Zachodnie przedpole kratonu wschodnioeuropejskiego – paleozoiczne terrany czy marginalna część kontynentu Bałtyki?

Zachodnie przedpole kratonu wschodnioeuropejskiego

– paleozoiczne terrany czy marginalna czêœæ kontynentu Ba³tyki?

W³odzimierz Mizerski

, Izabela Olczak-Dusseldorp

Western foreland of the East European Craton – Paleozoic terranes or marginal part of the Baltica continent? Prz. Geol., 65: 1521–1528.

A b s t r a c t. Provenance of the tectonic blocks located in the recent, western foreland of the East European Craton in Poland is subject to debate. These blocks are regarded either as Avalonian blocks adjacent to the East European Craton along the T-T zone or accretional wed-ge (or its fragments) formed during the collision of Baltica and Avalonia. This implies that the western edge of the Baltica Continent was active, with a subduction zone developed along which Avalonian blocks and Baltica should be smashing together Baltica. However, no objec-tive geological facts indicate the occurrence of a subduction zone along the present-day SW edge of the East European Craton. On the contrary, there are many evidences indicating the sedimentation taking place in a continental passive margin during the Palaeozoic and there is no proof that the older Palaeozoic rocks are thrust over the Baltic margin. Consequently, tectonic deformation in Palaeozoic rocks, recorded in the present-day foreland of the East European Craton, are related to the mobility of the craton margin and should be regarded as platform-type deformation.

Keywords: Awalonia, Baltica, accretional complex, non-orogenic deformations, East European Craton

Mimo coraz bardziej kompletnej wiedzy o budowie skorupy ziemskiej na obszarze Polski, nie znikaj¹ ró¿nice pogl¹dów dotycz¹ce pochodzenia fragmentów litosfery znajduj¹cych siê w obrêbie strefy T-T (Krauss, 1977; Bro-chwicz-Lewiñski i in., 1981; Mizerski, 1988; Tomczyk, 1988; Po¿aryski, 1990; Lewandowski, 1993; Dadlez i in., 1994; Karnkowski, 1999, 2008; Kotañski, Mizerski, 2000; McKerrow i in., 2000; Mizerski, Skurek-Skurczyñska, 2000; Po¿aryski, Nawrocki, 2000; Torsvik, Rehnström, 2003; Mizerski, Stupka, 2005; Mizerski i in., 2012, 2016; Mazur i in., 2015, 2016, 2017; Grad, Polkowski, 2016; Narkiewicz, Petecki, 2017). Pó³nocno-zachodnia granica tej strefy jest uwa¿ana za obecn¹ krawêdŸ kratonu wschod-nioeuropejskiego (ryc. 1A). Nie budzi w¹tpliwoœci jedynie charakter kontaktu g³êbszych, skonsolidowanych fragmen-tów skorupy miêdzy kratonem a litosfer¹ strefy T-T (Guterch i in., 1986, 1999; Guterch, Grad, 2006), chocia¿ kontakt ten bywa³ ró¿nie uzasadniany (Pharoah, 1999; Nawrocki, Po-prawa, 2006; Mazur i in., 2017b). W¹tpliwoœci i kon-trowersje pojawiaj¹ siê natomiast podczas interpretacji tektoniki tego kontaktu w utworach pokrywy kratonicznej i pokrywy skonsolidowanego pod³o¿a strefy T-T (TESZ). Zastrze¿enia budzi przede wszystkim geneza struktur fa³dowych w utworach piêtra kaledoñskiego i waryscyj-skiego. Tym bardziej, ¿e struktury takie (ryc. 1B, C) wystê-puj¹ zarówno na obszarze obecnego przedpola kratonu wschodnioeuropejskiego – blok kielecki, ³ysogórski (³yso-górsko-radomski), pomorski (pomorsko-wielkopolski), jak i w brze¿nej strefie kratonu (Lubelszczyzna). Jednak ¿eby te w¹tpliwoœci jednoznacznie rozstrzygn¹æ niezbêdne jest wyjaœnienie relacji miêdzy blokami litosfery strefy T-T a kratonem wschodnioeuropejskim. Na temat tych relacji by³y i s¹ wypowiadane zdecydowanie skrajne pogl¹dy, omawiane we wczeœniejszych publikacjach autorów

(Mizerski, 1988, 1995; Mizerski i in., 2012, 2016). Do weryfikacji ró¿nych pogl¹dów jest równie¿ niezbêdne roz-poznanie tektoniki w¹skiej strefy kontaktu miêdzy kra-tonem a stref¹ T-T oraz ustalenie wieku i genezy wystê-puj¹cych tam deformacji tektonicznych, w nawi¹zaniu do pochodzenia bloków litosfery strefy T-T.

Niew¹tpliwie najwa¿niejsz¹ rolê w tworzeniu rekon-strukcji geotektonicznych tego fragmentu Europy odgrywa odtworzenie ediakarskiej i wczesnopaleozoicznej krawê-dzi kontynentu Ba³tyki. W rekonstrukcjach ostatnich lat krawêdŸ ta, przynajmniej w czêœci pó³nocno-zachodniej, jest uto¿samiana z pó³nocno-wschodni¹ granic¹ strefy T-T. Gdyby za³o¿yæ, ¿e do kratonu wschodnioeuropejskiego przylega na Pomorzu Zachodnim fragment Awalonii, to bez w¹tpienia jest równie¿ konieczne przyjêcie, ¿e krawêdŸ Ba³tyki w tym rejonie mia³aby charakter aktywny, tj. musia³a tam istnieæ strefa subdukcji, w której dokowa³by pomorski fragment Awalonii, lub te¿ dokowanie to mia³oby siê odbywaæ wzd³u¿ uskoku przesuwczego. Jed-nak na pozosta³ym odcinku strefy T-T krawêdŸ Ba³tyki jest uto¿samiana z pasywn¹ granic¹ miêdzy kontynentem Ba³tyki a rozci¹gaj¹cym siê na po³udniowy zachód od nie-go basenem oceanicznym (Morze Tornquista?). Jeœli tak, to gdzie przebiega³a granica miêdzy subdukowanym dnem Morza Tornquista a pasywnym fragmentem Ba³tyki? Czy pogl¹dy, ¿e SW granica Ba³tyki jest jednoczeœnie SW gra-nic¹ kratonu wschodnioeuropejskiego da siê utrzymaæ w œwietle istniej¹cych realnie faktów geologicznych? ¯eby wypowiedzieæ siê na ten temat, trzeba najpierw odpowie-dzieæ na pytanie, czym jest blok pomorski le¿¹cy w pó³noc-no-zachodniej czêœci strefy T-T (ryc. 1B), poniewa¿ jego stosunek do kratonu wschodnioeuropejskiego by³ od daw-na dyskutowany. Nale¿a³oby siê zastanowiæ, jak¹ genezê maj¹ deformacje tektoniczne w utworach paleozoicznych

Przegl¹d Geologiczny, vol. 65, nr 12, 2017

W. Mizerski I. Olczak--Dusseldorp

1

Pañstwowy Instytut Geologiczny-Pañstwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; wlodzimierz.mizerski@ pgi.gov.pl; izabela.olczak-dusseldorp@pgi.gov.pl.

Ryc. 1. Schematyczne mapy geologiczne Polski ilustruj¹ce g³ówne jednostki skorupowe ró¿nego wieku wg ró¿nych autorów – zmodyfikowane. A – prowincje tektoniczne Polski (Aleksandrowski, 2017; Narkiewicz, Petecki, 2017); B – jednostki tektoniczne Polski (¯elaŸniewicz, 2011); C – jednostki pod³o¿a krystalicznego (Aleksandrowski, Bu³a, 2017a); D – Tectonic map of Poland during the Variscan time, 1 : 1 000 000 (Po¿aryski, Karnkowski, 1992); E – prowincje tektoniczne pod³o¿a obszaru Polski (Karnkowski, 1999); F – struktury wczesnopaleozoiczne i póŸnoproterozoiczne – kaledoñskie, sandomierskie i kadomnskie (Alekandrowski, Bu³a, 2017b) Fig. 1. Schematic geological maps of Poland showing main geological units of various ages, after various authors – modified. A – tecto-nic provinces of Poland (Aleksandrowski, Bu³a, 2017a; Narkiewicz, Petecki, 2017); B – tectotecto-nics units of Poland (¯elaŸniewicz, 2011); C – units of the crystalline basement of Poland (Aleksandrowski, 2017); D – Tectonic map of Poland during Variscan time, 1 : 1 000 000 (Po¿aryski, Karnkowski, 1992); E – tectonic provinces of Poland (Karnkowski, 1999); F – Early Paleozoic and Late Proterozoic structures in Poland – Caledonian, Sandomirian and Cadomian (Aleksandrowski, Bu³a, 2017b)

zarówno na obecnym przedpolu kratonu wschodnioeuro-pejskiego, jak i na jego skraju.

Niniejszy artyku³ jest prób¹ podsumowania pogl¹dów na temat zasiêgu kratonu wschodnioeuropejskiego, jak równie¿ przedstawienia przez autorów swojego zdania na ten temat. Wybór cytowanych prac jest tu subiektywny (choæ naszym zdaniem reprezentatywny), poniewa¿ pe³na literatura przedmiotu zajê³aby objêtoœæ wiêksz¹ ni¿ ca³y numer czasopisma.

EWOLUCJA POGL¥DÓW NA GENEZÊ DEFORMACJI NA OBECNYM PRZEDPOLU KRATONU WSCHODNIOEUROPEJSKIEGO

I JEGO SKRAJU

Wed³ug najbardziej skrajnego pogl¹du, ca³a strefa T-T jest fragmentem kontynentu Awalonii, który na zachód od Pomorza ci¹gn¹³ siê przez pó³nocne Niemcy, Holandiê, Belgiê (masyw Brabantu) a¿ do Anglii i po³udniowej Irlan-dii. Kontynent ten mia³ zostaæ ostatecznie przy³¹czony do kontynentu Ba³tyki w ordowiku, ok. 450 mln lat temu w wyniku zamykania wczesnopaleozoicznego Morza Torn-quista. W najbardziej rozbudowanej wersji tego pogl¹du ca³a strefa Gutercha jest fragmentem Awalonii. W ci¹gu tego wieku przedstawiano wiele wersji kontaktu fragmen-tów tego kontynentu z Ba³tyk¹, wzd³u¿ jej obecnego SW skraju. W wiêkszoœci rekonstrukcji przyjmowano jednak, ¿e w sk³ad Awalonii wchodzi³ na obszarze Polski tylko blok pomorski (ryc. 1D). Nie rozstrzygano jednak gdzie i na jakiej g³êbokoœci struktury skorupy (roz³amie) konty-nent awaloñski mia³by mieæ swój kraniec. Zdaniem Karn-kowskiego (1999) kaledonidy pomorskie powinny siê koñczyæ dopiero na uskoku Grójca, granicz¹c z kadom-skim blokiem ³ysogórkadom-skim (ryc. 1E) Wzd³u¿ pó³nocno-za-chodniej krawêdzi kratonu wschodnioeuropejskiego rysowano domnieman¹ strefê subdukcji, wzd³u¿ której kolizja ta mia³aby nast¹piæ, ale nie ma ¿adnych dowodów na to, ¿e strefa ta istnia³a naprawdê. Nie ma ¿adnych oznak metamorfizmu, magmatyzmu g³êbinowego czy wulkani-zmu. Wiadomo jedynie, ¿e wzd³u¿ linii T-T skokowo obni¿a siê skonsolidowany fundament (Guterch i in., 1999; Nawrocki, Poprawa, 2006), ró¿na jest te¿ gêstoœæ ska³ zale-gaj¹cych pod pokryw¹ osadow¹ (Mazur i in., 2017).

Jednak blok pomorski, na którym jest obecnie rozwi-niête wczesnopaleozoiczne pomorskie (pomorsko-kujaw-skie) pasmo fa³dowe, to nie jedyny obszar sfa³dowany przed karbonem na przedpolu kratonu wschodnioeuropej-skiego (ryc. 1F), poniewa¿ Aleksandrowski i Bu³a (2017b) wyró¿niaj¹ jeszcze na po³udniu sandomierskie i ma³opol-skie pasmo fa³dowe. Ich geneza jest jednak osnuta mg³¹ tajemnicy.

Jeszcze w latach 80. ub.w. za s³uszny przyjmowano pogl¹d, ¿e strefa T-T jest wielkim uskokiem przesuwczym, wzd³u¿ którego ca³e przedpole kratonu wschodnioeuropej-skiego przemieœci³o siê co najmniej 1000 km z NW ku SE (Brochwicz-Lewiñski i in., 1981). Koncepcja ta nie utrzy-ma³a siê z uwagi na niezwykle sk¹pe argumenty, które œwiadczy³yby o takim ruchu. By³o to zapewne asumptem dla poszukiwañ innych pogl¹dów na wyt³umaczenie relacji miêdzy kratonem wschodnioeuropejskim a jego obecnym przedpolem oraz roli, jak¹ odrywa strefa T-T w geologii kontynentu europejskiego. W swoich pracach,

wykorzy-stuj¹cych dane paleomagnetyczne, Lewandowski (1993) usi³owa³ udowadniaæ, ¿e po³udniowa czêœæ tej strefy, ³¹-cz¹ca siê z dyslokacj¹ œwiêtokrzysk¹, jest wielkim roz-³amem przesuwczym, wzd³u¿ którego jego skrzyd³o po-³udniowe uleg³o przesuniêciu z popo-³udniowego wschodu na pó³nocny zachód. Zgodnie z t¹ koncepcj¹ obszar œwiêto-krzyski mia³ przewêdrowaæ z okolic Krymu na swe wspó³-czesne pozycje. Nale¿y podkreœliæ, ¿e w rejonie Krymu nie ma obszaru, z którym by³oby mo¿na powi¹zaæ paleogeo-graficznie obszar kielecki Gór Œwiêtokrzyskich. Przypo-mnieæ mo¿na twierdzenie Tomczyka (1988), wg którego dyslokacja œwiêtokrzyska jest roz³amem przesuwczym, z tym, ¿e zwrot przemieszczenia bloku kieleckiego by³ dok³adnie odwrotny ni¿ to póŸniej sugerowa³ Lewandow-ski (1993).

Po¿aryski (1990) wyrazi³ pogl¹d, ¿e wzd³u¿ obecnego SW brzegu kratonu wschodnioeuropejskiego znajduje siê orogen przesuwczy z³o¿ony z terranów (ryc. 2A). Na obszarze Polski wyró¿ni³ on trzy g³ówne takie terrany. Pogl¹d swój opiera³ na tym, ¿e na bezpoœrednim przedpolu kratonu wschodnioeuropejskiego wystêpuj¹ struktury fa³dowe ró¿nego wieku, których zwi¹zek zarówno z krato-nem, jak i kaledoñskim oraz waryscyjskim orogenem Europy jest niejasny. Te niejasne zwi¹zki najlepiej od-zwierciedlaj¹ siê w kierunkach osi struktur tektonicznych ró¿nej genezy i ró¿nego wieku, wystêpuj¹ce zarówno na skraju kratonu, jak i na jego bezpoœrednim przedpolu. Jed-nak paleozoiczne (waryscyjskie) struktury fa³dowe na obszarze obecnego kratonu wystêpuj¹ tylko na jego lubel-skim odcinku. Aleksandrowski i Bu³a (2017a) nazywaj¹ ten obszar lubelskim pasmem fa³dowym, na pozosta³ym obszarze kratonu takie deformacje nie s¹ znane. Powszech-nie wystêpuj¹ natomiast uskoki w utworach paleozoicz-nych pokrywy platformowej (Po¿aryski, 1974; Stolarczyk, 1979; Po¿aryski, Dembowski, 1984; Stripeika, 1999), z których czêœæ jest roz³amami skorupowymi. Œwiadczy to o przenoszeniu naprê¿eñ tektonicznych zwi¹zanych z ru-chami orogenicznymi na zachodzie Europy na du¿¹ od-leg³oœæ i roz³adowywanie ich na obszarze kratonu.

W tym miejscu autorzy pragn¹ wyraziæ swoje zdanie, ¿e zaliczanie Ma³opolski, Gór Œwiêtokrzyskich i Lubelsz-czyzny do eksternidów waryscyjskich (Aleksandrowski, Bu³a, 2017a) jest pogl¹dem bardzo œmia³ym, lecz wyma-gaj¹cym przedstawienia dowodów (ryc. 2B). Przynale¿-noœæ jakiegoœ sfa³dowanego obszaru do orogenu nie zale¿y wy³¹cznie od charakteru wystêpuj¹cych na nim deformacji tektonicznych.

W ci¹gu ostatnich kilkunastu lat wypowiadano ró¿ne pogl¹dy na temat kontaktu kratonu wschodnieuropejskiego z pozosta³ymi strukturami kontynentu europejskiego, który wg zgodnych pogl¹dów wiêkszoœci autorów mia³ przebiegaæ wzd³u¿ linii T-T. Na SW od tej linii, o charakte-rze g³êbokiego roz³amu, znajduje siê strefa Gutercha o znacznie podwy¿szonej mi¹¿szoœci ska³ osadowych oraz znacznie obni¿onej g³êbokoœci skonsolidowanego funda-mentu.

Na pocz¹tku XX w. Jaworowski i Sikorska-Jaworow-ska (2005, 2006) wyrazili pogl¹d, ¿e kambr œwiêtokrzyski wykazuje tak znaczne zwi¹zki z kratonem wschodnioeuro-pejskim, ¿e nie sposób ich wyjaœniæ w inny sposób, ni¿ s¹siedztwem obu tych obszarów. Ten wniosek nie by³ jed-nak, nie wiadomo dlaczego, traktowany powa¿nie przez

zwolenników allochtonicznoœci bloku kieleckiego Gór Œwiêtokrzyskich i do dzisiaj wielu geologów europejskich powtarza za polskimi autorami tezê o znacznych ruchach przesuwczych wzd³u¿ po³udniowej czêœci strefy T-T.

Nale¿y przypomnieæ, ¿e ju¿ w latach 70. ub.w. Krauss (1977) wypowiada³ pogl¹d, opieraj¹c siê na porównaniach osadów paleozoiku kratonu i jego przedpola, ¿e w czasie paleozoiku kraton wschodnioeuropejski siêga³ znacznie dalej na zachód ni¿ obecnie, a obszar dzisiejszego przedpo-la, co najmniej do strefy g³ównego nasuniêcia

waryscyj-skiego, nale¿a³ do kratonu. Krauss (1977) uwa¿a³, ¿e w paleozoiku przebieg zachodniej granicy kratonu wschod-nioeuropejskiego móg³ byæ zupe³nie inny ni¿ dzisiaj, tzn. ¿e strefa T-T jeszcze wówczas nie istnia³a, a krawêdŸ kon-tynentu Ba³tyki mog³a siê sk³adaæ z roz³amów o przebiegu po³udnikowym i równole¿nikowym. W konsekwencji roz³am T-T mo¿na traktowaæ jako wewn¹trzkratoniczny. Podobne pogl¹d wyra¿a³ jeden z autorów (Mizerski, 1988, 1995, 1996), uwa¿aj¹c, ¿e nie ma ¿adnych dowodów na to, ¿eby obecna strefa krawêdziowa kratonu

wschodnioeuro-Ryc. 2. Schematy g³ównych jednostek pod³o¿a podpermskiego obszaru Polski wg ró¿nych autorów – zmodyfikowane. A – Po¿ary-ski (1990); B – AleksandrowPo¿ary-ski, Bu³a (2017a) – LFB: lubelPo¿ary-skie pasmo fa³dowe; C – Kotañski, Mizerski (2000); D – Dadlez, Jaroszewski (1994), E – Mazur i in. (2017)

Fig. 2. Schematic geological maps showing main geological units of the pre-Permian basement of Poland, after various authors – modified. A – Po¿aryski (1990); B – Aleksandrowski, Bu³a (2017) – LFB: Lublin fold belt; C – Kotañski, Mizerski (2000); D – Dad-lez (1994); E – Mazur et al. (2017)

pejskiego mia³a by byæ jak¹kolwiek stref¹ kolizji, nie neguj¹c ma³oskalowych ruchów przesuwczych zarówno wzd³u¿ dyslokacji w obrêbie kratonu, jego przedpola, jak i wzd³u¿ strefy T-T. Kotañski i Mizerski (2000) przedsta-wili mapê tektoniczn¹ Polski (ryc. 2C), na której kraton wschodnioeuropejski jest przed³u¿ony a¿ do czo³a nasu-niêæ waryscyjskich i jedynie blok ma³opolski by³ przez nich uwa¿any za terran.

Dyskusja na temat tektoniki przedpola kratonu wschodnioeuropejskiego trwa ci¹gle i nie mo¿e zostaæ zakoñczona z uwagi na niedostateczne argumenty przed-stawiane przez ró¿nych autorów. Faktem jest istnienie deformacji kaledoñskich na obszarze bloku pomorskiego, obecnoœæ deformacji waryscyjskich na bloku ³ysogórskim (czy te¿ ³ysogórsko-radomskim), deformacji kadomskich, kaledoñskich i waryscyjskich w obrêbie bloku kieleckiego (czy szerzej – ma³opolskiego). Ale ju¿ relacje miêdzy tymi blokami s¹ bardzo niejasne. Podobnie jest z sam¹ stref¹ T-T i zachowaniem siê w niej osadów paleozoicznych. Przy-czyn¹ jest oczywiœcie niedostatek danych zwi¹zany z du¿¹ g³êbokoœci¹ wystêpowania ska³ paleozoicznych. St¹d spe-kulacje, z których wiele jest zupe³nie nieuzasadnionych.

PRZEDPOLE KRATONU WSCHODNIOEUROPEJSKIEGO

Ró¿na i niekiedy ca³kowicie dowolna interpretacja ewolucji geo- i paleotektonicznej fragmentów obecnego przedpola kratonu wschodnioeuropejskiego czêsto prowa-dzi³a do ekstrapolowania rozwoju geotektonicznego jedne-go fragmentu przedpola na ca³y jejedne-go obszar, co absolutnie nie znajdowa³o odzwierciedlenia w faktach geologicznych. Najbardziej zdecydowanym orêdownikiem istnienia jedne-go pasma fa³dowejedne-go wzd³u¿ strefy T-T by³ Znosko (1964, 1986, 1987), wg którego pasmo to mia³o byæ po³udniowo--wschodnim odga³êzieniem kaledonidów pó³nocnej Europy. By³o to kontynuacj¹ wczeœniejszych pogl¹dów na kaledoni-dy europejskie. Znalaz³o to swoje odzwierciedlenie w mapie tektonicznej Polski autorstwa Znoski (1998), co by³o tylko potwierdzeniem jego wczeœniejszych, ci¹gle powtarzanych pogl¹dów, które zosta³y uznane wczeœniej za udowodnione i uwzglêdnione na „Miêdzynarodowej mapie tektonicznej Europy”(1981) i „Mapie tektonicznej SW brzegu platformy wschodniej Europy” (Znosko, 1987). Pogl¹d ten (ryc. 2D), podtrzymywany m.in. przez Dadleza i Jaroszewskiego (1994), na wiele lat zagoœci³ w kanonie wiedzy o budowie geologicznej œrodkowej Europy. Dopiero gdy w Polsce zosta³y ju¿ ugruntowane pogl¹dy na tektonikê p³yt litosfe-ry, do pogl¹du Znoski (1964, 1986, 1987) zaczêto podcho-dziæ sceptycznie, tym bardziej, ¿e wiele faktów nie zgadza³o siê z t¹ tez¹. Istnienie kaledonidów na obszarze Polski zanegowa³ G³azek (1995). Mimo tego niektórzy naukowcy nadal twierdzili, ¿e na wybranych, szczególnie pó³nocnych, odcinkach struktury staropaleozoiczne (kale-doñskie) s¹ nasuniête na skraj kratonu wschodnioeuropej-skiego (ryc. 1E). Z czasem po³udniowo-wschodni zasiêg domniemanego pasma kaledoñskiego zaczêto znacznie redukowaæ. Sta³o siê to dziêki coraz lepszemu rozpoznaniu g³êbszego pod³o¿a po³udniowej Polski. Okaza³o siê, ¿e jest ono z³o¿one z bloków, oddzielone od siebie roz³amami skorupowymi, a ka¿dy z tych bloków ma nieco inn¹ histo-riê i budowê geologiczn¹. Sta³o siê oczywistym, ¿e w

s¹siedztwie kratonu wschodnioeuropejskiego nie ma miej-sca na orogen kaledoñski, poniewa¿ g³ówne deformacje fa³dowe i s³aby anchimetamorfizm ska³ okruchowych edia-karu i terenewu (?) s¹ zwi¹zane ze starszymi, bo kadomski-mi ruchakadomski-mi tektonicznykadomski-mi (Bu³a, Habryn, 2011), a nie-sfa³dowane utwory ordowiku i syluru le¿¹ niemal p³asko na zdeformowanych ska³ach neoproterozoiku. Ta czêœæ przedpola kratonu wschodnioeuropejskiego jest blokiem ma³opolskim, oddzielonym od kieleckiego uskokiem Chmielnika–Ryszkowej Woli (¯elaŸniewicz i in., 2011; Mizerski i in., 2016). Co prawda, od zachodniej strony blo-ku ma³opolskiego wystêpuj¹ staropaleozoiczne fa³dowe deformacje tektoniczne, ale mo¿na je wi¹zaæ ze zró¿nico-wanymi ruchami pionowymi pod³o¿a. Struktury, które mo¿na by zdecydowanie uznaæ za kaledoñskie, wystêpuj¹ dopiero w w¹skiej strefie wzd³u¿ roz³amu Kraków–Lubli-niec (¯aba, 1999). W tym bloku s¹ te¿ obecne fa³dowe deformacje waryscyjskie, ale s¹ to przede wszystkim, jak wynika z obrazu kartograficznego powierzchni podperm-skiej, struktury szerokopromienne.

Wœród bloków przedpola kratonu wyró¿nia siê blok kielecki, oddzielony od bloku ³ysogórskiego dyslokacj¹ (roz³amem) œwiêtokrzysk¹. Mo¿na w nim z pewnoœci¹ wyró¿niæ trzy etapy aktywnoœci tektonicznej (Mizerski, 1988, 1995, 1996): m³odokadomski (lub starokaledoñski) w kambrze, m³odokaledoñski na prze³omie syluru i dewo-nu (jest z nim zwi¹zany s³aby magmatyzm diabazowy) oraz waryscyjski w póŸnym karbonie. ¯aden jednak etap górotwórczoœci w bloku kieleckim nie mia³ wg autorów charakteru orogenicznego. Na podkreœlenie zas³uguje fakt, ¿e zdecydowana wiêkszoœæ ró¿nowiekowych struktur fa³dowych wystêpuj¹cych w obrêbie bloku kieleckiego ma osie o zbli¿onym do siebie przebiegu. Nie bez znaczenia jest równie¿ to, ¿e w ska³ach dolnokambryjskich bloku kieleckiego wystêpuj¹ fa³dy wskazuj¹ce na kompresjê skierowan¹ od pó³nocy, podczas gdy struktury fa³dowe w ska³ach m³odszych œwiadcz¹ o kompresji skierowanej od po³udnia (Mizerski, 1992, 1995).

Inn¹ histori¹ geologiczn¹ charakteryzuje siê blok ³ysogórski, w którym wystêpuj¹ wy³¹cznie fa³dowe struk-tury wieku waryscyjskiego. Na prze³om kambru i ordowiku oraz syluru i dewonu przypadaj¹ równie¿ ruchy tektonicz-ne, które mo¿na wi¹zaæ z fazami staro- i m³odowary-scyjskimi, lecz by³y to wy³¹cznie ruchy pionowe, które doprowadzi³y do sp³ycenia sedymentacji i zmiany facji na lagunowe w najni¿szym dewonie (G³azek i in., 1981) oraz do nieznacznych niezgodnoœci k¹towych miêdzy piêtrem kaledoñskim a waryscyjskim (G¹ga³a, 2015).

Pozostaje ci¹gle dyskutowana geneza zlepieñca mie-dzianogórskiego, le¿¹cego niezgodnie na ska³ach sylur-skich w rejonie Miedzianej Góry, na zachodnim krañcu trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich (Kowalczew-ski, 1968). G³ównym sk³adnikiem tego zlepieñca s¹ ska³y niezwykle podobne do kwarcytów ³ysogórskich. Nie ma w nich fauny, lecz ich wiek kambryjski jest niew¹tpliwy. Wed³ug Kowalczewskiego (1968) ich obecnoœæ w sp¹gu utworów dewoñskich jest bezpornym dowodem na istotne ruchy fa³dowe i wypiêtrzaj¹ce w bloku ³ysogórskim na prze³omie syluru i dewonu. K³opot w tym, ¿e miejsca wystêpowania zlepieñców miedzianogórskich s¹ bardzo rzadko spotykane, a obecnoœæ ska³ kambryjskich w zle-pieñcu mo¿na wyt³umaczyæ choæby istnieniem lokalnych

zrêbów, które powsta³y w czasie wypiêtrzaj¹cych ruchów m³odokaledoñskich w tym rejonie, a których erozja dostar-czy³a materia³u do lokalnie powsta³ego zlepieñca miedzi-anogórskiego.

Mimo braku wyraŸnych dowodów na intensywne, fa³dowe ruchy m³odokaledoñskie w bloku ³ysogórskim, za ich dzia³aniem opowiadali siê Johnston i in. (1994), Dadlez i in. (1994) oraz Kowalczewski i Dadlez (1996), opieraj¹c siê na profilach szybików wykonanych przez Czarnockiego (1928, 1958) w utworach ³upkowych na pó³nocnych sto-kach Wiœniówki. Wobec braku przefa³dowañ ska³ kambryj-skich w kamienio³omie, deformacje te zosta³y zinterpreto-wane przez Or³owskiego i Mizerskiego (1995) jako zwi¹zane z ruchami masowymi na stoku Wiœniówki. Do dzisiaj nie przyby³y ¿adne nowe dane mog¹ce œwiadczyæ o tym, ¿e deformacje te maj¹ charakter tektoniczny.

Uwagê zwraca fakt, ¿e osie g³ównych struktur tekto-nicznych w bloku kieleckim i ³ysogórskim s¹ identyczne, co pozwala stwierdziæ, ¿e fa³dowe deformacje w obu blo-kach przez ca³y paleozoik do wczesnego karbonu w³¹cznie powstawa³y w podobnym polu naprê¿eñ.

Zupe³nie inna sytuacja geotektoniczna jest na Pomorzu Zachodnim. Wiercenia, które siêgnê³y ska³ podpermskich (Dadlez, 1974, 1978), pozwoli³y na wykonanie zgenerali-zowanej mapy struktur tektonicznych pod³o¿a podperm-skiego. Nie ulega w¹tpliwoœci, ¿e wyinterpretowane struktury fa³dowe maj¹ osie równoleg³e do obecnej krawê-dzi kratonu wschodnioeuropejskiego w tym rejonie.

Nale¿y jednak zauwa¿yæ, ¿e dolny paleozoik na Pomorzu Zachodnim jest s³abo rozpoznany (Wagner, 1999). Frag-menty osadów starszego paleozoiku zosta³y nawiercone tylko w strefie T-T miêdzy Koszalinem a Bydgoszcz¹. S¹ to fragmenty profili ordowiku (g³ównie karadok), rzadziej syluru (wenlok–przydol). Dok³adne profilowanie rdzeni wiertniczych otworów Polskie £¹ki PIG 1 (Matyja, 2007), Jamno IG 1, IG 2 i IG 3 (Matyja, 2008) i Bydgoszcz (Matyja, 2011) pozwoli³y na stwierdzenie silnego zaanga-¿owania tektonicznego tych utworów, jednak w ¿adnym z tych profili nie odnotowano oznak metamorfizmu. Sto-pieñ ich zaanga¿owania tektonicznego jest bardzo podobny do zaanga¿owania tektonicznego utworów kambryjskich w bloku kieleckim Gór Œwiêtokrzyskich, gdzie deformacje nie maj¹ charakteru orogenicznego, lecz s¹ zwi¹zane z przenoszeniem naprê¿eñ z obszaru orogenu na jego przedpole.

Ostro¿nie o pogl¹dzie na temat struktur kaledoñskich na obszarze Pomorza Zachodniego i ich zwi¹zkach z kale-donidami Europy pó³nocnej wyra¿a siê Karnkowski (1999, 2008), który nie neguje jednak (bo przecie¿ autorzy te¿ ich nie neguj¹) deformacji wieku kaledoñskiego, zaliczaj¹c obszar Pomorza Zachodniego na mapie g³ównych jedno-stek tektonicznych na powierzchni podpermskiej do plat-formy epikaledoñskiej.

Podhalañska i Modliñski (2006) oraz Poprawa i in. (2006) uwa¿aj¹, ¿e utwory ordowiku i syluru strefy Kosza-lin–Chojnice wykazuj¹, szczególnie w sylurze, zwi¹zki z obszarem kratonu wschodnioeuropejskiego. Natomiast utwory ordowiku tej strefy oraz obszaru Rugii, Pomorza i syneklizy peryba³tyckiej charakteryzuj¹ siê odmiennoœci¹ re¿imu depozycyjnego, co jednak nie wyklucza bezpoœred-niego s¹siedztwa tych obszarów w starszym paleozoiku. Tym samym, koncepcja awaloñskiego pochodzenia bloku

pomorskiego zosta³a tu podwa¿ona. Jeszcze bardziej dobit-niej, choæ ostro¿dobit-niej, wypowiedzieli siê Poprawa i in. (2006), którzy na podstawie charakterystyki geochronologicznej obszarów Ÿród³owych dla dolnopaleozoicznych utworów NW czêœci kratonu wschodnioeuropejskiego i strefy Kosza-lin–Chojnice uznali, ¿e w starszym paleozoiku Ba³tyka siê-ga³a prawdopodobnie bardziej na zachód ni¿ obecna strefa T-T, natomiast p³ytki metamorfizm na zachodnim sk³onie Ba³tyki móg³ byæ zwi¹zany z rozpadem Rodinii, a osady starszego paleozoiku w strefie Koszalin–Chojnice powsta-wa³y w proksymalnej czêœci zapadliska przedgórskiego kaledonidów.

Tak wiêc na obszarze kratonu wschodnioeuropejskiego i jego przedpola mamy do czynienia z kilkoma odrêbnymi fragmentami skorupy ziemskiej o ró¿nej historii geologicz-nej. Najwiêkszy z nich obejmuje pó³nocn¹ i œrodkow¹ czêœæ kratonu, le¿¹cego na E od strefy T-T, gdzie brak jest defor-macji fa³dowych w utworach paleozoiku, a g³ównymi s¹ deformacje uskokowe o kierunku równole¿nikowym i sub-równole¿nikowym.

Drugi element obejmuje po³udniow¹ czêœæ polskiego fragmentu kratonu, w którym utwory paleozoiczne (dewon i karbon) s¹ sfa³dowane i pociête uskokami. Struktury fa³dowe maj¹ tu g³ównie rozci¹g³oœæ NW–SE. Towarzysz¹ im uskoki pod³u¿ne, a tak¿e uskoki poprzeczne o kierun-kach zarówno WNW–ESE, jak i SW-NE.

Trzeci segment to blok ma³opolski. Na mapie tekto-nicznej pod³o¿a podpermskiego (Po¿aryski, Dembowski, 1984; Po¿aryski, Karnkowski, 1992) pokazano, ¿e general-na rozci¹g³oœæ warstw ska³ paleozoicznych ma kierunek NW–SE. Jest to dobrze widoczne nie tylko w obu skrzyd³ach tzw. antyklinorium dolnego Sanu, ale znajduje te¿ odzwierciedlenie w kierunkach uskoków wystê-puj¹cych w j¹drowej partii tego antyklinorium, które tworz¹ rowy tektoniczne o takim kierunku, a w których wystêpuj¹ utwory ordowiku i syluru. Mo¿na by³oby s¹dziæ, ¿e regionalne kierunki rozci¹g³oœci warstw NW–SE s¹ wynikiem przebudowy laramijskiej (taki kierunek ma lara-mijski wa³ œrodkowopolski, w j¹drze którego znajduje siê antyklinorium dolnego Sanu), ale ¿eby to rozstrzygn¹æ konieczne s¹ dane z wierceñ, pomiary biegów i upadów ska³ paleozoicznych. Przeciwko tej tezie przemawia jed-nak fakt, ¿e w obrze¿eniu mezozoicznym Gór Œwiêtokrzy-skich wystêpuj¹ laramijskie struktury utworzone ze ska³ mezozoicznych o kierunkach NW–SE, podczas gdy s¹sia-duj¹ce z tymi strukturami fa³dy w utworach paleozoicz-nych maj¹ kierunki WNW–ESE.

Czwartym segmentem jest blok kielecki, który prze-szed³ najbardziej z³o¿on¹ historiê tektoniczn¹, ale charak-teryzuje siê jednym dominuj¹cym kierunkiem strukturalnym (WNW–ESE). Zwraca te¿ uwagê fakt, ¿e zbiornik, w którym powstawa³y osady paleozoiku by³ generalnie p³ytki, ale zmienia³ siê w czasie. O ile œrodkowokambryjska formacja ³upków z Gór Pieprzowych mog³a siê tworzyæ na g³êbokim szelfie lub stoku kontynentalnym, o czym œwiadcz¹ liczne struktury sp³ywowe (Mastella, Mizerski, 1981), to górno-kambryjska formacja ³upków z Klonówki jest wybitnie p³ytkowodna. Z kolei osady franu to osady szelfowe, co najwy¿ej czêœciowo g³êbszego szelfu, a osady dolnokarbo-ñskie to utwory raczej stoku kontynentalnego, za czym przemawia obecnoœæ olistolitów w osadach. Œwiadczy to o ci¹g³ym niepokoju tektonicznym podczas sedymentacji,

nasilaj¹cym siê w czasie ruchów orogenicznych na zachód i po³udnie od kontynentu Ba³tyka. Jednak ewolucja geotek-toniczna segmentu by³a podporz¹dkowana podobnemu polu naprê¿eñ, o czym œwiadcz¹ pokrywaj¹ce siê kierunki strukturalne powsta³e podczas ró¿nowiekowych ruchów tektonicznych.

Kolejn¹ struktur¹ jest segment ³ysogórski lub te¿ ³yso-górsko-radomski, który jest po³o¿ony miêdzy dyslokacj¹ œwiêtokrzysk¹ a, prawdopodobnie, uskokiem Grójca. W bloku tym mamy do czynienia z obecnoœci¹ wy³¹cznie struktur waryscyjskich, choæ te, podobnie jak waryscyjskie struktury bloku kieleckiego, nie maj¹ charakteru oroge-nicznego. Tu równie¿ struktury waryscyjskie maj¹ kieru-nek WNW–ESE. W rozwoju geotektonicznym tego bloku tak¿e mo¿na dostrzec znaczn¹ ruchliwoœæ dna basenu sedymentacyjnego, choæ nie tak wyraŸn¹ jak w bloku kie-leckim.

Wreszcie ostatni blok to segment pomorski. Za jego po³udniow¹ granic¹ mo¿na uznaæ uskok Grójca, jednak granica ta mo¿e przebiegaæ znacznie bardziej na pó³noc, poniewa¿ wydaje siê, ¿e pod³o¿e paleozoiczne rejonu Kut-na charakteryzuje siê konsolidacj¹ waryscyjsk¹ (Macio³ek i in., 2012). W takim przypadku miêdzy obszarami ³ysogó-rsko-radomskim a pomorskim znajdowa³by siê jeszcze jeden blok, ale omawianie go by³oby czyst¹ spekulacj¹, dlatego te¿ zostaje on tu pominiêty. Blok pomorski cechuje siê obecnoœci¹ fa³dowych deformacji kaledoñskich, a struktury fa³dowe maj¹ osie o przebiegu NW–SE. Pytanie o mo¿liwoœæ wp³ywu ruchów laramijskich na ten kierunek nale¿y na razie pozostawiæ bez odpowiedzi. Niezale¿nie od tego mo¿na stwierdziæ, ¿e obszar pomorski jest jedynym, w którym da siê zauwa¿yæ wp³yw obecnej krawêdzi krato-nu wschodnioeuropejskiego na struktury fa³dowe.

UWAGI KOÑCOWE

Przedstawiona powy¿ej charakterystyka bloków przedpola kratonu i jego marginalnej czêœci sk³aniaj¹ do wniosku, ¿e owe przedpole nie mo¿e byæ rozwa¿ane jako jeden element o jednolitym rozwoju geotektonicznym. Przedstawione fakty oraz wczeœniej wypowiadane argu-menty na ten temat (G³azek, 1996; Mizerski, Stupka, 2012; Mizerski i in. 2016) sprawiaj¹, ¿e model Dadleza i Jaro-szewskiego (1994) oraz Znoski (1998) i nie mo¿e byæ trak-towany jako spe³niaj¹cy kryteria udokumentowanej teorii geologicznej. Wszystkie fakty wydaj¹ siê œwiadczyæ o tym, ¿e obecne zachodnie przedpole kratonu jest heterogenicz-ne. Zasadne pozostaje wiêc pytanie, czym ono jest, jakie jest jego miejsce w strukturze geologicznej Europy, w jaki sposób powinno byæ przedstawiane na mapach geologicz-nych Polski i kontynentu europejskiego?

Jeœli przyjmiemy, ¿e pod³o¿e staropaleozoiczne na Pomorzu Zachodnim nie jest pochodzenia awaloñskiego, to logiczne bêdzie przyjêcie, ¿e jest to pogr¹¿ony fragment kratonu wschodnioeuropejskiego, a zarazem pogr¹¿ony fragment kontynentu Ba³tyki, który le¿¹c w marginalnej czêœci kratonu by³ znacznie bardziej ruchliwy od jego czê-œci wewnêtrznej i podlega³ oddzia³ywaniom procesów, które zachodzi³y w trakcie likwidacji Morza Tornquista (ryc. 2E). Granica aktywna kontynentu musia³a byæ po-³o¿ona ju¿ poza granicami Polski, co jest zgodne z ostatni¹ koncepcj¹ Mazura i in. (2017), a tak¿e z sugesti¹ wyra¿an¹

wczeœniej przez Karnkowskiego (1999). Tê ostatni¹ autorzy witaj¹ z uznaniem i maj¹ nadziejê, ¿e dalsze prace ostatecznie przes¹dz¹ o zasiêgu Ba³tyki (kratonu wschod-nioeuropejskiego) siêgaj¹cym w kierunku zachodnim znacznie dalej ni¿ to do tej pory przyjmowano.

Zasadne pozostaje pytanie o kontynuacjê granicy aktywnej p³yty litosfery Morza Torquista w kierunku po³udniowo-wschodnim. Wydaje siê, ¿e obecnie takiej gra-nicy nie widaæ poza stref¹ Kraków–Lubliniec, która ma wszystkie cechy szwu tektonicznego.

Autorzy artyku³u s¹ niezmiernie wdziêczni dr. hab. Paw³owi Karnkowskiemu oraz anonimowemu Recenzentowi za uwagi, które pozwoli³y uczyniæ artyku³ bardziej czytelnym i meryto-rycznym. Podziêkowania kierujemy równie¿ do prof. dr. hab. Paw³a Aleksandrowskiego i dr. hab. Juranda Wojewody za dys-kusjê z wyra¿anymi przez autorów pogl¹dami, choæ nie zawsze byli sk³onni zgodziæ siê z nimi. Z pewnoœci¹ jednak ich uwagi przyczyni³y siê do powstania artyku³u w obecnej wersji. Praca zosta³a wykonana czêœciowo w ramach realizacji zadania 22.4000.1701.04.1.

LITERATURA

ALEKSANDROWSKI P. 2017 – Prowincje tektoniczne Polski. [W:] Nawrocki J., Becker A. (red.), Atlas geologiczny Polski. Pañst. Inst. Geol., Warszawa: 40.

ALEKSANDROWSKI P., BU£A Z. 2017a – Struktury póŸnopa-leozoiczne (waryscyjskie) 1 : 5 000 000. [W:] Nawrocki J., Becker A. (red.), Atlas geologiczny Polski. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 43. ALEKSANDROWSKI P., BU£A Z. 2017b – Struktury wczesnopaleozo-iczne i póŸnoproterozowczesnopaleozo-iczne (kaledoñskie, sandomierskie i kadomskie) 1 : 5 000 000. [W:] Nawrocki J., Becker A. (red.), Atlas geologiczny Pol-ski. Pañstw. Inst. Geol.,Warszawa: 44.

BROCHWICZ-LEWIÑSKI W., PO¯ARYSKI W., TOMCZYK H. 1981 – Wielkoskalowe ruchy przesuwcze wzd³u¿ SW brzegu platformy wschod-nioeuropejskiej we wczesnym paleozoiku. Prz. Geol., 28: 385–397. BU£A Z., HABRYN R. 2011 – Precambrian and Paleozoic basement of the Carpathian foredeep and the adjacent Outer Carpathians (SE Poland and West Ukraine). Ann. Soc. Geol. Pol., 81: 221–239.

CZARNOCKI J. 1928 – W sprawie rozbudowy kamienio³omów pañstwowych w Zagnañsku. Posiedz. Nauk Pañst. Inst. Geol., 19/20: 16–22.

CZARNOCKI J. 1958 ––W sprawie rozbudowy kamienio³omów pañstwowych w Zagnañsku. Pr. Inst. Geol., 21: 122–159.

DADLEZ R. 1974 – Tectonic position of Western Pomerania (northewe-stern Poland) prior to the Upper Permian. Biul. Inst. Geol., 274: 49–87. DADLEZ R. 1978 – Podpermskie kompleksy skalne w strefie Kosza-lin–Chojnice. Kwart. Geol., 22: 269–301.

DADLEZ R., JAROSZEWSKI W. 1994 – Tektonika. Wyd. Nauk. PWN Warszawa, s. 743.

DADLEZ R., KOWALCZEWSKI Z., ZNOSKO J. 1994 – Some key pro-blems of the pre-Permian tectonics of Poland. Kwart. Geol., 38: 169–189. G¥GA£A £. 2015 – Late Silurian deformation in the £ysogóry Region of the Holy Cross Mountains revisited: restoration of a progressive Caledonian unconformity in the Klonów Anticline and its implications for the kinemati-cs of the Holy Cross Fault (central Poland). Geol. Quart., 59: 441–456. G£AZEK J. 1995 – A Caledonian Orogen in Poland? Nacht. Deutsch. Geol. Ges., 54: 74–75.

G£AZEK J., KARWOWSKI £., RACKI G., WRZO£EK T. 1981 – The Early Devonian continental/marine succession at Chêciny in the Holy Cross Mts and its paleogeographic and tectonic significance. Acta Geol. Pol., 31: 233–250.

GRAD M., POLKOWSKI M. 2016 – Seismic basement of Poland. Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.), 105: 1199–1214.

GUTERCH A., GRAD M. 2006 – Litospheric structure of the TESZ in Poland based on modern seismic experiments. Geol. Quart., 50: 23–32. GUTERCH A., GRAD M., MATERZOK R., PERCHUÆ E. 1986 – Deep structure of the Earth’s crust in the contact zone of the Palaeozoic and Precambrian platforms in Poland (Tornquist-Teisseyre zone). Tecto-nophysics, 128: 251–279.

GUTERCH A., GRAD M., THYBO H., KELLER G.R. 1999 – POLONAISE’97 – an international seismic experiment between Precam-brian and Variscan Europe in Poland. Tectonophysics, 314 (1–3): 101–121. JAWOROWSKI K., SIKORSKA M. 2005 – Zwi¹zek jednostki ³ysogórskiej z kratonem wschodnioeuropejskim na tle badañ sedymentologiczno-petro-graficznych osadów kambru. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 61: 13.

JAWOROWSKI K., SIKORSKA M. 2006 – £ysogóry Unit (Central Polad) versus East European Craton – application of sedimentological data from Cambrian siliclastic association. Geol. Quart., 50: 77–88. JOHNSTON J.D., TAIT J.A., OLIVER J.H., MURPHY F.C. 1994 – Evi-dence for a Caledonian orogeny in Poland. Trans. of the Royal Soc. of Edinburgh: Earth Sci., 85: 23–26.

KARNKOWSKI P.H. 1999 – Origin and Evolution of the Polish Rotlie-gend Basin. Pol. Geol. Inst., Spec. Pap., 3: 1–93.

KARNKOWSKI P.H. 2008 – Regionalizacja tektoniczna Polski – Ni¿ Polski. Prz. Geol., 56: 895–903.

KOTAÑSKI Z., MIZERSKI W. 2000 – Œcienna mapa tektoniczna i inne œcienne mapy geologiczne Polski w Muzeum Geologicznym Pañstwowe-go Instytutu GeologicznePañstwowe-go. Prz. Geol., 47: 62–65.

KOWALCZEWSKI Z. 1968 – Zlepieñce miedzianogórskie w zachodniej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 16: 20–23.

KOWALCZEWSKI Z., DADLEZ R. 1996 – Tectonics of the Cambrian in the Wiœniówka area (Holy Cross Mts., Central Poland). Geol. Quart., 40: 23–46.

KRAUSS M. 1977 – Zur Mobilität tektonischer Einheiten des westlichen Teils der Osteuropäischen Plattform. Wiss. Z. EMA Uniw. Greifswald: 1–2. LEWANDOWSKI M. 1993 – Paleomagnetism of the Paleozoic Rocks of the Holy Cross Mts (Central Poland) and the Origin of the Variscan Oro-gen. Publ. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc., A-23 (265): 1–85.

MACIO£EK J., MIZERSKI W., GÓRECKI W., SOKO£OWSKA E., SZAMA£EK K. 2012 – Nowe interpretacje struktury tektonicznej Polski i ich znaczenie dla poszukiwañ z³ó¿ wêglowodorów. Abstrakty II Pol-skiego Kongresu Geologicznego, Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 51. MASTELLA L, MIZERSKI W. 1981 – Etapy deformacji tekstonicznych utworów kambru œrodkowego Gór Pieprzowych. Prz. Geol., 29: 351–355.

MATYJA H. (red.) 2007 – Polskie £¹ki PIG 1. Profile G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst. Geol., 122: 1–174.

MATYJA H. (red.) 2008 – Jamno IG1, IG2, IG3. Profile G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst. Geol., 124: 1–276.

MATYJA H. (red.) 2011 – Bydgoszcz IG1. Profile G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst. Geol., 131: 1–163.

MAZUR S., MIKO£AJCZAK M., KRZYWIEC P., MALINOWSKI M., BUFFENMYER V., LEWANDOWSKI M. 2015 – Is the Teisseyre-Tor-nquist Zone an ancient plate boundary of Baltica? Tectonics, 34: 2465–2477.

MAZUR S., MIKO£AJCZAK M., KRZYWIEC P., MALINOWSKI M., LEWANDOWSKI M., BUFFENMYER V. 2016 – Pomeranian Caledoni-des, NW Poland – A collisional suture or thin-skinned fold-and-thrust belt? Tectonophysics, 692 (A): 29–43.

MAZUR S., PORÊBSKI S., KÊDZIOR A., PASZKOWSKI M., PODHALAÑSKA T., POPRAWA P. 2017 – Refined timing and kinema-tics for Baltica-Avalonia convergence based on the sedimentary record of foreland basin. Terra Nova, doi: 10.1111/ter.12302.

MCKERROW W.S., MAC NIOCAILL C., AHLBERG P.E., CLAYTON G., CLEAL C.J., EAGAR R.M.C. 2000 – The late Palaeozoic relations between Gondwana and Laurussia. Geol. Soc. London, Spec. Publ., 179: 9–20.

MIEZDUNARODNAJA TEKTONICHESKAJA KARTA EUROPY. 1981. Izd. II, Moskwa.

MIZERSKI W. 1988 – Ewolucja tektoniczna regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 36: 46–52

MIZERSKI W. 1992 – Tektonika utworów kambryjskich obszaru œwiêto-krzyskiego. Prz. Geol., 40: 142–146.

MIZERSKI W. 1995 – Geotectonic evolution of the Holy Cross Mts in Central Europe. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 372: 1–47.

MIZERSKI W. 1996 – Czy w Górach Œwiêtokrzyskich s¹ kaledonidy? Prz. Geol., 44: 381–385.

MIZERSKI W., SKUREK-SKURCZYÑSKA K. 2000 – Problemy tekto-niki zachodniego przedpola platformy wschodnioeuropejskiej w Polsce – fakty, interpretacje, otwarte kwestie. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 393: 115–133.

MIZERSKI W., STUPKA O. 2005 – Zachodni i po³udniowy zasiêg krato-nu wschodnioeuropejskiego. Prz. Geol., 53: 1030–1039.

MIZERSKI W., STUPKA O., OLCZAK-DUSSELDORP I. 2012 – Does the East European branch of the Caledonides exist? Biul. Pañstw. Inst. Geol., 449: 109–118.

MIZERSKI W., STUPKA O., OLCZAK-DUSSELDORP I. 2016 – Remarks of correlation of tectonic blocks in the foreland of the East European Craton in Poland with those in Ukraine. Geol. Quart., 60: 124–132.

NARKIEWICZ M., PETECKI Z. 2017 – Basement structure of the Pale-ozoic Platform in Poland. Geol. Quart., 61: 502–520.

NAWROCKI J., POPRAWA P. 2006 – Development of the Trans-Euro-pean Suture Zone in Poland: from Ediacarian to Early Palaeozoic accre-tion. Geol. Quart., 50: 59–79.

OR£OWSKI S., MIZERSKI W. 1995 – Jeszcze raz o budowie geologicz-nej Góry Wiœniówki – Góry Œwiêtokrzyskie. Prz. Geol., 43: 11–14. PHAROAH T.C. 1999 – Palaeozoic terranes and their lithospheric boun-daries within the Trans-European Suture Zone TESZ, a review. Tecto-nophysics, 32: 291–312.

PODHALAÑSKA T., MODLIÑSKI Z. 2006 – Stratygrafia i wykszta³cenie facjalne osadów ordowiku i syluru strefy Koszalin–Chojnice; podo-bieñstwa i ró¿nice z obszarami zachodniej krawêdzi kratonu wschodnio-europejskiego i Rugii. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 186: 39–78.

POPRAWA P., PASZKOWSKI M., FANNING M.C., PÉCSKAY Z., NAWROCKI J., SIKORSKA M. 2006 – Charakterystyka geochronolo-giczna obszarów Ÿród³owych dla dolnopaleozoicznych utworów z NW kratonu wschodnioeuropejskiego oraz strefy Koszalin-Chojnice; dato-wania detrytycznych ³yszczyków (K/Ar) i cyrkonów (U/Pb SHRIMP). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 186: 149–164.

PO¯ARYSKI W. 1974 – Obszar œwiêtokrzysko-lubelski. [W:] Budowa geologiczna Polski, t. IV cz. 1, Wyd. Geol., Warszawa.

PO¯ARYSKI W. 1990 – Kaledonidy œrodkowej Europy – orogenem przesuwczym z³o¿onym z terranów. Prz. Geol., 38: 1–9.

PO¯ARYSKI W., DEMBOWSKI Z. (red.) 1984 – Mapa geologiczna Polski i krajów oœciennych bez utworów kenozoicznych, mezozoicznych i permskich w skali 1 : 1 000 000. Wyd. Geol., Warszawa.

PO¯ARYSKI W., KARNKOWSKI P. 1992 – Tectonic map of Poland during the Variscan time, 1 : 1 000 000. Wyd. Geol. Warszawa. PO¯ARYSKI W., NAWROCKI J. 2000 – Struktura i lokalizacja brzegu platformy wschodnioeuropejskiej w Europie Centralnej. Prz. Geol., 48: 703–706.

STOLARCZYK F. 1979 – Powstanie lokalnych form tektonicznych w polskiej czêœci syneklizy peryba³tyckiej na tle rozwoju geologicznego ca³ej jednostki. Acta Geol. Pol., 29: 519–558.

STRIPEIKA A. 1999 – Tectonic evolution of the Baltic Syneclise and local structures in the South Baltic Region with respect to their petroleum potential. Liet. Geol. Tarn, Vilnius.

TOMCZYK H. 1988 – Region ³ysogórski a platforma wschodnioeuro-pejska w cyklu kaledoñsko-waryscyjskim. Prz. Geol., 36: 9–17. TORSVIK T.H., REHNSTRÖM E.F. 2003 – The Tornquist Sea and Balti-ca-Avalonia docking. Tectonophysics, 362: 67–82.

WAGNER R. 1999 – Paleozoik zachodniego Pomorza. Przew. LXX Zjazdu Nauk. Pol. Tow. Geol. Szczecin: 2–29.

ZNOSKO J. 1964 – Pogl¹dy na przebieg Kaledonidów w Europie. Kwart. Geol., 8: 697–720.

ZNOSKO J. 1986 – Polish Caledonides and their relations to mother European Caledonides. Ann. Soc. Geol. Pol., 56: 33–52.

ZNOSKO J. 1987 – Mapa tektoniczna SW brzegu platformy wschodniej Europy (IGCP-86) – uwagi i impresje. Prz. Geol., 35: 1–7.

ZNOSKO J. (red.) 1998 – Mapa tektoniczna Polski 1 : 500 000. [W:] Atlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

¯ABA J. 1999 – Ewolucja strukturalna utworów dolnopaleozoicznych w strefie granicznej bloków górnoœl¹skiego i ma³opolskiego. Pr. Pañst. Inst. Geol., 166: 1–162.

¯ELANIEWICZ A., ALEKSANDROWSKI P., BU£A Z.,

KARNKOWSKI P.H, KONON A., OSZCZYPKO N., ŒL¥CZKA A., ¯ABA J., ¯YTKO K. 2011 – Regionalizacja tektoniczna Polski. Komitet Nauk Geologicznych PAN, Wroc³aw, s. 64.