Rola procesów tektonicznych oraz eustatycznych w rozwoju sekwencji stratygraficznych utworów neoproterozoiku i kambru basenu lubelsko-podlaskiego

Rola procesów tektonicznych oraz eustatycznych w rozwoju sekwencji

stratygraficznych utworów neoproterozoiku i kambru

basenu lubelsko-podlaskiego

Jolanta Paczeœna*, Pawe³ Poprawa*

Relative role of tectonic and eustatic processes in development of the Neoproterozoic and Cambrian stratigraphic sequences of the Lublin–Podlasie Basin. Prz. Geol., 53: 562–571.

S u m m a r y. Sequence stratigraphy approach has been applied for the Neoproterozoic to Cambrian sedimentary fill of the Lublin–Podlasie Basin; the main goal of the study is to dis-criminate between eustatic and tectonic control of the observed sequence development. The Neoproterozoic and Cambrian sedimentary fill of the Lublin–Podlasie Basin is subdivided here into two second-order depositional sequences, separated by a basin-wide unconformity. The lower sequence A is poorly recognised. It is presumably of the early Neoproterozoic age, and is characterized by continental to costal shallow marine developments. Sequence B com-prises the (late?) Neoproterozoic to Middle Cambrian. The lowermost part of the sequence B is composed of a lowstand systems tract (LST). At that time a low relative sea level was con-trolled by regional thermal doming, followed by rapid clastic and volcanogenic deposition, with rate exceeding that of subsidence of extensional grabens. During the latest Ediacaran, a transgressive systems tract I (TST I) developed. Increase of the rate of relative sea level rise was induced by a transition from syn-rift to post-rift subsidence. During the development of a following highstand systems tract I (HST I), significant sediment supply exceeded the rate of basement subsidence, causing progradation of shoreline. The next higher up-section transgressive system tract (TST II) is characterized by a gradual rela-tive sea level increase and reflects continued thermal sag phase of the Lublin–Podlasie Basin. Development of the TST II was coeval with a global transgression and controlled mainly by eustatic sea level rise. The beginning of the Middle Cambrian corresponds to the development of a HST II, controlled by a low rate of increase of the relative sea level, even if it was coeval in time with the Hawke Bay regression. The HST II is therefore interpreted here as controlled by local tectonic processes, superimposed on continued post-rift thermal subsidence of the passive margin.

Key words: Lublin–Podlasie Basin, Neoproterozoic, Cambrian, sequence stratigraphy

Basen lubelsko-podlaski (ryc. 1) nale¿y do systemu górnoproterozoiczno-dolnopaleozoicznych basenów sedy-mentacyjnych, powsta³ych wzd³u¿ zachodniego sk³onu Baltiki. Basen ten w póŸnym neoproterozoiku rozwija³ siê jako aktywny ryft (ryc. 2), który stopniowo przechodzi³ w kambryjsko-ordowicki, poryftowy basen termiczny (Poprawa & Paczeœna, 2002; por. Po¿aryski & Kotañski, 1979). Jego wyró¿niaj¹c¹ siê cech¹ jest nieomal ci¹g³y, pionowy profil od osadów górnoneoproterozoicznych do sylurskich. Jedyna, znacz¹ca luka erozyjna w obrêbie tego profilu przypada na górn¹ czêœæ œrodkowego kambru i gór-ny kambr.

Mi¹¿szoœæ osadów górnoneoproterozoicznych i kam-bryjskich w basenie przekracza 1300 m. Wiêkszoœæ osa-dów by³a zdeponowana w p³ytkomorskich i brakicznych œrodowiskach sedymentacji, które s¹ relatywnie czu³ym zapisem zmian wzglêdnego poziomu morza (WPM). Pomimo tego, i¿ analizowane osady s¹ wspó³czeœnie pogr¹¿one pod pokryw¹ utworów syluru, górnego paleozoiku i mezozoiku, osi¹gaj¹c¹ maksymalnie od 4000 do 5000 m, s¹ one rozpoznane licznymi otworami wiertniczymi (ryc. 1). Otwory te w interwale neoproterozoiczno-kambryjskiej sukcesji s¹ w wiêkszoœci w pe³ni rdzeniowane. Umo¿liwi³o to wykonanie na potrzeby niniejszej pracy profili facjal-nych w skali 1:10 i 1:20 dla wszystkich badafacjal-nych otworów wiertniczych zlokalizowanych w basenie lubelsko-podla-skim (ryc. 1). Na tej podstawie przeprowadzono szcze-gó³ow¹ analizê facjaln¹, a nastêpnie wydzielono

sekwencje czwartego rzêdu (parasekwencje) i ich zestawy oraz ci¹gi systemowe (por. Paczeœna, 2001; Paczeœna & Poprawa, 2005). Na podstawie wyników wy¿ej wymienio-nych badañ, w niniejszej pracy sporz¹dzono uogólniony model jednostek stratygrafii sekwencji wy¿szego rzêdu, wydzielonych w wype³nieniu basenu lubelsko-podlaskiego. Analizowane profile s¹ stratygraficznym odpowiedni-kiem relatywnie d³ugiego przedzia³u czasu geologicznego, podczas którego zmienia³ siê charakter oraz intensywnoœæ lokalnych procesów tektonicznych. Ponadto, omawiany przedzia³ czasu przypada na znacz¹ce cykle trans-gresywno-regresywne o globalnej skali, które przynajmniej czêœciowo mia³y naturê glacieustatyczn¹. Czyni to z górnego ediakaru i kambru basenu lubelsko-podlaskiego interesuj¹cy obiekt studiów nad wzglêdnym znaczeniem czynników tektonicznych oraz zdarzeñ eustatycznych w rozwoju sekwencji depozycyjnych, co stanowi przedmiot prezentowanej pracy.

Badania z zakresu stratygrafii sekwencji nie by³y w omawianym obszarze dot¹d prowadzone, za wyj¹tkiem studium zastosowania skamienia³oœci œladowych w wyso-korozdzielczej stratygrafii sekwencji utworów kambru otworu Okuniew IG–1, zlokalizowanego w obni¿eniu pod-laskim (Paczeœna, 2001). Natomiast w obszarze basenu ba³tyckiego, tj. na NW od basenu lubelsko-podlaskiego, próba zastosowania stratygrafii sekwencji do utworów (najwy¿szego neoproterozoiku?) kambru jest przedstawio-na w pracy Jaworowskiego (2000) przedstawio-na przyk³adzie profili Gdañsk IG–1 oraz Koœcierzyna IG–1.

Polsk¹ terminologiê stratygrafii sekwencji w niniej-szym artykule przyjêto wed³ug Porêbskiego (1996). *Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,

00-975 Warszawa; jolanta.paczesna@pgi.gov.pl; pawel.poprawa@pgi.gov. pl

P. Poprawa J. Paczeœna

Ewolucja geologiczna obszaru badañ

Basen lubelsko-podlaski jest zlokalizowany w strefie wzajemnego nak³adania siê dwóch du¿ych systemów ryftowych basenów sedymentacyjnych zachodniej czêœci

kratonu wschodnioeuropejskiego. Stanowi¹ je: (1) system basenów, rozci¹gaj¹cy siê z NW ku SE, wzd³u¿ zachodnie-go brzegu Baltiki (w literaturze anglojêzycznej okreœlany zazwyczaj terminem Peri-Tornquist Basin) oraz (2) aula-kogen Orsza–Wo³yñ, przecinaj¹cy zachodni¹ czêœæ krato-nu z NE ku SW (Po¿aryski & Kotañski, 1979; Garetsky i in., 1987; Nikishin i in., 1996; Poprawa i in., 1999; Popra-wa & Paczeœna, 2002; Jaworowski & Sikorska, 2003).

Analizowany basen dzieli siê na strefê lubelsk¹ oraz strefê podlask¹ (ryc. 1), które w póŸnym neoproterozoiku i najwczeœniejszym kambrze ró¿ni³y siê rozwojem facjal-nym. W obu tych strefach na mezoproterozoicznym pod³o¿u krystalicznym (np. Ryka, 1984; Bogdanova i in., 1997) zalega niezmetamorfizowana sukcesja osadowa, rozpoczynaj¹ca siê utworami terygenicznymi, nale¿¹cymi do neoproterozoiku. Ku górze przechodzi ona lokalnie w sukcesjê utworów wulkanicznych wy¿szego neoproterozoiku (ryc. 2), a nastêpnie górnoediakarskie silikoklastyki (Areñ, 1982). M³odsze osady dolno- i œrodkowokambryjskie tworz¹ relatywnie ujednolicon¹ pokrywê w obu strefach, cechuj¹c¹ siê jedynie niewielkimi, obocznymi zmianami facjalnymi. Mi¹¿szoœæ neoproterozoiczno-kambryjskiej sukcesji w basenie lubelsko-podlaskim wykazuje tendencjê do wzrostu ze wschodu na zachód.

Wiek dolnej czêœci lubelsko-podlaskiej sukcesji osado-wej nie jest wystarczaj¹co dobrze okreœlony. Jedyn¹ przes³ank¹ stratygraficzn¹ s¹ w tym wypadku datowania radiometryczne U–Pb i K/Ar utworów formacji wulkanicz-nej (Krasheninnikova, 1971; Compston i in., 1995; Velica-nov & Korenchuk, 1997). Wiek pozosta³ej, górnej czêœci profilu, reprezentowanego przez sukcesjê morskich

klasty-Lublin Wi s ³a Bug Warszawa STREFA LUBELSKA LUBLIN ZONE STREFA PODLASKA PODLASIE ZONE Polska Poland 0 10 20 30 40 50km Terebiñ IG-5 £opiennik IG-1 Bia³opole IG-1 Parczew IG-10 Radzyñ IG-1 Okuniew IG-1 T³uszcz IG-1 Wrotnów IG-1 Stadniki IG-1 Krzy¿e-4 £ochów IG-2 Busówno IG-1 Krowie Bagno IG-1

Kaplonosy IG-1 Mielnik IG-1 ¯ebrak IG-1

otwory wiertnicze boreholes

Ryc. 1. Lokalizacja otworów wiertnicznych, nawiercaj¹cych utwo-ry neoproterozoiku i kambru, dla któutwo-rych prowadzono badania Fig. 1. Location of boreholes, drilled into the Neoproterozoic and Cambrian deposits in the Lublin–Podlasie Basin, for which pre-sented investigations were conducted

100

m

0

p³ytkomorska

sedymentacja silikoklastyczna

shallow marine siliciclastic sedimentation

wêglanowa i silikoklastyczna sedymentacja p³ytkomorska

shallow marine carbonate to siliciclastic sedimentation mu³owce mudstone i³owce claystone wapienie limestone margle marl

piaskowce (ze zlepieñcami) sandstone (with conglomerate) i³owce piaszczyste oraz zailone piaskowce sandy shale to shaley sand bazalty i tufy

basalts and tuff.

skonsolidowane pod³o¿e krystaliczne consolidated cristalline basement

poryftowa subsydencja termiczna pasywnego brzegu Baltiki post-rift thermal sag of Baltica’s passive margin póŸnoneoproterozoiczny synryftowy wulkanizm late Neoproterozoic syn-rift volcanics ?wczesno- do œrodkowo--neoproterozoiczna faza synryftowa ?early to middle Neoproterozoic syn-rift phase przejœcie od subsydencji syn- do poryftowej transition from syn-rift to post-rift subsidence

Podzia³ litostratygraficzny strefy lubelskiej. Objaœnienia w opisie do figury. Litostratigraphic zonation of the Lublin zone. See figure captions for explanation.

1-9 przejœcie od sedymentacji kontynentalnej do p³ytkomorskiej upwards transition from continental to shallow marine sedimentation l¹dowe-p³ytkomorskie silikoklastyki;

continental to shallow marine siliciclastics

pod³o¿e krystaliczne consolidated basement zlepieñce conglomerate bazalty i tufity basalt and tuff. œr odk ow y Mi dd le do ln y Lo w er ka m b r Camb ria n ordowik Ordovician ed ia kar Ed ia ca ra n w y¿ sz y ne opr ote rozo ik uppe r N eo pr ot er oz oic pa le oz oik Pa leo zo ic ?? mezoproterozoik Mesoproterozoic ni¿sza czêœæ neoproterozoiku lower part of Neoproterozoic 1 4 3 5 6 7 8 9 2

Ryc. 2. Korelacja miêdzy g³ównymi fazami rozwoju tektonicznego basenu lubelsko-podlaskiego a wykszta³ceniem facjalnym osadowe-go wype³nienia basenu (wg Poprawa & Paczeœna, 2002); 1 — formacja poleska, 2 — formacja s³awatycka, 3 — formacja siemiatycka, 4 — formacja bia³opolska, 5 — formacja lubelska, 6 — formacja w³odawska, 7 — formacja mazowiecka, 8 — formacja kaplono-ska+radzyñska, 9 — formacja kostrzyñska

Fig. 2. Correlation between the main phases of tectonic evolution of the Lublin–Podlasie Basin and development of the basin-fill (after: Poprawa & Paczeœna, 2002); 1 — Polesie Formation, 2 — S³awatycze Formation, 3 — Siemiatycze Formation, 4 — Bia³opole Forma-tion, 5 — Lublin FormaForma-tion, 6 — W³odawa FormaForma-tion, 7 — Mazowsze FormaForma-tion, 8 — Kaplonosy+Radzyñ Formations, 9 — Kostrzyñ Formation

ków, jest dokumentowany poziomami trylobitowymi (Lendzion, 1983) oraz akritarchowymi (Moczyd³owska, 1991).

Najstarsze osady analizowanego obszaru (ryc. 2) s¹ reprezentowane przez silikoklastyczn¹ formacjê polesk¹ (Areñ, 1982). Lateralne odpowiedniki tej formacji osi¹gaj¹ na wschód od basenu lubelsko-podlaskiego znacz¹ce mi¹¿szoœci, niekiedy przekraczaj¹ce 1000 m. Wed³ug Mahnatscha i in. (1976) zosta³y one zdeponowane w rowach tektonicznych, zdaniem obecnych autorów zwi¹zanych z procesami ryftowania, zachodz¹cymi we wczesnym, b¹dŸ œrodkowym neoproterozoiku. Pozwala to powi¹zaæ ten etap rozwoju basenu lubelsko-podlaskiego ze wstêpn¹ faz¹ rozpadu superkontynentu Rodinii/Pannotii (por. Poprawa & Paczeœna, 2002).

Formacja poleska jest niezgodnie przykryta przez utwory wulkaniczne i klastyczne formacji s³awatyckiej, która w dolnej czêœci jest reprezentowana przez zlepieñce i gruboziarniste piaskowce, natomiast w jej górnej czêœci wystêpuj¹ bazalty, tufy i osady epiklastyczne (ryc. 2). Wul-kanity obszaru lubelsko-podlaskiego stanowi¹ niewielk¹ czêœæ du¿ej prowincji bazaltów trapowych, rozci¹gaj¹cej siê poza granicami po³udniowo-wschodniej Polski na zachodniej Ukrainie, Mo³dawii, Bia³orusi i Rosji (Rozanov & £ydka, 1987; Bogdanova i in., 1997).

Nadleg³e osady klastyczne formacji siemiatyckiej, bia³opolskiej, lubelskiej, w³odawskiej, mazowieckiej, radzyñskiej, kaplonoskiej i kostrzyñskiej reprezentuj¹ interwa³ od póŸnego ediakaru do œrodkowego kambru (ryc. 2). Osady górnej czêœci œrodkowego kambru oraz górnego kambru nie wystêpuj¹ w badanym basenie (Lendzion i in., 1979; Lendzion, 1983a, 1983b). Wed³ug Jaworowskiego (1997) najprawdopodobniej zosta³y one usuniête przez erozjê przedordowick¹.

Poprawa i Paczeœna (2002) zaproponowali model, wed³ug którego (póŸno-?) neoproterozoiczny, kambryjski oraz wczesno- do œrodkowoordowicki rozwój basenu lubelsko-podlaskiego by³ kontrolowany przez zdarzenie ryftowe, stopniowo przechodz¹ce w poryftow¹ subsydencjê

termiczn¹ (ryc. 2). Powy¿sza teza by³a oparta na wynikach

backstrippingu, wykazuj¹cego charakterystyczny wzór

subsydencji systematycznie wygasaj¹cej w czasie (por. ryc. 3) oraz interpretacji wczeœniej opublikowanych danych o wykszta³ceniu facjalnym basenu lubelsko-podlaskiego (Areñ, 1982; Jaworowski, 1978, 1997; Paczeœna, 1996, 2001). Neoproterozoiczna ekstensja w basenie lubelsko-po-dlaskim jest czêœci¹ procesów ryftowania, obejmuj¹cych zachodni¹ czêœæ Baltiki (Po¿aryski & Kotañski, 1979; Poprawa i in., 1999 Greiling i in., 1999; Lassen i in., 2001; Poprawa & Paczeœna, 2002; Jaworowski & Sikorska, 2003), najprawdopodobniej zwi¹zanych z koñcowymi eta-pami rozpadu Rodinii/Pannotii (por. Bond i in., 1984). Natomiast poryftowa subsydencja termiczna zwi¹zana by³a najprawdopodobniej z rozwojem pasywnego brzegu wzd³u¿ zachodniej Baltiki (np. Poprawa i in., 1999; Popra-wa & Paczeœna, 2002).

Systemy depozycyjne oraz stratygrafia sekwencji W obrêbie neoproterozoiczno-œrodkowokambryjskiej pokrywy osadowej basenu lubelsko-podlaskiego wydzie-lono dwie sekwencje depozycyjne drugiego rzêdu, ozna-czone jako A i B (ryc. 4D). Sekwencja A, która rozpoczyna osadow¹ sukcesjê basenu lubelsko-podlaskiego, okreœlana jest, zgodnie z definicj¹ sekwencji depozycyjnej (np. Vail i in., 1984; Van Wagoner i in., 1988), przez g³ówne niezgod-noœci k¹towe lub erozyjne w sp¹gu i stropie. Niezgodnoœæ w sp¹gu sekwencji A reprezentuje fazê d³ugotrwa³ej erozji pod³o¿a krystalicznego. Wzd³u¿ tej niezgodnoœci pokrywa osadowa, o niesprecyzowanym wieku, aczkolwiek praw-dopodobnie m³odsza ni¿ 0,7 mld lat, jeœli braæ pod uwagê konsekwencje datowañ K/Ar detrytycznych muskowitów z tych utworów (Semenenko, 1968; Krasheninnikova, 1971), przykrywa mezoproterozoiczne, granitoidowe, sje-nitowe, gnejsowe i gabrowe kompleksy pod³o¿a krysta-licznego (wiek ok. 1,0–1,3 mld lat; Semenenko, 1968; Bogdanova i in., 1997; Velikanov & Korenchuk, 1997).

550 500 450 560 540 530 520 510 490 480 470 460 440 50 40 30 20 10 0 wzg lê d na g ³ê b okoœæ (m) relative depth (m)

A

ediakar Ediacaran wczesny Early œrodkowy Middle póŸny Late tremadok Tremadoc arenig Arenig Llanv

. Carad. Ashg. Lland. 2000 1500 1000 500 0 tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My) 550 500 450 560 540 530 520 510 490 480 470 460 440 50 40 30 20 10 0 wzglêdna g³êbokoœæ (m) relative depth (m)

B

ediakar Ediacaran wczesny Early œrodkowy Middle póŸny Late tremadok Tremadoc arenig Arenig Llanv

. Carad. Ashg. Lland. 2000 1500 1000 500 0 tempo depozycji (m/mln lat) deposition rate (m/My ) subsydencja tektoniczna tectonic subsidence tempo depozycji deposition rate subsydencja tektoniczna tectonic subsidence tempo depozycji deposition rate

Ryc. 3. Przyk³ady ediakarañsko-kambryjsko-ordowickiej subsydencji tektonicznej oraz zmian tempa depozycji dla dwóch profili, repre-zentatywnych dla basenu lubelsko-podlaskiego: A — Bia³opole IG–1 oraz B — £opiennik IG–1

Fig. 3. Examples of the late Ediacaran, Cambrian and Ordovician tectonic subsidence histories and changes of deposition rate for two sections, representative for the Lublin–Podlasie basin: A — Bia³opole IG–1, and B — £opiennik IG–1

Sekwencja A jest zbudowana z kontynentalnych do p³ytkomorskich piaskowców arkozowych i mu³owców, (ryc. 2, 4B) przewarstwiaj¹cych siê z i³owcami, okreœla-nych jako formacja poleska (Garetsky, 1981; Wichrowska, 1992). W kierunku na wschód od analizowanego basenu utwory tej sekwencji osi¹gaj¹ maksymalne mi¹¿szoœci, przekraczaj¹ce 1000 m. W sekwencji A wystêpuj¹ g³ównie osady wykszta³cone w facji typu red–beds oraz p³ytko-morskie silikoklastyki. W formacji poleskiej, wed³ug Gareckiego (1981), mo¿na wyró¿niæ cztery cykle sedy-mentacyjne. Jak wspomniano powy¿ej, wiek tych osadów oceniæ mo¿na na wczesny i/lub œrodkowy neoproterozoik. Sekwencja A pozostaje poza g³ównym zainteresowaniem niniejszego artyku³u, w zwi¹zku z czym omówiona jest tu jedynie pobie¿nie.

Nastêpna w sukcesji sekwencja depozycyjna drugiego rzêdu, oznaczona jako B, obejmuje przedzia³ czasu od póŸ-nego ediakaru do œrodkowego kambru i jest reprezentowa-na przez zró¿nicowane osady zarówno wulkanogeniczne, jak i klastyczne (ryc. 4A, D). Dolna granica sekwencji B jest wyznaczona przez niezgodnoœæ k¹tow¹. Górna czêœæ ni¿ej le¿¹cej sekwencji A zosta³a usuniêta przez erozjê, a jej strop stanowi powierzchnia erozyjna. Górna granica sekwencji B jest zdefiniowana przez niezgodnoœæ ero-zyjn¹, reprezentuj¹c¹ przedzia³ czasu, obejmuj¹cy najpóŸ-niejszy œrodkowy kambr do wczesnego tremadoku.

W obrêbie sekwencji B (ryc. 4C) wyró¿niono piêæ sys-temów depozycyjnych (B1–B5). Najni¿szy z nich (B1), odnoszony do formacji s³awatyckiej, sk³ada siê z czerwo-nych, brunatnych i szarych, masywnych zlepieñców zbu-dowanych ze s³abo obtoczonych klastów, osi¹gaj¹cych œrednicê do 30 cm (ryc. 4A–C, ryc. 5A). ¯wirowce i piaskowce arkozowe maj¹ tutaj niewielki udzia³. Powy¿-sze osady reprezentuj¹ produkt sedymentacji na sto¿kach aluwialnych. Wiek osadów systemu depozycyjnego B1 nie jest œciœle okreœlony, aczkolwiek najprawdopodobniej jest to dolny i/lub œrodkowy neoproterozoik.

Nastêpny, wy¿ej le¿¹cy w profilu system depozycyjny B2, stanowi¹cy górn¹ czêœæ formacji s³awatyckiej, zawiera bazalty trapowe, ¿y³y i dajki gabrowo-dolerytowe, prze-warstwiaj¹ce siê z osadami piro- i epiklastycznymi (ryc. 4A–C). Opieraj¹c siê na datowaniach radiometrycznych U–Pb oraz K–Ar mo¿na wnosiæ, i¿ system depozycyjny B2 reprezentuje przedzia³ czasu od ok. (?660–) 600 do 550 mln lat (Krasheninnikova, 1971; Compston i in., 1995; Velicanov & Korenchuk, 1997).

Systemy depozycyjne B1 i B2 (ryc. 4C–D) stanowi¹ w sekwencji B ci¹g systemowy niskiego stanu WPM (LST), charakteryzowany przez niski poziom regionalnej bazy erozyjnej (por. Allen & Hovius, 1998). Ówczesne obni¿e-nie siê WPM (ryc. 4G) mog³o wi¹zaæ siê po czêœci z regio-nalnym, termicznym wynoszeniem badanego obszaru (por. Poprawa & Paczeœna, 2002), po czêœci zaœ z intensywn¹ depozycj¹ utworów magmowych, a w mniejszym stopniu równie¿ detrytycznych (ryc. 4F). Wspomniana powy¿ej przewaga dostawy materia³u nad przyrostem akomodacji, powoduj¹ca regresjê linii brzegowej, mo¿e równie dobrze charakteryzowaæ regresjê normaln¹, typow¹ dla HST (np. Porêbski, 1996). Jednak¿e argumentem na rzecz prefero-wanej tu interpretacji (tj. LST) jest to, i¿ w strefach nie objêtych depozycj¹ utworów formacji s³awatyckiej nie tyl-ko nie zaznacza siê wzrost WPM, ale utrzymuje siê brak sedymentacji oraz, najprawdopodobniej, erozja (np. profi-le Parczew IG–10, Radzyñ IG–1, Stadniki IG–1). Bior¹c pod uwagê przedzia³ stratygraficzny, odpowiadaj¹cy utwo-rom systemów depozycyjnych B1 i B2, niski stan wzglêd-nego poziomu morza trwa³ w tym wypadku wyj¹tkowo d³ugo, prawdopodobnie ok. 50–100 mln lat.

Utwory wy¿ej le¿¹cego systemu depozycyjnego (B3) s¹ reprezentowane przez górnoediakarsk¹ formacjê sie-miatyck¹ (ryc. 4A–C). Buduj¹ go osady o zmniejszaj¹cej siê ku górze frakcji uziarnienia, które w dolnej czêœci reprezentowane s¹ przez zlepieñce i przek¹tnie warstwo-wane w du¿ej skali piaskowce arkozowe (ryc. 5B), zaœ w jego górnej czêœci dominuj¹ piaskowce drobnoziarniste (ryc. 5C). Osady te zosta³y zdeponowane w œrodowiskach rzecznych, g³ównie rzek roztokowych i efemerycznych strumieni. System depozycyjny B3 obejmuje przedzia³ czasu odpowiadaj¹cy póŸnemu ediakarowi i rozpoczyna siê ok. 551 mln lat temu (por. Compston i in., 1995). W stre-fie lubelskiej koñczy siê on na granicy ediakaru i kambru, tj. przed 542 mln lat temu (Gradstein i in., 2004).

Nadleg³y system depozycyjny B4 obejmuje utwory formacji bia³opolskiej, lubelskiej i w³odawskiej (ryc. 4A–C). Jest on charakteryzowany przez p³ytkomorskie, brakiczne œrodowiska sedymentacji. S¹ to g³ównie laguny, os³oniête zatoki, równie p³ywowe oraz przybrze¿e, z maso-wo w nich wystêpuj¹cymi organizmami z grupy Vendotae-nides (Paczeœna, 1996).

Specyficzn¹ cech¹ formacji bia³opolskiej i w³odawskiej jest obecnoœæ przek¹tnie warstwowanych w du¿ej skali piaskowców drobnoziarnistych, zdeponowanych w kana³ach p³ywowych (ryc. 5D, G). Z kolei dla formacji lubelskiej najbardziej charakterystyczne jest wystêpowa-nie drobnolaminowanych heterolitów piaskowco-wo-mu³owcowych z laminacj¹ smu¿yst¹, falist¹, soczewkow¹ i poziom¹ (ryc. 5E), stanowi¹cych osady rów-ni p³ywowej. Charakterystyczna, czêsta obecnoœæ struktur z odwodnienia oraz warstwowania konwolutnego wska-zuje na szybk¹ sedymentacjê (por. ryc. 3). W formacji lubelskiej pojawiaj¹ siê pierwsze skamienia³oœci œladowe, (ryc. 5F) reprezentuj¹ce typowy, niezró¿nicowany ichno-taksonomicznie i etologicznie, brakiczny zespó³ ichnofau-ny (Paczeœna, 1996).

Z powodu diachronizmu transgresji morskiej, p³ytko-morska formacja bia³opolska jest lateralnym ekwiwalen-tem aluwialnej formacji siemiatyckiej. Fakt ten sprawia, i¿ system depozycyjny B4 jest przynajmniej w czêœci, równo-wiekowy z systemem B3 (ryc. 4C). Jego rozwój rozpocz¹³ siê ok. 551 mln lat temu i zakoñczy³ w najwczeœniejszym kambrze, tj. w czasie depozycji utworów najni¿szej czêœci poziomu Platysolenites antiquissisimus.

W prezentowanym modelu (ryc. 4C–D) system depo-zycyjny B3 i dolna czêœæ systemu B4 stanowi¹ transgre-sywny ci¹g systemowy (TST I). Rozwój TST I jest kontrolowany przez lokalne procesy tektoniczne i wzrost dostawy osadu do basenu (ryc. 3, 4F; por. Howell & Flint, 1993; Gawthrope i in., 1994). Mniej wiêcej w okresie przejœcia od LST do TST I zakoñczy³a siê w basenie lubelsko-podlaskim g³ówna aktywnoœæ synryftowych rowów ekstensyjnych oraz wylewy bazaltów, a w konse-kwencji rozpoczê³a siê faza poryftowej subsydencji ter-micznej (ryc. 4H). Pomimo relatywnie szybkiej akumulacji osadów pod koniec ediakaru (ryc. 3, 4F), du¿a subsydencja (ryc. 3, 4H) spowodowa³a zwiêkszenie siê pojemnoœci ako-modacyjnej basenu i szybki wzrost wzglêdnego poziomu morza (ryc. 4G; por. Posamentier & Allen, 1993). Konse-kwencj¹ powy¿szych procesów jest retrogradacja parase-kwencji w strefie lubelskiej podczas rozwoju TST I (ryc. 4E). Górn¹ granic¹ TST I jest powierzchnia maksymalnego zalewu (MFS I), wyznaczona w omawianym basenie przez maksymalny zasiêg w kierunku l¹du najg³êbszego w suk-cesji œrodowiska sedymentacji, w tym przypadku przy-brze¿a.

Ostatnim w profilu neoproterozoiczno-kambryjskim basenu lubelsko-podlaskiego systemem depozycyjnym jest system B5, obejmuj¹cy utwory formacji

mazowiec-kiej, kaplonoskiej+radzyñskiej i kostrzyñskiej (ryc. 4A–C). Osady tego systemu osadzi³y siê w otwartomor-skich œrodowiskach przybrze¿a i odbrze¿a. Ich charaktery-styczn¹ cech¹ jest obecnoœæ grubych kompleksów, g³ównie przek¹tnie warstwowanych, piaskowców drobno-ziarnistych, prze³awicaj¹cych siê z mu³owcami z laminacj¹ smu¿yst¹ i soczewkow¹. Natomiast brak jest w osadach systemu B5 drobnolaminowanych heterolitów, typowych dla systemu B4. Najbardziej charakterystyczn¹ cech¹ B5 jest obecnoœæ specyficznego, zró¿nicowanego ichnotakso-nomicznie i etologicznie zespo³u ichnofauny (ryc. 5I), wskazuj¹cego na sedymentacjê w p³ytkim œrodowisku otwartego morza (Paczeœna, 1996).

System depozycyjny B5 reprezentuje przedzia³ czasu od najwczeœniejszego kambru najni¿szej czêœci poziomu Platysolenites antiquissisimus do kambru œrodkowego (dolnej czêœci poziomu Paradoxides paradoxissimus) (ryc. 4A, 4C). Górny zasiêg tego poziomu jest ograniczony przez erozjê. Górna czêœæ systemu depozycyjnego B4 (ponad MFS I), razem z doln¹ czêœci¹ systemu B5, tworzy ci¹g systemowy wysokiego stanu WPM (HST I) (ryc. 4C–D). HST I jest dokumentowany przez agradacjê para-sekwencji, przechodz¹c¹ ku górze profilu w progradacjê (ryc. 4E). Odpowiada to powolnemu wzrostowi WPM (ryc. 4G), interpretowanemu na postawie ewolucji œrodo-wisk sedymentacji, zapisanej w tym przypadku przede

wszystkim w zmianach zespo³ów skamienia³oœci œlado-wych (Paczeœna, 1996, 2001).

Opisany powy¿ej rozwój HST I odzwierciedla relacje miêdzy subsydencj¹ i depozycj¹. W omawianym przedzia-le czasu dostawa materia³u detrytycznego do basenu by³a wci¹¿ jeszcze wzglêdnie intensywna (ryc. 3, 4F). Jej tempo przekracza³o szybkoœæ stopniowo spowalniaj¹cej, poryfto-wej subsydencji (ryc. 4H). Górna granica HST I jest okre-œlona przez powierzchniê erozji, która jest transgresywnie zmodyfikowan¹ granic¹ sekwencji ni¿szego, trzeciego rzê-du. Powierzchnia ta przed wspomnian¹ modyfikacj¹ by³a lateralnym ekwiwalentem powierzchni erozji subaeralnej, dokumentowanej na wschód od basenu lubelsko-podla-skiego (por. Mens, 1987) oraz w zachodniej czêœci jego podlaskiej strefy (Paczeœna, 2001). Jednoczeœnie omawia-na powierzchnia stanowi transgresywn¹ powierzchniê ero-zyjn¹ TSE II (ryc. 4D), wyznaczon¹ na podstawie analizy ichnofacjalnej (ryc. 5H). TSE II w przybli¿eniu korespon-duje ze stropem poziomu Platysolenites antiquisisimus (ryc. 4A, D). Jest to równie¿ dolna granica kolejnego w suk-cesji transgresywnego ci¹gu systemowego, czyli TST II.

Podczas rozwoju TST II relacje miêdzy subsydencj¹ i dostawami materia³u by³y podobne jak w przypadku HST I, to znaczy utrzymywa³a siê tendencja do zmniejszania siê tempa subsydencji, wci¹¿ nieco ni¿szego od tempa depo-zycji (ryc. 3, 4F, H). TST II jest charakteryzowany przez

chrono- bio-Poziomy Zones A.o P.p. Protolenus Holm.kjerulfi

ekwiwalent equivalent Schmidtiellus mickwitzi

Platysolenites antiquisissimus Sabellidites- Vendotaenia poleska Polesie lubelska Lublin mazowiecka e Mazowsz Formacje Formation Oddzia³ Series System System Eratem Erathem siemiatycka Siemiatycze 1.3-1.0 Ga dolny Lower 551±4 Ma ediakar _Ediacaran kambr Cambrian paleozoik Paleozoic ? ? kostrzyñska Kostrzyñ kaplonoska + radzyñska Kaplonosy + Radzyñ w³odawska W³odawa œrodkowy Middle mezoproterozoik Mesoproterozoic neoproterozoik Neoproterozoic lito- litho-bia³opolska Bia³opole s³awatycka S³awatycze A – stratygrafia stratigraphy B – litologia lithology rozmiar ziaren detrytycznych detrital grain size

C – system depozycyjny depositional system B2 – wulkaniczny B2 – volcanogenic B3 – górny aluwialny B3 – upper alluvial B1 – dolny aluwialny B1 – lower alluvial B4 – brakiczny B4 – brackish B5 – otwarty pytkomorski B5 – open shallow marine D – stratygrafia sekwencji sequence stratigraphy SB (niezgodnoœæ k¹towa) SB (angular unconformity) HST I TST I TST II SB (niezgodnoœæ erozyjna) SB (erosional unconformity) HST II TSE I TSE I MFS II MFS I LST

sekwencja A II rzêdu 2-nd order sequence A

SB (preryftowa niezgodnoœæ k¹towa) SB (pre-rift angular unconformity)

sekwencja B II rzêdu 2-nd order sequence B

E – migracja linii brzegowej (ku l¹dowi – L; ku morzu – B)

shoreline migration (landward – L; basinward – B) ? retrogradacja retrogradation agradacja przechodz¹ca wprogradacjê_agradation passing into progradation progradacja progradation L B retrogradacja retrogradation piaskowce drobnoziarniste fine-grained sandstone arkozy

arkose mu³owcesiltstone

i³owce claystone

retrogradacjê linii brzegowej (ryc. 4E) oraz gwa³towny wzrost WPM (ryc. 4G). TST II koñczy siê w okresie depo-zycji utworów wy¿szej czêœci poziomu Protolenus, w momencie wykszta³cenia siê powierzchni maksymalnego zalewu MFS II (ryc. 4D), wyznaczonego przez podobne wskaŸniki jak w przypadku MFS I.

Powy¿ej MFS II wykszta³cony jest kolejny ci¹g syste-mowy wysokiego stanu, tj. HST II, sk³adaj¹cy siê z progra-duj¹cych parasekwencji (ryc. 4D–E), zbudowanych z osadów odbrze¿a i przybrze¿a (por. Paczeœna, 2001). Roz-wój HST II by³ równoczesny z dalszym spowalnianiem subsydencji oraz lokalnym wzrostem dostawy materia³u detrytycznego do basenu (ryc. 3, 4F, H). Dalszy rozwój

sekwencji B nie mo¿e byæ rekonstruowany, gdy¿ wy¿sza czêœæ utworów kambru œrodkowego zosta³a usuniêta przez erozjê przedordowick¹. A zatem wspomniana wy¿ej powierzchnia erozyjna wskazuje zarówno na górn¹ granicê HST II, jak i sekwencja B (ryc. 4D).

Zale¿noœæ rozwoju sekwencji stratygraficznych od procesów tektonicznych i/lub eustatycznych

— dyskusja

Sekwencja A (ryc. 4D) jest najmniej rozpoznan¹ czê-œci¹ proterozoiczno-kambryjskiej, sedymentacyjnej sukce-sji zachodniej Baltiki, co powoduje i¿ dyskutowanie

póŸnoneoproterozoiczna (ediakarska) faza synr yftowa Late Neoproterozoic (?Ediacaran) syn-rift eustatyczny wzrost poziomu morza eustatic sea level rise regresywne zdarzenie Hawke Bay period of Hawke Bay regression event zwiêkszenie g³êbokoœci zbiornika zwi¹zane z po³¹czonym efektem synryftowej oraz inicjalnej poryftowej subsydencji sea depth increase due syn-rift and post-rift effect combined

niski wzglêdny poziom morza – wynoszenie termiczne oraz intensywna depozycja osadów i utworów wulkanicznych low relative sea level – thermal doming and rapid deposition of sediment/ volcanics combined zmniejszenie g³êbokoœci morza spowodowane du¿ymi dostawami materia³u sea depth reduction due tosediment supply spowalniaj¹ca subsydencja termiczna (stadium basenu por yftowego) slow post-rift subsidence (thermal sag basin) pr zejœcie od intensywnej subsydencji synr yftowej (aktywna ekstensja) do spowalniaj¹cej subsydencji por yftowej transition from rapid syn-rift (extension-driven) to slow post-rift subsidence subsydencja w synr yftowych rowach oraz ekstensyjne wynoszenie gr zbietów syn-rift grabensubsidence and horst uplift subsydencja pod³o¿a basement subsidence synr yftowy

magmatyzm iwynoszenie termiczne syn-rift

magmatic thermal doming wczesno- do œrodkowoneoproterozoiczna faza synryftowa early-middle Neoproterozoic syn-rift niezgodnoœæ zwi¹zana z inicjacj¹ procesów ekstensji/rozpadu break-up unconformity przewidywany przez model wzglêdny poziom morza predicted relative sea level oraz _versus brak depozycji intensywny wulkanizm lack of sediments intense volcanism G – obserwowane zmiany lokalnego poziomu morza (wysoki – H; niski – L)

observed local relative sea level (high – H; low – L)

?

H L

I – relatywny udzia³ czynnika eustatycznego (Eus.) i tektonicznego (Tect.) w zmianach

lokalnego poziomu morza

eustatic (Eus.) versus tectonic (Tect.) component in the local sea level variation

Eus. Tect.

? ?

?

H – zminany wzglêdnego poziomu morza (wysoki – H; niski – L) przewidywane przez model tektoniczny

(wynoszenie – U; subsydencja – S)

relative sea level (high – H; low – L) as predicted

from tectonic model only (uplift – U; subsidence – S) H/S L/U F – dostawa materia³u detrytycznego (niska – L; intensywna – I) sediment supply (low – L; intense – I) ? ? L I bazalty basalt pod³o¿e krystaliczne

crystalline basement przestrzeñ akomodacyjna kompensowana przez depozycjêaccomodation space compensated by deposition

Ryc. 4. Relacje miêdzy g³ównymi czynnikami, kontroluj¹cymi wykszta³cenie analizowanych sekwencji depozycyjnych strefy

lubelskiej, a w wy¿szej czêœci (powy¿ej Platysolenites antiquisissimus) tak¿e strefy podlaskiej. Dyskusja w tekœcie. A.o. —

Acadoparadoxides oelandicus; P.p. — Paradoxides paradoxissimus; SB — sequence boundary; TST I i II — transgresywny ci¹g

systemowy I i II; HST I i II — ci¹g systemowy wysokiego stanu I i II; LST — ci¹g systemowy niskiego stanu; TSE I i II — transgresywna powierzchnia erozyjna I i II; MFS I i II — powierzchnia maksymalnego zalewu I i II; Biostratygrafia wed³ug Lendzion (1983a) i Moczyd³owskiej (1991)

Fig. 4. Relation between main factors controlling development of the analysed depositional sequences of the Lublin sub-basin, in the upper part (i.e. above Platysolenites antiquisissimus) valid also for the Podlasie sub-basin. See text for discussion. A.o. — Acadoparadoxides

oelandicus, P.p. — Paradoxides paradoxissimus; SB — sequence boundary; TST and II — transgressive system tract; HST I and II —

highstand system tract I and II; LST — Lowstand system tract; TSE I and II — Transgressive surface of erosion I and II; MFS I and II — Maximum flooding surface I and II; Biostratigraphy according to Lendzion (1983a) and Moczyd³owska (1991)

mechanizmów jej rozwoju jest szczególnie trudne. Wed³ug Mahnatscha i in. (1976) osady sekwencji A by³y depono-wane we (wczesno-?) œrodkowoneoproterozoicznych rowach tektonicznych, co jest przynajmniej w czêœci potwierdzone przez wykszta³cenie facjalne tych osadów (ryc. 2). Mog³oby to wskazywaæ na dominuj¹cy wp³yw lokalnych zdarzeñ tektonicznych na wahania WPM w cza-sie rozwoju sekwencji A (ryc. 4I).

W rozwoju wy¿ej le¿¹cej sekwencji B obserwowaæ mo¿na skomplikowane wspó³oddzia³ywania miêdzy procesami tektonicznymi i eustatycznymi. Przyjêcie dla basenu lubelsko-podlaskiego modelu póŸnoneoproterozo-icznego ryftu (Poprawa & Paczeœna, 2002; por. Po¿aryski & Kotañski, 1979), pozwala powi¹zaæ sp¹gow¹ niezgod-noœæ tej sekwencji ze zjawiskiem preryftowego, termiczne-go wyniesienia, bezpoœrednio poprzedzaj¹cetermiczne-go ekstensjê i wulkanizm. Prowadzi to do wniosku, i¿ rozwój sekwencji

B by³ poprzedzony przez okres niskiego WPM, który kontynuowa³ siê w czasie depozycji osadów ci¹gu syste-mowego LST (ryc. 4G).

W czasie depozycji utworów LST wzglêdny poziom morza kontrolowany by³ przez dwa g³ówne czynniki. Z jednej strony by³y to lokalne zjawiska tektoniczne, g³ównie wspomniane powy¿ej regionalne, termiczne wyniesienie, a czêœciowo rozwój rowów tektonicznych (ryc. 4H). Nato-miast drugim czynnikiem by³a szybka akumulacja osadów aluwialnych i kontynentalnych ska³ wulkanicznych, której tempo przewy¿sza³o tempo subsydencji ekstensyjnych rowów (ryc. 4F, H).

Wa¿nym czynnikiem, wp³ywaj¹cym na rozwój sekwencji sedymentacyjnych w póŸnym neoproterozoiku by³ ówczesny, specyficzny klimat. Brak wegetacji oraz intensywne procesy mechanicznego i chemicznego wie-trzenia, powodowa³y szybk¹ dezintegracjê ska³ w

obsza-?

paleozoik

Paleo

zoic

neoproterozoik

Neoproterozoic

dolny

kambr

Lower

Cambrian

œrodkowy

kambr

Middle

Cambrian

kambr

Cambrian

ediakar

Ediacaran

?

rach Ÿród³owych. By³o to stymulowane przez póŸnoneoproterozoiczn¹ atmosferê i hydrosferê, znacz¹co ró¿ni¹c¹ siê od wspó³czesnej. Powy¿sze czynniki mog³y wyzwalaæ produkcjê du¿ych objêtoœciowo mas detrytusu, nawet bez udzia³u czynników tektonicznych (Eriksson i in., 1998; Eriksson i in., 2001). Podobne warunki klima-tyczne panowa³y tak¿e w basenie lubelsko-podlaskim, co czêœciowo odzwierciedla siê brunatno-pstrym zabarwie-niem osadów, zdeponowanych w warunkach suchego kli-matu.

Istotna z punktu widzenia prowadzonej tu dyskusji, obecnoœæ kontynentalnych utworów w niektórych profi-lach ediakaru na œwiecie (np. Myrow, 1995; Crawford i in., 1997; Calver & Walter, 2000; Fedo & Cooper, 2001) stwa-rza sugestiê globalnego, niskiego, ówczesnego poziomu morza. Zatem równie¿ w przypadku basenu lubelsko-po-dlaskiego nie mo¿na wykluczyæ, ¿e na WPM w ediakarze, niezale¿nie od wymienionych powy¿ej, lokalnych czynni-ków tektonicznych, oddzia³ywa³ równie¿ czynnik eusta-tyczny. Wzrost wzglêdnego poziomu morza w basenie lubelsko-podlaskim w czasie przejœcia od depozycji utwo-rów formacji s³awatyckiej do utwoutwo-rów formacji siemiatyc-kiej i bia³opolssiemiatyc-kiej (ryc. 4G) zaznacza pocz¹tek rozwoju transgresywnego ci¹gu systemowgo TST I (ryc. 4D). TST I charakteryzuje siê migracj¹ linii brzegowej w kierunku l¹du (ryc. 4E) oraz stosunkowo intensywn¹ dostaw¹ mate-ria³u detrytycznego do basenu (ryc. 4H) (por. Poprawa & Paczeœna, 2002), co zazwyczaj wi¹¿e siê ze wzrostem WPM, lateraln¹ ekspansj¹ basenu oraz wzrostem jego pojemnoœci akomodacyjnej.

Zgodnoœæ pomiêdzy zmianami WPM, przewidywany-mi przez model ryftu, oraz obserwowanyprzewidywany-mi w basenie lubelsko-podlaskim w czasie rozwoju TST I, sugeruje dominuj¹cy ówczeœnie wp³yw lokalnych czynników

tekto-nicznych na wzrost WPM (ryc. 4I). Nieeustatyczn¹ naturê zmian WPM na tym etapie rozwoju basenu lubelsko-podla-skiego potwierdza poœrednio równie¿ brak przes³anek na wystêpowanie w innych profilach ediakaru, zarówno na Baltice, jak i na innych palekontynentach, transgresji rów-nowiekowej z tu obserwowan¹ (por. Simpson & Eriksson, 1989; Vidal & Moczyd³owska, 1995; Fedo & Cooper, 2001).

Z koñcem rozwoju TST I aktywnoœæ wewn¹trzbaseno-wych uskoków zamiera³a, a wykszta³cenie strukturalne basenu lubelsko-podlaskiego zaczê³o byæ dominowane przez subsydencjê termiczn¹ (ryc. 4H). W czasie rozwoju nastêpuj¹cego po TST I, kolejnego ci¹gu systemowego, tj. HST I, wzglêdny poziom morza pozostawa³ w przybli¿eniu sta³y, b¹dŸ te¿ przejawia³ nieznaczn¹ tendencjê wzrostow¹ (ryc. 4G). Niemniej jednak, jeœli ówczesny rozwój basenu lubelsko-podlaskiego zdominowany by³by przez czynniki tektoniczne, wynikaj¹ce ze wspomnianego powy¿ej mode-lu ryftu, wówczas nale¿a³oby oczekiwaæ ci¹g³ej transgresji na tym etapie jego rozwoju (ryc. 4H). Ponadto wykszta³cenie wiêkszoœci profili ni¿szego dolnego kambru na œwiecie sugeruje ówczesny, globalny wzrost poziomu morza (np. Brasier, 1980; Simpson & Eriksson, 1990; Fedo & Cooper, 1990), co kontrastuje ze wspomnianym powy¿ej wystêpowaniem sta³ego, wzglêdnego poziomu morza w basenie lubelsko-podlaskim, a zw³aszcza z erozj¹, utrzy-muj¹c¹ siê jeszcze na tym etapie w zachodniej czêœci strefy podlaskiej (zob. profil Okuniew IG–1). W efekcie za³o¿yæ mo¿na, i¿ rozwój HST I w analizowanym obszarze odnieœæ nale¿y raczej do lokalnych, nie eustatycznych czynników, jakkolwiek nie zwi¹zanych z geotektonicznym mechani-zmem ówczesnego rozwoju basenu (ryc. 6I). Najprawdo-podobniej w przypadku basenu lubelsko-podlaskiego, eustycznemu wzrostowi poziomu morza przeciwdzia³a

¬

Ryc. 5. Charakterystyczne osady, skamienia³oœci œladowe i struktury sedymentacyjne dla systemów depozycyjnych B1–B5. A — (B1) Polimiktyczny zlepieniec z klastami skaleni w centralnej czêœci rdzenia. Osady sto¿ka aluwialnego z dolnej czêœci ?dolno–œrodkowo-neoproterozoicznej formacji s³awatyckiej, otwór Kaplonosy IG–1, g³êbokoœæ 1826.m B.— (B3) W sp¹gu rdzenia polimiktyczny zle-pieniec , przechodz¹cy ku górze w piaskowiec arkozowy. Osady rzeki roztokowej górnoediakarskiej formacji siemiatyckiej, otwór Krzy¿e 1, g³êbokoœæ 762 m. C — (B3) Przek¹tnie warstwowany w du¿ej skali piaskowiec drobnoziarnisty. Osady rzeki roztokowej górnoediakarañskiej formacji siemiatyckiej, otwór Kaplonosy IG–1, g³êbokoœæ 1412 m. D — (B4) W górnej czêœci rdzenia bimodalne, planarne warstwowanie przek¹tne du¿ej skali, w dolnej czêœci rdzenia przek¹tna laminacja riplemarkowa. Osady kana³u p³ywowego górnoediakarskiej formacji bia³opolskiej, £opiennik IG–1, g³êbokoœæ 5540 m. E — (B4) Piaskowcowo-mu³owcowy heterolit z lami-nacj¹ poziom¹. Osady równi p³ywowej górnoediakarskiej formacji lubelskiej, otwór £opiennik IG1, g³êbokoœæ 5474 m. F — (B4) Ska-mienia³oœæ œladowa Torrowangea rosei Webby. Osady równi p³ywowej z górnoediakarskiej formacji lubelskiej, otwór Terebiñ IG–5, g³êbokoœæ 3724 m. G — (B5) W sp¹gu rdzenia warstwowanie przek¹tne du¿ej skali z klastami mu³owca, natomiast w jego stropie war-stwowanie poziome. Osady kana³u p³ywowego dolnokambryjskiej, górnej czêœci formacji w³odawskiej, otwór £opiennik IG–1, g³êbo-koœæ 5379 m. H — (B5) Transgresywna powierzchnia erozyjna ze Skolithos isp. i Diplocraterion isp. w poprzednio zbioturbizowanym osadzie. Przyk³ad ichnofacji Glossifungites, wskazuj¹cej na granicê zestawu parasekwencji, otwór £ochów IG–1, g³êbokoœæ 2322 m. I — (B5) Skamienia³oœæ œladowa Bergaueria major Palij, osady proksymalnego dolnego przybrze¿a œrodkowokambryjskiej formacji kostrzyñskiej, otwór Okuniew IG–1, g³êbokoœæ 3677 m

Fig. 5.A — Characteristic deposits, trace fossils and sedimentary structures for depositional systems (B1–B5).(B1) Polimictic conglo-merate with feldspathic clast in the central part of the core sample. Alluvial fan deposits of the lower part of the ?lower–middle Neopro-terozoic S³awatycze Formation Slawatycze Formation, Kaplonosy IG–1 borehole, depth 1826 m. B — (B3) At the base of the core sample a polimictic conglomerate, which passes up to into arkosic sandstone. Braided fluvial deposits of the upper Ediacaran Siemiaty-cze Formation, Krzy¿e 4 borehole, depth 762 m. C — (B3) Fine-grained sandstone with large scale cross bedding. Braided fluvial deposits of the upper Ediacaran Siemiatycze Formation, Kaplonosy IG1 borehole, depth 1412 m. D — (B4) At the upper part of the core sample bimodal, planar, large scale cross-bedding, at the lower one ripple cross-lamination. Tidal channel deposits of the upper Ediacaran Bia³opole Formation, £opiennik IG1 borehole, depth 5540 m. E — (B4) Sandstone-mudstone heterolith with horizontal

lamination. Tidal flat deposits of the upper Ediacaran Lublin Formation, £opiennik IG1, depth 5474 m. F — (B4) Trace fossils

Torro-wangea rosei Webby. Tidal flat deposits from the upper Ediacaran Lublin Formation, Terebiñ IG5 borehole, depth 3724 m. G — (B5)

At the lower part of the core sample large scale cross-bedding with clasts of mudstone, and at the upper one horizontal bedding. Tidal channel deposits of the lowermost Cambrian upper part of W³odawa Formation, £opiennik IG1 borehole, depth 5379 m. H — (B5) Transgressive erosional surface with Skolithos isp. and Diplocraterion isp. in previously burrowed sediment, Glossifungites ichnofa-cies example occurring at the parasequences set boundary, £ochów IG1 borehole, depth 2322 m. I — (B5) Trace fossil Bergaueria

wci¹¿ du¿a dostawa materia³u klastycznego do basenu (ryc. 3, 4F).

Charakterystyczne jest, i¿ w pobliskim basenie ba³tyc-kim dla osadów formacji ¿arnowieckiej, bêd¹cych lateral-nym odpowiednikiem osadów, które w basenie lubelsko-podlaskim reprezentuj¹ TST I i/lub HST I (ryc. 4D), Jaworowski (2000) sugeruje ci¹g systemowy niskiego stanu WPM (LST). Takie wspó³wystêpowanie w centralnej czêœci zachodniej krawêdzi kratonu wschodnioeuropej-skiego kontrastuj¹cych nawzajem ci¹gów systemowych, stanowi dalsze potwierdzenie wspomnianej powy¿ej hipo-tezy o nieeustatycznej genezie ówczesnych wahañ pozio-mu morza w basenie lubelsko-podlaskim.

W czasie rozwoju wystêpuj¹cego wy¿ej w profilu, transgresywnego ci¹gu systemowego TST II utrzymywa³a siê tendencja do spowolnienia subsydencji (ryc. 4H), zaœ dostawa materia³u detrytycznego by³a wprawdzie ni¿sza ni¿ w czasie rozwoju HST I, aczkolwiek wci¹¿ znaczna (ryc. 3, 4F). Wprawdzie stratygraficzna rozdzielczoœæ ana-lizowanych profili nie pozwala na precyzyjne obliczanie tempa depozycji, to jednak wzglêdnie intensywn¹ depozy-cjê utworów TST II potwierdza ich wykszta³cenie facjalne.

Pomimo utrzymuj¹cej siê znacznej dostawy materia³u detrytycznego do basenu jego pojemnoœæ akomodacyjna zwiêkszy³a siê, powoduj¹c szybki wzrost WPM (ryc. 4G) oraz migracjê linii brzegowej w kierunku l¹du (ryc. 4E). W zachodniej czêœci strefy podlaskiej ówczesna transgresja doprowadza do rozpoczêcia sedymentacji silikolastycznej bezpoœrednio na pod³o¿u krystalicznym (np. Paczeœna & Poprawa, 2005). Tak¿e w basenie ba³tyckim, uprzednio charakteryzuj¹cym siê odmiennym od basenu lubelsko-po-dlaskiego rozwojem ci¹gów systemowych, w przedziale czasu odpowiadaj¹cym rozwojowi omawianego TST II stwierdzono wystêpowanie transgresywnego ci¹gu syste-mowego (Jaworowski, 2000). Powy¿sze obserwacje wska-zuj¹ na dominuj¹c¹ rolê wzrostu eustatycznego jako czynnika kontroluj¹cego WPM na tym etapie rozwoju basenu lubelsko-podlaskiego (ryc. 4I). Potwierdzeniem takiej interpretacji mo¿e byæ równie¿ globalna transgresja, równoczesna z omawianym tu TST II (np. Brasier, 1980; Simpson & Eriksson, 1990; Moczyd³owska, 1998).

Bior¹c pod uwagê, i¿ procesy eustatyczne mog¹ oddzia³ywaæ w krótszej skali czasowej ni¿ procesy tekto-niczne, relatywnie szybkie przejœcie od HST I do TST II równie¿ mo¿e przemawiaæ na rzecz dominacji w tym czasie czynnika eustatycznego. Jednak¿e, bior¹c pod uwagê trud-noœci w precyzyjnym ustaleniu stratygrafii omawianych osadów oraz okreœleniu szczegó³owych relacji miêdzy dostaw¹ materia³u do basenu a subsydencj¹ pod³o¿a, nie mo¿na wykluczyæ, i¿ na WPM obserwowany w czasie depozycji utworów TST II pewien wp³yw mia³a tak¿e ówczesna subsydencja termiczna.

Przejœcie od dolnego do œrodkowego kambru odpowia-da pocz¹tkowi ci¹gu systemowego HST II (ryc. 4A, D), który mo¿na skorelowaæ z ci¹giem wysokiego stanu WPM w basenie ba³tyckim (Jaworowski, 2000). Ówczesne zde-cydowane spowolnienie tempa wzrostu WPM w stosunku do TST II (ryc. 4G), a tak¿e zmniejszenie pojemnoœci ako-modacyjnej basenu, odzwierciedli³o siê wyraŸn¹ prograda-cj¹ parasekwencji (Paczeœna, 2001; Paczeœna & Poprawa, 2005). Natomiast czynnik tektoniczny, wynikaj¹cy z uwzglêdnianego tutaj modelu ryftu, powodowaæ powinien raczej kontynuowanie siê subsydencji termicznej (ryc. 4H). Redukcjê pojemnoœci akomodacyjnej basenu powo-dowa³ zatem najprawdopodobniej wzrost dostawy mate-ria³u detrytycznego (np. ryc. 3B), przewy¿szaj¹cy tempo subsydencji. Ponadto w basenie lubelsko-podlaskim

trud-no jest udokumentowaæ zapis globalnej regresji Hawke Bay (por. np. Palmer & James, 1980; Vidal & Moczyd³owska, 1996). Opieraj¹c siê na powy¿szych przes³ankach mo¿na zasugerowaæ, wbrew wczeœniejszym interpretacjom bie¿¹cych autorów (Paczeœna & Poprawa, 2004), i¿ rozwój HST II w basenie lubelsko-podlaskim nie jest kontrolowany przez zjawiska eustatyczne, lecz przez lokalne czynniki tektoniczne (ryc. 4I), aczkolwiek nie wi¹¿¹ce siê bezpoœrednio z rozwojem ryftu.

Sedymentacyjny zapis koñcowego etapu rozwoju sekwencji B zosta³ usuniêty przez przedordowick¹ erozjê. Obecnoœæ erozji œwiadczy o nastêpuj¹cym po HST II wycofaniu siê morza. Bior¹c pod uwagê œrodkowo- do póŸnokambryjski rozwój pobliskiego basenu ba³tyckiego (Jaworowski, 2000) jako analog dla basenu lubelsko-po-dlaskiego, mo¿liwa jest do przyjêcia hipoteza, i¿ regresja w basenie lubelsko-podlaskim zakoñczy³a siê jeszcze w œrod-kowym kambrze, skutkuj¹c jedynie umiarkowan¹ erozj¹. Natomiast w póŸnym kambrze–tremadoku móg³ rozwin¹æ siê kolejny ju¿ cykl transgresywno-regresywny. Podobny stratygraficzny zasiêg przedordowickiej erozji oraz jej umiarkowane rozmiary wzd³u¿ relatywnie d³ugiej, po³udniowo-zachodniej krawêdzi Baltiki, wskazywaæ mo¿e na przewagê eustazji nad lokalnymi procesami tekto-nicznymi w jej rozwoju.

Podsumowanie

‘Cech¹ charakterystyczn¹ utworów wy¿szego neo-proterozoiku, dolnego kambru oraz ni¿szej czêœci œrodko-wego kambru basenu lubelsko-podlaskiego jest ich ci¹g³y profil. W czasie depozycji tych utworów w basenie zacho-dzi³y istotne zmiany re¿imu tektonicznego, które by³y rów-noczesne z globalnymi cyklami trangresywnymi i regresywnymi. Czyni to omawiany profil interesuj¹cym obiektem dla analizy relatywnego wyp³ywu czynnika eustatycznego oraz regionalnych i lokalnych procesów tek-tonicznych na wykszta³cenie siê sekwencji depozycyj-nych. Analizê tak¹ przeprowadzono w szczególnoœci poprzez odniesienie obserwowanych zmian relatywnego poziomu morza w czasie do teoretycznej ewolucji lokalnego poziomu morza, wynikaj¹cej z modelu basenu ryftowego.

‘Rozwój sekwencji A, najprawdopodobniej zwi¹zanej z wczesno- do œrodkowoneoproterozoiczn¹ faz¹ ryftowania, przypuszczalnie zdominowany by³ przez lokalne czynniki tektoniczne.

‘Ni¿sza czêœæ sekwencji B, tj. LST, TST I oraz HST I (górny neoproterozoik do poziomu Platysolenites antiqu-isissimus w obrêbie dolnego kambru), rozwija³a siê pod wp³ywem przede wszystkim lokalnych czynników tekto-nicznych, zaœ eustatyczne zmiany poziomu morza mia³y w tym przypadku mniejsze znaczenie. G³ównym, lokalnym procesem tektonicznym, rzutuj¹cym na wykszta³cenie sekwencji B, by³o stopniowe przechodzenie basenu od fazy synryftowej do poryftowej subsydencji termicznej.

‘Na wykszta³cenie kolejnego ci¹gu transgresywnych systemów depozycyjnych TST II (odpowiednik poziomów Schmidtiellus mickwitzi i Protolenus w obrêbie dolnego kambru), dominuj¹cy wp³yw mia³y prawdopodobnie eustatyczne zmiany poziomu morza w postaci wzrostu eustatycznego. Interpretacja taka pozwala wyt³umaczyæ maj¹ce miejsce równoczeœnie wysokie tempo dostawy materia³u detrytycznego oraz retrogradacjê, a tak¿e uwzglêdnia obecnoœæ transgresji w wiêkszoœci profili osa-dów tego wieku na œwiecie.

‘Ostatni ci¹g systemów depozycyjnych w omawia-nym profilu, tj. HST II (poziomy Acadoparadoxides

œrodkowego kambru) rozwija³ siê pod dominuj¹cym wp³ywem lokalnych procesów tektonicznych. Ewentualny wp³yw estatycznego zdarzenia Hawke Bay w przypadku basenu lubelsko-podlaskiego by³ nieznacz¹cy.

‘Podsumowuj¹c mo¿na stwierdziæ, i¿ w basenie lubelsko-podlaskim zarówno w synryftowej fazie, jak i w czasie przejœcia od fazy synryftowej do poryftowej, trudno jest wykazaæ wp³yw eustatycznych zmian poziomu morza na wykszta³cenie sekwencji depozycyjnych. Wp³yw glo-balnych zmian poziomu morza zauwa¿alny staje siê dopie-ro w okresie regionalnej subsydencji poryftowej i, wi¹¿¹cej siê z ni¹, wygasaj¹cej aktywnoœci tektonicznej.

Za wnikliwe recenzje i konstruktywne uwagi autorzy ser-decznie dziêkuj¹ Szczepanowi Porêbskiemu oraz Stanis³awowi Or³owskiemu. Prezentowane badania finansowane by³y ze œrod-ków Komitetu Badañ Naukowych w latach 2003–2005 jako pro-jekt badawczy 5T12B 053 25.

Literatura

AREÑ B. 1982 — Lithological and facies development of the upper Vendian in the eastern Poland. Prz. Geol., 30: 225–230

BOGDANOVA S.V., PASHKEVICH I.K., GORBATSCHEV R. & ORLYUK M.I. 1997 — Riphean rifting and major Palaeoproterozoic crustal boundaries in the basement of the East European Craton: geo-logy and geophysics. Tectonophysics, 268: 1–21.

BOND G.C., NICKESON P.A. & KOMINZ M.A. 1984 — Breakup of a supercontinent between 625 Ma and 555 Ma: new evidence and implica-tions for continental histories. Earth Planetary Sci. Letters, 70: 325–345. BRASIER M. 1980 — The Lower Cambrian transgression and glauconi-te-phosphate facies in western Europe. J. Geol. Soc. London, 137: 695–703. CALVER C.R. & WALTER M.R. 2000 — The Late Neoproterozoic Grassy Group of King Island, Tasmania: correlation and palaeogeogra-phic significance. Precambrian Res., 100: 299–312.

COMPSTON W., SAMBRIDGE M.S., REINFRANK R.F.,

MOCZYDLOWSKA M., VIDAL G. & CLAESSON S. 1995 — Nume-rical ages of volcanic rocks and the earliest faunal zone within the Late Precambrian of east Poland. J. Geol. Soci. London, 152: 599–611. CRAWFORD A.J., STEVENS B.P.J. & FANNING M. 1997 — Geo-chemistry and tectonic setting of some Neoproterozoic and Early Cam-brian volcanics in western New South Wales. J. Geol. Soc. Australia, 26: 353–361.

ERIKSSON P.G., CONDIE K.C., TIRSGAARD H., MUELLER W.U., ALTERMANN W., MIALL A.D., ASPLER L.B., CATUNEANU O. & CHIARENZELLI J.R. 1998 — Precambrian clastic sedimentation sys-tems. Sedimentary Geology, 120: 5–53.

FEDO C.M. & COOPER J.D. 1990 — Braided fluvial to marine transition: the basal Lower Cambrian Wood Campon Formation, Southern Marble Mountains, Majave Desert, California. J. Sedimentary Petrology, 60: 220–234. FEDO C.M. & COOPER J.D. 2001 — Sedimentology and sequence stratigraphy of Neoproterozoic and Cambrian units across a cra-ton-margin hinge zone, southeastern California, and implications for the early evolution of the Cordilleran margin. Sedimentary Geology, 141–142: 466–501.

GARETSKY R.G. (red.) 1981 — Geology of the western part of the East–European Platform. Publishing Nauka i Tehnika, Minsk. GARETSKY R.G., ZINOVIENKO G.V., VISNJAKOV I.B., GLUSKO V.V., POMJANOVSKAJA G.M. & LVOV G.M. 1987 — Die perikrato-ne Baltik–Dperikrato-nestr–Senkungszoperikrato-ne. Zeitschrift für angewandte Geologie, 33: 207–213.

GRADSTEIN F.M., OGG J. & SMITH A.G. (red.) 2004 — A Geologic Time Scale. Cambridge University Press, Cambridge.

JAWOROWSKI K. 1978 — Charakterystyka sedymentologiczna osa-dów morskich z pogranicza prekambru i kambru. Pr. Inst. Geol., 90: 145–151.

JAWOROWSKI K. 1997 — Warunki depozycji cia³ piaszczystych kambru dolnego i œrodkowego w polskiej czêœci platformy wschodnio-europejskiej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 377.

JAWOROWSKI K. 2000 — Facies variability in the Cambrian deposits from the Koœcierzyna and Gdañsk sections (Pomeranian Caledonides fore-land, northern Poland): a comparative study. Geol. Quart., 44: 249–260. JAWOROWSKI K. & SIKORSKA M. 2003 — Composition and prove-nance of clastic material in the Vendian–lowermost Cambrian from Northern Poland: geotectonic implications. Pol. Geol. Inst. Spec. Papers, 8. KRASHENINNIKOVA O.V. (red.) 1971 — Stratigraphy of the USSR. Riphean–Vendian. Publishing Naukova Dumka, Kyiv.

LENDZION K. 1983a — Biostratygrafia osadów kambru w polskiej czêœci platformy wschodnioeuropejskiej. Kwart. Geol., 27: 669–694. LENDZION K. 1983b — Rozwój kambryjskich osadów platformo-wych Polski. Prace Instytutu Geologicznego, 105.

LENDZION K., MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B. 1979 — Trema-dok Lubelszczyzny. Kwart. Geol., 23: 713–724.

MAHNATSCH A.S., WERETENNIKOV N.W., SHKURATOV W.I. & BORDON W.E. 1976 — Riphean and Vendian of Belarus. Minsk. MENS K.A. 1987 — Early Cambrian–Lontova Stage. [W:] Palaeoge-ography and Lithology of the Vendian and Cambrian of the western East–European Platform. Wyd. Geol., Warszawa: 32–37.

MOCZYD£OWSKA M. 1991 — Acritarch biostratigraphy of the Lower Cambrian and the Precambrian–Cambrian boundary in southea-stern Poland. Fossils and Strata, 29: 1–97.

MOCZYD£OWSKA M. 1998 — Cambrian acritarchs from Upper Silesia, Poland — biochronology and tectonic implications. Fossils and Strata, 46: 1–121.

MYROW P.M. 1995 — Neoproterozoic rocks of the Newfoundland Avalon Zone. Precambrian Research, 73: 123–136.

NIKISHIN A.M., ZIEGLER P.A., STEPHENSON R.A., CLOETHINGH S.A.P.L., FURNE A.V., FOKI P.A., ERSHOV A.V., BOLOTOV S.N., KOROTAEV M.V., ALEEKSEEV A.S., GORBACHEV V.I., SHIPILOV E.V., LANKREIJER A., BEMBINOVA E.YU. & SHALIMOV I.V. 1996 — Late Permian to Triassic history of the East European Craton: dynamics of sedimentary basin evolution. Tectonophysics, 268: 23–63. PACZEŒNA J. 1996 — Upper Vendian and Cambrian ichnocoenose from the Polish part of the East European Craton. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 152: 1–77.

PACZEŒNA J. 2001 — An application of trace fossils in the facies ana-lysis and high-resolution sequence stratigraphy — an example from the Cambrian of the Polish part of the East European Craton. Prz. Geol., 49: 1137–1146.

PACZEŒNA J. & POPRAWA P. 2005 (w druku) — Eustatic versus tectonic control on development of the Neoproterozoic and Cambrian stratigraphic sequences of the Lublin–Podlasie Basin (SW margin of Baltica). Geosciences Journal.

PALMER A.R. & JAMES N.P. 1980 — The Hawke Bay event: a cir-cum Iapetus regression near the Lower–Middle Cambrian boundary. [W:] Wones D.R. (red.) — The Caledonides in the USA. Virginia Poly-technic Institute State University Department of Geological Sciences Memoir, 2: 15–18.

POPRAWA P. & PACZEŒNA J. 2002 — Late Neoproterozoic to Early Pale-ozoic development of a rift at the Lublin–Podlasie slope of the East European Craton — analysis of subsidence and facies record. Prz. Geol., 50: 49–61. POPRAWA P., ŠLIAUPA S., STEPHENSON R.A. & LAZAUSKIENË J. 1999 — Late Vendian–Early Palaeozoic tectonic evolution of the Baltic basin: regional implications from subsidence analysis. Tecto-nophysics, 314: 219–239.

PO¯ARSKI W. & KOTAÑSKI Z. 1979 — Tectonic development of the Baikalian and Caledonian–Variscan foreland of the East European Plat-form in Poland. Geological Quarterly, 23: 7–19.

ROZANOV A.YU. & £YDKA K. 1987 — Palaeogeography and litho-logy of the Vendian and Cambrian of the western East European Plat-form. Wyd. Geol.

RYKA W. 1984 — Precambrian evolution of the East–European Plat-form in Poland. Biul. Inst. Geol., 347: 17–28

SEMENENKO N.P. (red.) 1968 — Riphean volcanism and metalliza-tion of the western part of the Ukrainian Shield. Publishing Naukova Dumka, Kiev.

SIMPSON E.L. & ERIKSSON K.A. 1989 — Sedimentology of the Unicoi Formation in southern and central Virginia: evidence for late Proterozoic to early Cambrian rift-to-passive margin transition. J. Geol. Soc. Amer., 101: 42–54.

SIMPSON E.L. & ERIKSSON K.A. 1990 — Early Cambrian progra-dational and transgressive sedimentation in Virginia: an example of the early history of a passive margin. J. Sediment. Petrol., 60: 84–100. VELIKANOV V.A. & KORENCHUK L.V. 1997 — Phases of magma-tism and their relation to the sediment deposition in the Late Precam-brian (Riphean–Vendian) of the Volhyn–Podolia. Geol. J., 1–2: 124–131. VIDAL G. & MOCZYD£OWSKA M. 1995 — The Neoproterozoic of Baltica — stratigraphy, palaeobiology and general geological evolu-tion. Precambrian Res., 73: 197–216.

VIDAL G. & MOCZYD£OWSKA M. 1996 — Vendian–Lower Cam-brian acritarch biostratigraphy of the central Caledonian fold belt in Scandinavia and the palaeogeography of the Iapetus–Tornquist seaway. Norsk Geologisk Tidsskrift, 76: 147–168.

WALTER M.R., VEEVERS J.J., CALVER C.R. & GREY K. 1995 — Neoproterozoic stratigraphy of the Centralian Superbasin, Australia. Precambrian Research, 73: 173–195.

WICHROWSKA M. 1992 — Riphean on cratonic area of Poland. Prz. Geol., 2: 94–99.