Streszczenie
1
Wstęp 1
Metodyka 3
Ediakarska ekstensja ryftowa 6
Kambryjsko-ordowickie baseny poryftowe 10
Zapadlisko przedgórskie kaledonidów 10
Konkluzje 16
Literatura 17
Abstract
23
Załączniki
Zał. 1Poprawa P., Radkovets N., Rauball J., 2018. Ediacaran-Paleozoic subsidence history of the Volyn-Podillya-Moldavia basin (Western and SW Ukraine, Moldavia, NE Romania). Geological Quarterly, 2018, vol. 63, No 3 (w druku).
Zał. 2
Poprawa P., 2006. Neoproterozoiczny rozpad superkontynentu Rodinii/Pannotii – zapis w rozwoju basenów osadowych na zachodnim skłonie Baltiki. W: Matyja H. i Poprawa P. (red.), Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego
segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace
Państwowego Instytutu Geologicznego, 186: 165-188.
Zał. 3
Poprawa P., 2006. Rozwój kaledońskiej strefy kolizji wzdłuż zachodniej krawędzi Baltiki oraz jej relacje do basenu przedpola. W: Matyja H. i Poprawa P. (red.), Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państwowego Instytutu
Geologicznego, 186: 189-214.
Zał. 4
Poprawa P., Pacześna J., 2002. Rozwój ryftu w późnym neoproterozoiku-wczesnym paleozoiku na lubelsko-podlaskim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego – analiza subsydencji i zapisu facjalnego. Przegląd Geologiczny, 50(1): 49-63. Zał. 5
Poprawa P., Šliaupa S., Stephenson R.A., Lazauskienė J., 1999. Late Vendian-Early Palaeozoic tectonic evolution of the Baltic Basin: regional implications from subsidence analysis. Tectonophysics, 314: 219-239.
Streszczenie
Wstęp
W neoproterozoiku i wczesnym paleozoiku na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego powstał rozległy system wzajemnie powiązanych genetycznie basenów osadowych, niekiedy określany jako system basenów pery-Tornquista. Tworzyły one pokrywę osadową rozciągającą się od Morza Czarnego do południowo-zachodniej Skandynawii (Fig. 1). Ich rozwój był ściśle związany z procesami tektonicznymi zachodzącymi w obszarze położonym na zachód od krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, obecnie zajmowanym przez strefę szwu transeuropejskiego (TESZ).
Istnienie w obrębie tego systemu indywidualnych, rozległych depocentrów oraz procesy waryscyjskiego wypiętrzania i erozji spowodowały powstanie na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego regionalnych jednostek, wyróżnianych jako basen bałtycki, basen lubelsko-podlaski oraz basen wołyńsko-podolsko-mołdawski (Fig. 1). W neoproterozoiku z systemem basenów pery-Tornquista genetycznie powiązany był ponadto aulakogen Orsza-Wołyń, rozciągający się w kierunku prostopadłym do krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego.
System neoproterozoiczno-dolnopaleozoicznych basenów osadowych na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego cechuje się spójną architekturą facjalną (Fig. 2). W pierwszej fazie ich rozwoju na archaiczno-mezoproterozoicznym podłożu krystalicznym lokalnie, w rowach tektonicznych aulakogenu Orsza-Wołyń, deponowane były klastyczne osady formacji poleskiej, głównie piaskowce (Mahnatsch i in., 1976; Bogdanova i in., 1997). W kolejnej fazie rozwoju tego aulakogenu doszło do rozwoju intensywnego trapowego wulkanizmu kontynentalnego oraz depozycji
Figura 1
Lokalizacja omawianego obszaru na tle głównych geologicznych struktur Europy centralnej i północnej. BB – basen bałtycki. BLP – basen lubelsko-podlaski. BWPM – basen wołyńsko-podolsko-mołdawski. KP – kaledonidy pomorskie. TESZ – strefa szwu transeuropejskiego.
Figura 2
Syntetyczny profil litostratygraficzny neoproterozoiczno-dolnopaleozoicznej
pokrywy osadowej w zachodniej części kratonu wschodnioeuropejskiego (oparty głównie o profil basenu lubelsko-podlaskiego) wraz z głównymi fazami ewolucji tektonicznej basenu (wg: Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa, 2010).
klastycznych utworów osadowych, w tym utworów piroklastycznych (Fig. 2; Juskowiakowa, 1971; Mahnatsch i in., 1976; Ryka, 1984; Bakun-Czubarow i in., 2000). Najwyższą część profilu neoproterozoiku stanowią płytkomorskie utwory klastyczne, w przewadze o drobnej frakcji uziarnienia (Fig. 2; Areń, 1982; Pacześna, 2006, 2010, 2014).
Profil utworów dolnego i środkowego kambru budują utwory klastyczne, głównie płytkomorskie piaskowce i mułowce (Fig. 2; Areń i Lendzion, 1978; Jaworowski, 1997). Górny kambr zachodniego basenu bałtyckiego stanowią natomiast łupki bitumiczne, lokalnie kontynuujące się do tremadoku (Szymański, 2008). Na pozostałym obszarze ten przedział czasu geologicznego reprezentowany jest przez hiatus. Niewielkiej miąższości pakiet utworów ordowickich zbudowany jest natomiast z utworów klastycznych i węglanowych (Fig. 2; Modliński i Szymański, 1997, 2008).
Występowanie utworów landoweru ograniczone jest do basenu bałtyckiego, obniżenia podlaskiego i północnej części regionu lubelskiego i są tu one reprezentowane w dolnej części przez iłowce bitumiczne, lokalnie zastępowane obocznie przez wapienie, zaś w wyższej części przez iłowce i mułowce (Modliński i in., 2006). Wyżej w profilu syluru występuje bardzo dużej miąższości monotonny kompleks tworów ilasto-mułowcowych, częściowo marglistych, niekiedy węglanowych (Fig. 2; Modliński i in., 2006).
Tektoniczna geneza i rozwój omawianego systemu basenów osadowych oraz ich związek z procesami zachodzącymi w obszarze obecnie zajmowanym przez TESZ były przedmiotem licznych badań. Zagadnienie to badano z zastosowaniem analizy subsydencji i modelowań tektonicznych (Poprawa i in., 1999, 2018a, 2018b; Greiling i in., 1999; Poprawa i Pacześna, 2002; Lazauskienė, 2002; Poprawa, 2006a, 2006b; Eriksson, 2012), badań sedymentologicznych (Jaworowski, 2000a, 2000b; Pacześna i Poprawa, 2005; Pacześna,
2006, 2014) oraz analiz paleobioprowincjonalizmu fauny dolno-paleozoicznej (Jachowicz, 2000; Szczepanik,
2000;
Vecoli i Samuelsson, 2001; Cocks, 2002; Samuelsson i in., 2002). Ponadto istotny wkład w rozpoznanie rozwoju systemu basenów pery-Tornquista wniosły badania obszarów źródłowych dla materiału detrytycznego (Giese i in., 1994, 2001; Dallmeyer i in., 1999; Belka i in., 2000, 2002; Poprawa i in., 2006a; Krzemiński i Poprawa, 2006; Żelaźniewicz i in., 2009) oraz badania geochemiczne skał magmowych (Białowolska i in., 2002; Bakun-Czubarow i in., 2002; Emetz i in., 2004; Krzemińska, 2005), a także badania geofizyczne (Lassen i in., 2001; Poprawa i in., 2006b; Krzywiec i in., 2014, 2018; Mazur i in., 2015, 2016, 2018). Rekonstrukcje tektoniczne oraz paleogeografia tego obszaru dokumentowane były również badaniami paleomagnetycznymi (Torsvik i in., 1996; Torsvik i Rehnström, 2001, 2003).
Niniejsza praca stanowi omówienie neoproterozoiczno-wczesnopaleozoicznego ewolucji basenów osadowych na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego oraz przyległej części TESZ, głównie w aspekcie mechanizmów tektonicznych kontrolujących ich rozwój. Jest ona kompilacją wzajemnie uzupełniających się pięciu artykułów o spójnym podejściu metodycznym, których zakres obejmuje cały obszar zachodniego skłonu kratonu wschodnioeuropejskiego (Poprawa i in., 1999, 2018a; Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa, 2006a, 2006b).
Metodyka
W celu określenia genezy omawianych basenów i ustalenia tektonicznych mechanizmów ich rozwoju zastosowano jednowymiarową analizę subsydencji. Jest to metoda rutynowo stosowana w analizie basenów sedymentacyjnych (np. Steckler i Watts, 1978; Allen i Allen, 1990), w tym także w odniesieniu do basenów dolnopaleozoicznych (Bond i in., 1984; Levy i Christie-Blick, 1991; King, 1994; Kominz, 1995; Waldron i in., 1996; Poprawa i in., 1999; Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa, 2006a, 2006b). Metoda analizy subsydencji przyjmuje, że określone tektoniczne typy basenów charakteryzują się specyficznymi, indykatywnymi kształtami krzywych subsydencji tektonicznej (Fig. 3A). Dotychczasowe doświadczenia na świecie pokazują, że takie podejście można efektywnie stosować szczególnie w odniesieniu do basenów ryftowych, pasywnych brzegów kontynentalnych, zapadlisk przedgórskich, basenów przesuwczych oraz basenów intrakratonicznych (Fig. 3B ; np. McKenzie, 1978; Falvey i Middleton, 1981; Angevine i in., 1990; King, 1994; Busby i Ingersoll, 1995; Oszczypko, 2006).
W analizowanym przypadku analizę subsydencji tektonicznej wykonano dla łącznie 85 otworów lub profili syntetycznych, w tym dla 4 profili z SW Skandynawii i strefy duńsko-niemieckiego szelfu bałtyckiego (Fig. 4A), 20 profili z polskiej części basenu bałtyckiego oraz 25 profili z jego części obejmującej Litwę, Łotwę i Estonię (Fig. 5A), następnie 15 profili z basenu lubelsko-podlaskiego (Fig. 6A) oraz 21 profili z basenu wołyńsko-podolsko-mołdawskiego (Fig. 7A).
W procedurze jednowymiarowej analizy subsydencji (backstripping) usuwany jest efekt izostatycznej reakcji na obciążenie litosfery, spowodowane narastającą w czasie kolumną osadów oraz, a w przypadku morskich zbiorników także kolumną wody. Zastosowane tu podejście przyjmowało w tym zakresie założenia modelu izostazji Airy’ego (np. McKenzie, 1978). Konsekwencje tego założenia w odniesieniu do analizy subsydencji szczegółowo dyskutowano w pracach np. Kinga (1994) oraz Bartona i Wooda (1984) wykazując, że uproszczenia zawarte w takim modelu nie wprowadzają znaczącego błędu przy określaniu tektonicznej składowej subsydencji.
Przeprowadzone analizy uwzględniały również efekt mechanicznej kompakcji osadów pod pływem obciążenia ich nakładem (np. Baldwin i Butler, 1985). Procedura dekompakcji wykonana została z użyciem modelu Sclatera i Christiego (1980), za wyjątkiem pracy dotyczącej basenu
Figura 3
Krzywe subsydencji tektonicznej, reprezentatywne dla poszczególnych typów basenów sedymentacyjnych oraz poszczególnych, tektonicznych mechanizmów basenotwórczych.
A
A – uproszczone krzywe, ilustrujące przebieg subsydencji tektonicznej charakterystyczny dla basenów ekstensyjnych, przesuwczych oraz zapadlisk przedgórskich (wg: Kneller, 1991; King, 1994).
B – przykłady krzywych subsydencji tektonicznej dla basenów o różnej genezie tektonicznej (wg: Angevine i in., 1990).
lubelsko-podlaskiego (Poprawa i Pacześna, 2002), gdzie zastosowano algorytm Falveya i Middletona (1981). Wpływ alternatywnych modeli dekompakcji na uzyskiwane wyniki analizowano w artykule Poprawy i Pacześnej (2002) wykazując, że dopuszczalny zakres zmienności tego czynnika ma ograniczony wpływ na charakter uzyskiwanych krzywych subsydencji oraz na ich interpretację.
Analiza subsydencji wymaga zdefiniowania stratygrafii osadów wypełniających basen w kategoriach geochronologicznych. Prace składające się na niniejszą rozprawę doktorską powstawały w czasie, kiedy tabele stratygraficzne kilkukrotnie modyfikowano. W efekcie numerycznie wyrażone wieki granic poszczególnych jednostek stratygraficznych, na które dzielono neoproterozoiczno-dolnopaleozoiczną pokrywę osadową analizowanych basenów, różniły się w pewnym zakresie pomiędzy poszczególnymi, uwzględnianymi tu pracami. W odniesieniu do basenu bałtyckiego stosowano wieki numeryczne wg tabeli Harlanda i in. (1990) (Poprawa i in., 1999) oraz Gradsteina i Ogga (1996) (Poprawa, 2006a, 2006b), w odniesieniu do basenu lubelsko-podlaskiego wg Gradsteina i Ogga (1996) (Poprawa i Pacześna, 2002; , Poprawa, 2006a, 2006b), zaś w odniesieniu do basenu wołyńsko-podolsko-mołdawskiego wg Cohena i in (2013) (Poprawa i in., 2018a).
W odniesieniu do obszaru prowadzonych badań wrażliwość wyników analizy subsydencji na dopuszczalną zmienność wieków numerycznych, przyjmowanych wg alternatywnych tabeli stratygraficznych, badano w pracach Poprawy i in. (1999) oraz Poprawy i Pacześnej (2002). Pozwoliły one wykazać, że wpływ tego czynnika na kształt krzywych subsydencji oraz interpretację wyników analiz jest niewielki.
Analiza subsydencji jest metodą wrażliwą na ewentualne błędy w podziale stratygraficznym osadowego wypełnienia basenu. W przypadku badanych basenów niepewność co do poprawności i precyzji podziału stratygraficznego dotyczy głównie osadów neoproterozoiku i kambru. Zagadnienie to zostało szczegółowo omówione w odniesieniu do poszczególnych basenów w pracach składających się na niniejszą rozprawę doktorską (Poprawa i in., 1999, 2018a; Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa, 2006a, 2006b). Zwrócić należy uwagę, że stanowi ono problem głównie w odniesieniu do basenu wołyńsko-podolsko-mołdawskiego. W określeniu wieku spągu analizowanej kolumny osadów przydatne były izotopowe datowania stropu kompleksu wulkanogenicznego w podłożu basenu metodami U-Pb na cyrkonach (Compston i in., 1995; Shumlyanskyy i Andréasson, 2004; Shumlyanskyy i in., 2007; Poprawa i in., 2018b) oraz 40Ar/39Ar na całej skale (Elming i in., 2007).
W rekonstrukcji historii subsydencji tektonicznej uwzględniono również zmiany batymetrii w czasie geologicznym, opierając się głównie na kryteriach facjalnych. Ilościowe określanie paleobatymetrii zbiornika jest trudne i zawsze obarczone dużym zakresem możliwego błędu. Niemniej jednak w analizowanych przypadkach zmiany batymetryczne w czasie geologicznym, odnoszące się do środowisk dyspozycyjnych o umiarkowanej głębokości, są w większości przypadków równoczesne z przyrostem osadów o dużej miąższości. W efekcie powyższego możliwe błędy w określaniu paleobatymetrii nie mają znaczącego wpływu na uzyskiwane wyniki i ich interpretację. Założenia paleobatymetryczne są szczegółowo omówione w poszczególnych pracach, składających się na niniejszą rozprawę doktorską (Poprawa i in., 1999, 2018a; Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa, 2006a, 2006b).
Analizę susbydencji tektonicznej przeprowadzono z wykorzystaniem programu komputerowego BasinMod 1-D. Lokalizacja analizowanych profili otworów wiertniczych, lub profili
syntetycznych, jest przedstawiona na Figurach 4A-7A. Przykładowe wyniki przeprowadzonych analiz przedstawiono natomiast na Figurach 4B-7B.
Ediakarska ekstensja ryftowa
Rozwój pokrywy osadowej zachodniego skłonu kratonu wschodnioeuropejskiego rozpoczyna depozycja piaszczystych utworów formacji poleskiej (Mahnatsch i in., 1976). Utwory te, osiągające miąższość do 1000 m, deponowane były głównie w aulakogenie Orsza-Wołyń (Fig. 1) w obrębie rowów tektonicznych, które interpretowano jako struktury ryftowe (Bogdanova i in., 1997, 2008). Wiek formacji poleskiej, a zatem też czas pierwszej fazy ryftowania w obrębie tej części kratonu wschodnioeuropejskiego jest trudny do ustalenia. W tradycyjnej literaturze najczęściej formację tą zalicza się do mezo- i/lub neoproterozoiku, bądź też ryfeju (Pożaryski i Kotański, 1979; Bogdanova i in., 1997, 2008; Żelaźniewicz i in., 1997).
Jednakże datowania detrytycznych łyszczyków z piaskowców formacji poleskiej mogą wskazywać na zdecydowanie młodszy wiek tej formacji. Wiek detrytycznych łyszczyków określono metodą K/Ar na 700-770 mln lat (Semenenko, 1968), choć z uwagi na metodykę datowań i niską jakość aparatury badawczej należy go traktować z dużą dozą ostrożności. Niemniej jednak stanowi on przesłankę wskazującą, że utwory te mogą zaliczać się do środkowego lub górnego neoprotoerozoiku (Poprawa, 2006a), tj. kriogenu i/lub ediakaru. Fazę ryftowania zbliżonego wieku (750-650 mln lat; Andréasson, 1994) stwierdzono w strefie położonej na północno-zachodnim, tj. na skandynawskim brzegu Baltiki. Brak odpowiedniej kontroli stratygraficznej uniemożliwia uwzględnienie tej formacji w ilościowej analizie subsydencji.
Kolejna, główna faza ryftowania, zachodząca zarówno wzdłuż zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, jak i w aulakogenie Orsza-Wołyń, miała miejsce w późnym ediakarze. Wyraża się ona m.in. ówczesną intensywną, syn-ryftową subsydencją tektoniczną, a pośrednio również obecnością zjawiska późniejszej, poryftowej subsydencji termicznej (Fig. 2, 4B-7B, 8A), która stanowiła konsekwencję ryftowej ekstensji oraz przegrzania litosfery. Charakterystyczny przebieg subsydencji tektonicznej, indykatywny dla późnoediakarskiego ryftowania (por. Fig. 3A, 3B), obserwowany jest wzdłuż całego zachodniego skłonu kratonu wschodnioeuropejskiego (Fig. 4B-7B; Poprawa i in., 1999, 2018a; Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa, 2006a, 2006b). W basenie wołyńsko-podolsko-mołdawskim taki wzór sybsydencji jest czytelny przede wszystkim dla tych profili, w których osady środkowego i górnego kambru nie zostały zerodowane w czasie wypiętrzania na przełomie kambru i ordowiku (Poprawa i in., 2018a). Jako że intensywność syn-ryftowej subsydencji narasta w całym analizowanym obszarze ze wschodu na zachód, tj. ku krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, oś głównej strefy ryftowej należy lokalizować bezpośrednio na zachód od ww. krawędzi. Współczynniki ekstensji, obliczone na podstawie krzywych subsydencji, zawierają się w przedziale od 1,11 we wschodniej części depresji podlaskiej do 1,28 w zachodniej części lubelskiego skłonu kratonu wschodnioeuropejskiego (Poprawa, 2006a).
Na początkowym etapie późnoediakarskiej fazy ryftowania deponowane były gruboziarniste zlepieńce i piaskowce o genezie aluwialnej, po czym wzdłuż alulakogenu doszło do intensywnej aktywności magmowej i wylewów bazaltów, przewarstwiających się z tufami i aglomeratami (Pacześna, 2006). Utwory te na Białorusi i Ukrainie zaliczane są do serii wołyńskiej, zaś w Polsce wyróżniane są jako formacja sławatycka (Mahnatsch i in., 1976; Pacześna, 2014).
Charakterystyka geochemiczna i petrologiczna neoproterozoicznych bazaltów oraz stowarzyszonych innych skał magmowych i piroklastycznych wskazuje na ich ryftowe pochodzenie
(Białowolska i in., 2002; Bakun-Czubarow i in., 2002; Emetz i in., 2004; Krzemińska, 2005; Shumlyanskyy i in., 2007; Shumlyanskyy, 2016). Czas zakończenia tej fazy ekstensji i ryftowania określono na do 551 mln lat do około 580-590 mln za pomocą radiometrycznych datowań skał
Figura 4
Wyniki jednowymiarowej analizy subsydencji dla południowo-zachodniej Skandynawii i szelfu niemiecko-duńskiego. A – Lokalizacja analizowanych otworów wiertniczych lub profili syntetycznych. B – zestawienie przykładowych krzywych subsydencji tektonicznej.
magmowych i piroklastyków metodami U/Pb na cyrkonach (Compston i in., 1995; Shumlyanskyy i Andréasson, 2004), Ar/Ar na całej skale (Elming i in., 2007) i K/Ar na całej skale (Sokolov i Fedonkin, 1990; Velikanov i Korenchuk, 1997; Savchenko i in., 1984). Natomiast początek omawianej fazy ryftowania i towarzyszącej jemu aktywności magmowej podobnymi metodami ustalono na około 567 Ma (Poprawa i in., 2018b). Zatem omawiane ryftowanie to można określić jako późnoediakarskie.
Figura 5
Wyniki jednowymiarowej analizy subsydencji dla basenu bałtyckiego. A – Lokalizacja analizowanych otworów wiertniczych. B – zestawienie przykładowych krzywych subsydencji tektonicznej.
Koncepcja ryftowej ekstensji w systemie basenów pery-Tornquista, prowadzącej do powstania synryftowych rowów tektonicznych, znajduje też potwierdzenie w rezultatach badań geofizycznych. Wysokiej jakości głęboki, refleksyjny przekrój sejsmiczny o przebiegu NW-SE, wykonany w basenie lubelsko-podlaskim, wykazał obecność ekstensyjnego uskoku listrycznego, powodującego powstanie popółrowu tektonicznego o głębokości 7-8 km w obrębie krystalicznego podłoża paleo- do mezoproterozoicznego (Krzywiec i in., 2018). Rów ten rozwijał się w późnym neoproterozoiku, najprawdopodobniej w późnym ediakarze i przypuszczalnie wypełniony jest sekwencją klastyczno-wulkaniczną tego wieku (Krzywiec i in., 2018). Obecność podobnych ekstensyjnych rowów tektonicznych wieku neoproterozoicznego wykazały głębokie, refleksyjne przekroje sejsmiczne w południowo-zachodniej części basenu bałtyckiego (Lassen i in., 2001). Powyższe interpretacje przekrojów sejsmicznych są zatem zgodne z wnioskami wynikającymi z interpretacji krzywych subsydencji tektonicznej oraz analiz geochemicznych i geochronologicznych neoproterozoicznych magm i tufitów.
W rejonie bałtyckim stwierdzono ponadto, że ryftowa krawędź kratonu znajdywała się prawdopodobnie dalej ku zachodowi niż obecna linia Teisseyrea-Tornquista (Poprawa, 2006a). Wskazują na to m.in. badania petrograficzne materiału piaszczystego, który dostarczany był w najpóźniejszym ediakarze oraz najwcześniejszym kambrze do basenu bałtyckiego z zachodu (Sikorska, 2000; Jaworowski i Sikorska, 2003), jak również datowania izotopowe detrytycznych cyrkonów (U/Pb) z ww. piaskowców (Poprawa i in., 2006a). Do podobnych wniosków prowadzi analiza danych geofizycznych dla strefy Koszalin-Chojnice i Pomorza Zachodniego (Mazur i in., 2016).
Wyniki analizy subsydencji wykazują, że procesy ekstensji i główne depocentra ryftowe rozwijały się, oprócz aulakogenu Orsza-Wołyń, również w obrębie strefy znajdującej się na zachód od krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, tj. w obszarze zajmowanym obecnie przez strefę TESZ, oraz w przyległym basenie bałtyckim, basenie lubelsko-podlaskim i basenie wołyńsko-podolsko-mołdawskim (Poprawa i in., 1999, 2018a; Greiling i in., 1999; Poprawa i Pacześna, 2002, Poprawa, 2006a, 2006b; Eriksson, 2012). Na skrzyżowaniu ryftowych struktur systemu pery-Tornquistra oraz poprzecznej do niego struktury Orsza-Wołyń znajdował się basen lubelsko-podlaski. Pozycja taka pozwala stwierdzić, że w ediakarze obszar ten stanowił strefę węzła potrójnego (Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa i in., 2018b).
Procesy ryftowe, zachodzące wzdłuż zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego doprowadziły do separacji Baltiki od płyty litosferycznej przylegającej do niej wcześniej od zachodu, co w konsekwencji skutkowało powstaniem basenu (oceanu?) Tornquista (Fig. 8A; Poprawa i in., 1999, 2018a; Poprawa i Pacześna, 2002). Natomiast procesy ryftowania w obrębie struktury Orsza-Wołyń zamarły, prowadząc do powstania aulakogenu (Bogdanova i in., 1997, 2008).
Wspomniany powyżej proces separacji płyt litosferycznych wiązał się z rozpadem prekambryjskiego superkontynentu Rodinii/Pannotii (np. Poprawa, 2006A). Koncepcja rozpadu tego superkontynentu wsparta jest powszechnym na świecie występowaniem neoproterozoicznych procesów ryftowych, których kulminacja miała miejsce w okresie 625-550 mln lat. Stwierdzono je w neoproterozoicznych basenach osadowych we wschodniej oraz zachodniej Północnej Ameryce, północno-zachodniej Argentynie, Bliskim Wschodzie, północno-zachodniej Australii, a także północno-zachodnim oraz południowo-zachodnim kratonie wschodnioeuropejskim (Bond i in., 1984; Piper, 1985; Husseini i Husseini, 1990; Levy i Christie-Blick, 1991; Kominz, 1995; Poprawa i in., 1999,
2018a; Greiling i in., 1999; Eriksson, 2012). Procesy ryftowej rekonfiguracji Rodinii w Pannotię zachodziły od 750 (830?) mln lat do około 550 mln lat (Bond i in., 1984; Piper, 1985; Kumpulainen i Nystuen, 1985; Moores, 1991; Dalziel, 1992; Powell i in., 1993; Torsvik i in., 1996; Li i in., 1999; Torsvik i Rehnström, 2001; Meert i Powell, 2001; Kah i Bartley, 2001). Zatem można stwierdzić, że ediakarskie ryfty pery-Tornquista i Orsza-Wołyń rozwijały się w końcowej fazie rozpadu tego superkontynentu. Natomiast inicjalna faza aktywności ryftu Orsza-Wołyń, tj. okres depozycji utworów formacji poleskiej, koreluje się z wcześniejszą fazą niestabilności i rozpadu Rodinii.
Kambryjsko-ordowickie baseny poryftowe
Po fazie późnoediakarskiej szybkiej subsydencji tektonicznej, związanej z ryftową ekstensją, nastąpiła długotrwała tendencja do stopniowego zmniejszania się tempa subsydencji w omawianych basenach (Fig. 4B-7B). W efekcie krzywe subsydencji tektonicznej dla kambru i ordowiku mają charakter typowy dla basenów poryftowych (Poprawa i in., 1999; Poprawa i Pacześna, 2002), w których głównym mechanizmem rozwoju jest subsydencja termiczna, związana ze zwiększaniem się gęstości litosfery w wyniku jej studzenia po ryftowym przegrzaniu (np. McKenzie D., 1978; Steckler i Watts, 1978; Angevine i in., 1990).
W okresie wczesnej fazy poryftowej subsydencji termicznej, tj. pod koniec ediakaru i we wczesnym i środkowym kambrze, tempa subsydencji tektonicznej w zachodniej części basenu bałtyckiego i lubelsko-podlaskiego sięgały 20-35 m/mln lat (Poprawa, 2006a). We wczesnym i środkowym ordowiku tempa subsydencji tektonicznej utrzymywały się w zakresie bardzo niskich wartości, rzędu 2-10 m/mln lat. Analogicznie spadało w czasie tempo depozycji osadów. W późnym ediakarze oraz wczesnym i środkowym kambrze w zachodnich częściach poszczególnych basenów wynosiło ono do około 30-75 m/mln lat, przy czym wyższe wartości odnotowano dla basenu wołyńsko-podolsko-mołdawskiego (Poprawa, 2006a; Poprawa i in., 2018a). W ordowiku tempo depozycji zmniejszyło się do około 2-10 m/mln lat. Malejące w czasie tempo depozycji odzwierciedla stopniowo zamierającą aktywność obszarów źródłowych dla materiału detrytycznego.
Wraz ze spowalnianiem subsydencji w późnym ediakarze, kambrze i ordowiku następowała stopniowo ekspansja lateralna systemu basenów pery-Tornquista oraz basenu Orsza-Wołyń. Równocześnie w basenach tych zamarła aktywność ekstensyjnych uskoków. Zjawiska takie również są indykatywne dla basenów poryftowych, których rozwój zdominowany jest przez subsydencję termiczną (np. Angevine i in., 1990).
Powyższe obserwacje prowadziły do postawienia hipotezy przyjmującej, że w wyniku edikarskiego ryftowania wzdłuż zachodniego skłonu kratonu wschodnioeuropejskiego oraz otwarcia oceanu Tornquista, system basenów sedymentacyjnych pery-Tornquista rozwijał się w kambrze oraz wczesnym i środkowym ordowiku na pasywnym brzegu kontynentalnym Baltiki (Fig. 8B; Poprawa i in., 1999; 2018a; Poprawa i Pacześna, 2002). Koncepcja taka znajduje uzasadnienie również w wynikach badań paleomagnetycznych (Dalziel, 1992; Torsvik i in., 1996).
Zapadlisko przedgórskie kaledonidów
Począwszy od karadoku w tektonicznym rozwoju systemu basenów pery-Tornquista zachodziły zasadnicze zmiany, wyrażające się m.in. zmianą charakteru subsydencji. Późnoorodowickie i sylurskie tempo subsydencji tektonicznej systematycznie wzrasta we wszystkich częściach tego systemu basenów, tworząc krzywe subsydencji o charakterystycznym, „kolanowym” kształcie (Fig.
4B-7B; Poprawa i in., 1999, 2018a; Poprawa i Pacześna, 2002). Taki rozwój subsydencji jest indykatywny dla fleksuralnych zapadlisk przedgórskich (np. King, 1994; Kneller, 1991). Maksymalne wartości tempa subsydencji tektonicznej w sięgały w późnym sylurze nawet 500 m/mln lat.
Figura 6
Wyniki jednowymiarowej analizy subsydencji dla basenu lubelsko-podlaskiego. A – Lokalizacja analizowanych otworów wiertniczych. B – zestawienie przykładowych krzywych subsydencji tektonicznej.
Postulowana powyżej geneza omawianego systemu basenów wyraża się również w ich asymetrycznym kształcie, wynikającym z systematycznego narastania miąższości utworów sylurskich ku zachodowi. W zachodniej części basenu bałtyckiego sylurską fleksurę ku zachodowi uwidaczniają również wyniki badań sejsmicznych (Krzywiec i in., 2014; Tari i in., 2016; Mazur i in., 2016).
Figura 7
Wyniki jednowymiarowej analizy subsydencji dla basenu wołyńsko-podolsko-mołdawskiego. A – Lokalizacja analizowanych otworów wiertniczych. B – zestawienie przykładowych krzywych subsydencji tektonicznej.
Omawiany tu charakterystyczny wzór późnoordowicko-sylurskiej subsydencji tektonicznej stwierdzany jest na całym zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego, który można zatem uznać za ówczesne fleksuralne zapadlisko przedgórskie (Fig. 4B-7B). Podobny charakter subsydencji stwierdzono ponadto w basenach osadowych wschodniej Awalonii (Kneller, 1991; King, 1994; Van Grootel i in., 1997) oraz zachodniej Awalonii (Waldron i in., 1996). Fleksuralne uginanie zachodniego skłonu kratonu wschodnioeuropejskiego jest wiązane z kolizją Baltiki z Awalonią i obciążeniem tektonicznym krawędzi płyty, spowodowanym przez nasunięcie się na nią kaledońskiego orogenu (Fig. 8C-8E; Poprawa i in., 1999, 2018a; Greiling i in., 1999; Poprawa i Pacześna, 2002; Poprawa, 2006b; Lazauskienė i in., 2012; Eriksson, 2012; Tari i in., 2016; Mazur i in., 2018).
Model kaledońskiego zapadliska przedgórskiego znajduje też uzasadnienie w odniesieniu do wyników badań sedymentologiczno-facjalnych, prowadzonych dla basenu bałtyckiego i depresji podlaskiej (Jaworowski, 2000b), dla duńskiego i niemieckiego sektora basenu bałtyckiego (Vejbæk i in., 1994; Maletz i in., 1997; Beier i in., 2000) oraz dla basenu wołyńsko-podolsko-mołdawskiego (Radkovets, 2015; Poprawa i in., 2018a).
Model ten jest ponadto spójny z obserwowanymi zmianami tempa dostawy materiału detrytycznego do basenu i zmianami tempa depozycji. Tempo depozycji w poszczególnych strefach basenu stopniowo wzrasta, osiągając w późnym sylurze w strefach położonych przy krawędzi kratonu bardzo wysokie wartości, lokalnie przekraczające 1000 m/mln lat (Poprawa, 2006b; Poprawa i in., 2018a). Jednocześnie specyfiką basenu jest bardzo duży udział wolumetryczny materiału drobnoklastycznego, tj. mułowców, margli i iłowców (Fig. 2; Modliński i in., 2006). Znaczna część tego materiału pochodzić musiała z zachodu gdyż od wschodu strefa jego depozycji ograniczona była rozległymi platformami węglanowymi, w obrębie których nie stwierdzono dowodów na transfer materiału detrytycznego (Poprawa, 2006b).
Na pochodzenie materiału detrytycznego z zachodu wskazują również badania geochemiczne mułowców i piaskowców (Schovsbo, 2003; Krzemiński i Poprawa, 2006) oraz badania sedymentologiczne (Jaworowski, 2000b). Dostawa materiału z zachodu widoczna jest również w przypadku utworów wenloku na przekroju sejsmicznym w zachodniej części basenu bałtyckiego, gdzie obserwuje się horyzonty sejsmiczne odzwierciedlające struktury sedymentacyjne typu onlap (Krzywiec i in., 2014; Tari i in., 2016; Mazur i in., 2016).
Zatem stopniowy wzrost tempa depozycji wynikać może z kolizyjnego zamykania basenów osadowych, położonych na zachód od obecnej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, które uprzednio mogły przechwytywać część materiału detrytycznego, dostarczanego z wynoszonych i erodowanych obszarów rozwijającej się strefy kolizji (Poprawa, 2006b). Progradacja strefy kolizji, prowadząca do wypiętrzania topograficznego i erozji kolejnych jednostek stwarza efektywny mechanizm dla obserwowanej, bardzo intensywnej dostawy materiału detrytycznego do basenu.
W początkowej fazie rozwoju kaledońskie zapadlisko przedgórskie miało charakter basenu wygłodniałego. W późnym ordowiku i landowerze fleksuralne uginanie zachodniego skłonu kratonu wschodnioeuropejskiego stworzyło przestrzeń akomodacyjną, której nie zdołała wypełnić słaba dostawa materiału detrytycznego. W efekcie w zbiorniku o zwiększonej batymetrii deponowane były w tym czasie małej miąższości osady ilasto-mułowcowe, wzbogacone w substancję organiczną.
Spłycenie basenu w późnym aszgilu, zmiana facji na węglanowe, a także obecność przerw w sedymentacji i rozmyć (lokalnie do wczesnego landoweru), wyrażają globalny spadek poziomu morza (Ross i Ross, 1990) i nie mają komponentu tektonicznego (Poprawa i in., 1999; Podhalańska, 2009). Stopniowa progradacja deformacji i wypiętrzania w strefie kolizji ku wschodowi i SE oraz ich intensyfikacja doprowadziły do depozycji dużej miąższości kompleksu utworów drobnoklastycznych w spłycającym się zbiorniku. Taka ewolucja od stadium wygłodniałego do stadium zapełnienia basenu również jest charakterystyczna dla zapadlisk przedgórskich.
W obrębie górnoordowicko-sylurskiego systemu basenów pery-Tornquista obserwuje się diachronizm intensywnej subsydencji i dostawy materiału detrytycznego z NW ku SE (Poprawa, 2006b). W strefie rowu Oslo duże miąższości osadów, przekładające się na wysokie tempo subsydencji, obserwuje się już w późnym ordowiku (Kristoffersen i in., 2013). W basenie bałtyckim intensywna subsydencja tektoniczna rozpoczyna się w wenloku, zaś w basenie lubelsko-podlaskim i wołyńsko-podolsko-mołdawskim w ludlowie. Diachronizm z NW ku SE wykazuje także pojawianie się materiału detrytycznego grubszej frakcji, w tym deponowanego z prądów zawiesinowych. O ile w południowo zachodniej części basenu bałtyckiego, w rejonie otworu G-14 depozycja piaszczysta rozpoczęła się już w landowerze (Beier i in., 2000), to w rejonie Bornholmu miało to miejsce w wenloku, a w zachodniej części basenu bałtyckiego w ludlowie (Poprawa, 2006b).
W systemie basenów pery-Tornquista widoczny jest też diachronizm depozycji utworów wzbogaconych w substancję organiczną, odzwierciedlający diachronizm fazy wygłodniałej basenu przedgórskiego (Poprawa, 2010). W zachodniej i centralnej części basenu bałtyckiego depozycja taka rozpoczyna się w wyższej części środkowego ordowiku, we wschodniej części basenu bałtyckiego i obniżeniu podlaskim we wczesnym landowerze, zaś w basenie lubelskim i wołyńsko-podolsko-mołdawskim we wczesnym wenloku. Powyższe zjawiska diachronizmu w systemie basenów pery-Tornquista odzwierciedlają skośny charakter kolizji Awalonii z Baltiką (np. Scotese i McKerrow, 1990; Torsvik i in., 1996; Jaworowski, 2000b) oraz progradację deformacji w obrębie strefy kolizji ku południowemu wschodowi (Poprawa, 2006b).
Konwergencja Awalonii i Baltiki znajduje wsparcie w wynikach badań paleomagnetycznych dla Awalonii i Baltiki (np. Torsvik i in., 2009; Torsvik i Renström, 2001, 2003), jak również w paleobioprowincjonalizmie fauny dolnopaleozoicznej (McKerrow i Cocks, 1986; Cocks i Fortey, 1990; Cocks, 2000, 2002; Jachowicz, 2000; Szczepanik, 2000; Vecoli i Samuelsson, 2001; Samuelsson i in., 2002). Konwergencję tą umożliwiała konsumpcja skorupy oceanicznej, oddzielającej obie płyty, której istnienia dowodzą badania geochemiczne górnoordowicko-sylurskich popiołów wulkanicznych, deponowanych w systemie basenów pery-Tornquista. Wskazują one bowiem na to, że źródłem dla popiołów wulkanicznych był magmatyzm w obrębie subdukcyjnego łuku wyspowego, położonego na zachód od Baltiki (Fig. 8C; Huff i in., 1992, 2000; Bergström i in., 1995).
Materiał detrytyczny, erodowany z subdukcyjnego łuku wyspowego stwierdzono ponadto w osadach ordowickich i sylurskich na zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego (Schovsbo, 2003) oraz w ordowickich utworach strefy Rugii (Giese i in., 1994, 2001; McCann, 1998; Giese i Köppen, 2001). Konwergencji obu omawianych płyt dowodzi także obecność w osadach górnego ordowiku strefy Rugii materiału detrytycznego dostarczanego z Baltiki, znajdującego się w nadkładzie osadów o awalońskiej proweniencji (Giese i in., 1994, 1997).
Koncepcja górnoordowicko-sylurskiego zapadliska przedgórskiego na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego wymaga obecności kaledońskiego orogenu w pozycji dziś zajmowanej przez strefę TESZ. Obecność kolizyjnych procesów tektonicznych dowodzą badania mezostrukturalne osadów ordowicko-sylurskich w strefie Koszalin-Chojnice (Tomczyk, 1980;
Pożaryski i in., 1982; Żaba i Poprawa, 2006). Interpretacja badań geofizycznych i modelowania grawimetryczne, przeprowadzone w odniesieniu do zachodniego basenu bałtyckiego, strefy Koszalin-Chojnice i Pomorza Zachodniego, wykazały występowanie na zachód od linii Teisseyrea-Tornquista naskórkowego pasa nasuwczo-fałdowego, nasuniętego na ścienioną płytę kratonu
Figura 8
Model późnoneoproterozoicznej–wczesnopaleozoicznej ewolucji tektonicznej basenów osadowych na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego oraz przyległej strefy szwu transeuropejskiego (wg: Poprawa, 2006a, 2006b). 1 – piaskowce formacji żarnowieckiej (basen bałtycki) oraz formacji Lubmin (otwór Loissin 1, NE Niemcy). 2 – płytkomorskie silikoklastyki oraz węglany basenu bałtyckiego oraz ich ewentualne, lateralne odpowiedniki. 3 – płytkomorskie węglany i silikoklastyki o niewielkiej miąższości (basen bałtycki). 4 – iłowce, mułowce i margle skłonu szelfowego (strefa Koszalin-Chojnice). 5 – głębokomorskie szarowaki i iłowce o znacznej miąższości (strefa Rugii). 6 – iłowce, mułowce i margle skłonu szelfowego o umiarkowanych miąższościach (basen bałtycki). 7 – płytkowodne iłowce, mułowce i margle o bardzo dużych miąższościach (basen bałtycki).
wschodnioeuropejskiego (Mazur i in., 2016). Również w północno-wschodnich Niemczech badania geofizyczne potwierdzają obecność orogenu, nasuniętego na Baltikę (Berthelsen, 1992; Piske i in., 1994; Schlüter i in., 1997; Krawczyk i in., 1999).
Pośrednie przesłanki wskazujące na obecność orogenicznych procesów w obszarze położonym na zachód od Baltiki stanowią wyniki datowań izotopowych materiału detrytycznego, dostarczanego do basenu bałtyckiego i strefy Rugii. Łyszczyki z piaszczystych i pyłowcowych osadów wenloku i ludlowu w zachodnim basenie bałtyckim wykazują wieki K/Ar detrytycznych muskowitów odpowiadające środkowemu i górnemu ordowiku oraz najwcześniejszemu sylurowi, co świadczy o obecności tektono-termicznego zdarzenia tego wieku w ich obszarze źródłowym (Poprawa i in., 2006b). Ponadto w strefie kaledonidów szlezwickich udokumentowano datowaniami 40Ar/39Ar
równowiekowy metamorfizm (Frost i in., 1981; Ziegler, 1990; Katzung, 2001), zaś w strefie Rugii równowiekowe zdarzenia tektoniczno-termiczne (Dallmeyer i in., 1999; Giese i in., 2001), które dobrze wpisują się w model kaledońskich procesów orogenicznych.
Konkluzje
W neoproterozoiku i wczesnym paleozoiku na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego powstał rozległy system wzajemnie powiązanych genetycznie basenów osadowych, określany jako system basenów pery-Tornquista, rozciągający się od Morza Czarnego do Skandynawii. Rozwój tych basenów był ściśle związany z procesami tektonicznymi zachodzącymi w obszarze położonym na zachód od krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, obecnie zajmowanym przez strefę szwu transeuropejskiego.
W późnym neoproterozoiku wzdłuż zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego zachodziły procesy ryftowe (Fig. 8A), najprawdopodobniej związane z rozpadem prekambryjskiego superkontynentu Rodinii/Pannotii. W przybliżeniu równowiekowe ryftowanie zachodziło wzdłuż strefy Orsza-Wołyń, co doprowadziło do powstania węzła potrójnego w rejonie basenu lubelsko-podlaskiego. Procesy ryftowania dokumentowane są charakterystycznymi krzywymi subsydencji tektonicznej, w szczególności obecnością fazy subsydencji synryftowej, magmatyzmem o charakterze ryftowym oraz obecnością ekstensyjnych rów tektonicznych (Fig. 8A).
Ediakarska faza ryftowania doprowadziła do oderwania się płyty przylegającej do kratonu wschodnioeuropejskiego od zachodu i powstania kambryjsko-ordowickiego pasywnego brzegu kontynentalnego Baltiki (Fig. 8B). W najwyższym ediakarze, kambrze oraz wczesnym i środkowym ordowiku rozwój basenów osadowych na zachodnim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego kontrolowany był głównie przez mechanizm poryftowej subsydencji termicznej. Dokumentują ją charakterystyczne krzywe subsydencji tektonicznej, cechujące się stopniowym zmniejszaniem się jej tempa, rozwój facjalny osadowego wypełnienia basenu, a także postępująca równocześnie lateralna ekspansja basenu.
Począwszy od późnego ordowiku następowała kolizja Awalonii i Baltiki, prowadząca do powstania pomorskiej strefy kaledonidów. Proces konwergencji tych płyt wiązał się z konsumpcją skorupy oceanicznej i rozwojem subdukcyjnego łuku wyspowego. Jego aktywność pozostawiła zapis w postaci materiału detrytycznego dostarczanego do basenu oraz w popiołach wulkanicznych, deponowanych na zachodnim skłonie kratonun wschodnioeuropejskiego.
Tektoniczne obciążenie zachodniego skłonu Baltiki spowodowało powstanie rozległego górnoordowicko-sylurskiego, fleksuralnego basenu przedgórskiego, zasilanego w detrytus głównie z kaledońskiej strefy kolizyjnej (Fig. 8C-8E). Taki charakter omawianych basenów dokumentują krzywe subsydencji tektonicznej, geometria asymetrycznego basenu, będącego regionalną fleksurą ku zachodowi, przylegającą do kaledońskiej strefy kolizji, bardzo wysokie maksymalne tempo depozycji
materiału detrytycznego, a lokalnie również depozycyjne struktury typu onlap na zachodniej krawędzi kratonu.
W obrębie górnoordowicko-sylurskiego systemu basenów pery-Tornquista obserwuje się diachronizm intensywnej subsydencji i intensywnej dostawy materiału detrytycznego z NW ku SE. Widoczny jest też diachronizm depozycji utworów wzbogaconych w substancję organiczną, odzwierciedlający diachronizm fazy wygłodniałej basenu przedgórskiego. Powyższe zjawiska odzwierciedlają skośny charakter kolizji Awalonii z Baltiką.
Badania proweniencji detrytusu oraz badania geofizyczne wskazują, że w ediakarze i dolnym paleozoiku Baltika sięgała dalej na zachód niż obecna linia Teisseyrea-Tornquista. Świadczy o tym kratoniczny charakter składu chemicznego osadów dostarczanych w późnym ediakarze i wczesnym kambrze oraz w późnym ordowiku i sylurze do systemu basenów pery-Tornquista z obszarów źródłowych położonych na zachód od linii T-T. Do podobnych konkluzji prowadzą wyniki modelowań grawimetrycznych oraz badań sejsmicznych, dokumentujące występowanie ścienionego, zachodniego skłonu Baltiki w podłożu kaledońskiego pasa nasuwczo-fałdowego.
Literatura
Allen P.A., Allen J.R., 1990. Basin Analysis – Principles and Applications. Blackwell Sci. Publ., Oxford, 451 ss. Andrèasson P.G. ,1994. The Baltoscandian Margin in Neoproterozoic-early Palaeozoic times. Some constraints
on terrane derivation and accretion in the Arctic Scandinavian Caledonides. Tectonophysics, 231 (1-3), 1-32. Angevine Ch.L., Heller P.L., Paola Ch. 1990. Quantitative Sedimentary Basin Modelling. AAPG Continuing
Education Course Note Series, #32, 133 ss.
Areń B., 1982. Rozwój litologiczno-facjalny wendu górnego na obszarze wschodniej Polski. Przegląd Geologiczny, 5, 225-230.
Areń B., Lendzion K., 1978. Charakterystyka stratygraficzno-litologiczna wendu i dolnego kambru. W: Wybrane problemy stratygrafii i litologii wendu oraz dolnego kambru na platformie prekambryjskiej w Polsce. Prace Instytutu Geologicznego, 90, 7-46.
Bakun-Czubarow N., Białowolska A., Fedoryshyn Y., 2002. Neoproterozoic flood basalts of Zabolottya and Babino Beds of the volcanogenic Volhynian Series and Polesie Series dolerites in the western margin of the East European Craton. Acta Geologica Polonica, 52 (4), 481-496.
Baldwin B., Butler C.O. ,1985. Compaction curves. AAPG Bulletin, 69 (4), 622-626.
Barton N., Wood R., 1984. Tectonic evolution of the North sea basin: crustal stretching and subsidence. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 79: 987-1022.
Beier H., Maletz J., Bohnke A., 2000. Development of an Early Palaeozoic foreland basin at the SW margin of Baltica. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 218 (1/2), 129-152.
Belka Z., Ahrendt H., Franke W., Wemmer K., 2000. The Baltica-Gondwana suture in central Europe: evidence from K-Ar ages of detrital muscovites and biogeographical data, W: Franke W., Haak V., Oncken O., Tanner D. (eds). Orogenic processes, Quantification and Modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc., London, Spec. Pub., 179, 87-102.
Belka Z., Valverde-Vaquero P., Dörr W., Ahrndt H., Wemmer K., Franke W., Schäfer J.,2002. Accretion of first Gondwana-derived terranes at the margin of Baltica. W: Winchester J.A., Pharaoh T.C., Verniers J. (eds.). Paleozoic Amalgamation of Central Europe. Geol. Soc., London, Spec. Pub., 201, 19-36.
Bergström, S.M., Huff, W.D., Kolata, D., Bauert, K., 1995. Nomenclature, stratigraphy, chemical fingerprinting, and areal distribution of some Middle Ordovician K-bentonites in Baltoscandia. Geol. Foren. Forh., 117, 1-13.
Berthelsen A., 1992. Tectonic evolution of Europe: From Precambrian to Variscan Europe. W: Blundell D., Freemanand R., Mueller S. (eds.). A continent Revealed. The European Geotraverse. Cambridge University Press, 153-163.
Białowolska A., Bakun-Czubarow N., Fedoryshyn Y., 2002. Neoproterozoic flood basalts of the upper beds of the Volhynian Series (East European Craton). Geological Quarterly, 46 (1), 37-58.
Bogdanova S.V., Pashkevich I.K., Gorbatschev R., Orlyuk M.I., 1997. Riphean rifting and major Palaeoproterozoic crustal boundaries in the basement of the East European Craton: geology and geophysics. Tectonophysics, 268 (1-4), 1-21.
Bogdanova S.V., Bingen B., Gorbatschev R., Kheraskova T.N., Kozlov V.I., Puchkov V.N., Volozh Yu.A., 2008. The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia. Precambrian Research 160: 23-45.
Bond G.C., Nickeson P.A., Kominz M.A., 1984. Breakup of a supercontinent between 625 Ma and 555 Ma: new evidence and implications for continental histories. Earth Planet. Sci. Lett., 70, 325-345.
Busby C.J., Ingersoll R.V., 1995. Tectonics of Sedimentary Basins. Blackwell Science Publications, 579 ss. Cocks L.R.M., 2000. Early Palaeozoic geography of Europe. J. Geol. Soc., London, 157, 1-10.
Cocks L.R.M., 2002. Key Lower Palaeozoic faunas from near the Trans-European Suture Zone. Geol. Soc., London, Special Pub., 201, 37-46.
Cocks L.R.M., Fortey R.A., 1990. Biogeography of Ordovician and Silurian faunas. W: McKerrow S., Scotese C.R. (eds.). Palaeozoic Palaeogeography and Biogeography. Geological Society Memoir, 12, 97-104.
Cohen, K.M., Finney, S.C., Gibbard, P.L., Fan, J.-X., 2013. The ICS International Chronostratigraphic Chart. Episodes, 36, 199-204.
Compston W., Sambridge M.S., Reinfrank R.F., Moczydlowska M., Vidal G., Claesson S., 1995. Numerical ages of volcanic rocks and the earliest faunal zone within the Late Precambrian of east Poland. Journal of the Geological Society of London, 152, 599-611.
Dallmeyer R.D., Giese U., Glasmacher U., Pickel W., 1999. First 40Ar-39Ar age constraints for the Caledonian evolution of the Trans-European Suture Zone in NE Germany. Journal of Geological Society, 156 (2), 279-290.
Dalziel I.W.D., 1992. On the organization of American plates in the Neoproterozoic and the breakout of Laurentia. GSA Today, 2 (11), 237-241.
Elming S.Å., Kravchenko S.N., Layer P., Rusakov O.M., Glevasskaya A.M., Mikhailova N.P., Bachtadse V., 2007. Palaeomagnetism and 40Ar/39Ar age determinations of the Ediacaran traps from the southwestern margin of the East European Craton, Ukraine: relevance to the Rodinia break-up. J. Geol. Soc., London, 164, 969-982.
Emetz A., Piestrzyński A., Zagnitko V., 2004. Geological framework of the Volhyn copper fields with a review of the Volhyn flood basalt province (western margin of the East-European Craton). Annales Societatis Geologorum Poloniae, 74, 257-265.
Eriksson, M., 2012. Stratigraphy, facies and deposi-tional history of the Colonus Shale Trough, Skåne, southern Sweden. Department of Geology, Lund University, 35 pp.
Falvey D.A., Middleton M.F., 1981. Passive continental margins: evidence for a prebreakup deep crustal metamorphic subsidence mechanism. Oceanologica Acta, SP: 103-114.
Frost R.T.C., Fitch F.J., Miller J.A., 1981. The age and nature of the crystalline basement of the North Sea Basin. W: Illing L.V., Hobson G.D. (eds.). Petroleum Geology of the Continental Shelf of the North-West Europe. Institute of Petroleum, London, Heyden & Son, 43-64 pp.
Giese U., Köppen S., 2001. Detrital record of Early Palaeozoic and Devonian clastic sediments at the southwestern border of the Fennoscandian Shield – provenance signals for a Caledonian geodynamic evolution. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 222 (1/2), 215-251.
Giese U., Katzung G., Walter R., 1994. Detrital composition of Ordovician sandstones from the Rugen boreholes: implications for the evolution of the Tornquist Ocean. Geologische Rundschau, 83, 293-308. Giese U., Dallmeyer R.D., Kramm U., Tschernoster R., 1997. Provenance analysis across a Caledonian Suture,
NE-Germany. EUG 9 Abstracts, Strasbourg, Terra Nova, 9, 595.
Giese U., Handler R., Neubauer F., Weber J., 2001. 40Ar-39Ar-Laser-analyses of detrital white mica from the pre-Carboniferous of the Loissin 1 borehole – implications for the deeper subsurface of NE Germany. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 222 (1/2), 253-268.
Gradstein F.M., Ogg J., 1996. A Phanerozoic time scale. Episodes, v. 19, nos. 1 & 2.
Greiling R.O., Jensen S., Smith A.G., 1999. Vendian-Cambrian subsidence of the passive margin of western Baltica - application of new stratigraphic data from the Scandinavian Caledonian margin. Norsk Geologisk Tidsskrift, 77, 133-144.
Harland W.B., Cox A.V., Llewellyn A.V., Pickton C.A.G., Smith, A.G., Walters R., 1990. A geological time scale. Cambridge University Press, Cambridge.
Huff W.D., Bergström S.M., Kolata D., 1992. Giantic Ordovician volcanic ash fall in North America and Europe: Biological, tectonomagmatic, and event-stratigraphic significance. Geology, 20, 875-878.
Huff W.D., Bergstrӧm S.M., Kolata D.R., 2000. SilurianK-bentonites of the Dnestr Basin, Podolia, Ukraine. Journalof the Geological Society London, 157, 493-504.
Husseini M.I., Husseini S.I., 1990. Origin of the Infracambrian Salt Basins of the Middle East. W: Brooks J. (red.), Classic Petroleum Provinces. Geological Society Special Publication, 50, 279-292.
Jachowicz M., 2000. Acritarch assemblages from the Silurian Pomeranian Caledonides and their foreland. Geological Quarterly, 44 (3), 317-332.
Jaworowski K., 1997. Warunki depozycji ciał piaszczystych kambru dolnego i środkowego w polskiej części platformy wschodnioeuropejskiej. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 377, 118 pp.
Jaworowski K., 2000a. Projekt badawczy: "Rozwój transeuropejskiego szwu tektonicznego - kaledonidy pomorskie i ich przedpole" - wstępny przegląd wyników. Przegląd Geologiczny, 48 (5), 398-400.
Jaworowski K., 2000b. Facies analysis of the Silurian shale-siltstone succession in Pomerania (northern Poland). Geological Quarterly, 44 (3), 297-316.
Jaworowski K., Sikorska M., 2003. Composition and provenance of clastic material in the Vendian–lowermost Cambrian from northern Poland: geotectonic implications. Polish Geological Institute Special Papers, 8, 1-60.
Juskowiakowa M., 1971. Bazalty wschodniej Polski. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 245, 173-252.
Kah L.C., Bartley J.K., 2001. Rodinia and the Mesoproterozoic earth-ocean system. Precambrian Research, 111, 1-3.
Katzung G., 2001. The Caledonides at the southern margin of the East European Craton. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 222 (1/2), 3-53.
King L.M., 1994. Subsidence analysis of Eastern Avalonia sequences: implications for Iapetus closure. Journal of the Geological Society of London, 151, 647-657.
Kneller B.C., 1991. A foreland basin on the southern margin of Iapetus. Journal of the Geological Society of London, 148, 207-210.
Kominz M., 1995. Thermally subsiding basin and the insulating effect of sediment with application to the Cambro-Ordovician Great Basin sequence, western USA. Basin Research, 7, 221-233.
Krawczyk C.M., Stiller M., DEKORP-Basin Research Group, 1999. Reflection seismic constraints on Paleozoic crustal structure and Moho beneath the North German Basin. Tectonophysics, 314 (1/3), 241-253.
Kristoffersen M., Andersen T., Andresen A., 2013. U-Pb age and Lu-Hf signatures of detrital zircon from Palaeozoic sandstones in the Oslo Rift, Norway. Geological Magazine, 151 (5), 816-829.
Krzemińska E., 2005. The outline of geochemical features of the Late Neoproterozoic volcanic activity in the Lublin-Podlasie basin, eastern Poland. Mineralogical Society of Poland, Special Papers, 26, 47-51.
Krzemiński L., Poprawa P., 2006. Geochemia klastycznych osadów ordowiku i syluru ze strefy Koszalin-Chojnice i zachodniej części basenu bałtyckiego. W: Matyja H., Poprawa P. (eds.). Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 186, 123-147.
Krzywiec P., Malinowski M., Lis P., Buffenmyer V., Lewandowski M., 2014. Lower Paleozoic Basins Developed Above the East European Craton in Poland: New Insight from Regional High-Effort Seismic Reflection Data. SPE/EAGE European Unconventional Resources Conference and Exhibition, Vienna (extended abstract), Book of Abstracts, SPE-167739-MS.
Krzywiec P., Poprawa P., Mikołajczak M., Mazur S., Malinowski M., 2018. Deeply concealed half-graben at the SW margin of the East European Craton (SE Poland) – Evidence for Neoproterozoic rifting prior to the break-up of Rodinia. Journal of Palaeogeography (w druku).
Kumpulainen R., Nystuen J.P., 1985. Late Proterozoic basin evolution and sedimentation in the westernmost part of Baltoscandia. W: Gee D.G., Stuart B.A. (eds.). The Caledonide Orogen - Scandinavia and Related Areas. Wiley, Chester, 331-338 pp.
Lassen A., Thybo H., Berthelsen A., 2001. Reflection seismic evidence for Caledonian deformed sediments above Sveconorwegian basement in the southwestern Baltic Sea. Tectonics, 20 (2), 268-276.
Lazauskienė J., Stephenson R., Šliaupa S., Van Wees J.-D., 2002. 3-D flexural modelling of the Silurian Baltic Basin. Tectonophysics, 346 (1-2), 115-135.
Levy M., Christie-Blick N., 1991. Tectonic subsidence of the early Palaeozoic passive continental margin in eastern California and southern Nevada. Geol. Soc. Am. Bull., 103, 1590-1606.
Li Z.X., Li X.H., Kinny P.D., Wang J., 1999. The breakup of Rodinia: did it start with a mantle plum beneath South China?. Earth and Planetary Science Letters, 173, 171-181.
Mahnatsch A.S., Weretennikov N.W., Shkuratov W.I., Bordon W.E., 1976. Rifiej i wend Bielorussii. Nauka i Technika, Minsk, 358 pp.
Maletz J., Beier H., Katzung G., Niedzwiedz A., 1997. A Lower Palaeozoic (Ordovician - Silurian) foreland basin at the south-western rim of Baltica. Terra Nostra, 97/11, 81-84.
Mazur S., Mikolajczak M., Krzywiec P., Malinowski M., Buffenmyer V., Lewandowski M., 2015. Is the Teisseyre-Tornquist Zone an ancient plate boundary of Baltica? Tectonics, 34 (12), 2465-2477.
Mazur S., Mikolajczak M., Krzywiec P., Malinowski M., Lewandowski M., Buffenmyer V., 2016. Pomeranian Caledonides, NW Poland – A collisional suture or thin-skinned fold-and-thrust belt?. Tectonophysics, 692, 29-43.
Mazur S., Porębski Sz.J., Kędzior A., Paszkowski M., Podhalańska T., Poprawa P., 2018. Refined timing and kinematics for Baltica–Avalonia convergence based on the sedimentary record of a foreland basin. Terra
Nova, 30: 8-16.
McCann T., 1998. Lower Palaeozoic evolution of the northeast German Basin/borderland. Geol. Mag., 135 (1), 129-142.
McKenzie D., 1978. Some remarks on the development of sedimentary basins. Earth and Planetary Science Letters, 40, 25-32.
McKerrow W.S., Cocks L.R.M., 1986. Oceans, islands arcs and olistostromes: the use of fossils in distinguishing sutures, terranes and environments around the Iapetus Ocean. Journal of the Geological Society, London, 143, 185-191.
Meert J.G., Powell C.Mca., 2001. Assembly and break-up of Rodinia: introduction to the special volume. Precambrian Research, 110, 1-8.
Modliński Z., Szymański B., 1997. The Ordovician lithostratigraphy of the Peribaltic Depression (NE Poland). Geological Quarterly, 41 (3), 273-288.
Modliński Z., Szymański B., 2008. Litostratygrafia ordowiku w obniżeniu podlaskim i w podłożu niecki płocko-warszawskiej (wschodnia Polska). Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 430, 79-112.
Modliński Z., Szymański B., Teller L., 2006. Litostratygrafia syluru polskiej części obniżenia perybałtyckiego – część lądowa i morska (N Polska). Przegląd Geologiczny, 54, 787-796.
Moores E.M., 1991. Southwest U.S.-East Antarctic (SWEAT) connection; a hypothesis. Geology, 19, 425-428. Oszczypko, 2006. Late Jurassic-Miocene evolution of the Outer Carpathian fold-and-thrust belt and its foredeep
basin (Western Carpathians, Poland). Geological Quarterly, 50 (1): 169-194.
Pacześna J., 2006. Evolution of late Neoproterozoic rift depocentres and facies in the Lublin-Podlasie sedimentary basin (in Polish with English summary). W: Matyja H., Poprawa P. (eds.). Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państowego Instytutu Geologicznego, 186, 9-38.
Pacześna J., 2010. The evolution of late Ediacaran riverine-estuarine system in the Lublin-Podlasie slope of the East European Craton, southeastern Poland. Polish Geological Institute Special Papers, 27, 96 pp.
Pacześna J., 2014. Lithostratigraphy of the Ediacaran deposits in the Lublin-Podlasie sedimentary basin (eastern and south-eastern Poland). Biul. Państw. Inst. Geol., 460, 1-24.
Pacześna J., Poprawa P., 2005. Eustatic versus tectonic control on the development of Neoproterozoic and Cambrian stratigraphic sequences of the Lublin-Podlasie Basin (SW margin of Baltica). Geosciences Journal, 9 (2), 117-127.
Piper J.D.A., 1985. Continental movements and breakup in Late Precambrian-Cambrian times: prelude to Caledonian orogenesis. W: Gee D.G., Stuart B.A. (eds.). The Caledonide Orogen - Scandinavia and Related Areas. Wiley, Chester, 19-34 pp.
Piske J., Rasch H.-J., Neumann E., Zagora K., 1994. Geologischer Bau und Entwicklung des Präperms der Insel Rügen und des angrenzenden Seegebietes. Z. Geol. Wiss., 22 (1/2), 211-226.
Podhalańska T., 2009. Późnoordowickie zlodowacenie Gondwany – zapis zmian środowiskowych w sukcesji osadowej obniżenia bałtyckiego. Pr. Państw. Inst. Geol., 193.
Poprawa P., 2006a. Neoproterozoiczny rozpad superkontynentu Rodinii/Pannotii – zapis w rozwoju basenów osadowych na zachodnim skłonie Baltiki. W: Matyja H., Poprawa P. (eds.). Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 186, 165-188.
Poprawa P., 2006b. Rozwój kaledońskiej strefy kolizji wzdłuż zachodniej krawędzi Baltiki oraz jej relacje do basenu przedpola. W: Matyja H., Poprawa P. (eds.). Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 186, 189-214.
Poprawa P., 2010. Potencjał występowania złóż gazu ziemnego w łupkach dolnego paleozoiku w basenie bałtyckim i lubelsko-podlaskim. Przegląd Geologiczny, 58 (3), 226-249.
Poprawa P., Pacześna J., 2002. Rozwój ryftu w późnym neoproterozoiku-wczesnym paleozoiku na lubelsko-podlaskim skłonie kratonu wschodnioeuropejskiego – analiza subsydencji i zapisu facjalnego. Przegląd Geologiczny, 50 (1), 49-63.
Poprawa P., Šliaupa S., Stephenson R.A., Lazauskiene J., 1999. Late Vendian-Early Palaeozoic tectonic evolution of the Baltic basin: regional implications from subsidence analysis. Tectonophysics, 314, 219-239.
Poprawa P., Paszkowski M., Fanning M.C., Pécskay Z., Nawrocki J., Sikorska M., 2006a. Charakterystyka geochronologiczna obszarów źródłowych dla dolnopaleozoicznych utworów z NW kratonu wschodnioeuropejskiego oraz strefy Koszalin-Chojnice; datowania detrytycznych łyszczyków (K/Ar) i cyrkonów (U/Pb SHRIMP). W: MatyjaH., Poprawa P. (red.). Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 186, 149-163.
Poprawa P., Šliaupa S., Sidorov V., 2006b. Późnosylursko-wczesnodewońska śródpłytowa kompresja na przedpolu kaledońskiego orogenu (centralna część basenu bałtyckiego) – analiza danych sejsmicznych. W: Matyja H., Poprawa P. (eds.). Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 186, 215-224. Poprawa P., Radkovets N., Rauball J., 2018a. Ediacaran–Paleozoic subsidence history of the
Volyn-Podillya-Moldavia basin (Western and SW Ukraine, Volyn-Podillya-Moldavia, NE Romania). Geological Quarterly (w druku).
Poprawa P., Krzywiec P., Pacześna J., Radkovets N., Krzemińska E., Mazur S., Rauball J., 2018b. Ediacaran rift at the SW margin of the East European Craton. CETEG 2018 – 16th Meeting of the Central European Tectonic Groups, Rytro, Poland, 18-21 April 2018, Abstracts. Geology, Geophysics and Environment, 44 (1): 183-184. Powell C.Mca., Li Z.X., Mcelhinny M.W., Meert J.G., Park J.K., 1993. Palaeomagnetic constraints on timing of the
Neoproterozoic breakup of Rodinia and the Cambrian formation of Gondwana. Geology, 21, 889-892. Pożaryski W., Kotański Z., 1979. Rozwój tektoniczny bajkalski oraz kaledońsko-waryscyjski przedpola
wschodnioeuropejskiej platformy w Polsce. Kwartalnik Geologiczny, 23(1), 7-19.
Pożaryski W., Tomczyk H., Brochwicz-Lewiński W., 1982. Tektonika i ewolucja paleotektoniczna paleozoiku podpermskiego między Koszalinem i Toruniem (Pomorze). Przegląd Geologiczny, 356 (12), 658-666.
Radkovets N., 2015. The Silurian of southwestern margin of the East European Platform (Ukraine, Moldova and Romania): lithofacies and palaeoenvironments. Geological Quarterly, 59 (1), 105-118.
Ross C.A., Ross J.R.P., 1990. The Paleozoic sea-level curve. W: Harland W.B., Cox A.V., Llewellyn A.V., Pickton C.A.G., Smith A.G., R. Walters, A geological time scale. Cambridge University Press, Cambridge.
Ryka W., 1984. Precambrian evolution of the East-European Platform in Poland. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 347, 17-28.
Samuelsson J., Vecoli M., Bednarczyk W.S., Vernies J., 2002. Timing of the Avalonia-Baltica plate convergence as inferred from palaeogeographic and stratigraphic data of chitinozoan assemblages in west Pomerania, northern Poland. W: Winchester J.A., Pharaoh T.C., Verniers J., (eds.). Palaeozoic Amalgamation of Central Europe. Geological Society, London, Special Publications, 201, 95-113.
Savchenko N.A., Bernadskaya L.G., Dolgova V.I., Buturlinov N.V., Bugaenko V.N., Semka V.A., Bondarenko V.G., Plakhotny L.G., 1984. Palaeovolcanism of the Ukraine. Naukova Dumka, Kiev.
Schlüter H.-U., Best G., Jürgens U., Binot F., 1997. Interpretation reflexionsseismischer Profile zwischen baltischer Kontinentalplatte und kaledonischem Becken in der südlichen Ostsee – erste Ergebnisse. Z. Dtsch. Geol. Ges., 148 (1), 1-32.
Schovsbo N.H., 2003. The geochemistry of Lower Palaeozoic sediments deposited on the margins of Baltica. Bulletin of the Geological Society of Denmark, 50, 11–27.
Sclater J.G., Christie P.A.F., 1980. Continental stretching: an explenation of the post-mid-Cretaceous subsidence of the Central North Sea Basin. Journal of Geophysical Research, 85, 3711-3739.
Scotese C.R., McKerrow W.S., 1990. Revised World Map and Introduction. W: McKerrow W.S., Scotese C.R. (eds.), Palaeozoic Palaeogeography and Biogeography. Geological Society, London, Memoirs, 12, 1-24. Semenenko N.P., 1968. Riphean volcanism and mineralization of the western part of the Ukrainian Shield.
Publishing Naukova Dumka, Kiev, 172 pp.
Shumlyanskyy L., 2016. Geochemistry of the Ediacaran (c. 570 Ma) Volyn flood basalt province, southwestern East European platform.LIP of the Month, April, Large Igneous Provinces Commission, International Association of Volcanology and Chemistry of the Earth's Interior, 13 pp.
Shumlyanskyy L., Andréasson P.G., 2004. New geochemical and geochronological data from the Volyn Flood Basalt in Ukraine and correlation with large igneous events in Baltoscandia. GFF, 126 (1), 85 pp.
Shumlyanskyy L., Andréasson P.G., Buchan K.L., Ernst R.E., 2007. The Volynian flood basalt province and coeval (Ediacaran) magmatism in Baltoscandia and Laurentia. Mineralogical Journal, 29 (4), 47-53.
Sikorska M., 2000. Provenance petrological study of the Upper Vendian and Cambrian clastic material; foreland of the Pomeranian Caledonides (northern Poland). Geological Quarterly, 44 (3), 237-248.
Sokolov B.S., Fedonkin M.A., 1990. The Vendian System. Regional Geology 2, Springer-Verlag, Berlin.
Steckler M.S., Watts A.B. 1978. Subsidence of the Atlantic type continental margin off New York. Earth and Planetary Sciences Letters, 41: 1-13.
Szczepanik Z., 2000. The Ordovician acritarchs of the Pomeranian Caledonides and their foreland - similarities and differences. Geological Quarterly, 44 (3), 275-296.
Szymański B., 2008. Zapis litologiczny i mikrofacjalny osadów euksynicznych kambru górnego i tremadoku obniżenia bałtyckiego (północna Polska). Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 430, 113-154. Tari G., Poprawa P., Krzywiec P., Popescu B., Micu M., Krezsek C., Rainer T., 2016. Pro-foreland flexural basin
interpretation of the Silurian Basin of Central and Eastern Europe: a review. AAPG Regional Conference, Bucharest, Book of Abstracts.
Tomczyk H., 1980. Sylur w brzeżnej części platformy prekambryjskiej na tle wyników wiercenia Toruń 1. Kwartalnik Geologiczny, 24, 421-422.
Torsvik T.H., Rehnström E.F., 2001. Cambrian palaeomagnetic data from Baltica: implications for true polar wander and Cambrian palaeogeography. J. Geol. Soc., London, 158, 321-329.
Torsvik T.H., Rehnström E.F., 2003. The Tornquist Sea and Baltica-Avalonia docking. Tectonophysics, 362, 67-82. Torsvik T.H., Smethurst M.A., Meert J.G., Van Der Voo R., Mc Kerrow W.S., Brasier M.D., Sturt B.A., Walderhaug H.J., 1996. Continental break-up and collision in the Neoproterozoic and Paleozoic – a tale of Baltica and Laurentia. Earth Sc. Rev., 40, 229-258.
Van Grootel G., Verniers J., Geerkens B., Laduron D., Verhaeren M., Hertogen J., De Vos W., 1997. Timing of magmatism, foreland basin development, metamorphism and inversion in the Anglo-Brabant fold belt. Geological Magazine, 134 (5), 607-616.
Vecoli M., Samuelsson J., 2001. Quantitative evaluation of microplankton palaeobiogeography in the Ordovician-Early Silurian of the Northern TESZ (Trans-European Suture Zone): implications for the timing of the Avalonia-Baltica collision. Review on Palaeobotany and Palynology, 115, 43-69.
Vejbæk O.V., Stouge S., Poulsen K.D., 1994. Palaeozoic tectonic and sedimentary evolution and hydrocarbon prospectivity in the Bornholm area. Danmarks Geologiske Undersogelse, Serie A, No. 34, Kobenhavn, 23 pp. Velikanov V.A., Korenchuk L.V., 1997. Phases of magmatism and their relation to the sediment deposition in the
Late Precambrian (Riphean-Vendian) of the Volhyn-Podolia. Geologichny Journal, 1-2, 124-131.
Waldron J.W.F., Murphy J.B., Melchin M.J., Davis G., 1996. Silurian Tectonics of Western Avalonia: Strain-Corrected Subsidence History of the Arisaig Group, Nova Scotia. The Journal of Geology, 104, 677-694. Ziegler P.A., 1990. Geological Atlas of Western and Central Europe. Shell Internationale Petroleum
Maatschappij B.V./Geological Society of London/Elsevier, Amsterdam. Second edition, pp. 239.
Żaba J., Poprawa P., 2006. Historia deformacji strefy Koszalin-Chojnice (pomorski segment szwu transeuropejskiego) na podstawie analizy strukturalnej utworów paleozoicznych i mezozoicznych w otworach Polskie Łąki PIG-1 oraz Toruń-1. W: Matyja H., Poprawa P. (eds.). Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyległych. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 186, 225-252.
Żelaźniewicz A., Buła Z., Jachowicz M., Żaba J., 1997. The crystaline basement SW of the Trans-European Suture Zone in Poland: Neoproterozoic (Cadomian) orogen. Terra Nostra, 97/11, 167-171.
Żelaźniewicz A., Buła Z., Fanning M., Seghedi A., Żaba J., 2009. More evidence on Neoproterozoic terranes in southern Poland and southeastern Romania. Geological Quarterly, 53, 93-124.
