Termiczne uwarunkowania zjawiska przemagnesowañ dewoñskich
ska³ wêglanowych w regionie kieleckim Gór Œwiêtokrzyskich
Jacek Grabowski*, Marek Narkiewicz*, Katarzyna Sobieñ*
Thermal controls on the remagnetization of Devonian carbonate rocks in the Kielce region (Holy Cross Mts). Prz. Geol., 54: 895–905. S u m m a r y. Paleomagnetic and petrological analyses were performed on Devonian carbonate rocks from the Kielce region (Janczyce 1 borehole, Dule, £agowica escarpment, Budy Quarry) in the Holy Cross Mts. Rock samples were selected from localities with different degree of thermal alter-ation, diversified lithology and stratigraphy. Investigated carbonates, excluding those from the Budy Quarry, revealed traces of the Early Permian remagnetization related to magnetite. The intensity of the Late Variscan remagnetization is linked to rocks affected by the second stage of dolomitization with increased thermal maturity in the northern part of the Kielce region. The magnetic signal is probably related to rocks’self-cooling, fixed as a result of the latest Carboniferous to Early Permian uplift.
Key words: paleomagnetism, thermal alteration, dolomitization, carbonates, Devonian, Holy Cross Mts
Dane paleomagnetyczne z utworów dewoñskich Gór Œwiêtokrzyskich s¹ stosunkowo liczne, jednak ich inter-pretacja nie jest jednoznaczna. G³ównym tego powodem jest z³o¿onoœæ zapisu magnetycznego, doœæ powierz-chowna wiedza o genezie namagnesowania oraz wiele nie-jasnoœci zwi¹zanych z czasem utrwalenia siê pozosta³oœci magnetycznej. Faktem wzbudzaj¹cym najmniej kontro-wersji jest istnienie, w niektórych rejonach Gór Œwiêto-krzyskich, silnych przemagnesowañ póŸnowaryscyjskich, datowanych na póŸny karbon — wczesny perm, opartych zarówno na magnetycie jak i hematycie, rozpoznanych ju¿ na pocz¹tku lat 80. XX w. (Lewandowski, 1981, 1985) i potwierdzonych w trakcie dalszych badañ (Grabowski & Nawrocki, 1996, 2001). Lewandowski (1999) opisuje m.in. przecinaj¹ce ska³y dewoñskie ¿y³y kalcytowe z zawartoœci¹ hematytu, nosz¹ce permskie namagnesowanie, wskazuj¹ce na permsk¹ tektonikê i generacjê kalcytu (Migaszewski i in., 1996). PóŸnowaryscyjskie przemagnesowania wêgla-nowych ska³ dewonu maj¹ charakter pofa³dowy lub póŸ-no-synfa³dowy. Ich datowanie jest o tyle proste, ¿e z regu³y ich paleobieguny sytuuj¹ siê w pobli¿u œcie¿ki pozornej wêdrówki paleobieguna dla kontynentu Baltiki (np. Tor-svik i in., 1996). Jednak o genezie i naturze tych przema-gnesowañ wiemy ma³o, podczas gdy w literaturze œwiatowej podejmuje siê próby odtworzenia procesów geologicznych, które by³y zwi¹zane z utrwaleniem siê wtórnego kierunku. Próbê analizy „magnetytowego” prze-magnesowania wczesnopermskiego podjêto dla
wêglano-wych utworów dewonu Lubelszczyzny i pokrywy
osadowej masywu górnoœl¹skiego, na podstawie materia³u z wierceñ (Grabowski i in., 2002). Stwierdzono, ¿e na LubelszczyŸnie silniej przemagnesowane s¹ krystaliczne dolomity, zawieraj¹ce póŸny cement dolomitowy (tzw. dolomit siode³kowy). Œwiadczy³oby to, ¿e (1) przemagne-sowanie datuje jedn¹ z faz dolomityzacji, albo (2) bardziej podatne na przemagnesowanie by³y ska³y poddane mezogenetycznej dolomityzacji. Przemagnesowane ska³y wêglanowe z Górnego Œl¹ska okaza³y siê jednak czystymi wapieniami. Brak zwi¹zku przemagnesowania z dolomity-zacj¹, a tak¿e stosunkowo znaczne przeobra¿enia
termicz-ne badanych ska³ na obu obszarach (CAI 3 na Lubelszczy-Ÿnie oraz CAI 5 na Górnym Œl¹sku) wskazywa³yby na mo¿liwoœæ przemagnesowania uwarunkowanego termicz-nie.
W niniejszym opracowaniu przeprowadzono analo-giczn¹, zintegrowan¹ analizê paleomagnetyczno-diagene-tyczn¹ wybranych ska³ wêglanowych dewonu regionu kieleckiego Gór Œwiêtokrzyskich (ryc. 1). Jej g³ównym celem by³o okreœlenie przyczyn póŸnowaryscyjskiego przemagnesowania, a wiêc próba odpowiedzi na pytanie: jakie zjawiska geologiczne datuje przemagnesowanie na tym obszarze.
PóŸnopaleozoiczne przemagnesowania waryscydów Europy Zachodniej i Polski
PóŸnopaleozoiczne przemagnesowania ska³ osado-wych, a w szczególnoœci wêglanowych s¹ szeroko rozpo-znane w literaturze œwiatowej (McCabe & Elmore, 1989). Ró¿ne procesy fizykochemiczne prowadzi³y do czêœcio-wego lub ca³kowitego przemagnesowania ska³ w trakcie orogenezy waryscyjskiej. Generalnie przemagnesowanie œwiadczy o wydarzeniu natury termicznej i/lub chemicz-nej. Niezale¿nie od genezy przemagnesowania, wtórny kierunek paleomagnetyczny mo¿e stanowiæ podstawê datowania wydarzeñ termicznych i procesów diagenetycz-nych w ska³ach osadowych.
Nowaczyk & Bleil (1985) opisuj¹ z waryscydów zachodniej czêœci Niemiec (region Hohes Venn, Reñskie Góry £upkowe) prawie ca³kowite przemagnesowanie wapieni i piaskowców od dolnego ordowiku po dolny kar-bon. Równie¿ w pó³nocnej Anglii — Craven Basin, Góry Peniñskie (McCabe & Channell, 1994) oraz na obszarze strefy morawsko-œl¹skiej i niecki Barrandienu w Czechach (Krs & Pruner, 1995; Tait i in., 1996) stwierdzono póŸno-waryscyjskie przemagnesowanie wêglanów dewonu i kar-bonu dolnego oparte na magnetycie. Najlepiej rozpoznane mechanizmy i kierunki przemagnesowañ waryscyjskich s¹ opisane z Ardenów i masywu Brabantu. Molina Garza i Zijderveld (1996) opieraj¹c siê na analizach SEM sugero-wali chemiczne pochodzenie dwóch etapów przemagneso-wañ póŸnokarboñskich zwi¹zane z powstaniem wtórnego, „diagenetycznego” magnetytu. Natomiast wg Marton i in. (2000) na terenie tym wyznaczyæ mo¿na kierunek synfa³dowy — póŸnokarboñski i pofa³dowy — permski.
M. Narkiewicz
J. Grabowski K. Sobieñ
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, jacek.grabowski@pgi.gov.pl;
Czêœciowym potwierdzeniem wczeœniejszych badañ nad przemagnesowaniem wapieni dewoñskich w Ardenach i masywie Brabantu jest praca Zegers i in. (2003). Za noœnik namagnesowania uznali oni magnetyt powsta³y w wyniku przemiany smektytu w illit oraz pirotyn zwi¹zany z cyrku-lacj¹ fluidów o wysokim zasoleniu. Z kolei Szaniawski i in. (2003) wyró¿nili w Ardenach dwie fazy przemagnesowa-nia (pierwsza — na prze³omie namuru i westfalu oraz dru-ga — w stefanie), obie zwi¹zane z procesami pogrzebania i aktywnoœci czo³a strefy nasuniêcia waryscyjskiego.
PóŸnowaryscyjskie, pofa³dowe kierunki namagneso-wania wyodrêbnione w zachodniej czêœci waryscydów europejskich rozpoznane s¹ równie¿ w Polsce m.in. w kar-boñskich klastykach basenu górnoœl¹skiego (kierunki A i A1; Nawrocki, 1993a). Takie w³aœnie przemagnesowanie, zwi¹zane czasowo i przestrzennie z wulkanizmem, wystê-puje w rejonie krakowskim, gdzie wczesnopermski wiek wtórnych pozosta³oœci w dewoñskich ska³ach wêglano-wych zosta³ stwierdzony przez Nawrockiego (1993b). Kie-runek tego przemagnesowania i paleoinklinacje wskazuj¹ na wiek 280–260 mln lat, taki sam jak dla permskich ska³ osadowych i porfirów z Sudetów (Nawrocki, 1998) oraz intruzji lakkolitu z Zalasu (Nawrocki i in., 2005), a tak¿e dewoñskich wêglanów Górnego Œl¹ska i regionu lubel-skiego (Grabowski i in., 2002). Wed³ug Nawrockiego i in. (2005) to samo wydarzenie tektoniczne o charakterze tran-stensyjnym mog³o umo¿liwiæ aktywnoœæ wulkaniczn¹, i uruchomi³o solanki odpowiedzialne za przemagnesowanie
dewoñskich wêglanów. Permska aktywnoœæ przesuwcza mog³a otwieraæ drogê roztworom równie¿ w innych miej-scach permskiego basenu centralnej Europy (Nawrocki, 1998).
Sytuacja geologiczna
Obszar badañ znajduje siê na pó³nocnym skraju obsza-ru bloku ma³opolskiego (region kielecki wg Czarnockiego 1950). Badaniami objêto wêglanowe i ilasto-wêglanowe utwory wy¿szego dewonu œrodkowego (¿ywetu) i górnego. W dewonie œrodkowym i wczesnym franie utworzy³a siê gruba platforma wêglanowa, która nastêpnie uleg³a zró¿-nicowaniu na obszary bardziej p³ytkowodne z sedymenta-cj¹ rafow¹, p³yciznow¹ i /lub skondensowan¹ oraz g³êbsze — basenu szelfowego z sedymentacj¹ marglist¹ (ryc. 2). Du¿a czêœæ dewoñskiego kompleksu wêglanowego uleg³a dolomityzacji mezogenetycznej (Narkiewicz, 1991). Prze-biega³a ona w warunkach g³êbszego pogrzebania i podwy-¿szonych temperatur. ród³em magnezu by³y wczesne dolomity oraz grube serie margliste i ilaste dewonu œrodko-wego i górnego regionu ³ysogórskiego. Cyrkulacja roztwo-rów nastêpowa³a prawdopodobnie w wyniku kombinacji wyciskania kompakcyjnego i kr¹¿enia konwekcyjnego, zwi¹zanego z podwy¿szonym strumieniem cieplnym w strefie roz³amu œwiêtokrzyskiego, wzd³u¿ pó³nocnej grani-cy regionu kieleckiego. Strefowoœæ cech petrologicznych w dolomitach pozwala na wyró¿nienie dwóch g³ównych
perm Permian osady po-permskie post-Permian deposits uskok œwiêtokrzyski Holy Cross Fault
otwory wiertnicze boreholes
BUDYmiejsca opróbowaniasampled localities
kamienio³omy i odkrywki naturalne quarries and outcrops
wczesna katageneza
R [%] = 0,60-0,75(0,85) early catagenesis
0
etap okna ropnego
R [%] = 0,70-0,90(1,0) oil window 0 póŸna diageneza R [%] = 0,50-0,65(0,70) late diagenesis 0
póŸna katageneza i metageneza
R [%] = 0,85-1,25
late catagenesis and metagenesis 0 dolny paleozoik Lower Paleozoic dewon Devonian karbon Carboniferous GÓRA £GAWA RADKOWICE RZEPKA GÓRA ZAMKOWA £ABÊDZIÓW DÊBSKA WOLA KOWALA KOWALA 1 SANDOMIERZ KIELCE JAWORZNIA WIETRZNIA LASKOWA GÓRA ZACHE£MIE JÓZEFKA JANCZYCE I TUDORÓW JURKOWICE BUDY WARSZAWA ŒLUCHOWICE GRUCHAWKA BESÓWKA SITKÓWKA KOWALA SKARPA £AGOWICY GÓRNO P£UCKI W¥WÓZ DULE SOBIEKURÓW KARWÓW WYMYS£ÓW wg Marynowskiego (1999; zmienione) after Marynowski (1999; modified) 10km
BUKOWA GÓRA
DO£Y OPACIE
KOSTOM£OTY
N
Ryc. 1. Mapa dojrza³oœci termicznej na tle schematycznej mapy geologicznej Gór Œwiêtokrzyskich Fig. 1. Thermal maturity data against geological map of the Holy Cross Mountains
faz dolomityzacji. Wiek tych procesów oszacowano na karbon, ale jeszcze przed tektogenez¹ waryscyjsk¹, która doprowadzi³a do deformacji ska³ dewoñskich i karboñskich (Narkiewicz, 1991).
Kluczowe dla oceny historii termicznej w m³odszym paleozoiku Gór Œwiêtokrzyskich (ryc. 1) s¹ regionalne opracowania CAI (Belka, 1990) oraz biomarkerów i
refleksyjnoœci witrynitu (Marynowski, 1998, 1999; Marynowski i in., 2002). Na podstawie tych prac mo¿na zarysowaæ dwuetapow¹ histo-riê termiczn¹ utworów dewoñskich. Pierwszy etap zaczyna siê od sedymentacji a koñczy przed triasem œrodkowym, a wg Belki (1990), przed wypiêtrzeniem waryscyjskim, a wiêc w przedziale wiekowym miêdzy póŸnym wize-nem a permem. Etap ten charakteryzuje siê
pod-wy¿szonym gradientem termicznym
zwi¹zanym przestrzennie zw³aszcza z central-nym i zachodnim segmentem uskoku œwiêto-krzyskiego. Co najmniej od triasu œrodkowego panuj¹ wyrównane warunki termiczne, przy stosunkowo niskich, zbli¿onych do wspó³cze-snych, wartoœciach gradientu (Marynowski i in., 2002). Z takiego scenariusza wynika, ¿e maksymalne podgrzanie ska³y dewonu Gór Œwiêtokrzyskich osi¹gnê³y po dewonie póŸnym a przed triasem œrodkowym.
Dla celów niniejszej pracy opróbowano podstawowe typy litologiczne dewonu œrodko-wego i górnego w rejonie £agowa, otworze
Jan-czyce I oraz w kamienio³omie Budy.
Lokalizacje te usytuowane s¹ w strefach o zró¿-nicowanym stopniu przeobra¿enia termicznego (zob. ryc. 1). Najszerzej opróbowano ró¿ne odmiany dolomitów krystalicznych ze wzglêdu na domniemane zwi¹zki dolomityzacji z prze-magnesowaniem (Grabowski i in., 2002). Na podstawie m.in. badanych profili opracowano wczeœniej model dolomityzacji (Narkiewicz, 1991), dysponowano wiêc dobrym rozpozna-niem terenowym i, czêœciowo, wynikami poprzednich badañ mikrofacjalnych i
petrolo-gicznych. Stratygrafia badanych utworów
zosta³a podsumowana m.in. w pracach Narkie-wicza i Olkowicz-Paprockiej (1983), Narkiewi-cza i in. (1990), NarkiewiNarkiewi-cza (1991) i Matyji i Narkiewicza (1995). Interpretacja œrodowiska
sedymentacji i procesów diagenetycznych
zosta³a przedstawiona g³ównie w pracach Nar-kiewicza i Olkowicz-Paprockiej (1983) oraz Narkiewicza (1991).
Metody badañ
Do badañ wykorzystano orientowane azymutalnie próbki rêczne oraz fragmenty rdzeni (otwór Janczyce I) orientowanych tylko w zakresie góra–dó³. Próbki w terenie pobierano wzd³u¿ wyznaczonych profili, dokumentuj¹c ich po³o¿enie w sekwencji pionowej. Wzajemn¹
reorienta-cjê opróbowanych fragmentów rdzenia wzglêdem
wspó³czesnej pó³nocy dokonano stosuj¹c metodê lepkiej pozosta³oœci magnetycznej (Rolph i in., 1995).
Wszystkie eksperymenty paleomagnetyczne przepro-wadzono w Laboratorium Paleomagnetycznym PIG, w Warszawie. Szczegó³owy opis metodyki badañ paleoma-gnetycznych zawiera praca Grabowskiego i in. (2002). Datowanie paleobiegunów przeprowadzono w odniesieniu do skali czasowej Harlanda i in. (1990), poniewa¿ wed³ug niej zosta³a wykalibrowana referencyjna œcie¿ka pozornej wêdrówki bieguna dla Baltiki przez Torsvika i in. (1996). Najnowsza opublikowana skala (Gradstein i in., 2004) ró¿-ni siê od skali czasowej Harlanda i in. (op. cit.) miejscami nawet o 9 (granica karbon/perm) do 6 mln lat (granica perm/trias), co dodatkowo powiêksza mo¿liwy b³¹d dato-wania paleomagnetycznego.
silikoklastyki
siliclastics
wapienie g³owonogowe i inne utwory skondensowane
Cephalopod limestones and other condensed deposits
facje margliste
marly facies
luki stratygraficzne
stratigraphic gaps
wewnêtrzne facje platformy/rafy
inner platform/reef facies
dolomity lagunowe i perylitoralne
peritidal and lagoon dolomites
wapienie detryczne obrze¿a platformy/rafy detrital limestones of platform/reef margin dolomity mezogenetyczne mesogenetic dolomites
dolomity perylitoralne i mezogenetyczne
peritidal and mesogenetic dolomites
BASEN SZELFOWY SHELF BASIN PLA TFORMA WÊGLANOW A CARBONA TE PLA TFORM DEWON ŒRODKOWY MIDDLE DEVONIAN EIFEL EIFELIAN ¯YWET GIVETIAN FRAN FRASNIAN FAMEN FAMENNIAN DEWON GÓRNY UPPER DEVONIAN
REGION KIELECKI (PO£UDNIOWY) KIELCE REGION (SOUTHERN)
jedn. IIA Unit IIA jednostka I Unit I w a r s t w y s t r i n g o c e f a l o w e S t r i n g o c e p h a l u s B e d s „dolomity eiflu” “Eifelian Dolomites” ? ?
wed³ug Szulczewskiego (1995; zmienione)
after Szulczewski (1995; modified)
S N DULE J 1 J 1 oK oK skarpa £agowicy £agowica escarpment otwór Janczyce I Janczyce I borehole ogniwo z Kadzielni Kadzielnia Member STREFA KOSTOM£OCKA KOSTOM£OTY ZONE S£
Ryc. 2. Schemat litostratygraficzny dewonu œrodkowego i górnego regionu kie-leckiego Gór Œwiêtokrzyskich
Fig. 2. Lithostratigraphic scheme of the Middle and Upper Devonian in the Kiel-ce region (Holy Cross Mts)
0 5 10 15 20 25 30 0 100 200 300 400 500 600 700 0,1T 0,4T 1,4T IRM (mA/m) temperatura ( C)° temperature ( C)° stanowisko LV-1a site LV-1a 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 IRM /IRM o H (mT) A B
Ryc. 3. Stopniowe nak³adanie IRM (A) oraz termiczne rozmagneso-wanie IRM na³o¿onej wzd³u¿ 3 osi (B). IRM — izotermiczna pozosta³oœæ magnetyczna
Fig. 3. Stepwise acquisition of IRM (A) and thermal demagnetiza-tion of IRM acquired along 3 axes (B). IRM — isothermal rema-nent magnetization
Próbki ze wszystkich stanowisk by³y tak¿e przedmio-tem ró¿norodnych badañ petrologiczno-geochemicznych. Te ostatnie objê³y: obserwacje pod mikroskopem optycz-nym (29 szlifów), elektronowym (16 próbek) i badania katodoluminescencji (22 szlify) oraz badania trwa³ych izo-topów wêgla i tlenu (28 próbek; 31 par oznaczeñ). Dla celów niniejszej pracy wykorzystano ponadto wyniki wczeœniejszych badañ petrologicznych otworu Janczyce I (szlify, CL, izotopy C i O).
Opróbowanie i charakterystyka petrograficzna
W rejonie £agowa opróbowano naturalne ods³oniêcia skarpy rzeczki £agowicy na SE od miasteczka oraz nie-wielkie naturalne odkrywki w w¹wozie Dule przy drodze ku jaskini Zbójeckiej. W skarpie £agowicy ods³aniaj¹ siê od SE ku NW coraz m³odsze utwory, kolejno dolomitowe (profil V przy ujœciu w¹wozu, Narkiewicz, 1991), przejœcie od dolomitów do wapieni (profil IV, odpowiednik profilu III, op. cit., fig. 9), a¿ po niemal czyste wapienie (profil D w rejonie cypla skarpy; op. cit.). Utwory te s¹ ekwiwalentami litostratygraficznymi górnych warstw stringocefalowych oraz ogniwa z JaŸwicy (ryc. 2). Z ³awic dolosparytowych profilu V (stanowisko L–V) pobrano 4 próbki rêczne. Kolejne 4 próbki rêczne pobrano z profilu IV (stanowisko L–IV). Utwory te s¹ w ró¿nym stopniu selektywnie zdolo-mityzowane (por. Narkiewicz, 1991, str. 18–19). 5 próbek rêcznych pobrano z profilu D (stanowisko L–D). Wystê-puj¹ tam ró¿norodne wapienie: mikrytowe oraz biostromy stromatoporoidowe i amfiporowe. Piêæ próbek z w¹wozu Dule (stanowisko D) pobrano z cienko³awicowych waksto-nów i pakstowaksto-nów o falistym warstwowaniu, prawdopodob-nie odpowiednika ni¿szej czêœci jednostki wapieni gruz³owych franu (Narkiewicz i Olkowicz-Paprocka, 1983).
Dolosparyty profilu V wykazuj¹ typowe cechy petro-logiczne dolomitów krystalicznych dewonu œrodkowego
Gór Œwiêtokrzyskich. Obserwuje siê liczne negatywne relikty szkieletów organicznych i wczesnych szwów stylo-litowych, zjawiska sylifikacji, pory rozpuszczeniowe (g³. poszkieletowe) wype³nione w ró¿nym stopniu i propor-cjach przez krystaliczne osady wewnêtrzne, grubokrysta-liczne cementy dolomitowe, w tym siode³kowe i blokowy cement kalcytowy. Dolosparyt matriks i osad wewnêtrzny nie wykazuje CL lub œwieci s³abo, natomiast cementy wykazuj¹ strefowoœæ, w tym obecnoœæ stref zewnêtrznych z rdzawymi inkluzjami, umiarkowanie œwiec¹cych, nie-œwiec¹cych i/lub jasno¿ó³to nie-œwiec¹cych. Obrazy BSE potwierdzaj¹ istnienie strefowoœci w kryszta³kach cementu dolomitowego, przy czym strefy zewnêtrzne s¹ silnie wzbogacone w Fe i Mn. Dolomit zastêpuj¹cy matriks wykazuje s³absze, ale czytelne zw³aszcza w œwietle danych iloœciowych, wzbogacenie w Fe wzglêdem zastêpowanego kalcytu.
W profilu IV t³o szkieletów stromatoporoidowych wykazuje zmienny stopieñ zast¹pienia dolosparytem, od niemal ca³kowitego (£IV 5) przez umiarkowany (£IV 1–2) po s³aby (£IV 3–4). Cechy CL dolosparytów s¹ podobne jak matriks dolosparytów profilu V. Stwierdzono te¿ obec-noœæ nieregularnych obwódek lub ca³ych romboedrów ¿ó³to œwiec¹cego dedolomitu. W profilu D wystêpuj¹ podobne typy mikrofacjalne jak w IV, ale stopieñ dolomi-tyzacji jest ogólnie s³abszy. Obserwacje próbek z w¹wozu
Dule wskazuj¹ na obecnoœæ romboedrów dedolomitu
wykazuj¹cych wyraŸn¹ ¿ó³t¹ luminescencjê. W próbkach wystêpuje kwarc autigeniczny, rekrystalizacja kalcytu oraz nieregularne, rozproszone, drobne wyst¹pienia siarczków Fe o ró¿nym stopniu utlenienia.
Po³o¿enie kamienio³omu Budy oraz charakterystyka profi-lu opróbowanej NW–œciany nieczynnego wyrobiska zachodniego podane s¹ w pracy Narkiewicza i in. (1981). Nietypowe nastêpstwo litologiczne w profilu (ryc. 2.) wynika tu z wyj¹tkowo niskiego zasiêgu dolomityzacji w rejonie po³udniowego skraju paleozoiku œwiêtokrzyskiego (Narkiewicz, 1991). Z kamienio³omu pobrano 5 prób rêcznych, zgrupowanych w 4 sta-nowiska, reprezentuj¹ce ró¿ne
typy litologiczne. Stanowisko
BU 1–2 obejmuje próbki BU 1 i 2, pobrane w odleg³oœci 0,5 m w pionie, w najni¿szej czêœci profi-lu, bezpoœrednio nad poziomem tufitowym. S¹ to g³ównie dolo-mikryty w ró¿nym stopniu objête neomorfizmem. Stanowisko BU 3 to próbka dolosparytowa, z widocznymi makroskopowo spê-kaniami wype³nionymi
krysz-ta³kami dolomitu, pobrana
stratygraficznie nieco wy¿ej.
Sta-nowisko BU 4 reprezentuje
enklawê wapienia w wy¿szej
czê-œci sekwencji dolosparytów,
natomiast BU 5 to dolomit spary-towy, czêœciowo zdedolomityzo-wany, zabarwiony wyraŸnie na kolor ¿ó³ty.
Dwie dolne próbki (BU 1–2) zawieraj¹ nieregularne „strzêpy” dolomikrytu otoczone drobnym
dolosparytem, interpretowane
jako relikty procesu rekrystali-zacji. Pozosta³e trzy próbki dolo-mitowe to œrednio-grubokrysta-liczne dolosparyty z kryszta³ami
0 100 200 300 400 500 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0C J7-1 k = 47,57 ×10 SI0 -6 0 100 200 300 400 500 -0,4 0 0,4 0,8 1,2 k/k max A 0 100 200 300 400 500 -1,0 -0,5 0 0,5 1,0 1,5D 0 100 200 300 400 500 -0,4 0 0,4 0,8 1,2B k/k max temperatura ( C)°
temperature ( C)° temperatura ( C)temperature ( C)°°
temperatura ( C)°
temperature ( C)° temperatura ( C)temperature ( C)°°
J5-3 k = 7,04 ×10 SI0 -6 J2-3 k =11,04 ×10 SI0 -6 LV4-1 k = -0,35 ×10 SI0 -6 LV2-2 k = 2,95 ×10 SI0 -6 LV3-3 k = -2,45 ×10 SI0 -6 D4A k = 6,54 ×10 SI0 -6 D6C k = 5,08 ×10 SI0 -6 D3-1B k = 4,72 ×10 SI0 -6 BU-3C k = 23,5 ×10 SI0 -6 BU-4B k = -5,4 ×10 SI0 -6 BU-2A k = 0,3 ×10 SI0 -6 k/k max k/k max JANCZYCE £AGÓW BUDY DULE
Ryc. 4. Zmiany podatnoœci magnetycznej (k) badanych próbek w funkcji temperatury Fig. 4. Magnetic susceptibility (k) changes of investigated samples during thermal treatment
wykazuj¹cymi strefowoœæ w œwietle przechodz¹cym, ale zarazem brak lub s³abe œwiecenie CL. Pory wype³nione s¹ cementem dolomitowym, w tym siode³kowym oraz blo-kowym kalcytem. Kryszta³y cementu wykazuj¹ charakte-rystyczn¹ strefowoœæ, przy czym najstarsza czêœæ mo¿e byæ nieœwiec¹ca lub plamiœcie œwiec¹ca czerwono, a zew-nêtrzna na ogó³ nieœwiec¹ca. W próbce BU–5 stwierdzono obecnoœæ dedolomitu, ktory œwieci (CL) podobnie jak w £agowie. Obserwacje BSE potwierdzaj¹ strefowoœæ krysz-ta³ków cementu dolomitowego, a w szczególnoœci nieco bardziej ¿elaziste strefy zewnêtrzne, które ulegaj¹ selek-tywnej dedolomityzacji po³¹czonej z powstaniem
rdza-wych impregnacji wodorotlenków ¿elaza (w tym
getytu–por. obserwacje magnetyczne próbki BU–5). Szczegó³owa lokalizacja i charakterystyka profilu
otworu Janczyce I podana zosta³a w pracach Narkiewicza
i Olkowicz-Paprockiej (1983), Narkiewicza (1991; czêœæ dolna — dolomitowa), Narkiewicza i Narkiewicz (1992) oraz Matyji i Narkiewicza (1995). Profil obejmuje pe³n¹ sukcesjê dewoñskich utworów wêglanowych i ilasto-wê-glanowych wschodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich,
jedy-nie bez najwy¿szej czêœci famenu. Do badañ
paleomagnetycznych pobrano 7 fragmentów rdzenia (sta-nowisk) w przedziale od ni¿szego ¿ywetu po wy¿szy famen. Stanowiska reprezentuj¹ nastêpuj¹ce typy litolo-giczne:
J1 — ciemnoszare do czarnych wapienie margliste z laminacj¹ p³ask¹ równoleg³¹ (g³. 95,5 m); J2 — wapienie gruz³owe (552,9 m); J3 — jasne porowate dolosparyty (620,5 m); J4 — dolosparyty z reliktami ga³¹zek amfipor (742,9 m); J5 — ciemne dolosparyty z licznymi reliktami trochitów i pojedynczych tabulatów ga³¹zkowych (903,8 m); J6 — ciemne margliste dolomikryty (966,2 m); J7 — dolomikryty laminowane przechodz¹ce w brekcjê typu kolapsyjnego (987,7 m).
Katodoluminescencja dolomitu w profilu Janczyce I wykazuje podobieñstwa do profilu £agowa, zw³aszcza w odniesieniu do matriks — ogólnie s³abo œwiec¹cej ze stre-fami nieco jaœniejszymi fioletowymi. Cementy dolomito-we maj¹ równie¿ ogólnie zbli¿one nastêpstwo: od starszych stref s³abo œwiec¹cych fioletowych podobnych do matriks, przez cement strefowy bardziej urozmaicony do (najm³odszego) nieœwiec¹cego. Jednak¿e im g³êbiej w profilu (dalej od strefy frontu dolomityzacji) tym bardziej komplikuje siê czêœæ œrodkowa tej sukcesji. Pojawia siê w niej wiêcej podstref/pr¹¿ków, mo¿e byæ ona ogólniej grubsza i jaœniej œwiec¹ca (a¿ do umiarkowanie œwiec¹cej).
Dane paleotermiczne
Dostêpne dane paleotermiczne dotycz¹ce badanych
profili zestawiono w tab.1. Ogólnie, dane % Rodotycz¹ce
poszczególnych profili zgodne s¹ z regionalnym
rozk³adem dojrza³oœci przedstawionym przez Marynow-skiego (1999; ryc. 1). Interpretacji paleotemperatur na
pod-stawie stopnia refleksyjnoœci witrynitu (% Ro) dokonano
pos³uguj¹c siê zale¿noœciami podanymi przez Bosticka (1979). Interpretacja danych izotopowych zosta³a wykona-na wykona-na podstawie pracy Landa (1983), przy za³o¿eniu, i¿ sk³ad izotopowy roztworów dolomityzuj¹cych odpowiada³
dewoñskiej wodzie morskiej (wartoœci*18O w zakresie 0
do — 4‰ SMOW). W rzeczywistoœci, sk³ad roztworów dolomityzuj¹cych móg³ bardziej odpowiadaæ solankom
formacyjnym, a wiêc wartoœci*18O mog³y byæ nieco
wy¿-sze. Przy takich wartoœciach (od zera do kilku ‰), tempe-ratury dolomityzacji by³yby wy¿sze, zbli¿aj¹c siê do paleotemperatur interpretowanych na podstawie %Ro.
Nale¿y podkreœliæ, i¿ wskaŸniki termicznej dojrza³oœci materii organicznej, takie jak %Ro i CAI, odzwierciedlaj¹ warunki termiczne skumulowane dla d³ugich odcinków czasu, a ponadto reprezentuj¹ paleotemperatury maksy-malne. „Paleotermometr” izotopowy mierzy natomiast „chwilowe” temperatury krystalizacji dolomitu. T³uma-czy³oby to stosunkowo wysokie (na tle innych profili i w porównaniu z interpretacj¹ %Ro) wartoœci temperatur izo-topowych dla Bud, gdzie póŸna dolomityzacja rozwiniêta jest szcz¹tkowo.
Petromagnetyzm
Sk³ad minera³ów magnetycznych w badanych stanowi-skach jest podobny. Krzywe nak³adania IRM, wskazuj¹ na wspó³wystêpowanie w badanych próbkach minera³ów o niskiej i wysokiej koercji (ryc. 3a). Rozmagnesowanie ter-miczne IRM na³o¿onej w trzech wzajemnie prostopad³ych kierunkach potwierdza te obserwacje. Dominuje w wiêk-szoœci przypadków frakcja niskokoercyjna (0,1 T), która przy temperaturach odblokowuj¹cych w granicach 350 —
400oC, (ryc. 3b) wskazuje na obecnoϾ bardzo drobnego
magnetytu, maghemitu lub (ma³o prawdopodobne) tytano-magnetytu jako noœnika namagnesowania. W niektórych próbkach zaznacza siê znaczny udzia³ frakcji wysoko-koercyjnej (1,4 T) o maksymalnych temperaturach
odblo-kowuj¹cych powy¿ej 600oC, jednoznacznie œwiadcz¹cych
o obecnoœci hematytu (ryc. 3b).
J6 J4 J5 J1 J2 DULELV3 LV2 LV4LV-1ALD2LD1 0 5 10 15 20 25 30 J7 -15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 30 35
J6 J4 J5 J1 J2 J3DULELV2 LV4LV-1A LV3 LD2 LIV2LIV4 BU5 BU3BU1-2 BU4 LD1 LD5 LIV3 LD4LD3 LIV5 108 48 J7 INRM(× 10 A/m)-4 K (× 10 SI)-6 I (× 10 A/m) HT -4 dolosparyty dolosparites dolomikryty i neodolosparyty
dolomicrites and neodolosparites
wapienie limestones
wapienie czêœciowo zdolomityzowane partly dolomitized limestones
A B
Ryc. 5. Wykres zmian podatnoœci (K) i natê¿enia naturalnej pozosta³oœci magnetycznej (INRM) — A i natê¿enia przemagnesowania (IHT)
póŸnowaryscyjskiego — B, w zale¿noœci od litologii
Fig. 5. Histogram of changes in magnetic susceptibility (k) and intensity of natural remanent magnetization — A and intensity of the Late Variscan remagnetization — B, depending on lithology
Nieznaczne ró¿nice s¹ zauwa¿alne przy porównaniu zmian podatnoœci magnetycznej wzglêdem temperatury (ryc. 4 a–d). Charakterystyczny jest spadek podatnoœci w
du¿ej iloœci próbek w temperaturach od 300 do 450o
C (np.
D6, LV4, J5) lub 200 i 350oC w Budach (np. BU–2), co jest
bardzo typowe dla przemagnesowanych ska³ wêglano-wych (Grabowski & Nawrocki 1996; Grabowski, 2000). Znaczny wzrost podatnoœci w okolicach temperatury
400oC w wiêkszoœci badanych próbek, szczególnie wyraŸny
w próbkach z Janczyc i £agowa jest dowodem na obecnoœæ pirytu i jego przeobra¿enie w magnetyt w trakcie wygrze-wania (Grabowski 2000). Sporadycznie jednak w temp.
400–450oC podatnoœæ spada, co wskazuje na brak pirytu w
ska³ach wêglanowych Bud, potwierdzony równie¿ ich jasn¹ barw¹.
Istnieje doœæ wyraŸna zale¿noœæ pomiêdzy litologi¹ próbek a ich w³asnoœciami magnetycznymi (ryc. 5a). Sto-sunkowo najsilniejsze w³asnoœci magnetyczne (zarówno podatnoœæ, jak i natê¿enie NRM) wykazywa³y ró¿norodne ska³y dolomitowe. Niemal zupe³nie niemagnetyczne oka-za³y siê próbki pobrane z wapiennych szkieletów masyw-nych stromatopor (LIV 3 i 5 oraz LD 3). Pomiêdzy tymi dwoma litotypami sytuowa³y siê wapienie czyste i czêœcio-wo zdolomityzowane, przy czym nie obserczêœcio-wowano zale-¿noœci miêdzy w³aœciwoœciami magnetycznymi i stopniem dolomityzacji wapieni. Stosunkowo silne w³aœciwoœci magnetyczne wykazywa³y wapienie franu z w¹wozu Dule oraz margliste wapienie famenu z otworu Janczyce IG 1 (stanowisko J1).
Rozmagnesowanie
Du¿a czêœæ próbek z profili £agowa (wszystkie z profilu L–V oraz dwie z profilu L–D) oraz wszystkie próbki z w¹wozu Dule rozmagnesowuj¹ siê w podobny sposób (ryc. 6a–b). Zaobserwowano dwie sk³adowe namagnesowania: niskotemperaturow¹ (LT —
tempe-ratury odblokowuj¹ce 20–200oC) i
wysokotemperatu-row¹ (HT — temperatury odblokowuj¹ce 250–450oC).
Sk³adowa LT ma wysokie dodatnie inklinacje i kieru-nek zbli¿ony do wspó³czesnego kierunku pola
geoma-gnetycznego na obszarze Gór Œwiêtokrzyskich.
Kierunek ten i zakres temperatur odblokowuj¹cych wskazuj¹, ¿e jest to sk³adowa zdominowana przez wspó³czesne lepkie namagnesowanie. Dobrze czytelna sk³adowa wysokotemperaturowa HT (tab. 2), wykazuje inklinacje ujemne, dosyæ p³askie, (ok. –15 do–30) i grupuje siê SSW æwiartce sfery rzutów (ryc. 7 a–b). Noœnikiem namagnesowania jest magnetyt lub maghe-mit, a nie hematyt, gdy¿ próbki rozmagnesowuj¹ siê
ca³kowicie w temperaturze do 450oC. Wyniki testów
fa³dowych (McFadden, 1990) wskazuj¹, na pofa³dowy wiek kierunków HT. W próbkach z profilu L–IV oraz czêœci próbek z profilu L–D nie stwierdzono znacz¹cej statystycznie obecnoœci sk³adowej HT.
W Janczycach, jedynie w stanowisku J3 nie uda³o siê wyró¿niæ ¿adnych charakterystycznych kierunków namagnesowania. W pozosta³ych stanowiskach wyró¿-niono analogiczne sk³adowe LT i HT, o temperaturach Profil Section %Ro Interpretacja paleotemp. Interpreted paleotemp. (oC) CAI Interpretacja paleotemp. Interpreted paleotemp. (oC) *18 O w dolosparytach (‰ PDB) *18O in dolosparites Interpretacja paleotemp. Interpreted paleotemp. (oC) £agowica 0,71 80–125 --- --- –9,89 do –11,29 65–90 £agów–Dule 0,72 0,65* 80–125 2 (famen) (Famennian) b. i. --- ---Janczyce I — 100 m 700 m 1200 m 0,85 1,00 1,15 100–135 120–150 130–160 1,5–2 50–120 –8,81 do –10,04 60–80 K³m. Budy Quarry 0,61* 75–110 --- --- –10,9 do –11,42 70–90
Tab. 1. Zestawienie danych o dojrza³oœci termicznej i izotopowej oraz interpretacji paleotermicznych dla badanych profili Table. 1. Thermal maturity and isotope data and paleothermal interpretations for investigated sections
b. i. — brak interpretacji, b. i. — no interpretation; *wartoœci obliczone na podstawie analizy biomarkerów (Marynowski 1999), *Values calculated from biomarker data Marynowski (1999); dane %Ro wg Marynowskiego (1998,1999), %Ro data after Marynowski (1998, 1999); dane CAI wg Belki (1990), CAI data after Belka (1990)
100 150 200 325 350-400 300 425 C° S W Up xy xz yz S A próbka LV1-1a specimen LV1-1a 2 1 2 1 1 2 1 2 HT LT B S W S Up xy yz xz 5 5 150 200 325 350-375 400-475 C° próbka D 1a specimen D 1a HT LT 100 150 200 300 325-400 425 C° 250 N N E Up xz xy yz D próbka BU-2a specimen BU-2a 1 1 LT HT1 xz yz xy N N Up W 100 150 200 250 300 325 350 375 400-425 450 C° 125 175 225 C próbka J1-1 specimen J1-1 5 LT HT
£AGÓW
DULE
BUDY
JANCZYCE
Ryc. 6. Projekcje ortogonalne (diagramy Zijdervelda) œcie¿ek rozma-gnesowania termicznego dla reprezentatywnych próbek z poszczegól-nych stanowisk. Natê¿enia NRM: x 10–4
A/m. Przed korekcj¹ tektoniczn¹
Fig. 6. Representative examples of orthogonal projections (Zijderveld diagrams) of demagnetization paths during thermal treatment. Intensi-ties of NRM: x 10–4
odblokowuj¹cych odpowiednio 20–225oC oraz 250–450oC (ryc. 6c i tab. 2). W próbkach z ka¿dego stanowiska obser-wowano bardzo dobr¹ powtarzalnoœæ obu sk³adowych (zob. tab. 2). Wzajemnej reorientacji stanowisk dokonano zak³adaj¹c, ¿e sk³adowa LT reprezentuje wspó³czesn¹ lepk¹ pozosta³oœæ magnetyczn¹ (Rolph i in. 1995). Po na³o¿eniu sk³adowych LT w kierunku wspó³czesnej pó³nocy magnetycznej otrzymano tak¿e dobr¹ zbie¿noœæ sk³adowych HT (ryc. 7c). Kierunek sk³adowej HT jest nie-mal identyczny jak w profilach skarpy £agowicy i w¹wozie Dule. Test fa³dowy (McFadden 1990) pomiêdzy stanowiskami daje wynik negatywny, a wiêc równie¿ w Janczycach sk³adowa HT jest pofa³dowa. WyraŸne roz-ci¹gniêcie tej sk³adowej na stereogramie (ryc. 7c) mo¿e wynikaæ z prawdopodobnych niedok³adnoœci w orientacji rdzenia.
W Budach, pomimo zró¿nicowanych w³asnoœci
magnetycznych we wszystkich stanowiskach zaobserwo-wano podobne sk³adowe namagnesowania. W niskich
tem-peraturach (pomiêdzy 100 i 300o
C) dominuje kierunek zbli¿ony do wspó³czesnej lepkiej pozosta³oœci
magnetycz-nej, ok. 375–400oC zaznacza siê sk³adowa HT1, o bardzo
p³askiej inklinacji i NE deklinacji (ryc. 7 d). W stano-wiskach BU4 i BU5 dla wyznaczenia tej sk³adowej pos³u¿ono siê dodatkowo metod¹ kó³ przemagnesowania. Natê¿enie sk³adowej HT1 jest wielokrotnie mniejsze ni¿
LT i na ogó³ ju¿ w 400–450oC próbki s¹ rozmagnesowane.
Po³o¿enie kierunku HT1 praktycznie nie zmienia siê po korekcji tektonicznej (tab. 2).
Kierunki charakterystyczne i ich wiek
Œredni kierunek sk³adowej HT dla stanowisk z Janczyc, skarpy £agowicy i w¹wozu Dule bardzo dobrze odpowiada oczekiwanym kierunkom wczesnopermskim. Paleobiegun kierunku HT w Janczycach sytuuje siê dok³adnie na œcie-¿ce pozornej wêdrówki paleobieguna dla Baltiki natomiast paleobiegun HT dla £agowa i Duli wypada nieco poza krzyw¹ referencyjn¹, w pobli¿u daty 270 mln lat (ryc. 8). Dok³adniejsza analiza „oczekiwanych” paleoinklinacji (ryc. 9) pozwala datowaæ kierunek HT w Janczycach na 288–261 mln lat, a w £agowie i Dulach na 272–256 mln lat. Oba przedzia³y czêœciowo pokrywaj¹ siê i, je¿eli prze-magnesowanie ska³ w badanych ods³oniêciach by³o rów-noczesne, to mog³o nast¹piæ ok. 272–261 mln lat temu (póŸna czêœæ wczesnego permu wg Harlanda i in., 1990).
Paleobieguny kierunków HT z Dul i skarpy £agowicy sytuuj¹ siê nieco na SE od referencyjnej œcie¿ki paleobie-guna (APWP) dla kontynentu Ba³tyki (Torsvik i in., 1996) i s¹ niemal identyczne (ryc. 8) z ostatnio opublikowanym paleobiegunem uzyskanym z permskiej intruzji z Zalasu, k. Krakowa (Nawrocki i in., 2005). Paleobiegun ten autorzy datuj¹ na 262±14 mln lat, a utrwalenie siê pozosta³oœci wi¹¿¹ ze zmianami metasomatycznymi zachodz¹cymi w póŸniejszych stadiach intruzji. Owal ufnoœci paleobieguna kierunku HT z Janczyc obejmuje tak¿e paleobiegun zwi¹zany z momentem intruzji porfiru zalaskiego, dato-wanym na 281±4 mln lat (Nawrocki i in., 2005). PóŸnowa-ryscyjskie paleobieguny z Kostom³otów i Laskowej (Gra-bowski & Nawrocki, 1996), usytuowane s¹ po przeciwnej stronie APWP ni¿ paleobieguny z rejonu £agowa (ryc. 8). Taki rozrzut jest zwi¹zany najpewniej z niewielkimi (do 30 60 90 150 210 270 330 30 30 60 90 150 210 270 330 30 30 60 90 150 210 270 330 30 30 90 150 210 270 330 30 60 90 150 210 270 330 30 60 30
projekcja na doln¹ pó³kulê
lower hemisphere projection projekcja na górn¹ pó³kulêupper hemisphere projection
LT HT LT HT LT HT LT HT1 £AGÓW JANCZYCE DULE BUDY A C B D
Ryc. 7. Projekcje stereograficzne charakterystycznych sk³ado-wych namagnesowania przed korekcj¹ tektoniczn¹ w poszczegól-nych lokalizacjach, C — sk³adowe HT i LT po dodatkowej reorientacji wzglêdem wspó³czesnej pó³nocy geograficznej Fig. 7. Stereographic projections of characteristic magnetization components, before tectonic correction, isolated from the studied localities, C — components HT and LT after additional reorienta-tion along the present geographic north
Rejon Locality
Sk³adowa
Component D/I Dc/Ic "95 k N
Paleobiegun Paleopole Long. o E, Lat.oN dp dm £agów LT HT 323/66 198/–28 356/34 200/10 32,4 8,1 15,1 69,7 6 350/–52 5 9 Dule LT HT 27/79 198/–26 15/53 197/0 6,8 3,4 26,9 97,4 5 351/–50 3 6 Janczyce IG1 LT* HT* 3/69 207/–15 18/69 210/–13 121 2,8 32 28,5 6 344/–41 7 13 Budy LT HT1 352/65 46/–2 53/76 45/–1 13,1 10,5 50 77,3 4 329/–25 5 10
Tab. 2. Charakterystyczne kierunki namagnesowania ze ska³ wêglanowych rejonu badañ Table 2. Characteristic remanent magnetizations from carbonates in the studied localities
*– kierunek po reorientacji rdzenia, D — deklinacja, I — inklinacja, Dc — deklinacja po korekcji tektonicznej, Ic — inklinacja po korekcji tektonicznej, k,"95 — parametry statystyki Fishera, N — liczba stanowisk, dp — b³¹d deklinacji, dm — b³¹d odleg³oœci pomiêdzy paleobiegunem a miejscem badañ, LT — kierunek niskotemperaturowy, HT — kierunek wysokotemperaturowy, * —
compo-nent after core reorientation, D — declination, I — inclination, Dc — declination after tectonic correction, Ic — inclination after tectonic correction, k,"95 — Fisher’s statistics parameters, N — num-ber of sites, dp — declination error, dm — error of distance between paleopole and sampling location, LT — low temperature component, HT — high temperature component
kilkunastu stopni) rotacjami tektonicznymi maj¹cymi miejsce po epizodzie przemagnesowania.
Paleobiegun kierunku HT 1 z kamienio³omu Budy sytuuje siê prawie dok³adnie na œcie¿ce pozornej wêdrówki paleobieguna dla Baltiki (ryc. 8.) w pobli¿u punktu 360 mln lat, co odpowiada najpóŸniejszemu dewonowi/naj-wczeœniejszemu karbonowi (Harland i in., 1990; Gradstein i in., 2004). Jest to najprawdopodobniej kierunek przed-fa³dowy, jednak nie mo¿na siê wypowiadaæ co do jego
wtórnoœci lub pierwotnoœci.Analiza inklinacji mo¿e
wska-zywaæ równie¿ na wiek w granicach 301–284 mln lat (zob. ryc. 9), czyli najpóŸniejszy karbon/najwczeœniejszy perm wg skali Harlanda i in. (1990). Jednak przyjmuj¹c taki wiek namagnesowania musielibyœmy za³o¿yæ bardzo znaczn¹ (rzêdu 45o
) lewoskrêtn¹ rotacjê, na co nie ma dowodów geologicznych. Dodatkowo sk³adowa HT1 wykazuje polarnoœæ normaln¹ a w tym czasie generalnie dominowa³a polarnoœæ odwrócona.
Dyskusja
W œwietle przedstawionych wyników badañ, nie
potwierdzono zwi¹zku genetycznego miêdzy póŸn¹
dolomityzacj¹ a przemagnesowaniem, postulowanego
wczeœniej (Grabowski i in., 2002) dla dewoñskich ska³ wêglanowych regionu lubelskiego. Jak wykazano, w regio-nie kieleckim regio-nie ma dok³adnej korelacji przestrzennej miêdzy zjawiskami przemagnesowania a póŸnymi, krysta-licznymi dolomitami. Przemagnesowane s¹ zarówno dolo-sparyty, jak dolomikryty (dolomity eogenetyczne) oraz czyste wapienie. Ponadto, brak jest korelacji miêdzy intensywnoœci¹ przemagnesowania a stopniem póŸnej dolomityzacji wapieni (zob. ryc. 5b).
Szukaj¹c ewentualnych korelacji miêdzy cechami petrologicznymi a wczesnopermskim przemagnesowa-niem, nale¿y uwzglêdniæ obserwacjê, i¿ wszystkie dotkniê-te nim odmiany litologiczne wykazuj¹ obecnoœæ pirytu i, zazwyczaj, ciemne barwy. Jasne dolosparyty, np. z Bud, nie wykazuj¹ na ogó³ przemagnesowania. Silniej ¿elaziste i wspó³wystêpuj¹ce z póŸnym pirytem, s¹ dolomity krysta-liczne drugiego etapu dolomityzacji mezogenetycznej (Narkiewicz, 1991). Ich zasiêg przestrzenny pokrywa siê, co warte podkreœlenia, z rozmieszczeniem stwierdzonych przypadków przemagnesowania.
Istnieje równie¿ wyraŸny zwi¹zek przestrzenny miê-dzy przemagnesowaniem a rozk³adem dojrza³oœci termicz-nej wêglanów dewoñskich, mierzotermicz-nej za pomoc¹ stopnia refleksyjnoœci witrynitu oraz wskaŸnika CAI. Pó³nocna, a zw³aszcza pó³nocno-zachodnia czêœæ regionu kieleckiego charakteryzuje siê podwy¿szonym stopniem dojrza³oœci. Tu równie¿ koncentruj¹ siê przyk³ady wczesnopermskiego przemagnesowania udokumentowane w niniejszej pracy (Janczyce I, rejon £agowa) oraz znane wczeœniej (dolomi-ty ¿yweckie z Laskowej Góry i wapienie frañskie z Kostom³otów (Grabowski & Nawrocki, 1996). Dla wszyst-kich podanych przyk³adów istnieje pozytywna korelacja miêdzy stopniem przemagnesowania a poziomem doj-rza³oœci termicznej. Charakterystyczny przy tym jest brak przemagnesowania w rejonie antykliny chêciñskiej i syneklizy bolechowickiej (Radkowice, £abêdziów — Sza-niawski, 1997, Kowala — Zwing, 2003) oraz po³udniowej czêœci synklinorium kielecko-³agowskiego (Czarnów — Zwing, 2003), gdzie indeksy CAI nie przekraczaj¹ warto-œci 1,5 (Belka, 1990). Paleobiegun R1B, wyró¿niony przez Szaniawskiego (1997) w dolomitach z Radkowic, jak rów-nie¿ komponent B zaobserwowany w wêglanach z Kowali i Czarnowa przez Zwinga (2003), s¹ podobne do paleobie-guna HT1 z kamienio³omu Budy (wieku famen–wizen), udokumentowanego w niniejszej pracy.
0° 0° 330° 30 S° 60 S° 30° 366 256 307 290 267 281 12 3 4 7 8 5 6 1 2 3 4 5 6 7 8 – DULE – £AGÓW – JANCZYCE – BUDY – LASKOWA – KOSTOM£OTY , – ZALAS (Grabowski, Nawrocki, 1996) (Grabowski, Nawrocki, 1996) (Nawrocki i in., 2005)
Ryc. 8. Paleobieguny uzyskane z wapieni dewoñskich Gór Œwiê -tokrzyskich (wraz z owalem 95% ufnoœci) w stosunku do danych literaturowych, na tle pozornej wêdrówki paleobieguna p³yty ba³tyckiej w póŸnym paleozoiku (wg Torsvika i in., 1996) Fig. 8. Paleopoles calculated from the Holy Cross Mts. Devonian limestones (with 95% confidence oval) versus literature data, aga-inst the apparent polar wander path of Baltica in the Late Paleozoic (after Torsvik et al., 1996)
340 330 320 310 300 290 280 270 260 250 -40 -30 -20 -10 0 10 20 30 inklinacja ()° inclination ()° wiek (Ma) age (Ma) A B 272 - 261 Ma
inklinacje obliczone dla Janczyc, – inklinacja œrednia A
inclinations calculated for Janczyce IG1 borehole,
– mean inclination A
inklinacje obliczone wspólnie dla Duli i £agowa,
– inklinacja œrednia B
inclinations calculated for Dule and £agów together,
– mean inclination B
Ryc. 9. Wykres zmian paleoinklinacji oczekiwanych dla Gór Œwiê-tokrzyskich w póŸnym paleozoiku (dane wg Torsvika i in., 1996) z naniesionymi inklinacjami kierunku HT dla £agowa, w¹wozu Dule i Janczyc
Fig. 9. Expected paleoinclinations calculated for the Holy Cross Mts. area in the Late Paleozoic (data after Torsvik et al., 1996) and inclinations of the component HT isolated in £agów, Dule quarry and Janczyce
Jak wynika z powy¿szych rozwa¿añ, istnieje tak¿e zbie¿noœæ miêdzy rozprzestrzenieniem póŸnych dolomi-tów fazy dolomityzacji a stref¹ o podwy¿szonej dojrza³oœci termicznej ska³ dewoñskich. Strefa podwy¿szonej doj-rza³oœci przylega od po³udnia do strefy uskoku œwiêtokrzy-skiego, o g³êbokich, skorupowych za³o¿eniach. Wed³ug Narkiewicza (1991), podwy¿szony strumieñ cieplny w tej strefie by³ jednym z czynników warunkuj¹cych cyrkulacjê roztworów dolomityzuj¹cych w czasie karbonu.
Regionalne podgrzanie zwi¹zane z tektogenez¹
waryscyjsk¹ postulowa³ ju¿ Belka (1990) na podstawie badañ CAI. Sugerowa³ on, i¿ obecny poziom dojrza³oœci ska³y dewoñskie i karboñskie osi¹gnê³y przed wypiêtrze-niem, w zwi¹zku z podwy¿szonym strumieniem cieplnym towarzysz¹cym aktywnoœci tektonicznej. Zwi¹zek obsza-rów o wiêkszej gêstoœci strumienia cieplnego z wary-scyjsk¹ stref¹ tektoniczn¹ roz³amu œwiêtokrzyskiego postulowali Narkiewicz (1991) i Marynowski (1999). PóŸ-niejsze badania Marynowskiego i in. (2002) prowadz¹ do wniosku, i¿ pozytywna anomalia cieplna istnia³a jeszcze wprawdzie w permie póŸnym i ?wczesnym triasie, ale g³ównie w rejonie przelegaj¹cym od NW do uskoku œwiê-tokrzyskiego. Niezale¿nie od tych interpretacji, badacze mineralizacji w ska³ach wêglanowych dewonu wskazuj¹ na istnienie szeregu faz tworzenia siê ¿y³ niskohydroter-malnych, g³ównie kalcytowych w póŸnym karbonie i per-mie (Rubinowski, 1971; Migaszewski i in., 1996). Sugeruj¹ przy tym zwi¹zek miêdzy procesami hydroter-malnymi a tektonik¹ syn- i postwaryscyjsk¹ omawianego obszaru.
Wnioski dotycz¹ce wieku przemagnesowania i zjawisk termiczno-diagenetycznych z Gór Œwiêtokrzyskich dobrze koresponduj¹ z danymi paleomagnetycznymi z rejonu kra-kowskiego, datuj¹cymi na wczesny perm zjawiska
wulka-niczne i towarzysz¹ce im procesy hydrotermalne
(Nawrocki i in., 2005). Warto podkreœliæ, ¿eopublikowany
przez cytowanych autorów paleobiegun uzyskany z perm-skiej intruzji z Zalasu, k. Krakowa jest niemal identyczny z
paleobiegunami kierunków HT z Dul i skarpy £agowicy. Jest wiêc prawdopodobne, ¿e na obszarze œwiêtokrzyskim mamy do czynienia ze s³abszymi przejawami tych samych regionalnych procesów termicznych, których wyrazistym dowodem s¹ gdzie indziej przejawy magmatyzmu. We wszystkich tych przypadkach mo¿na zak³adaæ wp³yw post-waryscyjskiej tektoniki ekstensyjnej i przesuwczej (Ziegler, 1990) i towarzysz¹cej, jej termicznej destabilizacji du¿ych obszarów œrodkowoeuropejskiej skorupy ziemskiej.
Z podsumowanych wy¿ej danych i przes³anek wynika, i¿ najbardziej prawdopodobny mechanizm przemagneso-wania permskiego badanych ska³ dewoñskich polega³ na preferencyjnym przemagnesowaniu ska³ obfituj¹cych w piryt, w tym zw³aszcza, choæ nie tylko, dolosparytów póŸ-nej fazy dolomityzacji. Przestrzenne rozmieszczenie ska³ przemagnesowanych wskazuje ponadto na znaczn¹ rolê przegrzania syn- i postwaryscyjskiego. Bior¹c pod uwagê te dwa czynniki, mo¿na postawiæ hipotezê, ¿e wczesnoper-mski magnetyt powstawa³ wskutek czêœciowego utlenienia pirytu (Suk i in., 1990; 1993). Zjawiska takie mog¹ zacho-dziæ nawet w niezbyt wysokich temperaturach (poni¿ej
100oC — zob. Brothers i in., 1996), jednak w przypadku
pó³nocnej czêœci regionu kieleckiego maksymalna
tempe-ratura by³a na pewno wy¿sza, rzêdu 150oC.
Czynnikiem, który spowodowa³ utlenienie pirytu mog³y byæ wody meteoryczne, cyrkuluj¹ce w górotwo-rze–taki mechanizm przemagnesowania postulowano dla niektórych paleozoicznych wêglanów Ameryki Pó³nocnej (np. Elmore i in., 1993). Ostatnie stadia cyrkulacji roztwo-rów dolomityzuj¹cych (o ogólnie redukcyjnym
charakte-rze) nast¹pi³y zapewne wkrótce po deformacjach
synwaryscyjskich w póŸnym karbonie, a przed znaczniej-szym wypiêtrzeniem i denudacj¹. We wczesnym permie, w warunkach l¹dowych, równolegle z erozj¹ cyrkulowa³y roztwory niskohydrotermalne, odpowiedzialne za obfit¹ mineralizacjê kalcytow¹, w tym typu ró¿anki zelejowskiej. Stopniowy zanik cyrkulacji towarzyszy³ zmniejszaj¹cej siê gêstoœci strumienia cieplnego w rejonie roz³amu œwiêto-krzyskiego, co spowodowa³o jeszcze we wczesnym, choæ nie najwczeœniejszym, permie, „wych³odzenie” górotworu i utrwalenie kierunków wtórnych przemagnesowañ.
Podsumowanie
1. PóŸnopaleozoiczne (wczesnopermskie) przemagne-sowanie ska³ wêglanowych, oparte na magnetycie, wystê-puje w pó³nocnej czêœci regionu kieleckiego Gór Œwiêtokrzyskich. Obecnoœæ przemagnesowania koreluje siê z zasiêgiem II etapu dolomityzacji oraz strefy podwy¿-szonych wartoœci indeksów przeobra¿eñ termicznych. Szczególnie podatne na przemagnesowanie by³y ska³y bogate w piryt.
2. Przemagnesowanie nast¹pi³o najprawdopodobniej w warunkach stygniêcia ska³,w wyniku post-waryscyjskiego wypiêtrzenia. Dominuj¹cym czynnikiem, który spowodo-wa³ powstanie wtórnego magnetytu mog³o byæ utlenianie pirytu u³atwione dzia³alnoœci¹ roztworów meteorycznych.
Badania by³y finansowane ze œrodków Ministerstwa Nauki i Informacji oraz wykonane w ramach tematu badañ statutowych 6.20.9400.00.0 w Pañstwowym Instytucie Geologicznym w Warszawie. Autorzy dziêkuj¹ prof. dr hab. Z. Be³ce oraz anonimowemu recenzentowi za uwagi dotycz¹ce redakcji tekstu. Podziêkowania wyra¿amy tak¿e doc. dr hab. M. Sikorskiej-Jaworowskiej oraz panu L. Giro za pomoc w wykonaniu badañ CL i SEM oraz in¿. T. Sztyrakowi za przygotowanie preparatów mikroskopowych oraz próbek do badañ paleomagnetycznych.
Literatura
BELKA Z. 1990 — Thermal Maturation and Burial History from Conodont Colour Alteration Data, Holy Cross Mountains, Poland. Courier Forsch.-Inst. Seckenberg, 118: 241–251.
BOSTICK N.H. 1979 — Microscopic measurements on the level of catagenesis of solid organic matter in sedimentary rocks to aid explora-tion for petroleum and to determine former burial temperatures — a review. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Publ., 26: 17–43. BROTHERS L., ENGEL M.H., ELMORE R. D. 1996. The late diage-netic conversion of pyrite to magnetite by organically complexed ferric iron. Chemical Geology, 130: 1–14.
CZARNOCKI J. 1950 — Geologia regionu ³ysogórskiego w zwi¹zku z zagadnieniem z³o¿a rud ¿elaza w Rudkach. Centralne Archiwum Geo-logiczne Pañstwowego Instytutu GeoGeo-logicznego, Warszawa
ELMORE R.D., LONDON D., BAGLEY D. & FRUIT D. 1993 — Remagnetization by basinal fluids: testing the hypothesis in the Viola limestone, Southern Oklahoma. Jour. Geoph. Res., 98, B4: 6237–6254. GRABOWSKI J. 2000 — Palaeo- and rock magnetism of Mesozoic carbonate rocks in the Sub-Tatric series (Central West Carpathians) — palaeotectonic implications. Polish Geol. Inst. Spec. Pap., 5: 1–88. 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.
GRABOWSKI J. & NAWROCKI J. 2001 — Palaeomagnetism of some Devonian carbonates from the Holy Cross Mts (Central Poland): large pre-Permian rotations or strain modified palaeomagnetic directions? Geol. Quarter., 45: 165–178.
GRABOWSKI J., NARKIEWICZ J., NAWROCKI J.N & WAKS-MUNDZKA M. I. 2002 — Permskie przemagnesowanie utworów wêglanowych dewonu po³udniowej Polski–próba powi¹zania z proce-sami diagenetycznymi. Prz. Geol., 50: 78–86.
GRADSTEIN F., OGG J. & SMITH A. 2004–A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press.
HARLAND W.B., ARMSTRONG R.L. COX A.V., CRAIG L.E., SMITH A.G. & SMITH D.G 1990 — A Geologic time scale 1989. Cambridge. Cambridge University Press.
KRS M. & PRUNER P. 1995 — Paleomagnetism and Paleogeography of the Variscan Formations of the Bohemian Massif, comparison with other European regions. J. Czech Geol. Soc., 40: 3–46.
LAND L.S. 1983 — Dolomitization. AAPG Education Course Note Series, 24.
LEWANDOWSKI M. 1981— Post-folding characteristic remanent magnetization of the Upper Devonian Kostom³oty Beds in the Holy Cross Mts. Acta Geol. Pol., 31: 265–272.
LEWANDOWSKI M. 1985 — On tectonics of the Holy Cross Mts in the light of paleomagnetic studies. Publs. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sc., A–16, 175: 131–150.
LEWANDOWSKI M. 1999–A paleomagnetic study of fracture fills in the Holy Cross Mountains of Central Poland and its application in dating tectonic processes. Geophysical Journal International, 137: 783–792.
MARTON E., MANSY J-L., AVERBUCH O. & CSONTOS L. 2000 — The Variscan belt of Northern France–Southern Belgium: geodynamic implications of new paleomagnetic data. Tectonophysics, 324: 57–80. MARYNOWSKI L. 1998 — Stopieñ przeobra¿enia termicznego mate-rii organicznej ze ska³ dewonu Gór Œwiêtokrzyskich. Analiza biomar-kerów metod¹ GC–MS. Praca doktorska niepubl. Uniwersytet Œl¹ski. MARYNOWSKI L. 1999 — Thermal maturity of organic matter in Devonian rocks of the Holy Cross Mountains. Prz. Geol. 47: 1125–1129.
MARYNOWSKI L., SALAMON M. & NARKIEWICZ M. 2002 — Thermal maturity and depositional environments of organic master In the post-Variscan succession of the Holy Cross Mountains. Geol. Quar-ter., 46: 25–36.
MATYJA H. & NARKIEWICZ M. 1995 — Conodont stratigraphy of the Upper Devonian in the Janczyce I borehole section, eastern Holy Cross Mts. Geol. Quarter., 39: 177–206, 2.
MCCABE C. & CHANNELL J. E. T. 1994 — Late Paleozoic remagne-tization in limestones of the Craven basin (northern England) and the rock magnetic fingerprint of remagnetized sedimentary carbonates. J. Geophys. Res., 99, B3: 4603–4612.
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.
MCFADDEN P. L. 1990 — A new fold test for paleomagnetic studies. Geophysical Journal International, 103: 163–169.
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 Science Reviews, 40: 229–258.
MIGASZEWSKI Z. M., HA£AS S. & DURAKIEWICZ T. 1996 — Wiek i geneza mineralizacji kalcytowej w Górach Œwiêtokrzyskich w œwietle badañ litologiczno–petrograficznych i izotopowych. Prz. Geol., 44: 275–281.
MOLINA GARZA R. S. & ZIJDERVELD J. D. A. 1996 — Paleoma-gnetism of Paleozoic strata, Brabant & Ardennes Massifs, Belgium: implications of prefolding and postfolding Late Carboniferous secon-dary magnetizations for the European apparent polar wander. J. Geo-phys. Res., 101, B7, 15 799–15 818.
NARKIEWICZ M. 1991 — Procesy dolomityzacji mezogenetycznej na przyk³adzie ¿ywetu i franu Gór Œwiêtokrzyskich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 132: 1–54.
NARKIEWICZ M. & OLKOWICZ-PAPROCKA I. 1983 — Stratygra-fia dewoñskich utworów wêglanowych wschodniej czêœci Gór Œwiêto-krzyskich. Kwart. Geol., 27: 225–256.
NARKIEWICZ M. & NARKIEWICZ K. 1992 — Transgressive pulse in the Upper Frasnian of the Janczyce I section (Holy Cross Mts.): sedimentology and conodont biofacies. Geol. Quarter., 36: 281–304.. NARKIEWICZ M., OLKOWICZ-PAPROCKA I., ROMANEK A. & TARNOWSKA M. 1981 — Stratygrafia i problematyka geologicz-no-surowcowa dewonu wschodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Przew. 53 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 256–294.
NARKIEWICZ M., RACKI G. & WRZO£EK T. 1990 — Litostraty-grafia dewoñskiej serii stromatoporoidowo-koralowcowej w Górach Œwiêtokrzyskich. Kwart. Geol.: 34: 433–456..
NAWROCKI J. 1993a — The Variscan directions from the Upper Sile-sian Coal Basin (S Poland). Geol. Carpath., 44: 293–300.
NAWROCKI J. 1993b — The Devonian — Carboniferous platform paleomagnetic directions from the Silesian — Cracow area and their importance for Variscan paleotectonic reconstructions. Geol. Quarter., 37: 397–430.
NAWROCKI J. 1998 — Dane paleomagnetyczne a tektoniczne uwa-runkowania sedymentacji utworów permu w Sudetach. Prz. Geol., 46: 1023–1027.
NAWROCKI J., POLECHOÑSKA O., LEWANDOWSKA A. & WERNER T. 2005 — On the paleomagnetic age of the Zalas laccolith (southern Poland). Acta Geol. Pol., 55: 229–236.
NOWACZYK N. & BLEIL U. 1985 — Paleomagnetic Reconnaissance Study of Paleozoic Rocks from the Hohes Venn Area (West Germany). N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 171: 351–362.
ROLPH T.C., SHAW J., HARPER T. R. & HAGAN J. T. 1995 — Viscous remanent magnetization: a tool for orientation of drill cores. [W:] Turner P. & Turner A. (red.) 1995. Palaeomagnetic applications in hydrocarbon exploration and production, Geological Society Special Publications, 98, 239–243.
RUBINOWSKI Z. 1971 — Rudy metali nie¿elaznych w Górach Œwiêto-krzyskich i ich pozycja metalogeniczna. Biul. Inst. Geol., 247: 1–166. SUK D., PEACOR D. R. VAN DER VOO R. 1990 — Replacement of pyrite framboids by magnetite in limestone and implications for palae-omagnetism. Nature, 345, 611–613.
SUK D., VAN DER VOO R. & PEACOR D. R. 1993 — Origin of magnetite responsible for remagnetization of Early Paleozoic Limestones of New York State. Journal of Geophysical research, 98, B1, 419–434. SZANIAWSKI R. 1997— Paleomagnetyzm a diageneza dolomitów dewoñskich z regionu kieleckiego Gór Œwiêtokrzyskich. Praca magi-sterska (niepublikowana). Archiwum Wydz. Geologii UW.
SZANIAWSKI R., LEWANDOWSKI M., MANSY J-L., AVERBUCH O. & LACQEMENT F. 2003 — Syn-folding remagnetization events in the French–Belgium Variscan thrust front as markers of the fold-and-thrust belt kinematics, Bull. Soc. Geol.. Fr., 174, 5: 511–523.
TAIT J. A., BACHTADSE V. & SOFFEL H. C. 1996 — Eastern Variscan fold belt: paleomagnetic evidence for oroclinal bending. Geo-logy, 24/10: 871–874.
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 Sci. Rev., 40: 229–258.
ZIEGLER A. M. 1990 — Phytogeographic patterns and continental configurations during the Permian period, [In:] McKerrow W. S.& Sco-tese C. R. (eds) — Palaeozoic palaeogeography and biogeography: Geol. Soc. London Memoir, 12: 363–379.
ZEGERS T. E., DEKKERS M. J. & BAILLY S. 2003 — Late Carboni-ferous to Permian remagnetization of Devonian limestones in the Ardennes: Role of temperature, fluids, and deformation. J. Geophys. Res., 108, B7: EPM 5 1–5 19.
ZWING A. 2003 — Causes and Mechanisms of Remagnetisation in Palaeozoic Sedimentary Rocka a Multidisciplinary Approach. PhD the-sis, LMU Munchen, wersja
elektronicz-na.(http://edoc.ub.uni-muenchen.de/viev/subjects)
Praca wp³ynê³a do redakcji 07.02.2006 r. Akceptowano do druku 17.07.2006 r.
