Geneza i główne etapy rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej

Geneza i g³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej

Marek Widera*

Rów Lubstowa jest po³o¿ony w NE czêœci wiêkszej jednostki tektoniczno-strukturalnej, tzw. elewacji koniñskiej. Deniwelacje paleopowierzchni mezozoicznej w okolicach Lubstowa mieszcz¹ siê w przedziale wysokoœci od 40–50 m n.p.m. do poni¿ej 180 m p.p.m. Jest to najg³êbszy rów tektoniczny w Wielkopolsce, wype³niony osadami od górnego eocenu do najni¿szego pliocenu(?). Geneza rowu Lubstowa jest wi¹zana g³ównie z halotektonik¹. Potwierdza tê opiniê lokalizacja badanego obszaru nad SE sk³onem struktury Gop³a, nale¿¹cej do strefy Gop³o–Ponêtów–Pabianice z wysoko wyniesionymi solami cechsztyñskimi. Metodami kartograficznymi i geofizycznymi w rzeŸbie powierzchni podkenozoicznej rowu stwierdzono zrêby i drugorzêdne rowy tektoniczne. W odkrywce wêgla brunatnego Lubstów udokumentowano tak¿e liczne uskoki wœród osadów trzeciorzêdowych. Subsydencja kompensowana by³a w trzeciorzêdzie przez akumulacjê mineraln¹ i organiczn¹ z maksymaln¹ mi¹¿szoœci¹ ci¹g³ego pok³adu wêglowego wynosz¹c¹ 86,2 m, a maksymaln¹ mi¹¿szoœci¹ sumaryczn¹ wêgla w otworze siêgaj¹c¹ 91,6 m. G³ówne zdarzenia w alpejskiej epoce tektonicznej w rejonie rowu Lubstowa s¹ jednowiekowe z fazami diastroficznymi na innych obszarach Polski i Europy. W fazie laramijskiej (mezozoik/kenozoik) badany obszar podlega³ ruchom wznosz¹cym. W fazie pirenejskiej (górny eocen/oligocen)zosta³y zainicjowane zrêby rowu. W fazie sawskiej (oligocen/miocen) rów i tereny otaczaj¹ce ulega³y obni¿aniu. W fazie styryjskiej (œrodkowy miocen) rozwój rowu by³ najintesywniejszy, co znalaz³o zapis w niespotykanej w Wielkopolsce mi¹¿szoœci wêgli. W póŸniejszym czasie obszar rowu Lubstowa podlega³ ruchom tektonicznym o zmiennym zwrocie, rejestrowanym w skali regionalnej.

S³owa kluczowe: litostratygrafia, tektonika, trzeciorzêd, rów Lubstowa, elewacja koniñska

Marek Widera — Lubstów graben genesis and the main development stages in the Alpine cycle, Central Poland. Prz. Geol., 48: 935–941.

S u m m a r y: The Lubstów graben occupies the NE part of greater geological structure, so called the Konin Elevation. There is a Meso-zoic palaeorelief which lies at the height of 40–50 m asl. to more than 180 m bsl. in the Lubstów area. This is the deepest tectonic graben in the Wielkopolska Lowland with Tertiary deposits which were accumulated from the Upper Eocene to the lowermost Lower Pliocene(?). The genesis of the Lubstów graben is usually connected with halotectonics. This interpretation is supported by the loca-tion of studied area above the SE slope of the Gop³o structure, which belongs to the Gop³o–Ponêtów–Pabianice zone with a high posi-tion of the Zechstein salts. The Mezozoic palaeorelief is marked by tectonic grabens and horsts. A lot of faults, dislocaposi-tions and other tectonic structures were documented in the Lubstów lignite mines among Tertiary deposits. The subsidence of the Mesozoic substratum in the graben was compensated by the accumulation of mineral and organic matter with the thickness of continuous lignite seam equil to 86.2 m and with the thickness in the borehole reaching 91.6 m. The main tectonic events in the studied area are comparable to the major diastrophic phases in Poland and Europe during the Alpine cycle. The Lubstów region was elevated in the Laramie phase (Meso-zoic/Cainozoic). The Lubstów graben came to existence in the Pyrenean phase (Upper Eocene/Oligocene). In the Savian phase (Oligocene/Miocene), the graben and surrounded area were decreased. The development of the block-faulting graben was the most intensive in the Styrian phase (Middle Miocene). The thickest lignite seam in the Wielkopolska Lowland was formed at the same time. Later the Lubstów graben and its neighbouhood were increased and decreased in the regional scale.

Key words: lithostratigraphy, tectonics, Tertiary, Lubstów graben, Konin Elevation

Rów Lubstowa jest po³o¿ony ok. 20 km na NE od Konina (ryc. 1). Jest to najczytelniejsza w paleomorfologii mezozoicznego pod³o¿a struktura tektoniczna na obszarze jednostki tektoniczno-strukturalnej wy¿szego rzêdu, tzw. elewacji koniñskiej. W 1952 r. Krygowski sformu³owa³ pojêcie elewacji koniñskiej, opisuj¹c wysokie zaleganie ska³ mezozoiku w okolicach Konina, w stosunku do obs-zarów otaczaj¹cych. Wysoka pozycja elewacji koniñskiej jest ³¹czona ze strukturami solnymi: poduszkami i diapira-mi, których strop znajduje siê na g³êbokoœci 5–7 km (Dad-lez & Marek, 1974; Marek, 1977; Widera, 1998). Równie¿ geneza najwiêkszych depresji w stropie mezozoiku jest wi¹zana g³ównie z halotektonik¹ (Widera, 1997a, b, 1998). Szczególnie wyraziœcie zaznacza siê zwi¹zek miêdzy powstaniem rowu Lubstowa a struktur¹ Gop³a, bêd¹c¹ czê-œci¹ tzw. strefy Gop³o–Ponêtów–Pabianice (Dadlez & Marek, 1974; Dadlez, 1997; Marek, 1977). Rów Lubstowa jest zlokalizowany na SE sk³onie struktury Gop³a, ograni-czonej strefami dyslokacji rejestrowanymi metodami geo-fizycznymi i geologicznymi w osadach mezozoicznych (ryc. 1). Aktywnoœæ strefy Gop³o–Ponêtów–Pabianice w

kenozoiku jest kontynuacj¹ mezozoicznej halotek 935to-niki, aczkolwiek wielokrotnie s³abiej wyra¿onej. Niemniej jednak po³o¿enie i rozmiary rowu Lubstowa dowodz¹, ¿e w trzeciorzêdzie najbardziej aktywny tektonicznie by³ SE sk³on struktury Gop³a. Rów Lubstowa jest dobrym przyk³adem alpejskiej tektoniki w œrodkowej Polsce. Ist-nieje du¿a zgodnoœæ opinii zawartych w piœmiennictwie na temat genezy opisywanej struktury (Biernat, 1962; Olend-ski, 1962; Ciuk & Grabowska, 1991; Matl & Wagner, 1987; Widera, 1997a, b, 1998 i in.). Dziêki pracom wiertni-czym zmierzaj¹cym do rozpoznania z³o¿a wêgla brunatne-go wype³niaj¹cebrunatne-go rów Lubstowa — po czêœci — mo¿liwe by³o poznanie morfologii dna rowu. Analizom i weryfika-cji poddano 362 otwory, z których 182 osi¹gnê³y strop mezozoiku. Oprócz profili wiertniczych najg³êbsza (SE) czêœæ rowu ma dokumentacjê geofizyczn¹ (Midura & Sta-szak, 1989). Ponadto w latach 1993–1997 przeprowadzono badania mezostrukturalne, które potwierdzi³y istnienie dyslokacji w osadach trzeciorzêdowych rowu Lubstowa (Widera, 1997b, 1998). Analiza osadów trzeciorzêdowych dostarczy³a zarówno poœrednich, jak i bezpoœrednich danych o deformacjach tektonicznych. Szczegó³owe roz-poznanie litologii pozwoli³o na okreœlenie charakteru i œro-dowiska sedymentacji, które uwarunkowane by³o mobilnoœci¹ pod³o¿a. Natomiast okreœlenie wieku osadów *Instytut Geologii Uniwersytetu im. A. Mickiewicza, ul.

wype³niaj¹cych rów tektoniczny da³o podstawy do korela-cji procesów diastroficznych zachodzacych na terenie badañ z innymi obszarami Polski i Europy.

Profil litostratygraficzny

W rowie Lubstowa zachowa³ siê najpe³niejszy na obszarze wschodniej Wielkopolski profil osadów trzecio-rzêdowych (ryc. 2), które posiadaj¹ bogat¹ dokumentacjê palinologiczn¹ i paleontologiczn¹. Ponadto poziomy tufo-we z badanego terenu zosta³y skorelowane z poziomami tufowymi rowu Be³chatowa i Zapadliska Przedkarpackie-go, gdzie ich wiek okreœlono metod¹ trakow¹ (Matl & Wagner, 1987). Trzeciorzêd niezgodnie le¿y na marglach dolnomastrychckich kredy górnej. Profil trzeciorzêdu obejmuje osady od górnego eocenu po górny miocen, a byæ mo¿e nawet najni¿szy pliocen? (Biernat, 1962; Ciuk & Grabowska, 1991; Widera, 1998). Pododdzia³ górnoeoce-ñski rowu Lubstowa reprezentuj¹ piaski i kruche piaskow-ce glaukonitowe z mikrofaun¹ otwornicow¹ (ryc. 2). Wed³ug Œmigielskiej ([W:] Matl i in., 1979) inwentarz otwornicowy jest typowy dla form póŸnoeoceñskich. Piaski i ¿wiry glaukonitowe zawieraj¹ce plankton morski, a tak¿e ³upki i mu³owce wêgliste z wk³adkami wêgli brunatnych w stropie reprezentuj¹ oligocen (Ciuk & Grabowska, 1991). Omówione osady wieku eoceñskiego i oligoceñskiego nie rozprzestrzeniaj¹ siê poza strefê rowu Lubstowa.

Ponad paleogenem wystêpuj¹ piaski, podœcielaj¹ce dolny pok³ad wêgla brunatnego — II pok³ad ³u¿ycki w

Lubstowie. Wspomniane piaski nie zawieraj¹ fauny i fitoplanktonu, a zosta³y zaliczone do miocenu dolnego — warstwy rawickie (Ciuk & Grabowska, 1991). Zgodnie z aktualnym schematem litostratygraficznym neogenu Ni¿u Polskiego, omawiane osady nale¿y korelowaæ z dolnomio-ceñsk¹ formacj¹ rawick¹ (Piwocki & Tworzyd³o-Ziembiñ-ska, 1995; Piwocki, 1998). S¹ to czêsto piaski wêgliste lub zawêglone o dominuj¹cym zabarwieniu szarym i brunatno-szarym. Œrodkowy miocen rozpoczynaj¹ wêgle brunatne II pok³adu ³u¿yckiego. Pok³ad ten osi¹ga mi¹¿szoœæ œredni¹ 20–30 m, maksymaln¹ ci¹g³ego pok³adu 86,2 m i maksy-maln¹ sumaryczn¹ w otworze 91,6 m (ryc. 2 i 3). Na pod-kreœlenie zas³uguje fakt, ¿e II pok³ad ³u¿ycki wystêpuje jedynie w Lubstowie na obszarze koniñsko-turkowskich z³ó¿ wêgla brunatnego. Ze wzglêdu na niespotykan¹ w Wielkopolsce gruboœæ ci¹g³ego pok³adu wêgla oraz zna-czenie dla litostratygrafii trzeciorzêdu tego regionu, dolny pok³ad wêglowy mo¿na nazwaæ pok³adem lubstowskim (Widera, 1998). Wy¿ej w profilu wystêpuj¹ osady piasz-czysto-ilaste reprezentuj¹ce formacjê adamowsk¹. Osady te osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 3–10 m, a maksymalnie 26 m i wyklinowuj¹ siê ku obszarom ramowym rowu. Górny pok³ad wêgla — I pok³ad œrodkowopolski cechuje siê nie-wielkim rozprzestrzenieniem i mi¹¿szoœci¹ 3–8 m (ryc. 2 i 3). Wêgle tego pok³adu, wystêpuj¹ce we wszystkich z³o¿ach okolic Konina i Turku, by³y poddane wnikliwym analizom palinologicznym (Kremp, 1949; Mamczar, 1960; Doktorowicz-Hrebnicka, 1960; Doktorowicz-Hreb-nicka & Mamczar, 1960; Domaga³a, 1982; Grabowska, 1985; Ciuk & Grabowska, 1991). Na podstawie wy¿ej przedstawionych faktów I pok³ad œrodkowopolski

wystê-WARSZAWA 2 0_° 50_° Konin Lubstów Warta A B +20 +40 +60 +60 +60 <-180 +80 +40 +40 +20 A B 0 10 km

izohipsy stropu mezozoiku

isolines of the Mesozoic top

granice elewacji koniñskiej

Konin Elevation boundaries

zarys rowu Lubstowa

outline of the Lubstów graben

SE fragment struktury Gop³a z g³ównymi uskokami prawoskrêtnymi

SE fragment of the Gop³o structure with main clockwise faults

linia przekroju geologicznego (ryc. 3)

cross-section line (fig. 3)

Ryc. 1. Lokalizacja rowu Lubstowa na tle szkicu hipsome-trycznego stropu mezozoiku SE fragmentu struktury Gop³a Fig.1. Location of the Lubstów graben in the background of the Mesozoic top hipsometry of SE fragment of the Gop³o structure margle marls piaskowce sandstone piaski sands piaski i ¿wiry

sands and gravels

gliny

tills

i³y

clays mu³kisilts

wêgle brunatne lignites uskok fault glaukonit glauconite plankton morski

marine plankton mikrofaunamicrofauna

holocen

Holocene

plejstocen

Pleistocene

plejstocen

Pleistocene +miocen górny i najni¿szy pliocen?

+Upper Miocene and lowermost Pliocene?

miocen œrodkowy Middle Miocene miocen œrodkowy Middle Miocene miocen dolny Lower Miocene miocen dolny Lower Miocene oligocen dolny

Lower Oligocene oligocen górny

Upper Oligocene oligocen dolny Lower Oligocene eocen górny Upper Eocene eocen górny Upper Eocene mastrycht dolny Lower Maastrichtian

Ryc. 2. Profil litostratygraficzny rowu Lubstowa Fig. 2. Lithostratigraphic profile of the Lubstów graben

puj¹cy wy³¹cznie (oprócz z³o¿a Lubstów) w z³o¿ach KWB Konin S.A i KWB Adamów S.A. nazwano pok³adem koniñskim (Widera, 1998). W Lubstowie i³y formacji poznañskiej zachowa³y siê szcz¹tkowo. Niemniej jednak stwierdzono wszystkie trzy ogniwa: i³y szare, i³y zielone i i³y p³omieniste, czêsto z przewarstwieniami mu³ków i piasków drobnoziarnistych. Czas sedymentacji formacji poznañskiej w œrodkowej Polsce mo¿na z du¿ym przybli¿eniem przyj¹æ za Piwockim i Tworzyd³o-Ziembiñsk¹ (1995) na wy¿szy œrodko-wy miocen – ni¿szy wczesny pliocen.

Tektonika

Poprzeczny przekrój geologiczny przez rów Lubstowa wype³niony osadami trzeciorzêdowymi z 2 pok³adami wêgla brunatnego przedstawiono na ryc. 3. Liniê przekroju poprowadzono tak, by ujête zosta³y charakterystyczne, a jednoczeœnie reprezentatywne dla ca³ej struktury, elementy budowy geologicznej. Przekrój oddaje stosunki mi¹¿szo-œciowe i hipsometryczne miêdzy osadami ró¿nego wieku. Charakterystyczny jest wyrównany, o niewielkich deniwe-lacjach relief stropu mezozoiku na obszarach ramowych rowu miêdzy otworami: 144/90, 144/86, 148/82 i 40/34, 44/26 (ryc. 3). Strop mezozoiku na obszarze ramowym zalega œrednio na wysokoœci 40–50 m n.p.m. (por. ryc. 1). Natomiast strefa rowu wyró¿nia siê du¿ymi deniwelacjami o wysokoœciach wzglêdnych przekraczaj¹cych kilkadzie-si¹t, a nawet ponad 100 m miêdzy otworami, np.: ponad 140 m miêdzy 148/82 i 156/70 oraz ponad 120 m miêdzy 26/44 i 30/40. Otwór 26/44 do g³êbokoœci 179,99 m p.p.m. nie osi¹ga stropu kredy, a zatem deniwelacje miêdzy obszarem ramowym (40–50 m n.p.m.) i najg³êbsz¹ czêœci¹ rowu przekraczaj¹ 220–230 m. Rów Lubstowa jest najg³êbszym rowem tektonicznym w Wielkopolsce, gdy¿ nawet w rowie Poznania ró¿nice wysokoœci miêdzy stref¹ osiow¹ a skrzyd³ami wynosz¹ maksymalnie 203,6 m (Wal-kiewicz, 1984). Przekrój ukazuje bardzo z³o¿on¹ budowê rowu Lubstowa. Z jednej strony schodowo zapadaj¹ce siê pod³o¿e ku najwiêkszej depresji, z drugiej natomiast wystêpuj¹ce progi strukturalne o charakterze zrêbów

tekto-nicznych w osiowych czêœciach rowu — otw. 4/58 (ryc. 3). W latach 60. rozpoznanie budowy rowu by³o niewielkie. Dlatego te¿ Biernat (1962) wykreœli³ pok³ad wêgla o mi¹¿szoœci ok. 20 m, natomiast powierzchnia mezozoiczna znaczona by³a jako stosunkowo p³ytki rów tektoniczny z symetrycznie zapadaj¹cymi siê ku osiowej czêœci rowu blokami pod³o¿a. Wykonane w latach 60. i 70. wiercenia potwierdzi³y pogl¹dy o tektonicznej genezie rowu Lubsto-wa (Ciuk & Grabowska, 1991). Wykreœlony przez Ciuka i Grabowsk¹ (1991) przekrój geologiczny ukazywa³ wiêk-sze rozmiary rowu, ni¿ uczyni³ to Biernat (1962). Omawia-ny przekrój nie przedstawi³ jednak skomplikowanego stylu budowy tektonicznej rowu Lubstowa, co zosta³o dopiero stwierdzone i udokumentowane przez autora prezentowa-nej pracy (Widera, 1996, 1997b, 1998).

Wspó³czesna rzeŸba stropu mezozoiku rowu Lubstowa zawdziêcza swoj¹ genezê tektonice. Widoczne s¹ wyraŸne deniwelacje, które na przestrzeni 200–300 m osi¹gaj¹ wiel-koœci do ponad 100 m. Najbardziej potrzaskana tektonicz-nie jest SE czêœæ rowu w otoczeniu otworu 26/44 (ryc. 3). Rów Lubstowa jest doskona³ym przyk³adem klawiszo-wo-szachownicowego stylu budowy tektonicznej. Jest to struktura o orientacji NW–SE, czyli zgodnej przebiegiem strefy Gop³o–Ponêtów–Pabianice. Szerokoœæ rowu wynosi ok. 2 km, a d³ugoœæ ok. 4 km. Powierzchnia mezozoiku pociêta jest sieci¹ uskoków o dwóch dominuj¹cych kierun-kach NW–SE i SW–NE. Analogiczny uk³ad g³ównych kie-runków tektonicznych, powstaj¹cych w stropowych warstwach antykliny z pionowego wypiêtrzania pod³o¿a, przedstawi³ Gzowski (1964). W podobny sposób Kossow-ski (1974) wyjaœnia powstanie rowu Be³chatowa. W wyni-ku tensji z poprzecznego zginania mezozoiczne pod³o¿e rowu rozpad³o siê na liczne bloki strukturalne. Poszczegól-ne bloki przemieszcza³y siê wzglêdem siebie w ró¿nych okresach rozwoju. Skutkiem zró¿nicowanego tempa sub-sydencji poszczególnych czêœci rowu by³o powstanie depresji i progów, a w konsekwencji bardzo zró¿nicowanej mi¹¿szoœci osadów trzeciorzêdowych. W ogólnych zary-sach morfologia sp¹gu œrodkowomioceñskich pok³adów wêglowych ,,dopasowa³a” siê do morfologii mezozoiczne-go pod³o¿a. Niemniej jednak du¿o wiêksze deniwelacje stropu mezozoiku, ni¿ sp¹gowych powierzchni osadów fitogenicznych, zamaskowane s¹ przez ni¿ejleg³e, mi¹¿sze osady mineralne paleogenu i dolnego miocenu (ryc. 3). Dyslokacje w mezozoicznym pod³o¿u rowu Lubstowa zosta³y potwierdzone równie¿ metodami geofizycznymi (Midura & Staszak 1989). Badania geofizyczne, wykonano metod¹ refleksyjn¹, a objê³y one tylko najg³êbsz¹ (SE) czê-œæ rowu. Okreœlono po³o¿enie, orientacjê i d³ugoczê-œæ linii uskokowych. Bardzo zbie¿ne wyniki uzyskano stosuj¹c metody kartograficzne na podstawie szczegó³owej analizy sedymentologicznej i mezostrukturalnej osadów trzecio-rzêdowych wype³niaj¹cych rów Lubstowa (Widera, 1997b,1998). Trzeciorzêdowe ruchy tektoniczne w rowie Lubstowa zapisa³y siê w osadach ods³oniêtych w œcianach odkrywki w postaci: uskoków, fleksur, wychylenia warstw z ich pierwotnego po³o¿enia. Stwierdzono dziesi¹tki mezostruktur, gównie w postaci uskoków normalnych o zrzutach od kilku centymetrów do kilku metrów. Nalepiej czytelne mezostruktury tektoniczne ukazuj¹ fotografie (ryc. 4–7). Obszerniejsz¹ dokumentacjê struktur tektonicz-nych z obszaru rowu Lubstowa zawarto w intektonicz-nych pracach autora (Widera, 1997b, 1998). Oprócz uskoków o k¹tach upadu rzêdu 40–70° wystêpuj¹cych w trzeciorzêdowych osadach mineralnych i organicznych, zaobserwowano

m n.p.m. m a.s.l. +80 +40 0 -40 -80 -120 -160 +80 +40 0 -40 -80 -120 -160 0 600 m AF MPS(I) PF LS(II) Q RF E+Ol Cr 144/90 148/82 144/86 156/78 156/70 0/62 4/58 8/50 18/4426/4430/4034/40 40/3436/38 _44/26 A B m n.p.m. m a.s.l.

Ryc. 3. Uproszczony przekrój geologiczny przez rów Lubstowa (lokalizacja na ryc.1). Q — czwartorzêd; Trzeciorzêd: PF — for-macja poznañska, MPS(I) — I pok³ad œrodkowopolski, AF — formacja adamowska, LS(II) — II pok³ad ³u¿ycki, RF — forma-cja rawicka, E+Ol — eocen i oligocen; Cr — kreda

Fig. 3. Simplified geological section through Lubstów graben (location in Fig.1). Q — Quaternary; Tertiary: PF — Poznañ mation, MPS(I) — I Middle Polish Seam, AF — Adamów For-mation, LS(II) — II Lusatian Seam, RF — Rawicz ForFor-mation, E+Ol — Eocene and Oligocene; Cr — Cretaceous

wychylenia z pierwotnego po³o¿enia piasków podwêglo-wych, wêgli brunatnych i piasków œródwêglowych. Reje-strowane w œcianach odkrywki wychylenia warstw, które pierwotnie le¿a³y prawie poziomo, osi¹gaj¹ upady 10–30°. Kierunki upadu maj¹ bardzo du¿y rozrzut, co wynika z blo-kowej budowy pod³o¿a podkenozoicznego. O upadzie warstw piasków dolnomioceñskich rzêdu 25–28° i pia-sków oligoceñskich w granicach 27–28° wspominaj¹ tak¿e Ciuk i Grabowska (1991). Biernat (1962) natomiast odnoto-wuje warstewki s³abo zdiagenizowanego oligoceñskiego piaskowca glaukonitowego o upadzie nawet pod k¹tem 47°.

Fazy ewolucji tektonicznej

W rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tekto-nicznej wyró¿niono piêæ g³ównych etapów. Podstawowym kryterium wyró¿nienia kolejnych etapów by³ brak lub obecnoœæ osadów ró¿nego wieku. Ka¿dy cykl akumulacyj-no-denudacyjny w rowie Lubstowa i jego otoczeniu by³ wywo³any procesami diastroficznymi. W zale¿noœci od intensywnoœci procesów tektonicznego wynoszenia lub obni¿ania zachodzi³y procesy denudacji lub akumulacji. Poszczególne etapy tworzenia siê rowu Lubstowa by³y nie-rozerwalnie zwi¹zane z alpejsk¹ tektonik¹ w skali

regio-nalnej na co wskazuj¹ przyk³ady rowów tektonicznych w Polsce i Europie, które rozwija³y w tym samym czasie co rów Lubstowa.

Pierwszy etap rozpoczêty na prze³omie wczesnego i póŸnego mastrychtu trwa³ przez ca³y paleocen do œrodko-wego eocenu w³¹cznie (ryc. 8–I). Pod koniec kredy zako-ñczy³ siê rozwój permsko-mezozoicznej bruzdy œrodkowopolskiej (Po¿aryski, 1970; Po¿aryski & Bro-chwicz-Lewiñski, 1979; G³azek & Kutek, 1971; Kutek & G³azek, 1972; Dadlez i in., 1995). Rozpoczêty u schy³ku póŸnej kredy proces wynoszenia elewacji koniñskiej, w tym obszaru rowu Lubstowa, przebiega³ z ró¿n¹ intensyw-noœci¹ w trzeciorzêdzie i trwa do dziœ (Wyrzykowski, 1990; Stankowski i in., 1995; Widera, 1997a, 1997b, 1998). Przyczyn zmiany tendencji pionowego ruchu pod³o¿a na prze³omie mezozoiku i kenozoiku nale¿y dopa-trywaæ siê w ruchach orogenicznych fazy laramijskiej. Echem fazy laramijskiej na Ni¿u Polskim by³a kompresja pozioma w pod³o¿u podcechsztyñskim (Dadlez & Marek, 1974; Dadlez, 1997; Deczkowski & Gajewska, 1980). Wed³ug obecnych pogl¹dów przebieg laramijskich dyslo-kacji w tej czêœci Polski nawi¹zuje do póŸnowarscyjskiego systemu prawoskrêtnych uskoków przesuwczych wyzna-czaj¹cych przebieg struktury Gop³o–Ponêtów–Pabianice Ryc. 4. Uskok no¿ycowy w piaskach formacji rawickiej (dolny

miocen) wygasaj¹cy w wêglach II pok³adu ³u¿yckiego (œrodkowy miocen)

Fig. 4. Scissors fault in sands of the Rawicz Formation (Lower Miocene) ending in the II Lusatian Seam (Middle Miocene)

Ryc. 5. Uskoki z mo¿liwym zmiennym ruchem skrzyde³ Fig. 5. Faults with possible changed direction of the wings move-ment

Ryc. 6. Uskoki antytetyczne i homotetyczne w piaskach formacji rawickiej (dolny miocen)

Fig. 6. Antithetic and homothetic faults in sands of the Rawicz Formation (Lower Miocene)

Ryc. 7. Uskok normalny miêdzy wêglami II pok³adu ³u¿yckiego (œrodkowy miocen) a szaro-br¹zowymi wk³adkami piasków (œrodkowy miocen) w strefie brze¿nej rowu Lubstowa

Fig. 7. Normal-slip fault between lignites of the II Lusatian Seam (Middle Miocene) and grey-brownish sand intercalations (Middle Miocene) in the outer zone of the Lubstów graben

(Dadlez i in., 1980, 1995; Dadlez, 1997; Po¿aryski, 1990; Graniczny, 1991; Po¿aryski & Karnkowski, 1992). Na prze³omie dolnego i górnego mastrychtu ponownie uak-tywni³y siê struktury solne, w tym tak¿e struktura Gop³a, nad któr¹ wystêpuje rów Lubstowa (Widera, 1997a, 1997b, 1998). Parcie cechsztyñskich soli mog³o powodowaæ ten-sjê z poprzecznego zginania w ska³ach mezozoicznych. Najwiêksze naprê¿enia rozci¹gaj¹ce panowa³y w war-stwach przypowierzchniowych, co prowadzi³o pocz¹tko-wo do powstania pêkniêæ i szczelin, a nastêpnie do ich rozwierania. W najwy¿szym mastrychcie, a g³ównie w paleocenie i okresowo w eocenie, w otoczeniu rowu Lub-stowa zachodzi³a peneplenizacja. P³aska powierzchnia, z ods³oniêtymi ska³ami marglistymi górnej kredy, podlega³a procesom wietrzenia. Zwietrzeliny powsta³e w omawianym etapie zosta³y najprawdopodobniej usuniête przez procesy erozyjne b¹dŸ w³¹czone w masê osadów m³odszych

(Wide-ra, 1998). Dlatego osadów tego wieku nie stwierdzono w obrêbie rowu i w jego najbli¿szym otoczeniu.

W drugim etapie, obejmuj¹cym póŸny eocen i oligo-cen, ekspanduj¹ce w g³¹b mezozoicznego kompleksu skal-nego szczeliny krzy¿owa³y siê, a powsta³e bloki w kszta³cie klinów zaczê³y siê grawitacyjnie zapadaæ (ryc. 8–II). Osady tego wieku, kilkudziesiêciometrowej nawet mi¹¿szoœci, wype³niaj¹ najg³êbsze partie rowu i nie wystê-puj¹ w jego otoczeniu. Rozprzestrzenienie osadów pale-ogeñskich sugeruje orientacjê i rozmiary omawianej struktury. W póŸnym eocenie i oligocenie ukszta³towane zosta³y, rejstrowane równie¿ obecnie, uskokowe ramy rowu o orientacji NW–SE. Oprócz uskoków o przebiegu NW–SE, aktywne by³y wtedy tak¿e uskoki o orientacji NE–SW, które w póŸniejszych etapach ewolucji rowu Lub-stowa podlega³y okresowej reaktywacji (Widera, 1997b, 1998). Na schy³ek eocenu i oligocen przypada inicjalna faza rozwoju pewnych fragmentów pobliskiego rowu Ada-mowa (Widera, 1997b) i rowu Poznania (Walkiewicz, 1984). Wtedy te¿, w warunkach ruchów tektonicznych odpowiadaj¹cych fazie pirenejskiej, rozpoczê³o siê two-rzenie potê¿nych systemów rowów w zachodniej Europie. Najlepiej rozpoznane s¹ rowy tektoniczne Morza Pó³noc-nego, SW Francji i S Niemiec — rów Renu (Rousset i in., 1992; Ziegler i in., 1995). Wreszcie osi¹gn¹³ swój maksy-malny zasiêg pó³nocno-zachodnioeuropejski basen trze-ciorzêdowy (Vinken, 1988).

Trzeci etap rozwoju rowu Lubstowa, który rozpocz¹³ siê na prze³omie oligocenu i miocenu obejmuje ca³y dolny miocen. Czasowo etap ten odpowiada tektonicznej fazie sawskiej. Dosz³o wtedy do wyraŸnego nak³adania siê efek-tów tektoniki lokalnej i regionalnej (Widera, 1998). Wzmo¿onej subsydencji podlega³o dno rowu, a tak¿e, choæ w mniejszym stopniu obszary ramowe podlega³y obni¿-aniu (ryc. 8–III). Œwiadczy o tym obecnoœæ osadów dolno-mioceñskich o mi¹¿szoœci kilkudziesiêciu metrów tak¿e na obszarze ramowym rowu Lubstowa (Ciuk & Grabowska, 1991; Widera, 1997b, 1998). W tym czasie istnia³y ju¿ wszystkie rowy tektoniczne elewacji koniñskiej (Widera, 1997b, 1998). Aktywny tektonicznie by³ ju¿ ca³y rów Poznania i jego odnogi (Piwocki, 1975; Deczkowski & Gajewska, 1980; Karnkowski, 1980; Kasiñski, 1983, 1984; Walkiewicz, 1984). W dolnym miocenie zosta³a równie¿ zainicjowana subsydencja rowu Be³chatowa (Ciuk & Piwocki, 1982; Gotowa³a, 1994; Ha³uszczak, 1999; i in.). Front Karpat znacznie przesun¹³ siê w kierunku E i NE (Œl¹czka & Oszczypko, 1987; Fodor, 1995). Na obszarze alpejsko-karpac-kim powsta³y rozleg³e baseny wewnêtrzne ³uku alpidów: Wiednia, pó³nocnych Wêgier i wschodniej S³owacji (Fodor, 1995; Márton & Fodor, 1995; Kováè i in., 1995).

Kolejny, czwarty etap, ewolucji rowu Lubstowa obej-muj¹cy najni¿szy i ni¿szy œrodkowy miocen, mo¿e byæ ³¹czony ze styryjsk¹ faz¹ orogeniczn¹. W tym czasie roz-wój rowu osi¹gn¹³ swoje maksimum subsydencji (ryc. 8–IV). Osiowa strefa rowu obni¿y³a siê od kilkudziesiêciu do ponad 100 m (SE czêœæ rowu Lubstowa) wzglêdem obszarów otaczaj¹cych. Subsydencja pod³o¿a by³a równo-wa¿ona narastaniem masy torfowej, co w efekcie doprowa-dzi³o do powstania mi¹¿szego pok³adu wêgla brunatnego. Podkreœliæ trzeba fakt, ¿e klawiszowo-szachownicowy styl budowy tektonicznej by³ przyczyn¹ du¿ego, niekiedy prze-kraczaj¹cego 20–30 m miêdzy s¹siednimi otworami, zrzu-tu sp¹gu wêgla (Widera, 1997b, 1998). W omawianym okresie powsta³y oba pok³ady wêglowe i rozdzielaj¹ce je osady mineralne (por. ryc. 2 i 3). Mi¹¿szoœæ dolnego

II IV III V I kreda Cretaceous eocen i oligocen

Eocene and Oligocene

dolny miocen

Lower Miocene

ni¿szy œrodkowy miocen

lower Middle Miocene

wy¿szy œrodkowy miocen - najni¿szy pliocen

upper Middle Miocene - lowermost Pliocene

ruchy pionowe vertical movements poziome rozci¹ganie horizontal tension kierunek kompakcji compaction direction transport zwietrzeliny

transport of weathered rocks

Ryc. 8. G³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa. I — faza laramijska (mezozoik/kenozoik), II — faza pirenejska (eocen/oligocen), III — faza sawska (oligocen/miocen), IV — faza styryjska (œrodkowy miocen), V — postyryjski etap kompakcji (wy¿szy œrodkowy miocen — najni¿szy pliocen?)

Fig. 8. Main stages of the Lubstów graben development. I — Laramie phase (Mesozoic/Cainozoic), II — Pyrenean phase (Eocene/Oligocene), III — Savian phase (Oligoce-ne/ Miocene), IV — Styrian phase (Middle Miocene), V — post-Styrian stage of compaction (upper Middle Mio-cene — lowermost PlioMio-cene?

pok³adu (lubstowskiego) wynosi maksymalnie 91,6 m, górnego pok³adu (koniñskiego) 13,0 m, zaœ rozdzielaja-cych oba pok³ady osadów mineralnych 26,0 m (Widera, 1997b, 1998). Powstanie dolnego pok³adu wêglowego ³¹czê z tektoniczn¹ subsydencj¹ dna rowu Lubstowa. Nato-miast sedymentacjê osadów miêdzywêglowych i górnego pok³adu wêglowego mo¿na t³umaczyæ konsolidacj¹ ni¿ej-leg³ych, mi¹¿szych wêgli pok³adu dolnego (Widera, 1997b, 1998). Wspomniane osady w znikomym tylko stopniu wystê-puj¹ na obszarze ramowym rowu. Wolno zatem stwierdziæ, ¿e w czwartym etapie ewolucji rowu Lubstowa przejawy tek-tonicznej aktywnoœci znalaz³y zapis w osadzie w skali lokal-nej. W najni¿szym i ni¿szym œrodkowym miocenie powsta³y najbardziej produktywne pok³ady wêgla (z wyj¹tkiem rowu Be³chatowa) w Polsce i w ogóle na Ni¿u Europejskim (Ciuk, 1984; Standke i in., 1993; Piwocki 1995, 1998).

W ostatnim, pi¹tym etapie, ruchy tektoniczne na obszarze rowu Lubstowa zaczê³y wygasaæ, choæ niew¹tpli-wie trwa³y jeszcze w czwartorzêdzie (Widera, 1997b, 1998). Okres ten obejmuje sedymentacjê formacji pozna-ñskiej (ryc. 8–V). Na tle podzia³u chronostratygraficznego ramy czasowe wspomnianego etapu mo¿na przyj¹æ na wy¿szy œrodkowy miocen — ni¿szy pliocen (Dyjor & Sadowska, 1986; Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). W zmienionych warunkach paleotektonicznych na Ni¿u Europejskim sedymentacja fitogeniczna ust¹pi³a miejsca sedymentacji mineralnej, g³ównie i³ów z przewar-stwieniami mu³ków i piasków. Powstanie formacji pozna-ñskiej by³o niew¹tpliwie zwi¹zane z tektonik¹ regionaln¹, obejmuj¹c¹ zanaczne obszary œrodkowej i zachodniej Pol-ski oraz wschodnich Niemiec (Vinken, 1988; Piwocki 1998). Zwiêkszone mi¹¿szoœci formacji poznañskiej na obszarach z³ó¿ wêgla brunatnego, w stosunku do obszarów otaczaj¹cych, mo¿na t³umaczyæ konsolidacj¹ ni¿ejleg³ych wêgli (Widera, 1997b, 1998). Natomiast szcz¹tkowe zachowanie osadów formacji poznañskiej w rowie Lubsto-wa mo¿e byæ efektem czLubsto-wartorzêdowych niszcz¹cych pro-cesów l¹dolodów skandynawskich i ich wód roztopowych.

Uwagi koñcowe

Przedstawione wy¿ej wyniki badañ potwierdzaj¹ aktywnoœæ rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicz-nej. Jednoczeœnie wskazano na œcis³y zwi¹zek przestrzen-no-czasowy pomiêdzy halotektoniczn¹ ewolucj¹ SE sk³onu, tzw. struktury Gop³a a rozwojem rowu Lubstowa. Weryfikacja materia³ów archiwalnych, wyniki kartowania wg³êbnego i œcian odkrywki wêgla brunatnego, pomiary mezostrukturalne oraz dokumentacja fotograficzna dostar-czy³y dowodów na tektoniczn¹ genezê rowu Lubstowa. Wykorzystuj¹c bogat¹ dokumentacjê palinologiczn¹ i paleontologiczn¹, wspart¹ korelacj¹ poziomów tufowych datowanych w zapadlisku przedkarpackim, okreœlono wiek opisywanych osadów, a nastêpnie skorelowano pro-cesy diastroficzne zachodz¹ce w rowie Lubstowa z innymi obszarami Polski i Europy. Przeprowadzone badania potwierdzi³y unikatowoœæ rowu Lubstowa, wyra¿on¹ g³ównie g³êbokoœci¹ rowu oraz czytelnoœci¹ efektów pro-cesów tektonicznych, w porównaniu z innymi tego typu strukturami na obszarze wiêkszej jednostki tektonicz-no-strukturalnej, tzw. elewacji koniñskiej. Z drugiej jednak strony, wskazano przyk³ady rowów tektonicznych tak w Pol-sce, jak i w Europie, które rozwija³y siê w tym samym czasie co rów Lubstowa i osi¹gnê³y znacznie wiêksze rozmiary.

Literatura

BIERNAT S. 1962 — Wp³yw urzeŸbienia i tektoniki pod³o¿a na wykszta³cenie siê z³ó¿ wêgli brunatnych na Kujawach oraz skutki ich czêœciowego zniszczenia w czasie zlodowaceñ. Prz. Geol., 10: 329–332. CIUK E. 1984 — Górnictwo wêgla brunatnego w 40-leciu Polski Ludowej. Prz. Geol., 32: 561–566.

CIUK E. & GRABOWSKA I. 1991 — Syntetyczny profil stratygra-ficzny trzeciorzêdu z³o¿a wêgla brunatnego Lubstów w Lubstowie, woj. koniñskie. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 365: 47–72.

CIUK E. & PIWOCKI M. 1982 — Geologia trzeciorzêdu w rowie Kleszczowa i jego otoczeniu. Przewodnik LII Zjazdu Pol. Tow. Geol., Be³chatów: 56–70.

DADLEZ R. 1997 — Ogólne rysy tektoniczne bruzdy œrodkowopol-skiej. [W:] Marek S., Pajchlowa M. (red.). Pr. Pañstw. Inst. Geol.,153: 410–414.

DADLEZ R. & MAREK S. 1974 — Struktury epoki tektonicznej alpej-skiej. Polska pó³nocno-zachodnia i œrodkowa. [W:] Po¿aryski W. (red.) Budowa geologiczna Polski, T. 4, cz. 1. Inst. Geol.: 239-279. DADLEZ R., DECZKOWSKI Z., GAJEWSKA I., K£OSSOWSKI J., MAREK S., STOLARCZYK J. & STOLARCZYK F. 1980 — Mapa tektoniczna cechsztyñsko-mezozoicznego kompleksu strukturalnego na Ni¿u Polskim. 1:500 000. Wyd. Geol.

DADLEZ R., NARKIEWICZ M., STEPHENSON R.A., VISSER M. T. M. & WESS J.D. 1995 — Tectonic evolution of Mid-Polish Trough: modelling implications and significance for central European geology. Tectonophysics, 252: 179–195.

DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1980 — Mezozoiczne i trzeciorzê-dowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28: 151–156. DOKTOROWICZ-HREBNICKA J. 1960 — Paralelizacja pok³adów wêgla brunatnego województwa bydgoskiego i poznañskiego. Biul. Inst. Geol., 157: 69–188.

DOKTOROWICZ-HREBNICKA J. & MAMCZAR J. 1960 — Straty-grafia œrodkowego miocenu Polski œrodkowej na podstawie analizy sporowo-py³kowej wêgla brunatnego z województwa bydgoskiego i poznañskiego. Biul. Inst. Geol., 157: 189–192.

DOMAGA£A M. 1982 — Wstêpna ocena palinologiczna z³o¿a wêgla brunatnego Lubstów ko³o Konina. Spraw. z Pos. Komis. PAN, 34. Kraków. DYJOR S. & SADOWSKA A. 1986 — Próba korelacji wydzieleñ stra-tygraficznych i litostrastra-tygraficznych trzeciorzêdu zachodniej czêœci Ni¿u Polskiego i œl¹skiej czêœci Paratetydy w nawi¹zaniu do projektu IGCP Nr 25. Prz. Geol., 34: 380–386.

FODOR L. 1995 — From transpression to transtension: Oligoce-ne–Miocene structural evolution of the Vienna basin and the East Alpi-ne–Western Catpatian junction. Tectonophysics, 242: 151–182. G£AZEK J. & KUTEK J. 1971 — Obszar Gór Œwiêtokrzyskich w alpejskim cyklu diastroficznym. Prz. Geol., 19: 443–448.

GOTOWA£A R. 1994 — Model tektoniki rowu Kleszczowa — inter-pretacja danych z wykorzystaniem metod komputerowych. Mat. Konf. Tektonika rowu Kleszczowa — stan badañ i g³ówne zadania w aspek-cie eksploatacji górniczej: 91–103

GRABOWSKA I. 1985 — Wyniki badañ palinologicznych osadów trzeciorzêdowych z profilu Lubstów 28/42, Ark. Sompolno Kujawskie. GRANICZNY M. 1991 — Mo¿liwoœci wykorzystania fotolineamen-tów do oceny sejsmicznego zagro¿enia terenu. Biul. PIG, 365: 5–46. GZOWSKI M. W. 1964 — Perspiektiwy tiektonofiziki, Dieformacija porod i tiektonika, Izd. Nauka: 128–146.

HA£USZCZAK A. 1999 — M³odoalpejska tektonika w strefie rowu Kleszczowa (KWB Be³chatów). Streszczenia referatów. Pol. Tow. Geol. Oddzia³ Poznañski. Wyd. Inst. Geol. UAM: 35–46.

KARNKOWSKI P. H. 1980 — Paleotektonika pokrywy platformowej w Wielkopolsce. Prz. Geol., 28: 151–156.

KASIÑSKI J. R. 1983 — Mechanizmy sedymentacji cyklicznej osa-dów trzeciorzêdowych w zapadliskach przedpola Sudetów. Prz. Geol., 31: 237–243.

KASIÑSKI J.R. 1984 — Tektonika synsedymentacyjna jako czynnik warunkuj¹cy sedymentacjê formacji burowêglowej w zapadliskach tek-tonicznych na obszarze zachodniej Polski. Prz. Geol., 32: 260–268. KOSSOWSKI L. 1974 — Budowa geologiczna z³o¿a wêgla brunatne-go Be³chatów ze szczególnym uwzglêdnieniem tektoniki pod³o¿a. Gór-nictwo Odkrywkowe, 10–11: 336–344.

KOVÁÈ M., KOVÁÈ P., MARKO F., KAROLI S. & JANOÈKO J. 1995 — The East Slovakian Basin — A complex back-arc basin. Tectonophysics, 242: 453–466.

KREMP G. 1949 — Pollenanalitische Untersuchungen des miozänen Braunkohlelagers von Konin an der Warthe. Palaentogrphica, 90. Stuttgart. KRYGOWSKI B. 1952 — Zagadnienie czwartorzêdu i pod³o¿a œrod-kowej czêœci Niziny Wielkopolskiej. Biul. Inst. Geol., 66: 189–217. KUTEK J. & G£AZEK J. 1972 — The Holy Cross area, Central Poland in the Alpine cycle. Acta Geol. Pol., 22: 603–653.

MAMCZAR J. 1960 — Wzorcowy profil œrodkowego miocenu Polski œrodkowej. Biul. Inst. Geol., 157: 13–68.

MAREK S. 1977 — Budowa geologiczna wschodniej czêœci niecki mogileñsko-³ódzkiej (strefa Gop³o–Ponêtów–Pabianice). Pr. Inst. Geol., 80: 5–165.

MÁRTON E. & FODOR L. 1995 — Combination of palaeomagnetic and stress data — a case study from North Hungary. Tectonophysics, 242: 99–114.

MATL K., DOMAGA£A M., ŒMIGIELSKA T. & WAGNER M. 1979 — Stratygrafia utworów trzeciorzêdu i bezpoœredniego pod³o¿a w z³o¿u wêgla brunatnego Lubstów na podstawie wybranych próbek. [W:] Chlebowski Z. i in.. Dokumentacja geologiczna z³o¿a wêgla bru-natnego Lubstów w kategorii B+C1. Wroc³aw.

MATL K. & WAGNER M. 1987 — The occurrence of tuffaceous hori-zons in the Tertiary of the Polish Lowland and the Carpathian Forede-ep. Ann. Inst. Geol. Hung., 70: 329–335.

MIDURA A. & STASZAK B. 1989 — Dokumentacja badañ sejsmicz-nych metod¹ refleksyjn¹ odkrywka Lubstów. MOŒiZN.

OLENDSKI W. 1962 — O zwi¹zku powstania z³ó¿ wêgla brunatnego z tektonik¹ pod³o¿a. Prz. Geol., 10: 576–579.

PIWOCKI M. 1975 — Trzeciorzêd okolic Rawicza i jego wêglonoœnoœæ. Z badañ z³ó¿ wêgli brunatnych w Polsce. Inst. Geol., Biul., 284: 73–125. PIWOCKI M. 1995 — Z³o¿a wêgla brunatnego na bloku przedsudeckim. LXVI Zjazd Pol.Tow. Geol. Rocz. Pol. Tow. Geol., Woc³aw: 71–78. PIWOCKI M. 1998 — An outline of the palaeogeographic and palae-oclimatic developments. [In:] Wa¿yñska H. (ed.). Palynology and pala-eogeography of the Neogene in the Polish Lowlands. Pr. Pañstw.Inst. Geol., 160: 8–12.

PIWOCKI M. & TWORZYD£O-ZIEMBIÑSKA M. 1995 — Litostra-tygrafia i poziomy sporowo-py³kowe neogenu na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 43: 916–927.

PO¯ARYSKI W. 1970 — Rowy tektoniczne kimeryjskie na tle ewolu-cji strukturalnej Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 14: 270–282.

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

PO¯ARYSKI W. & BROCHWICZ-LEWIÑSKI W. 1979 — O aulako-genie œrodkowopolskim. Kwart. Geol., 23: 271–289.

PO¯ARYSKI W. & KARNKOWSKI P. 1992 — Mapa tektoniczna Pol-ski w epoce warscyjPol-skiej. 1:1 000 000. PIG.

ROUSSET D., BAYER R., GUILLON D. & EDEL J.B. 1992 — Struc-ture of the southern Rhine Graben from gravity and reflection seismic data. Tectonophysics, 221: 135–153.

STANDKE G., RASCHER J. & STRAUSS C. 1993 — Relative sea-level fluctuations and brown coal formation around the Early–Mid-dle Miocene boundary in the Lusatian Brown Coal District. Geol. Rundsch., 82: 295–305

STANKOWSKI W., BIEDROWSKI Z., STANKOWSKA A., KO£ODZIEJ G., WIDERA M. & WILKOSZ P. 1995 — Litologia i stratygrafia kenozoiku okolic Konina. Prz. Geol., 43: 559–564. ŒL¥CZKA A. & OSZCZYPKO N. 1987 — Olistostromes and overthru-sting in the Polish Carpathians. Ann. Inst. Geol. Hung., 70: 287–292. VINKEN R. (ed.) 1988 — The Northwest Europen Tertiary Basin, Results of the International Geological Correlation Programme, Project No 124. Geologisches Jahrbuch Reihe A, 100. Hannover: 1–512. WALKIEWICZ Z. 1984 — Trzeciorzêd na obszarze Wielkopolski. Seria Geologia, Wyd. Nauk. UAM, 10: 1–103.

WIDERA M. 1996 — [W:] Stankowski W. — Wstêp do geologii keno-zoiku. Wyd. Nauk. UAM: 49.

WIDERA M. 1997a — Wp³yw struktur solnych na rozwój elewacji koniñskiej. [W:] Burliga S. (red.). Tektonika solna regionu kujawskie-go. Wind. Wroc³aw: 51–60.

WIDERA M. 1997b — Geneza paleopowierzchni mezozoiku elewacji koniñskiej, Manuskrypt rozpr. Doktorskiej, Arch. Inst. Geol. UAM: 1–115. WIDERA M. 1998 — Ewolucja paleomorfologiczna i paleotektoniczna elewacji koniñskiej. Continuo, Wroc³aw: 55–103.

WYRZYKOWSKI T. 1990 — Opracowanie map gradientów prêdkoœci wspó³czesnych pionowych ruchów powierzchni skorupy ziemskiej na obszarze Polski. Pr. Inst. Geod. Kart., 37: 221–248.

ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & WESS J. D. 1995 — Dynamics of intra-plate compresional deformation: the Alpine foreland and other examples. Tectonophysics, 252: 7–59.

Wahania koncentracji i sk³adu izotopowego w atmosferycznym CO

Janina Szaran*

W Pracowni Spektrometrii Mas IF UMCS w Lublinie badano roczne i dobowe zmiany stê¿enia i *13C atmosferycznego CO2w ró¿nych œrodowiskach. Znaleziono korelacjê miêdzy *13C i odwrotnoœci¹ koncentracji dwutlenku wêgla w powietrzu. Wyznaczono wartoœci *13

C dwutlenku wêgla domieszanego do „czystego powietrza”. Mieszcz¹ siê one w przedziale od –28 do –16‰, charakterystycznym dla biogenicznego CO2.

S³owa kluczowe: atmosfera, biosfera, dwutlenek wêgla, izotopy wêgla, delta C–13, frakcjonowanie izotopowe

Janina Szaran — Variations of concentration and isotopic composition in atmospheric CO2. Prz. Geol., 48: 941–946.

S u m m a r y. Annual and diurnal variations in concentration and *13_{C of atmospheric CO}

2in various environments have been investi-gated in the Lublin Mass Spectrometry Laboratory. The correlation between *13_{C and reciprocal of CO}

2concentration was found in each observation. *13C of CO2 admitted to „pure” atmosphere was inferred from intercept of the correlation line. These values drop into range between –28 and –16‰ , which is characteristic for biogenic origin.

Key words: atmosphere, biosphere, carbon dioxide, carbon isotope, delta C–13, isotope fractionation

Ju¿ w 1896 r. szwedzki fizykochemik Svante Arrhe-nius, laureat nagrody Nobla, przewidywa³, ¿e dwutlenek wêgla emitowany do atmosfery w wyniku spalania paliw kopalnych, takich jak: wêgiel, ropa naftowa i gaz ziemny bêdzie powodowa³ ocieplenie klimatu. Wzrost koncentra-cji dwutlenku wêgla, jednego z gazów powoduj¹cych efekt cieplarniany, w atmosferze jest problemem w skali

œwiato-wej (Hasselmann, 1997; Wigley, 1997; Joos, 1996).

Systematyczne pomiary koncentracji CO2 w atmosferze

zosta³y zapocz¹tkowane przez Keelinga (1958, 1961). Badania prowadzone w Mauna Loa Observatory na Hawa-jach (na wysokoœci ok. 4 km n.p.m.) wskazuj¹ na wzrost koncentracji dwutlenku wêgla w „czystym powietrzu” od 315 ppm w 1955 r. do 375 ppm obecnie. Znajomoœæ

kon-centracji CO2 w atmosferze, 337 ppm (w 1980 r.) i

efek-tywnej masy atmosfery 5,12 1021_{g (Trenberth, 1981)}

pozwoli³y oszacowaæ wielkoœæ rezerwuaru atmosferyczne-go dwutlenku wêgla na ok. 715 gigaton wêgla.

*Pracownia Spektrometrii Mas Instytutu Fizyki UMCS,