Rola halokinezy w powstawaniu trzeciorzêdowych z³ó¿ wêgla brunatnego
na Ni¿u Polskim
Jacek Robert Kasiñski
1, Grzegorz Czapowski
1, Marcin Piwocki
1Halokinetic impact on origin of the Tertiary lignite deposits on the Polish Lowlands. Prz. Geol., 57: 964–975.
A b s t r a c t . Large concentrations of lignite, creating economic lignite deposits, occur frequently in a close vicinity or directly above salt domes. Those lignite accumulations, common in the northern and central parts of Szczecin-£ódŸ-Miechów Synclinorium (Polish Lowlands), were partially produced by halotectonic processes active during Tertiary. Generally, differ-entiated activity of halotectonics did not secure proper conditions controlling extensive accumulation of phytogenic matter and even destroyed the uplifted lignite seams. However, conditions convenient for phytogenic matter accu-mulation were rather common locally. The following processes: 1) salt subrosion of a dome upper part, 2) halokinetic salt outflow along opened fault surfaces, 3) formation of secondary peripherial sinks nearby the domes and 4) development of extensional depressions on the top of disrupted antyclines formed within a salt-dome overbur-den during the uplift, all were responsible for generating of salt-related sinks. In a regional scale, development of the primary peripherial sinks between salt structures (mostly salt crests, walls and pillows) could be also related to the halokinetics. Detailed anal-ysis of geological setting in vicinities of some major salt domes on the Polish Lowlands evidenced that more than 80% of lignite resources are directly or indirectly related to these structures. Those lignite resources are most profitable due to an advantagenous overburden ratio. Application of complex research methods (including high-resolution seismic profilling) enables a model construc-tion of those areas and precise defining the relaconstruc-tions between stages of salt structure development and a rate of phytogenic accumula-tion, offering/bringing significant data for lignite prospection.
Keywords: halotectonics, halokinetics, subrosion, salt domes, phytogenic accumulation, Tertiary, lignite
Akumulacja znaczniejszych iloœci materii fitogenicz-nej wymaga zachowania stabilfitogenicz-nej i powolfitogenicz-nej subsydencji, st¹d stosunkowo niespokojne tektonicznie otoczenie wysa-dów solnych nie wydaje siê sprzyjaæ podobnym nagromadze-niom. Praktyka wskazuje jednak, ¿e w s¹siedztwie, a nawet w nadk³adzie wysadów wystêpuj¹ znaczne koncentracje wêgla brunatnego, czêsto o znaczeniu z³o¿owym. Takie nagromadzenia, pozostaj¹ce w zwi¹zku z tektonik¹ haloki-netyczn¹ w rejonie licznych wysadów i poduszek solnych, mo¿na obserwowaæ na rozleg³ych obszarach Ni¿u Polskie-go w pó³nocnej i œrodkowej czêœci synklinorium szczeciñ-sko-³ódzko-miechowskiego.
Cechsztyñska formacja solonoœna
Cechsztyñska formacja solonoœna, która wystêpuje pod powierzchni¹ oko³o 60% naszego kraju, w tym niemal ca³ego obszaru Ni¿u Polskiego, stanowi wschodni¹ czêœæ wielkiego cechsztyñskiego basenu œrodkowoeuropejskie-go. Zawiera ona z³o¿a soli kamiennej i soli potasowo-ma-gnezowych. Na obszarze Ni¿u, w centrum dawnego zbiornika ewaporacyjnego, osady solonoœne wystêpuj¹ na g³êbokoœci kilku tysiêcy metrów, a seria solna osi¹ga mi¹¿szoœæ ponad 1000 m. Ku brzegom tego zbiornika seria solna staje siê cieñsza i wystêpuje na mniejszej g³êbokoœci. Budowê geologiczn¹ tego regionu w znacznym stopniu determinuj¹ halokinetyczne i halotektoniczne ruchy mas solnych, które w strefach aktywnoœci tektonicznej pod³o¿a podpermskiego przedzieraj¹ siê ku górze poprzez ska³y nadk³adu mezo- i kenozoicznego (m.in. Dadlez & Marek, 1974; Tarka, 1991; Dadlez, 1997; Burliga i in., 2003;
Jaro-siñski & Krzywiec, 2006; Krzywiec 2004a, b, 2006; Krzy-wiec i in., 2006).
W osiowej czêœci dawnego zbiornika, w strefie obecne-go wa³u œrodkowopolskieobecne-go, popermska halokineza mas solnych spowodowa³a utworzenie rozmaitych struktur halotektonicznych (poduszek, wa³ów, grzebieni, pni i dia-pirów), unosz¹cych serie solne z g³êbokoœci nawet 5–7 km. W stropowych czêœciach licznych diapirów udokumento-wano z³o¿a solne.
Wysadowe struktury solne ci¹gn¹ siê w¹skim pasem wzd³u¿ rozci¹g³oœci wa³u œrodkowopolskiego (ryc. 1). Maksymalnie ku powierzchni wznosz¹ siê na obszarze Kujaw, gdzie by³y Ÿród³em naturalnych wyp³ywów sola-nek, wykorzystywanych w warzelnictwie soli. W œrodko-wej czêœci wa³u wystêpuje kilkanaœcie struktur solnych, o generalnej orientacji osi pod³u¿nej NW-SE. Pokrywê mezozoiczn¹ przebijaj¹ ca³kowicie wysady: Wapno, Da-mas³awek, Mogilno, Inowroc³aw, Góra, Izbica Kujawska, K³odawa, RogóŸno, Lubieñ, £aniêta i Dêbina (tab. 1). Na obszarze synklinorium ³ódzkiego, gdzie rozlokowana jest wiêkszoœæ rozpoznanych form wysadowych, wysokoœæ struk-tur solnych waha siê w granicach 1,5–8 km, a powierzchnia zwierciad³a solnego, wystêpuj¹cego na g³êbokoœci od 100 do ponad 1900 m (przewa¿nie w przedziale g³êbokoœci 200–450 m), zmienia siê od 0,3 km2do 52 km2(tab. 1).
Wêglonoœne osady paleogenu i neogenu
W kenozoiku obszar wystêpowania cechsztyñskiej for-macji solonoœnej znalaz³ siê na wschodnich peryferiach basenu Europy pó³nocno-zachodniej, siêgaj¹cego od Morza Pó³nocnego poprzez Daniê, Holandiê i Niemcy po Polskê i Bia³oruœ. Na terytorium Ni¿u Polskiego by³ to typowy basen epikontynentalny, w którym przeciêtna 1
Pañstwowy Instytut Geologiczny — Pañstwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa
mi¹¿szoœæ utworów trzeciorzêdu wynosi³a oko³o 100 m, choæ w zapadliskach tektonicznych i w obni¿eniach subro-zyjnych na terenie wysadów solnych dochodzi³a do oko³o 500 m (Kasiñski, 2004).
Profil osadów paleogenu i neogenu na terenie Ni¿u Pol-skiego jest wyraŸnie dwudzielny. Wœród utworów paleoge-nu przewa¿aj¹ p³ytkomorskie osady piaszczyste i piaszczysto-wêglanowe z przewarstwieniami mu³owco-wo-piaszczystych osadów brakicznych i l¹dowych, lokal-nie z pok³adami wêgli brunatnych. W profilu neogenu
wystêpuj¹ piaszczysto-mu³kowe osady l¹dowe i brakiczne z pok³adami wêgla brunatnego o szerokim rozprzestrzenie-niu (Piwocki, 1983). Ca³y profil cechuje wystêpowanie czêstych luk sedymentacyjnych i stratygraficznych. Paleo-gen i neoPaleo-gen w zachodniej czêœci Ni¿u Polskiego charakte-ryzuj¹ siê nieco pe³niejszym rozwojem stratygraficznym, obejmuj¹cym osady eocenu, oligocenu i miocenu, a lokal-nie paleocenu i pliocenu. W œrodkowej i wschodlokal-niej czêœci Ni¿u profil ten zawiera wiêcej luk, a pe³niejszy rozwój wykazuj¹ zwykle tylko osady paleocenu, po czêœci eocenu Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009
Przytór Goleniów Grzêzno Drawno Cz³opa Wapno Damas³awek Mogilno Inowroc³aw Strzelno Góra K³odawa £aniêta Lubieñ RogóŸno Dêbina P¹tnów II Lubstów K³odawa RogóŸno M O R Z E B A£ T Y C K I E B A L T I C S EA 54° 53° 52° 15° 16° 17° 18° 19° 20° 15° 16° 17° 18° 19° 20° 14° 54° 53° 52° KOSZALIN S£UPSK SZCZECINEK PI£A GRUDZI¥DZ KOŒCIERZYNA GDYNIA ELBL¥G M£AWA W£OC£AWEK P£OCK TORUÑ SIERADZ KONIN LESZNO ZIELONA GÓRA POZNAÑ £ÓD GDAÑSK OLSZTYN WROC£AW BYDGOSZCZ GORZÓW WLKP. SZCZECIN 0 50 100km nadwysadowe at a diapir overburden przywysadowe
at a diapir marginal depression
Z³o¿a wêgla brunatnego
Lignite deposits
ponad struktur¹ above a salt structure
miêdzywysadowe intradiapir ones inne other poduszki solne salt pillows
wysady solne nie przebijaj¹ce utworów mezozoiku
diapirs unpierced the Mesozoic deposits wysady solne przebijaj¹ce utwory mezozoiku diapirs pierced the Mesozoic deposits
Struktury solne
Salt structures
Uskoki przecinaj¹ce kompleks permsko-mezozoiczny: Faults cutting the Permian/Mesozoic complex:
pewne evident przypuszczalne supposed
Ryc. 1. Wyst¹pienia wêgla brunatnego na tle rozmieszczenia struktur solnych na Ni¿u Polskim (wg Kasiñskiego i in, 2001a) Fig. 1. Lignite occurrences at the background of location of salt structures on the Polish Lowlands (after Kasiñski et al., 2001a)
oraz œrodkowego i górnego miocenu, a tak¿e dolnego plio-cenu. Na ten stan wp³ynê³y zarówno globalne czynniki geotektoniczne i paleogeograficzne, jak i lokalne ruchy drobniejszych bloków pod³o¿a podtrzeciorzêdowego oraz zró¿nicowane w czasie i przestrzeni ruchy struktur sol-nych.
Profil paleogenu w Polsce pó³nocno-zachodniej rozpo-czynaj¹ zazwyczaj utwory eocenu lub oligocenu, a w Pol-sce wschodniej paleocenu. Na obszarze Ni¿u do paleogenu powszechnie s¹ zaliczane zwietrzeliny i pokrywy wietrze-linowe spoczywaj¹ce bezpoœrednio na utworach pod³o¿a podkenozoicznego (kaoliny rezydualne i osadowe), zwy-kle gruboœci 2–5 m, a sporadycznie nawet ponad 40 m (Piwocki, 1966; Kural, 1982). Utwory paleocenu s¹ znane g³ównie z niecki lubelskiej i warszawskiej oraz z wyniesie-nia mazursko-suwalskiego i obszaru peryba³tyckiego. Gru-boœæ osadów paleocenu na Ni¿u Polskim wynosi zwykle 30–40 m, przy czym najwiêksze mi¹¿szoœci (ponad 90 m) odnotowano ko³o E³ku i I³awy oraz w okolicach Warszawy, najmniejsze (œrednio oko³o 10 m) w niecce szczeciñskiej. Utwory paleocenu dolnego to osady morskie — margle, gezy, wapienie i piaskowce wapniste. Paleocen górny jest wykszta³cony w facjach kontynentalnych i brakicznych — piasków mu³owcowych i mu³ków piaszczystych oraz i³ów wêglistych i wêgli brunatnych — w ni¿szej zaœ czêœci pro-filu równie¿ w facjach przybrze¿nomorskich. Osady eoce-nu wystêpuj¹ w pó³nocnej i wschodniej czêœci Ni¿u Polskiego. Ich œrednia gruboœæ wynosi oko³o 20 m, a
mak-symaln¹ — odpowiednio ponad 100 m i 120 m — stwier-dzono w syneklizie peryba³tyckiej i w subrozyjnych obni-¿eniach starszego pod³o¿a w niecce szczeciñskiej. Eocen tworz¹ osady morskie, reprezentowane przez piaski glaukonitowe, mu³owce i ³upki z fosforytami i bursztynem, oraz osady brakiczne — piaski ³yszczykowe, i³y wêgliste i wêgle brunatne. Utwory oligocenu wystêpuj¹ powszechnie na znacznych obszarach Ni¿u Polskiego. Ich przeciêtn¹ mi¹¿szoœæ ocenia siê na oko³o 50 m, a maksymaln¹ na powy¿ej 100 m. Doln¹ czêœæ profilu oligocenu tworz¹ osa-dy morskie — piaski glaukonitowe ze ¿wirem kwarcowym i fosforytami. W górnej czêœci profilu wystêpuj¹ morskie utwory rupelskie (i³y septariowe), które ku wschodowi zazêbiaj¹ siê z brakicznymi i œródl¹dowymi utworami mu³owcowo-piaszczystymi (i³y toruñskie), zawieraj¹cymi wêgle brunatne tworz¹ce V pok³ad czempiñski (Ciuk, 1974; Piwocki & Kasiñski, 1995). Ponad utworami forma-cji czempiñskiej spoczywaj¹ p³ytkomorskie piaski kwarco-wo-glaukonitowe z wk³adkami mu³owców. Profil koñcz¹ piaski ³yszczykowe (w czêœci dolnej z pojedynczymi ziar-nami glaukonitu), które dokumentuj¹ regresjê morza oligo-ceñskiego.
Utwory neogenu s¹ rozwiniête na prawie ca³ym teryto-rium Ni¿u Polskiego, gdzie zajmuj¹ obecnie powierzchniê oko³o 165 tys. km2. S¹ to l¹dowe utwory miocenu i plioce-nu (piaski, mu³ki, i³y i wêgle brunatne) o zmiennej mi¹¿szo-œci, która w strefie po³udniowego zasiêgu ich wystêpowania wynosi 20–60 m, na obszarach o najwiêkszej subsydencji Tab. 1. Wybrane cechy wa¿niejszych wysadów solnych na Ni¿u Polskim (wg Kasiñskiego i in., 2001b; Czapowskiego i in., 2005) Table 1. Selected features of major salt diapirs on the Polish Lowlands (after Kasiñski et al., 2001b; Czapowski et al., 2005)
Regionalna jednostka strukturalna Regional structural unit Nazwa wysadu Diapir name Rozmiary/ powierzchnia wysadu Diapir size/area [km/km2] Wysokoœæ wysadu Diapir height [km] G³êbokoœæ zwierciad³a solnego
Depth of salt mirror
[m] G³êbokoœæ/gruboœæ czapy wysadu Depth/thickness of caprock [m] Typ struktury Type of salt structure Synklinorium szczeciñskie Szczecin Synclinorium Przytór 2,0 x 2,5/5,0 1 300–1400 1502,1–1830,0 bd. np Goleniów 4,5 x 2,0/9,0 2 950 888,0 702,2/185,8 np Grzêzno 2,0 x 5,0/10,0 > 3 000 1 432,5 bd. np Drawno 4,0 x 5,0/20,0 > 2 000 > 3228,2 2095,0/1133,2 np Cz³opa 3,5 x 5,0/17,5 > 3 000 1569,0 –/0–95,0 np Synklinmorium ³ódzkie £ódŸ Synclinorium Wapno 0,4 x 0,9/0,36 >1 500 160,0–170,0 0–170,0/170,0 p Damas³awek 3,5 x 5,5/16,5 > 6 000 446,0–538,8 184,0–1050,0/2,5–294,1 p Barcin 2,0 x 3,5/7,0 > 5 500 > 500,0 bd. np Mogilno 0,9 x 5,5/4,9 > 6 000 210,2–255,5 50,0–604,0/24,55–555,5 p Inowroc³aw 1,0 x 2,/2,0 bd. 122,0–366,0 6,0–617,8/17,0–318,5 p Góra 0,9 x 1,0/0,9 bd. 101,0–704,6 10,0–172,0/1,0–116,3 p Strzelno 7,0 x 5,0/35,0 bd. > 1985,0 1983,5/1,5 np Izbica Kujawska 2,0 x 3,0/6,0 bd. 224,5–556,5 144,0–412,0/27,7–207,2 p K³odawa 2,0 x 26,0/52,0 7 000–8 000 100,0–350,0 –/100,0–150,0 p Lubieñ 2,0 x 2,5/3,7 bd. 303,0–441,6 151,5–358,0/81,5–169,0 p £aniêta 3,3 x 3,7/9,5 bd. 235,4–282,5 90,0–308,6/29,6–241,4 p RogóŸno 4,0 x 6,7/21,0 > 6 000 325,0–427,0 54,5–328,8/12,8–286,3 p Elewacja radomszczañska Radomsko Elevation Dêbina 0,6 x 0,8/0,5 bd. 169,3–215,0 47,3–121,0/94,0–122,0 p
Objaœnienia: p — wysad przebijaj¹cy osady mezozoiczne, np — wysad nieprzebijaj¹cy osadów mezozoicznych, bd. — brak danych
Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009 Tab. 2. Z³o¿a i wa¿niejsze wyst¹pienia wêgla brunatnego na Ni¿u Polskim (wed³ug Kasiñskiego i in., 2001a, uzupe³nione) Table 2. Deposits and major lignite occurrences in the Polish Lowlands (after Kasiñski et al., 2001a, supplemented)
Lp No. Nazwa Name Powierzchnia Surface [km2] Zasoby Resources [mln Mg] Typ Type
1 Goleniów 4,00 24,0 nadwysadowe, at a diapir overburden
2 Kunowo 0,15 0,5 inne, other
3 Krajenka 1,50 9,0 inne, other
4 Wiêcbork 14,86 354,8 ponad struktur¹, above a salt structure
5 Nak³o 32,08 254,1 ponad struktur¹, above a salt structure
6 Bia³oœliwie 3,99 27,8 inne, other
7 Toporzysko–Czarnowo 11,63 29,3 inne, other
8 Trzcianka 87,03 532,6 miêdzywysadowe, intradiapir
9 Chodzie¿ 0,94 7,2 miêdzywysadowe, intradiapir
10 Szubin 15,65 86,4 przywysadowe, at a diapir marginal depression
11 Damas³awek bd. bd. miêdzywysadowe, intradiapir
12 Koœcielec bd. bd. przywysadowe, at a diapir marginal depression
13 Szamotu³y 28,65 790,7 ponad struktur¹, above a salt structure
14 Oborniki 22,48 206,3 inne, other
15 Mogilno 6,00 101,9 przywysadowe, at a diapir marginal depression
16 Strzelno 1,34 11,1 przywysadowe, at a diapir marginal epression
17 Wójcin 2,10 20,7 przywysadowe, at a diapir marginal depression
18 Radojewice 10,86 155,9 przywysadowe, at a diapir marginal depression
19 Che³mce 20,86 109,2 miêdzywysadowe, intradiapir
20 Radziejów 2,75 84,8 ponad struktur¹, above a salt structure
21 Piotrków Kujawski 9,81 56,2 miêdzywysadowe, intradiapir
22 Osiêciny–K¹kowa Wola 18,23 140,0 miêdzywysadowe, intradiapir
23 Lubraniec 0,63 11,8 miêdzywysadowe, intradiapir
24 Brzezie 11,00 77,5 inne, other
25 W³oc³awek 3,55 20,9 inne, other
26 Naramowice 5,99 212,0 inne, other
27 Holendry Giewartowskie 0,88 4,0 inne, other
28 Janowo 5,61 22,5 inne, other
29 Strza³kowo 0,80 6,3 inne, other
30 Danków 4,00 12,8 miêdzywysadowe, intradiapir
31 P¹tnów III 24,75 175,9 miêdzywysadowe, intradiapir
32 P¹tnów IV 16,55 96,1 miêdzywysadowe, intradiapir
33 P¹tnów V 37,13 133,5 miêdzywysadowe, intradiapir
34 P¹tnów II 18,32 160,4 miêdzywysadowe, intradiapir
35 Morzyczyn 9,60 51,1 ponad struktur¹, above a salt structure
36 Tomis³awice 4,98 57,9 miêdzywysadowe, intradiapir
37 Lubstów 9,58 157,7 ponad struktur¹, above a salt structure
38 M¹koszyn-Grochowiska 20,10 55,1 przywysadowe, at a diapir marginal depression
39 Dêby Szlacheckie–Izbica Kujawska 20,30 176,0 ponad struktur¹, above a salt structure
40 Mil¿yn bd. bd. przywysadowe, at a diapir marginal depression
41 Lubieñ 1,20 21,6 nadwysadowe, at a diapir overburden
42 £aniêta 1,60 34,0 nadwysadowe, at a diapir overburden
43 Gostynin 2,13 9,2 inne, other
44 S³upca 8,44 43,9 inne, other
45 P¹tnów I 1,35 19,5 miêdzywysadowe, intradiapir
46 Gos³awice 5,54 52,4 miêdzywysadowe, intradiapir
47 Nies³usz 3,00 18,00 miêdzywysadowe, intradiapir
48 Maliniec 0,20 1,0 miêdzywysadowe, intradiapir
49 Drzewce 5,65 41,1 inne, other
(monoklina przedsudecka, niecka warszawska) — ponad 200 m, a w zapadliskach tektonicznych, np. w rowie Klesz-czowa w obni¿eniu na zachód od wysadu solnego Dêbina — ponad 500 m. Z neogeñskimi pok³adami wêgla brunat-nego, a g³ównie z II pok³adem ³u¿yckim i I pok³adem œrod-kowopolskim (Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1977), s¹ zwi¹zane liczne z³o¿a (tab. 2, ryc. 1).
Dynamika struktur solnych a akumulacja materii fitogenicznej
Warunkiem akumulacji osadów fitogenicznych o znacznej mi¹¿szoœci jest d³ugotrwa³e zachowanie
równo-wagi dynamicznej pomiêdzy tempem subsydencji
powierzchni depozycyjnej, które musi byæ w miarê powol-ne i stabilpowol-ne, a tempem przyrostu osadów fitogenicznych, za co w g³ównej mierze jest odpowiedzialna wegetacja fitocenoz torfowiskowych (Bouroz, 1966). Grube pok³ady wêgla brunatnego s¹ dowodem na to, ¿e stan takiej równowa-gi bywa³ zachowywany przez wiele milionów lat, np. okres akumulacji materii fitogenicznej daj¹cej pocz¹tek mioceñ-skiemu pok³adowi wêgla brunatnego w zatoce dolnego Renu (o mi¹¿szoœci ponad 100 m) ocenia siê na oko³o 11 milionów lat (Hager, 1981). Trudno spodziewaæ siê, ¿eby warunki spokojnej sedymentacji w porównywalnym okre-sie mog³y byæ zapewnione w bezpoœrednim s¹okre-siedztwie
aktywnych struktur solnych, gdzie morfologia pod³o¿a ule-ga szybkim zmianom. Odbiciem tych procesów s¹ np. serie osadów o ró¿nej frakcji, g³ównie ¿wirowców ilastych, stwierdzonych w profilach otworów wiertniczych z rejonu wysadów Izbica Kujawska i Dêbina (Kasiñski i in., 2001a). Utwory te powsta³y zapewne w wyniku, inicjowanych przez ruch wysadów, ruchów masowych, transportuj¹cych materia³ w zawiesinie, np. w formie sp³ywów b³otnych. Produktem s¹ grube pakiety oligoceñskich ¿wirowców ila-stych, zawieraj¹ce przemieszan¹ ze ¿wirem doskonale zachowan¹, bogat¹ faunê ma³¿y, œlimaków i korali. Wœród ma³¿y dominuj¹ formy cienkoskorupowe, których skorup-ki nie uleg³y uszkodzeniom podczas transportu.
Stabilne tempo subsydencji mog³o byæ jednak utrzy-mane w dalszej odleg³oœci od struktur solnych, a w szcze-gólnoœci na:
a) obszarach po³o¿onych pomiêdzy systemami struktur solnych (ci¹gami wysadów, grzebieniami i murami solny-mi), gdzie ubytek soli w g³êbokim pod³o¿u powodowa³ ubytek objêtoœci, kompensowany powoln¹ subsydencj¹, generuj¹c powstanie pierwotnych niecek miêdzywysado-wych;
b) obszarach po³o¿onych ponad wg³êbnymi struktura-mi solnystruktura-mi, których wypiêtrzanie mog³o spowodowaæ powstawanie struktur antyklinalnych z systemami usko-ków ekstensyjnych w przegubie struktury; w miejscach, Lp No. Nazwa Name Powierzchnia Surface [km2] Zasoby Resources [mln Mg] Typ Type
51 K³odawa bd bd przywysadowe, at a diapir marginal depression
52 Kroœniewice 3,51 12,2 inne, other
53 £aziñsk-Obory 1,87 10,6 inne, other
54 Nowe Gr¹dy 2,18 9,2 inne, other
55 Piaski 22,57 124,2 inne, other
56 G³ówiew 1,03 3,9 inne, other
57 Zarzew-Zarzewek 0,55 2,3 inne, other
58 Rumin 0,18 0,3 inne, other
59 Barczyg³ów 0,76 5,0 inne, other
60 W³adys³awów 4,50 55,4 inne, other
61 Dobrów 7,54 19,1 inne, other
62 KoŸmin 13,36 56,5 inne, other
63 Ciœwica-L¹dek 3,02 14,8 inne, other
64 Lisiec Nowy 0,10 0,5 inne, other
65 Krwony 1,51 19,2 inne, other
66 Ma³gorzata 1,07 8,2 inne, other
67 Rogi 0,17 1,7 inne, other
68 Adamów 32,74 200,8 inne, other
69 Wielenin 8,30 23,5 inne, other
70 Uniejów 31,80 65,2 inne, other
71 Szarów Pañski 4,82 15,3 inne, other
72 RogóŸno 15,41 658,2 nadwysadowe, at a diapir overburden
73 Rogów 3,25 48,8 inne, other
74 Szczerców 11,36 754,0 ponad struktur¹, above a salt structure
75 Be³chatów 15,52 1 115,4 ponad struktur¹, above a salt structure
76 Kamieñsk 13,66 296,8 ponad struktur¹, above a salt structure
77 £êki Szlacheckie 5,89 149,9 ponad struktur¹, above a salt structure
gdzie po ustaniu ruchów wypiêtrzaj¹cych w przegubach antyklin tworzy³y siê grawitacyjne zapadliska tektoniczne;
c) obszarach po³o¿onych bezpoœrednio w nadk³adzie struktur solnych, na których po ustaniu ruchów wypiê-trzaj¹cych procesy podziemnego ³ugowania soli (subrozji), odp³ywu soli wzd³u¿ rozwartych powierzchni uskoko-wych, czy wreszcie procesów krasu gipsowego w czapie wysadu mog³y powodowaæ powolne i równomierne obni¿anie powierzchni depozycyjnej.
Cech¹ charakterystyczn¹ dla wiêkszoœci wysadów jest wzrost mi¹¿szoœci osadów dolnego oligocenu w stropie struktur solnych i powszechne wystêpowanie wœród nich wêgli brunatnych V pok³adu czempiñskiego (formacja czempiñska), o znacznej mi¹¿szoœci, które w przeciwieñ-stwie do wystêpuj¹cych w otoczeniu wysadów niejedno-krotnie maj¹ znaczenie z³o¿owe.
Typy genetyczne z³ó¿ wêgla zwi¹zanych z procesami halokinetycznymi
Mechanizm powolnej subsydencji w wyniku ubytku
objêtoœci soli w g³êbokim pod³o¿u stref pomiêdzy syste -mami struktur solnych by³ zapewne odpowiedzialny za powstanie licznych z³ó¿ wêgla brunatnego usytuowanych w pierwotnych nieckach przysolnych, takich jak Trzcianka, Che³mce, Piotrków Kujawski, Tomis³awice czy P¹tnów. Charakterystycznym przyk³adem jest zw³aszcza zespó³
p¹tnowskich z³ó¿ wêgla brunatnego (ryc. 2), zlokalizowa-ny wzd³u¿ trzeciorzêdowego traktu fluwialnego pomiêdzy strukturami solnymi Gop³a i Izbicy Kujawskiej–£êczycy (Dadlez, 1998). Przypisywane tym strukturom za³o¿enia tektoniczne (Widera, 1997) mia³y zapewne zwi¹zek z tek-tonik¹ soln¹.
Drugi z opisanych mechanizmów — powstawanie
struktur antyklinalnych w stropie struktur solnych —
jest odpowiedzialny za uformowanie najwiêkszych z³ó¿ wêgla brunatnego na Ni¿u Polskim, w tej liczbie z³ó¿: Wiêcbork, Nak³o, Szamotu³y, Radziejów, Morzyczyn, Lubstów, Dêby Szlacheckie (por. Piwocki, 1978; Widera, 2000), a byæ mo¿e tak¿e Szczerców, Be³chatów, Kamieñsk i £êki Szlacheckie (por. Kossowski, 1974; Kozydra & Piwocki, 1985). Przyk³adem jest tu rów Lubstowa (ryc. 3), który stanowi najwiêksz¹ depresjê tektoniczn¹ na obszarze elewacji koniñskiej. Struktura ta, o orientacji NNW-SSE, znajduje siê na po³udniowo-wschodnim sk³onie struktury Gop³a. Rów Lubstowa ma stosunkowo niewielkie rozmia-ry (4,0 x 2,0 km), ale znaczn¹ g³êbokoœæ — ponad 230 m. Jego dno jest silnie zró¿nicowane morfologicznie, a deni-welacje w jego obrêbie przekraczaj¹ 140 m (Widera, 2000). W strefach marginalnych rowu wystêpuj¹ systemy usko-ków schodowych, a w czêœci osiowej zapadliska — szereg równoleg³ych zrêbów i rowów drugiego rzêdu. Geneza rowu Lubstowa wi¹¿e siê z subsydencj¹ spowodowan¹ Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009
m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m. m a.s.l. wêgiel brunatny lignite piasek sand 50 50 -50 -50 0 0
W
E
100 100 margle i wapieniemarls and sandstones
glina morenowa till
struktura Gop³a
Gop³o Structure
struktura Mogilna
Mogilno Structure
Ryc. 2. Przekrój geologiczny przez z³o¿e wêgla brunatnego P¹tnów II w zespole z³ó¿ p¹tnowskich (wed³ug Kasiñskiego i in., 1998) — przyk³ad z³o¿a miêdzywysadowego
Fig. 2. Geological cross-section of the P¹tnów II lignite deposit in the P¹tnów deposit complex (after Kasiñski et al., 1998) — an example of the intradiapir deposit
uaktywnieniem tektoniki salinarnej w obrêbie struktury Gop³a. Na etapie kompresji laramijskiej wypiêtrzanie mas solnych w g³êbokim pod³o¿u rowu doprowadzi³o do powstania w strefach przypowierzchniowych przegubu antykliny solnej systemu równoleg³ych szczelin. Poczy-naj¹c od póŸnego mastrychtu a¿ do eocenu obszar elewacji koniñskiej ulega³ peneplenizacji. W póŸnym eocenie, podobnie jak w systemie rowów poznañskich, rozpocz¹³ siê etap formowania depresji tektonicznej (Deczkowski & Gajewska, 1980, 1983) — szczeliny uleg³y rozwarciu, a ograniczone przez nie bloki tektoniczne zaczê³y podlegaæ subsydencji grawitacyjnej. W kolejnym etapie na efekty lokalnych ruchów tektonicznych na³o¿y³o siê epejroge-niczne obni¿anie o skali regionalnej, czytelne na ca³ym obszarze Ni¿u Polskiego. Maksimum subsydencji rowu, z którym wi¹¿e siê bardzo intensywna akumulacja materii fitogenicznej, przypad³o na wczesny reinbek (Kasiñski, 2004). Powsta³ wówczas g³ówny (dolny) pok³ad wêgla brunatnego, korelowalny z II pok³adem ³u¿yckim, którego mi¹¿szoœæ przekracza 90 m. W póŸniejszym okresie subsy-dencja stopniowo wygasa³a, choæ œlady ruchów neotekto-nicznych s¹ czytelne jeszcze w osadach czwartorzêdowych.
Mechanizm subrozji, opisany szczegó³owo jako przy-czyna powstania rowu tektonicznego Kausche w Niem-czech (Meiburg, 1980), by³ zapewne odpowiedzialny za powstanie nagromadzeñ materii fitogenicznej ponad wysa-dami Goleniów, Lubieñ, £aniêta czy RogóŸno. Wysad sol-ny RogóŸno jest drugim co do wielkoœci rozpoznasol-nym wysadem w Polsce. Ma kszta³t eliptyczny o osiach d³ugoœci 6,7 km i 4,0 km. Powierzchnia wysadu wynosi oko³o 21 km2
. Wysad ma kszta³t pnia przechylonego z SW na NE. Czapa wysadu wystêpuje na g³êbokoœci 100–180 m, a jej mi¹¿-szoœæ waha siê w granicach 13,0–286,0 m (patrz tab. 1). Zwierciad³o solne, które znajduje siê na g³êbokoœci poni¿ej 350 m, wykazuje deniwelacje powierzchni oko³o 100 m (Œlizowski & Sa³uga, 1996). Ponad czap¹ wysadu utwo-rzy³o siê zapadlisko, którego genezê mo¿na wi¹zaæ z pro-cesami podziemnego ³ugowania soli w stropowej czêœci wysadu w drodze subrozji (Bieniewski, 1962). Ruchy halo-kinetyczne spowodowa³y lokalnie silne zaburzenia tak¿e w utworach kenozoicznych (ryc. 4), w których ponad czap¹ wysadu wystêpuj¹ liczne uskoki i fleksury (por. Ciuk, 1961). Obni¿anie powierzchni depozycyjnej mia³o zmienne tem-po, przy czym na ca³ym obszarze ponad wysadem nastêpo-wa³y etapy znacznego spowolnienia subsydencji. Etapom tym odpowiada akumulacja materia³u fitogenicznego pro-wadz¹ca do powstania dwóch grubych pok³adów wêgla brunatnego w oligocenie (V pok³ad czempiñski) i w mioce-nie (II pok³ad ³u¿ycki). Proces odp³ywu soli wzd³u¿ powierzchni nieci¹g³oœci, powoduj¹cy obni¿anie siê powierzchni morfologicznej ponad wysadem i powstanie warunków sprzyjaj¹cych akumulacji materii fitogenicznej, zosta³ opisany z rejonu wysadu Damas³awek (Krzywiec i in., 2000).
Wypiêtrzanie struktur solnych powodowa³o tak¿e
powstawanie niewielkich zapadlisk w bezpoœrednim s¹siedz-twie wysadu w wyniku podginania warstw pod³o¿a. Takie lokalne wtórne niecki przysolne („kieszenie” przywysado-we), w obrêbie których niekiedy istnia³y warunki sprzy-jaj¹ce akumulacji materii fitogenicznej, powsta³y np. w
rejonie wysadów Szubin, Mogilno, Radojewice,
M¹koszyn–Grochowiska, Izbica Kujawska, K³odawa i Dêbina. Zwi¹zane z nimi wyst¹pienia wêgla brunatnego zajmuj¹ na ogó³ mniejsz¹ powierzchniê i maj¹ mniejsze
zasoby. Przyk³adem s¹ kulisowe nagromadzenia osadów fitogenicznych w rejonie wysadu K³odawa. Wysad ten (ryc. 5), zlokalizowany w œrodkowej czêœci bruzdy œród-polskiej, wyrasta z pod³u¿nej struktury antyklinalnej o d³ugoœci oko³o 60 km, ci¹gn¹cej siê od Izbicy Kujawskiej do Solcy Wielkiej ko³o £êczycy. D³ugoœæ wysadu wynosi 26 km, szerokoœæ — 2 km, a jego wysokoœæ jest szacowana na oko³o 7–8 km (Krzywiec, 2004a). Na wysadzie oraz na otaczaj¹cych go utworach mezozoicznych le¿¹ niezgodnie osady paleogenu i neogenu oraz pokrywa czwartorzêdowa. Czapa i³owo-gipsowa ma mi¹¿szoœæ od kilkunastu do 170 m, przeciêtnie oko³o 130 m (patrz tab. 1). Na œcianach bocz-nych wysadu przechodzi ona w p³aszcz i³owo-gipsowo-an-hydrytowy. Zwierciad³o solne o urozmaiconej morfologicznie powierzchni zalega na g³êbokoœci 100–350 m, przeciêtnie 250 m (Œlizowski & Sa³uga, 1996). Analiza struktur tekto-nicznych w poszczególnych poziomach solnych (Burliga, 1997) wskazuje, i¿ ewolucja wysadu przebiega³a dwueta-powo:
u schy³ku permu i we wczesnym triasie nast¹pi³o grawitacyjne spe³zywanie (przemieszczanie) serii solnych — po³¹czone ze wzrostem ich mi¹¿szoœci w kierunku wschodnim, do zrzucanego systemem uskoków schodowych zbiornika sedymentacyjnego; od póŸnego triasu a¿ do póŸnej kredy nast¹pi³a pio-nowa migracja mas solnych wzd³u¿ strefy uskoko-wej, anga¿uj¹cej pod³o¿e i nadk³ad ewaporatów cechsztynu.
Znacznie zwiêkszona mi¹¿szoœæ utworów mezozoicz-nych (triasowych i jurajskich) na pó³nocno-wschodnim sk³onie wysadu (patrz ryc. 6) wskazuje na mezozoiczn¹ ekstensjê w obrêbie pod³o¿a tego fragmentu bruzdy œród-polskiej, po³¹czon¹ z wczesnymi etapami ruchów mas sol-nych. Obecna budowa geologiczna tego obszaru zosta³a ukszta³towana w wyniku inwersji bruzdy œródpolskiej (Krzywiec i in., 2000). Z paleogeñsk¹ aktywnoœci¹ wysadu jest zwi¹zana geneza obni¿eñ przywysadowych, które powsta³y zapewne na prze³omie eocenu i oligocenu. Aktywnoœæ wysadu trwa³a a¿ do czwartorzêdu, o czym œwiadczy silne zaanga¿owanie tektoniczne utworów gór-nego miocenu i zapewne tak¿e pliocenu.
Odnowienie aktywnoœci wysadu po etapie akumulacji materii fitogenicznej mog³o prowadziæ do zniszczenia ufor-mowanych pok³adów wêgla. Tego rodzaju zjawisko mo¿na np. obserwowaæ w rejonie wysadu Dêbina, gdzie póŸno-neogeñskie ruchy wypiêtrzaj¹ce doprowadzi³y do wynie-sienia uformowanego ponad wysadem pok³adu wêgla brunatnego, który nastêpnie zosta³ zniszczony przez plej-stoceñskie procesy erozyjne. Wysad Dêbina znajduje siê na pó³nocnym skraju elewacji radomszczañskiej, w obrêbie zapadliska tektonicznego Kleszczowa. Dzieli on tê struktu-rê na czêœæ wschodni¹, w której znajduje siê z³o¿e wêgla brunatnego Be³chatów, i czêœæ zachodni¹, w której le¿y z³o¿e Szczerców. W planie wysad ten ma kszta³t nieregu-larnej elipsy o powierzchni ok. 5 km2i osiach d³ugoœci 0,8 km i 0,6 km, z asymetryczn¹ kulminacj¹ czapy gip-sowo-i³owej (Œlizowski & Sa³uga, 1996), w przekroju pio-nowym zaœ formê pnia. Pó³nocne zbocza wysadu s¹ niemal pionowe, po³udniowe — nachylone nieco ³agodniej. Na wschodnim sk³onie wysadu rysuje siê stopieñ o silnie nachylonej powierzchni stropowej (Kasiñski i in., 2000). Czapa siarczanowo-i³owa wysadu ma gruboœæ 94–122 m, zwierciad³o solne stwierdzono na g³êbokoœci 169,0–215,0 m (tab. 1). Wysad przebija utwory mezozoiczne i trzeciorzê-dowe.
-150 -100 -50 0 50 100 150 m n .p.m. m a.s.l. -150 -100 -50 0 50 100 150 m n .p.m. m a.s.l. wêgiel brunatny
lignite uskoki faults
czwartor zêd Quaternar y tr zecior zêd Tertiar y
kreda Cretaceous jura Jurassic perm Permian
200 m ENE WSW g³. 226,0 4/12 150,0 m n .p.m. g³. 147,0 5/12 151,0 m n .p.m. g³. 238,2 6/12 141,8 m n .p.m. g³. 261,0 7/12 136,0 m n .p.m. g³. 250,7 8/12 130,0 m n .p.m. g³. 274,4 9/12 129,8 m n .p.m. g³. 248,5 9.37/12.12 125,0 m n .p.m. g³. 231,5 11/I 124,0 m n .p.m. g³. 208,3 10/12 123,3 m n .p.m. g³. 134,8 10.5/12 123,7 m n .p.m. g³. 166,0 11/12 124,6 m n .p.m. g³. 157,0 11.25/12 124,9 m n .p.m. g³. 163,0 11.5/12 125,6 m n .p.m. g³. 184,7 11.75/12 124,5 m n .p.m. g³. 151,8 3 123,8 m n .p.m. g³. 249,8 12.5/12 125,1 m n .p.m. g³. 225,1 12.75/12 126,0 m n .p.m. g³. 181,0 13/12 126,2 m n .p.m. g³. 196,0 14/12 124,6 m n .p.m. g³. 206,8 15/12 126,0 m n .p.m. g³. 440,7 W³adys³awów PIG-II 125,5 m n .p.m. g³. 75,6 17/12 126,0 m n .p.m. g³. 132,0 18/12 126,7 m n .p.m. m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m. m a.s.l. -100 -100 wêgiel brunatny
lignite piasek sand
50 50 -50 -50 0 0
W
E
100 100 margle i wapienie marls and sandstones i³ i mu³ek clay and silt glina morenowa tillstruktura
Gop³a
Gop³o
Structure
®
R yc. 3. Przekrój geologiczny przez z³o¿e wêgla brunatnego Lub-stów na NE sk³onie struktury Gop³a (wed³ug Kasiñskiego i in., 1998) — przyk³ad z³o¿a ponad struktur¹ soln¹ Fig. 3. Geological cross-section of the Lubstów lignite deposit, NE-slope of the Gop³o structure (after Kasiñski et al., 1998) — an example of the deposit above a salt structure¯
Ryc. 4. Przekrój geologiczny przez z³o¿e wêgla brunatnego RogóŸ-no ponad wysadem RogóŸno (wed³ug Kasiñskiego i in., 2008) — przyk³ad z³o¿a nadwysadowego. Widoczne intensywne zaburzenia stropu czapy wysadu zwi¹zane z subrozj¹ soli i krasem gipsowym w czapie wysadu Fig. 4. Geological cross-section of the RogóŸno lignite deposit above the RogóŸno salt dome (after Kasiñski et al., 2007) — an example of the deposit at a diapir overburden. Extensive disturban-ces of the top surface of salt-dome cap are affected by salt subrosion and gypsum karst inside the cap of the salt domeRów Kleszczowa, podobnie jak wiêkszoœæ aktywnych w trzeciorzêdzie struktur tektonicznych na Ni¿u Polskim, ma prawdopodobnie stare za³o¿enia tektoniczne (Kasiñski & Piwocki, 1994). Wspó³czesny plan strukturalny tego regionu odtwarza trzy przedlaramijskie kierunki nie-ci¹g³oœci: 1) WNW-ESE — zwi¹zany z kaledoñskim roz³amem wg³êbnym Gór Œwiêtokrzyskich, 2) WSW-ENE — zwi¹zany z póŸnowaryscyjskim uskokiem regionalnym Brzeg–Kluczbork–Be³chatów oraz 3) NW-SE — zwi¹zany z regionaln¹ stref¹ tektoniczn¹ Poznañ–Kalisz–Rzeszów (Deczkowski & Gajewska, 1980, 1983). WyraŸnie wiêksza na obszarze rowu mi¹¿szoœæ osadów mezozoicznych œwiadczy o prelaramijskim tektonicznym re¿imie eksten-syjnym w tym regionie (Felisiak & Szewczyk, 1994). Mezozoiczna subsydencja zosta³a przerwana wskutek lara-mijskich ruchów wypiêtrzaj¹cych. Z tym etapem inwersji morfologicznej wi¹¿e siê geneza struktur fa³dowych
ele-wacji radomszczañskiej o orientacji NW-SE. Nawrót subsydencji na obszarze rowów nast¹pi³ we wczesnym paleogenie w zwi¹zku ze zmian¹ planu strukturalnego na równole¿nikowy i za³o¿eniem po³udniowego uskoku mar-ginalnego podczas zrzucania obszaru niecki ³ódzkiej wzd³u¿ tzw. progu waryscyjskiego. Do ponownej aktywi-zacji subsydencji, prowadz¹cej do za³o¿enia tzw. rowu drugiego rzêdu w najg³êbszej czêœci depresji, dosz³o z pocz¹tkiem miocenu. Z tym etapem wi¹¿e siê akumulacja wielkich iloœci materii fitogenicznej w œrodowiskach p³ytkowodnych i bagiennych, w warunkach wyj¹tkowo d³ugotrwale zachowanej równowagi dynamicznej pomiê-dzy subsydencj¹ a akumulacj¹. Efektem jest pok³ad wêgla brunatnego o mi¹¿szoœci siêgaj¹cej 200 m. Dynamika roz-woju wysadu solnego Dêbina wywiera³a ró¿ny wp³yw na warunki akumulacji i zachowanie materii fitogenicznej w kolejnych etapach rozwoju struktury solnej. Z
wczesnoke-51326 69084 83574 UW 623 111141 UW 801 110462 m n.p.m. m a.s.l. -1000 wêgiel brunatny lignite sól salt czwartorzêd Quaternary trzeciorzêd Tertiary kreda Cretaceous jura Jurassic perm Permian trias Triassic czapa wysadu dome cap czwartorzêd Quaternary kreda Cretaceous piasek sand
B
-500 0A
tr zecior zêd Tertiar y 140 120 100 -100 80 60 40 20 0 -20 -40 -60 -80 m n.p.m. m a.s.l. 0 2 km 0 250 500 kmSW
NE
SW
NE
Ryc. 5. Przekroje geologiczne: A — przez wysad K³odawa (wed³ug Burligi, 1997); B — przez wtórn¹ nieckê przysoln¹ na NE od wysadu (wed³ug Kasiñskiego i in., 1996) — przyk³ad z³o¿a przywysadowego
Fig. 5. Geological cross-section: A — of the K³odawa salt dome (after Burliga, 1997); B — of the secondary peripherial sink NE of the salt dome (after Kasiñski et al., 1996) — an example of the deposit at a diapir marginal depression
nozoicznym etapem rozwoju wysadu by³o zwi¹zane powstanie „kieszeni” po³o¿onej na zachód od s³upa solne-go, gdzie warunki sprzyjaj¹ce sedymentacji wêgla utrzy-ma³y siê najd³u¿ej, co znalaz³o odbicie w najwiêkszej mi¹¿szoœci wêgla w tym rejonie. Z aktywnoœci¹ wysadu na tym etapie mo¿na wi¹zaæ powstanie tzw. rowu drugiego rzêdu we wschodniej czêœci rowu Kleszczowa — równie¿ tam wêgiel brunatny osi¹ga bardzo du¿e mi¹¿szoœci. Odmienny wp³yw na zachowanie siê materii fitogenicznej wywar³ najm³odszy etap ruchów wypiêtrzaj¹cych na obszarze wysadu, powoduj¹c ich wyniesienie i czyni¹c podatnymi na plejstoceñsk¹ erozjê.
Analiza statystyczna
W celu uzyskania informacji o zale¿noœci wystêpowa-nia nagromadzeñ wêgla brunatnego od ich usytuowawystêpowa-nia wzglêdem struktur solnych przeprowadzono analizê staty-styczn¹ powierzchni i zasobów 77 z³ó¿ i wa¿niejszych wyst¹pieñ wêgla brunatnego na Ni¿u Polskim (patrz tab. 2). Na potrzeby analizy zdefiniowano nastêpuj¹ce rodzaje wyst¹pieñ wêgla brunatnego zwi¹zane ze strukturami sol-nymi (Kasiñski i in., 2001b):
wyst¹pienia nadwysadowe — zwi¹zane z procesa-mi subrozji lub odp³ywu soli z cia³a solnego (ryc. 4); wyst¹pienia przywysadowe — zwi¹zane z
powsta-waniem wtórnych niecek przysolnych w bezpoœred-nim s¹siedztwie wysadu (ryc. 5);
wyst¹pienia ponad strukturami — zwi¹zane z wg³êb-nym wypiêtrzaniem poduszek solnych i powstawa-niem struktur antyklinalnych ze strefami uskokowy-mi w przegubach (ryc. 3);
wyst¹pienia miêdzywysadowe, zwi¹zane z powsta-waniem pierwotnych niecek przysolnych pomiêdzy ci¹gami struktur solnych (ryc. 2).
W analizie uwzglêdniono dodatkowo tak¿e inne wy-st¹pienia wêgla brunatnego, które nie wykazuj¹ zwi¹zku z rozwojem struktur solnych. Dane dotycz¹ce poszczegól-nych typów zwi¹zków nagromadzeñ materii fitogenicznej (z³ó¿ i innych wyst¹pieñ wêgla brunatnego) ze strukturami solnymi zestawiono w tabeli 3. Z zestawienia wynika, ¿e chocia¿ na Ni¿u Polskim liczba z³ó¿ wêgla, które wykazuj¹ zwi¹zek ze strukturami solnymi, jest podobna do liczby z³ó¿, które nie wykazuj¹ takiego zwi¹zku, to zarówno powierzchnia, jak i w szczególnoœci zasoby tych pierw-szych s¹ wielokrotnie wiêksze (ryc. 6). Widaæ zatem wyraŸnie, ¿e tektonika salinarna w wielu wypadkach przy-czyni³a siê do powstania znacznych nagromadzeñ materii fitogenicznej.
Najwiêksze znaczenie ekonomiczne maj¹ z³o¿a utwo-rzone w zapadliskach tektonicznych, które powsta³y w przegubach antyklin ponad wypiêtrzaj¹cymi siê w pod³o¿u poduszkami solnymi. Obiekty tej grupy, do których nale¿y wiele z³ó¿ zaliczanych powszechnie do z³ó¿ o genezie
tek-tonicznej, jak np. z³o¿a Be³chatów, Szczerców czy te¿ z³o¿e Lubstów (por. ryc. 3), charakteryzuj¹ siê znaczn¹ mi¹¿szo-œci¹ wêgla przy stosunkowo niewielkiej powierzchni z³o¿a (14,3%) i najwiêkszymi zasobami (48,5%).
Na drugim miejscu znajduje siê grupa z³ó¿ miêdzywy-sadowych, poœrednio zwi¹zanych z rozwojem struktur sol-nych i wystêpuj¹cych w pierwotsol-nych nieckach przysolsol-nych pomiêdzy pasmami wysadów, grzebieni i murów solnych. Równie¿ ta grupa z³ó¿, do której nale¿y zapewne m.in. zespó³ z³ó¿ p¹tnowskich, ma istotne znaczenie gospodar-cze, choæ parametry geologiczno-górnicze z³ó¿ s¹ nieco gorsze (18,2% zasobów na 33,9% powierzchni).
Istotn¹ rolê odgrywaj¹ tak¿e z³o¿a po³o¿one w bezpo-œrednim s¹siedztwie struktur solnych (z³o¿a nadwysadowe i przywysadowe). Znaczn¹ wielkoœci¹ zasobów i szczegól-nie korzystnymi parametrami geologiczno-górniczymi Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009
Liczba z³ó¿
Number of deposits
Powierzchnia z³ó¿
Area of deposits
Zasoby wêgla brunatnego
Lignite resources
Z³o¿a wêgla brunatnego:
Lignite deposits:
nadwysadowe
at a diapir overburden
przywysadowe
at a diapir marginal depression
ponad struktur¹
above a salt structure
miêdzywysadowe
intradiapir
inne
others
®
Ryc. 6. Relacje iloœciowe poszczególnych typów z³ó¿ wêgla bru-natnego na Ni¿u Polskim i ich parametrów (wed³ug Kasiñskiego i in., 2001)
Fig. 6. Quantitative relations of different types of lignite deposits in the Polish Lowlands and their parametres (after Kasiñski et al., 2001)
charakteryzuj¹ siê z³o¿a nadwysadowe — wielkoœæ zaso-bów (8,7%), powierzchnia z³o¿a (2,9%), a zatem du¿a mi¹¿szoœæ pok³adów wêgla — choæ w niektórych przypad-kach (np. RogóŸno) w dolnej czêœci tych z³ó¿ wystêpuj¹ niekorzystne pod wzglêdem technologicznym wêgle zaso-lone. Wyniki analizy wskazuj¹, ¿e równie¿ z³o¿a we wtór-nych nieckach przysolwtór-nych nie s¹ bez znaczenia (8,6% zasobów na 13,3% powierzchni), a bezpoœrednie otoczenie struktur solnych powinno byæ rozwa¿ane jako potencjalny obszar poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego. Do takich obszarów mo¿na z pewnoœci¹ zaliczyæ rejony wysadów: Inowroc³aw, Góra, Mogilno, Strzelno, Izbica Kujawska i K³odawa.
Wnioski
Procesy zwi¹zane z tektonik¹ soln¹, które zachodzi³y na obszarze pó³nocno-zachodniej i œrodkowej czêœci syn-klinorium szczeciñsko-³ódzko-miechowskiego w paleoge-nie i neogepaleoge-nie, determinowa³y zró¿nicowapaleoge-nie i szybkie zmiany œrodowisk sedymentacji w s¹siedztwie wysadów. W skali regionalnej nie zapewnia³y one zachowania rów-nowagi dynamicznej niezbêdnej do akumulacji (sedenta-cji) rozleg³ych pok³adowych nagromadzeñ materii fitogenicznej. W niektórych wypadkach (np. wysad Dêbi-na) procesy halokinetyczne mog³y byæ nawet odpowie-dzialne za zniszczenie wczeœniej nagromadzonych osadów torfowych b¹dŸ wêglowych. Jednak w okresach zmniejsze-nia aktywnoœci procesów halotektonicznych w skali lokal-nej doœæ powszechnie wystêpowa³y warunki, w których równowaga taka mog³a byæ zachowana.
Podstawowe mechanizmy odpowiedzialne za warunki sprzyjaj¹ce powstaniu z³ó¿ wêgla brunatnego by³y nastê-puj¹ce:
subrozja soli w górnych partiach wysadów i zjawi-ska krasu gipsowego w czapie wysadu, powoduj¹ce subsydencjê w obszarze ponadwysadowym, np. z³o¿a: Goleniów, Lubieñ, £aniêta i RogóŸno;
halotektoniczny odp³yw soli wzd³u¿ rozwartych powierzchni uskokowych (wysad Damas³awek); formowanie siê wtórnych niecek przysolnych w
wyniku powstawania pustek w zwi¹zku z wypiêtrza-niem soli, np. z³o¿a: Szubin, Mogilno, Radojewice, M¹koszyn–Grochowiska, Izbica Kujawska i K³odawa;
powstawanie ekstensyjnych zapadlisk w wyniku rozrywania antyklin tworzonych w stropie struktur solnych podczas ich wypiêtrzania, np. z³o¿a: Wiêc-bork, Nak³o, Szamotu³y, Radziejów, Morzyczyn, Lubstów, Szczerców, Be³chatów i Kamieñsk. W skali regionalnej tektonika halokinetyczna mo¿e prowadziæ do powstawania pierwotnych niecek przysol-nych — rozleg³ych obni¿eñ pomiêdzy strukturami solnymi, w szczególnoœci grzebieniami, murami i wa³ami solnymi. Rozwój takich depresji umo¿liwi³ zapewne powstanie licz-nych z³ó¿ wêgla brunatnego, np. Trzcianka, Che³mce, Piotrków Kujawski, P¹tnów i Tomis³awice.
Wnioski z analizy budowy geologicznej otoczenia wa¿niejszych wysadów na Ni¿u Polskim umo¿liwi³y wyty-powanie kilku struktur solnych, których otoczenie mo¿na uznaæ za perspektywiczny obszar poszukiwañ wêgla bru-natnego. S¹ to wysady: Damas³awek, Inowroc³aw, Góra, Mogilno, Strzelno, Izbica Kujawska i K³odawa.
Wspó³czesny arsena³ metod badawczych (w tym sej-smika refleksyjna wysokiej rozdzielczoœci) oferuje
mo¿li-woœæ przeprowadzenia szczegó³owych badañ
modelowych na obszarze wybranych wysadów i ich oto-czenia. Badania takie, prowadzone w latach 2006–2008 przez Pañstwowy Instytut Geologiczny w ramach tematu finansowanego przez NFOŒiGW (Kasiñski i in., 2009), umo¿liwi³y dok³adniejsze rozpoznanie budowy nadk³adu i bliskiego otoczenia wybranych struktur wysadowych, a w szczególnoœci sposobu wystêpowania nagromadzeñ wêgla brunatnego. Wyniki tych prac, przedstawiaj¹ce ewolucjê wybranych wysadów i definiuj¹ce relacje pomiêdzy etapa-mi ich rozwoju a zetapa-mianaetapa-mi œrodowiska sedymentacji w jej otoczeniu, ze szczególnym uwzglêdnieniem warunków umo¿liwiaj¹cych nagromadzenie znacznych iloœci materii fitogenicznej, bêd¹ przedmiotem odrêbnej publikacji.
W niniejszym artykule przedstawiono wyniki projektu nr 6.20.4205.00.0, realizowanego w Pañstwowym Instytucie Geolo-gicznym w latach 2000–2001, finansowanego ze œrodków Komite-tu Badañ Naukowych przeznaczonych na badania staKomite-tutowe.
Literatura
BIENIEWSKI J. 1962 — Problemy geologiczne z³o¿a wêgla brunatne-go RogóŸno. Kwart. Nauk Techn. Przem. Wêgla Brunatnebrunatne-go, 4: 3–8.
BOUROZ A. 1966 — La sédimentation des séries houillières dans leur
contexte paléogèographique. [W:] Congress pour l’avancement des
Tab. 3. Rozmieszczenie z³ó¿ wêgla brunatnego w relacji do struktur solnych (wed³ug Kasiñskiego i in., 2001a) Table 3. Distribution of lignite deposits related to the salt structures (after Kasiñski et al., 2001a)
Typ z³o¿a Type of deposit Liczba Number Udzia³ procentowy z³ó¿ Share in total number of deposits in % Powierzchnia z³ó¿ Surface of deposits [km2] Udzia³ procentowy powierzchni z³ó¿ % of total area of deposits Zasoby Resources [mln Mg] Udzia³ procentowy zasobów z³ó¿ % of total resources
Nadwysadowe, at a diapir overburden 4 5,2 22,21 2,9 737,8 8,7
Przywysadowe, at a diapir marginal depression 12 15,6 100,56 13,3 725,1 8,6
Ponad struktur¹, above a salt structure 11 14,3 147,76 19,6 4 095,4 48,5
Miêdzywysadowe, intradiapir ones 14 18,2 256,47 33,9 1 484,6 17,6
Razem,total 41 53,3 527,00 69,7 7 042,9 83,4
Études de Stratigraphie Carbonifere, Compte Rendu, L. van der Waals (ed.). van Aelst, Heerlen, 4: 65–78.
BURLIGA S. 1997 — Ewolucja wysadu solnego K³odawa. [W:] Tektonika solna regionu kujawskiego, S. Burliga (red.), Wind, Wroc³aw.
BURLIGA S., KOYI H.A. & KRZYWIEC P. 2003 — Decoupling of deformation between the basement and cover during normal- to
rever-se-slip movement on a basement fault; model results. Proceed. 8th
Meeting of the Czech Tectonic Studies Group, 1st
Meeting of the Cen-tral European Tectonics Group, Geolines — Papers in Earth Science, 16: 20.
CIUK E. 1961 — Charakterystyka chemiczna wêgla brunatnego ze z³o¿a w RogóŸnie na pó³noc od £odzi i mo¿liwoœci jego zu¿ytkowania. Geol. Quart., 5: 956–957.
CIUK E. 1974 — Schematy litostratygraficzne paleogenu Polski poza Karpatami i zapadliskiem przedkarpackim. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 281: 7–48.
CZAPOWSKI G., KASIÑSKI J., KRZYWIEC P., POLECHOÑSKA O., TOMASSI-MORAWIEC H., WRÓBEL G., BURLIGA S. &
WILKOSZ P. 2005 — Ocena z³ó¿ solnych w rejonie Pomorza i Kujaw pod k¹tem ich przydatnoœci do eksploatacji metod¹ otworow¹. Archi-wum IKS Solino S.A., Inowroc³aw.
DADLEZ R. 1997 — Ogólne rysy tektoniczne bruzdy œrodkowopol-skiej. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 410–414.
DADLEZ R. (red.) 1998 — Mapa tektoniczna kompleksu cechsztyñ-sko-mezozoicznego na Ni¿u Polskim, skala 1 : 500 000. Pañstw. Inst. Geol.
DADLEZ R. & MAREK S. 1974 — General Outline of the Tectonics of the Zechstein-Mesozoic Complex in Central and Northwestern Poland. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 274: 11–140.
DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA W. 1980 — Mezozoiczne i trzecio-rzêdowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28: 151–156.
DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1983 — Budowa geologiczna pod³o¿a trzeciorzêdu w rowach Z³oczewa i Gostynia (monoklina przed-sudecka). Geol. Quart., 27: 535–546.
FELISIAK I. & SZEWCZYK E. 1994 — Tektonika osadów mezozo-iku w rejonie z³o¿a Be³chatów. [W:] Konf. Nauk.-Techn. nt. Tektoni-ka rowu Kleszczowa — stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej, J. Tu³ecki (red.). Kop. Wêgla Brunatnego Be³chatów.
HAGER H. 1981 — Das Tertiär der Rheinischen Braunkohlenreviers — Ergebnisse und Probleme. Fortschr. Geol. Rheinland u. Westf., 29: 529–564.
JAROSIÑSKI M. & KRZYWIEC P. 2006 — Zapis zmian re¿imów tek-tonicznych wokó³ wysadów solnych w Polsce na przyk³adzie struktury Damas³awek. Prz. Geol., 54: 305.
KASIÑSKI J.R. 2004 — Paleogen i neogen w zapadliskach i rowach tektonicznych. [W:] Budowa geologiczna Polski. Stratygrafia. Trze-ciorzêd, T.M. Peryt & M. Piwocki (red.). Pañstw. Inst. Geol.: 134–161.
KASIÑSKI J.R. & PIWOCKI M. 1994 — Tektonika a z³o¿a wêgla bru-natnego rejonu Be³chatowa. [W:] Konf. Nauk.-Techn. nt. Tektonika rowu Kleszczowa — stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksplo-atacji górniczej, J. Tu³ecki (red.). Kop. Wêgla Brunatnego „Be³cha-tów”, Rogowiec.
KASIÑSKI J.R., DYL¥G J.K. & SATERNUS A. 1996 — Ocena mo¿liwoœci dalszych poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego w rejonie koniñskim. Ocena obszarów perspektywicznych dla prac geologicz-no-poszukiwawczych wêgla brunatnego. Arch. Kop. Wêgla Brunatne-go „Konin”.
KASIÑSKI J.R., DYL¥G K., SATERNUS A. & PIWOCKI M. 1998 — Analiza wp³ywu udostêpniania i eksploatacji z³ó¿ wêgla brunatnego oraz procesów utylizacji surowca na stan œrodowiska naturalnego w procesie gospodarczego wykorzystania z³ó¿ (z badaniami modelowymi na przyk³adzie wybranych z³ó¿). CAG PIG [3098/98].
KASIÑSKI J.R., CZARNECKI L., FRANKOWSKI R. & PIWOCKI M. 2000 — Geology of the Be³chatów lignite deposit and
environ-mental impact of exploitation. [W:] 4th
European Coal Conference — guide to field trips, J. Jureczka & J.R. Kasiñski (eds.). Pañstw. Inst. Geol.
KASIÑSKI J.R., CZAPOWSKI G., KRZYWIEC P. & PIWOCKI M. 2001a — Halokineza a powstawanie z³ó¿ wêgla brunatnego — studium przywysadowych z³ó¿ wêgla z obszaru Ni¿u Polskiego. CAG PIG [269/2002].
KASIÑSKI J.R., CZAPOWSKI G. & PIWOCKI M. 2001b — Haloki-netyczne uwarunkowania akumulacji materii fitogenicznej w utworach
trzeciorzêdowych Ni¿u Polskiego. [W:] Deformacje osadów nieskonso-lidowanych, reologia i struktury, W. W³odarski (red.). Uniw. A. Mic-kiewicza, Poznañ.
KASIÑSKI J.R., SATERNUS A. & URBAÑSKI P. 2008 — Analiza wystêpowania zasobów wêgla brunatnego w rejonie Turka i program uzupe³niaj¹cych badañ poszukiwawczych. [W:] J. Bednarczyk (red.), Scenariusze rozwoju technologicznego przemys³u wydobycia i prze-twórstwa wêgla brunatnego. Arch. Inst. Górn. Odkrywkowego „Polte-gor-Instytut”, Wroc³aw.
KOSSOWSKI L. 1974 — Budowa geologiczna z³o¿a wêgla brunatne-go Be³chatów ze szczególnym uwzglêdnieniem tektoniki pod³o¿a. Górn. Odkryw., 16: 336–344.
KOZYDRA Z. & PIWOCKI M. 1985 — Nowopoznany (ESE) odcinek rowu Be³chatowa. Prz. Geol., 33: 458–460.
KRZYWIEC P. 2004a — Triassic evolution of the Klodawa salt struc-ture: basement-controlled salt tectonics within the Mid-Polish Trough (Central Poland). Geol. Quart., 48: 123–134.
KRZYWIEC P. 2004b — Basement vs. Salt Tectonics and Salt-Sedi-ment Interaction — Case Study of the Mesozoic Evolution of the Intra-continental Mid-Polish Trough. Salt-Sediment Interactions and Hydrocarbon Prespectivity: Concepts, Applications and Case Studies
for the 21st
Century: 343–370.
KRZYWIEC P. 2006 — Structural inversion of the Pomeranian and Kuiavian segments of the Mid-Polish Trough — lateral variations in timing and structural style. Geol. Quart., 51: 151–168.
KRZYWIEC P., JAROSIÑSKI M., TWAROGOWSKI J., BURLIGA S., SZEWCZYK J., WYBRANIEC S., CZAPOWSKI G., ZIENTARA P., PETECKI Z. & GARLICKI A. 2000 — Geologiczno-geofizyczne badania stropu i nadk³adu wysadu solnego Damas³awek. Prz. Geol., 48: 1005–1014.
KRZYWIEC P.,. FRANKOWSKI Z,. JAROSIÑSKI M., KASIÑSKI J. R, PAPIERNIK B., S£ODKOWSKA B., SZEWCZYK J.,
TWAROGOWSKI J., WYBRANIEC S., GIENTKA D., GUMULAK K., JÓWIAK W., ¯Ó£TOWSKI Z., MUSIATEWICZ M., HA£USZCZAK A., SZEWCZYK E. & BURLIGA S. 2001 — Kom-pleksowa analiza geofizyczno-geologiczna wysadu solnego Dêbina i jego najbli¿szego otoczenia. Arch. Kop. Wêgla Brunatnego „Be³cha-tów” S.A, Rogowiec.
KRZYWIEC P., WYBRANIEC S. & PETECKI Z. 2006 — Budowa tektoniczna pod³o¿a bruzdy œródpolskiej w oparciu o wyniki analizy danych sejsmiki refleksyjnej oraz grawimetrii i magnetyki. [In:] P. Krzywiec & M. Jarosiñski (ed.), Struktura litosfery w centralnej i pó³nocnej Polsce — obszar projektu POLONAISE’97. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 188: 107–130.
KURAL S. 1982 — Wystêpowanie surowców kaolinowych na Dol-nym Œl¹sku. Charakterystyka geologiczno-surowcowa. Rejon Strze-gomia. [W:] Surowce kaolinowe, H. Leszczyszyn (red.). Pañstw. Inst. Geol.
MEIBURG P. 1980 — Subrosions-Stockwerke im Nordhessischen Ber-gland. Aufschluss, 31: 265–287.
PIWOCKI M. 1966 — Zarys budowy geologicznej i wêglonoœnoœci trzeciorzêdu okolic Rogowa, Skierniewic i Rawy Mazowieckiej. Biul. Pañstw. Inst. Geol, 202: 61–94.
PIWOCKI M. 1978 — Warunki geologiczne i perspektywy wykorzy-stania z³o¿a wêgla brunatnego w rejonie Nak³a nad Noteci¹. Prz. Geol., 26: 584–588.
PIWOCKI M. 1983 — Brown coals in Poland: charcteristic of occur-rence. Prz. Geol., 31: 364–370.
PIWOCKI M. &. KASIÑSKI J.R. 1995 — Outline of development of the Lower Oligocene transgression in Northern Poland. Techn. Poszu-kiwañ Geol. — Geosynoptyka i Geotermia, 34: 47–52.
PIWOCKI M. & ZIEMBIÑSKA-TWORZYD£O M. 1997 — Neogene of the Polish Lowlands — lithostratigraphy and pollen-spore zones. Geol. Quart., 41: 21–40.
ŒLIZOWSKI K. & SA£UGA P. 1996 — Surowce chemiczne. Sól kamienna. Centrum PPGSMiE PAN.
TARKA R. 1991 — The Tectonic Evolution of Polish Salt Diapirs. Bull. Pol. Acad. Sci, Earth Sci., 39: 85–91.
WAGNER R. 1994 — Stratygrafia osadów i rozwój basenu cechsztyñ-skiego na Ni¿u Polskim. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 146: 1–95.
WIDERA M. 1997 — Wp³yw struktur solnych na rozwój elewacji koniñskiej. [W:] Tektonika solna regionu kujawskiego, S. Burliga (red.). Wind, Wroc³aw.
WIDERA M. 2000 — Geneza i g³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej. Prz. Geol., 48: 935–941.
Praca wp³ynê³a do redakcji 17.07.2009 r. Po recenzji akceptowano do druku 30.07.2009 r.
