Mapa strukturalna sp¹gu kompleksu osadowego w rejonie
Che³m Lubelski–Krasnystaw
Marek Haber*
Konstrukcjê mapy sp¹gu kompleksu osadowego oparto o kompleksow¹ interpretacjê geofizyczn¹, w której wykorzystano sieæ dziewiêciu g³êbokoœciowych przekrojów sejsmicznych. Identyfikacjê szczegó³ów tektoniki wybranych poziomów litostratygraficznych umo¿liwi³o dwuwymiarowe modelowanie grawimetryczne wsparte otworami wiertniczymi w granicach ich zasiêgu g³êbokoœciowego. Pozwoli³o to na zestawienie mapy powierzchni rozdzia³u pozostaj¹cej ju¿ poza ich zasiêgiem. Zaproponowano hipotetyczn¹ postaæ skoœnego nasuniêcia Rejowca jako nadzwyczajnego elementu tektonicznego, który traktowany by³ do tej pory jako antyklina. Okreœlono podstawê zrêbowej struktury Trawniki–Ma³ochwiej i wykazano prawdopodobieñstwo poprzecznego zuskokowania dyslokacyjnej strefy Wieprza. Strefa ta rozdziela dwie g³ówne formy tektoniczne sygnalizuj¹c mo¿liwoœæ jej zwi¹zku z tektonik¹ przesuwcz¹. Wskazano na odrêbnoœæ tektoniczn¹ obszaru le¿¹cego na zachód od zrêbu Trawnik, który nale¿y odnieœæ do rowu lubelskiego o zwiêkszonej sylursko-dewoñskiej subsydencji. Zmodyfikowano te¿ uk³ad intruzywnych przejawów wulkanizmu przeddewoñskiego w rejonie Che³ma i Rejowca.
S³owa kluczowe: kompleksowa interpretacja geofizyczna, g³êbokoœciowe przekroje sejsmiczne, modelowania grawimetryczne, sp¹g, uskok, zr¹b, strefa dyslokacyjna, nasuniêcie, wulkanizm przeddewoñski
Marek Haber — Structural map of bottom surface of sedimentary complex in the Che³m Lubelski–Krasnystaw area (eastern Poland). Prz. Geol., 49: 510–514.
S u m m a r y. Map of bottom surface of a sedimentary complex was derived from multitask geophysical interpretation based on nine lines arranged in a network system. Tectonic details in selected lithostratigraphic beds were identified by using a deep seismic cross-section and the 2D gravimetric modeling within borehole profiles. The hypothetical skew Rejowiec overthrust was proposed as an extraordinary tectonic element known as an anticline so far. The base of the Trawniki–Ma³ochwiej horst was determined, and the inferred transversal faulting of the Wieprz fault zone was demonstrated. This zone separates two main tectonic structures which may have been linked to strike-slip tectonics. Moreover, the area located west of the Trawniki Horst was indicated as a separate region which may belong to the Lublin Graben featured by increased Silurian–Devonian subsidence. The system of intrusion symptoms assigned to pre-Devonian volcanism in the Che³m and Rejowiec area was modified too.
Key words: geophysical multitask interpretation, deep seismic cross-section, grawimetric modeling, bottom surface, fault, horst, fault zone, overthrust, pre–Devonian volcanism
Zarys regionalnego t³a geologicznego i szczegó³y tek-toniczne kompleksu osadowego przedstawione na czterech profilach SW–NE w poprzedniej publikacji autora (Haber, 1999) da³y okazjê przejœcia do nastêpnego etapu, jakim jest konstruowanie przestrzennego modelu w postaci szcze-gó³owych map poszczególnych poziomów litostratygra-ficznych. Sta³o siê to mo¿liwe za spraw¹ piêciu dodatkowych, g³êbokoœciowych przekrojów sejsmicznych NW–SE: 8, 9 i 10–IV–79 oraz 11–IV–80 i 12–I–80 (Deliñ-ski i in., 1984a, b, c, d, e), odpowiednio biegn¹cych wzd³u¿ profili E, F, G, H i J (ryc. 1), na których odnaleziono kon-tynuacje wydzielonych uprzednio elementów budowy geo-logicznej. W kompleksie badañ geofizycznych, które wykorzystywano w rozpoznawaniu tektoniki i ugruntowa-niu wiarygodnoœci konstruowanych modeli du¿e znaczenie mia³y badania magnetyczne. Odnosz¹ siê one nie tylko do fundamentu krystalicznego, który warunkowa³ sedymenta-cjê nadk³adu osadowego, ale pozwoli³y tak¿e rozpoznaæ prze-jawy wulkanizmu przeddewoñskiego oddzia³uj¹cego na tektonikê d³ugo po jego wygaœniêciu. Oba te istotne sk³adniki geologiczne, wsparte odrêbnoœci¹ identyfikacji przyczyni³y siê do przyjêcia koncepcji, aby konstrukcjê przestrzennego modelu nadk³adu osadowego rozpocz¹æ w³aœnie od jego fundamentu.
Ogólna charakterystyka tektoniczna i g³êbokoœciowa sp¹gu kompleksu osadowego
Analizowany obszar pokryty sieci¹ dziewiêciu profili znajduje siê na przedpolu masywu powsta³ego z prekam-bryjskich linearnych wylewów magmy zasadowej, który przebiega szerokim na ponad 20 km pasem miêdzy Zamo-œciem a Dubienk¹ (Haber & Dolnicki, 1996; Haber, 1999). W granicach Polski mog¹ go przecinaæ trzy regionalne, poprzeczne dyslokacje NW–SE, dwukilometrowymi stop-niami przesuwaj¹c kolejno odciête bloki górotworu na SE.
Najwa¿niejsza z dyslokacji pokrywa siê z regionalnym lineamentem tektonicznym Kock–£êczna–Rejowiec–Gra-bowiec (K–£–R–G). W tektonice nadk³adu osadowego zaznacza on swoj¹ obecnoœæ poprzez bardzo charaktery-styczn¹ dla tego rejonu strukturê Kocka. Na po³udniu zani-ka ona niespodziewanie w rejonie poprzecznego uskoku Œwiêcicy, mimo ¿e w pod³o¿u wykazano kontynuacjê regionalnego lineamentu jeszcze ponad 50 km dalej ku SE, a¿ poza Grabowiec. Mo¿na siê wiêc by³o spodziewaæ tek-tonicznego odpowiednika struktury Kocka na po³udnie od dyslokacji œwiêcickiej. Rolê deformacji roz³adowuj¹cej naprê¿enia górotworu po drugiej stronie dyslokacji wydaje siê pe³niæ — choæ mo¿e nie w ca³oœci — nasuniêcie Rejow-ca.
Z regionalnego modelu niejednorodnoœci pod³o¿a kry-stalicznego Lubelszczyzny wynika³o tak¿e po³o¿enie
prekambryjskich Zamoœæ–Dubienka na linii Œwiêcica– Che³m–Hrubieszów, potwierdzaj¹c dominuj¹cy kierunek tektoniczny NW–SE. Tym wywodz¹cym siê z g³êbokiego pod³o¿a pêkniêciem na pocz¹tku fanerozoiku wydostawa³y siê miêdzy Che³mem a Œwiêcic¹ zasadowe wulkanity, koñcowymi erupcjami siêgaj¹c, byæ mo¿e, osadów syluru (Haber, 1989, 1999).
To liniowe pasmo wulkanitów przeddewoñskich ogra-nicza progowo analizowany obszar od NE, a od SW jego obrze¿eniem w rejonie Krasnegostawu jest zr¹b
tektonicz-ny Trawniki–Ma³ochwiej (¯elichowski, 1972). Miêdzy tymi dwiema granicznymi strefami tektonicznymi sp¹g kompleksu osadowego zbudowany z utworów wendyj-skich zapada zwolna od g³êbokoœci rzêdu 3 km w rejonie Che³ma, do ponad 4 km przed nasuniêciem Rejowca. Tu przesuniêty o ponad 1 km na NE ponownie zapada na SW od ok. 3 km do prawie 5 km przy wschodniej œcianie zrê-bu Trawnik. Na zrêbie sp¹g nadk³adu osadowego znalaz³ siê we wzglêdnie uniesionej pozycji o ok. 0,5 km, przyj-muj¹c formê bloku zwê¿aj¹cego siê od szerokoœci ok. 3
4,1 4,2 4,3 4,4 4,5 5,9 6,0 6,1 6,2 6,3 6,4 6,4 6,3 6,2 6,1 6,05,95,85,7 5,6 5,5 5,4 5,3 4,4 4,3 4,2 4,1 4,0 3,9 3,8 4,44,3 4,2 4,2 4,5 4,1 4,1 4,2 4,3 4,44,3 4,2 4,4 4,3 4,2 4,2 4,1 4,2 4,3 4,4 4,5 4,3 4,3 4,6 4,4 4,7 4,6 4,8 4,84,7 4,64,5 4,4 4,7 4,6 4,5 4,3 4,6 4,5 4,4 4,3 4,4 4,4 4,94,84,7 4,6 4,5 4,4 4,9 4,9 4,8 4,7 4,6 5,0 5,0 4,84,7 4,7 4,5 4,54,4 4,3 4,3 4,34,24,1 4,0 3,93,8 4,3 4,4 4,4 4,3 4,2 4,34,24,1 4,03,9 3,8 4,0 4,1 4,2 4,24,1 4,03,93,8 4,3 4,24,1 4,0 4,24,1 4,0 4,24,1 4,0 4,24,1 4,0 4,74,6 4,5 4,4 4,3 4,3 4,3 4,4 4,24,1 4,03,9 4,3 4,5 4,6 4,6 4,5 4,4 4,3 4,2 4,44,3 4,24,1 4,0 3,9 3,8 4,2 4,1 4,03,9 3,8 3,7 3,8 3,73,6 4,03,9 3,83,7 3,63,53,6 3,6 3,7 3,8 3,7 3,6 3,5 3,5 3,5 3,6 3,6 3,5 3,63,7 3,7 3,7 3,8 3,9 3,9 3,8 4,04,1 4,2 4,3 4,1 4,4 3,4 3,3 3,33,4 3,23,2 3,6 3,73,8 3,5 3,43,3 3,93,8 3,7 3,6 3,7 3 ,6 3,5 3,7 4,3 4,2 4,4 3,6 3,5 4,1 4,0 4,2 4,5 4,3 4,24,1 4,0 4,1 4,0 3,9 3,9 3,9 3,9 4,0 3,7 3,6 3,8 3,8 3,7 3,6 3,8 3,7 3,7 3,8 3,8 3,5 3,4 3,4 3,5 3,7 3,6 3,6 3,6 3,5 3,3 3,2 3,1 3,1 2,9 3,0 3,5 3,4 3,4 3,3 3,6 3,7 3,7 3,7 3,8 3,7 3,9 3,8 3,7 3,6 3,5 3,6 3,5 3,8 3,6 3,7 3,8 3,7 3,9 4,0 3,9 3,9 3,9 3,8 3,8 3,4 3 ,3 3,2 3,1 3,4 3,3 3,2 3,1 3,2 3,0 2,9 2,8 3,4 3,3 3,5 3,6 3,7 3,7 3,0 3,13,2 3,3 3,4 3,5 3,6 3,6 3,6 3,5 3,4 3,3 3,7 3,8 3,7 3,6 3,8 3,8 3,63,5 3,43,33,2 3,1 3,5 3,5 3,5 3,6 3,6 3,6 3,7 3,7 3,7 3,5 3,4 3,43,33,4 3,2 3,3 3,2 3,4 3, 4 3,4 3,5 3, 5 3, 5 3,6 3, 6 3,7 3,3 3,1 3,1 3,0 2,9 2,9 3,0 3,2 3,3 3,4 3,5 3,3 3,4 3,5 3,6 3,8 3,7 3,6 3,7 3,7 3,8 3,9 3,9 3,8 3,9 4,0 3,3 3,2 3,1 3,1 3,1 3,0 3,0 3,1 3,0 2,9 3,4 3,4 3,2 3,2 W ieprz W ieprz Rejowiec Che³m Lubelski Krasnystaw A' B' C D D A' B' C F E G H J H J F E G 0 1 2 3 WARSZAWA 2 0
°
50°
KRAKÓW 3,8A' Jprofile kompleksowej interpretacji badañ geofizycznych (Haber, 1994)
line of multitask geophysical interpretation (Haber, 1994) izobaty powierzchni sp¹gowej kompleksu osadowego (w km p.p.m.) isobath of the bottom surface of the sedimentary complex (in kilometers) izobaty powierzchni sp¹gowej pod nasuniêciem
isobath of bottom surface under overthrust
skarpy regionalnych stref uskokowych o du¿ych zrzutach fault scaps of regional fault zone with great throw strefy uskokowe o mniejszych zrzutach
zone with minor throw fault
uskoki g³ówne main faults uskoki podrzêdne subordinate faults
brzeg g³ównego nasuniêcia z odciêcia edge of main shear overthrust brzegi nasuniêæ pobocznych edge of subordinate overthrust dolna granica nasuniêcia lower overthrust border
strefa wystêpowania wulkanitów przeddewoñskich zone of pre-Devonian volcanics
Ryc. 1. Mapa sp¹gu kompleksu osadowego w rejonie Che³m Lubelski–Krasnystaw
km na NW do 2 km na SE. Po zachodniej stronie zrêbu dwukrotnie wiêkszy zrzut pogr¹¿a powierzchniê sp¹gu nawet na g³êbokoœæ 6 km, która dalej wzrasta ku SW do prawie 6,5 km na zachodnim obrze¿eniu analizowanego obszaru (ryc. 1).
Szczegó³y tektoniczne sp¹gu kompleksu osadowego miêdzy Che³mem a Rejowcem
W opracowaniu szczegó³owego schematu tektoniczne-go dyslokacji g³ówn¹ rolê odegra³y g³êbokoœciowe prze-kroje sejsmiczne wykonane przez Przedsiêbiorstwo Badañ Geofizycznych z Warszawy w latach 1979–1984. Jednak orientacyjne rozpoznanie zarówno co do kierunku jak i wielkoœci przemieszczeñ górotworu prowadzono na pod-stawie testuj¹cych modelowañ grawimetrycznych dla dwuwymiarowych modeli gêstoœciowych sporz¹dzonych na podstawie przekrojów sejsmicznych (Haber i in., 1994).
W uk³adaj¹cej siê nieco skoœnie sieci uskoków normal-nozrzutowych typowe przemieszczenia pionowe zawieraj¹ siê w przedziale od 50 do 200 m. Ta strefa o nieco mniejszej liczbie uskoków, które nie wykazuj¹ regionalnej kontynu-acji, przed nasuniêciem Rejowca dochodzi do wyd³u¿one-go grzbietu, którewyd³u¿one-go wypuk³oœæ dodatkowo podkreœla towarzysz¹ca mu od wschodu strefa uskokowa. Tym razem ju¿ jako strefa regionalna, przebiega w poprzek ca³ego obszaru z WNW na ESE, przecinaj¹c siê skosem z dwiema innymi dyslokacjami w rejonie profilu A’–A’. Jej domi-nuj¹cy charakter podkreœla wyraŸnie wiêksza amplituda zrzutu, rosn¹ca od ok. 200 m na ESE, do ³¹cznego prze-mieszczenia ok. 500 m w miejscu przeciêcia uskoków na WNW.
Wêze³ tektoniczny Rejowca
Uskok pó³nocno-wschodni wy¿ej wspomnianej strefy dyslokacyjnej biegnie od profilu A’–A’ pod Rejowiec, natomiast uskok po³udniowo-zachodni o zrzucie ok. 200 m id¹c na SE od przeciêcia z pozosta³ymi, rozcina na d³ugoœci ok. 5 km grzbiet prekambryjskiego wzniesienia od g³êbokoœci 3,7 km, a¿ do jego szczytu po³o¿onego o przesz³o 500 m p³ycej. Za grzbietem krawêdŸ uskoku opa-da po stoku po³udniowym 300 m ni¿ej i chowa siê wraz z nim pod œcianê nasuniêcia wznosz¹cego siê ponad nim dwa razy wy¿ej.
W okresie pokarboñskich niepokojów górotwórczych w rejonie profilu C–C nasuniêcie odciê³o czêœæ wzniesie-nia wraz z przecinaj¹c¹ je regionaln¹ stref¹ uskokow¹. Przesuniêta w ten sposób strefa dyslokacyjna biegnie dalej na SE obok profilu G–G, utrzymuj¹c dotychczasow¹ wiel-koœæ zrzutu. Od strony profilu D–D dyslokacja ta jeszcze raz mo¿e byæ przerwana pobocznym nasuniêciem lub wrêcz uskokiem odwróconym, tym razem o przemieszcze-niu pionowym mniejszym ni¿ 200 m. Z mapy wynika, ¿e zarówno nasuniêcie g³ówne, jak i oba nasuniêcia (naskoki) poboczne maj¹ podobnie ³ukowaty kszta³t z odgiêciami na WSW skrzyd³a pó³nocno-zachodniego i na S skrzyd³a po³udniowo-wschodniego.
Ta przedzielona nasuniêciem strefa uskokowa, mimo niezbyt okaza³ej postaci, swoim po³o¿eniem wskazuje na
bezpoœredni zwi¹zek z regionalnym lineamentem
K–£–R–G i w sp¹gu kompleksu osadowego winna byæ uwa¿ana za g³ówny przejaw jego obecnoœci. Bardziej na pó³noc, ju¿ poza analizowanym obszarem i stref¹ usko-kow¹ Œwiêcicy, dyslokacja ta mog³a odegraæ rolê rampy tektonicznej doprowadzaj¹c do powstania spiêtrzonej struktury Kocka. Od po³udnia natomiast naprê¿enia wywo³ane permsk¹ aktywnoœci¹ ryftowego batolitu Lublin–Turobin uleg³y roz³adowaniu poprzez analizowane nasuniêcie z odciêcia (Haber, 1999).
Strefa dyslokacyjna Wieprza
Na zachód od nasuniêcia Rejowca a¿ po rzekê Wieprz morfologia sp¹gu kompleksu osadowego przyjmuje postaæ wyd³u¿onego zag³êbienia o typowym uk³adzie NW–SE. Pod³o¿e zapada tu znacznie szybciej ni¿ do tej pory o czym œwiadczy zagêszczenie izobat. Zwraca te¿ na siebie uwagê gêsta sieæ uskoków poprzecznych, przecinaj¹cych tê strefê z SW na NE. O intensywnoœci potrzaskania mo¿na siê by³o przekonaæ zarówno na przekrojach sejsmicznych bie-gn¹cych wzd³u¿ tej strefy (profile H i J), jak i na poprzecz-nych (profile A’, B’, C i D). Ze wzglêdu na zwi¹zane z tym deformuj¹ce komplikacje zapisu sejsmicznego okreœlenie g³êbokoœci mo¿e tu byæ mniej pewne.
Od brzegu nasuniêcia sp¹g kompleksu osadowego na przestrzeni zaledwie 1,5 km szybko zapada na SW od g³êbokoœci mniejszej ni¿ 3 km do niemal 4 km na bli¿szym skraju strefy dyslokacyjnej Wieprza. Tu rolê rozdzielaj¹c¹ pe³ni uskok o przebiegu zgodnym od NW z nasuniêciem, a od SE biegn¹cy równolegle do g³ównej dyslokacji line-amentu K–£–R–G. Amplituda zrzutu mo¿e siê tu zmieniaæ od ok. 150 m na NW do 100 m w czêœci œrodkowej i przesz³o 400 m od SE.
Dalej na SW w g³¹b tej zapadliskowej strefy Wieprza znalaz³a siê jeszcze jedna dyslokacja o podobnym przebie-gu, w której najwiêksze zrzuty tak¿e mog¹ wyst¹piæ od SE. Z uk³adu izobat mo¿na wnioskowaæ o doœæ zró¿nicowa-nym, zwiêkszaj¹cym siê pogr¹¿aniu pod³o¿a od ok. 4 km — przy uskoku na granicy z nasuniêciem — nawet do 5 km tu¿ pod wschodni¹ skarp¹ zrêbu Trawnik. £agodnie pofa-lowana powierzchnia tworzy lokalne wzniesienia z wierz-cho³kami na g³êbokoœci ok. 4 km od SE, gdzie pod³o¿e ulega bardziej rozleg³emu wyp³yceniu, i 4,2 km od NW na profilu J–J, pomiêdzy profilami A’ i B’. Od tej strony dys-lokacyjne obni¿enie Wieprza zamyka kaskada uskoków progowych towarzysz¹ca kontynuacji nasuniêcia, które w tym miejscu zmniejsza siê do postaci uskoku odwrócone-go. Tutaj te¿, na pocz¹tku profilu J–J, pojawia siê kolejne lokalne wzniesienie, którego wierzcho³ek znalaz³ siê na g³êbokoœci zaledwie 3,2 km, ale jego uk³ad przestrzenny wi¹¿e go ju¿ z wyd³u¿onym grzbietem poprzedzaj¹cym od strony wschodniej nasuniêcie Rejowca.
Nadzwyczajne, poprzeczne potrzaskanie strefy Wie-prza nasuwa przypuszczenia o mo¿liwoœci wyst¹pienia przejawów oddzia³ywañ transpresyjnych, na które zwróci³
ju¿ uwagê jeden z recenzentów przy okazji publikacji poprzedniego artyku³u (Haber, 1999). Powo³a³ siê przy tym na opracowanie Po¿aryskiego z 1997 roku, w którym zasygnalizowano mo¿liwoœæ wystêpowania w tym rejonie wielkoskalowych dyslokacji przesuwczych. Zagadnienia te przedstawione zosta³y w postaci regionalnej i na etapie szczegó³owego rozpoznawania trudno jeszcze o wykaza-nie bezpoœrednich zwi¹zków. Na regionalnym modelu wykaza- nie-jednorodnoœci pod³o¿a krystalicznego (Haber, 1999), miêdzy Zamoœciem a Dubienk¹ zaznaczono kulisowo poprzesuwane wzglêdem siebie blokowe elementy pre-kambryjskie, które pierwotnie by³y rozleg³ymi wylewami bazaltowymi. PóŸniej zosta³y one zgniecione i przeobra-¿one w masywy zieleñcowe, jeszcze przed rozpoczêciem sedymentacji nadk³adu osadowego. Te modyfikacje w modelowaniu wprowadzono tak¿e na podstawie badañ magnetycznych, w miejscach wystêpowania wiêkszych dyslokacji nadk³adu osadowego. Jednak dwukilometrowe przesuniêcia poziome dotyczyæ mia³y wy³¹cznie pod³o¿a krystalicznego i nie zak³adano ich kontynuacji w nadk³adzie osadowym. Na dawno powsta³ych spêkaniach dopuszczono jedynie odm³odzenie przemieszczeñ piono-wych z udzia³em lokalnych zjawisk wulkanicznych, na które wskazywa³y wyniki kompleksowej interpretacji geo-fizycznej (Haber, 1989, 1999). W wystêpowaniu tak licz-nych poprzeczlicz-nych uskoków w strefie dyslokacyjnej Wieprza, mo¿na jednak dostrzegaæ przejawy roz³adowy-wania naprê¿eñ przesuwczych i utworzenia wyraŸnie odmiennego systemu dyslokacji transpresyjnych lub tran-stensyjnych.
Zr¹b tektoniczny Trawniki–Ma³ochwiej Struktura ta znana ju¿ z literatury geologicznej (¯eli-chowski, 1972, 1974) stanowi po³udniowo-zachodnie obrze¿enie strefy dyslokacyjnej Wieprza. Jak wynika z reperowego wiercenia £opiennik IG 1 (¯elichowski, 1976) oraz kompleksowej interpretacji badañ geofizycznych na profilach prostopad³ych do zrêbu, utrzymuje on swoj¹ typow¹ postaæ na ca³ej szerokoœci analizowanego obszaru — poœrodku lekko zag³êbiony na ok. 4,5 km, a na obu kra-ñcach wyp³yca siê do 4 km od NW i nieco mniej od SE.
Po jego stronie zachodniej pod³o¿e jest zrzucone dwu-krotnie g³êbiej ni¿ w strefie dyslokacyjnej Wieprza i ko³o Krasnegostawu mo¿e siê znajdowaæ na g³êbokoœci 5,3 km, natomiast od NW nawet na g³êbokoœci ponad 6 km. Z obu stron ograniczaæ go mog¹ proste skarpy uskokowe o sto-sownie du¿ym w odniesieniu do zrzutu rozstêpie poziomym wynosz¹cym ok. 500 m dla skarpy wschodniej i 750 m rozszerzaj¹cej siê na NW skarpy po³udniowo-za-chodniej. Na modelach dwuwymiarowych podjêto próbê okreœlenia zarówno kolejnoœci ich powstawania, jak i zale-¿noœci pomiêdzy dziejami tektonicznymi a charakterem sedymentacji w rowie lubelskim (Haber, 1999). WyraŸnie odmienny uk³ad izobat po stronie zachodniej zrêbu Traw-nik, jak i brak nawet podrzêdnych dyslokacji mo¿e œwiad-czyæ o odrêbnoœci tej strefy i jej przynale¿noœci do le¿¹cego dalej na zachód obszaru rowu lubelskiego. W
wierceniu £opiennik IG 1 stwierdzono ponadto, ¿e mi¹¿szoœæ osadów syluru i dewonu wzglêdem strony wschodniej zrêbu Trawnik ulega tam podwojeniu. Zatem obszar ten wykazuje cechy charakteryzuj¹ce rejony o pod-wy¿szonej subsydencji, kompensowanej osadzaniem siê du¿o grubszego syluru i dewonu, po okresie niezró¿nico-wanej jeszcze sedymentacji utworów eokambru i kambru. Na SW od zrêbu Trawnik, w okresie ekstensyjnego oddzia³ywania ryftogenezy i tworzenia siê rowu lubelskie-go, mog³a mieæ miejsce zdecydowana zmiana tempa
sedy-mentacji, wi¹¿¹ca siê te¿ ze zró¿nicowaniem
litologicznym osadów deponowanych na odmiennie zachowuj¹cych siê partiach dna basenu sedymentacyjnego. Po zakoñczonym w dewonie okresie ekstensyjnym i plutonicznej stagnacji na czas karbonu, rozbudzenie glo-balnych procesów magmatycznych w permie tym razem wywo³a³o na tym terenie oddzia³ywanie wypiêtrzaj¹ce, wystawiaj¹c najm³odsze osady na dzia³anie erozji. Ten podnosz¹cy poœrodku i rozpychaj¹cy po bokach etap roz-woju omawianego wczeœniej (Haber, 1999) „batolitu” lubelskiego, odbywa³ siê przy udziale uskoków odwróco-nych zapewne po obu jego stronach i takich przejawów tek-toniki kompresyjnej jak lokalne nasuniêcie Rejowca czy regionalna struktura Kocka. Po ust¹pieniu naprê¿eñ frag-menty popêkanego górotworu ulega³y wielostronnym przemieszczeniom pionowym doprowadzaj¹c do ostatecz-nego uformowania siê tektoniki przedmezozoicznej.
Mimo znacznego oddalenia sp¹gu kompleksu osado-wego od jego partii najm³odszych mo¿na wstêpnie zwróciæ uwagê na wspó³czesne po³o¿enie rzeki Wieprz i odnieœæ je do budowy geologicznej nawet tak g³êbokiego pod³o¿a. Jej koryto ko³o Krasnegostawu przemieszcza siê skosem znad po³udniowo-zachodniego uskoku zrêbu Trawnik na jego stronê wschodni¹ i biegnie obok niego dalej na NW. Wska-zuje to na jeszcze bardzo odleg³y w czasie zwi¹zek
tektoni-ki fundamentu krystalicznego i jego nadk³adu
paleozoicznego, ze zjawiskami neotektonicznymi, które zaobserwowane zosta³y w dolinie Wieprza (Harasimiuk & Henkiel, 1984; Henkiel, 1984).
Przejawy wulkanizmu staropaleozoicznego Po okresach wystêpowania w tym rejonie rozmaitych naprê¿eñ tektonicznych mog³o dochodziæ do rozluŸnieñ siêgaj¹cych na tyle g³êboko, ¿e w istniej¹ce spêkania intrudowa³a bardziej zasadowa magma z pod³o¿a, dopro-wadzaj¹c do wylewów powierzchniowych, zapewne przy udziale erupcji piroklastycznych. Wyniki wierceñ wska-zuj¹, ¿e najintensywniejszy okres wulkaniczny Lubelsz-czyzny wyst¹pi³ w okresie wendyjskim eokambru i przy malej¹cej aktywnoœci przeci¹gn¹³ siê na terenie rowu lubelskiego a¿ do pocz¹tków karbonu (¯elichowski, 1984). Miêdzy Che³mem a Krasnymstawem badania magnetycz-ne wskaza³y na dwa miejsca, w których wzbogacona w fer-romagnetyki magma mog³a siê wydostawaæ spod fundamentu krystalicznego na powierzchniê (Haber, 1989). Bardziej jednoznaczn¹ i prostsz¹ postaci¹ charakte-ryzuje siê zwi¹zana z wulkanizmem przeddewoñskim
pod³u¿na strefa dyslokacyjna Che³m–Œwiêcica, o przebie-gu NW–SE. Na przekrojach sejsmicznych, pod wystê-puj¹c¹ w tym miejscu anomali¹ magnetyczn¹, mo¿na by³o dostrzec charakterystyczny, sto¿kowaty uk³ad refleksów, który nie obejmowa³ ju¿ swoim zasiêgiem utworów dewo-ñskich. To przeddewoñskie pasmo wulkaniczne biegnie wzd³u¿ w¹skiej i niewysokiej zrêbowej strefy uskokowej, pe³ni¹cej na skraju platformy wschodnioeuropejskiej rolê progu tektonicznego, poza którym pod³o¿e kaskadowo wynurza siê zwolna ku jej wnêtrzu (Haber, 1989, 1999). Natomiast wulkanity ko³o Rejowca wystêpuj¹ przede wszystkim na po³udnie od nasuniêcia wzd³u¿ g³ównego uskoku lineamentu K–£–R–G. Przesuniête ok. 1 km na NE zbli¿y³y siê do drugiej, mniejszej czêœci, le¿¹cej ju¿ po przeciwnej stronie nasuniêcia, przy skrzy¿owaniu profili C–C i G–G. Tutaj pomiêdzy dwiema du¿ymi dyslokacjami lineamentu wy³ania siê na przekrojach sejsmicznych wul-kanokszta³tny uk³ad refleksów który potwierdza przewidy-wan¹ przyczynê anomalii magnetycznej. Erupcja mog³a tu nast¹piæ oddzielnie za spraw¹ najwiêkszej dyslokacji stre-fy tektonicznej Rejowca, która odchodzi od przeciêcia na profilu A’–A’ pod po³udniowy skraj miasta. Nasuniêcie zbli¿y³o obie czêœci do siebie i na mapie tworz¹ teraz po obu jego stronach doœæ zwarty, wyd³u¿ony element tekto-niczny nieznacznie tylko odchylony na S wzglêdem pasma wulkanicznego Che³m–Œwiêcica. Obie te strefy najwiêcej miejsca bêd¹ zajmowa³y na mapie sp¹gu kompleksu osa-dowego, ze wzglêdu na najsilniejsz¹ dzia³alnoœæ wulka-niczn¹ jak¹ rozpoznano w tym okresie jego powstawania. Mo¿na tu zauwa¿yæ byæ mo¿e ogólniejsz¹, naturaln¹ pra-wid³owoœæ, w myœl której zbli¿anie siê do skraju platformy wschodnioeuropejskiej powiêksza komplikacje tektoniczne.
Podsumowanie i wnioski
1. Kompleksowa konstrukcja przekrojów geofizycz-nych z zastosowaniem dwuwymiarowych modelowañ gra-wimetrycznych, wsparta informacjami geologicznymi, dziêki wzajemnemu uzupe³nianiu siê i weryfikacji wyko-rzystywanych metod badawczych poprawia wiarygodnoœæ proponowanych rozwi¹zañ.
2. Opracowane na ich podstawie mapy poszczególnych kompleksów litostratygraficznych wizualizuj¹ przestrzen-ne zale¿noœci pomiêdzy rozpoznawanymi szczegó³ami budowy geologicznej i umo¿liwiaj¹ dalsz¹ weryfikacjê w miarê ich opracowywania.
3. Przestrzenne modelowanie grawimetryczne, które bêdzie wykonane dziêki opracowanym mapom i odmien-noœci gêstoœciowej tych kompleksów pozwoli na dalsz¹
poprawê wiarygodnoœci konstruowanego modelu
nadk³adu osadowego.
4. Na etapie coraz szerszego stosowania precyzyjnych, lecz mimo to nie pozbawionych ograniczeñ badañ sejsmiki trójwymiarowej, tego rodzaju wielostronnie
uargumentowa-ne rozpoznanie wstêpuargumentowa-ne mo¿e mieæ korzystny wp³yw nie tylko przy ich projektowaniu, ale mo¿e te¿ wspomagaæ interpretacjê, lub nawet rozstrzygaæ w przypadkach w¹tpli-wych.
Pragnê wyraziæ wdziêcznoœæ Dyrekcji Pañstwowego Instytu-tu Geologicznego za udostêpnienie informacji pochodz¹cych z otworów wiertniczych, które poœrednio przyczyni³y siê do powstania tej publikacji.
Publikacjê opracowano w ramach umowy K.B.N. nr 11.140.598 w 2000 r.
Literatura
DELIÑSKI G., REGEÑCZUK E., KARPOLUK Zb. & OR£ÓW W. 1984a — G³êbokoœciowy przekrój sejsmiczny 8–IV–79. Arch. Przeds. Bad. Geof., Warszawa.
DELIÑSKI G., REGEÑCZUK E., KARPOLUK Zb. & OR£ÓW W. 1984b — G³êbokoœciowy przekrój sejsmiczny 9–IV–79. Arch. Przeds. Bad. Geof., Warszawa.
DELIÑSKI G., ŒWIERCZYÑSKA J., KARPOLUK Zb. & OR£ÓW W. 1984c — G³êbokoœciowy przekrój sejsmiczny 10–IV–79. Arch. Przeds. Bad. Geof., Warszawa.
DELIÑSKI G., ŒWIERCZYÑSKA J., KARPOLUK Zb. & OR£ÓW W. 1984d — G³êbokoœciowy przekrój sejsmiczny 11–IV–80. Arch. Przeds. Bad. Geof., Warszawa
DELIÑSKI G., ŒWIERCZYÑSKA J., KARPOLUK Zb. & OR£ÓW W. 1984e — G³êbokoœciowy przekrój sejsmiczny 12–I–80. Arch. Przeds. Bad. Geof., Warszawa.
HABER M. 1989 — Dwa przekroje geofizyczne SW–NE w rejonie Che³ma Lubelskiego. Kwart. Geol., 33: 429–466.
HABER M. 1999 — Tektonika skraju platformy wschodnioeuropej-skiej w œwietle kompleksowych badañ geofizycznych miêdzy Che³mem Lubelskim a Krasnymstawem. Prz. Geol.,47: 69–78. HABER M., GRABOWSKA T. & MA£OSZEWSKI S. 1994 — Konstrukcja kompleksowych dwuwymiarowych modeli skorupy ziemskiej po³udniowo-wschodniej czêœci Polski (rejon lubelski). Projekt badawczy KBN nr 9 9047 91 02p/01, temat I.10, zadanie I.10.1. Opracowanie koñcowe. Arch. Zak³. Geofiz. AGH Kraków. HABER M. & DOLNICKI J. 1996 — Przestrzenny model niejedno-rodnoœci pod³o¿a krystalicznego w otoczeniu zapadliska W³odawy wraz z ogóln¹ koncepcj¹ tektoniki paleozoicznego piêtra struktural-nego. Mat. IV Konf. Nauk. — Tech. Geofizyka w geologii i górnic-twie, Krynica, 22–24 maja 1996 r. Zak³ad Geofizyki AGH Kraków: 181–188.
HARASIMIUK M. & HENKIEL A. — Kenozoik Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego. Przew. 56 Zjazdu Pol. Tow. Geol. 6–8 wrzeœnia 1984, Lublin: 56–70.
HENKIEL A. 1984 — Tektonika pokrywy mezo-kenozoicznej na pó³nocnym sk³onie wa³u metakarpackiego. Ann. Universitatis Mariae Curie-Sk³odowska, Lublin–Polonia, 39, Sect. B: 14–36.
PO¯ARYSKI W. 1997 — Tektonika powaryscyjska obszaru œwiêto-krzysko-lubelskiego na tle struktury pod³o¿a. Prz. Geol., 45: 1265–1270.
¯ELICHOWSKI A.M. 1972 — Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami Œwiêtokrzyskimi i Bugiem. Biul. Inst. Geol., 263. ¯ELICHOWSKI A.M. 1974 — Struktury epok geologicznych: bajkal-skiej, kaledoñskiej i waryscyjskiej. Czêœæ po³udniowo-wschodnia. Obszar radomsko-lubelski; rów mazowiecko lubelski. [W:] W. Po¿ary-ski (red.). Budowa geologiczna PolPo¿ary-ski,Tom IV, cz.I Ni¿ PolPo¿ary-ski Wyd. Geol.
¯ELICHOWSKI A.M. 1976 — Dokumentacja wynikowa otworu badawczego £opiennik IG 1. CAG, 121 771
¯ELICHOWSKI A.M. 1984 — Tektonika Lubelskiego Zag³êbia Wêglowego. Przew. 56 Zjazdu Pol. Tow. Geol. 6–8 wrzeœnia 1984, Lublin: 21–35.
