1078
