Analiza paleotektoniczna paleogeńskiej i neogeńskiej aktywności północnych fragmentów strefy dyslokacyjnej Poznań–Oleśnica

Analiza paleotektoniczna paleogeñskiej i neogeñskiej aktywnoœci pó³nocnych

fragmentów strefy dyslokacyjnej Poznañ–Oleœnica

Marek Widera*, Justyna Banaszak*, Sylwia Cepiñska*, Rafa³ Derdowski*

Palaeotectonic analysis of the Paleogene and Neogene activity of the northern parts of the Poznañ-Oleœnica Dislocation Zone. (central Poland). Prz. Geol., 52: 665–674.

S u m m a r y. Northern part of the Poznañ–Oleœnica Dislocation Zone (SDP–O), including Mosina and Naramowice grabens, is located between Czempiñ and northern districts of Poznañ. In this article, the aim of study is to determine the Palaeogene and Neo-gene tectonic evolution of both grabens. Basing on combination of cross-sections and aggradation coefficient — AC analysis, three periods of tectonic subsidence were recognized. The first one took place from the Lower Mosina Formation to the Upper Mosina For-mation sedimentation with maximum development during the Czempiñ ForFor-mation accumulation (Lower Oligocene). During the Œcinawa Formation (Middle Miocene, the lower part) sedimentation the study area was affected by the second period of tectonic subsi-dence. The last period of the Naramowice and Mosina grabens tectonic evolution is not exactly known. However, this its timing may be determined. It lasted after the Middle–Polish Member, lower part of the Poznañ Formation, and before the Pleistocene glacial sedi-mentation (after the middle part of the Middle Miocene). Finally, these periods of tectonic subsidence in the northern fragment of the SDP–O are correlated with tectonic phases recognized by Stille (1952). The first two periods relate to Pyrenean and Styrian (Early Styrian) phases. The third one may be connected to post-Moldovian (post-Late Styrian) phase or phases (Attican, Wallachian, etc.).

Key words: paleotectonic analysis, subsidence, aggradation coefficient, tectonic phases, Palaeogene, Neogene

Strefa dyslokacyjna Poznañ–Oleœnica (SDP–O) nale¿y do najd³u¿szych i jednoczeœnie w¹skich obszarów zachod-niej Wielkopolski, gdzie stwierdzono permsko-mezozoicz-no-kenozoiczny rozwój rowów i zrêbów tektonicznych (ryc. 1). Permsko-mezozoiczn¹ ewolucjê SDP–O opisali m.in.: Deczkowski i Gajewska (1977, 1979, 1980), Karn-kowski (1979, 1980), Knieszner, Po³kanowa i Czuliñska (1983) oraz Grocholski (1991). W zgodnej opinii wymienionych badaczy rozwój tektoniczny SDP–O by³ kontynuowany w kenozoiku, a przede wszystkim w pale-ogenie i nepale-ogenie.

Wykonane w 1957 r. prace badawcze wykaza³y ujemn¹ anomaliê grawimetryczn¹ w pod³o¿u Poznania, co pocz¹tkowo b³êdnie ³¹czono z wystêpowaniem w pod³o¿u wysadu solnego. Za tak¹ hipotez¹ przemawia³a zarówno pod-wy¿szona mineralizacja wód w osadach mezozoicznych, jak i wystêpowanie solanek na linii Poznañ–Pyzdry (D¹browski & Karaszewski, 1957). Dodatkowe szcze-gó³owe badania grawimetryczne wskaza³y na inn¹ od wy¿ej podanej, orientacjê osi anomalii grawimetrycznej w

przybli¿eniu przebiegaj¹c¹ po³udnikowo (Duda &

Bochnia, 1960). Dopiero wiercenia przebijaj¹ce osady kenozoiczne, wykonane w latach 1961–1965, pozwoli³y wyjaœniæ przyczynê anomalii grawimetrycznej. W pod³o¿u Poznania i na S od niego stwierdzono du¿ej mi¹¿szoœci osady g³ównie neogeñskie, z grubymi pok³adami lekkich wêgli brunatnych (Ciuk, 1962, 1965). Wiercenia, zrealizo-wane w latach 60. i 70. XX w., potwierdzi³y istnienie w pod³o¿u podkenozoicznym negatywnej paleogeñsko-neo-geñskiej paleostruktury, ci¹gn¹cej siê od Poznania po Gostyñ (Ciuk, 1978). SDP–O jest doskonale widoczna tak¿e na mapach pseudorzeŸby cieniowanej (Wybraniec, 1995, 1999). Mapy te, o czym warto wspomnieæ, powsta³y w wyniku komputerowego przetworzenia map

grawime-trycznych Polski w skalach 1: 50 000 i 1: 20 0000 (Królikowski, 1994).

Na obszarze SDP–O zbilansowano kilka z³ó¿ wêgli brunatnych, tj. z³o¿e: Naramowice, Poznañ (zasoby tylko oszacowano), Mosina, Czempiñ, Krzywiñ i Gostyñ. Wymienione z³o¿a zalegaj¹ w obrêbie mniejszych struktur tektonicznych — rowów, które powsta³y w wyniku prze-mieszczenia wzglêdem siebie, wzd³u¿ uskoków poprzecz-nych, pewnych fragmentów SDP–O o ok. 1–1,5 km (ryc. 1). Dlatego powsta³e w sposób naturalny segmenty SDP–O nazywa siê konsekwentnie rowami: Naramowic, Mosiny, Czempinia itd. W prezentowanej pracy badaniami objêto pó³nocny fragment SDP–O, a dok³adnie znaczne czêœci rowów Naramowic i Mosiny, z wystêpuj¹cymi na ich obszarze z³o¿ami o tych samych nazwach (ryc. 1). Ogó³em przeanalizowano 81 otworów wiertniczych, z czego 18 wystêpuje na obszarze rowu Naramowic, a pozosta³e 63 otwory zlokalizowane s¹ na obszarze rowu Mosiny (ryc. 1).

Celem artyku³u jest przeprowadzenie szczegó³owej analizy paleotektonicznej obszaru pomiêdzy Czempiniem a pó³nocnymi dzielnicami Poznania. Zadanie badawcze zrealizowano poprzez przyporz¹dkowanie najpierw osadów z kart otworów wiertniczych odpowiednim jednostkom litostratygraficznym. Nastêpnie wykonano poprzeczne przekroje geologiczne, które ukazuj¹ wp³yw aktywnoœci podkenozoicznego pod³o¿a na wykszta³cenie osadów paleogeñskich i neogeñskich. Z kolei wzd³u¿ wspo-mnianych linii przekrojowych wyznaczono wspó³czynnik agradacji (aggradation coefficient — AC). Wspó³czynnik agradacji jest miar¹ wzglêdnej subsydencji pomiêdzy rowem tektonicznym a jego otoczeniem. Wyznacza siê go najczêœciej w sytuacji, kiedy analizie paleotektonicznej poddawane s¹ wydzielenia litostratygraficzne. Uzyskane wyniki pozwoli³y wreszcie na wykazanie podobieñstw i ró¿nic w rozwoju tektonicznym wybranych segmentów N fragmentu SDP–O. Na koniec podjêto próbê korelacji stwierdzonych etapów ewolucji tektonicznej badanego obszaru z paleogeñsko-neogeñskimi fazami tektonicznymi wyró¿nionymi w Polsce i na innych obszarach Europy.

*Instytut Geologii UAM, ul. Maków Polnych 16, 61-606 Poznañ

Metodyka badañ

Analiza paleotektoniczna. Analiza paleotektoniczna

polega na poznaniu rozmieszczenia, sk³adu, mi¹¿szoœci i u³o¿enia dawnych kompleksów skalnych (Chain, 1974). Z

poœród wielu metod analizy paleotektonicznej jako

najwa¿niejsze mo¿na wymieniæ analizê: facjaln¹,

mi¹¿szoœciow¹, formacyjn¹ oraz przerw i niezgodnoœci. W geologii wg³êbnej najwiêksze znaczenia ma analiza

mi¹¿szoœciowa, która jest najwa¿niejsz¹ metod¹ badañ paleotektonicznych. W metodzie tej przyjmuje siê, ¿e w dostatecznie d³ugim okresie czasu obni¿anie siê terenu jest

kompensowane przez sedymentacjê (Chain, 1974;

Kotañski, 1990). Zatem mi¹¿szoœæ osadów mo¿e byæ doskona³ym wskaŸnikiem rozmiarów i intensywnoœci pogr¹¿ania tektonicznego — subsydencji. Dlatego analiza mi¹¿szoœciowa pozwala nie tylko na jakoœciow¹, ale tak¿e na iloœciow¹ ocenê pionowych ruchów tektonicznych (Chain, 1974).

Szczegó³owa mi¹¿szoœciowa analiza paleotektoniczna jest wykonywana na podstawie map mi¹¿szoœci — mapy izopachyt. Niemniej jednak w praktyce badawczej korzy-sta siê równie¿ z przekrojów geologicznych, które nie tyl-ko ilustruj¹ zmiany mi¹¿szoœci osadów, ale te¿ ich zmiennoœæ facjaln¹. Ponadto stosuje siê przekroje geolo-giczne silnie przewy¿szone, co u³atwia znacznie analizê paleotektoniczn¹ (Kotañski, 1990).

Analizie paleotektonicznej poddaje siê osady równo-wiekowe, których izochronizm jest dobrze udokumento-wany, np. paleontologicznie, a ich wiek metodami radiometrycznymi. Znajomoœæ chronostratygrafii pozwala wiêc na okreœlenie tempa subsydencji wyra¿onego, np. w

CZEMPIÑ MOSINA LUBOÑ SZAMOTU£Y POZNAÑ S D P - S z S D P -K SDP-O 0 10km 0 10km ?

P O Z N A Ñ

P O Z N A Ñ

VI _{linie przekrojów geologicznych}

cross-section lines g³ówne uskoki main faults

Ryc. 1. Mapa lokalizacyjna. Pó³nocny fragment strefy dyslokacyjnej Poznañ–Oleœnica; strefy dyslokacyjne: SDP–O — Poznañ–Oleœnica, SDP–Sz — Poznañ–Sza-motu³y, SDP–K — Poznañ–Kalisz (za: Deczkowski & Gajewska, 1980; Kasiñski, 1984; Kwolek, 2000; zmo-dyfikowane)

Fig. 1. Location map. Northern part of the Poznañ–Oleœnica Dislocation Zone; Dislocation Zones: SDP–O — Poznañ–Oleœnica, SDP–Sz — Poznañ–Szamotu³y, SDP–K — Poznañ–Kalisz (after: Deczkowski & Gajewska, 1980; Kasiñski, 1984; Kwolek, 2000; modi-fied) Chrono-stratygrafia* Chrono-stratigraphy Litostratygrafia** Lithostratigraphy Litologia Lithology Grupa pok³adów wêgla kamiennego

Group of lignite seams PLIOCEN NAJNI¯SZY LOWEST PLIOC. ? MIOCEN GÓRNY UPPER MIOCENE MIOCEN DOLNY LOWER MIOCENE MIOCEN ŒRODKOWY MIDDLE MIOCENE OLIGOCEN DOLNY LOWER OLIGOCENE EOCEN GÓRNY UPPER EOCENE MEZOZOIK MESOZOIC IA oczkowicka*** I œrodkowopolska IIA lubiñska II ³u¿ycka III œcinawska V czempiñska K J formacja czempiñska (f.cz.) Czempiñ Formation

formacja mosiñska górna (f.m.g.)

Upper Mosina Formation

formacja rawicka (f.r.) Rawicz Formation formacja œcinawska (f.œ.) Œcinawa Formation formacja paw³owicka (f.p.) Paw³owice Formation formacja adamowska (f.a.) Adamów Formation ogniwo wielkopolskie (o.w.) Wielkopolska Member piaski sands mu³ki silts i³y clays wêgle brunatne lignites glaukonit glauconite luka stratygraficzna stratigraphic hiatus

formacja mosiñska dolna

Lower Mosina Formation(f.m.d.)

og. œrodkowopolskie Middle-Polish Mbr (o.œr.) f. poznañska Poznañ Fm. (f.poz.) Wed³ug: Steininger i Rögl, 1983 Steininger i in., 1987 Dyjor i Sadowska, 1986 Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995 Piwocki, 2001 According to: *– Wed³ug: Piwocki, 1991 Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995 Piwocki, 2001 According to: **–

tylko na obszarze rowu Naramowic

in the Naramowice graben only

***–

Ryc. 2. Schemat litostratygraficzny paleogenu i neogenu w rowach Naramowic i Mosiny

Fig. 2. Lithostratigraphic scheme of the Palaeogene and Neo-gene in the Naramowice and Mosina graben

m/mln lat lub w mm/tys. lat (Chain, 1974). W przypadku osadów paleogeñskich i neogeñskich na Ni¿u Polskim ubóstwo fauny, jak i przewodnich poziomów izochronicz-nych sprawiaj¹, ¿e dominuj¹c¹ rolê odgrywa litostratygra-fia (Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995; Piwocki, 2001). Dlatego przed przyst¹pieniem do wykonania i ana-lizy przekrojów geologicznych nale¿y jak najlepiej poznaæ litostratygrafiê badanego obszaru.

Zarys litostratygrafii

Nomenklaturê jednostek litostratygraficznych i

pok³adów wêglowych przyjêto za Piwockim (1991), Piwockim i Ziembiñsk¹-Tworzyd³o (1995) oraz Piwockim

(2001). W schemacie litostratygraficznym na podstawie w³asnych wyników wydzieleñ i obliczeñ, przedstawiono orientacyjny sk³ad litologiczny ka¿dej formacji/ogniwa (ryc. 2). Poza tym w profilu litologicznym zaznaczono po³o¿enie okreœlonej grupy pok³adów wêgla brunatnego oraz obecnoœæ glaukonitu w osadach. Wreszcie pozycjê poddanych analizie paleotektonicznej formacji i ogniw przedstawiono na tle obecnej chronostratygrafii paleogenu i neogenu (Steininger & Rögl, 1983; Steininger i in., 1987; Dyjor & Sadowska, 1986; Piwocki & Ziembiñska-Two-rzyd³o, 1995; Piwocki, 2001). W tej pracy zaniechano sto-sowania terminu ,,trzeciorzêd”, zgodnie z ustaleniami Miêdzynarodowej Komisji Stratygraficznej (ICS — IUGS) z Rio de Janeiro w 2000 r., która zaleca stosowanie jako for-malnych jednostek: paleogen i neogen. ,,Trzeciorzêd” natomiast mo¿e byæ u¿ywany jako nazwa nieformalna (Remane i in., 2000).

Zamieszczony schemat litostratygraficzny, w odró¿-nieniu od schematów o zasiêgu regionalnym Ciuka (1970, 1978) i Piwockiego (1991), ma charakter lokalny, a przez to lepiej oddaje proporcje w mi¹¿szoœci i w sk³adzie litofa-cjalnym kolejnych formacji na obszarze badañ (ryc. 2). Nale¿y jeszcze dodaæ, ¿e podobnie jak Ciuk (1965, 1978) i Piwocki (1991), równie¿ autorzy tej pracy nie wydzielaj¹ w okolicach Poznania formacji leszczyñskiej i d¹brow-skiej, jak czyni to Walkiewicz (1984).

Przy omawianiu zarysu litostratygrafii warto przypo-mnieæ, ¿e podstaw¹ do poszczególnych wydzieleñ, tj. for-macji i ogniw, by³y materia³y archiwalne — karty otworów wiertniczych. Brak zachowanych rdzeni g³êbokich otwo-rów nie pozwala obecnie zweryfikowaæ opisów litologicz-nych zawartych w kartach otworów. Dlatego granice pomiêdzy kolejnymi wydzieleniami litostratygraficznymi nie zawsze musz¹ odpowiadaæ rzeczywistoœci. Ewentualne niedoci¹gniêcia i b³êdy mog¹ wynikaæ nie tylko z jakoœci opisów litologii, ale równie¿ z technologii wierceñ. Wspo-mniane uchybienia zapewne obni¿aj¹ dok³adnoœæ przepro-wadzonych badañ. Niemniej jednak dominuj¹ca wiêkszoœæ danych zawartych w kartach otworów wiertniczych jest prawdziwa, co upowa¿nia do ich wykorzystania w analizie paleotektonicznej.

Zastanawiaj¹cy mo¿e byæ brak niektórych jednostek litostratygraficznych w s¹siednich otworach. Przyczyny takiego stanu rzeczy mog¹ byæ zarówno geolo-giczne — sedymentologeolo-giczne i tektoniczne, jak i ludzkie — sposób wiercenia oraz b³êdy w opi-sie litologii. W tej pracy, pomimo rodz¹cych siê w¹tpliwoœci i przypuszczeñ, za miarodajne uznano informacje zawarte w kartach otworów wiertniczych. Materia³y archiwalne, zawie-raj¹ce m.in. karty otworów, s¹ dostêpne i dziêki temu weryfikowalne.

Analiza przekrojów geologicznych. Przy

wyborze linii przekrojowych kierowano siê tym, ¿eby by³y one prostopad³e do przebiegu g³ównych struktur tektonicznych oraz aby obej-mowa³y najbardziej pó³nocne, œrodkowe i po³udniowe segmenty poddanych badaniom fragmentów rowów Naramowic i Mosiny. Ogó³em wykonano 6 przekrojów geologicz-nych biegn¹cych przez 34 spoœród 81 otworów wiertniczych wystêpuj¹cych na omawianym

ska³y mezozoiczne Mesozoic rocks

ska³y plejstoceñskie i holoceñskie Pleistocene and Holocene rocks g³ówne formacje wêglonoœne main lignite-bearing formations uskoki faults otwory wiertnicze boreholes m n.p.m. m a.s.l. +100 0 -100 -200 0 1km I I' M Q 1N 2N 2N f.a. f.p. f.r. Q M f.cz. f.m.g. f.œ. o.œr. f.cz. f.r. f.r. ? ? ? f.cz. f.œ. f.p. f.a. f.poz. o.w. o.œr.

Ryc. 3. Uproszczony przekrój geologiczny przez N czêœæ rowu Naramowic I–I’ (lokalizacja na ryc. 1); f.m.d. — formacja mosiñ-ska dolna, f.cz. — formacja czempiñmosiñ-ska, f.m.g. — formacja mosiñska górna, f.r. — formacja rawicka, f.œ. — formacja œcinaw-ska, f.p. — formacja paw³owicka, f.a. — formacja adamowœcinaw-ska, f.poz. — formacja poznañska, o.œr. — ogniwo œrodkowopolskie (ogniwo i³ów szarych), o.w. — ogniwo wielkopolskie (ogniwo i³ów zielonych i ogniwo i³ów p³omienistych)

Fig. 3. Simplified geological cross-section through N part of the Naramowice graben I–I’ (location in Fig. 1); f.m.d. — Lower Mosina Formation, f.cz. — Czempiñ Formation, f.m.g. — Upper Mosina Formation, f.r. — Rawicz Formation, f.œ. — Œcinawa For-mation, f.p. — Paw³owice ForFor-mation, f.a. — Adamów ForFor-mation, f.poz. — Poznañ Formation, o.œr. — Middle-Polish Member (Gray Clays Member), o.w. — Wielkopolska Member (Green Clays Mamber and Flamy Clays Member)

II II' m n.p.m. m a.s.l. +100 0 -100 -200 0 1km 4N 5N 6N _7N 8N M f.m.d.f.cz. f.cz. f.r. f.cz. f.r. M f.m.d. f.cz. f.œ. f.p. f.poz. Q o.w. o.œr. f.a. f.a.o.œr. f.p. f.r. f.m.g. f.œ.

Ryc. 4. Uproszczony przekrój geologiczny przez œrodkow¹ czêœæ rowu Nara-mowic II–II’; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3)

Fig. 4. Simplified geological cross-section through the middle part of the Nara-mowice graben II–II’; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3)

obszarze (ryc. 1). Podstawowe dane mi¹¿szoœciowe wyko-rzystane do konstrukcji przekrojów geologicznych, jak i do obliczeñ wspó³czynnika agradacji zestawiono w postaci tabelarycznej (tab. 1). Pe³na dokumentacja, zawieraj¹ca m.in. sk³ad litologiczny, mi¹¿szoœæ oraz rzêdne stropu i sp¹gu kolejnych formacji, znajduje siê w pracach Cepiñ-skiej (2003) i Banaszak (w przygotowaniu).

Nale¿y w tym miejscu podkreœliæ, ¿e dla potrzeb niniej-szej pracy uproszczono bardzo rozbudowan¹ pierwotn¹ numeracjê otworów. Numery robocze otworów z obszaru rowu Naramowic zawieraj¹ literê N, np.: 1N, 2N itd., a numery robocze otworów z obszaru rowu Mosiny wyró¿-niono odpowiednio liter¹ M, np.: 1M, 2M itd. Numeracja pierwotna i robocza otworów wiertniczych, wymienionych w tekœcie i znajduj¹cych siê na przekrojach, zamieszczona zosta³a w tab. 1. Na przekrojach geologicznych poszcze-gólne formacje i ogniwa opisano skrótami literowymi ich pe³nych nazw (por. ryc. 2 i 3). Ponadto w celu ³atwiejszej korelacji warstw, w rowach i w ich otoczeniu, formacje i ogniwa wêglonoœne zaznaczono dodatkowo szrafur¹. W ten sposób wyró¿niono formacjê czempiñsk¹ i œcinawsk¹ oraz ogniwo œrodkowopolskie (ryc. 3–8).

Wyniki analizy przekrojów geologicznych. Przekrój wzd³u¿ linii I–I’ obejmuje najbardziej N segment rowu Naramowic i jednoczeœnie ca³ego obszaru badañ (ryc. 1, 3). Bardzo charak-terystyczna jest wysoka pozycja mezozoicznego pod³o¿a w otworze 2N i silnie zredukowane mi¹¿szoœci poszczególnych formacji. Zrzut osa-dów paleogeñskich wzd³u¿ g³ównego uskoku ramowego, w terminologii Deczkowskiego i Gajewskiej (1980) zwanego g³ównym lub obra-mowuj¹cym, przekracza 100 m (ryc. 3).

Lokali-zacji wspomnianego uskoku, jak i

prawdopodobnego uskoku, po³o¿onego w

s¹siedztwie otworu 1N, dokonano poprzez ana-logiê do opisanych ni¿ej przekrojów II–II’ i III–III’ (ryc. 4, 5).

Kolejne 2 przekroje obejmuj¹ œrodkowy i S segment rowu Naramowic (ryc. 1, 4, 5). Pomimo

du¿ych podobieñstw na obu przekrojach

widoczne s¹ pewne ró¿nice istotne w analizie paleotekto-nicznej. Najwa¿niejsze podobieñstwo polega na wysokim po³o¿eniu E skrzyd³a rowu, gdzie strop mezozoiku wystê-puje na g³êbokoœci ok. –100 m p.p.m. Natomiast w W czê-œci przekroju, obejmuj¹cego jeszcze obszar rowu, pod³o¿e mezozoiczne zalega na rzêdnych ok. –200 m p.p.m. Trzeba w tym miejscu wyraŸnie stwierdziæ, ¿e otwory 4N i 14N nie s¹ zlokalizowane poza rowem, ale wewn¹trz niego (ryc. 4, 5). Poza tym najg³êbsza czêœæ rowu, ukazana na obu przekrojach, nie zosta³a przewiercona. W otoczeniu otworu 5N wyraŸnie zaznacza siê struktura zrêbowa (ryc. 4), przyjmuj¹ca charakter stopni tektonicznych wokó³ otworu 15N (ryc. 5). Informacji o g³êbokoœci rowu Nara-mowic dostarcza otwór IG–1 (lok. ryc. 1), w którym strop mezozoiku nawiercono na g³êbokoœci –267,5 m p.p.m. W

najbli¿szym otworze natomiast, zlokalizowanym na

wschodnim skrzydle struktury, mezozoik wystêpuje na g³êbokoœci –91,0 m p.p.m. Zatem wielkoœæ zrzutu g³ówne-go wschodnieg³ówne-go uskoku ramoweg³ówne-go rowu Naramowic wynosi w pobli¿u otworu IG–1 ok. 176,5 m.

Najistotniejsz¹ ró¿nic¹ ujawniaj¹c¹ siê na przekrojach II–II’ i III–III’, biegn¹cych przez œrodkow¹ i S czêœæ rowu Naramowic, jest czas aktywnoœci i wzglêdny zwrot prze-mieszczania siê skrzyde³ uskoków wyznaczonych pomiê-dzy otworami 4N i 5N oraz 14N i 15N (ryc. 4, 5). Na przekroju II–II’ aktywnoœæ wspomnianego uskoku zako-ñczy³a siê najprawdopodobniej podczas sedymentacji for-macji rawickiej. W tym czasie obszar z otworem 4N podlega³ szybszej subsydencji, o czym œwiadczy zwiêk-szona mi¹¿szoœæ formacji rawickiej, ni¿ obszar z otworem 5N. Wczeœniej jednak wzglêdny ruch skrzyde³ by³ odwrot-ny, czego dowodzi co najmniej kilkakrotnie wiêksza gru-boœæ formacji czempiñskiej na skrzydle z otworem 5N, ni¿ na skrzydle z otworem 4N (ryc. 4). Inaczej przedstawia siê rozwój uskoku na przekroju III–III’, obejmuj¹cym najbar-dziej S fragmenty rowu Naramowic, miêdzy otworami 14N i 15N. Uskok ten by³ aktywny a¿ do czasu sedymentacji for-macji œcinawskiej i przez ca³y okres jego aktywnoœci sub-sydencja obszaru z otworem 15N by³a wiêksza ni¿ obszaru z otworem 14N (ryc. 5).

Analiza przekrojów geologicznych przez rów Naramo-wic upowa¿nia do stwierdzenia, ¿e w paleogenie i prawie przez ca³y neogen aktywny by³ E g³ówny uskok ramowy, o

IV IV' 1M 0 1km m n.p.m. m a.s.l. +100 0 -100 -200 -300 2M 3M 4M 5M 6M 7M 8M M M f.m.d. f.m.d. f.cz. f.cz. f.m.g. f.m.g. f.r. f.r. f.r. f.r. M f.p. f.p. f.œ. f.œ. f.a. f.a. Q f.poz. o.w. o.œr. f.a.

Ryc. 6. Uproszczony przekrój geologiczny przez N czêœæ rowu Mosiny IV-IV’; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3)

Fig. 6. Simplified geological cross-section through the N part of the Mosina graben IV-IV’; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3) III III' 14N 15N 16N 17N 18N m n.p.m. m a.s.l. +100 0 -100 -200 _{0 1km} f.cz. M f.m.d. f.r. f.cz. f.cz. f.cz. f.r. f.r. f.r. f.m.g. f.m.g. f.m.d. f.œ. f.œ. f.p. f.p. M f.poz. o.w. o.œr. Q f.a. o.w. o.œr. f.a.

Ryc. 5. Uproszczony przekrój geologiczny przez S czêœæ rowu Naramowic III–III’; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3)

Fig. 5. Simplified geological cross-section through the S part of the Naramo-wice graben III–III’; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3)

po³udnikowej orientacji i zrzucie przekraczaj¹cym 175 m. Pozosta³e uskoki by³y aktywne w paleogenie i czêœciowo w neogenie, a ich zrzuty nie przekraczaj¹ kilkudziesiêciu metrów. Segmenty S i N rowu Naramowic przez ca³y ana-lizowany okres rozwija³y siê w wyniku schodowego zapa-dania siê mezozoicznego pod³o¿a ku strefie najwiêkszych g³êbokoœci, rozci¹gaj¹cej siê wzd³u¿ E skrzyd³a rowu. Tyl-ko w segmencie œrodTyl-kowym, w czasie sedymentacji forma-cji rawickiej, funkcjonowa³a paleostruktura o charakterze zrêbu tektonicznego. Wystêpowanie paleozrêbów, tego samego lub zbli¿onego wieku, udokumentowano równie¿ we wschodniej Wielkopolsce, np. w rowach Adamowa i Lubstowa (Widera, 1998, 2000). Najprawdopodobniej powstanie wspomnianych pozytywnych struktur — zrê-bów w obrêbie struktur negatywnych — rowów

spowodo-wane zosta³o zaklinowaniem bloku/bloków

mezozoicznego pod³o¿a. Nale¿y jeszcze dodaæ, ¿e szero-koœæ rowu Naramowic nie jest dok³adnie znana, zw³aszcza jego zasiêg w kierunku zachodnim. Niemniej jednak na mapach grawimetrycznych, przedstawiaj¹cych pseudo-rzeŸbê cieniowan¹, bardzo wyraŸnie na omawianym obszarze zaznacza siê rów tektoniczny (Wybraniec, 1995, 1999). Zatem obraz grawimetryczny potwierdza s³usznoœæ nazwania tej negatywnej paleostruktury rowem, a nie np. pó³rowem. Ze wzglêdu na brak g³êbokich otworów, zloka-lizowanych na zachód od objêtego badaniami obszaru, roz-przestrzenienie rowu Naramowic w kierunku W nie zosta³o wykartowane. Jednak¿e na podstawie badañ Dudy i Bochni (1960), jak i map opisywanych przez Królikow-skiego (1994) mo¿na szacowaæ, ¿e szerokoœæ rowu odpo-wiada strefie anomalii grawimetrycznej i w omawianym rejonie N dzielnic Poznania wynosi od co najmniej 4 km do nawet 10 km.

W przeciwieñstwie do rowu Naramowic uskoki ramo-we rowu Mosiny s¹ dobrze czytelne na przekrojach geolo-gicznych. Szerokoœæ rowu waha siê w przedziale 2–3 km (ryc. 1). Przekrój IV–IV’ obejmuje N segment rowu Mosiny, o szerokoœci ok. 3 km, który cechuje siê bardzo symetryczn¹ budow¹ (ryc. 6). Uskoki ramowe s¹ dobrze wykszta³cone i maj¹ w miarê wyrównane zrzuty: 160 m miêdzy otworami 1M i 2M oraz 140 m miêdzy otworami 7M i 8M. Oba wymienione uskoki aktywne by³y w pale-ogenie i prawie przez ca³y neogen. Pozosta³e uskoki drugo-rzêdne zakoñczy³y swoj¹ aktywnoœæ podczas sedymentacji formacji rawickiej, a tylko uskok miêdzy otworami 4M i 5M rozwija³ siê jeszcze w czasie narastania wêglonoœnej formacji œcinawskiej. Przejawia siê to w deniwelacjach sp¹gu tej formacji przekraczaj¹cymi 30 m (ryc. 6).

W œrodkowym segmencie rów Mosiny ma szerokoœæ ok. 2,5 km (ryc. 7). Zauwa¿alne jest du¿e podobieñstwo do wy¿ej opisanego N fragmentu rowu. Równie wyraŸnie zaznaczaj¹ siê uskoki ramowe, których zrzuty miêdzy otworami 33M i 34M oraz 37M i 38M wynosz¹ odpowied-nio 187,6 i 153,2 m. Ich aktywnoœæ trwa³a, z krótko-trwa³ymi przerwami, w paleogenie i neogenie. Natomiast pozosta³e uskoki funkcjonowa³y wy³¹cznie w paleogenie lub co najwy¿ej w czasie sedymentacji formacji rawickiej, jak np. uskok pomiêdzy otworami 36M i 37M. Wyj¹tek stanowi jedynie uskok wykreœlony na W skrzydle rowu, gdzie zró¿nicowanie gruboœci osadów formacji ada-mowskiej w otworach 32M i 33M siêga a¿ 15,7 m (ryc. 7).

Najbardziej rozcz³onkowan¹ budow¹ charakteryzuje siê S segment rowu Mosiny ukazany na przekroju VI–VI’ (ryc. 8). Skrzyd³a rowu s¹ zuskokowane, a g³ówne uskoki ramowe nie s¹ tak wyraŸne jak na wy¿ej opisanych prze-krojach. Tylko uskok pomiêdzy otworami 61M i 62M mo¿na nazwaæ uskokiem ramowym, na podstawie kry-terium wielkoœci zrzutu i jego aktywnoœci przez niemal ca³y okres rozwoju rowu. Pozosta³e uskoki ulega³y okreso-wej reaktywacji, czasami o zmiennym zwrocie ich ruchu. Przyk³adowo, obszar z otworem 57M w paleogenie i pod-czas gromadzenia siê osadów formacji rawickiej podlega³ szybszemu pogr¹¿aniu ni¿ obszar z otworem 58M. Nato-miast w czasie sedymentacji formacji œcinawskiej dosz³o do odwrócenia wzglêdnego ruchu skrzyde³ uskoku miêdzy otworami 57M i 58M. Nieco inn¹ sytuacjê mo¿na stwier-dziæ w otworach 62M i 63M, gdzie na E skrzydle rowu Mosiny zaznacza siê uskok aktywny w paleogenie oraz we

V V' M m n.p.m. m a.s.l. +100 0 -100 -200 -300 0 1km 32M 33M 34M 35M 36M 37M 38M M M f.m.d. f.cz. f.cz. f.cz. f.m.g. f.m.g. f.r. f. r. f.r. f.œ. f.œ. f.p. f.a. f.a. f.a. o.œr. o.œr. o.œr. o.w. o.w. f.poz. Q f. p. f.p. f.œ.

Ryc. 7. Uproszczony przekrój geologiczny przez œrodkow¹ czêœæ rowu Mosiny V–V’; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3)

Fig. 7. Simplified geological cross-section through the mid-dle part of the Mosina graben V–V’; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3) VI VI' m n.p.m. m a.s.l. +100 0 -100 -200 -300 0 1km 62M 63M 57M 58M 59M 60M 61M M M M f.m.d. f.m.d. f.cz. f.cz. f.m.g. f.m.g. f.r. f.r. f.r. f.r. f.œ. f.œ. f.p. f.p. f.p. f.a. f.a. f.a. f.poz. Q o.w. o.w. o. w. o.œr. o.œr. f.cz. f.œ. o.œr.

Ryc. 8. Uproszczony przekrój geologiczny przez S czêœæ rowu Mosiny VI–VI’; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3) Fig. 8. Simplified geological cross-section through the S part of the Mosina graben VI–VI’; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3)

wczesnym neogenie. Podczas narastania formacji mosiñskiej górnej obszar wokó³ otworu 62M ulega³ wzglêdnemu obni¿aniu w odniesieniu do obszaru z otwo-rem 63M. W póŸniejszym czasie dosz³o do inwersji ruchu, co przejawia siê w postaci zwiêkszonej gruboœci osadów formacji rawickiej w pobli¿u otworu 63M (ryc. 8). Do obliczeñ wspó³czynnika agradacji jako drugi uskok ,,ramo-wy” przyjêto dyslokacjê pomiêdzy otworami 57M i 58M. Przemawia za tym jej aktywnoœæ od paleogenu poprzez prawie ca³y neogen, pomimo ¿e wielkoœæ zrzutu uskoku miêdzy otworami 58M i 59M wynosi 125,2 m i jest wiêksza nawet od zrzutu uskoku ramowego miêdzy otworami 61M i 62M — 82,7 m (ryc. 8).

Najwa¿niejszym spostrze¿eniem wynikaj¹cym z analizy przekrojów poprzecznych przez rów Mosiny s¹ du¿e ró¿ni-ce miêdzy po³udniowym a œrodkowym i pó³nocnym jego fragmentem. O ile w czêœci pó³nocnej i œrodkowej wyraŸnie zaznaczaja siê 2 uskoki ramowe, o tyle budowa geologicz-na po³udniu segmentu rowu jest bardziej skomplikowageologicz-na. Wewnêtrzna czêœæ rowu, w tym segmencie, charakteryzuje siê znacznymi deniwelacjami mezozoicznego pod³o¿a, a uskoki ramowe nie s¹ tak czytelne jak na innych odcinkach omawianej struktury (ryc. 8). Nale¿y zauwa¿yæ, ¿e najbar-dziej po³udniowej czêœæ rowu Mosiny znajduje siê w

bli-skim s¹siedztwie uskoku transformacyjnego, który prze-biega na po³udnie od Czempinia (por. ryc. 1). Jednak¿e na obecnym etapie badañ trudno jest ³¹czyæ powstanie kilku powierzchni dyslokacyjnych — uskoków ramowych (ryc. 8) z bliskoœci¹ uskoku poprzecznego, diagonalnego do orientacji pó³nocnego fragmentu SDP–O (ryc. 1). Faktem jest, ¿e w dalszej odleg³oœci od wspomnianego uskoku poprzecznego naprê¿enia rozci¹gaj¹ce zosta³y roz³adowa-ne wzd³u¿ 2 g³ównych uskoków ramowych (ryc. 6, 7). Nie-mniej jednak wyjaœnienie przyczyn powstania kilku, a nie dwóch uskoków ramowych oraz genezy uskoków transfor-macyjnych, wykracza poza zakres prezentowanych badañ.

Wyniki analizy wspó³czynnika agradacji Ocena wspó³czynnika agradacji. Jak wczeœniej wspomniano, w przypadku stratygrafii osadów paleogeñskich i neogeñskich na Ni¿u Polskim, dominuje podzia³ litostra-tygraficzny, a granice jednostek litostratygraficznych pra-wie zawsze s¹ diachroniczne. Dlatego zasadne wydaje siê wyznaczenie wspó³czynnika agradacji — AC, gdy¿ nie jest znany dok³adnie przedzia³ czasu, w którym sedymentacja okreœlonej formacji/ogniwa litostratygraficznej zacho-dzi³a. Znajomoœæ AC pos³u¿y³a m.in. do wyznaczenia Linia przekroju cross-section line Pierwotny numer otworu original numeration Roboczy numer otworu numeration in this paper Mi¹¿szoœæ formacji/ogniwa [m] Formation/Member thickness [m] f.m.d. f.cz. f.m.g. f.r. f.œ. f.p. f.a. f.poz. o.œr. o.w. I – I' Morasko 1 Umultowo 1 1N 2N b.d. 0,0 >15,4 7,8 0,0 13,5 47,1 39,0 41,0 2,5 14,0 8,3 23,3 14,1 13,7 7,9 52,7 51,2 II – II' Pi¹tkowo 1 30/16 31/16 32/16 Ró¿any M³yn 4N 5N 6N 7N 8N 12,0 b.d. bd.. 1,5 8,0 6,0 >40,5 >14,5 7,2 3,5 0,0 0,0 0,0 0,0 8,5 79,8 58,1 63,6 56,0 31,0 12,4 37,4 51,6 3,5 15,0 26,6 22,0 26,8 17,5 (26,6) 26,0 10,6 11,8 6,0 (9,1) 5,4 9,4 9,6 20,7 7,9 29,6 73,5 78,2 41,8 30,4 III–III' Podolany 1 30/14 31/14 32/14 Naramowice 2 14N 15N 16N 17N 18N 16,0 b.d. b.d. 4,47,5 35,5 >36,9 >4,0 10,0 7,0 0,0 0,0 12,0 4,7 2,5 49,9 60,4 79,0 39,8 35,3 11,6 35,0 31,0 2,0 7,7 37,8 (16,6) 20,0 24,0 6,8 9,3 (21,4) 25,8 7,0 20,9 7,6 11,5 11,2 9,8 7,9 58,5 81,5 40,6 11,8 41,1 IV–IV' 204/48 203/50 202/52 201/54 Luboñ 27/02 199/58 198/60 197/62 1M 2M 3M 4M 5M 6M 7M 8M 11,6 10,2 17,3 14,8 13,6 11,2 16,1 6,7 13,2 68,5 39,3 39,2 39,4 12,4 14,6 11,5 2,2 0,0 28,5 26,2 26,8 30,9 51,8 9,4 24,6 38,1 37,0 32,3 49,1 70,1 52,4 35,5 2,0 51,1 50,2 47,1 27,8 29,0 33,8 9,1 27,9 30,0 23,6 17,4 18,7 18,0 16,5 12,8 34,2 31,6 41,0 53,2 48,4 45,8 39,3 37,0 13,3 15,0 23,0 7.8 5,4 7,6 7,5 8,6 32,0 68,2 61,4 66,8 68,8 72,5 72,0 51,1 V–V' Jeziory 23/94 168/42 Mosina 24/93,5 166/46 Mosina 25/93 163/50 Mosina 26/92,5 32M 33M 34M 35M 36M 37M 38M 0,0 3,9 11,0 21,5 9,6 0,0 0,0 17,0 19,3 89,4 39,5 33,5 >27,3 21,9 0,0 0,0 23,5 69,6 45,3 48,4 4,0 34,4 36,0 18,2 22,0 32,6 46,9 35,5 3,3 7,7 58,3 51,9 53,6 44,2 8,5 42,3 23,8 50,2 40,0 37,8 42,3 33,8 14,7 30,4 20,9 32,1 30,6 30,9 28,7 5,3 2,9 4,5 5,1 13,7 13,7 14,3 5,3 11,3 74,1 45,0 37,6 31,7 19,7 VI–VI' 126/32 125/34 124/36 123/38 122/40 121/42 120/44 57M 58M 59M 60M 61M 62M 63M 9,0 0,0 9,8 10,6 10,8 14,6 7,7 2,8 0,0 59,0 40,8 19,2 14,4 11,7 7,3 0,0 0,01 5,3 0,0 24,8 9,0 32,6 13,8 47,5 43,0 58,6 20,8 31,2 13,4 54,8 57,1 55,9 72,6 43,0 44,0 26,3 27,7 23,3 23,9 32,0 20,8 22,2 39,0 34,3 50,6 43,2 13,6 19,6 19,7 2,3 15,0 9,8 13,5 13,8 6,8 7,2 40,8 69,3 89,2 76,9 89,6 64,0 66,2 Tab. 1. Dane wyjœciowe do sporz¹dzenia przekrojów geologicznych i obliczeñ wspó³czynnika agradacji — AC

mezozoicznych faz tektonicznych w strefie dyslokacyjnej Poznañ–Kalisz (Kwolek, 2000). W przypadku natomiast dobrej bio- i chronostratygrafii najczêœciej wyznacza siê tempo subsydencji (tectonic subsidence rate — TSR), któ-re wyra¿a siê np. w m/mln lat (Ziegler, 1992; Michon i in., 2003). W ostatnich latach równie¿ w Polsce upowszechni³a siê tzw. jednowymiarowa analiza subsydencji tektonicznej (backstripping). Na obszarze Karpat i zapadliska przedkar-packiego metodê tê, m.in. dla osadów paleogeñskich i neo-geñskich, z powodzeniem zastosowali Oszczypko (1999) oraz Poprawa i in. (2001). Wymienieni autorzy do obliczeñ wykorzystali programy komputerowe BasinMod i/lub SUBSIDE. Zastosowanie metody backstrippingu w przy-padku paleogenu i neogenu Ni¿u Polskiego jest bardzo ograniczone, co warto kolejny raz powtórzyæ, ze wzglêdu na s³ab¹ chronostratygrafiê.

Przedstawione w tej pracy wartoœci AC dotycz¹ subsy-dencji ca³kowitej, która jest wypadkow¹ kilku procesów geologicznych. Wymieniæ mo¿na takie sk³adowe subsy-dencji ca³kowitej, jak: tektoniczne pogr¹¿anie obszarów rowów, kompakcjê/konsolidacjê, ruchy izostatyczne oraz eustatyczne wahania oceanu œwiatowego (Chain, 1974). Na podstawie danych z tab. 1 wyliczono wartoœci AC, wzd³u¿ wy¿ej opisanych 6 linii przekrojowych (tab. 2). Obliczenia polega³y na podzieleniu œredniej arytmetycznej mi¹¿szoœci osadów ka¿dej formacji/ogniwa wewn¹trz rowu przez œredni¹ arytmetyczn¹ ich mi¹¿szoœæ na zewn¹trz rowu. W efekcie uzyskano 51 wartoœci liczbo-wych AC, wyra¿onych w procentach. Nie otrzymano wyników w 3 przypadkach — brak danych, zaœ w kolej-nych 3 przypadkach podano wartoœci minimalne — forma-cja nie przewiercona. Rezultaty obliczeñ AC dla ogniwa wielkopolskiego (ogniwa i³ów zielonych i ogniwa i³ów

p³omienistych), wydzielanego w obrêbie formacji

poznañskiej (por. ryc. 2), uznano za ma³o wiarygodne ze wzglêdu na du¿e deformacje wywo³ane przez plejstoceñskie procesy glacitektoniczne. Nie stwierdzono takich zaburzeñ w przypadku ogniwa œrodkowopolskiego (ogniwa i³ów szarych), co pozwoli³o otrzymane dla tego ogniwa wyniki wykorzystaæ w analizie paleotektonicznej. Wartoœci zero-we AC, otrzymane dla formacji mosiñskiej górnej, mog¹ œwiadczyæ o postsedymentacyjnej erozji lub krótko-trwa³ym wyniesieniu fragmentów rowów i braku sedymen-tacji. W pozosta³ych przypadkach wartoœci AC dla wybranych segmentów rowów Naramowic i Mosiny

mieszcz¹ siê w bar-dzo szerokim

prze-dziale od 49 do 3510% (tab. 2). Etapy aktywno-œci tektonicznej. Michon i in. (2003) rozró¿niaj¹ subsy-dencjê ca³kowit¹ i subsydencjê tekto-niczn¹. W dalszej

czêœci tej pracy

wœród subsydencji

tektonicznej, oprócz

subsydencji izo- i

eustatycznej, wyró¿-niana bêdzie subsy-dencja tektoniczna rowów. Subsysubsy-dencja spowodowana ruchami izostatycznymi i eustatycznymi nie ma wp³ywu na wyró¿nione etapy rozwoju rowów Naramowic i Mosiny, bo w równym stopniu dotknê³a rowy i ich otoczenie. Dlate-go konsekwentnie bêdzie wyró¿niana, wzoruj¹c siê na podziale Michona i in. (2003), subsydencja ca³kowita rowów, która obejmuje subsydencjê tektoniczn¹ rowów oraz subsydencjê wywo³an¹ kompakcj¹/konsolidacj¹. Trzeba jednak wyjaœniæ, ¿e subsydencjê tektoniczn¹ rowów Kasiñski (1984) uto¿samia z ruchami diastroficz-nymi, które Widera (1998, 2000) nazywa tektonik¹ lokaln¹. Natomiast subsydencjê izostatyczn¹ i eustatyczn¹ Kasiñski (1984) nazywa ruchami epejrogenicznymi, które z kolei Widera (1998, 2000) okreœla jako tektonikê regio-naln¹.

Uznano z du¿¹ ostro¿noœci¹, ¿e wartoœæ AC wynosz¹ca 150% mo¿e byæ granic¹ pomiêdzy subsydencj¹ tekto-niczn¹ rowów a subsydencj¹ wywo³an¹ kompakcj¹ i kon-solidacj¹. Na pewno rodzi siê pytanie: w jaki sposób wartoœæ AC równ¹ 150% oszacowano? Wiêkszoœæ podda-nych badaniom formacji i ogniw litostratygraficzpodda-nych na obszarze rowów Naramowic i Mosiny prawie w ca³oœci lub w przewa¿aj¹cej czêœci sk³ada siê z piasków. Formacja czempiñska w przewadze sk³ada siê z mu³ków i piasków, a ogniwo wielkopolskie z i³ów. Ogniwa wielkopolskiego, o czym wczeœniej ju¿ wspomniano, nie wziêto pod uwagê ze wzglêdu na deformacje glacitektoniczne. Na podstawie danych z literatury mo¿na ogólnie przyj¹æ, ¿e wspó³czyn-nik kompakcji dla osadów mineralnych i konsolidacji dla osadów organicznych wzrasta w nastêpuj¹cej kolejnoœci: piaski, mu³ki, i³y i wêgle brunatne. Dla piasków, teoretycz-nie najwiêkszy wspó³czynnik kompakcji wynosi 128% (Wi³un, 1987). W rzeczywistoœci jest mniejszy od 101% Hagera i in. (1981) do 118% wed³ug Staszkiewicza (1960). Powszechnie przyjmuje siê jednak dla paleogeñskich i neogeñskich piasków wspó³czynnik kompakcji wynosz¹cy 110% (Nadon, 1998). Natomiast dla wêgli brunatnych ze z³ó¿ we wschodniej Wielkopolsce wspó³czynnik konsoli-dacji wyliczy³ jeden z wspó³autorów tej pracy. Dla I

œrod-kowopolskiego pok³adu wartoœæ wspó³czynnika

konsolidacji wynosi 196%, dla II ³u¿yckiego pok³adu nato-miast siêga 234% (Widera, 2002). Oba wymienione pok³ady, a w³aœciwie grupy pok³adów, wystêpuj¹ na obsza-rze badañ wœród najbardziej wêglonoœnych wydzieleñ lito-stratygraficznych, tj. formacji œcinawskiej i ogniwa Linia przekroju cross-section line Wspó³czynnik agradacji [%] aggradation coefficient [%] f.m.d. f.cz. f.m.g. f.r. f.œ. f.p. f.a. f.poz. o.œr. o.w. I–I' b.d. >197 0 121 1640 169 165 173 103? II–II' b.d. >376 0 154 345 114 212 57 167? III–III' b.d. >300 111 168 529 161 134 114 228? IV–IV' 151 287 471 154 716 104 121 100 164? V–V' 808 244 3510 84 800 127 115 123 389? VI–VI' 133 551 49 202 171 109 127 241 143?

Tab. 2. Wyniki wspó³czynnika agradacji obliczone wzd³u¿ 6 analizowanych linii przekrojowych Table 2. Results of the aggradation coefficient calculated along the 6 analyzed cross-section lines

œrodkowopolskiego. W ich sk³adzie litofacjalnym wêgiel brunatny nie przekracza 60% mi¹¿szoœci. Przyjmuj¹c nawet 2,5-krotn¹ konsolidacjê wêgli otrzyma siê, dla ca³ej formacji œcinawskiej i ca³ego ogniwa œrodkowopolskiego, wspó³czynnik kompakcji/konsolidacji nie wiêkszy od przyjêtego wy¿ej, tj. 150% (2,5 x 60% = 150%). Nale¿y pamiêtaæ równie¿ o wystêpuj¹cych w obu wymienionych jednostkach przerostach mineralnych, które obni¿aj¹ jed-nak wspó³czynnik konsolidacji pok³adów wêglowych (Hager i in., 1981; Widera, 2002). Dla mu³ków i i³ów wspó³czynnik kompakcji osi¹ga wartoœci poœrednie miê-dzy piaskami a wêglami brunatnymi. Dlatego dla wszyst-kich formacji i ogniw wystêpuj¹cych na obszarze badañ

wspó³czynnik kompakcji/konsolidacji nie przekracza

150%.

Zatem dla przedzia³u wspó³czynnika agradacji — AC wynosz¹cego 100–150% mo¿na mówiæ o wp³ywie na subsydencjê ca³kowit¹ rowów zarówno kompakcji/konsoli-dacji i subsydencji tektonicznej rowów, jak i wy³¹cznie

subsydencji spowodowanej kompakcj¹/konsolidacj¹.

Natomiast wartoœci AC przekraczaj¹ce 150%, czêsto co najmniej kilka razy, nale¿y ³¹czyæ z subsydencj¹ tekto-niczn¹ rowów. Z powy¿szych wzglêdów jako jednoznacz-nie tektoniczne ruchy bêd¹ uwa¿ane tylko te, które zapisa³y siê w zró¿nicowaniu mi¹¿szoœci osadów, wewn¹trz i na zewn¹trz rowów, w postaci AC > 150% (tab. 2, ryc. 9). W celu lepszego zilustrowania etapów aktywnoœci tektonicz-nej obszaru badañ otrzymane wartoœci wspó³czynnika agradacji — AC przedstawiono w postaci graficznej (ryc. 9). Uzyskane wyniki obliczeñ dla ka¿dej formacji/ogniwa wzd³u¿ 6 linii przekrojowych, ze wzglêdu na ich ogromn¹ rozpiêtoœæ, naniesiono na skalê logarytmiczn¹. £atwo mo¿na dostrzec na omawianej ryc. 9, ¿e wartoœci AC powy¿ej 150% zosta³y wyró¿nione czarnym kolorem.

Analiza wykresów AC pozwala wyró¿niæ 3 etapy wzmo¿onej aktywnoœci tektonicznej badanego obszaru (ryc. 9). Pierwszy etap obejmuje formacje paleogeñskie. WyraŸnie widaæ, ¿e fragmenty rowów Naramowic i Mosi-ny nie podlega³y tektonicznej subsydencji w tym samym czasie i z t¹ sam¹ intensywnoœci¹. Niemniej jednak w cza-sie sedymentacji formacji czempiñskiej wp³yw pogr¹¿ania tektonicznego obszaru rowów zaznaczy³ siê wzd³u¿ ka¿dej linii przekrojowej w postaci wartoœci AC mieszcz¹cych siê w przedziale 197–551%. Na linii przekrojowej V–V’ cha-rakterystyczne s¹ 2 piki AC dla formacji mosiñskiej dolnej i górnej, osi¹gaj¹ce wartoœci 808 i 3510% (tab. 2, ryc. 9). W przypadku wspomnianych 2 formacji na zawy¿enie war-toœci AC mog³y mieæ wp³yw, przy stosunkowo niewielkich

mi¹¿szoœciach osadów na skrzyd³ach rowów, procesy ero-zyjne. Redepozycja osadów ze skrzyde³ w obrêb rowów, w warunkach ma³ej subsydencji izostatycznej i/lub eusta-tycznej, wp³ynê³a zapewne na zawy¿enie otrzymanych wyników. Niemniej jednak inicjalny, pierwszy etap ewolucji rowów Naramowic i Mosiny wolno szacowaæ na póŸny eocen — wczesny oligocen (por. ryc. 2). Zachodz¹ce w tym czasie ruchy tektoniczne fazy pirenejskiej wyró¿nia siê w obrêbie orogenu karpacko-alpejskiego. Powsta³y wtedy pierwsze baseny wewnêtrzne pó³nocnych Wêgier (Bada i in., 1996). Rozpoczê³o siê w tym czasie równie¿ tworzenie rowów tektonicznych we wschodniej Wielko-polsce, jak rów: Lubstowa, Adamowa, Piasków i Drzewc (Widera, 1998, 2000) i innych fragmentów SDP–O (Piwocki, 1975, 1991; Deczkowski & Gajewska, 1980; Kasiñski, 1984; Walkiewicz, 1984). Ruchom fazy pirenej-skiej przypisuje siê równie¿ powstanie systemów dysloka-cyjnych zachodniej Europy, m.in. rowów: Limagne i Bresse w Masywie Centralnym, dolnego i górnego Renu w Masywie Reñskim, Eger w Masywie Czeskim i Centralne-go na Morzu Pó³nocnym (Rousset i in., 1992; Ziegler, 1992; Ziegler i in., 1995; Michon i in., 2003).

Drugi etap wzmo¿onej aktywnoœci tektonicznej

pó³nocnych fragmentów SDP–O odpowiada okresowi sedymentacji formacji œcinawskiej. Wartoœæ AC, wzd³u¿ wszystkich analizowanych linii przekrojowych, przekra-cza 150% i mieœci siê w przedziale 171–1640% (tab. 2, ryc. 9). Ramy czasowe powstawania formacji œcinawskiej roz-ci¹ga siê od œrodkowego wczesnego miocenu po najni¿szy œrodkowy miocen (Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). Najwa¿niejsze jest tutaj jednak powstanie 2 ³u¿yc-kiej grupy pok³adów wêgla brunatnego, której wiek przyj-muje siê na najwy¿szy wczesny miocen — ni¿szy œrodkowy miocen (por. ryc. 2). W tym czasie wyró¿nia siê fazê starostyryjsk¹, zwan¹ te¿ faz¹ styryjsk¹. W zapadlisku przedkarpackim zacz¹³ powstawaæ wtedy np. rów Nidy (Krysiak, 2000), w Sudetach zaczê³y funkcjonowaæ rowy Roztoki-Mokrzeszowa i Paczkowa-Kêdzierzyna (Dyjor, 1995), zaœ na Ni¿u Polskim kontynuowa³y subsydencjê zarówno paleogeñskie, jak i neogeñskie rowy tektoniczne. Ca³kowita subsydencja niektórych z nich osi¹gnê³a swoje kenozoiczne maksimum, wyra¿one powstaniem najbar-dziej produktywnych pok³adów wêglowych, m.in. w rowach: Szamotu³ (Marzec, 1964), Naramowic (Ciuk, 1962), Mosiny (Ciuk 1965), Krzywinia (Ciuk, 1978; Decz-kowski i Gajewska, 1980; Kasiñski, 1984), Gostynia (Ciuk, 1978), Lubstowa (Widera, 1998, 2000) i niecki ¿ytawskiej (Kasiñski, 1983, 1984). W rowach Z³oczewa

Formacja/ogniwo

Formation/Member _{Wspó³czynnik agradacji [%]}

Aggradation coefficient [%] Linia przekroju Cross-section line f.m.d. f.a. f.p. f.œ. f.r. f.m.g. f.cz. o.œr. o.w. f.poz.

I – I' II – II' III – III' IV – IV' V – V' VI – VI'

2000 1000 500 200 100 50 50 100 200 500 1000 2000 50 100 200 500 1000 2000 50 100 200 500 1000 2000 50 100 200 500 1000 2000 50 100 200 500 1000 2000 ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ?

Ryc. 9. Graficzne przed-stawienie wspó³czynnika agradacji dla poszczegól-nych formacji i ogniw zawartych w tab. 2 Fig. 9. Graphic represen-tation of the aggradation coefficient for the forma-tions and members given in Tab. 2

(Kasiñski, 1984) i Be³chatowa (Ha³uszczak, 1999), naj-wiêksza subsydencja, to¿sama z najgrubszymi pok³adami, rozpoczê³a siê w najni¿szym wczesnym miocenie — faza sawska. Jednak skutki ruchów tektonicznych fazy sawskiej nie zaznaczy³y siê w rowach Naramowic i Mosiny. Z rucha-mi tektonicznyrucha-mi fazy styryjskiej i wspó³wystêpuj¹cyrucha-mi z nimi ruchami eustatycznymi nale¿y ³¹czyæ tak¿e powstanie jednych z najzasobniejszych pok³adów wêgla brunatnego na Ni¿u Europejskim, tj. wêgli na obszarze £u¿yc w Niem-czech (Standke i in., 1993).

Ostatni etap tektonicznego rozwoju rowów Naramowic i Mosiny jest trudny do korelacji z jak¹kolwiek póŸnoneo-geñsk¹ lub wczesnoczwartorzêdow¹ faz¹ tektoniczn¹. Czasowo ten etap mo¿na rozci¹gn¹æ od œrodkowej czêœci œrodkowego miocenu — po sedymentacji ogniwa œrodko-wopolskiej, do plejstocenu przedglacjalnego — pregla-cja³u. We wspomnianym przedziale czasowym Stille (1952) wyró¿nia co najmniej 3 fazy tektoniczne: attyck¹, rodañsk¹ i wallachijsk¹. Jedynie w przypadku linii prze-kroju VI–VI’, zw³aszcza miêdzy otworami 61M, 62M i 63M, mo¿na mówiæ o ruchach fazy mo³dawskiej (ryc. 8, 9, tab. 2). Przejawia siê to w wartoœci AC wynosz¹cym 241% dla ogniwa œrodkowopolskiego. W pozosta³ych przypad-kach dla powstania tego ogniwa, z nieznacznie grubszymi pok³adami wêgli brunatnych wewn¹trz rowów, wystar-czy³a kompakcja/konsolidacja ni¿ejleg³ych osadów. Trze-ba jeszcze dodaæ, ¿e sp¹g osadów plejstoceñskich nie jest zdeformowany przez procesy tektoniczne, a jedynie przez procesy glacitektoniczne. Zatem g³ówne deformacje sp¹gu ogniwa œrodkowopolskiego, wynosz¹ce od 30 do 60 m (por. ryc. 3–8), musia³y zachodziæ po zakoñczeniu jego sedymentacji, ale przed osadzeniem siê utworów glacjal-nych. Ten etap tektonicznej ewolucji badanego obszaru mo¿na, w du¿ym przybli¿eniu, korelowaæ czasowo z sedy-mentacj¹ ogniwa wielkopolskiego na Ni¿u Polskim (Dyjor & Sadowska, 1986; Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995), a nie z konkretn¹ postmo³dawsk¹ (postm³odsty-ryjsk¹) faz¹ tektoniczn¹, tj.: attyck¹, rodañsk¹ lub walla-chijsk¹ (Stille, 1952).

Dyskusja i podsumowanie

Na obszarze rowów Naramowic i Mosiny wyró¿niono etapy ich tektonicznej subsydencji, które powi¹zano z czasem sedymentacji odpowiednich formacji i ogniw lito-stratygraficznych. Natomiast sedymentacjê pozosta³ych formacji, niekiedy o mi¹¿szoœci kilkudziesiêciu metrów, wyjaœniono kompakcj¹/konsolidacj¹ ni¿ejleg³ych osadów oraz ruchami izo- i eustytycznymi. Wspomniane etapy wzmo¿onej subsydencji tektonicznej rowów Naramowic i Mosiny wy³¹cznie ze wzglêdów korelacyjnych powi¹zano

ze Stillowskimi (1952) fazami tektonicznymi, tj.

pirenejsk¹, styryjsk¹ (starostyryjsk¹) i najm³odsz¹, której bli¿ej nie okreœlono (attyck¹, rodañsk¹, wallachijsk¹). Nale¿y w tym miejscu krytycznie odnieœæ siê do wyró¿nia-nia faz, które nie musz¹ i najczêœciej nie odpowiadaj¹ prze-dzia³om czasowym jak to pojmowa³ Stille (1952). Przyk³adowo, faza wallachijska wed³ug tego badacza mia³a miejsce na prze³omie neogenu i plejstocenu oraz by³a stosunkowo krótkotrwa³a. Aktualnie jednak istniej¹ liczne dowody, ¿e okres aktywnoœci tektonicznej uto¿samiany z t¹ faz¹, w jej obszarze typowym — w po³udniowej

Rumu-nii — jest zdecydowanie d³u¿szy i rozci¹ga siê od œrodko-wego tortonu (pontu) po wczesny plejstocen (Hippolyte & Sandulescu, 1996). Dlatego w przypadku Ni¿u Polskiego bardziej jednoznaczne jest wi¹zane etapów aktywnoœci pod³o¿a z okresem sedymentacji okreœlonej formacji lito-stratygraficznej, ni¿ wy³¹cznie z fazami tektonicznymi w rozumieniu Stillego (1952). Nie nale¿y jednak unikaæ wyró¿niania faz tektonicznych w bardzo rozpowszechnio-nej, klasycznej terminologii Stillowskiej (1952). Pamiêtaæ jednak trzeba, ¿e w przypadku osadów paleogenu i neoge-nu na Ni¿u Polskim takie przyporz¹dkowanie jest mniej pre-cyzyjne ni¿ na obszarach o dobrej bio- i chronostratygrafii. Dyskusyjny wydaje siê tak¿e wiek powstania uskoków transwersalnych dziel¹cych SDP–O na opisywane rowy. Zdaniem Ciuka (1978) uskoki te zaczê³y powstawaæ po sedymentacji formacji œcinawskiej i rozwija³y siê równie¿ w plejstocenie. Natomiast Walkiewicz (1984) poprzeczne przesuniêcia pewnych fragmentów SDP–O nawet o 1–1,5 km koreluje z okresem sedymentacji szeroko pojmowanej for-macji poznañskiej. Obecnie nale¿a³oby czas rozwoju usko-ków poprzecznych w rozumieniu Walkiewicz (1984) uto¿samiaæ z sedymentacj¹ ogniwa wielkopolskiego, a wiêc z ostatnim wyró¿nionym w tej pracy etapem tworze-nia siê rowów Naramowic i Mosiny. Zakres dotychczas przeprowadzonych badañ nie upowa¿nia autorów do roz-strzygania o wieku i mechanizmach tworzenia wspomnia-nych uskoków transformacyjwspomnia-nych. Niemniej jednak ten interesuj¹cy i bardzo wa¿ny problem geologiczny powi-nien byæ rozwi¹zany w niedalekiej przysz³oœci.

Przeprowadzona szczegó³owa analiza paleotektonicz-na rowów Naramowic i Mosiny pozwoli³a wykazaæ ró¿ni-ce i podobieñstwa w budowie geologicznej i aktywnoœci tektonicznej obu struktur. Wspomniane ró¿nice przeja-wiaj¹ siê w poszczególnych segmentach omawianych rowów g³ównie:

‘w diachronizmie rozwoju uskoków drugorzêdnych,

‘w mi¹¿szoœci kolejnych formacji — w rozmiarach

subsydencji,

‘w wystêpowaniu paleozrêbów wewn¹trz rowów,

‘w g³êbokoœci i szerokoœci rowów.

Niezale¿nie od wy¿ej zasygnalizowanego zró¿nicowa-nia, nie tylko pomiêdzy rowami Naramowic i Mosiny, ale nawet pomiêdzy ich czêœciami, istniej¹ tak¿e podobieñstwa w ich rozwoju. Dziêki temu uda³o siê wyznaczyæ 3 etapy paleogeñskiej i neogeñskiej aktywnoœci tektonicznej pó³nocnych fragmentów SDP–O:

1. W pierwszym etapie rozpocz¹³ siê rozwój rowów podczas sedymentacji formacji mosiñskiej dolnej. W cza-sie osadzania siê formacji czempiñskiej dna rowów osi¹gnê³y maksimum paleogeñskiej subsydencji, która zaczê³a wygasaæ podczas sedymentacji formacji mosiñskiej górnej (wczesny oligocen).

2. Nastêpny etap, najd³u¿szy i najwyraŸniej zazna-czaj¹cy siê na ca³ym obszarze od Czempinia po pó³nocne dzielnice Poznania, obj¹³ czas tworzenia siê formacji œci-nawskiej. Wolno nawet etap ten uto¿samiaæ z sedymenta-cj¹ 2 ³u¿yckiej grupy pok³adów wêgla brunatnego (wczesny œrodkowy miocen).

3. Ostatni, trzeci etap rozwoju poddanych badaniom rowów jest trudny do okreœlenia. W przybli¿eniu mo¿na jedynie podaæ, ¿e mia³ miejsce po sedymentacji ogniwa

œrodkowopolskiego, ale przed plejstocenem glacjalnym (po œrodkowej czêœci œrodkowego miocenu).

Autorzy pragn¹ bardzo serdecznie podziêkowaæ obu anoni-mowym Recenzentom. Nade wszystko dziêkujemy za wnikliwe i krytyczne, a jednoczeœnie bardzo konstruktywne i ¿yczliwe licz-ne uwagi zawarte w recenzjach maszynopisu przedstawiolicz-nej wy¿ej pracy.

Literatura

BADA G., FODOR L., SZÉKELY B. & TIMÁR G. 1996 — Tertiary brittle faulting and stress field evolution in the Gerecse Moutains, nor-thern Hungary. Tectonophysics, 255: 269–289.

BANASZAK J. (w przygotowaniu) — Litostratygrafia i analiza paleo-tektoniczna osadów trzeciorzêdowych zalegaj¹cych w pod³o¿u pó³noc-nych dzielnic Poznania. Pr. magisterska.

CEPIÑSKA S. 2003 — Rozwój paleotektoniczny a wykszta³cenie jed-nostek litostratygraficznych trzeciorzêdu na przyk³adzie rowu Mosiny. Pr. magisterska, Arch. Inst. Geol. UAM, Poznañ: 5–103.

CHAIN W. J. 1974 — Geotektonika ogólna. Wyd. Geol.

CIUK E. 1962 — Sprawozdanie z prac geologiczno-poszukiwawczych wykonanych w roku 1961 w okolicy Naramowic na pó³n. od Poznania woj. poznañskie. Arch. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa i UW w Pozna-niu: 1–19.

CIUK E. 1965 — Sprawozdanie wstêpne z poszukiwañ z³ó¿ wêgla bru-natnego w rejonie Mosiny. Kwart. Geol., 9: 879–881.

CIUK E. 1970 — Schematy litostratygraficzne trzeciorzêdu Ni¿u Pol-skiego. Kwart. Geol., 14: 754–771.

CIUK E. 1978 — Geologiczne podstawy dla nowego zag³êbia wêgla brunatnego w strefie rowu tektonicznego Poznañ–Czempiñ–Gostyñ. Prz. Geol., 26: 588–596.

D¥BROWSKI A. & KARASZEWSKI W. 1957 — O badaniach na przypuszczalnym wysadzie solnym pod Poznaniem. Prz. Geol., 5: 472. DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1977 — Charakterystyka staroki-meryjskich i laramijskich struktur blokowych monokliny przedsudec-kiej. Kwart. Geol., 21: 467–481.

DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1979 — Budowa geologiczna pod³o¿a retyku obszaru monokliny przedsudeckiej. Kwart. Geol., 23: 161–177.

DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1980 — Mezozoiczne i trzeciorzê-dowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28: 151–156. DUDA W. & BOCHNIA N. 1960 — Szczegó³owe badania grawime-tryczne w obszarze Czempiñ–Mosina (mapa anomalii grawimetrycz-nej). Archiwum Pañstw. Inst. Geol. w Warszawie i UW w Poznaniu. DYJOR S. 1995 — Rozwój kenozoiku na bloku przedsudeckim. Przew. 66 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Wroc³aw: 29–40.

DYJOR S. & SADOWSKA A. 1986 — Próba korelacji wydzieleñ stratygraficznych i litostratygraficznych trzeciorzêdu zachodniej czêœci Ni¿u Polskiego i œl¹skiej czêœci Paratetydy w nawi¹zaniu do projektu IGCP Nr 25. Prz. Geol., 34: 380–386.

GROCHOLSKI W. 1991 — Budowa geologiczna przedkenozoicznego pod³o¿a Wielkopolski. Przew. 62 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Poznañ: 7–18. HAGER H., KOTHEN H. & SPANN R. 1981 — Zur Setzung der rhe-inischen Braunkohle und ihrer klastischen Begleitschichten. Fortschr. Geol. Rheinld. U. Westf., 29: 319–352.

HA£USZCZAK A. 1999 — M³odoalpejska tektonika w strefie rowu Kleszczowa (KWB Be³chatów). Streszczenia referatów. Pol. Tow. Geol., Oddzia³ Poznañski, Wydawnictwo Instytutu Geologii UAM, 8: 35–46. HIPPOLYTE J.-C. & SANDULESCU M. 1995 — Paleostress charac-terization of the ,,Wallachian phase” in its type area (southeastern Car-pathians, Romania). Tectonophysics, 263: 235–248.

KARNKOWSKI P.H. 1979 — Interpretacja geologiczna zdjêæ satelitar-nych obszaru miêdzy Koszalinem a Nys¹ na tle zdjêcia Europy Œrodko-wej. Acta Geol. Pol., 29: 559–569.

KARNKOWSKI P.H. 1980 — Paleotektonika pokrywy platformowej w Wielkopolsce. Prz. Geol., 28: 151–156.

KASIÑSKI J.R. 1983 — Mechanizmy sedymentacji cyklicznej osadów trzeciorzêdowych w zapadliskach przedpola Sudetów. Prz. Geol., 31: 237–243.

KASIÑSKI J.R. 1984 — Tektonika synsedymentacyjna jako czynnik warunkuj¹cy sedymentacjê formacji burowêglowej w zapadliskach tek-tonicznych na obszarze zachodniej Polski. Prz. Geol., 32: 260–268.

KNIESZNER L., PO£KANOWA L.P. & CZULIÑSKA A. 1983 — Geneza struktur rowowych w kompleksie mezozoiczno-kenozoicznym Ni¿u Polskiego. Prz. Geol., 31: 408–415.

KOTAÑSKI Z. 1990 — Geologiczna kartografia wg³êbna. Wyd. Geol. KRÓLIKOWSKI C. 1994 — Mapa grawimetryczna Polski w skali 1:20 0000. Prz. Geol., 42: 103–105.

KRYSIAK Z. 2000 — Tectonic evolution of the Carpathian Foredeep and its influence on Miocene sedimentation. Geol. Quart., 44: 137–156.

KWOLEK K. 2000 — Wiek ruchów tektonicznych w strefie dysloka-cyjnej Poznañ–Kalisz, monoklina przedsudecka. Prz. Geol., 48: 804–814.

MARZEC M. 1964 — Wstêpne rozpoznanie trzeciorzêdu w rejonie Czarnków–Szamotu³y–Poznañ. Kwart. Geol., 8: 411–412.

MICHON L., VAN BALEN R.T., MERLE O. & PAGNIER H. 2003 — The Cenozoic evolution of the Roer Valley Rift System integrated at European scale. Tectonopysics, 367: 101–126.

NADON G.C. 1998 — Magnitude and timing of peat–to–coal compac-tion. Geology, 26: 727–730.

OSZCZYPKO N. 1999 — Przebieg mioceñskiej subsydencji w pol-skiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 209–230.

PIWOCKI M. 1975 — Trzeciorzêd okolic Rawicza i jego wêglonoœnoœæ. Z badañ z³ó¿ wêgli brunatnych w Polsce. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 284: 73–125.

PIWOCKI M. 1991 — Geologia trzeciorzêdowych z³ó¿ wêgla brunat-nego w rowach tektonicznych Wielkopolski. Przew. 62 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Poznañ: 19–23.

PIWOCKI M. 2001 — Nowe pogl¹dy na litostratygrafiê paleogenu w Polsce pó³nocnej. Streszczenia referatów Pol. Tow. Geol., Oddzia³ Poznañski, Wyd. Inst. Geol. UAM, X: 50–60.

PIWOCKI M. & ZIEMBIÑSKA-TWORZYD£O M. 1995 — Litostra-tygrafia i poziomy sporowo-py³kowe neogenu na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 11: 916–927.

POPRAWA P., JAROSIÑSKI M., PEPEL A. & KIERSNOWSKI H., JAWOR E. 2001 — Ewolucja tektoniczna rejonu Liplas–Tarnawa — analiza subsydencji, badania mezostrukturalne oraz analiza danych sej-smicznych i grawimetrycznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 174: 143–160. REMANE J., CITA M.B., DECOURT T., BOUSSE P., REPETTO F.L. & FAURE-MURET A. 2000 — International Stratigraphic Chart. Interna-tional Commossion on Stratigraphy, InternaInterna-tional Union of Geological Sciences, International Congress of Geological Sciences, Rio de Janeiro. ROUSSET D., BAYER R, GUILLON D. & EDEL J.B. 1992 — Struc-ture of the southern Rhine Graben from gravity and reflection seismic data. Tectonophysics, 221: 135–153.

STANDKE G., RASCHER J.& STRAUSS C. 1993 — Relative sea-level fluctuations and brown coal formations around the Ear-ly–Middle Miocene boundary in the Lusatian Brown Coal District. Geol. Rundsch., 82: 295–305.

STASZKIEWICZ J. 1960 — Dokumentacja geologiczno-in¿ynierska z³o¿a wêgla brunatnego Adamów. Arch. KWB Adamów.

STEININGER F., RÖGL F. 1983 — Stratigraphic correlation of the Tethys–Paratethys Neogene. [In:] Project 25 IGCP, Paris: 65–66. STEININGER F., RÖGL F., DERMITZNKIS M. 1987 — Report of the round table disscusion „Mediterraeanand Paratethys correlation”.Ann. Inst. Geol. Hung., 70: 397–421.

STILLE H. 1952 — Salztektonik in Nordwestdeutchland und Rumäni-en. Geol. Rundsch., 40: 276–281.

WALKIEWICZ Z. 1984 — Trzeciorzêd na obszarze Wielkopolski. Seria Geologia, Wyd. Nauk. UAM, 10: 1–103.

WIDERA M. 1998 — Ewolucja paleomorfologiczna i paleotektoniczna elewacji koniñskiej. Geologos, 3: 55–103.

WIDERA M. 2000 — Geneza i g³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej. Prz. Geol., 48: 935–941.

WIDERA M. 2002 — Próba wyznaczenia wspó³czynnika konsolidacji torfów dla pok³adów wêgla brunatnego. Prz. Geol., 50: 42–48. WI£UN Z. 1987 — Zarys geotechniki. Wyd. Komunikacji i £¹cznoœci, Warszawa.

WYBRANIEC S. 1995 — Grawimetryczna pseudorzeŸba cieniowana Polski. Prz. Geol., 43: 106.

WYBRANIEC S. 1999 — Rów Kleszczowa w obrazie grawimetrycz-nym. [W:] M³odoalpejski rów Kleszczowa. Mat. konferencyjne — S³ok k. Be³chatowa: 117–127.

ZIEGLER P.A. 1992 — European Ceonozoic rift system. Tectonophysics, 208: 91–111.

ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & VAN WESS J.D. 1995 — Dyna-mics of intra–plate compressional deformation: the Alpine foreland and other examples. Tectonophysics, 252: 7–59.