Permskie przemagnesowanie utworów wêglanowych dewonu
po³udniowej Polski — próba powi¹zania z procesami diagenetycznymi
Jacek Grabowski*, Marek Narkiewicz*, Jerzy Nawrocki*, Maria I. Waksmundzka*
Permian remagnetization in the Devonian carbonates in southern Poland — probable link with diagenetic processes. Prz. Geol., 50: 78–86.S u m m a r y. Paleomagnetic investigations of 9 bore core fragments of Middle and Upper Devonian carbonates from the Lublin (bore-holes Gie³czew PIG 5 and 6) and Upper Silesia region (borehole Gocza³kowice IG 1) revealed the presence of the Early Permian remagnetization related to magnetite. The intensity of remagnetization correlates either with late dolomitization (Gie³czew) or oxida-tion of pyrite (Gocza³kowice). The remagnetizaoxida-tion is temporally and probably genetically linked to an increased heat flow, volcanism and hot fluid migration in the Early Permian.
Key words: paleomagnetism, diagenesis, carbonates, Devonian, Lublin area, Upper Silesia
Drobny magnetyt wystêpuje powszechnie w osadowych ska³ach wêglanowych. Jeszcze w latach siedemdziesi¹tych-tych uwa¿ano, ¿e jest on pierwotnym sk³adnikiem detry-tycznym osadu. Jego obecnoœæ by³a wiêc interpretowana jako dowód na istnienie detrytycznej pozosta³oœci magne-tycznej zwi¹zanej z wiekiem powstania ska³y (zob. McCabe & Elmore, 1989). Jednak ju¿ w latach osiemdziesi¹tych roz-poznano rozleg³e „allegeñskie” (póŸny karbon–perm) prze-magnesowanie paleozoicznych wêglanów z Appalachów, ich przedpola, a tak¿e wnêtrza kontynentu amerykañskiego (McCabe i in., 1989). Przemagnesowanie to by³o zwi¹zane z obecnoœci¹ kryszta³ków i sferul magnetytowych, których automorficzny pokrój sugerowa³ powstanie w wyniku pro-cesów diagenezy (McCabe & Elmore, 1989 i rozleg³a lite-ratura tam¿e). Obecnoœæ autigenicznego magnetytu wskazywa³a, ¿e przemagnesowanie mia³o charakter „che-miczny”, tzn. nast¹pi³o poprzez wzrost kryszta³ów w osa-dzie lub skale osadowej w wyniku jakiejœ zmiany œrodowiska geochemicznego. Dodatkowym argumentem za chemiczn¹ genez¹ przemagnesowania by³a stosunkowo niska dojrza³oœæ termiczna otaczaj¹cych ska³ (CAI = 1–2). Wyklucza³o to mo¿liwoœæ przemagnesowania w wyniku oddzia³ywania wysokiej temperatury, kiedy to domeny w kryszta³ach magnetytu ulegaj¹ reorientacji na skutek dostarczonej energii cieplnej. Zjawiska przemagnesowania termicznego postulowano dla ska³ o wartoœciach CAI = 4 i wiêcej (np. Kent, 1985). W celu wyjaœnienia zjawiska typo-wego niskotemperaturotypo-wego przemagnesowania chemicz-nego zaproponowano kilka mechanizmów:
— dzia³alnoœæ mineralizuj¹cych roztworów wyciœniê-tych na przedpole podczas orogenezy (Oliver, 1986; Sta-matakos i in., 1996; Elmore i in., 1998), odpowiedzialnych równie¿ za z³o¿a cynku i o³owiu typu MVT i koncentracje bituminów
— wp³yw wêglowodorów na otaczaj¹ce ska³y (np. Kil-gore & Elmore, 1989; Elmore & Leach, 1990; Machel & Burton, 1991; Elmore i in., 1993a)
— przemiany minera³ów ilastych (Katz i in., 2000) i diageneza w trakcie pogrzebania (burial diagenesis) (Banerjee i in., 1997)
— dzia³alnoœæ roztworów meteorycznych (Elmore i in., 1993b)
— dolomityzacja i dedolomityzacja (Xu i in., 1998; Lewchuk i in., 2000)
Ostatnie badania wskazuj¹, ¿e autigeneza magnetytu i zmiany magnetochemiczne w skale mog¹ nast¹piæ tak¿e w wyniku oddzia³ywania samej tylko podwy¿szonej tempe-ratury (Katz i in., 1998) bez doprowadzenia substancji z zewn¹trz. Taki mechanizm przemagnesowania mo¿na nazwaæ termiczno-chemicznym.
Niezale¿nie od genezy przemagnesowania, wtórny kie-runek paleomagnetyczny mo¿e stanowiæ podstawê dato-wania wydarzeñ termicznych i procesów diagenetycznych w ska³ach osadowych. Niniejszy komunikat prezentuje nowe dane paleomagnetyczne z umiarkowanie przegrza-nych wêglanów dewoñskich Lubelszczyzny (otwory Gie³czew PIG 5 i 6) oraz Górnego Œl¹ska (otwór Gocza³kowice IG 1) — ryc. 1. Przedyskutowane zostan¹ mo¿liwe przyczyny przemagnesowañ i ich zwi¹zek z histo-ri¹ termiczn¹ i diagenetyczn¹ ska³.
Sytuacja geologiczna i opróbowanie
Analizowane utwory reprezentuj¹ kilkusetmetrowej mi¹¿szoœci wapienie i dolomity p³ytkowodnej platformy wêglanowej, która w dewonie œrodkowym i wczesnym fra-nie rozci¹ga³a siê od Moraw na zachodzie po Lubelszczy-znê na wschodzie (np. Narkiewicz, 1985; Dvorak i in., 1995). Utwory dewonu Lubelszczyzny maj¹ na ogó³ dobr¹ dokumentacjê stratygraficzn¹ i wiarygodn¹ interpretacjê œrodowiska depozycji (M. Narkiewicz i in., 1998). W przy-padku profilu Gocza³kowice IG 1 brak szerszych opraco-wañ publikowanych, st¹d dane do niniejszej pracy zaczerpniêto z dokumentacji otworowej (podzia³ na piêtra dewoñskie) oraz z pracy magisterskiej Hellera (1995) w odniesieniu do szczegó³owej litostratygrafii i interpretacji facjalnej.
Wykorzystane w tej pracy obserwacje zjawisk i proce-sów diagenetycznych maj¹ charakter wstêpny. Opieraj¹ siê na pojedynczych szlifach, a w przypadku otworów Gie³czew PIG 5 i 6 — równie¿ na dok³adnych makrosko-powych obserwacjach rdzeni.
Gocza³kowice IG 1. Próbki do badañ
paleomagnetycz-nych pobrano z 5 fragmentów rdzenia (zwapaleomagnetycz-nych dalej sta-nowiskami) (tab. 1). Otwór jest usytuowany w bliskim s¹siedztwie brzegu nasuniêcia Karpat (ryc. 1A). Na dewo-*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,
nie spoczywa jeszcze ok. 1400 m nadk³adu karbonu dolne-go i górnedolne-go oraz ok. 600 m miocenu. £awice dewonu wykazywa³y niewielki upad (10–25o), na podstawie które-go dokonano wzajemnej orientacji opróbowanych stano-wisk. Regionalny kierunek upadu przyjêto jako azymut 0o (Z. Bu³a, 2000 inf. ustna).
Wapienie biolitytowe (por. tab. 1) s¹ wykszta³cone w facjach typowych dla œrodko-wych czêœci dewoñskiej platformy wêglano-wej. Opróbowana, wy¿sza czêœæ tej jednostki (stanowiska G 10–12) jest reprezentowana przez utwory o charakterze regresywnym, z mniejszym udzia³em urozmaiconej fauny otwartomorskiej. Wskazuje to na czêœciowe odciêcie od otwartego zbiornika. Dolna czêœæ jednostki wapieni mikrytowych i kalkarenitów (G13–14) równie¿ by³a deponowana w warun-kach p³ytkowodnej, oko³op³ywowej do p³ytkiej ni¿ejp³ywowej sedymentacji na platformie wêglanowej.
Dominuj¹cym procesem diagenetycznym obserwowanym w szlifach jest rozpuszczanie ciœnieniowe — kompakcja chemiczna, repre-zentowana przez struktury o ró¿nej skali — od drobnych stylolitów na kontaktach miêdzy ziar-nami po grubsze szwy rezydualne. W tych
ostat-nich podrzêdnie wystêpuje dolomit
autigeniczny. Obecny jest blokowy kalcytowy cement miêdzyziarnowy oraz, podrzêdnie — siarczki ¿elaza (piryt lub markasyt).
Lubelszczyzna. Pilotowe próbki
dewo-ñskich ska³ wêglanowych do badañ paleoma-gnetycznych pochodz¹ z otworów Gie³czew PIG 5 i Gie³czew PIG 6. Znajduj¹ siê one w rejonie SW skrzyd³a rowu lubelskiego, gdzie
osady karbonu zachowa³y siê tylko fragmentarycznie (ryc. 1B). Dewon przykryty jest tam bezpoœrednio przez osady mezozoiczne o mi¹¿szoœci ok. 1,5 km. Do badañ paleoma-gnetycznych wykorzystano cztery fragmenty rdzenia (sta-nowiska) o d³ugoœci ok. 0,5 m. By³y to dolomity o
Stano-wisko G³êb. [m] Litologia Litostratygrafia (wg Hellera, 1995) Wiek* Po³o¿enie warstw
G 10 2268 wapieñ–pakston wapienie biolitytowe fran 0/18
G 11 2250 wapieñ–wakston wapienie biolitytowe fran 0/25
G 12 2273 wapieñ–pakston wapienie biolitytowe fran 0/15
G 13 2157 wapieñ–pakston/grejnston wapienie mikrytowe i kalkarenity fran 0/10 G 14 2154 wapieñ–wakston/grejnston wapienie mikrytowe i kalkarenity fran 0/15 * wed³ug dokumentacji otworu
Tab. 1. Opróbowanie utworów wêglanowych dewonu z regionu górnoœl¹skiego (otwór Gocza³kowice IG 1) Table 1. Sampling of the Devonian carbonates from the Upper Silesia region (borehole Gocza³kowice IG 1)
orogen karpacki Carpathian orogen g³ówne uskoki major faults dewon Devonian
badany otwór wiertniczy studied well karbon Carboniferous DÊBNIK GOCZA£KOWICE IG 1 UPPER SILESIAN COAL BASIN V AR ISC AN FR ON T C A R P A T H I A N F R O N T 0 20 km OLKUSZ 10
A
WARSZAWA KRAKÓW LUBLIN B E L O R U S S I A U K R A I N E S L O VA K I A C Z E C H R E P U B L IC G E R M A N Y 0 25 50 75 100 km LITHUANIA RUSSIA P O L A N D A B granica Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego boundary of USCB nasuniêcie thrust 0 10 GIE£CZEW PIG 5 GIE£CZEW PIG 6 LUBLINB
20km Lu b l in T r ou g hRyc. 1. Szkic geologiczny Górnego Œl¹ska (A — wg Po¿aryskiego i Dembow-skiego, 1983) i Lubelszczyzny (B — wg ¯elichowskiego i Porzyckiego, 1983) z lokalizacj¹ opróbowanych otworów. Na obszarze pozakarpackim nie zazna-czono pokrywy mezo- i kenozoicznej
Fig. 1. Location of sampled boreholes on geological sketch maps of the Upper Silesia (A — after Po¿aryski & Dembowski, 1983) and Lublin region (B — after ¯elichowski & Porzycki, 1983). Meso- and Cenozoic cover is omitted outside the Carpathians
Stanowisko Otwór/g³êb. [m] Litologia Litostratygrafia* i pozycja w cyklach T-R** Wiek
Gie 4 Gie³czew IG 51935,3–1935,5 dolosparyt ogniwo lipowieckie fm. modryñskiej; ?sp¹gutworów transgresywnych (szelf ni¿ejp³ywowy) cyklu V
?¿ywet wy¿szy/ fran ni¿szy Gie 5 Gie³czew IG 51928,8–1930 wapieñ gruz³owy(wakston)
zbioturbowany
ogniwo lipowieckie fm. modryñskiej; utwory
transgresywne (szelf ni¿ejp³ywowy) cyklu V ?¿ywet wy¿szy/fran ni¿szy Gie 6 Gie³czew IG 61870,1–1870,3 dolomikryt laminowany ogniwo werbkowickie fm. modryñskiej; utworyregresywne (perylitoralna platforma wêglanowa)
cyklu V
fran
Gie 7 Gie³czew IG 61870,5–1870,9 laminowanedolomikryty/dolosparyty ogniwo werbkowickie fm. modryñskiej; utworyregresywne (perylitoralna platforma wêglanowa) cyklu V
fran
*wed³ug Mi³aczewskiego (1995); ** wed³ug M. Narkiewicza i in. (1998)
Tab. 2. Opróbowanie utworów wêglanowych dewonu z regionu lubelskiego Table 2. Sampling of the Devonian carbonates from the Lublin area
zró¿nicowanym stopniu zaawansowania procesów diage-netycznych (stanowiska Gie 4, Gie 6 i Gie 7) oraz stosunko-wo ma³o zmieniony wapieñ (stanowisko Gie 5). Stanowiska by³y orientowane wy³¹cznie w zakresie góra–dó³. Warstwy skalne zalegaj¹ poziomo, a wiêc nie by³o mo¿liwoœci wza-jemnego zorientowania opróbowanych stanowisk na pod-stawie regionalnego upadu. Ogólna charakterystyka stanowisk jest przedstawiona w tab. 2.
Pod wzglêdem pierwotnej charakterystyki sedymento-logicznej badane próbki reprezentuj¹ dwa ró¿ne œrodowi-ska depozycyjne. Wêglany ze stanowisk Gie 4–5 by³y deponowane jako ni¿ejp³ywowe mu³y, pierwotnie wapien-ne, z bogat¹ faun¹ morsk¹. Wêglany ze stanowisk Gie 6–7 to oko³op³ywowe mu³y, pierwotnie dolomitowe lub dolo-mitowo-wapienne, pozbawione fauny i powsta³e w warun-kach okresowo wynurzanych równi miêdzy- i/lub wy¿ejp³ywowych o silnej ewaporacji.
Opróbowane ska³y wêglanowe s¹ zró¿nicowane pod wzglêdem charakteru i stopnia nasilenia przemian wtór-nych. Najmniej objête tymi procesami by³y utwory
repre-zentowane przez stanowisko Gie 6. Wystêpuj¹cy tu piryt ma najprawdopodobniej wczesn¹ genezê (eogenetyczny), natomiast dolomit zosta³ objêty co najwy¿ej nieznaczn¹ rekrystalizacj¹ w uk³adzie zamkniêtym (brak struktur roz-puszczeniowych i spêkañ, czytelna pierwotna laminacja).
Stanowisko Gie 4 reprezentuje dolomit póŸny (mezogenetyczny) z przejawami silnych procesów dolomi-tyzacji zacieraj¹cej pierwotne cechy sedymentacyjne, po³¹czonej z rozpuszczaniem i wtórnym wype³nianiem powsta³ej porowatoœci przez ró¿ne generacje osadów kry-stalicznych i cementów.
Próbka ze stanowiska Gie 5 ma wprawdzie czyteln¹ strukturê pierwotnego wapienia, ale zawiera znacz¹c¹ domieszkê wtórnego dolomitu póŸnego (o wspólnej gene-zie z dolomitem pobliskiej próbki Gie 4), a tak¿e jeszcze póŸniejszego kalcytu.
Próbka ze stanowiska Gie 7 pochodzi z tego samego kompleksu dolomitów perylitoralnych, co Gie 6, ale ró¿ni siê od niej wyraŸnie obecnoœci¹ grubiej krystalicznego dolo-sparytu wtórnego po wapieniu laminowanym lub po dolomikry-cie oraz wystêpowaniem póŸnego cementu dolomitowego.
Metodyka
Prace analityczne wykonano w Laboratorium Paleomagnetycznym Pañstwowego Instytutu Geologicznego w Warszawie. Z ka¿dego stanowiska wyciêto 4–5 próbek cylindrycznych o wspólnej orientacji. Próbki rozmagneso-wano termicznie. Pomiary naturalnej pozosta³oœci magnetycznej (NRM) i roz-magnesowanie przeprowadzano w klatce Helmholtza, zmniejszajacej natê-¿enie otaczaj¹cego pola geomagnetycz-nego o 95%. Sk³ad frakcji magnetycznej okreœlano poprzez stopniowe nak³adanie izotermicznej pozosta³oœci magnetycz-nej (IRM), oraz rozmagnesowanie ter-miczne IRM na³o¿onej w jednej próbce w trzech wzajemnie prostopad³ych kierun-kach w polach: 0.1 T, 0.4 T i 1.4 T (Low-rie, 1990). Stanowisko G11 Site G11 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 SIRM = 424,32 mA/m 0 50 100 150 200 250 300 350 H (mT) 0 500 1000 1500 temperatura ( C)° temperature ( C)° 0 100 200 300 400 500 600 IRM/SIRM IRM (mA/m) Stanowisko Gie 4 Site Gie 4 SIRM = 292,3 mA/m 0 0,2 0,4 0,6 0,8 H (mT) 0 500 1000 1500 0 50 100 150 200 250 300 temperatura ( C)° temperature ( C)° 0 100 200 300 400 500 600 IRM/SIRM IRM (mA/m) 1,0 Stanowisko Gie 6 Site Gie 6 temperatura ( C)° temperature ( C)° IRM (mA/m) SIRM = 25,3 mA/m H (mT) 0 0,2 0,4 0,6 0,8 0 500 1000 1500 0 5 10 15 20 25 30 0 100 200 300 400 500 600 IRM/SIRM 1,0 Stanowisko G10 Site G10 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 SIRM = 31,92 mA/m IRM/SIRM 0 5 10 15 20 25 30 H (mT) 0 500 1000 1500 temperatura ( C)° temperature ( C)° 0 100 200 300 400 500 600 IRM (mA/m) 0,1T 0,4 T 1,4 T 0,1T 0,4 T 1,4 T 0,1T 0,4 T 0,1T 0,4 T
Ryc. 2. Stopniowe nak³adanie IRM (lewa kolumna) oraz termiczne rozmagnesowanie IRM na³o¿onej wzd³u¿ 3 osi (prawa kolum-na). IRM — izotermiczna pozosta³oœæ magnetyczna, SIRM — namagnesowanie nasycenia
Fig. 2. Stepwise acquisition of IRM (left column) and thermal demagnetization of IRM acquired along 3 axes (right column). IRM — isothermal remanent magnetization, SIRM — saturation isothermal remanent magnetiza-tion
Petromagnetyzm
Sk³ad minera³ów magnetycznych w wêglanach z Gie³czwi i Gocza³kowic jest podobny. Krzywe nak³adania IRM (ryc. 2) wskazuj¹ na wystêpowanie, we wszystkich badanych próbkach, minera³u o niskiej koercji: blisko 95% nasycenia (SIRM) jest uzyskane w niskich polach 250–300 mT. Rozmagnesowanie termiczne IRM, na³o¿onej w trzech wzajemnie prostopad³ych kierunkach, potwierdza te obser-wacje. Frakcja o wysokiej koercji (1,4 T) jest nieobecna. Dominuje frakcja niskokoercyjna (0,1 T) przy niewielkim udziale frakcji œredniokoercyjnej (0,4 T). Maksymalne temperatury odblokowuj¹ce 500–580oC (ryc. 2) i niska koercja noœnika namagnesowania œwiadcz¹ o obecnoœci magnetytu. Spadki natê¿enia IRM miêdzy 300 i 350oC w niektórych próbkach mog³yby œwiadczyæ o obecnoœci piro-tynu. Minera³ ten jednak ma nieco wy¿sz¹ koercjê ni¿ magnetyt (Opdyke & Channell, 1995) i powinien zaznaczyæ siê na krzywych jako frakcja 0,4T, wystêpuj¹ca w badanych próbkach w minimalnej iloœci.
Pewne ró¿nice pomiêdzy próbkami z Gie³czwi i Gocza³kowic wystêpuj¹ przy porównaniu zmian
podatno-œci magnetycznej k wzglêdem temperatury. Wzrost podat-noœci w okolicach temperatury 400oC, we wszystkich badanych próbkach z Lubelszczyzny (ryc. 3A–D), œwiad-czy o obecnoœci pirytu, i jego przeobra¿eniu w magnetyt podczas wygrzewania (van Velzen, 1992; Grabowski, 2000a). Próbki z Gocza³kowic zachowuj¹ siê w sposób bardziej zró¿nicowany (ryc. 3E–H) — w próbkach ze sta-nowiska G 10 obserwuje siê znaczny wzrost podatnoœci powy¿ej 400oC, jednak w stanowiskach G 13 i G 14 ten wzrost jest ju¿ znacznie mniejszy, a w stanowisku G 11 podatnoœæ wyraŸnie spada pomiêdzy 400 a 450oC. Œwiad-czy to o zró¿nicowaniu zawartoœci pirytu pomiêdzy stano-wiskami. Spadek podatnoœci w próbce G 11 jest zwi¹zany najprawdopodobniej z obecnoœci¹ maghemitu (utlenione-go magnetytu) (Opdyke & Channell, 1995).
Rozmagnesowanie
Prawie wszystkie próbki, wykazuj¹ bardzo dobr¹ powtarzalnoœæ œcie¿ek rozmagnesowania. Natê¿enia NRM s¹ doœæ wysokie, jak na ska³y wêglanowe (tab. 3, 4), przy-bieraj¹c najwy¿sze wartoœci w mezogenetycznych dolomi-tach ze stanowiska Gie 4 i w wapieniach ze stanowiska G 11. Jedynie próbki ze stanowiska Gie 6 (dolomity eogenetycz-ne) wykazywa³y skrajnie niskie natê¿e-nia NRM. Nie zaobserwowano te¿ zbie¿noœci œcie¿ek rozmagnesowania pomiêdzy próbkami z tego stanowiska. Stosunkowo s³aby sygna³ wykazywa³y te¿ wapienie ze stanowiska G 10, uda³o siê tam jednak wyró¿niæ charaktery-styczne kierunki namagnesowania.
W próbkach zaobserwowano dwie sk³adowe namagnesowania: niskotem-peraturow¹ (LT — temperatury odblokowuj¹ce 100–150oC–250–300oC) i wysokotemperaturow¹ (HT — tempe-ratury odblokowuj¹ce 250–475oC). Sk³adowa HT wykazuje dobr¹ zbie¿noœæ w obrêbie poszczególnych stanowisk. Proste odcinki na diagramach Zijdervel-da (ryc. 4), zmierzaj¹ce do œrodka uk³adu wspó³rzêdnych, œwiadcz¹ o du¿ej stabilnoœci tej sk³adowej.
Dobra zbie¿noœæ sk³adowej HT pomiêdzy stanowiskami z otworu Gocza³kowice (tab. 3 i ryc. 5A, B) potwierdza prawid³owo przeprowa-dzon¹ wstêpn¹ orientacjê stanowisk i jednorodny kierunek upadu. Sk³adowa HT wykazuje odwrotn¹ polarnoœæ i inklinacjê –31o (przed korekcj¹ tekto-niczn¹) lub –16o(po korekcji tektonicz-nej). Nieco lepsza zbie¿noœæ sk³adowej HT wystêpuje w uk³adzie po korekcji tektonicznej, ró¿nica ta jednak nie jest znacz¹ca z punktu widzenia testu fa³dowego.
W utworach dewoñskich z Gie³czwi sk³adowa HT wykazuje inklinacje 12–18o(tab. 4; ryc. 6A–C). Stosunkowo
Stanowisko G10 Site G10 0 1 2 3 4 5 6 E temperatura ( C)° temperature ( C)° 0 100 200 300 400 500 k/k o Stanowisko G11 Site G11 F 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,2 1,0 temperatura ( C)° temperature ( C)° 100 0 200 300 400 500 k/k o Stanowisko G13 Site G13 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 G 0 temperatura ( C)° temperature ( C)° 100 200 300 400 500 k/k o Stanowisko G14 Site G14 H 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,2 1,0 0 temperatura ( C)° temperature ( C)° 100 200 300 400 500 k/k o Stanowisko Gie4 Site Gie4 0 2 4 6 8 10 12 14 A 0 temperatura ( C)° temperature ( C)° 100 200 300 400 500 k/k o Stanowisko Gie5 Site Gie5 B 0 1 2 3 4 5 6 0 temperatura ( C)° temperature ( C)° 100 200 300 400 500 k/k o Stanowisko Gie6 Site Gie6 0 0,5 1,0 1,5 2,0 C 0 temperatura ( C)° temperature ( C)° 100 200 300 400 500 k/k o Stanowisko Gie7 Site Gie7 D 0 1 2 3 4 5 6 0 temperatura ( C)° temperature ( C)° 100 200 300 400 500 k/k o
Ryc. 3. Zmiany podatnoœci magnetycznej (k) badanych próbek w funkcji temperatury Fig. 3. Magnetic susceptibility (k) changes of investigated samples during thermal treatment
niewielki rozrzut inklinacji wskazuje, ¿e sk³adowa HT mo¿e byæ równowiekowa we wszystkich trzech stanowi-skach.
Sk³adowa LT wykazuje dobr¹ zbie¿noœæ w skach Gie 4 i Gie 5 z Gie³czwi oraz we wszystkich stanowi-skach z Gocza³kowic (tab. 3, 4). WyraŸnie mniejszy rozrzut sk³adowej LT w Gocza³kowicach obserwuje siê po korekcji tektonicznej (ryc. 5C, D), mo¿na wiêc zaryzykowaæ stwier-dzenie o przedfa³dowym pochodzeniu tej sk³adowej. Inklina-cje sk³adowej LT w stanowiskach Gie 4 i Gie 5 s¹ zró¿nicowane (tab. 4), co utrudnia jej bezpoœredni¹ inter-pretacjê.
Kierunki charakterystyczne i ich wiek
Zaskakuj¹cy pozytywny wynik testu fa³dowego dla sk³adowej LT z Gocza³kowic œwiadczy, ¿e sk³adowa ta raczej nie jest wspó³czesn¹ lepk¹ pozosta³oœci¹ magne-tyczn¹ (VRM) (chocia¿ jej niskie temperatury odbloko-wuj¹ce mog³yby na to wskazywaæ) lecz namagnesowaniem póŸnotrzeciorzêdowym. Oznacza³oby to, ¿e wychylenie ska³ dewoñskich w Gocza³kowicach wyst¹pi³o stosunkowo niedawno (ostatnie 20 mln lat), a wiêc mia³o zwi¹zek z nasuwaniem siê Karpat i tworzeniem rowów przedgór-skich na ich przedpolu. Interpretacja czasowych profili sej-smicznych (Krzywiec i in. [W:] Nawrocki, 2001)
potwierdza ten wniosek, gdy¿ strop dewonu i miocenu wykazuj¹ ten sam upad.
Poniewa¿ m³odsza sk³adowa LT ma genezê przed-fa³dow¹, taki sam uk³ad (po korekcji tektonicznej) nale¿y przyj¹æ dla interpretacji wieku sk³adowej HT. Po³o¿enie paleobieguna kierunku HT z Gocza³kowic na krzywej pozornej wêdrówki paleobieguna dla p³yty europejskiej jednoznacznie wskazuje na jego permski wiek (ryc. 7), miêdzy 287 a 262 mln lat.
Sk³adow¹ namagnesowania HT z Lubelszczyzny mo¿na datowaæ jedynie na podstawie jej inklinacji. Wykres zmian inklinacji na obecnym obszarze Polski od triasu do dziœ (Grabowski, 2000a, na podstawie Besse & Courtillot, 1991 oraz Van der Voo, 1993) wskazuje, ¿e wszystkie inkli-nacje triasowe i m³odsze przyjmuj¹ wartoœci powy¿ej 30o, a wiêc utrwalenie kierunków HT nast¹pi³o przed triasem. Inklinacja 17–18o(z obarczonych minimalnym b³êdem sta-tystycznym stanowisk Gie 4 i Gie 7 — zob. ryc. 8) mog³aby wskazywaæ na namagnesowanie odwrotne wczesnoperm-skie (279–275 mln lat) lub normalne póŸnokarboñwczesnoperm-skie (306–302 mln lat) albo wczesnokarboñskie (339–326 mln lat). Bior¹c pod uwagê po³o¿enie kierunków LT, które powinny siê sytuowaæ w pobli¿u kierunku pola trzeciorzê-dowego lub wspó³czesnego, b¹dŸ na kole wielkim pomiê-dzy nim a kierunkiem paleozoicznym, za najbardziej prawdopodobny nale¿y uznaæ wczesnopermski wiek prze-magnesowania, taki sam jak w próbkach z otworu Gocza³kowice IG 1 (Grabowski, 2000b). Inklinacja cha-rakterystyczna ze stanowiska Gie 5 (12o) jest obarczona wiêkszym b³êdem jednak jej œrednia wartoœæ tak¿e jest bli-ska oczekiwanym inklinacjom wczesnopermskim. Sk³ado-wa LT w stanowisku Gie 5 odpowiada³aby pozosta³oœci wspó³czesnej lub trzeciorzêdowej, natomiast w stanowisku Gie 4 by³aby ona kierunkiem wypadkowym pomiêdzy namagnesowaniem wspó³czesnym (trzeciorzêdowym?), a odwrotnym wczesnopermskim (ryc. 6D).
Dyskusja
Genezê wczesnopermskiego przemagnesowania ska³ dewoñskich z rejonu Gocza³kowic i Gie³czwi nale¿y roz-patrywaæ na tle ich historii termicznej. Wartoœci CAI w otworze Gocza³kowice IG 1 s¹ bardzo wysokie (Be³ka,
Stano-wisko Sk³ado-wa D/I "95 k n INRMx 10 -4 A/m Gie 4 HT 186/-17 1,6 2300 5 83,7 LT 228/81 7,2 113 5 Gie 5 HT 339/-12 10,3 56,4 5 14,61 LT 152/59 7,4 108 5 Gie 6 – – – – 4 0,76 Gie 7 HT 107/-18 3,3 540 5 30,73 objaœnienia — zobacz tab. 3
Tab. 4. Charakterystyczne kierunki namagnesowania ze ska³ wêglanowych otworów Gie³czew (ka¿de stanowisko we w³asnym uk³adzie orientacji umownej)
Table 4. Characteristic remanent magnetizations from carbona-tes of Gie³czew boreholes (each site in its own arbitrary coordi-nate system)
Stanowisko Sk³adowa D/I Dc/Ic "95 k n INRM
(x 10-4A/m G10 HTLT 212/-2747/81 209/-1216/65 8,14,1 127,9900,4 43 2,85 G11 HT 190/-42 188/-17 5,3 304,2 4 73,99 LT 156/63 90/79 12,7 53 4 G12 HTLT 224/-1950/68 221/-831/57 14,25 333,142,9 44 5,47 G13 HT 200/-30 198/-21 14,5 28,6 5 4,44 LT 12/79 6/69 4,5 420,1 4 G14 HTLT 209/-35165/81 205/-2218/83 12,711 70,153,1 44 9,14 Tab. 3. Charakterystyczne kierunki namagnesowania ze ska³ wêglanowych otworu Gocza³kowice IG 1
Table 3. Characteristic remanent magnetizations from the carbonates of Gocza³kowice IG 1 borehole
Sk³adowa HT œrednia: D/I = 208/-31, "95 = 13,2, k = 34.2; Dc/Ic = 205/-16, "a95= 12,8, k = 36,5, N = 5
Sk³adowa LT œrednia: D/I = 93/82, "a95= 16,5, k = 22,4; Dc/Ic = 26/72, "a95= 13,1, k = 35, N = 5
D — deklinacja, I — inklinacja, Dc (Ic) — deklinacja (inklinacja) po korekcji tektonicznej,α95, k — parametry statystyki Fishera, n — liczba
próbek, w których obserwowano kierunek, N — liczba stanowisk, INRM— œrednie natê¿enie NRM, HT — kierunek wysokotemperaturowy, LT —
1993): 3–4 dla turneju (interwa³ 1984,5–1985,5 m) oraz 4 dla famenu (2067–2069,5 m). Odpowiada to oddzia³ywa-niu temperatur 190–250oC. Mo¿na s¹dziæ, ¿e maksymalne temperatury w jakich znalaz³y siê badane paleomagnetycz-nie utwory frañskie (2154–2273 m) paleomagnetycz-nie by³y ni¿sze. Warunki termicznej aktywacji magnetytu (Middleton & Schmidt, 1982) wskazuj¹, ¿e w takim zakresie temperatur
mo¿e dojœæ do ca³kowitej reorientacji namagnesowania w jednodomenowym magnetycie. Jest wiêc bardzo prawdo-podobne, ¿e wczesnopermskie przemagnesowanie w Gocza³kowicach datuje w³aœnie okres maksymalnego pod-grzania. Nale¿y jednak zwróciæ uwagê, ¿e istnieje odwrot-na korelacja pomiêdzy intensywnoœci¹ przemagnesowania a obecnoœci¹ pirytu, sugeruj¹ca, ¿e przemagnesowanie mia³o te¿ charakter chemiczny. Próbka ze stanowiska G 10, najs³abiej magnetyczna, wykazuje wyraŸny wzrost podat-noœci powy¿ej 400oC, zwi¹zany z przemian¹ pirytu w magnetyt. Z kolei w bardzo silnie magnetycznej próbce G 11 obserwuje siê znaczny spadek podatnoœci miêdzy 400 a 450oC, œwiadcz¹cy o braku wiêkszych iloœci siarczków Fe. Próbki, w których przemagnesowanie permskie wykazy-wa³o umiarkowane natê¿enia, wykazuj¹ tylko lekki wzrost próbka Gie4-1 specimen Gie4-1 Inrm = 136×10 A/m-4 A próbka Gie5-1a specimen Gie5-1a Inrm = 14,23×10 A/m-4 B C próbka Gie6-3 specimen Gie6-3 Inrm = 0,31×10 A/m-4 próbka G10a specimen G10a Inrm = 3,18×10 A/m-4 D próbka G11b specimen G11b Inrm = 82×10 A/m-4 E 100 100 S Up W S xy xz yz Irm/Inrm 1 00 200 400 C° xz xy yz S Up W S 50 50 Irm/Inrm 1 00 200 400 C° Irm/Inrm 1 00 200 400 C° 10 10 Up N W N xz yz xz Irm/Inrm 1 00 200 400 C° 0,1 0,1 0,2 S W S Down xy yz xz Irm/Inrm 1 0 200 0 400 C° yz xz xy Up S W S 2 1 1 1
Ryc. 4. Projekcje ortogonalne (diagramy Zijdervelda) œcie¿ek rozmagnesowania oraz wykresy spadku natê¿enia naturalnej pozosta³oœci magnetycznej podczas rozmagnesowania termicz-nego (Irm/Inrm) dla reprezentatywnych próbek z poszczegól-nych stanowisk
Fig. 4. Representative examples of orthogonal projections (Zijderveld diagrams) of demagnetization paths and NRM inten-sity decay plots during thermal treatment
Gocza³kowice IG 1 sk³adowa HT component HT Gocza³kowice IG 1 sk³adowa LT component LT A B 270 210 240 180 30 60 30 60 180 210 240 270 przed korekcj¹ tektoniczn¹
before tectonic correction
po korekcji tektonicznej after tectonic correction
przed korekcj¹ tektoniczn¹ before tectonic correction
po korekcji tektonicznej after tectonic correction
C D 30 60 0 30 60 90 30 60 0 30 60 90
projekcja na doln¹ pó³kulê lower hemisphere projection
projekcja na górn¹ pó³kulê upper hemisphere projection Ryc. 5. Projekcja stereograficzna charakterystycznych sk³ado-wych namagnesowania stanowisk z otworu Gocza³kowice IG 1. A — sk³adowa HT przed korekcj¹ tektoniczn¹, B — sk³adowa HT po korekcji tektonicznej, C — sk³adowa LT przed korekcj¹ tektoniczn¹, D — sk³adowa LT po korekcji tektonicznej. Fig. 5. Stereographic projection of characteristic magnetization components from borehole Gocza³kowice IG 1. A — component HT before tectonic correction, B — component HT after tectonic correction, C — component LT before tectonic correction, D — component LT after tectonic correction
podatnoœci w przedziale 400–450oC. Podwy¿szonej tem-peraturze mog³y towarzyszyæ wiêc tak¿e przemiany che-miczne polegaj¹ce na utlenieniu pirytu do magnetytu. Taki mechanizm przemagnesowania niektórych ska³ wêglano-wych jest dobrze udokumentowany (Suk i in., 1990).
Obecnoœæ œrodowiska umiarkowanie utleniaj¹cego nie powinna dziwiæ, gdy¿ inwersja tektoniczna basenu górno-œl¹skiego nast¹pi³a w westfalu lub stefanie i ska³y dewo-ñskie we wczesnym permie etap maksymalnego pogrzebania mia³y ju¿ najprawdopodobniej za sob¹. Za przemagnesowaniem termiczno-chemicznym, które nie odpowiada czasowi najwiêkszego pogrzebania, przemawia te¿ fakt, ¿e w piaskowcach kambryjskich nie zaobserwo-wano sk³adowych wczesnopermskich (Nawrocki, 2001). Równie¿ analizy paleotemperatur w piaskowcach kambru (Jachowicz & Poprawa [W:] Nawrocki, 2001) wykazuj¹ paradoksalnie ni¿sze wartoœci ni¿ w wêglanach dewo-ñskich. Niezale¿nie od problemów metodycznych (paleo-temperatury w dewonie oznaczano na podstawie CAI, a w kambrze wed³ug stopnia zmian koloru akritarch TAI) mo¿na wysun¹æ hipotezê, ¿e wêglany dewoñskie we wcze-snym permie „prze¿y³y” wydarzenie o charakterze „ter-miczno-chemicznym” (migracja gor¹cych roztworów?), które nie zosta³o zarejestrowane w ni¿ej le¿¹cych klasty-kach kambru.
Badania paleotemperatur wêglanów dewoñskich w rejonie Gie³czwi na LubelszczyŸnie (K. Narkiewicz i in., 1998) wskazuj¹, ¿e ska³y te przesz³y podobn¹ historiê ter-miczn¹, jak przemagnesowane wapienie z Gocza³kowic (CAI = 3). Podobne cechy zapisu paleomagnetycznego i paleotermicznego upowa¿niaj¹ do wysuniêcia hipotezy, ¿e równie¿ tutaj zdarzenie paleotermiczne mog³o mieæ miej-sce we wczesnym permie. Jednak, podobnie jak w Gocza³kowicach, tak¿e w Gie³czwi istniej¹ przes³anki dzia³alnoœci czynników chemicznych. Intensywnoœæ prze-magnesowania koreluje siê tutaj z nasileniem póŸnych sta-diów dolomityzacji. Najsilniej s¹ przemagnesowane mezogenetyczne dolomity ze stanowiska Gie 4, natomiast stosunkowo ma³o zmienione eogenetyczne dolomity ze stanowiska Gie 6 nie zawieraj¹ w ogóle sk³adowych perm-skich. W stanowiskach Gie 5 i Gie 7 (to ostatnie odleg³e zaledwie o 1 m od stanowiska Gie 6), gdzie stwierdzono obecnoœæ póŸnych cementów dolomitowych i zrekrystali-zowanego dolosparytu przy ogólnie czytelnej pierwotnej teksturze ska³, natê¿enie przemagnesowania permskiego jest umiarkowane.
Dobrze udokumentowane wczesnopermskie przema-gnesowanie, oparte na magnetycie, jest znane tak¿e z NW krañca regionu kieleckiego Gór Œwiêtokrzyskich (Gra-bowski & Nawrocki, 1996). Zosta³o ono stwierdzone w dolomitach ¿ywetu (kamienio³om „Laskowa”) oraz wapie-niach franu (kamienio³om „Kostom³oty”). Obie lokalizacje wykazuj¹ wysokie, jak na Góry Œwiêtokrzyskie, indeksy CAI = 3. Strefa zwiêkszonego strumienia cieplnego jest tutaj wyraŸnie zwi¹zana z przebiegiem dyslokacji œwiêto-krzyskiej (Be³ka, 1990).
Jedn¹ z mo¿liwych przyczyn wczesnopermskich prze-magnesowañ mo¿e byæ wulkanizm i stowarzyszone z nim zwiêkszony strumieñ cieplny oraz aktywnoœæ gor¹cych roztworów. Wczesnopermski wiek wtórnych pozosta³oœci magnetycznych w dewoñskich ska³ach wêglanowych w regionie krakowskim, jest faktem od dawna znanym (Nawrocki, 1993). Przemagnesowanie jest tam czasowo i przestrzennie zwi¹zane z wulkanizmem wczesnoperm-skim. W 5 lokalizacjach dolomitów oraz wapieni ¿ywetu z kamienio³omów w Dubiu i Dêbniku oraz z odkrywek w dolinie Zbrzy wyró¿niono dobrze zdefiniowan¹ wtórn¹
C 30 90 150 210 270 330 30 60 Gie 7 240 300 60 180 120 0 D 30 90 150 210 270 330 30 60 240 300 60 180 120 0 HT HT LT A 30 90 150 210 270 330 30 60 Gie 4 240 300 60 180 120 0 HT B 30 90 150 210 270 330 30 60 Gie 5 240 300 60 180 120 0 HT LT LT
projekcja na doln¹ pó³kulê lower hemisphere projection
projekcja na górn¹ pó³kulê upper hemisphere projection Ryc 6. Projekcja stereograficzna charakterystycznych sk³ado-wych namagnesowania stanowisk z otworów Gie³czew PIG 5 i 6. A — stanowisko Gie 4, B — stanowisko Gie 5, C — stanowisko Gie 7, D — sk³adowe LT i HT ze stanowisk Gie 4, 5 i 7 po reorien-tacji stanowisk wzglêdem wspó³czesnej pó³nocy geograficzne Fig. 6. Stereographic projection of characteristic magnetization components from the sites of boreholes Gie³czew PIG 5 and 6. A — site Gie 4, B — site Gie 5, C — site Gie 7, D — components LT and HT from sites Gie 4, 5 and 7 after reorientation of sites along the present geographic north
350 307 293 287 281 256 262 0° 30 S° 60 S° 300 E° 330 E° 0°
Ryc. 7. Paleobiegun HT z wapieni dewoñskich z otworu Gocza³kowice IG 1 (wraz z owalem 95% ufnoœci) na tle pozornej wêdrówki paleobieguna p³yty ba³tyckiej w póŸnym paleozoiku (wg Torsvika i in., 1996)
Fig. 7. Paleopole HT from the Devonian limestones of borehole Gocza³kowice IG 1 (with 95% confidence oval), against the apparent polar wander path of Baltica in the Late Paleozoic (after Torsvik et al., 1996)
sk³adow¹ A, opart¹ na hematycie. Paleobiegun kierunku A sytuuje siê na pozornej œcie¿ce paleobieguna p³yty europej-skiej w przedziale 280–260 mln lat. Jest wiêc to wiek iden-tyczny, jak wiek przemagnesowania wapieni i dolomitów z Gie³czwi i Gocza³kowic. Przemagnesowanie wystêpuje przede wszystkim w kompleksach wêglanowych usytu-owanych w pobli¿u intruzji i wykazuj¹cych wysokie indeksy CAI (3–5) (Be³ka, 1993). Stabilne namagnesowa-nie w wulkanitach tego rejonu ma dok³adnamagnesowa-nie taki sam kieru-nek (Birkenmajer & Nairn, 1964), jak wtórne namagnesowanie ska³ wêglanowych dewonu. Obecnoœæ przemagnesowania wczesnopermskiego w utworach dewo-ñskich oddalonych od intruzji wulkanicznych (Lubelszczy-zna, Górny Œl¹sk, Góry Œwiêtokrzyskie) wskazuje na szeroki zasiêg zmian póŸnodiagenetycznych byæ mo¿e zwi¹zanych z regionalnym magmatyzmem.
Podsumowanie
Wspólnym elementem ³¹cz¹cym wszystkie analizowa-ne utwory dewoñskie jest, poza ich przynale¿noœci¹ do tej samej du¿ej jednostki paleogeograficznej (platformy wêglanowej), wczesnopermski wiek wtórnego namagne-sowania, najprawdopodobniej o genezie chemicznej i/lub termicznej. W przypadku rejonu Krakowa istnieje zwi¹zek czasowo-przestrzenny przemagnesowania z przejawami zjawisk wulkanicznych i termicznych wieku wczesno-permskiego. Zjawiska te maj¹ niew¹tpliwie zwi¹zek z rozwi-niêtym na skalê kontynentaln¹ magmatyzmem najpóŸniejsze-go karbonu i wczesnenajpóŸniejsze-go permu (295–285 Ma), którenajpóŸniejsze-go centrum znajdowa³o siê na obszarze pó³nocno-wschodnich Niemiec (Plein, 1995; Breitkreutz & Kennedy, 1999; por. te¿ van Wees i in., 2000). Bezpoœrednie przejawy tego magmatyzmu notuje siê w zachodniej Polsce (Pomorze Zach., Wielkopolska, Sudety), w regionie krakowskim i w pó³nocno-wschodniej Polsce (Jackowicz, 1997; Pokorski, 1997). Mo¿na przypuszczaæ, ¿e zwi¹zane ze ska³ami
prze-grzanymi zjawiska przemagnesowania wczesnopermskie-go w rejonie Gór Œwiêtokrzyskich i po³udniowej czêœci basenu górnoœl¹skiego (Gocza³kowice) równie¿ by³y uwa-runkowane anomali¹ termiczn¹ na peryferiach wspomnia-nej strefy magmatyzmu. Jest to tak¿e prawdopodobne w przypadku Lubelszczyzny, aczkolwiek tutaj dowody na oddzia³ywanie intruzji s¹ najs³absze, zapewne z racji wiêk-szego oddalenia od centralnej czêœci obszaru magmowego. W przypadku Gocza³kowic bezpoœredni¹ przyczyn¹ magnesowania mog³y byæ termicznie uwarunkowane prze-obra¿enia pirytu, natomiast w przypadku Lubelszczyzny — procesy póŸnej „¿elazonoœnej” dolomityzacji urucho-mione przez zwiêkszony strumieñ cieplny. Je¿eli ta inter-pretacja jest poprawna, wówczas mamy do czynienia z szeregiem ró¿nych, choæ zachodz¹cych równoczeœnie, procesów diagenetycznych, które mia³y najprawdopo-dobniej wspólne, ponadregionalne uwarunkowania paleo-termiczne.
Wniosek ten nale¿y traktowaæ jako wstêpny, oparty na niewielkim materiale badawczym, w tym — na wyrywko-wych obserwacjach zjawisk diagenetycznych. Dalsze, pla-nowane przez autorów badania powinny przynieœæ rozszerzon¹ dokumentacjê omawianych zjawisk, pozwalaj¹c¹ na bardziej wiarygodn¹ ich interpretacjê.
Prace zosta³y wykonane w ramach tematów 6.20.9418.00.0 oraz 2.16.9400.00.0 realizowanych w Pañstwowym Instytucie Geologicznym w Warszawie. Autorzy dziêkuj¹ prof. dr hab. M. K¹dzia³ko-Hofmokl (Instytut Geofizyki PAN) za krytyczne recenzje.
Literatura
BANERJEE S., ELMORE R.D. & ENGEL M.H. 1997 — Chemical remagnetization and burial diagenesis: Testing the hypothesis in the Pennsylvanian Belden Formation, Colorado. Jour. Geoph. Res., 102, B11: 24 825–24 842.
BELKA Z. 1990 — Thermal Maturation and Burial History from Conodont Colour Alteration Data. Holy Cross Mts, Poland. Cour. For-sch.-Inst. Senckenberg, 118: 241–251.
BE£KA Z. 1993 — Thermal and burial history of the Cracow–Silesia region (southern Poland) assessed by conodont CAI analysis. Tecto-nophysics, 227: 161–190.
BESSE J. & COURTILLOT V. 1991 — Revised and synthetic apparent polar wander paths for the African, Eurasian, North American and Indian plates, and true polar wander since 200 Ma. Jour. Gephys. Res., 96, B3: 4029–4050.
BU£A Z. 2000 — Dolny paleozoik Górnego Œl¹ska i zachodniej Ma³opolski. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 171: 5–89.
BIRKENMAJER K. & NAIRN A.E.M. 1964 — Paleomagnetic studies of Polish rocks. 1. The Permian igneous rocks of the Kraków District. Rocz. Pol. Tow. Geol., 34: 225–244.
BREITKREUTZ C. & KENNEDY A. 1999 — Magmatic flare-up at the Carboniferous-Permian boundary in the NE German basin revealed by SHRIMP zircon ages. Tectonophysics, 302: 307–326.
DVORAK J., GALLE A., HERBIG H.-G., KREJCI Z., MALEC J., PASZKOWSKI M., RACKI G., SKOMPSKI S., SZULCZEWSKI M. & ¯AKOWA H. 1995 — Evolution of the Polish-Moravian carbonate platform in the Late Devonian and Early Carboniferous: Holy Cross Mts., Kraków Upland, Moravian Karst. Guide to Excursion B4, XIII Inter. Congr. Carb.-Permian, Aug. 28-Sept. 2, 1995: 1–35.
ELMORE R.D. & LEACH M.C. 1990 — Remagnetization of the Rush Springs Formation, Cement, Oklahoma: Implications for dating hydro-carbon migration and aeromagnetic exploration. Geology, 18: 124–127. ELMORE R.D., CAMPBELL T., BANERJEE S. & BIXLER W.G. 1998 — Paleomagnetic dating of ancient fluid – flow events in the Arbuckle Mountains, southern Oklahoma. [W:] Parnell J. (ed.), Dating and dura-tion of fluid flow and fluid — rock interacdura-tion. Geol. Soc. London Spec. Publ., 144: 9–25.
ELMORE R.D., IMBUS S.W., ENGEL M.H. & FRUIT D. 1993a — Hydrocarbons and magnetizations in magnetite. [W:] Applications of
-40 -30 -20 -10 0 10 20 30 250 270 290 310 330 350 370 390 410 inklinacja( )° inclination( )° wiek (Ma) age (Ma)
Inklinacje kierunku HT ze stanowisk: Inclinations of the component HT from sites:
Gie4 Gie7
paleoinklinacje oczekiwane dla regionu lubelskiego "expected" paleoinclinations for the Lublin area
Ryc. 8. Wykres zmian paleoinklinacji oczekiwanych dla regionu lubelskiego, miêdzy 390 a 250 mln lat (dane wg Torsvika i in., 1996) z naniesionymi inklinacjami kierunku HT ze stanowisk Gie 4 (kolor czerwony) i Gie 7 (kolor ¿ó³ty). Zaznaczone prze-dzia³y uwzglêdniaj¹ zakresy ufnoœci, wynikaj¹ce z wartoœci parametru "95 (zob. tab. 4). Trzy mo¿liwoœci interpretacji wieku kierunku HT s¹ omówione w tekœcie
Fig. 8. “Expected” paleoinclinations for the Lublin area, betwe-en 390 and 250 Ma (data after Torsvik et al., 1996), and inclina-tions of the component HT from sites Gie 4 (red) and Gie 7 (yellow). Errors calculated from "95 confidence ovals (see Table 4) are indicated. Three options of the age determinations of the component HT are discussed in the main text
paleomagnetism to sedimentary geology. SEPM Sp. Publ., 49: 181–191.
ELMORE R.D., LONDON D., BAGLEY D. & FRUIT D. 1993b — Remagnetization by basinal fluids: testing the hypothesis in the Viola limestone, Southern Oklahoma. Jour. Geoph. Res., 98, B4: 6237–6254. GRABOWSKI J. 2000a — Palaeo- and rock magnetism of Mesozoic carbonate rocks in the Sub-Tatric series (Central West Carparthians) — palaeotectonic implications. Pol. Geol. Inst. Sp. Pap., 5: 1–88. GRABOWSKI J. 2000b — Paleomagnetyzm wybranych ska³ dewonu i karbonu regionu lubelskiego: zastosowanie do orientacji rdzeni wiert-niczych. CAG Pañstw. Inst. Geol.
GRABOWSKI J. & NAWROCKI J. 1996 — Multiple remagnetizations in the Devonian carbonates in the northwestern part of the Kielce region (Holy Cross Mts, southern part). Geol. Quarter., 40: 47–64. HELLER S. 1995 — Lithologie und Fazies der devonischen Sedimente im Grundgebirge des Oberschlesischen Kohlebeckens (Bohrung Goczalkowice IG1), Polen. Diplomarbeit, Universität Tübingen. JACKOWICZ E. 1997 — Perm dolny (czerwony sp¹gowiec). Ska³y wulkaniczne. [W:] S. Marek & M. Pajchlowa (red.), Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 42–45. KATZ B. ELMORE R.D., COGOINI M., ENGEL M.H. & FERRY S. 2000 — Associations between burial diagenesis of smectite, chemical remagnetization and magnetite authigenesis in the Vocontian trough, SE France. Jour. Geoph. Res., 105, B1: 851– 868.
KATZ B., ELMORE R.D. & ENGEL M.H. 1998 — Authigenesis of magnetite in organic-rich sediment next to a dike: implications for ther-moviscous and chemical remagnetizations. Earth and Planet. Sc. Lett., 163: 221–234.
KENT D.V. 1985 — Thermoviscous remagnetization in some Appala-chian limestones. Geoph. Res. Lett., 12: 805–808.
KILGORE B. & ELMORE R.D. 1989 — A study of the relationship between hydrocarbon migration and the precipitation of authigenic magnetic minerals in the Triassic Chugwater Formation, southern Mon-tana. Geol. Soc. Amer. Bull., 101: 1280–1288.
LEWCHUK M.T., AL–AASM I.S., SYMONS D.T.A. & GILLEN K.P. 2000 — Late Laramide dolomite recrystallization of the Husky Rain-bow “A” hydrocarbon Devonian reservoir, northwestern Alberta, Cana-da: paleomagnetic and geochemical evidence. Can. Jour. Earth Sc., 37: 17–29.
LOWRIE W. 1990 — Identification of ferromagnetic minerals in a rock by coercivity and unblocking temperature properties. Geophys. Res. Lett., 17: 159–162.
MACHEL H.G. & BURTON E.A. 1991 — Causes and spatial distribu-tion of anomalous magnetizadistribu-tion in hydrocarbon seepage environ-ments. Am. Ass. Petr. Geol. Bull., 75: 1864–1876.
MCCABE C. & ELMORE R.D. 1989 —The occurrence and origin of late Paleozoic remagnetization in the sedimentary rocks of North Ame-rica. Rev. Geophys., 27: 471–494.
MCCABE C. JACKSON M. & SAFFER B. 1989 — Regional patterns of magnetite authigenesis in the Appalachian Basin: Implications for the mechanism of Late Paleozoic remagnetization. Jour. Geophys. Res., 94: 10429–10443.
MIDDLETON M.F. & SCHMIDT P.W. 1982 — Palaeothermometry of the Sydney Basin. Jour. Geoph. Res., 87: 5351–5359.
MI£ACZEWSKI L. 1995 — Wyniki otworów Gie³czew (streszcz. ref.). Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 51: 11–12.
NARKIEWICZ M. 1985 — Badania dewoñskiego szelfu wêglanowego po³udniowej Polski. Prz. Geol., 33: 253–258.
NARKIEWICZ K., GROTEK I. & MATYJA H. 1998 — Dojrza³oœæ ter-miczna materii organicznej w utworach górnodewoñskich obszaru radom-sko-lubelskiego i pomorskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 235–244. NARKIEWICZ M., MI£ACZEWSKI L., KRZYWIEC P. & SZEWCZYK J. 1998 — Zarys architektury depozycyjnej basenu dewoñskiego na obszarze radomsko-lubelskim. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 57–72.
NAWROCKI J. 1993 — The Devonian-Carboniferous platform pale-omagnetic directions from the Silesian-Cracow area and their impor-tance for Variscan paleotectonic reconstructions. Geol. Quart., 37: 397–430.
NAWROCKI J. 2001 (red.) — Zintegrowana analiza geofizyczno-ge-ologiczna kambryjskiej pokrywy masywu górnoœl¹skiego. Temat finan-sowany ze œrodków NFOŒi GW. CAG Pañstw. Inst. Geol.
OLIVER R. 1986 — Fluids expelled tectonically from orogenic belts: Their role in hydrocarbon migration and other geological phenomena. Geology, 14: 99–102.
OPDYKE N.D. & CHANNELL J.E.T. 1996 — Magnetic stratigraphy. Academic Press, San Diego.
PLEIN E. 1995 — Norddeutsches Rotliegendbecken. Cour. For-sch.-Inst. Senckenberg, 183: 1–193.
POKORSKI J. 1997 — Perm dolny (czerwony sp¹gowiec). Sedymen-tacja, paleogeografia i paleotektonika. [W:] S. Marek & M. Pajchlowa (red.), Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce, Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 45–62.
PO¯ARYSKI W. & DEMBOWSKI Z. (red.) 1983 — Mapa geologicz-na Polski i krajów oœciennych bez utworów kenozoicznych, mezozo-icznych i permskich. 1 : 1 000 000. Inst. Geol.
SUK D., PEACOR D.R. & VAN DER VOO R. 1990 — Replacement of pyrite framboids by magnetite in limestone and implications for palaeomagnetism. Nature, 345: 611–613.
STAMATAKOS J., HIRT A.M. & LOWRIE W. 1996 — The age and timing of folding in the central Appalachians from paleomagnetic results. Geol. Soc. Am. Bull., 108: 815–829.
TORSVIK T.H., SMETHURST M.A., MEERT J.G., VAN DER VOO R., MCKERROW W.S., BRASIER M.D., STURT B.A. & WALDERH-AUG H.J. 1996 — Continental break-up and collision in the Neoprote-rozoic and Paleozoic — a tale of Baltica and Laurentia. Earth Sc. Rev,. 40: 229–258.
VAN DER VOO R. 1993 — Paleomagnetism of the Atlantic, Tethys and Iapetus Oceans. Cambridge University Press.
VAN VELZEN A. 1992 — Magnetic minerals in Pliocene and Pleisto-cene marine marls from Southern Italy. Rock magnetic properties and alteration during thermal demagnetisation. Geol. Ultraiectina, 122: 1–154.
VAN WEES, J.-D., STEPHENSON R.A., ZIEGLER, P.A., BAYER U., MCCANN T., DADLEZ R., GAUPP, R., NARKIEWICZ M., BITZER F. & SCHECK M. 2000 — On the origin of the southern Permian Basin, Central Europe. Marine and Petrol. Geol., 17: 43–59.
XU W., VAN DER VOO R. & PEACOR D.R. 1998 — Electron micro-scopic and rock magnetic study of remagnetized Leadville carbonates, central Colorado. Tectonophysics, 296: 333–362.
¯ELICHOWSKI A.M. & PORZYCKI J. 1983 — Mapa struktural-no-geologiczna bez utworów m³odszych od karbonu (1 : 500 000). [W:] ¯elichowski A.M., Koz³owski S. (red.), Atlas geologiczno-surow-cowy obszaru lubelskiego. Inst. Geol.
