Korelacja litostratygraficzna ordowiku rejonu Biłgoraj–Narol z równowiekowymi osadami sąsiednich obszarów brzeżnej strefy kratonu wschodnioeuropejskiego Polski i Ukrainy

Korelacja litostratygraficzna ordowiku rejonu Bi³goraj–Narol z równowiekowymi

osadami s¹siednich obszarów brze¿nej strefy

kratonu wschodnioeuropejskiego Polski i Ukrainy

Daniel Drygant*, Zdzis³aw Modliñski**, Bronis³aw Szymañski**

Lithostratigraphical correlation of the Ordovician in the Bi³goraj–Narol area with deposits of the adjacent regions of the mar-ginal zone of the East European Craton in Poland and Ukraine. Prz. Geol. 54: 219–227.

S u m m a r y. Presented is an attempt to correlate the Ordovician formal lithostratigraphic units of the Bi³goraj–Narol area with their counter-parts in the adjacent regions of the marginal zone of the East European Craton in the territories of Poland and Ukraine. The comparison embraces profiles of 8 structural units representing various palaeogeo-graphical environments, with different structure and facies. They differ in degree of drilling status as well. In the area of Poland these are: the Baltic Basin, the £ysogóry Unit of the Holy Cross Mts and the Lublin area. In Ukraine the comparison embraced: the Lviv Basin, the Carpathian Foredeep, the substratum of the Carpathians and the Volhynia and Podolia. The paper does not deal with the isochronous deposits known from the substratum of the Warsaw Basin and the Podlasie–Brest Basin

Key words: Ordovician, lithostratigraphy, lithostratigraphic correlation, lithology, palaeogeography, Bi³goraj–Narol area, Poland,

Ukraine

Ju¿ przy pobie¿nym porównaniu widoczne s¹ daleko id¹ce koneksje litologiczne, a po czêœci i litofacjalne, sekwencji ordowickiej rejonu Bi³goraj–Narol, z równowie-kowymi profilami s¹siednich obszarów strefy brze¿nej pre-kambryjskiego kratonu wschodnioeuropejskiego (ryc. 1). Jakoœciowy charakter i powszechnoœæ istniej¹cych podobieñstw umo¿liwia kompletne i jednoznaczne rekonstrukcje zdarzeñ ordowickiego odcinka skali czasu geologicznego w poszczególnych segmentach strefy brze-¿nej kratonu oraz bezpoœredni¹ korelacjê ich formalnych jednostek litostratygraficznych z profilami obszarów s¹siednich i chronostratygraficznymi standardami global-nymi. Zakres i wiarygodnoœæ mo¿liwych korelacji s¹ zde-terminowane przede wszystkim czterema czynnikami: kompletnoœci¹ zapisu litologicznego i paleontologicznego, z³o¿onoœci¹ uk³adu facjalnego porównywanych obszarów, stopniem rozpoznania wiertniczego oraz zakresem rdzenio-wania profilów wiertniczych i jakoœci¹ ich pomiarów geofi-zycznych.

Za spraw¹ subarealnej erozji œród- i postordowickiej najwiêksze luki w badanym zapisie dotycz¹ dwu odcinków analizowanych sekwencji: tremadoku górnego i przysp¹gowych odcinków arenigu. Znacznie mniejsza luka obejmuje ni¿sz¹ czêœæ lanwirnu na wschodzie Wo³ynia i Podola i regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich oraz najwy¿szy aszgil (region pó³nocno-zachodniego Wo³ynia). We wszystkich tych przypadkach trzeba by³o uciec siê do rekonstrukcji pierwotnego nastêpstwa litologicznego na podstawie wyrywkowych i niepe³nych informacji. Czêœæ górnotremadocka profilu uzyska³a zarazem — po czêœci z

przyczyn ekologicznych — znacznie s³absz¹ dokumenta-cjê biostratygraficzn¹. W sumie, interpretacja jednostek litostratygraficznych z prze³omu tremadok–arenig jest bardziej hipotetyczna ni¿ w przypadku jednostek z inter-wa³u arenig górny–aszgil dolny (ryc. 2).

Zestawione korelacje litostratygraficzne poœwiêcone s¹ silikoklastyczno-wêglanowym osadom ordowiku roz-poznanym w zachodniej, brze¿nej czêœci kratonu wschod-nioeuropejskiego, któr¹ wyznacza w¹ska strefa o rozci¹g³oœci ponad 1000 km, przebiegaj¹ca diagonalnie od obni¿enia ba³tyckiego na pó³nocnym zachodzie, poprzez region ³ysogórski Gór Œwiêtokrzyskich i Lubelszczyznê w czêœci centralnej, po zapadlisko przedkarpackie oraz Wo³yñ i Podole na krañcach po³udniowo-wschodnich (Ukraina). Zestawienie nie uwzglêdnia porównañ z rów-nowiekowymi osadami dwu regionów, dla których nie wypracowano dotychczas propozycji formalnych podzia³ów litostratygraficznych systemu. S¹ to: zapadlisko podlasko–brzeskie oraz pod³o¿e niecki warszawskiej (ryc. 2).

Analizowane regiony s¹ ró¿ne usytuowanie wzglêdem brzegu kratonu, który jak siê przyjmuje, przebiega — naj-ogólniej bior¹c — wzd³u¿ wg³êbnych roz³amów strefy Teisseyre’a–Tornquista (Znosko, 1962, 1998; Dadlez, 2000; ryc. 1). Region Wo³ynia i Podola jest usytuowany w najwiêkszej odleg³oœci od wspomnianych roz³amów i zaj-muje relatywnie najbardziej wewnêtrzne po³o¿enie na kra-tonie, s¹siaduj¹c bezpoœrednio z wyniesionymi obszarami tarczy ukraiñskiej (paleol¹d Sarmatii). Zachodnia czêœæ obni¿enia ba³tyckiego (syneklizy peryba³tyckiej) oraz region lubelski znajduj¹ siê bezpoœrednio na sk³onie kra-tonu, przylegaj¹c od wschodu do roz³amów strefy Teissey-re’a–Tornquista, natomiast kompleks skalny ordowiku zapadliska lwowskiego jest po³o¿ony po obu stronach wspomnianej strefy roz³amowej. Z kolei, serie staropale-ozoiczne regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich, *Pañstwowe Muzeum Przyrodnicze NAN Ukrainy, 79008

Lwów, ul. Teatralna 18; drygant@museum.lviv.net

** Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; zdzis³aw.modliñski@pgi.gov.pl;

bronislaw.szymanski@pgi.gov.pl;

B. Szymañski Z. Modliñski

rejonu Bi³goraj–Narol oraz ukraiñskiego segmentu zapadli-ska przedkarpackiego sytuuj¹ siê na zachód od roz³amów strefy Teisseyre’a–Tornquista. Z obszarów tych pierwsze dwa zajmuj¹ zbli¿on¹ — najogólniej bior¹c — pozycjê geotektoniczn¹, stanowi¹c hipotetyczny fragment tzw. kaledoñskiego pasa fa³dowo-nasuniêciowego w rozumie-niu Znoski (1962, 1998). Zdaniem Jaworowskiego i Sikor-skiej (2005) region ³ysogórski Gór Œwiêtokrzyskich wraz z terenami ci¹gn¹cymi siê dalej ku SE, a¿ po strefê Bi³goraj–Narol w³¹cznie, wykazuj¹ bezpoœredni¹ wiêŸ

paleogeograficzn¹ i daleko id¹ce analogie nastêpstwa zdarzeñ geologicznych, w tym — regionalnych procesów tektonicznych i diastroficznych. Ich sekwencje staropale-ozoiczne mo¿na tym samym traktowaæ ³¹cznie jako jeden element strukturalny, tj. szeroko rozumian¹ jednostkê ³yso-górsk¹.

Zestawione korelacje sekwencji ordowickich oparto g³ównie na materia³ach i obserwacjach w³asnych, pochodz¹cych z rdzeni wiertniczych otworów znanych autorom w wiêkszoœci z autopsji. Jako analityczny materia³

100km o b n i ¿ e n i e b a ³ t y c k i e B a l t i c D e p r e s s i o n region lubelski Lublin Region Gór y Œwiêtokr zyskie Holy Cross Mountains _{W o ³ y ñ}

R O S J A

R U S S I A

LITWA

LITHUANIA

B I A £ O R U Œ

B Y E L A R U S

U K R A I N A

U K R A I N E

L T

_T

L T

_T

S £ O W A C J A

S L O V A K I A

C

Z

E

C

H

Y

Otwory wiertnicze: 1 – Dyle IG 1; 2 – Kozaki 1; 3 – Osuchy 1; 4 – Narol PIG 2; 5 – Narol IG 1; 6 – Doliny 1; 7 – Piszcza 16; 8 – Lubochin 45; 9 – Stara Wy¿iwka 13;

10 – Kowel-1 (No 5415); 11 – Podgorodne 403; 12 – Iszów 4109; 13 – Sokal 1; 14 – Dobromyl-Stril`byczi 33; 15 – Mosty Wielkie 30; 16 – Werchany 1; 17 – Litowi¿ 1 Boreholes:

g³ówne strefy roz³amowe

primary fault zones otwory wiertniczeboreholes

zasiêg pó³nocny nasuniêcia karpackiego Carpathian nappe margin

wspó³czesny zasiêg osadów ordowiku recent extent of the Ordovician deposits

LTT –strefa Teisseyre'a-Tornquista

Teisseyre-Tornquist Zone DŒ –

dyslokacja œwiêtokrzyska

Holy Cross Fault R£ –

region ³ysogórski £ysogóry region RK – region kielecki Kielce region B-N – strefa Bi³goraj-Narol Bi³goraj-Narol area segment pomorski segment kujawski segment radomsko-lubelski segment lwowski WARSZAWA BYDGOSZCZ BIA£YSTOK OLSZTYN GDAÑSK KALININGRAD RADOM _LUBLIN KRAKÓW £ÓD
MIÑSK WILNO LWÓW 1 7 8 9 10 11 12 13 17 15 14 16 2 4 5 6 3 C a a r p d a t_{h i} n s F o r e e_e p

Ryc. 1. Lokalizacja analizowanych obszarów (czêœciowo wed³ug Dadlez i in., 1994 i Znosko, 1998) Fig. 1. Location of the investigated area (in part after Dadlez et al., 1994 and Znosko, 1998)

faktograficzny wykorzystano zw³aszcza informacje ostat-nio opublikowane i ogólnie dostêpne (Drygant, 1970, 1975, 1979, 2000; Modliñski, 1984; Szymañski, 1973, 1998; Modliñski & Szymañski, 1997, 2004, 2005; Bu³a i in., 2004; Saadre i in., 2004). Z terenu regionu ³ysogórskie-go Gór Œwiêtokrzyskich oraz obszaru Ukrainy w szerokim zakresie pos³u¿ono siê równie¿, danymi zawartymi w publikacjach i materia³ach archiwalnych m.in. nastêpuja-cych autorów: Kuleta i in. (2002), Or³owski (1975), Podha-lañska (2003), Vâscâutanu (1931), Pomyanowskaya (1972), Tsegelnyuk (1972); Stouge i Saadre (1997).

Jako przes³ank¹ doboru prac analitycznych kierowano siê przede wszystkim mo¿liwoœci¹ korelacji biostraty-graficznej, która stanowi podstawowy w niniejszej pracy test synchronicznoœci granic facjalnych i litostratygra-ficznych. Stopieñ rozdzielczoœci tego testu jest z góry ogra-niczony trwaniem pojedyñczego poziomu faunistycznego (graptolitowego, trylobitowego, ma³¿oraczkowego, kono-dontowego), szacowanym œrednio na 0,8–1,2 mln lat.

Zakresem szczegó³owych rozwa¿añ w poszczególnych regionach objêto ka¿dorazowo grupê kilkunastu wybra-nych profilów, reprezentuj¹cych sekwencje mo¿liwie naj-bardziej kompletne stratygraficznie i dobrze datowane paleontologicznie, a zarazem typowe dla ró¿nych stref facjalnych. Jednym z kryteriów ich doboru by³y m.in. rela-tywnie znaczny stopieñ rdzeniowania oraz dobra jakoœæ pomiarów geofizycznych — g³ównie wykresów wartoœci naturalnego promieniowania gamma (PG) i neutron–gam-ma (PNG).

Korelacje jednostek litostratygraficznych W sekwencji terygeniczno-wêglanowej ordowiku rejo-nu Bi³goraj–Narol wyró¿nia siê ³¹cznie 10 jednostek

lito-stratygraficznych o statusie formalnym, w tym: 5 jednostek o randze formacji (fm) oraz 5 rangi ogniwa (og). S¹ to kolejno nastêpuj¹ce formacje poczynaj¹c od najstarszej: formacja piaskowców i i³owców z Bi³goraja, formacja i³owców Tanwi, formacja wapieni z Suœca, formacja i³owców i wapieni z Cieszanowa oraz formacja i³owców wapnistych z Narola. W obrêbie trzech wyró¿nionych for-macji ustanowiono jednostki ni¿szego rzêdu o randze ogni-wa: w formacji bi³gorajskiej — ogniwo piaskowców z Frampola i ogniwo i³owców i mu³owców z Goraja; w for-macji wapieni z Suœca — ogniwo wapienia z Paar i ogniwo wapienia z Rebizant oraz w formacji cieszanowskiej — ogniwo wapieni z Osuch. Czêœæ ustanowionych jednostek jest ograniczona regionalnymi powierzchniami nie-ci¹g³oœci sedymentacyjnych lub sedymentacyjno-erozyj-nych i spe³nia tym samym formalne kryteria w³aœciwe kategoriom litostratygraficznym o typu allostratygraficz-nego.

Jednostki litostratygraficzne w ordowiku rejonu Bi³goraj–Narol zdefiniowano zgodnie z zalecanymi ustale-niami Zasad polskiej klasyfikacji.... (1975). Zasadnicze kryteria ich wyró¿nienia i charakterystyka s¹ przedstawio-ne w dostêpnych publikacjach (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Zdefiniowane kategorie litostratygraficzne spe³niaj¹ powszechnie warunek unikalnoœci — tam, gdzie je stwier-dzono, odró¿niaj¹ siê wyraŸnie w zapisie litologicznym od reszty sekwencji. Ich serie skalne o jednolitej lub grada-cyjnej litologii charakteryzuj¹ siê znaczn¹ liczb¹ niepo-wtarzalnych, wyraŸnych i jednoznacznych cech diagno-stycznych i wskutek tego o podobnej charakterystyce zapi-su geofizycznego. Innymi s³owy oznacza to, i¿ s¹ one makroskopowo ³atwe do identyfikacji.

silikoklastyki

silicoclastics

kalcysilikoklastyki i silkoklastyki

silicocalciclastic, silicoclastic

wapienie, kalcyklastyki i kalcysilikoklastyki

limestones, calciclastic, calcisilicoclastic

desmograptoides hunnebergensis PORKUNI persculptus ordovicicus complanatus PIRGU VORMSI NABALA RAKVERE linearis OANDU KEILA clingani superbus HALJALA KUKRUSE UHAKU LASNAMÄGI ASERI multidens tvaerensis anserinus gracilis teretiusculus murchisoni artus KUNDA austrodentatus VOLKHOV hirundo robustus reclinatus serra foliaceous suecicus variabilis flabellum parva originalis navis + triangularis HUNNEBERG VARANGU PAKERORT deltifer evae elegans proteus elongatus + densus balticus phyllograptoides cupiosus murray supremus socialis-flabelliformis angulatus lindstromi BILLINGEN ŒROKOWY DARRIWIL LANVIRN ARENIG OELAND KARADOK TREMADOK DOLNY ASZGIL GÓRNY ORDOWIK VIRU HARJU extraordinarius E. lindstroemi anceps Wiek (Ma) 3/ Age 443,0 449,0 458,0 470,0 485,0 495,0 Chronostratygrafia Chronostratigraphy Biostratygrafia Biostratigraphy Graptolity1/ Graptolites Konodonty 2/ angielski LA TORP

Lithostratigraphic units: 1 – Prabuty Formation; 2 – S³uchowo Formation; 3 – Odargowo Member; 4 – Piaœnica Formation; 5 – Tyœmienica Formation; 6 – Kodeniec Formation; 7 – Bukowiany Formation; 8 – Osuch Member; 9 – Tanew Formation; 10 – Susiec Formation; 11 – Rebizanty Member; 12 – Paary Member; 13 – Bi³goraj Formation; 14 – Goraj Member; 15 – Frampol Member; 16 – Bilicza Formation; 17 – Strelbicza Formation; 18 – Naguevichy Formation; 19 – Ishev Formation; 20 – Molodovo Formation; 21 – Suboch Formation

alobatus gerdae variabilis ALUOJA VALASTE HUNDERUM LANGEVOJA VÄÄNA SAKA JÕHVI IDAVERE

3/–Wed³ug Gradstein & Ogg (1996)

After Gradstein & Ogg (1996)

1/–Skañskie poziomy graptolitowe (Cooper & Lindholm, 1991; Lindholm, 1991)

Scanian graptolite zones (Cooper & Lindholm, 1991; Lindholm, 1991) 2/–

Pó³nocno atlantyckie poziomy i podpoziomy konodontowe

North Atlantic conodont zones and subzones

formacja margli i i³owców z Prabut formacja i³owców z Sasina Sasino Formation formacja wapieni z Kopalina Kopalino Formation og. w. Odargowa formacja i³owców z glaukonitem ze S³uchowa formacja czarnych i³owców bitumicznych z Piaœnicy fm. Tyœmienicy Formacja wapieni z Kodeñca formacja i³owców Udala Udal Formation formacja margli W³odawki W³odawka Formation formacja mu³owców z Wólki Wólka Formation formacja i³owców z Jeleniewa Jeleniów Formation formacja i³owców wapnistych z Narola Narol Formation formacja i³owców i wapieni z Cieszanowa Cieszanów Formation ogniwo wapieni z Osuch svita skelivska Skelivsk Formation svita biliczan-ska svita verchanska Vierchany Formation svita virvska Virva Formation svita naguevichsanska svita lyubokhinska Lyubokhin Formation svita ishevska ? svita vyzhevska Vyzhev Formation svita pishchanska Pishcha Formation svita podgrodna Podgorodny Formation jednostka niezdefiniowana undefinited formacja wapieni Uherki Uherka Formation formacja wapieni z Bukowian formacja ³upków z Klonówki Klonówka Formation fm. strelbiczanska og. wap. z Rebizant og. wapienia z Paar fm. wapieni z Suœca fm. i³owców Tanwii og. i³owców i mu³owców z Goraja og. piaskowców z Frampola formacja piaskowców i i³owców z Bi³goraja seria molodovska svita subochska svita gorajevska Goraevka Formation ZACHODNIA CZÊŒÆ OBNI¯ENIA BA£TYCKIEGO LUBELSZCZYZNA REGION £YSOGÓRSKI GÓR ŒWIÊTOKRZYSKICH STREFA BI£GORAJ - NAROL ZAPADLISKO PRZEDKARPACKIE I ZAPADLISKO LWOWSKIE WO£YÑ PODOLE 20 21 19 9 10 17 14 13 15 12 11 8 16 18 7 2 3 4 1 5 6

Ryc. 2. Litostratygrafia ordowiku strefy Bi³goraj–Narol i obszarów s¹siednich Polski i Ukrainy

Zestawienia prezentowanych korelacji ograniczono do grupy jednostek o randze formacji, których miêdzyregio-nalne porównania mo¿na by³o przeprowadziæ z dostatecz-nym stopniem wiarygodnoœci. Zrezygnowano z korelacji i porównañ jednostek ni¿szej rangi, tj. ogniw. Ich zestawie-nia, obarczone w wiêkszoœci zbyt du¿¹ doz¹ subiektywi-zmu, okaza³y siê bowiem hipotetyczne. Z dostateczn¹ wiarygodnoœci¹ s¹ one bowiem mo¿liwe jedynie w przy-padku grup blisko po³o¿onych profilów wiertniczych. Z tym stopniem rozpoznania serii ordowickiej mamy do czy-nienia w niektórych tylko obszarach i to g³ównie w obrêbie niewielkich struktur ropo- i gazonoœnych.

Zasiêg stratygraficzny korelowanych jednostek lito-stratygraficznych poszczególnych regionów, ich zgenerali-zowany sk³ad litologiczny, pozycjê i nastêpstwo pionowe w profilu, charakter granic oraz wzajemne relacje prze-strzenne prezentuje ryc. 2.

Formacja piaskowców i i³owców z Bi³goraja (fm) Jednostk¹ najni¿ej usytuowan¹ w sekwencjach ordo-wickich strefy Bi³goraj–Narol jest formacja piaskowców i i³owców z Bi³goraja (fm), której czêœæ doln¹ tworzy ogni-wo piaskowców z Frampola (og); górn¹ — ogniogni-wo i³owców i mu³owców z Goraja (og). Zapis litologiczny for-macji tworz¹: w czêœci dolnej — drobnoziarniste piaskow-ce kwarcowe partiami z przerostami i laminami szarych i ciemnoszarych i³owców i mu³owców; w czêœci górnej — ciemnoszare i szare i³owce i mu³owce z wk³adkami drobnoziarnistych piaskowców kwarcowych. Zespó³ siliko-klastyków w odcinku przysp¹gowym zawiera lokalnie poziom transgresywnego zlepieñca bazalnego (otw. Narol IG 1), zbudowanego ze s³abo obtoczonych okruchów i klastów wapnistych piaskowców kwarcowych, tkwi¹cych w czarnym materiale ilastym (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Zarówno dolna, jak i górna granica jednostki s¹ wyraŸne, nierówne i ostre: dolna — przyporz¹dkowana jest granicy tremadok–kambr, tj. sp¹gowi poziomu

desmo-graptoides; górna o genezie erozyjnej i nie potwierdzona

datowaniami paleontologicznymi — mo¿e byæ umownie prowadzona w przedziale poziomów

socialis–flabellifor-mis–hunnebergensis. Zasiêg stratygraficzny formacji jest

odnoszony do tremadoku dolnego (pakerort) i — byæ mo¿e — czêœci dolnej nie udokumentowanego paleontologicznie (ceratopyge) tremadoku górnego (ryc. 2).

Ze wzglêdu na sta³oœæ po³o¿enia i jednolite wykszta³cenie oraz mo¿liwoœæ jednoznacznej identyfikacji na krzywych karota¿u geofizycznego (PG, PNG), osady formacji z Bi³goraja mo¿na traktowaæ jako przewodni horyzont litologiczny, a doln¹ ich granicê najprawdopo-dobniej — przynajmniej w skali obszaru badañ i rozdziel-czoœci istniej¹cych podzia³ów biostratygraficznych — za izochroniczn¹ (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Identyczna pozycja w profilach i podobieñstwo wykszta³cenia litologicznego pozwalaj¹ na bezpoœrednie korelacje formacji z Bi³goraja z sekwencjami silikoklasty-ków, kolejno nastêpuj¹cych obszarów strefy brze¿nej

kra-tonu wschodnioeuropejskiego (ryc. 2): regionu ³ysogór-skiego Gór Œwiêtokrzyskich, zachodniej czêœci obni¿enia ba³tyckiego, centralnej i wschodniej czêœci regionu lubel-skiego, ukraiñskiego segmentu zapadlisk przedkarpackiego i lwowskiego oraz z terenami wschodniego Podola i Wo³ynia (Tsegelnyuk, 1972; Saadre i in., 2004).

Z terenów polskiego fragmentu strefy brze¿nej kratonu jako odpowiedniki formacji mo¿na wskazaæ: w regionie ³ysogórskim Gór Œwiêtokrzyskich — wy¿sz¹ czêœæ formacji ³upków z Klonówki (Or³owski, 1975); w zachodniej czêœci obni¿enia ba³tyckiego (syneklizy peryba³tyckiej) — wy¿sz¹ czêœæ formacji czarnych i³owców bitumicznych z Piaœnicy (Modliñski & Szymañski, 1997). Zaszeregowanie chronostratygraficzne wy¿szej czêœci formacji ³upków z Klonówki nie zosta³o dotychczas jednoznacznie rostrzy-gniête. Jednak nie budzi tu w¹tpliwoœci obecnoœæ w profilu osadów dolnego tremadoku (pakerort) oraz przypuszczal-nie — wed³ug Kulety (Kuleta i in., 2002) — ni¿szej czêœci tremadoku górnego (ceratopyge). W przypadku formacji czarnych i³owców bitumicznych z Piaœnicy z zachodniej czêœci obni¿enia ba³tyckiego dokumentacja paleontologicz-na jest kompletpaleontologicz-na. Czêœæ ni¿sza formacji wystêpuje w ci¹g³oœci stratygraficznej i sedymentacyjnej z osadami kambru górnego i obejmuje osady tremadoku dolnego od poziom graptolitowego Rhabdinopora (=Dictyonema)

fla-belliforme desmograptoides po poziom Adelograptus hun-nebergensis (Modliñski, 1988; Modliñski & Szymañski,

1997).

W centralnej i wschodniej czêœci regionu lubelskiego za odpowiednik formacji z Bi³goraja mo¿na uznaæ sekwencje piaskowcowo-mu³owcowo-ilaste zaliczane do dolnego tremadoku, którym nie nadano dotychczas statusu formalnej jednostki litostratygraficznej (Lendzion i in., 1979; Szymañski, 1998).

Jako ekwiwalenty omawianej formacji w profilach ukraiñskiego segmentu pod³o¿a zapadliska przedkarpac-kiego i zapadliska lwowsprzedkarpac-kiego mog¹ byæ traktowane — przynajmniej czêœciowo — osady przyporz¹dkowane do ni¿szej czêœci formacji strelbiczañskiej (Drygant, 2000). S¹ to mu³owce z przewarstwieniami i³owców i drobnoziar-nistych piaskowców kwarcowych, które nie dostarczy³y dotychczas wiarygodnej dokumentacji paleontologicznej, wskazuj¹cej na dolnotremadocki, czy ogólnie — trema-docki ich wiek. Stwierdzony w ni¿szej czêœci svity wer-chanskiej stratotypowego profilu Dobromil–Strilbiczi 33 fragment graptolita Expansograptus sp. (Drygant, 2000) przemawia raczej za przynale¿noœci¹ tego odcinka profilu do osadów m³odszych ni¿ tremadok.

Ekwiwalentów formacji piaskowców i i³owców z Bi³goraja brak na obszarze wschodniego Podola i Wo³ynia (Tsegelnyuk, 1972), w zachodniej i pó³nocno-zachodniej ich czêœci natomiast mog¹ nimi byæ przypuszczalnie piasz-czyste osady svity wy¿ewskiej, zawieraj¹ce bezzawiasowe ramienionogi Obolus apollinis Eichwald (Pomyanowskaya, 1972; Saadrei in., 2004).

Formacja i³owców Tanwi (fm). Jednostka Tanwi jest reprezentowana jedynie w pó³nocno-zachodniej czêœci rejonu Bi³goraj–Narol. W czêœci po³udniowo-wschodniej

strefy ulega ona — za spraw¹ zmian facjalnych — ca³kowi-temu wyklinowaniu i zast¹piona jest obocznie przez wêglanowe osady formacji wapieni z Suœca. Zapis litolo-giczny jednostki tworz¹: w czêœci dolnej sekwencji — zmiennej mi¹¿szoœci warstwa transgresywna zbudowana z glaukonitytu z klastami ska³ fosforanowych i laminami i³owca (np. Kozaki 1 — ok. 3,0 m ? m) lub i³owca szaro-zielonego przepe³nionego glaukonitem (otw. Narol PIG 2 — 0,1 m); w czêœci œrodkowej i górnej — mi¹¿sza seria i³owców i i³owców wapnistych, laminowanych, ciemno-szarych z przewarstwieniami i laminami i³owców czar-nych, szarozielonawych i szarych. Czêœæ dolna serii i³owców powszechnie zawiera ³awice i laminy glaukonity-tu oraz warstewki przepe³nione ziarnami glaukoniglaukonity-tu, górna — cienkie ³awice, soczewki i nieregularne gruz³y szarych i szarozielonkawych margli i wapieni marglistych o charak-terze wakstonów i wakstono-pakstonów bioklastycznych oraz kalcysparytów z nielicznymi ziarnami szkieletowymi pochodzenia biogenicznego (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Zespó³ skalny formacji spoczywa niezgodnie na osa-dach ilasto-mu³owcowych tremadoku formacji bi³goraj-skiej, z którymi kontaktuje z hiatusem stratygraficznym wzd³u¿ wyraŸnej, nierównej powierzchni rozmycia. W stropie sekwencji ilastej formacji Tanwi wystêpuj¹ osady dwu ró¿nych jednostek litostratygraficznych o kontrasto-wo odmiennej litologii. S¹ to: w czêœci po³udniokontrasto-wo wschodniej strefy — osady wêglanowe formacji wapieni z Suœca (profile Narol IG 1, Narol PIG 2), w czêœci pó³noc-no-zachodniej natomiast — osady wy¿szego lanwirnu (uhaku) formacji cieszanowskiej (profile Kozaki 1, Dyle IG 1). Z seriami skalnymi dwu tych formacji jednostka i³owców Tanwi, kontaktuje niezgodnie sedymentacyjnie wzd³u¿ wyraŸnej, nierównej powierzchni rozmycia o zasiêgu regionalnym (ryc. 2).

Zarówno wiek formacji, jak i diachroniczny przebieg jej granic, zosta³ dobrze udokumentowany bogatym i uroz-maiconym taksonomicznie zespo³em graptolitów. Zasiêg stratygraficzny jednostki, w najpe³niej rozwiniêtych profi-lach, obejmuje osady arenigu od poziomu Tetragraptus

phyllograptoides po poziom Didymograptus hirundo.

Zarówno dolna, jak i górna granica formacji s¹ dobrze czy-telne, wyraŸne i ostre o przebiegu diachronicznym. S¹ one makroskopowo ³atwe do identyfikacji w rdzeniach wiertni-czych i s¹ widoczne wyraŸnie na wykresach geofizyki otworowej, zw³aszcza pomiarów natê¿enia naturalnego promieniowania gamma. Ich przedzia³y datowañ przy-porz¹dkowane s¹ odpowiednio: pierwszej — interwa³owi poziomów cupiosus–phyllograptoides arenigu dolnego; drugiej o genezie erozyjnej — poziomowi Didymograptus

hirundo arenigu górnego lanwirnu (ryc. 2). Jedynymi

poziomami z pewnoœci¹ wspólnymi we wszystkich profi-lach dla sekwencji jednostki s¹ poziomy phyllograptoides,

balticus, elongatus, densus i hirundo (Modliñski &

Szyma-ñski, 2004, 2005 ).

Z analizy porównawczej pozycji w profilach oraz makroskopowego zró¿nicowania jakoœciowego sk³adu litologicznego i pierwotnych cech sedymentacyjnych

wynika, i¿ ekwiwalenty formacji i³owców Tanwi napotka-no dotychczas w dwu obszarach: w zachodniej czêœci obni¿enia ba³tyckiego (syneklizy peryba³tyckiej) oraz na terenie Ukrainy — w zapadliskach lwowskim i przed-karpackim. W zachodniej czêœci obni¿enia ba³tyckiego jed-nostce Tanwi odpowiada formacja i³owców z glaukonitem ze S³uchowa (Modliñski & Szymañski, 1997), której wiek jest równie¿ precyzyjnie udokumentowany paleontolo-gicznie. Zasiêg stratygraficzny jednostki ze S³uchowa jest jednak nieco wê¿szy i obejmuje poziomy od Tetragraptus

phyllograptoides po poziom Pyllograptus angustifolius elongatus arenigu dolnego (latorp).

W zapadliskach lwowskim i przedkarpackim Ukrainy za równowa¿niki formacji i³owców Tanwi mo¿na uznaæ tymczasowo osady ilaste svity werchanskiej, virvskiej i naguevichsasnkiej (Drygant, 2000). Ich ³¹czny zasiêg stra-tygraficzny jest jednak szerszy i obejmuj¹ one nie tylko arenig, ale i dolny lanwirn. Zidentyfikowane spektrum graptolitów w stratotypowym profilu Dobromil–Strilbyiczi 33 zawiera odpowiednio: w osadach svity virvskiej — przewodnie graptolity poziomu Expansograptus hirundo, natomiast w osadach svity naguevichsasnkiej m.in. okazy przewodniego gatunku Didymograptus bifidus (Hall) (Drygant, 2000).

Formacja wapieni z Suœca (fm). Jednostka wapieni z Suœca jest rozwiniêta w po³udniowo-wschodniej czêœci strefy Bi³goraj–Narol, gdzie tworz¹ j¹ nieznacznej mi¹¿szoœci sekwencje osadów wêglanowych o intensyw-nym stopniu kondensacji, które wyró¿nia powszechnoœæ wystêpowania licznych œród- i miêdzywarstwowych powierzchni nieci¹g³oœci sedymentacyjnych o genezie subakwalnej. Czêœæ dolna sekwencji jest reprezentowana przez ogniwo wapienia z Paar (og); górna — przez ogniwo wapienia z Rebizant (og). Jednostkê buduj¹: w odcinku dolnym — wapienie margliste i margle, partiami dolomi-tyczne z ziarnami glaukonitu, klastami ciemnobrunatnych ska³ fosforanowych i fosforanowo-ilastych oraz dobrze zachowanymi strukturami poligonalnymi stromatolitów pochodzenia biogenicznego; w górnym — wapienie orga-nodetrytyczne typu pakstonów i pakstono-greinstonów. Z badañ paleontologiczno-stratygraficznych wynika, i¿ for-macja wapieni z Suœca obejmuje silnie skondensowane stratygraficznie osady arenigu górnego–lanwirnu. Ich zasiêg czasowy w skali regionalnego podzia³u ba³tyckiego odpowiada piêtrom volkhov–aseri, a w profilu Narol IG 1 — obejmuje ponadto le¿¹ce na nich niezgodnie sedymen-tacyjnie strzêpy erozyjne osadów piêtra uhaku (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Zarówno dolna, jak i górna granica jednostki s¹ wyraŸnie odwzorowane, nierówne i ostre o charakterze diachronicznym. Ich po³o¿enie wyznaczone w sposób arbi-tralny, prowadzone jest wzd³u¿ wyraŸnie zaznaczaj¹cych siê miêdzywarstwowych powierzchni nieci¹g³oœci sedy-mentacyjnych o zasiêgu regionalnym: pierwsza —

przy-porz¹dkowana jest interwa³owi poziomów

phyllograptoides i elongatus–densus; druga o genezie

erozyjnej — nie potwierdzona datowaniami paleontolo-gicznymi mo¿e byæ prowadzona umownie w przedziale poziomów austrodentatus–murchisoni (ryc. 2).

Identyfi-kacjê przebiegu obu granic podkreœla powszechnie znacz-ny kontrast litologiczznacz-ny i gradacja cech teksturalznacz-nych miêdzy osadami formacji a seriami skalnymi jednostek bezpoœrednio ni¿ej i wy¿ej le¿¹cych. W szczególnoœci dotyczy to granicy górnej, wzd³u¿ której wapienie margli-ste ogniwa z Rebizant o charakterze wakstonów i waksto-nów/pakstonów bioklastycznych kontaktuj¹ z i³owcami formacji z Cieszanowa (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Zdecydowanie najwiêcej cech wspólnych formacja z Suœca wykazuje z rozprzestrzenion¹ we wschodniej czêœci regionu ³ysogórskiego formacj¹ wapieni z Bukowian, reprezentowan¹ przez niewielkiej mi¹¿szoœci, skondenso-wane osady wêglanowe arenigu górnego–lanwirnu (Bed-narczyk, 1981; Kuleta i in., 2002). Znacznie mniej liczne analogie dostrzegalne s¹ natomiast przy porównaniach for-macji z Suœca z ni¿sz¹ czêœci¹ forfor-macji wapieni Uherki Lubelszczyzny (Modliñski, 1984), formacji wapieni z Kopalina zachodniej czêœci obni¿enia ba³tyckiego (Modliñski & Szymañski, 1997) oraz ni¿sz¹ czêœci¹ svity bielchanskiej zapadlisk lwowskiego i przedkarpackiego (Drygant, 2000). Sekwencje skalne wszystkich wymienio-nych jednostek nie wykazuj¹ jednak tak znacznego stopnia kondensacji stratygraficznej, a ich zasiêg pionowy jest wyraŸnie szerszy (ryc. 2).

Formacja i³owców i wapieni z Cieszanowa (fm). W wiêkszoœci omawianych regionów m³odsze fragmenty profilu ordowiku s¹ reprezentowane przez osady zbudowa-ne w facjach ilastych z podrzêdnym stratygra- ficznie i mi¹¿szoœciowo udzia³em ska³ wêglanowych, g³ównie typu kalcysilikoklastyków. W strefie Bi³goraj–Narol jest to for-macja i³owców i wapieni z Cieszanowa, obejmuj¹ca osady najwy¿szego lanwirnu (uhaku) — poziomu

Hustedograp-tus (=GlyptograpHustedograp-tus) teretiusculus oraz karadoku od

poziomu Nemagraptus gracilis po Pleurograptus linearis. Zapis litologiczny formacji tworz¹ i³owce i i³owce wapni-ste, miejscami zsylifikowane, szare i ciemnoszare prawie czarne, partiami laminowane i³owcem szarozielonawym. Jako podrzêdne przewarstwienia wœród i³owców wystê-puj¹ miejscami nieliczne izolowane wk³adki szarozielona-wych bentonitów i i³owców z licznym biotytem pochodzenia pirogenicznego oraz nieregularne ³awice, soczewki i gruz³y szarych wapieni, wapieni marglistych i margli typu wakstonów i wakstonów/pakstonów. Czêœæ dolna osadów formacji niektórych profilów po³udnio-wo-wschodniego fragmentu strefy jest rozwiniêta w facjach wêglanowych (otw. Narol IG 1, Narol PIG 2), któ-rych osady (ryc. 2) wyró¿nia siê lokalne jako ogniwo wapienia z Osuch (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Zespó³ skalny formacji cieszanowskiej spoczywa z hia-tusem stratygraficznym na osadach b¹dŸ formacji i³owców Tanwi w czêœci pó³nocno-zachodniej strefy, b¹dŸ formacji wapieni z Suœca w czêœci po³udniowo wschodniej. Ich gra-nica z osadami dwu tych ni¿ejleg³ych jednostek jest makro-skopowo dobrze czytelna i przebiega wzd³u¿ wyraŸnej regionalnej powierzchni rozmycia o genezie subakwalnej. Granica górna jednostki jest s³abiej wyra¿ona i zosta³a wyznaczona arbitralnie w miejscu zmiany litologicznej,

polegaj¹cej na stopniowym, ale szybkim zast¹pieniu serii ciemnoszarych i³owców przez szare i³owce wapniste, margle i wapienie margliste formacji narolskiej. Zarówno dolna, jak i górna granica jednostki s¹ natomiast dobrze odwzorowane na wykresach pomiarów geofizycznych — zw³aszcza natê¿enia naturalnego promieniowania gamma i neutron–gamma (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005 — w druku).

Z terenu Polski jako równowiekowe odpowiedniki for-macji z Narola mo¿na wskazaæ m.in.: formacjê i³owców z Jeleniewa regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich (Bednarczyk, 1981; Kuleta i in., 2002), karadock¹ forma-cjê i³owców Udala po³udniowo-zachodniej Lubelszczyzny (Modliñski, 1984; Modliñski i in., 1995) oraz formacjê i³owców z Sasina w obni¿eniu ba³tyckim. Ta ostatnia obej-muje w najpe³niejszym rozwoju osady od poziomu

Didy-mograptus murchisoni lanwirnu po poziom Pleurograptus linearis karadoku (Modliñski & Szymañski, 1997). W

obrêbie osadów ilastych profilów trzech wy¿ej wspomnia-nych obszarów wystêpuj¹ charakterystyczne wk³adki utworów piroklastycznych — bentonitów, przy czym iloœæ i mi¹¿szoœæ tych wk³adek wyraŸnie zwiêksza siê ku pó³nocnemu zachodowi (Modliñski i in., 1995).

W zapadliskach lwowskim i przedkarpackim Ukrainy za czêœciowe przynajmniej ekwiwalenty formacji i³owców i wapieni z Cieszanowa nale¿y wskazaæ i³owce svity ske-liviskiej, reprezentuj¹ce odpowiedniki piêter aseri–uhaku (Drygant, 2000) i wieñcz¹ce na tym obszarze profil syste-mu ordowickiego. Ich górna granica jest natury erozyjnej i trudno okreœliæ, przy stosunkowo nielicznych datowaniach paleontologicznych, pierwotny zasiêg stratygraficzny jed-nostki oraz przebieg jej górnej granicy. Dolna granica jest równie¿ niedostatecznie udokumentowana paleontologicz-nie i zarówno jej pozycja, jak i przebieg paleontologicz-nie zosta³y osta-tecznie zdefiniowane.

Formacja i³owców wapnistych z Narola (fm) Czêœæ najwy¿sza sekwencji ordowickiej strefy Bi³goraj–Narol jest przyporz¹dkowana, zaliczanej do aszgilu, formacji i³owców wapnistych z Narola (ryc. 2). Z i³owcami formacji z Cieszanowa zespó³ skalny jednostki wi¹¿e ciag³e przejœcie sedymentacyjne. Ich granica odpo-wiada w przybli¿eniu granicy karadok–aszgil sensu

brit-tannico i przebiega izochronicznie lub prawie

izochroicznie. Jako górn¹ granicê formacji przyjêto arbi-tralnie charakterystycznie wykszta³con¹, wyg³adzon¹ powierzchniê nieci¹g³oœci sedymentacyjnej z rozwiniêt¹ zazwyczaj cienk¹ stref¹ pirytyzacji, usytuowan¹ w najwy-¿szym aszgilu, powy¿ej której zalegaj¹ ilaste osady lando-weru, odznaczaj¹ce siê kontrastowo wy¿szymi powszechnie wartoœciami natê¿enia naturalnego promie-niowania gamma na wykresach pomiarów geofizycznych (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

Jednostka zbudowana jest g³ównie z monotonnie wykszta³conych i³owców wapnistych i wapnistych i³owców mulastych, szarych i ciemnoszarych, zwiêz³ych, miejscami przechodz¹cych w ciemnoszare mu³owce ilaste

i wapniste mu³owce ilaste, tworz¹ce niewyraŸnie wyodrêb-nione, nieregularne wk³adki, soczewki i laminy o mi¹¿szo-œci od 5 cm do 0,65 m. Ich wzajemne przejmi¹¿szo-œcia s¹ na ogó³ stopniowe i p³ynne, niekiedy tak dalece, ¿e makroskopowo trudno okreœliæ granice dwu tych typów ska³. Jako prze-warstwienia w sekwencji ilasto-mu³owcowej wystêpuj¹ powszechnie cienkie wk³adki i izolowane ³awice szarych margli i wapieni marglistych typu kalcysiltytów i kalcylu-tytów o mi¹¿szoœci do 0,3 m. Zarówno wk³adki mu³owców ilastych, jak i i³owców mulastych wyró¿nia zawartoœæ licz-nych, bez³adnie rozproszonych ziarn detrytycznego kwar-cu o œrednicy do 1,5 mm oraz blaszek muskowitu.

Jakoœciowy sk³ad mineralny ska³, ich cechy tekstural-ne, ogólny pokrój i typ u³awicenia s¹ tu podobne jak kom-ponentów litologicznych opisanej wczeœniej formacji z Cieszanowa (vide str. 224). Zapis depozycyjny formacji z Narola od tych ostatnich ró¿ni m.in.: brak wk³adek ska³ piroklastycznych (bentonity) oraz i³owców i mu³owców barwy szarozielonej, mniejszy wzglêdny udzia³ ska³ wêglanowych przy braku lub marginalnym udziale wapie-ni z grupy kalkarewapie-nitów, wreszcie wapie-ni¿sza przeciêtwapie-nie zawartoœæ w ich sk³adzie okruchowego materia³u bioge-nicznego (Modliñski & Szymañski, 2004, 2005).

W regionie ³ysogórskim Gór Œwiêtokrzyskich ekwiwa-lentem formacji z Narola s¹ równowiekowe osady formacji mu³owców z Wólki (Bednarczyk, 1981; Kuleta i in., 2002). Dolna granica tej jednostki jest identycznie usytuowana i równie¿ przebiega izochronicznie. Interpretacja przebiegu górnej granicy jest ró¿nie przyjmowana — b¹dŸ odpowia-da ona górnej granicy osadów aszgilu, na których zgodnie sedymentacyjnie wystêpuj¹ osady landoweru (n.p. Bednar-czyk, 1981; Kuleta i in., 2002), b¹dŸ jest prowadzona w obrêbie aszgilu górnego (Tomczyk & Turnau-Morawska, 1967).

Z jednostek litostratygraficznych zachodniej czêœci obni¿enia ba³tyckiego najwiêksze analogie ³¹cz¹ jednostkê z Narola z formacj¹ margli i i³owców z Prabut. Dolna gra-nica tej formacji przebiega nieco skoœnie — heterochro-nicznie w aszgilu dolnym, natomiast górna o charakterze erozyjnym (Modliñski & Szymañski, 1997) — jest prowa-dzona miêdzy osadami marglistymi z faun¹ Hirnantia a utworami ilastymi poziomu Normalograptus persculptus najwy¿szego aszgilu (Podhalañska, 2003).

W regionie lubelskim czêœciowymi ekwiwalentami formacji i³owców wapnistych z Narola s¹: formacja wapie-ni z Kodeñca oraz formacja margli Tyœmiewapie-nicy (Modliñski, 1984), przy czym wiêksze analogie wykazuj¹ margliste osady aszgilu górnego formacji margli Tyœmienicy ni¿ wêglanowe utwory dolnego aszgilu formacji wapieni z Kodeñca.

Zarówno w zachodniej, jak i wschodniej czêœci Wo³ynia i Podola osadów aszgilu dotychczas nie stwierdzono. Ich brak wynika z faktu, i¿ obszary te b¹dŸ wchodzi³y w sk³ad rozleg³ego paleol¹du bia³oruskiego-ukraiñskiego (paleol¹d Sarmatii) i znajdowa³y siê poza zasiêgiem morskiego zbior-nika ba³tyckiego, b¹dŸ objête by³y sedymentacj¹ o charakte-rze marginalnomorskim, której produkty o nieznacznej mi¹¿szoœci, uleg³y nastêpnie erozji œródordowickiej, i/lub postordowickiej erozji epigenetycznej.

Implikacje paleogeograficzne

Sekwencje skalne ordowiku polskiego i ukraiñskiego fragmentu strefy brze¿nej kratonu wschodnioeuropejskie-go reprezentuj¹ osady wewnêtrznych partii rozleg³ewschodnioeuropejskie-go basenu perykratonicznego, rozci¹gaj¹cego siê wzd³u¿ zachodnich peryferii paleokontynentu Baltiki (Fennosar-macji). Zewnêtrzne ramy zbiornika, okreœlanego tradycyj-nie jako basen ba³tycki (Männil, 1966) tworz¹: w czêœci pó³nocnej — lineament Trollford — Timan (Erdtman & Paalits, 1994), na wschodzie — wydŸwigniête obszary Laurusji (Fennoskandia, Sarmatia) — l¹dy fiñski, bia³oruski i ukraiñski, a na po³udniu — hipotetyczny L¹d Prakarpacki (?). Zachodni¹ granicê akwenu umownie wyznacza prze-bieg strefy szwu transeuropejskiego (TESZ), która jako aktywny element morfologiczno-strukturalny skorupy ziemskiej, zaznacza³a siê niemal w sposób ci¹g³y w ordo-wickim odcinku skali czasu geologicznego (Guterch i in., 1986; Dadlez, 1993, 2000). Za³o¿enie basenu wi¹¿e siê z dwoma g³ównymi epizodami transgresywnymi systemu o wymiarze globalnym: starszym — wczesnotremadockim oraz m³odszym — z prze³omu tremadok–arenig. Zasadnicze elementy geometrii basenu ukszta³towa³o ostatecznie powszechne pog³êbienie we wczesnym karadoku, które wyrazi³o siê m.in.: maksymalnym rozszerzeniem zasiêgu zbiornika, powszechn¹ progradacj¹ facji ilastych ku wschodowi, zatopieniem górnoarenidzko-lanwirñskiej platformy wêglanowej oraz unifikacj¹ warunków ekolo-gicznych.

Zdarzenia transgresji wczesnoordowickich — poprze-dzone epizodami emersji i erozji subarealnej — mo¿na interpretowaæ jako gwa³towne ale nie katastroficzne. Ich inicjalne fazy charakteryzowa³y siê powszechnym i drastycznym zahamowaniem subsydencji, znacznym gra-dientem zmian œrodowisk sedymentacji oraz licznymi epi-zodami niedepozycji. Jako produkty pozostawi³y one po sobie skondensowane osady klastyczne (tremadok dolny) lub klastyczno-glaukonitowe (arenig dolny) o nieznacznej mi¹¿szoœci i rezydualnym charakterze. S¹ to zlepieñce, ró¿no- i œrednioziarniste piaskowce kwarcowe i kwar-cowo-glaukonitowe, których charakter przemawia za koncepcj¹ relatywnie p³ytkiego basenu we wczesnym ordowiku.

Jakoœciowy i iloœciowy sk³ad oraz kontekst biofacjalny sekwencji skalnych ordowiku polskiego i ukraiñskiego fragmentu strefy brze¿nej kratonu wskazuje, i¿ nosz¹ one liczne cechy w³aœciwe osadom wewnêtrznych (dystalnych) partii paleobasenu ba³tyckiego, które mo¿na przy-porz¹dowaæ dwu konfacjom sensu V. Jaanussona (1976), tj. odpowiednio: konfacji skañskiej na zachodzie oraz kon-facji centralno-ba³tycko-skandynawskiej (=szwedz-ko-³otewskiej) w czêœci wschodniej. Zmiennoœæ oboczna ich osadów konsekwentnie wskazuje na bardziej proksy-malny i bli¿szy hipotetycznemu brzegowi basenu, charak-ter konfacji na wschodzie, natomiast dystalny — na zachodzie (konfacja skañska). Za tak¹ polaryzacj¹ przema-wia w szczególnoœci konsekwentny wzrost ku E udzia³u wapieni detrytycznych, przy jednoczesnym spadku w kie-runku wschodnim proporcji materia³u ilastego.

Zasadniczym komponentem sekwencji litologicznych dwu tych konfacji s¹ silikoklastyki o ró¿nej kategorii wiel-koœciowej ziarn — zlepieñce, piaskowce kwarcowe, mu³owce, i³owce i i³owce bitumiczne typu black shell, sta-nowi¹ce ³¹cznie od 80 do 85% mi¹¿szoœci serii. Ska³om nieterygenicznym przypada powszechnie rola podrzêdna, zarówno pod wzglêdem objêtoœciowym (mi¹¿szoœcio-wym), jak i stratygraficznym. Ich spektrum litologiczne tworz¹ ziarnowe wêglany typu kalcyklastyków (wapienie, wapienie dolomityczne, wapienie z glaukonitem, wapienie organodetrytyczne) i kalcysilikoklastyków (wapienie piaszczyste, wapienie margliste i margle), ska³y chemoge-niczne — glaukonityty oraz lokalnie ska³y piroklastyczne (bentonity, tufity). Gradient ró¿nic w wykszta³ceniu lito-logicznym ich sukcesji siêga od zlepieñców bazalnych i piaskowców kwarcowych ze zmiennym udzia³em prze-warstwieñ ilastych, poprzez osady ilasto-mu³owcowe i skondensowane wêglany bioklastyczne, po litofacje ilaste i ilasto-mu³owcowe (Modliñski i in., 1995, 2002) z udzia³em epizodycznych wk³adek ska³ wêglanowych (karadok–aszgil).

Podsumowanie

Z przeprowadzonych porównañ i korelacji formalnych jednostek litostratygraficznych serii ordowiku z strefy brze¿nej kratonu wschodnioeuropejskiego na obszarze Polski i Ukrainy wynika co nastêpuje:

1. Identyczna pozycja w profilach, podobieñstwo wykszta³cenia litologicznego oraz analogie w sukcesji zda-rzeñ geologicznych pozwalaj¹ na wiarygodne korelacje formalnych jednostek litostratygraficznych serii ordowiku z rejonu Bi³goraj–Narol z równowiekowymi ich odpowiednikami nastêpuj¹cych obszarów: z terenu Polski -obni¿enia ba³tyckiego, regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich oraz regionu lubelskiego; z obszaru Ukrainy -zapadliska lwowskiego, -zapadliska przedkarpackiego, pod³o¿a Karpat oraz Wo³ynia i Podola (ryc. 2).

2. Za spraw¹ subarealnej erozji œród- i postordowickiej najwiêksze luki w badanym zapisie dotycz¹ dwu odcinków analizowanych sekwencji: pogranicza tremadok gór-ny–arenig oraz aszgilu. Znacznie mniejsza luka obejmuje ni¿sz¹ czêœæ lanwirnu na wschodzie Wo³ynia i Podola oraz najwy¿szy aszgil. We wszystkich tych przypadkach przy procedurach korelacyjnych trzeba by³o uciec siê do rekon-strukcji nastêpstwa litologicznego na podstawie wyrywko-wych i niepe³nych informacji. Czêœæ dolnotremadocka profilu uzyska³a zarazem — po czêœci z przyczyn ekolo-gicznych — znacznie s³absz¹ dokumentacjê biostratygra-ficzn¹. W sumie, interpretacja tremadockich jednostek litostratygraficznych jest bardziej hipotetyczna ni¿ w przy-padku jednostek z interwa³u arenig górny–aszgil.

3. Ze wzglêdu na sta³oœæ pozycji w profilu–przynajm-niej w skali obszaru badañ, wyraŸne cechy identyfikacyjne oraz wiarygodn¹ i precyzyjn¹ dokumentacjê paleontolo-giczn¹, za przewodnie poziomy korelacyjne serii ordowiku strefy Bi³goraj–Narol w korelacjach z standardem global-nego podzia³u chronostratygraficzglobal-nego mo¿na traktowaæ m.in.: górn¹ granicê silikoklastyków formacji bi³gorajskiej (tremadok); w ograniczonym zakresie serie skalne, odpowiednio: w czêœci pó³nocno zachodniej strefy — sekwencjê ilast¹ formacji Tanwi oraz w czêœci po³udniowo

wschodniej — kompleks wêglanowy formacji z Suœca; seriê wapieni, wapieni marglistych i margli ogniwa z Osuch.

4. Zmiennoœæ litologiczn¹ i facjaln¹ osadów serii ordo-wickiej strefy mo¿na interpretowaæ jako wypadkow¹ g³ównie dwu czynników o odmiennej genezie: w segmen-tach cz³onów transgresywnych sekwencji (fm z Bi³goraja, fm Tanwi, fm z Suœæa) — odziedziczonym po wcze-œniejszych etapach ukszta³towaniem morfologii pod³o¿a basenu i eustatycznymi wahaniami poziomu wód Oceanu Œwiatowego; w regresywnych (fm z Narola) — ogólnym obni¿eniem poziomu wód zbiornika oraz rezultatami tekto-niki blokowej pod³o¿a (Bergström, 1973).

5. Inwentarz litologiczny i petrograficzny poszczegól-nych sekwencji litologiczposzczegól-nych oraz sukcesja pionowa ich g³ównych typów skalnych wskazuj¹, i¿ reprezentuj¹ one kolejno trzy naturalnie wyodrêbnione transgresywno-re-gresywne cykle (sekwencje) sedymentacyjne sensu John-son i in. (1985): dolny — klastyczny odpowiada stratygraficznie tremadokowi dolnemu (pakerort); œrodko-wy — ilasto-wêglanoœrodko-wy arenigowi-lanwirnowi; górny — ilasty najwy¿szemu lanwirnowi (uhaku)-aszgilowi.

6. Zdefiniowane jednostki litostratygraficzne serii ordowickiej mo¿na przyporz¹dkowaæ w sensie genetycz-nym nastêpuj¹cym trzem jakoœciowo odmiengenetycz-nym fazom geotektonicznym w rozwoju basenu perykratonicznego strefy Bi³goraj–Narol: sekwencja silikoklastyków dolno-tremadockiej formacji z Bi³goraja i dolnoarenidzka forma-cja Tanwi powsta³y podczas subsydencji zwi¹zanej z ekstensj¹ towarzysz¹c¹ rozpadowi prekambryjskiego superkontynentu Rodinii i jego rekonfiguracji w Pannotiê (Dalziel, 1995; Torsvik i in., 1996; Bogdanova i in., 1997); seria wêglanów formacji z Suœæa arenigu górnego (volk-hov)–lanwirnu wi¹¿e siê z etapem powolnej subsydencji charakterystycznej dla stadium osiadania termalnego w rozwoju basenu; na koniec — kompleks ilasty formacji z Cieszanowa i formacji z Narola najwy¿szego lanwirnu (uhaku)–aszgilu powsta³ w zbiorniku rozwiniêtym na przedpolu nasuniêtej prawdopodobnie na SW krawêdŸ paleokontynentu Baltiki (Fennosarmacji) postulowanej kaledoñskiej pryzmy akrecyjnej. Szacunki liczbowe czasu trwania trzech wyró¿nionych etapów w rozwoju basenu mo¿na okreœliæ, wed³ug skal liczbowych Gradsteina i Ogga (1995), Mc Kerrowa i in. (2000) oraz R. D.Tuckera i W. S. Mc Kerrowa (1995) nastêpuj¹co: pierwszego — na ok. 10,0 mln lat (485,0–495,0 mln lat); drugiego — na ok. 21,0 mln lat (464,0–485,0 mln lat); trzeciego — na ok. 21,0 mln lat (443,0–464,0 mln lat).

Autorzy dziêkuj¹ dyrekcji PIG za przyznanie œrodków umo-¿liwiaj¹cych realizacjê niniejszego opracowania (poz. pl. 6.20.1230.00.0), pochodz¹cych z funduszy przeznaczonych przez Komitet Badañ Naukowych na badania statutowe. K. Jawo-rowskiemu zawdziêczamy pomocne informacje dotycz¹ce grani-cy kambr/ordowik w pó³nocnej Polsce i w polskiej czêœci Morza Ba³tyckiego. Z rêkopisem zapozna³ siê L. Mi³aczewski, któremu jesteœmy wdziêczni za poczynione uwagi i dyskusje.

Literatura

BEDNARCZYK W. 1981 — Stratygrafia ordowiku Gór Œwiêtokrzy-skich. [W:] Przewod. 53 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 35–41.

BERGSTRÖM J. 1973 — Palaeoecologic aspects of an Ordovician Tretaspis fauna. Acta Geol. Pol., 23, 2; 179–206.

BOGDANOVA S. V., PASHKEVICH J. K., GORBACHEV V. I. & ORLYUK S. V. 1997 — Riphean rifting and major Palaeoproterozoic cristal houndaries in the basement of the East European Craton: geo-logy and geophysics. Tectonophysics, 268; 1–21.

BU£A Z., JACHOWICZ M., MARKIEWICZ J., JAWOROWSKI K., MARKOWIAK M., HABRYN R., KARWASIÑSKA M. &

KWARCIÑSKI J. 2004 — Badania ordowiku i syluru w rejonie Busko–Rzeszów i Lubaczów–Krzeszów (maszynopis). Arch. CAG. 742/2004.

DADLEZ R. 1993 — Teisseyre–Tornquist tectonic zone (TTZ) in Poland. Publ. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sc., A–20 (225): 49–51. DADLEZ R. 1995 — Geological atlas of the southern Baltic. Lower Palaeozoic. Pol. Geol. Inst. Warszawa.

DADLEZ R. 2000 — Pomeranian Caledonides (NW Poland), fifty years of controversies: a review and a new concept. Geol. Quart., 44: 221–236.

DADLEZ R., KOWALCZEWSKI Z. & ZNOSKO J. 1994 — Some key problems of the pre-Permian tectonics of Poland. Geol. Quart., 38: 169–190.

DALZIEL I. W. D. 1995 — Earth before Pangea. Scientific American: 38–42.

DRYGANT D. 1970 — Stratigraphic distribution of conodonts in the Middle Ordovician of the northen–western Volyn (in Ukrainaian with English summary). Reports of the Acad. Sci. of Ukr. SSR. Ser. B 10: 891–894.

DRYGANT D. 1975 — Conodonts ad the age of the Lower Ordovician glauconitic rocks in Volyn (in Ukrainaian with English summary). Reports of the Acad. Sci. of Ukr. SSR. Ser. B 2: 103–107.

DRYGANT D. 1979 — Korreljacija i tektoniczeskije us³owija formiro-wanija ordowikskich ot³o¿enij Jugo–Zapadnoj okrainy Wostocz-no–Jewropejskoj p³atformy. Geo³. i geochim. gorjucz. iskop., 52: 51–57.

DRYGANT D. 2000 — Lower and Middle Paleozoic of the Volyn’–Podollja margin of the East–European Platform and Carpathian Foredeep (in Ukrainian with English summary). Naukowi zapiski Derzawnogo pri-rodoznawczego muzeju, 15: 24–130.

ERDTMAN B-D. & PAALITS I. 1994 — The Early Ordovician ”Ceratopyge Regressive Event”CRE: Its Correlation and Biotic Dyna-mic Arross the East European Platform. Geologija, 17: 36–57. Vilnius. GRADSTEIN F.M. & OGG J. 1996 — A Phanerozoic time scale. Epi-sodes., 19; 3–5.

GUTERCH A., GRAD M., MATERZONK R. & PERCHUÆ E. 1986 — Deep structure of the Earth`s Crust in the contact zone of the Pale-ozoic and Precambrian Platforms in Poland (Tornquist–Teisseyre Zone). Tectonophysics, 128: 251–279.

JAANUSSON V. 1976 — Faunal dynamics in the Middle Ordovi-cianViruan of Balto–Scandia. The Ordovician system. Univ. of Wales Press and National Mus. of Wales: 301–326.

JAWOROWSKI K. & SIKORSKA M. (2005) — Zwi¹zek jednostki ³ysogórskiej z kratonem wschodnioeuropejskim na tle badañ sedymen-tologiczno-petrograficznych osadów kambru. Posiedz. Nauk. Pañst. Inst. Geol.,61: 13–16.

JOHNSON J.G., KLAPPER G. & SANDBERG C.A. 1985 — Devo-nian eustatic fluctuations in Euroamerica. Geol. Soc. Am. Bull., 96: 567–587.

KULETA M., MALEC J., SALWAS., SZCZEPANIK Z. & ZBROJA S. 2002 — Mapy mi¹¿szoœciowo-litofacjalne i syntetyczne profile pale-ozoiku pó³nocnej czêœci regionu œwiêtokrzyskiego. CAG 2198/2002. LENDZION K., MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B. 1979 — The Tremadocian of the Lublin Region (in Polish with English summary). Kwart. Geol., 23: 713–726.

MNNIL R.M. 1966 — Evolution of the Baltic Basin during the Ordovicianin Russian with English summary. Valgus. Tallinn. Mc KERROW W.S. & Van STAAL C.R. 2000 — The Palaeozoic time scale reviewed. Geol. Soc., London, Special Publications, 179: 5–8. MODLIÑSKI Z. 1984 — Stratigraphy of Post-Tremadocian Ordovi-cian rocks in the Lublin Region (in Polish with English summary). Kwart. Geol., 28:1–16.

MODLIÑSKI Z. 1988 — the development of Ordovician sediments in Pomerania and adjacent Baltic Basin (in Polish with English summary). Kwart. Geol., 32: 565–576.

MODLIÑSKI Z., NEHRING-LEFELD M. & SUDOVCEV W. 1995 — Post–Tremadoc Ordovician sediments of the Polish–Ukrainian bounda-ry. Geol. Quart., 39: 165–176.

MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B. 1997 — The Ordovician litho-stratigraphy of the Peribaltic Depression (NE Poland). Geol. Quart., 41: 273–288.

MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B., 2004 — Litostratygrafia osadów ordowiku po³udniowo-wschodniej Lubelszczyzny — porównanie ze standardami Ukrainy. (maszynopis). Arch. CAG 1535/2005. MODLIÑSKI Z. & SZYMAÑSKI B. 2005 — Litostratygrafia osadów ordowiku strefy Bi³goraj–Narol (SE Polska). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 416: 45–79.

OR£OWSKI S. 1975 — Cambrian and Upper Precambrian lithostrati-graphic units in the Holy Cross Mts. (In Polish with English summary). Acta Geol. Pol., 25: 431–448.

PODHALAÑSKA T. 2003 — Late Ordovician to Early Silurian transi-tion and the graptolites from Ordovician/Silurian boundary near the SW rim of the East European Craton (northern Poland). Instituto Supe-rior de Correlatión Geológica INSUGEO Ser. Corr. Geol., 18: 165–171. Tucumán.

POKORSKI J. & MODLIÑSKI Z. (scent. eds.) 2005 — Mapa geolo-giczna po³udniowego Ba³tyku bez utworów permu i mezozoiku. Pañst. Inst. Geol. Warszawa.

POMYANOWSKAYA G. M. 1972 — Regional Essays of Stratigraphy of the Ordovician Deposits in Ukrainian SSR. The Volyn Elevation (In Ukrainian with English summary). [In:] Stratigraphy of the Ukrainian ~SSR. 3: 159–168. „Naukowa Dumka”. Kijew.

SAADRE T., EINASTO R., NOLVAK J. & STOUGE S. 2004 — Ordovician stratigraphy of the Kovel–1 well (Volkhov–Haljala) in the Volynia region, northwestern Ukraine. Bulletin of the Geol. Society of Denmark. 51: 47–69.

STOUGE S. & SAADRE T. 1997 — Lower–Middle Ordovician strati-graphy and conodont–based biostratistrati-graphy of the Kovel–1 (No 5415), western Volynia, Ukraine. [In:] Koren’ T. (ed.): Meeting of Working Group on Ordovician Geology of Baltoscandia. Programme and Abs-tracts; 53–54.

SZYMAÑSKI B. 1973 — Ordowik zachodnich obszarów platformy prekambryjskiej ZSSR. Geologia Za Granic¹, 14 (3/4): 5–19. SZYMAÑSKI B. 1998 — Petrology and lithofacies of the Tremadoc epicontinental-marine siliciclastic sequence in the Lublin area (SE Poland). Geol. Quart., 42: 421–442.

TOMCZYK H. & TURNAU-MORAWSKA M. 1967 — Problems of stratigraphy and sedimentation of the Ordovician in £ysogóry (Holy Cross Mts., Central Poland) in connection with some problems of the Southern Region (in Polish with English summary). Acta Geol. Pol., 17: 1–50. Warszawa.

TORSVIK T. H., SMETHURST M. A., MEERT J. G., VAN DER VOO R., Mc KERROW W. S., BRASIER M. D. STUWT B. A &

WALDERHAUG H. J. 1996 — Continental break — up and collision in the Neoproterozoic and Paleozoic — A tale Baltica and Laurentia. Earth Planet Rev., 40; 229–258.

TSEGELNYUK P. D. 1972 — The Ordovician. The Western Slope of Ukrainian Shield within the Boundaries of the Podolian Region (in Ukrainian with English summary). [In:] Stratigraphy of the Ukrainian SSR, 3: 169–185. „Naukowa Dumka”. Kijew.

TUCKER R. D. & Mc KERROW W.S. 1995 — Early Paleozoic chro-nology: A review in light of new U–Pb zircon ages from Newfounland and Britain. Canad. J. Earth Sci., 32: 368–379.

VÊSCÂUTANU TH. 1931 — Les formations siluriennes de la Rive Roumaine du Dinester. Inst. Geol. al. Rom. v.15. Bucuresti. Zasady polskiej klasyfikacji, terminologii i nomenklatury stratygra-ficznej. 1975 — Instrukcje i metody badañ geologicznych, no. 33. Inst. Geol. Warszawa.

ZNOSKO J. 1962 — Present status of knowledge of geological structu-re of deep substratum of Poland beyond the Carpathians (in Polish with English summary). Kwart. Geol., 6: 485–511.

ZNOSKO J. 1998 — Tectonic Atlas of Poland. Pañst. Inst. Geol. War-szawa.

Praca wp³ynê³ado redakcji 06.05.2005 r. Akceptowano do druku 10.08.2005 r.