Tektoniczne uwarunkowania rowu lubelskiego (póŸny dewon–karbon)
Marek Narkiewicz*
Tectonic controls of the Lublin Graben (Late Devonian–Carboniferous). Prz. Geol., 51: 771–776.
S u m m a r y. The idea of a ”passive syncline” (Antonowicz et al., 2003) as an alternative to the well-established concept of the Lublin Graben raises serious doubts. Development of the structural unit in the latest Carboniferous was preceded by establishment of elon-gated depocenters in the Late Devonian and late Viséan–Westphalian, most probably in a changing pull-apart regime. From the middle Frasnian to Famennian both flanks of the graben, i.e. the Kock Fault Zone and the present Kazimierz–Ursynów Fault zone acted as depositional edges with associated pronounced facies and sediment-thickness gradients. During the Carboniferous the Kock Zone constituted at least intermittently an important boundary between areas with different depositional and subsidence histories. On the other hand, the south-western depositional edge of the basin was probably located 20–30 km SW of the present graben boundary. It could have been related to the crustal discontinuity interpreted after seismic and gravimetric data. A genetic relationship between the graben origin and the Variscan orogen to the west did not involve transmission of thin-skinned thrusts like e.g. in the Appalachian model. Rather, it consisted of deep-rooted vertical and strike-slip movements of the eastern orogenic foreland in response to compres-sion at the active plate margin. Rejection of the ”passive syncline” model and at the same time confirmation of the Lublin Graben con-cept (in both depositional and structural sense) has important consequences for petroleum prospection. Among others, it allows prediction of important petroleum source-deposits of the upper Frasnian-lower Famennian, and constrains predicted structural-trap models.
Key words: Lublin Graben, subsidence, Variscan tectonics, crustal structure
Koncepcja rowu lubelskiego (mazowiecko-lubelskie-go) jako jednostki regionalnej w obrêbie piêtra struktural-nego waryscyjskiego zrodzi³a siê na prze³omie lat 60. i 70. (Mi³aczewski & ¯elichowski, 1970; ¯elichowski, 1972). Ramy tektoniczne rowu wyznaczono wzd³u¿ stref nieci¹g³oœci tektonicznych. Uskok po³udniowo-zachodni (Grójec–Kazimierz Dolny–Wysoka–Izbica–Zamoœæ) oddzie-la rów od podniesienia radomsko-kraœnickiego. Uskok pó³nocno-wschodni (Czersk–¯elechów–Kock–Wasylów) pokrywa siê natomiast z SW skrzyd³em strefy uskokowej Kocka, póŸniej okreœlanej równie¿ jako antyklina nad-roz³amowa (¯elichowski & Koz³owski, 1983), stanowi¹cej granicê podniesionej czêœci platformy wschodnioeuropej-skiej. Wreszcie, granicê pó³nocno-zachodni¹, z blokiem Grodziska, tworzy uskok Grójca.
Te wstêpne koncepcje, rozwiniêto nastêpnie w kolej-nych pracach ¯elichowskiego (1983, 1984, 1987), ¯eli-chowskiego i Koz³owskiego (1983) i Porzyckiego (1984, 1988). Pocz¹tkowo (zw³aszcza prace ¯elichowskiego) rów by³ rozumiany g³ównie jako jednostka tektoniczna uformo-wana w póŸnym karbonie, po westfalu C (D?). ¯elichowski (1972) m.in. podkreœla³, ¿e obecne ramy tektoniczne rowu niezgodnie przecinaj¹ interpretowany uk³ad mi¹¿szoœci ska³ karboñskich, które nie wystêpuj¹ na SW od rowu, a na NE s¹ znacznie zredukowane, z powodu póŸniejszej erozji. Kolejni autorzy implikowali dwoisty charakter rowu, przy-pisuj¹c mu rolê depocentrum w póŸnym dewonie i karbo-nie (Kotañski & Mi³aczewski, 1977; Porzycki, 1988; Po¿aryski, 1986; Po¿aryski & Tomczyk, 1993).
W ostatnich latach przeprowadzono analizê subsyden-cji rowu lubelskiego na podstawie danych z dziesiêciu reperowych, reprezentatywnych profili wiertniczych (Nar-kiewicz i in., 1998a). Analiza ta, w po³¹czeniu z wynikami badañ architektury depozycyjnej (Narkiewicz i in., 1998b; Krzywiec & Narkiewicz, 1998), doprowadzi³a do œciœlej-szego okreœlenia etapów rozwoju jednostki oraz
powi¹zania ich z szerszym kontekstem regionalnym. Jed-nym z wa¿niejszych wniosków by³o okreœlenie pocz¹tku rozwoju rowu lubelskiego w œrodkowym franie, równolegle z powstaniem rowu Prypeci. Przedstawiono tak¿e argu-menty przemawiaj¹ce za rozwojem rowu w re¿imie prze-suwczym (pull–apart).
Niedawno pojawi³a siê oryginalna koncepcja tektoniki rowu lubelskiego, na podstawie interpretacji nowszych, o wy¿szej rozdzielczoœci materia³ów sejsmicznych (Hooper i in., 2002; Antonowicz i in., 2003). Cytowani autorzy neguj¹ istnienie na obszarze lubelskim waryscyjskiego rowu tektonicznego. Przypisuj¹ mu charakter „pasywnej synkliny” odk³utej od pod³o¿a prekambryjskiego i rozwi-niêtej miêdzy dwiema strefami spiêtrzonych ³usek, zbudo-wanych z dolnego paleozoiku. Wed³ug tego modelu deformacje nasuwcze (poziome odk³ucia, ³uski, dupleksy etc.) by³yby propagowane od orogenu waryscyjskiego na mod³ê zbli¿on¹ do górotworu appalachijskiego.
Teza autorów, radykalnie odmienna od dotychczaso-wych modeli tektoniki obszaru lubelskiego, sk³ania do powa¿nego namys³u nad nasz¹ baz¹ danych regionalnych. Czy rzeczywiœcie pod pojêciem „rów lubelski” kryje siê realny byt geologiczny? A mo¿e jednostka ta powinna byæ odes³ana do lamusa historii geologii regionalnej Polski? Niniejsza praca jest poœwiêcona rozwa¿eniu najwa¿niej-szych przes³anek odpowiedzi na te pytania, g³ównie w kon-tekœcie regionalnych uwarunkowañ tektonicznych. Wydaje siê przy tym, ¿e problem rowu lubelskiego trzeba rozdzieliæ na dwie czêœci, zgodnie z podwójnym rozumieniem opisy-wanej jednostki regionalnej. Nale¿y wiêc rozwa¿yæ osob-no kwestiê — czy rów lubelski istnia³ jako odrêbne depocentrum oraz czy istnieje jako rów tektoniczny w pod-permsko-mezozoicznym planie strukturalnym (np. w postaci czytelnie zaznaczonej na znanej mapie Po¿aryskie-go & DembowskiePo¿aryskie-go, 1983).
Dalsze rozwa¿ania bêd¹ poœwiêcone g³ównie cen-tralnemu segmentowi omawianej jednostki (rejon miêdzy Stê¿yc¹ a Lublinem), szerzej omówionemu w cytowanej pracy Antonowicza i in. (2003). Tego te¿ obszaru dotycz¹ przywo³ywane w niniejszej pracy przyk³ady interpretacji
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; mnar@pgi.waw.pl
profili sejsmicznych, oparte na obserwacjach autora, zawartych w niepublikowanym opracowaniu M³ynarskie-go i in. (1998), a ilustrowane przyk³adami zaczerpniêtymi z cytowanej publikacji Antonowicza i in.
Rów lubelski jako depocentrum
Przes³anki istnienia odrêbnego depocentrum zwi¹zane-go z rowem lubelskim wynikaj¹ z: (1) rozk³adu mi¹¿szoœci kolejnych ogniw stratygraficznych dewonu i karbonu, g³ównie na podstawie wyników wierceñ, (2) analizy regio-nalnych przekrojów sejsmicznych, (3) analizy subsydencji. Konstruowanie wiarygodnych map pierwotnych mi¹¿szoœci ska³ m³odszych od dewonu œrodkowego jest bardzo trudne z powodu s³abego rozpoznania erozyjnych pozosta³oœci dewonu górnego i karbonu na obszarze ³ysogórsko-radomskim, w³¹cznie z podniesieniem radom-sko-kraœnickim. Dewon górny w samym rowie i na NE od
niego uleg³ ponadto erozji przedpóŸnowizeñskiej (np. Kota-ñski & Mi³aczewski, 1977), a w przypadku karbonu tego obszaru etap erozji trwa³ od najpóŸniejszego karbonu do wczesnego permu, a miejscami nawet do jury œrodkowej.
W odniesieniu do dewonu, przeanalizowano mapy mi¹¿szoœciowe opracowane przez Mi³aczewskiego, a w³¹czone do prac Kotañskiego i Mi³aczewskiego (1977) oraz ¯elichowskiego i Koz³owskiego (1983). Mapy te ju¿ dla franu pokazuj¹ gradienty mi¹¿szoœciowe zwi¹zane z SW skrzyd³em rowu lubelskiego (na NE od „wa³u Zwole-nia”). Natomiast szczególnie wyraŸne depocentrum i spe-cyficzne, silnie ilaste litofacje dolnofameñskiej formacji bychawskiej, s¹ zwi¹zane z osi¹ rowu miêdzy Dêblinem a Lublinem (maksymalne mi¹¿szoœci osadów ponad 1800 m). W rejonie SW skrzyd³a rowu na wysokoœci Lublina obser-wowano progradacjê utworów wczesnofameñskich ku osi jednostki (Krzywiec & Narkiewicz, 1998). Interpretowana w rejonie obecnej struktury Kocka „skarpa strukturalna
Krowie Bagno IG 1 Kock IG 2 Terebin IG 5 Komarów IG 1 Korczmin IG 1 Œwidno IG 1 Opole Lubelskie IG 1 Maciejowice IG 1 Bia³obrzegi IG 1 Szwejki IG 3 Studzianna IG 2 Stê¿yca 1 Opoczno PIG 2 B¹kowa IG 1 Janczyce I Osta³ów 1 Osta³ów PIG 2 Lachowice 7 Rajbrot 2 Potrójna IG 1 Gocza³kowice IG 1 Sosnowiec IG 1 Jaronowice IG 1 Potok Ma³y IG 1 Wêgrzynów IG 1 Izdebno IG 1 Lublin IG 1 Zakrzew IG 1 Gie³czew PIG 6 Gie³czew PIG 5 Niesio³owice IG 1 40 38 35 44 47 54 51 52 51 53 50 49 54 35 38 44 55 64 51 Zawiercie Œwiêtomarz Ska³y Olkusz Dêbnik RADOM LUBLIN KRAKÓW KIELCE 0 50km karbon Carboniferous dewon Devonian utwory przeddewoñskie pre-Devonian deposits uskok œwiêtokrzyski Holy Cross Fault strefa uskoku Kraków-Lubliniec Kraków-Lubliniec Fault Zone uskok
fault
otwór wiertniczy borehole
51linie GSS z gruboœcia skorupy (w km)i lokalizacj¹ roz³amów wg³êbnych DSS lines, crustal thickness (km), crustal fractures
zasiêg (ku SW) stropu pod³o¿a krystalicznego (badania refrakcyjne) SW limit of the crystalline basement top (from refraction)
przypuszczalny przebieg roz³amów skorupowych presumed crustal fractures
O RO G E N W A R Y SC Y J SK I VAR IS C AN O R O GE N BLOK GÓRNOŒL¥SKI UPPER SILESIAN BLOCK MASYW MA£OPOLSKI MA£OPOLSKA MASSIF BLOK £YSOGÓRSKI £YSOGÓRY BLOCK UG UUK UŒ KRATON WSCHODNIOEUROPEJSKI
EAST EUROPEAN CRATON
SUKL SUK RÓW LUBELSKI LUBLIN GRABEN OBNI¯ENIE PODLASKIE PODLASIE DEPRESSION front karpacki Carpathian Front front waryscyjski Variscan Front
Ryc. 1. Lokalizacja rowu lubelskiego na tle budowy geologicznej paleozoiku po³udniowo-wschodniej Polski (mapa wychodni
podperm-sko-mezozoicznych wg Po¿aryskiego i Dembowskiego, 1983, uproszczone). Przedstawiono zasadnicze elementy interpretacji struktury wg³êbnej wg Dadleza (2001). Symbole literowe: UG — uskok Grójca, SUK — strefa uskokowa Kocka, UUK — uskok Ursynów–Kazi-mierz, UŒ — uskok œwiêtokrzyski, SUKL — strefa uskokowa Kraków–Lubliniec
Fig. 1. Location of the Lublin Graben against the Palaeozoic geology of south–eastern Poland (sub-Permian–Mesozoic subcrop map
after Po¿aryski & Dembowski, 1983, simplified). Also shown are main features of a deep crustal structure after Dadlez (2001). Abbrevia-tions: UG — Grójec Fault, SUK — Kock Fault Zone, UUK — Ursynów–Kazimierz Fault, UŒ — Holy Cross Fault, SUKL — Kra-ków–Lubliniec Fault Zone
Kock–£aszczów” (Kotañski & Mi³aczewski, 1977) zazna-cza siê nastêpnie w famenie póŸnym jako czynna krawêdŸ depozycyjna z sedymentacj¹ klastyków formacji hul-czañskiej.
W karbonie tendencje rozk³adu mi¹¿szoœci silnie zmie-niaj¹ siê w czasie (¯elichowski, 1972, 1983; ¯elichowski & Koz³owski, 1983; Porzycki, 1984). Pocz¹tkowo (póŸny wizen–namur wczesny), maksimum mi¹¿szoœci przypada na strefê przyleg³¹ do SW krawêdzi rowu, zw³aszcza w jej centralnym i po³udniowo-wschodnim odcinku. W rejonie NE skrzyd³a rowu nastêpuje redukcja zwi¹zana z przekra-czaj¹cym nastêpstwem kolejnych cykli depozycyjnych (Porzycki, 1984), zw³aszcza w rejonie strefy Kocka (M.I.Waksmundzka, praca dokt. w przygot.). Od namuru B nastêpuje przesuniêcie strefy maksymalnych mi¹¿szoœci ku osi rowu i w stronê skrzyd³a NE, a tak¿e ogólnie ku odcinkowi pó³nocno-zachodniemu jednostki. Poza wyraŸnym gradientem mi¹¿szoœci w rejonie strefy Kocka w przypadku formacji lubelskiej (¯elichowski & Koz³owski, 1983), cytowane mapy i przekroje paleotekto-niczne nie dokumentuj¹ zwi¹zków miêdzy obecnymi rama-mi rowu, a depozycj¹ karbonu.
Z kolei, z analizy przekro-jów sejsmicznych i danych otworowych wynika, ¿e o ile dewon œrodkowy charaktery-zuje siê niewielkimi, wyrówna-nymi gruboœciami (ok. 100–200 m) o tyle dewon gór-ny wyraŸnie grubieje ku osi rowu, zarówno od jego skrzyd³a NE (strefa Kocka) jak i od SW (uskok Kazimie-rza–Ursynowa; por. np. ryc. 8 w pracy Antonowicza i in., 2003). Z niepublikowanych obser-wacji pó³nocno-zachodniego odcinka rowu (M³ynarski i in., 1998) wynika, ¿e mi¹¿szoœci karbonu malej¹ ku strefie Kocka (por. te¿ Anto-nowicz i in., 2003, ryc. 5), natomiast wydaj¹ siê stopnio-wo rosn¹æ ku SW, a¿ do krawê-dzi rowu, gkrawê-dzie karbon ulega œciêciu erozyjnemu (op. cit., ryc. 8).
Badania subsydencji i architektury depozycyjnej wska-zuj¹, ¿e w œrodkowej czêœci franu, z pocz¹tkiem cyklu T–R VI nast¹pi³ szybki wzrost tem-pa subsydencji tektonicznej (Narkiewicz in., 1998a, b), któ-re nastêpnie utrzymywa³o siê w czasie famenu. Jest to zjawisko czytelne na ca³ej Lubelsz-czyŸnie, aczkolwiek najsilniej wyra¿one w rejonie Lubli-na–Kocka (centralny segment rowu), a najs³abiej na podnie-sionej czêœci platformy (np. otwór Krowie Bagno IG 1). W
zapisie sedymentacyjnym zaznacza siê przejœcie od cykli z przewag¹ systemów platformy wêglanowej do rampy wêglanowej (wy¿szy fran), a nastêpnie g³êbszego szelfu marglisto-wapiennego (formacje bychawska, firlejska i niedrzwicka famenu). Na zachód od analizowanego obsza-ru, dane o subsydencji w póŸnym dewonie dotycz¹ dopiero regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich i nie dokumen-tuj¹ pulsu pogr¹¿ania tektonicznego we franie œrodkowym.
Na pograniczu dewonu i karbonu zaznacza siê wyraŸna faza tektoniczna i zwi¹zane z ni¹ wypiêtrzenie i erozja dochodz¹ca miejscami do 1500 m (Mi³aczewski, 1986), a nawet 2000 m (¯elichowski, 1972; ryc. 2). Odnowienie subsydencji nastêpuje w póŸnym wizenie, najwczeœniej wzd³u¿ po³udniowo-zachodniego skrzyd³a rowu (Skomp-ski, 1998). Subsydencja karboñska przebiega³a w dwóch etapach rozdzielonych epizodem niedepozycji i/lub nie-wielkiej erozji w póŸnym namurze A. Pierwszy etap swoje maksimum osi¹gn¹³ w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru, natomiast drugi jest zapisany maksymalnymi mi¹¿szoœciami w czêœci pó³nocno-zachodniej. Co najmniej dla pierwszego etapu subsydencji mo¿na wykazaæ rolê
290 300 310 320 330 340 350 360 370 380 390 400 (Ma) STEFAN STEPHANIAN WESTFAL WESTPHALIAN NAMUR NAMURIAN WIZEN VISÉAN TURNEJ TOURNAISIAN FAMEN FAMENNIAN FRAN FRASNIAN ¯YWET GIVETIAN EIFEL EIFELIAN EMS EMSIAN PRAG PRAGIAN LOCHKOW LOCHKOVIAN DEWONDEVONIAN KARBON CARBONIFEROUS BLOK £YSOGÓRSKI £YSOGÓRY BLOCK RÓW LUBELSKI LUBLIN GRABEN ? ? erozja erosion niedepozycja non-deposition D C B A C B A BR. ASB HO. PR. CZ. erozja erosion SW NE platforma (rampa) wêglanowa carbonate platform or ramp basen szelfowy (facje margliste) shelf basin (marly facies) klastyki morskie (paraliczne) marine (paralic) clastics facje aluwialne alluvial facies wulkanity volcanites
Ryc. 2. Profile chronostratygraficzne dewonu i karbonu bloku ³ysogórskiego i rowu lubelskiego
obrazuj¹ce ró¿nice w rozwoju sedymentacji i erozji w tych regionach
Fig. 2. Generalised chronostratigraphic sections of the Devonian–Carboniferous in the £ysogóry
strefy Kocka jako krawêdzi depozycyjnej ograniczaj¹cej rozwój ni¿szych sekwencji depozycyjnych ku NE (M.I.Waksmundzka, praca dokt. w przygot.).
Dla obszaru bloku ³ysogórskiego dysponujemy jedynie wyrywkowymi danymi o wystêpowaniu p³ytkomorskich utworów klastycznych z pogranicza turneju i wizenu (ryc. 2) w otworach Opoczno PIG 2, Osta³ów PIG 2 i Studzianna IG 2 (por. lokalizacja na ryc. 1; Krzemiñski, 1999; Jawo-rowski, 2002). Ich obecnoœæ w rejonie podniesienia radom-sko-kraœnickiego sugeruje, ¿e jego SW skrzyd³o nale¿a³o w karbonie wczesnym do odrêbnej strefy paleotektonicz-nej ni¿ rejon wypiêtrzonego wówczas rowu lubelskiego.
Rów lubelski jako waryscyjska jednostka tektoniczna Model tektoniczny dewonu górnego i karbonu w rejo-nie mazowiecko-lubelskim na SE od uskoku Grójca zale¿y od interpretacji linii/stref ograniczaj¹cych te utwory od SW i NE, a tak¿e podrzêdnych struktur tektonicznych w obrê-bie samego rowu. Nale¿y przy tym zauwa¿yæ, ¿e na wschód od Lublina znika na mapach wg³êbnych wyraŸnie obramowany uskokami rów tektoniczny, a pojawia siê
pó³rów ograniczony uskokiem Izbica–Zamoœæ, o kierunku bardziej po³udnikowym (¯elichow-ski, 1972, 1984). Tej zmianie regionalnego bie-gu towarzyszy doœæ wyraŸna zmiana charakteru podrzêdnych jednostek tektonicznych — poja-wianie siê uskoków odwróconych nachylonych ku SW (np. Chi¿niakow & ¯elichowski, 1974).
W pracach ¯elichowskiego (1972, 1983, 1984) i Porzyckiego (1988), szczegó³owo oma-wiaj¹cych tektonikê rowu lubelskiego, przed-stawione s¹ interpretacje obu krawêdzi rowu jako pod³u¿nych uskoków lub ich zespo³ów o niemal pionowych powierzchniach i znacznych zrzutach, dochodz¹cych ³¹cznie do 2–3 km. Wystêpuj¹ te¿ miejscami poddarcia warstw dewonu i karbonu (np. ¯elichowski, 1972, fig. 9). W obrêbie rowu cytowani autorzy wyró¿niaj¹ wiele struktur pod³u¿nych, na ogó³ ograniczonych uskokami normalnymi lub odwróconymi (por. Tabl. 34 [W:] ¯elichowski & Koz³owski, 1983). Czêœæ stref uskokowych ma przy tym charakterystyczny pokrój struktur kwiatowych (np. w rejonie Lublina — ¯elichow-ski, 1972, fig. 14, czy te¿ w rejonie SW krawê-dzi rowu; op. cit. fig. 7; por. te¿ ¯elichowski, 1983). O tego rodzaju strukturach, w rejonie na po³udnie od Zemborzyc i Be³¿yc (na SW od Lublina), pisz¹ równie¿ Po¿aryski i Tomczyk (1993).
Szczegó³owszej analizie i interpretacji tek-tonicznej nowszych materia³ów sejsmicznych jest poœwiêcone opracowanie Krzywca i Narkie-wicza (2003). Wynika z niego m.in., ¿e w prze-ciwieñstwie do interpretacji Antonowicza i in. (2003), przynajmniej w niektórych odcinkach obu skrzyde³ omawianej jednostki tektonicznej mamy do czynienia z pionowymi lub stromo nachylonymi w ró¿nych kierunkach uskokami b¹dŸ ich zespo³ami. Synklinalny pokrój warstw wi¹¿e siê z podgiêciem utworów dewoñskich i karboñskich wzd³u¿ tych nieci¹g³oœci, nie znaj-duje natomiast uzasadnienia (przynajmniej przy obecnym stopniu czytelnoœci profili sejsmicznych) w ³usko-wej/dupleksowej budowie pod³o¿a staropaleozoicznego.
Dyskusja
W œwietle omówionych pokrótce danych geologicz-nych i geofizyczgeologicz-nych koncepcja neguj¹ca istnienie rowu lubelskiego budzi wiele w¹tpliwoœci, niezale¿nie od tego, czy rozumiemy tê jednostkê jako basen lub subbasen, czy te¿ jako post-depozycyjny rów tektoniczny. Istniej¹ mocne przes³anki rozwoju w rejonie obecnego rowu depocentrów w dewonie póŸnym i karbonie. Obserwacje rozk³adu mi¹¿szoœci i szczegó³ów architektury depozycyjnej wska-zuj¹, ¿e strefa Kocka funkcjonowa³a w tym czasie jako kra-wêdŸ synsedymentacyjna. Synsedymentacyjna rola uskoku Kazimierza–Ursynowa oraz linii Izbica–Zamoœæ nie jest równie oczywista. W dewonie póŸnym najprawdo-podobniej ogranicza³a ona od NE bardziej stabilny obszar wyniesienia radomsko-kraœnickiego (Kotañski & Mi³aczewski, 1977; Krzywiec & Narkiewicz, 1998). W
410 400 390 380 370 360 350 340 330 320 310 300
DEWON
DEVONIAN CARBONIFEROUSKARBON
(Ma) 0 200 400 600 800 1000 su b sy d en cj a te kt o n ic zn a (m ) te ct o n ic su b si d en ce (m ) MASYW MA£OPOLSKI (Janczyce) MA£OPOLSKA MASSIF BLOK £YSOGÓRSKI (Œwiêtomarz–Œniadka)£YSOGÓRY BLOCK
RÓW LUBELSKI (Lublin IG 1) LUBLIN GRABEN
?
E
E
E
–wypiêtrzenie i erozjauplift and erosionSY LU R P Ó N Y LA TE SI LU R IA N ST EF AN ST EP H AN IA N N AM U R N AM U R IA N W IZ EN VI SÉ AN TU R N EJ TO U R N AI SI AN FA M EN FA M EN N IA N FR AN FR AS N IA N ¯Y W ET G IV ET IA N EI FE L EI FE LI AN EM S EM SI AN PR AG PR AG IA N LO CH KO W LO CH KO VI AN W ES TF AL W ES TP H AL IA N
Ryc. 3. Porównanie rozwoju subsydencji tektonicznej na podstawie profili
reprezentatywnych dla rowu lubelskiego, masywu ma³opolskiego i bloku ³yso-górskiego (czêœciowo na podstawie pracy Narkiewicza i in., 1998a)
Fig. 3. Comparison of tectonic subsidence development based on representative
sections from the Lublin Graben, Ma³opolska Massif and £ysogóry Block (part-ly after Narkiewicz et al., 1998a)
karbonie raczej nie pe³ni³a roli krawêdzi depozycyjnej — wynika to z licznych cytowanych obserwacji systematycz-nie rosn¹cych mi¹¿szoœci karbonu ku tej strefie. Mo¿na postawiæ hipotezê, ¿e po³udniowo-zachodnia krawêdŸ rowu przebiega³a 20–30 km dalej ku SW, na NE od linii wyznaczonej przez otwory Studzianna IG 2 i Osta³ów PIG 2. Znany z tych profili zapis odmiennego scenariusza rozwo-ju paleotektonicznego karbonu wczesnego zbli¿a je do pro-fili masywu ma³opolskiego.
Wczesne etapy rozwoju rowu lubelskiego i ryftu Pry-peci wykazuj¹ wiele analogii (por. Narkiewicz i in., 1998a), implikuj¹cych wspólne warunki geodynamiczne, w tym zw³aszcza wspólny regionalny uk³ad naprê¿eñ sko-rupowych. Charakterystyczna jest równoczesna inicjacja obu depocentrów w œrodkowej czêœci franu, a tak¿e póŸno-wizeñska reaktywacja subsydencji, poprzedzona na LubelszczyŸnie rozwojem magmatyzmu bazaltowego. Nastêpstwo kilku faz subsydencji po³¹czone z migracj¹ depocentrów sugeruje m.in. transtensyjny (pull–apart) model tektonicznego rozwoju rowu (Narkiewicz i in., 1998a).
Dylemat „synklina pasywna”, czy te¿ rów tektoniczny jest trudny do jednoznacznego rozstrzygniêcia przy braku profili sejsmicznych z czytelnym obrazem geometrii hory-zontów pod-œrodkowodewoñskich. Dotyczy to zw³aszcza krawêdzi „tradycyjnie” rozumianego rowu, w rejonie uskoku Kazimierza–Ursynowa i strefy uskokowej Kocka. Brak jest równie¿ g³êbokich otworów, które potwier-dza³yby istnienie, np. ³uskowych powtórzeñ starszego paleozoiku w tej ostatniej strefie.
Obserwacje profili sejsmicznych, o ile nie s¹ interpre-towane selektywnie, nie wykluczaj¹ jednak transpresyjnej genezy przynajmniej niektórych struktur (Krzywiec & Narkiewicz, 2003). Taki model deformacji jest spójny z wczeœniejszym, transtensyjnym re¿imem rozwoju depo-centrów póŸnodewoñsko-karboñskich. Ponadto, zgodnie z zasad¹ oszczêdnoœci myœlenia, uwzglêdnia jedynie istniej¹ce, obserwowane struktury, nie mno¿¹c nowych, takich jak wielce hipotetyczne spiêtrzone ³uski w skrzyd³ach „synkli-ny pasywnej”, czy te¿ problematyczne wielkoskalowe odk³ucia w starszym paleozoiku.
W tym miejscu nale¿y te¿ odnieœæ siê do hipotezy powi¹zania deformacji na badanym obszarze z frontem waryscydów, w takim sensie jak naskórkowe nasuniêcia appalachijskie powi¹zane s¹ geometrycznie i geodyna-micznie z frontem orogenicznym (Antonowicz i in., 2003). Choæby pobie¿na analiza regionalna (por. np. mapkê na ryc. 1) wskazuje, ¿e tego rodzaju zwi¹zek jest w przypadku obszaru lubelskiego ma³o prawdopodobny, o ile w ogóle mo¿liwy. Nasza wiedza o budowie geologicznej masywu ma³opolskiego wyklucza istnienie propagacji po³ogich nasuniêæ od zewnêtrznych czêœci orogenu (strefy moraw-sko-œl¹skiej?) a¿ do strefy Kocka. Natomiast w œwietle dotychczasowych badañ, m.in. subsydencji tektonicznej, jest wysoce prawdopodobny, trwaj¹cy od namuru wp³yw kompresji orogenicznej wzd³u¿ aktywnej krawêdzi p³yty laurosyjskiej na blokowe deformacje przedpola. Wp³yw ten móg³ siê manifestowaæ zarówno w powstawaniu i rozk³adzie depocentrów w póŸnym karbonie, jak i w koñcowych deformacjach u schy³ku karbonu (Narkiewicz, 1999, 2002b; por. te¿ Narkiewicz i in., 1998a).
Wspomniane deformacje blokowe by³y najprawdopo-dobniej uwarunkowane istnieniem w g³êbokim pod³o¿u skorupowym pod³u¿nych nieci¹g³oœci stanowi¹cych strefy reologicznie s³absze. Tak¹ lini¹ by³a strefa Kocka i jej przed³u¿enie — linia Izbica–Zamoœæ — czytelne jako granica „wy¿u ma³opolskiego” na mapach anomalii bouguerow-skich (Królikowski & Petecki, 1995) oraz w interpreta-cjach sejsmiki refrakcyjnej (Guterch i in., 1986; por. Dadlez, 2001). Z kolei, przypuszczalny, dyskutowany wy¿ej, przebieg SW krawêdzi depocentrum karboñskiego pokrywa siê z zasiêgiem stropu pod³o¿a krystalicznego, interpretowanym na podstawie sejsmicznych badañ refrak-cyjnych (Dadlez, 2001). Granica ta, czytelna równie¿ na mapach anomalii bouguerowskich, odgrywa³a znacz¹ca rolê prawdopodobnie tak¿e w rejonizacji subsydencji œrodkowodewoñskiej (Narkiewicz, 2002a). W œwietle ana-lizy danych geofizycznych, uskok Kazimierza–Ursynowa wydaje siê nie mieæ oczywistych g³êbszych uwarunkowañ skorupowych (Dadlez, 1998). Jednak wed³ug Po¿aryskie-go (1986) reprezentuje on strefê roz³amow¹, uto¿samian¹ z uskokiem transeuropejskim (TEF). Byæ mo¿e podpo-wierzchniowy (podpermsko-mezozoiczny) œlad uskoku nie pokrywa siê z jego g³êbokimi za³o¿eniami skorupowy-mi, które s¹ przesuniête ku SW. Obecne NW zamkniêcie rowu lubelskiego — uskok Grójca — jest niew¹tpliwie zwi¹zane z g³êbokim roz³amem skorupowym o wieloeta-powej aktywnoœci, w tym w permie i mezozoiku (Dadlez, 2001).
Ju¿ choæby to pobie¿ne przedstawienie mo¿liwych zwi¹zków budowy geologicznej strukturalnego piêtra waryscyjskiego z g³êbokim pod³o¿em wskazuje, i¿ nie mo¿na pomijaæ wp³ywu pionowych nieci¹g³oœci skorupo-wych na rozwój paleotektoniczny omawianego obszaru, jak to czyni¹ Antonowicz i in. (2003).
Niew¹tpliwie wiele jeszcze jest znaków zapytania i kwestii spornych dotycz¹cych rowu lubelskiego. Dalszych badañ wymaga wp³yw na architekturê depozycyjn¹ g³êbo-ko zag³êbo-korzenionych, reaktywowanych wielokrotnie linii tektonicznych o kierunkach NW–SE (strefa Kocka i jej SE przed³u¿enie, kwestia hipotetycznej SW krawêdzi depo-centrów). Przedmiotem badañ powinna te¿ staæ siê poprzeczna segmentacja rowu. Istnienie tektonicznych stref o przebiegu SW–NE niew¹tpliwie wp³ywa³o bowiem na architekturê wype³nienia basenowego i styl tektoniki poinwersyjnej. Interpretacja g³êbokiej budowy skorupy ziemskiej wymaga weryfikacji w œwietle nowych wyników Programu CELEBRATION 2000.
Wnioski i implikacje dla przysz³ych badañ i poszukiwañ naftowych
Z przedstawionych rozwa¿añ wynikaj¹ nastêpuj¹ce zasadnicze wnioski regionalne o charakterze podstawo-wym:
1. Koncepcja „pasywnej synkliny” jako alternatywy dla rowu lubelskiego budzi powa¿ne w¹tpliwoœci. Znacz-nie bardziej prawdopodobne jest istZnacz-nieZnacz-nie rowu tektonicz-nego uformowanego w najpóŸniejszym karbonie, a poprzedzonego rozwojem wyd³u¿onych depocentrów w dewonie póŸnym i karbonie.
2. W póŸnym dewonie (œrodkowy fran–famen) zarów-no strefa Kocka, jak i strefa obecnego uskoku
Kazi-mierz–Ursynów funkcjonowa³y jako krawêdzie depozycyjne, z którymi s¹ zwi¹zane du¿e gradienty mi¹¿szoœciowe i facjalne.
3. W karbonie strefa Kocka przynajmniej okresowo stanowi³a wa¿n¹ granicê obszarów o zró¿nicowanej subsy-dencji i depozycji. Po³udniowo-zachodnia krawêdŸ depo-zycyjna rowu znajdowa³a siê natomiast na SW od jego obecnej (tektonicznej) granicy. Postawiono tu hipotezê, ¿e owa krawêdŸ biegnie tu¿ na NE od linii Studzianna– Osta³ów i jej przed³u¿enia ku SE, pokrywaj¹c siê z nie-ci¹g³oœci¹ skorupow¹, interpretowan¹ na podstawie danych sejsmicznych i grawimetrycznych.
4. Zwi¹zek genetyczny omawianej jednostki z oroge-nem waryscyjskim nie polega³ na bezpoœrednim przeno-szeniu na Lubelszczyznê naskórkowych nasuniêæ zgodnie z modelem appalachijskim (jak to widz¹ Antonowicz i in., 2003). Przejawia³ siê on natomiast w g³êboko zakorzenio-nych blokowych ruchach pionowych i przesuwczych w strefie platformowego przedpola, w reakcji na kompresjê na aktywnej krawêdzi p³yty.
Przyjêcie modelu rowu lubelskiego, w podwójnym (depozycyjnym i tektonicznym) sensie, implikuje kilka wa¿nych wytycznych dla przysz³ej prospekcji naftowej:
1. Obecnoœæ depocentrum póŸnodewoñskiego wi¹¿e siê ze stwierdzonym wystêpowaniem ska³ macierzystych we wczesnofameñskiej formacji bychawskiej, a potencjal-nym — w utworach dystalnej póŸnofrañskiej rampy wêgla-nowej (Narkiewicz & Mi³aczewski, 1998; Krzywiec & Narkiewicz, 1998). Model przedstawiony przez Antonowi-cza i in. (2003) nie pozwala na predykcje rozmieszczenia tych utworów w basenie
2. Bardziej szczegó³owe ustalenie roli krawêdziowych stref rowu dla rozwoju architektury depozycyjnej mo¿e mieæ du¿e znaczenie dla ustalenia modelu rozmieszczenia ska³ potencjalnie zbiornikowych w dewonie i karbonie
3. Ma³o prawdopodobna wydaje siê mo¿liwoœæ wystê-powania w skrzyd³ach rowu struktur typu ³usek i duplek-sów w utworach starszego paleozoiku, które mog³yby tworzyæ obiecuj¹ce pu³apki strukturalne.
Literatura
ANTONOWICZ L., HOOPER R. & IWANOWSKA E. 2003 — Synkli-na lubelska jako efekt cienkoSynkli-naskórkowych deformacji waryscyjskich. Prz. Geol., 51: 344–350.
CHI¯NIAKOW A.W. & ¯ELICHOWSKI A.M. 1974 — Zarys tektoni-ki obszaru lubelsko-lwowstektoni-kiego. Kwart. Geol., 18: 707–719.
DALEZ R. 1998 — Epikontynentalne baseny sedymentacyjne w Pol-sce, od dewonu po kredê — zale¿noœci rozwoju od budowy skorupy krystalicznej. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 17–30.
DADLEZ R. 2001 — Holy Cross Mts. area — crustal structure, geo-physical data and general geology. Geol. Quart., 45: 99–106. GUTERCH A., GRAD M., MATERZOK R. & PERCHUÆ E. 1986 — Deep structure of the Earth’s crust in the contact zone of the Palaeozoic and Precambrian platforms in Poland (Tornquist–Teisseyre Zone). Tectonophysics, 128: 251–279.
HOOPER R.J., ANTONOWICZ L., IWANOWSKA E. & HATCHER JR. R. 2002 — The limit of Variscan deformation in southeastern Poland and the origin of the Lublin syncline. Geol. Soc. Amer., Abs-tracts with Programs, 34.
JAWOROWSKI K. 2002 — Geotectonic significance of Carboniferous deposits NW of the Holy Cross Mts. (central Poland). Geol. Quart., 46: 267–280.
KOTAÑSKI Z. & MI£ACZEWSKI L. 1977 — Rozwój paleotektonicz-ny dewoñskiej struktury Zwolenia. Biul. Inst. Geol., 303: 15–40. KRÓLIKOWSKI C. & PETECKI Z. 1995 — Atlas grawimetryczny Polski. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.
KRZEMIÑSKI L. 1999 — Anorogeniczne piaskowce karbonu z pó³noc-no-zachodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 47: 978–986. KRZYWIEC P. & NARKIEWICZ M. 1998 — Devonian depositional architecture in central segment of the Lublin trough: preliminary results of integrated seismic and borehole study. Geol. Quart., 42: 131–140.
KRZYWIEC P. & NARKIEWICZ M. 2003 — O stylu strukturalnym kompleksu dewoñsko-karboñskiego Lubelszczyzny na podstawie wyni-ków interpretacji danych sejsmicznych. Prz. Geol., 51: 795–797. MAREK S. & ZNOSKO J. 1983 — Pozycja geotektoniczna i granice niecki warszawskiej (p³ockiej). [W:] S. Marek (red.) — Budowa geolo-giczna niecki warszawskiej (p³ockiej) i jej pod³o¿a. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 103: 13–21.
MI£ACZEWSKI L. 1986 — Historia ruchów tektonicznych w dewonie na obszarze platformowym w Polsce i terytoriach przyleg³ych. [W:] J. Oberc i in. (red.) — Historia ruchów tektonicznych na ziemiach polskich. Cykl kaledoñsko-waryscyjski. Wroc³aw: 50–55.
MI£ACZEWSKI L. & ¯ELICHOWSKI A.M. 1970 — Wg³êbna budo-wa geologiczna obszaru radomsko-lubelskiego. Przew. 42 Zjazdu Pol. Tow. Geol. Wyd. Geol. Warszawa: 7–32.
M£YNARSKI S. (red.) 1998 — Kompleksowa interpretacja sejsmicz-nych map arkuszowych w obszarze bruzdy œrodkowopolskiej i podnie-sienia radomsko-kraœnickiego. Spraw. niepubl. Pañstw. Inst. Geol. CAG 3450/98.
NARKIEWICZ M. 1999 — Variscan structure and history of the TESZ in south–eastern Poland. Rom. J. Tect. Reg. Geol., 65.
NARKIEWICZ M. 2002a — Middle Devonian epicontinental basin development in SE Poland: a role of crustal discontinuities. Proce-edings, Intern. Symp. Geology of the Devonian System, July 9–12, 2002, Syktyvkar: 30–32.
NARKIEWICZ M. 2002b — Przedpole orogenu waryscyjskiego w po³udniowej Polsce — etapy tektonicznego rozwoju basenów w dewo-nie i karbodewo-nie. Prz. Geol., 50: 1216.
NARKIEWICZ M., POPRAWA P., LIPIEC M., MATYJA H. & MI£ACZEWSKI L. 1998a — Pozycja paleogeograficzna i tektoniczna a rozwój subsydencji dewoñsko-karboñskiej obszaru pomorskiego i radomsko-lubelskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 31–46. NARKIEWICZ M., MI£ACZEWSKI L., KRZYWIEC P. & SZEWCZYK J. 1998b — Zarys architektury depozycyjnej basenu dewoñskiego na obszarze radomsko-lubelskim. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 57–72.
NARKIEWICZ M.& MI£ACZEWSKI L. 1998 — Perspektywy wystê-powania z³ó¿ wêglowodorów na obszarze pomorskim i radomsko-lu-belskim basenu dewoñskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 285–288. PORZYCKI J. 1984 — Zarys geologii Lubelskiego Zag³êbia Wêglo-wego. Przew. 56 Zjazdu Pol.Tow. Geol., Wyd. Geol. Warszawa: 7–21. PORZYCKI J. 1988 — Pozycja geologiczna i strukturalna Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego. [W:] Dembowski Z. & Porzycki J. (red.) 1988 — Karbon Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego. Pr. Inst. Geol., 122: 26–31. PO¯ARYSKI W. 1986 — Waryscyjski etap platformowego rozwoju tektonicznego Europy Œrodkowej. Prz. Geol., 34: 117–127.
PO¯ARYSKI W. & DEMBOWSKI Z. (red.) 1983 — Mapa geologicz-na Polski i krajów oœciennych bez utworów kenozoicznych, mezozo-icznych i permskich. 1: 1 000 000. Instytut Geologiczny. Warszawa. PO¯ARYSKI W. & TOMCZYK H. 1993 — Przekrój geologiczny przez Polskê po³udniowo-wschodni¹. Prz. Geol., 41: 687–695. SKOMPSKI S. 1998 — Regional and global chronostrtigraphic corre-lation levels in the late Visean to Westphalian succession of the Lublin Basin (SE Poland). Geol. Quart., 42: 121–130.
WAKSMUNDZKA M.I. (w przygot.) — Ewolucja facjalna i analiza sekwencji w paralicznych utworach karbonu z p³n.-zach. i centralnej Lubelszczyzny. Praca doktorska.
¯ELICHOWSKI A.M. 1972 — Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami Œwiêtokrzyskimi i Bugiem. Biul. Inst. Geol., 263: 1–97.
¯ELICHOWSKI A. M. 1983 — Tektonika niecki brze¿nej i jej pod³o¿a miêdzy Warszaw¹ a Dêblinem w strefie uskoku Grójca. Biul. Inst. Geol., 344: 199–224.
¯ELICHOWSKI A. M. 1984 — Tektonika Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego. Przew. 56 Zjazdu Pol. Tow. Geol., 21–35. Wyd. Geol. Warszawa.
¯ELICHOWSKI A. M. 1987 — Development of the Carboniferous of the SW margin of the East–European Platform in Poland. Prz. Geol., 35: 230–237.
¯ELICHOWSKI A. M. & KOZ£OWSKI S. (red.) 1983 — Atlas geolo-giczno-surowcowy obszaru lubelskiego. Inst. Geol. Warszawa.
