Wpływ tektoniki na sedymentację w trzeciorzędzie na Niżu Polskim

IGCP - Project 124 "the Northwest European Tertiary Basin"

KRYSWNA IDŻARYSKA. EWA ODRZYWOLSKA-BIEŃKOWA

Polska Akademia Nauk, Instytut Geologiczny

WPŁYW

TEKTONIKI NA

W

NA

POLSKIM

Z końcem kredy i w paleogenie, a częściowo i w dolnym neogenie zachodziły w całej Tetydzie ruchy orogeniczne, które ukształtowały strukturę Karpat. Miały one również duży wpływ i na północne przedpole geosynkliny. W pa-leogenie wyróżniamy parę faz orogenicznych. Są to: iaza tektoniczna laramijska, która miała miejsce z końcem kredy górnej i początkiem trzeciorzędu; faza tektoniczna prepirenejska z pogranicza eocenu środkowego i górnego oraz iaza tektoniczna pirenejska z końca eocenu górnego. Konsekwencje ruchów tektonicznych, które przebiegały w paleogenie były ogromne na Niżu Europejskim, dotych-czas w dużej mierze na przedpolu alpidów są niedoceniane (i 1 ). Ważne to zagadnienie podjął F. Bettenstaedt (1),

a nast~pnie F. Schuh (1 O), usiłując tłumaczyć wiele zjawisk natury sedymentacyjnej ruchami tektonicznymi, a nie wyłączrne po ja wianiem się wielokrotnych transgresji i re-gresji morskich, mających być przyczynami każdorazowej zmiany 1acji osadów, jak to ujmuje E. Ciuk (1966). Nie-pokój tektoniczny związany z pirenejską iazą orogenezy alpejskiej spowodował zdaniem F. Bettenstaedta (1) dalsze dźwiganie się struktur solnych. W miejscu wypiętrzenia się struktur diapirowych powstawały lokalne płycizny morza eoceńskiego, a nawet tworzyły się małe wyspy (8). Na terenie RFN obserwuje się zaleganie transgresywnych osa-dów morza górnoeoceńskiego bezpośrednio na anhydry-tach stropu wysadów solnych. Już A Schad (9) określał górny eocen Jako „czas ożywionej działalności tektonicz-nej w Niemczach północno-zachodnich". W Polsce po-dobną sytuację stwierdzono w wierceniu Augustynowo K-39, gdzie bezpośrednio na gipsach cechsztynu zalegają osady górnego eocenu - priabonu, z Pararota/ia lit/10-thamnica i Asterigenna bartoniana (5).

Wspomniane ruchy tektoniczne eoceńskie przejawiają się w Europie środkowej różnorodnie. W pewnych regio-nych były to ruchy fałdowe, w innych ruchy blokowe, wy-niesienia lub obniżenia wiążące się ze zwiększoną wskutek tego sedymentacją lub erozją. Właśnie w najwyższym eocenie - priabonie powstały synsedymentacyjne rowy Re-nu i Bresse. Podkreślić należy, że ruchy przebiegały jako nie-koniecznie ściśle synchroniczne we wszystkich regionach. Odegrały one jednak doniosłą rolę w facjalnym wykształ­ ceniu osadów i ich ułożeniu przestrzennym. Liczne przerwy sedymentacyjne, tak charakterystyczne w osadach paleo-genu Niżu Polskiego, istnienie skróconych serii osadowych o zaskakująco małych miąższościach i częste zmiany facjalne osadów zawdzięczają swoją genezę ruchom tek-tonicznym, które zachodziły w paleogenie na przedpolu alpidów.

Brak dobrze wykształconych osadów danu, zwłaszcza danu dolnego, tanetu a również dolnego i środkowego eocenu na dużych obszarach Europy Środkowej, spowodo-wany był początkowo rozwijającą się regresją schyłkowego

UKD 551.3.051 +553.96(438:251):551.24+551.35.06

morza kredowego. Regresja ta objęła sam najwyższy mastrycht i spowodowała hiatus na granicy kredy i trzecio-rzędu. Zjawisko to miało miejsce na ogromnym obszarze Europy Środkowej - od masywu ukraińskiego na wschodzie po dolinę Renu na zachodzie. Pełniejszy rozwój sedymen-tacji starszego paleogenu miał miejsce natomiast na obsza-rze położonym bardziej na północ, w Danii i Skanii, gdzie sedymentował paleocen i eocen z przerwą w tanecie.

Ruchy tektoniczne powodowały także tworzenie się silnych prądów morskich, które umożliwiły migrację ku północy form ciepłolubnych związanych z osiowymi stre-fami oceanu Tetydy. W ten sposób wpływy prowincji śródziemnomorskiej dotarły aż do środkowej i zachodniej Polski.

Należy stwierdzić, że między geosynkliną karpacką i południową Skandynawią (Danią i Skanią) istniał w paleo-cenie i eopaleo-cenie obszar, który nie podlegał subsydencji, a poszczególne transgresje paleocenu i eocenu pozostawiły osady silnie zróżnicowane facjalnie, o stosunkowo nie-znacznych miąższościach. Wytłumaczyć przeciwstawność obszarów Polski i Danii ze Skanią można najlepiej ewolucją aulakogenu duńsko-polskiego, który przecina te obszary z południowego wschodu na północny zachód, od geo-synkliny karpackiej wkraczając na tarczę bałtycką (6). Subsydencja, która w kredzie zachodziła w aulakogenie duńsko-polskim na południe od tarczy bałtyckiej, uległa przerwaniu, zastopowaniu, gdy teren ten został objęty inwersyjnymi ruchami laramijskimi. Natomiast na połud­ niowych peryferiach tarczy bałtyckiej, w Danii i Skanii, nie było inwersji i subsydencja trwała dalej, po czym zo-stała przerwana dopiero z końcem eocenu. Szczególnie silną subsydencję stwierdzono w osi aulakogenu, na te-renie wysp duńskich i w obrębie Jutlandii półnor..:nej, gdzie najpełniej są rozwinięte osady danu i gdzie pows1_:ały

naj-większe jego miąższości. Ruchy te na omówionych obsza-rach były oddźwiękiem pierwszej głównej fazy fałdowań, która ukształtowała Karpaty wewnętrzne.

Powstanie na tak wielką skalę megastruktury tekto-nicznej, jaką stanowi antyklinorium środkowopolskie, wią­ zane jest z ruchami wczesnolaramijskimi i to nie z ostat-nimi ich fazami. Dowodem tego jest obecność osadów

eocenu lądowego w Rogoźnie, w facji burowęglowej i eocenu w facji morskiej w Izbicy Kujawskiej. Oba te miej-sca występowania eocenu znajdują się na zniszczonej, sil-nie zerodowanej powierzchni antyklinorium, pozbawionym pokrywy kredowej.

W wyniku wspomnianej inwersji zarysowała się w Polsce po północno-wschodniej stronie antyklinorium środkowo­ polskiego wyraźna bruzda, wypełniona osadami danu i montu, o miąższościach stosunkowo dużych jak na te obszary, bo osiągających 90 m miąższości (7).

Przyczyny omawianego zrozmcowania między Danią

i Polską nie są jeszcze całkowicie wyjaśnione, jednakże

niewątpliwie wiążą się z charakterem tektonicznym podło­

ża. Teren inwersji laramijskiej to obszar położony na SW od tarczy bałtyckiej, czyli obszar pomiędzy wyniesioną

częścią platformy wschodnioeuropejskiej na północy a

geo-synkliną karpacką na południu. W Polsce niżowej ruchy

laramijskie sensu lato wiążą się wyraźnie z ruchami w geo-synklinie. Trzeba pamiętać, że owe ruchy laramijskie sensu lato były w geosynklinie Tetydy bardzo powszechne.

Wszędzie spowodowały daleko idące zmiany tektoniczne

oraz przerwy sedymentacyjne, jak np. w Bułgarii czy Rumunii, bądź zmiany charakteru osadów - jak chociażby

w polskich Karpatach. Wszystkie te zjawiska wiążące się

z poszczególnymi fazami orogenezy laramijskiej sięgały aż

do pogranicza eocenu środkowego i górnego, czyli do fazy prepirenejskiej.

Prócz ruchów tektonicznych, powszechne transgresje i regresje miały tu również swoje odbicie i charakter lito-logiczny osadów rozwinął się w wyniku nakładania się

lokalnych pionowych ruchów blokowych na powszechne zjawiska transgresji morskich. Na dzisiejszym etapie roz-poznania trudno jest rozróżnić rolę tych czy innych wpły­

wów w poszczególnych regionach. W każdym razie krzyżo­

wanie się tych wpływów dało w wyniku albo brak osadów czy też serie skrócone, bądź też lokalne serie o dużych

miąższościach.

Po powszechnej regresji jaka miała miejsce w Europie

Środkowej w najwyższej kredzie, obserwuje się brak

wielkich zalewów morskich w paleogenie, przy jednoczes-nym braku silnej subsydencji. Łączyło się to ze słabą

ruchliwością przedpola Tetydy w tym czasie i wpłynęło

w konsekwencji na istnienie słabo rozwiniętych, tylko

::.zczątkowo zachowanych osadów trzeciorzędowych -

pa-leogeńskich. Są to właściwie jedynie strzępy osadów.

Miało to miejsce w wyniku orogenez: laramijskiej,

prepire-nejskiej i pireprepire-nejskiej, które spowodowały usztywnienie przedpola Tetydy w środkowej Europie. Dopiero w neo-genie zjawiska te uległy częściowemu przełamaniu w wy-niku przemieszczania się osi geosynkliny karpackiej ku

północy, co spowodowało osadzenie się grubej serii

mors-kiej molassy wieku środkowo- i górnomioceńskiego na terenie południowej Polski, osiągającej kilka tysięcy me-trów miąższości.

Najmłodsze z ruchów tektonicznych paleogeńskich

-ruchy pirenejskie zaznaczyły się również na przedpolu geosynkliny, gdyż osady transgresji oligoceńskiej leżą na silnie zróżnicowanym podłożu, na kredzie lub różnych

ogniwach eocenu. W niektórych regionach, jak na przykład

w południowej Ukrainie, zaczynają się zlepieńcem

podsta-wowym (4). Dowodzi to, że po eocenie górnym nastąpiły

słabe ruchy blokowe połączone z erozją. Ruchy te były

zapewne słabsze od ruchów z pogranicza kredy i

trzecio-rzędu, lokalnie mogły im zapewne dorównywać. Były to

ostatnie w paleogenie silniejsze ruchy blokowe na obszarze platformy, pomiędzy tarczą bałtycką a geosynkliną

kar-packą.

Wyjątek, co do wspomnianych ostatnich blokowych

ruchów w trzeciorzędzie stanowiłyby może ruchy

tektonicz-ne górnomioceńskie, dzięki którym powstały zagłębienia

!VYPełnione osadami lądowymi w facji brunatnowęglowej.

Osady tej facji w niewielkim stopniu rozwinięte były na

Niżu Polskim już w eocenie, a nawet w górnym paleocenie.

Zdaniem E. Ciuka (3) obszar Polski północno-wschod­

niej (platforma prekambryjska) charakteryzuje się

znacz-nie słabszymi perspektywami eksploatacji złóż węgli

bru-590

natnych. Obszar ten był bardziej stabilny, a w konsek-wencji mniej sprzyjający warunkom genetycznym osa-dów fitogenicznych. Stabilność tę powodował występu­

jący tu niegłęboko fundament mas krystalicznych.

We-dług tego autora gorszą węglozasobność rejonu Polski

północno-wschodniej można także tłumaczyć nieco

odmien-nymi warunkami paleogeografiĆznymi panującymi w tym czasie, co spowodowało ponadto częściową redukcję pro-filu stratygraficznego neogenu.

LIETRATURA

1. Bet te n st a e d t F. - Paleogeographie des Nord-westdeutschen Tertiar mit besonderer Beri.ichsichtigung der Mikropalaontologie. Erdol und Tektonik in NW Deutschland. Amt f. Bodenforschung, Hannover-Celle,

1949.

2. Ciuk E. - Schematy biostratygraficzne paleogenu Polski poza Karpatami i zapadliskiem przedkarpackim. Biul. Inst. Geol. 1974 nr 285.

3. Ciuk E. - Stan rozpoznania złóż węgla brunatnego w Polsce, zabezpieczenie jego wydobycia i wykorzysta-nia do dwutysięcznego roku oraz kierunki dalszych

poszukiwań. Prz. Geol. 1978 nr 1 O.

4. Mes z ar os N. - Les mouvements de l'ecorse terrestre pendant l'Eocene en Europe Centrale et du Sud-Est. Coll. l'Eocene (1968) 3, BRGM, Paris, 1969. 5. O d r z y w o 1 s k a -B i e ń k o w a E. - O mikro-faunistycznej granicy eocenu i oligocenu na Kujawach. Kwart. Geol. 1966 nr 4.

6. Pożaryski W., Brochwicz-Lewiński W.

-O aulakogenie środkowopolskim. Kwart. Geol. 1979

nr 2.

7. P o ż a r y s k i W., P o ż a r y s k a K On the Danian and Lower Paleocene sediments in Poland. XXI Intern. Geol. Congress, Sess. Norden, Copen-hagen 1960.

8. R ie de 1 L. - Einige Fragen hinsichtlich des Alters und Aufdringens der Salzstockeschen. Schwelle. Jb. Reichsamt Bodenf. 63, Berlin 1944.

9. Sc ha d A. - Das Nordwestdeutschen Tertiar, Naturf. u. Medizin in Deutschland 1939-1946, 48

(Geol. u. Palaont.), Wiesbaden 1947.

10. Sc hu h F. - Beitrag zur Alttertiarstratigraphie Nordwestdeutschland, ausgehend von der Untersuchung einer fast geschlossenen Bohrkernfolge von i.iber 300 m, aus dem nordwertlichen Mecklemburg. Geol. Jh. B. 66, Hannover 1950.

11. S t i 11 e H. - Grundfragen der vergleichenden Tekto-nik. Berlin 1924.

SUMMARY

The paper deals with tectonic movements taking place in the Paleogene and their eff ects marked in the Polish Lowlands. The effects are shown to be hitherto under-estimated. It appears that they well explain several events in history of sedimentation in .this area, especially changes in facies, for explanation of which there were proposed numerous marine transgressions and regressions (see Betten-staedt 1949, Schuh 1950). The results of the movements are shown to be of marked importance. Tectonic unrest related to movements of the Pyrenean phase resulted in reactivation of salt structures. In Eocene sea, some shoals or even small islands begin to originate in places of rise

of such structures. The Laramie movements are respons-ible for origin of a marked hiatus at the Cretaceous-Tertiary boundary as well as a tectonic megastructure - Mid--Polish anticlinorium.

PE31-0ME

B cTaTbe on1r1caHb1 TeKTOHHYeCKHe ABH>KeH1r1R npo1r1cxo-ARLL.1He B naneoreHe Ili HX 3cpcpeKTbl BHAHbl Ha Tepp1r1Top1r11r1 nonbCKOlA HH3MeHHOCTH. /J,o CHX nop 3cpcpeKTbl 3THX ABH>KeHHlA 6blnlr1 HeAOOL.leHeHbl. 0Ka3anocb, YTO OHH xopowo BblJICHJHOT MHorne JIBneHHJI npoHCXOAfłlLIHe B HCTOpHH CeAHMeHTa1.11r11r1 B 3TOM palAoHe, a npe>t<,ll.e scero

lr13MeHeHHJI cpa1.11r11r1, Anfł BblJICHeHHJI KOTOpblX 6b1n npHHfłT

AO CHX nop PfłA MOpCKHX TpaHcrpecc1r11A Ili perpecc1r11A (5eTTeHwTeA, 1949 Ili Wyx, 1950). nocneACTBHJI 3Tlr1X AB1r1>1<eH1r1IA secbMa 3H<lY1r1TenbHb1e. TeKTOHlllYecKoe 6ecno-Ko!AcTs1r1e Bbl3HaHHOe ABlll>KeHlllJIMlll n1r1peHelACKOlA cpa3bl cTano np1r1Y1r1HolA AanbHelAwero noAHfłTfllfł coneBblX CTpyK-TYP· B MeCTax nOAHRTfllfł n1r1x cTpyKTYP 06pa3osan1r1cb MeCTHble MenKOBOAbfł 30!.leHOBOfO MOpR, a Aa>Ke Morn1r1

nOfłBHTbCfł He6onbWflle OCTposa. napaMflllACKflle ABlll>KeHfllfł

cTan1r1 np1r1Y1r1HolA 3HaY1r1TenbHoro npo6ena Ha rpaH1r11.1e Mena Ili TpeTHYHOfO nep1r10Aa, a TaK>Ke o6pa3oBaHlllJI TeKTO-HHYeCKOlA MeracTpyKTYPbl - 1.1eHTpanbHOnonbCKOfO aH-Tlr1Knlr1HOp111R.

TAMARA SIWEK

ZOGGN Geonafta

UKSZTALTOWANIE POWIERZCHNI

PSTREGO PIASKOWCA

I

JEGO

OD TEKTONIKI SOLNEJ W

POLSCE

UKD 551.8 :551.4 :551.761 (l - 197 .6)(084.3- 36)( 438 - 191.2) :551.247

+

W 1980 r. w Zakładzie Opracowań Geologicznych Gór-nictwa Naftowego Geonafta opracowano mapę

struktural-ną stropu środkowego pstrego piaskowca, obejmującą

obszar Polski środkowej i częściowo południowo-wsl:hod­

niej. Mapa ta wchodzi w zestaw map opracowywanych dla kilku poziomów geologicznych tej części Polski.

Omawiana mapa jest odwzorowaniem najgłębiej poło­

żonej powierzchni strukturalnej w kompleksie mezozoiku,

tym samym obrazuje liczniejsze procesy tektoniczne niż

w płytszych kompleksach. Interpretacja tej mapy pozwala

na rozszerzenie poglądu dotyczącego występowania zależ­

ności między tektoniką solną i podsolną a ukształtowaniem

powierzchni strukturalnej środkowego pstrego piaskowca.

Mapę sporządzono w skali 1 : 200 OOO, na podstawie

danych z otworów wiertniczych i sejsmiki. Otwory wiertni-cze, w liczbie ok. 180, są rozmieszczone bardzo nierówno-miernie; największe ich zagęszczenie przypada na obszar monokliny przedsudeckiej. Wykorzystane profile sejsmiczne z lat 1970-1980, miejscami nawet starsze, charakteryzują

się zróżnicowanym stopniem dokładności, wynikającym

z różnej metodyki prac, zróżnicowanych danych prędkościo­

wych i utrudnionej ich interpretacji w poszczególnych obszarach. To zróżnicowanie badań wyrażało się różnym

położeniem przewodniego poziomu sejsmicznego TP w

części środkowej i zachodniej obszaru badań (obejmującej

bruzdę centralną i część monokliny przedsudeckiej) w

sto-sunku do części wschodniej i południowo-wschodniej,

położonej na platformie prekambryjskiej. Wiąże się to

z występowaniem znacznych różnic w litofacji pstrego

piaskowca między tymi obszarami oraz regionalnymi zmia-nami miąższości, a nawet występowaniem luk stratygra-ficznych w górnych jego częściach na obszarze platformy,

zwłaszcza w jej południowo-wschodniej części. Na tym

obszarze poziom przewodni TP odpowiada przyspągowej

części wapienia muszlowego.

Na wielu obszarach nie wykonywano badań sejsmicz-nych albo wyniki istniejących nielicznych przekrojów są

bardzo niejednoznaczne. Z tych powodów dokładność

mapy jest ściśle związana z dokładnością badań sejsmicz-nych.

Najbardziej charakterystyczną cechą mapy jest nie-równomierne rozłożenie izolinii stropu środkowego pstrego piaskowca. N aj większe ich zagęszczenie występuje w części

środkowej, ciągnącej się pasem między linią Konin - Beł­

chatów na zachodzie i linią Toruń - Płock-Szwej ki na wschodzie. Wiąże się to z występowaniem na tym obszarze

zwiększonych głębokości, a także struktur solnych o

du-żych amplitudach. Najbardziej zaawansowane formy

tek-toniki solnej, miejscami przebijające się pod

powierzch-nią trzeciorzędową, układają się w mniej więcej równoległe

strefy: 1) Inowrocław-Góra -Kłodawa -Rogoźno -Ju-stynów i 2) Ciechocinek-Brześć Kujawski - Lubień - Ła­

nięta - Wojszyce - Jeżów. Amplituda tyGh struktur sięga

5-6 tys. m.

Po stronach zachodniej i wschodniej występują dalsze

ciągi struktur o mniejszych amplitudach. Są to: ciąg

Go-pło - Ponętów - Wartkowice- Lutomiersk po stronie

za-chodniej i ciąg Gostynina -Żychlina, którego przedłuże­ niem ku północy są struktury Popowo (Chełmca)-Po­

krzywno po stronie wschodniej. Ku południowt::mu '' ::i..:tiu-dowi przedłużeniem tego ciągu jest strefa Szwejki- Mo-gielnica.

Kolejny „brzeżny" ciąg struktur o znacznie zmniej-szonych amplitudach, tworzący jakby łańcuchy poduszek solnych, to na zachodzie m. in. struktury: Konina, Turka, Uniejowa, Bełchatowa; na wschodzie będą to podniesie-nia: Lipna, Kamionek, Wyszogrodu.

Jak wynika z wielu dotychczasowych opracowań, struk-tury solne układają się w ciągi związane głównie ze strefami dyslokacyjnymi, mającymi niewątpliwy wpływ na

subsy-dencję danych obszarów oraz na gwałtowny przyrost miąż­

szości osadów cechsztynu, triasu, a głównie jury i kredy

(2, 4-6, 13, 16, 25). Są to więc dyslokacje wgłębne, się­

gające podłoża permu. Linearny układ struktur solnych