Zachodni i po³udniowy zasiêg kratonu wschodnioeuropejskiego
W³odzimierz Mizerski* & Orest Stupka**
Western and southern extent of the East European Craton.Prz. Geol., 53: 1030–1039. S u m m a r y.The problem of the western and southern borders of the East European Platform is still subject to debate; different authors variously put this border on the geological maps of Europe. The deepness of the crystalline basement between the T–T zone and the Variscan orogen and within the so-called Scythian Platform makes recognizing the geotectonic structure of the area difficult. There are relatively few and small regions with rocks older than Mesozoic. There is no direct access to Precambrian strata over most of the area. Most structural informa-tion is provided by geophysical methods, but they do not allow to date the age of consolidated basement. The paleomagnetic studies of the area give equivocal results. Our analysis of avail-able materials from between the T–T zone and the Variscan orogen and the Scythian Platform suggests that the Precambrian Platform has a larger extent than it was generally assumed. The platform extends westwards even as far as the front of the Variscan orogen, and to the SW and S it may reach the Alpine folded structures.
Key words: East European Platform, geotectonics, Scythean Platform, Poland, Ukraine
Na mapach tektonicznych Europy zasiêg platformy wschodnioeuropejskiej przedstawiany by³ ró¿nie. By³o to spowodowane z jednej strony s³abym rozpoznaniem skon-solidowanego pod³o¿a, z drugiej zaœ — ró¿n¹ interpretacj¹ danych geologicznych i geofizycznych. Dotyczy to zarówno obszaru po³o¿onego na zachód od strefy Teyssey-re’a–Tornquista (T–T), jak i tzw. platformy scytyjskiej.
Na zdjêciach satelitarnych linia T–T zaznacza siê bar-dzo s³abo, barbar-dzo dobrze natomiast widoczna jest linia Warty (Szczecin–Poznañ–Miechów) oraz £aby. Do tego trzeba dodaæ, ¿e miêdzy lini¹ T–T a lini¹ £aby na zdjêciach widaæ „fakturê” charakterystyczn¹ dla fundamentu kratonu wschodnioeuropego, a ca³y ten obszar pociêty jest liczny-mi roz³amaliczny-mi wkraczaj¹cyliczny-mi na obszar starej platformy.
Na mapach tektonicznych Europy obszar Polski po³o¿ony miêdzy stref¹ T–T a czo³em orogenu waryscyj-skiego jest przedstawiany na ogó³ jako fragment platformy paleozoicznej. W ostatnim trzydziestoleciu dokonano znacznego postêpu w rozpoznaniu budowy geologicznej tego obszaru, przede wszystkim dziêki wierceniom i bada-niom geofizycznym (Dadlez, 1974, 1978; Marek & Zno-sko, 1974; Guterch i in., 1986, 1994, 1999; Guterch & Grad, 2000; Nawrocki, 1991, 1992, 1993a, 1993b, 1995; Lewandowski, 1994, 1995; Liszkowski i in., 1998; Po¿ary-ski & Nawrocki, 2000). Mimo to, interpretacje geologiczne dotycz¹ce ewolucji geotektonicznej tego obszaru (i jego fragmentów) oraz jego przynale¿noœci do okreœlonych, ró¿nowiekowych jednostek geotektonicznych znacznie siê od siebie ró¿ni¹, a czêsto bywaj¹ skrajnie ró¿ne (Znosko, 1974, 1984, 1986, 1992, 1999, 2001; Po¿aryski & Kotañski 1978; Karnkowski, 1980; Po¿aryski i in., 1980, 1992; Tom-czyk, 1980; Brochwicz-Lewiñski i in., 1981; Dadlez, 1982, 1987, 1990, 1994, 1997; Ziegler, 1982; Po¿aryski, 1990, 1991, 1997; Mizerski, 1988, 1995; Po¿aryski & Karn-kowski, 1992; Po¿aryski & Tomczyk, 1993; Moczyd³owska, 1993; Dadlez & Jaroszewski, 1994; Dad-lez i in., 1994; Lewandowski, 1993, 1994, 1995; G³azek, 1995; Nawrocki, 1995; Liszkowski i in., 1998; Kotañski & Mizerski, 2000, 2001; Mizerski & Skurek-Skurczyñska, 2000; Po¿aryski & Nawrocki, 2000; G³azek i in., 2000). Pogl¹d, ¿e prekambryjska platforma siêga poza strefê T–T
znajdujemy te¿ w pracach Królikowskiego i in. (1996) i Tomczyka (2000).
G³ówne rozbie¿noœci w pogl¹dach na budowê i ewo-lucjê geologiczn¹ obszaru po³o¿onego miêdzy stref¹ T–T a czo³em orogenu waryscyjskiego dotycz¹ wieku ostatecznej konsolidacji pod³o¿a, wieku deformacji tektonicznych i ich wp³ywu na konsolidacjê oraz pozycji geotektonicznej w przesz³oœci i obecnie. Jedni autorzy widz¹ tu obszar o konsolidacji kaledoñskiej (Po¿aryski, 1990, 1991, 1997; Znosko, 1992; Dadlez & Jaroszewski, 1994; Dadlez i in., 1994; Po¿aryski & Nawrocki, 2000); niektórzy z nich (Dadlez & Jaroszewski, 1994) wzd³u¿ strefy T–T umiejscowiaj¹ kaledoñsk¹ strefê subdukcji. Poparciem tej tezy mo¿e byæ interpretacja wyników badañ geofizycznych przeprowadzonych w czasie projektu POLONAISE’97 (Guterch i in., 1999). Inni autorzy s¹dz¹, ¿e wiek kon-solidacji pod³o¿a ró¿nych odcinków platformy wschodnio-europejskiej jest ró¿ny (Brochwicz-Lewiñski i in., 1981; Mizerski, 1988, 1995; Kotañski & Mizerski, 2000, 2001). Na mapie tektonicznej Polski Kotañskiego i Mizerskiego (2000, 2001) do prekambryjskiej platformy zaliczono rów-nie¿ przedpole od Pomorza po dyslokacjê œwiêtokrzysk¹. Problemy tektoniki zachodniego przedpola dyskutowa³ ju¿ pierwszy z autorów w jednej ze swych prac (Mizerski & Skurek-Skurczyñska, 2000). Nowych danych dostarczy³y te¿ badania przeprowadzone w ostatnich latach w ramach projektu „Paleozoiczna akrecja Polski” (Nawrocki & ¯elaŸniewicz, 2005).
Podobne, dyskusyjne problemy dotycz¹ te¿ ukraiñskie-go przedpola platformy wschodnioeuropejskiej (ryc. 1) i jej stosunku do tzw. platformy scytyjskiej.
Na temat wieku ruchów tektonicznych i konsolidacji pod³o¿a w obrêbie po³udniowo-zachodniego przedpola platformy wschodnioeuropejskiej, wypowiadane by³y pogl¹dy o ich bajkalskim, kaledoñskim b¹dŸ waryscyjskim wieku. Niemal do lat 60. ubieg³ego wieku s¹dzono, ¿e w pod³o¿u zapadliska przedkarpackiego znajduje siê œwiêto-krzysko-dobrudzki orogen waryscyjski, który mia³ byæ Ÿród³em materia³u okruchowego dla basenu karpackiego. Pogl¹d taki mia³y uzasadniaæ wyniki wierceñ Ugersko–6, 7, 8 i in. (ryc. 2). Wystêpuj¹ce w profilach tych otworów ska³y by³y silnie stektonizowane, ale ich wiek by³ staropa-leozoiczny. U podstawy nowej koncepcji le¿¹ rezultaty wiercenia Rawa Ruska–1 i Olesko–1, które zosta³y wykonane na terytorium starej platformy. O ile w wierceniu Olesko–1, le¿¹cym 80 km na wschód od zapadliska przed-karpackiego, pod pokryw¹ osadów mezozoicznych le¿¹ poziomo platformowe osady dewonu, syluru i kambru, to *Pañstwowy Instytut Geologiczny ul Rakowiecka 4,
00-975 Warszawa; wlodzimierz.mizerski@pgi.gov.pl
**Instytute of Geology and Geochemistry of Combustible Materials, Naukova 3e, 79053 Lviv, Ukraine
w wierceniu Rawa Ruska–1 (ryc. 2), po³o¿onym bli¿ej zapadliska, pod osadami jurajskimi le¿¹ silnie zdeformo-wane serie dolnodewoñsko-sylurskie. Te fakty pozwoli³y sformu³owaæ tezê o istnieniu w fundamencie obszaru plat-formowego za zachodzie Ukrainy kaledonidów, nasuniê-tych wzd³u¿ dyslokacji Rawy Ruskiej na brzeg starej platformy (Sandler & G³uszko, 1955). Analogiczny punkt widzenia dla po³udniowej Ukrainy i Mo³dawii (ryc. 1) przedstawi³ Gofsztejn (1957). PóŸniej struktura pale-ozoicznego przedpola platformy wschodnioeuropejskiej by³a przedstawiana jako pogrzebane megaantyklinorium, którego j¹dro zbudowane by³o z metamorficznych kom-pleksów prekambryjskich (masyw le¿ajski), a skrzyd³o pó³nocno-wschodnie — ze sfa³dowanych utworów dolno-paleozoicznych (Popow & G³uszko, 1962). Dalej na wschód po raz pierwszy stwierdzono wystêpowanie strefy fa³dów waryscyjskich paleozoicznego rowu lwowskiego. Niektórzy geolodzy (Wiszniakow i in., 1966), twierdzili, ¿e dla zachodniej czêœci rowu lwowskiego charakterystycz-ne s¹ linijcharakterystycz-ne struktury kompresyjcharakterystycz-ne, którym towarzysz¹ uskoki odwrócone i nasuniêcia, bêd¹ce strukturami wew-nêtrznej strefy rowu przedgórskiego waryscydów, powsta³ej na m³odszym pod³o¿u w porównaniu z s¹sia-duj¹cym przedpolem platformy wschodnioeuropejskiej. Chi¿niakow (1975), uwa¿aj¹c, ¿e „korzenie Karpat” s¹ wieku bajkalskiego, wypowiedzia³ pogl¹d o tym, ¿e wary-scyjskie fa³dy rowu lwowskiego nie s¹ analogami struktur Gór Œwiêtokrzyskich, a znajduj¹ swe przed³u¿enie w obrê-bie rowu lubelskiego. Staropaleozoiczn¹ strefê deformacji
Rawy Ruskiej paralelizowano z kaledoñskimi fa³dami wyniesienia radomsko-kraœnickiego. G³ówn¹ rolê ruchów kaledoñskich w formowaniu siê struktur fa³dowych przedpola platformy wschod-nioeuropejskiej, upatrywali te¿ Busz i in. (1973).
Dziêki okreœleniu wieku bezwzglêdnego ska³ obszaru przedkarpackiego Semenenko i in. (1965) wyró¿nili na skraju platformy wschodnioeuropej-skiej (wzd³u¿ uskoku Rawy Ruwschodnioeuropej-skiej) du¿¹ strefê galicyjskich ryfeidów i kaledonidów. ¯urawlew (1972) zaproponowa³, aby tê strefê nazywaæ anglo-galicyjsk¹ stref¹ ryfeidów. Tym samym, w sk³ad epibajkalskiego przedpola platformy wschod-nioeuropejskiej zosta³a w³¹czona ca³a po³udnio-wo-wschodnia ga³¹Ÿ kaledonidów Europy, Góry Œwiêtokrzyskie, obszar ukraiñskiego przedkarpacia i rów przeddobrudzki. Dikensztein i in. (1975) swój pogl¹d o bajkalskim wieku pod³o¿a tego obszaru opierali na tym, ¿e w strefie ci¹gn¹cej siê od Pomo-rza przez Ukrainê do Mo³dawii wystêpuje pas kale-donidów, oddzielony od waryscydów Europy œrodkowej bajkalskimi masywami (wiœlañskim i le¿ajskim).
Dzisiaj powszechnie uwa¿a siê, ¿e przy ukraiñskim skraju platformy wschodnioeuropejskiej znajduj¹ siê struktury bajkalskie, a na po³udniowym zachodzie wyró¿niæ mo¿na strefê epikaledoñskiej konsolidacji (strefa wczesnych kaledonidów Rawy Ruskiej i strefa kochanowska póŸnych kaledoni-dów), któr¹ uwa¿a siê za po³udniowo-wschodni¹ ga³¹Ÿ „œrodkowoeuropejskich kaledonidów” (Krupskij, 2001) — ryc. 2. Te dwa obszary to czêœci paleozoicznej platformy Europy Zachodniej i œrodkowej. Jej granicê z platform¹ wschodnioeuro-pejska prowadzi siê wzd³u¿ nasuniêcia Rade-chow–Rogatin. Jednak to tylko jeden z licznych wariantów przebiegu granicy starej platformy. Wszystkie warianty przedstawia ryc. 3. Ka¿dy z badaczy uwa¿a, ¿e jego wariant granicy stanowi przed³u¿enie strefy T–T. Przyczyn¹ takiej ró¿no-rodnoœci wariantów jest to, ¿e brak jest wypracowa-nych kryteriów, wed³ug których nale¿a³oby tê granicê poprowadziæ (Stupka, 1995). Jeœli przeana-lizowaæ za³o¿enia ka¿dego z wariantów, to zwraca uwagê fakt, ¿e z okreœlonej iloœci danych jednemu z nich (mo¿e to byæ strefa wysokich gradientów si³y ciê¿koœci lub strefa wyraŸnych anomalii grawimetrycznych, strefa nag³ej zmiany cech pola magnetycznego lub skokowe obni¿enie siê powierzchni fundamentu, silne zdyslokowanie pokry-wy osadowej lub zmiany facjalne w jej obrêbie i in.) przy-daje siê zasadnicze znaczenie dla okreœlenia pozycji granicznego roz³amu, a inne dane traktowane s¹ jako uzu-pe³nienie g³ównego argumentu. Nowe wyniki badañ geolo-gicznych i geofizycznych nie zmieniaj¹ radykalnie sytuacji. Przeciwnie, zaostrzaj¹ one dyskusjê o tym czy innym wariancie, lub te¿ s¹ przyczyn¹ pojawiania siê nowych wariantów.
Pogl¹dy, ¿e po³udniowy odcinek granicy platformy wschodnioeuropejskiej w regionie czarnomorskim jest obramowany m³od¹ stref¹ fa³dow¹, pojawi³y siê jeszcze na prze³omie XIX i XX w. Do 1955 r. ten fragment skorupy ziemskiej uwa¿any by³ za pogrzeban¹ waryscyjsk¹ strefê fa³dow¹. Jednak obszary kaledoñskiej konsolidacji nie zosta³y wyró¿nione ani w rejonie Morza Czarnego, ani na obszarze przedkaukaskim, ani na Kaukazie. Muratow (1955) zaliczy³ ten obszar do m³odych platform i nazwa³ j¹ platform¹ scytyjsk¹. Jednak w swych pracach póŸniejszych (Muratow, 1969, 1981) autor ten zmieni³ swój pogl¹d i zacz¹³ uwa¿aæ fundament platformy scytyjskiej za relikt kontynentalnej skorupy wieku bajkalskiego, która „przy-ros³a” do po³udniowego skraju platformy
wschodnioeuro-J S
obszar fa³dowañ prekambryjskich area of the Precambrian deformations obszar deformacji staropaleozoicznych area of the Early Paleozoic deformations obszar deformacji staropaleozoicznych i m³odszych area of the Early Paleozoic and younger deformations miejsca gdzie jura le¿y p³asko na sfa³dowanym sylurze górnym area where Jurassic deposits lie on folded Upper Silurian rocks Uhorod Ternopil’ Èernivce Chmel’nyc’kyj L’viv Chisinãu Odessa Galati Vinnycja Drohobyè Ivano-Frankivs’k Dnister Dunaj 0 100km K A R P A T Y P L A T F O R M A W S C H O D N I O E U R O P E J S K A E A S T E U R O P E A N P L A T F O R M C A R P A T H IA N S DOBRUD¯A DOBRUGEA J S J S J S J S J S
Ryc. 1. Wiek deformacji na po³udniowo-zachodnim przedpolu platformy wschodnioeuropejskiej (wg Gofsteina, 1957 — zmodyfikowany)
Fig. 1. The age of the tectonic deformations on the south–western foreland of the East European Platform (Gofsztein, 1957 — modified)
pejskiej. Kompleksy paleozoiczne le¿¹ce na bajkalskim pod³o¿u odniós³ Muratow (1981) do dolnego piêtra pokry-wy platformowej. Ten punkt widzenia przyjmowany jest i dzisiaj. Na szkicach tektonicznych obszar platformy scy-tyjskiej ma postaæ pasa ci¹gn¹cego siê wzd³u¿ po³udniowe-go skraju platformy prekambryjskiej, od Odessy do zachodnich wybrze¿y Morza Kaspijskiego. Jednak w mia-rê przybywania nowych danych wiertniczych i geofizycz-nych, utrzymanie tego pogl¹du stawa³o siê coraz trudniejsze. Narasta³a tendencja do rozszerzania zakresu cech, które le¿a³y u podstawy wydzielania m³odych plat-form jako samodzielnych jednostek skorupy ziemskiej, a platformy scytyjskiej w szczególnoœci. Pojawi³o siê ponad dziesiêæ definicji pojêcia „m³oda platforma”, co jeszcze bardziej skomplikowa³o sytuacjê.
Nierozwi¹zany zosta³ problem kontaktu platformy scy-tyjskiej z platform¹ wschodnioeuropejsk¹. Tradycyjnie
uwa¿a siê, ¿e jest to g³êboki, stro-my roz³am zakorzeniony w gór-nym p³aszczu Ziemi. Istniej¹ jednak powa¿ne rozbie¿noœci odnoœnie przebiegu tej granicy (ryc. 4). Przyczyny tej rozbie¿no-œci wynikaj¹ z tego, ¿e granica ta by³a wyznaczana w czêœci zachodniej regionu. Pojawi³a siê przy tym swoista tendencja: naj-pierw wyznacza siê po³udniow¹ granice platformy wschodnioeu-ropejskiej, a nastêpnie le¿¹ce na po³udniu terytorium zalicza siê do platformy scytyjskiej. W ka¿dym z tych wariantów uwa¿a³o siê za naturalne, ¿e ten roz³am dzieli ró¿ne pod wzglêdem wieku, historii geologicznego rozwoju i struktury jednostki geotektonicz-ne. W rezultacie, szerokoœæ plat-formy scytyjskiej w ró¿nych interpretacjach by³a zmienna. Innymi s³owy, jej tektoniczna historia i rozmiary okreœlone by³y nie ewolucj¹ tego fragmentu skorupy ziemskiej, nie odpo-wiednimi kompleksami osa-dowo-diastroficznymi, a by³a uza-le¿niona tylko od po³o¿enia
prekambryjski fundament platformy wschodnioeuropejskiej pod pokryw¹ osadow¹ Precambrian basement of the East European Platform under cover of sedimentary rocks
obszary o przypuszczalnym pod³o¿u bajkalskim areas of probably Baikalian basement obszary o przypuszczalnym pod³o¿u kaledoñskim areas of probably Caledonian basement obszary o pod³o¿u waryscyjsko-kimeryjskim areas of probably Variscan basement obszary fa³dowañ alpejskich areas of the Alpine orogen
0 100km tarcza ukraiñska Ukraine shield uskoki fault nasuniêcia overthrust roztoczañska strefa bajkalidów Roztocze Baicalides
strefa Rawy Ruskiej i Kochanowa
Rawa Ruska and Kochanów Zone
masyw le¿ajski Le¿ajsk massif nasuniêcie karpackie Carpathian overthrust 6 5 1 2 4 3 Morze Czarne Black Sea 1 2 3 4 5 6 7 8 910 11 12 13 1 otwór wiertniczy borehole Dnipro Boh Dniester Bug Styr Teter iv Sluch Prut Dunaj Tisza KIJIV Odessa Mykolajiv Luc’k Rivne Chisinãu Vinnycja Uhorod Ternopil’ Èernivce Chmel’nyc’kyj L’viv 15 14 Krasnoi¾s’k Baimaclia Tarutyne K A R P A T Y C A R P A T H IA N S L’viv Èernivice Iwano-Frankivs’k 1 2 3 4 5 6 7 8 9 Bug Prut Dnister 0 50km P L A T F O R M A W S C H O D N I O E U R O P E J S K A E A S T E U R O P E A N P L A T F O R M Zbruch Rawa Ruska
Ryc. 3. Warianty przebiegu po³udniowo-zachodniej krawêdzi platformy wschodnioeuropejskiej na obszarze Ukrainy (wg Stupki, 1995, zmodyfikowany); Uskoki: 1 — W³odzimierza Wo³yñskiego, 2 — Usti³ugski, 3 — Radziechów–Rogatin, 4 — Be³z–Ba³uczin, 5 — krakowiecki, 6 — Rawy Ruskiej, 7 — przedkarpacki, 8 — wiktorowski, 9 — biere¿añski
Fig. 3. Variants of the south-western border of the East European Platform in the Ukraine (after Stupka, 1995 — modified); Faults: 1 — Volodymyr–Volynsky, 2 — Ustilug, 3 — Radechiv–Rogatin, 4 — Belz–Baluèin, 5 — Krakowiec, 6 — Rawa Ruska, 7 — Fore–Carpathian, 8 — Viktorovsk, 9 — Biereansk
Ryc. 2. Szkic tektoniczny fundamentu po³udniowo-zachodniej czêœci platformy wschodnioeuropejskiej i jej przedpola na Ukrainie i w Mo³dawii (wg Kurpskiego, 2001 — zmodyfikowa-ny). 1–6 — g³ówne uskoki: 1 — odeski, 2 — bia³ocerkiewski, 3 — teterewski, 4 — ³ucki, 5 — W³odzimierza Wo³yñskiego, 6 — podolski; rójk¹ty oznaczaj¹ otwory wiertnicze cytowane w tekœcie: 1 — Rawa Ruska–1; 2 — Olesko–1; 3, 4 — Der¿iv–1 i Der¿iv–3; 5, 6, 7 — Ugersko–6, Ugersko–7 i Ugersko-9; 8 — Ivano–Frankowsk–1; 9, 10 — Kaminna–16 i Kaminna–15; 11 — £opuszna–1; 12 — Sarata–4; 13 — Ba³abanovka–1, 14 — Morska –1, 15 — Trostianets–14
Fig. 2. Tectonic sketch of the south–western part of the East–European Platform in Ukraine and Moldova (after Krupski, 2001 — modified). 1–6 — main faults: 1 — Odessa, 2 — Bela Cerkev, 3 — Teteriv, 4 — Luc’ — , 5 — Volodymyr–Volynsky, 6 — Podolia. Triangle — boreholes discussed in the text: 1 — Rawa Ruska–1; 2 — Olesko–1; 3, 4 — Deriv–1 i Deriv–3; 5, 6, 7 — Ugersko–6, Ugersko–7 i Ugersko–9; 8 — Ivano–Frankiv-s’k–1; 9, 10 — Kaminna–16 i Kaminna–15; 11 — £opuszna–1; 12 — Sarata–4; 13 — Balabanovka–1, 14 — Morska –1, 15 — Trostianets–14
po³udniowej granicy platformy wschodnioeuropejskiej. Na niektórych mapach platforma scytyjska ma kszta³t bardzo w¹skiego pasa. Ju¿ tylko to sprawia, ¿e zaliczenie tego fragmentu do kategorii platform staje siê bardzo w¹tpliwe.
Wiek konsolidacji pod³o¿a miêdzy stref¹ T–T a czo³em orogenu waryscyjskiego
Miêdzy stref¹ T–T a czo³em orogenu waryscyjskiego znajduj¹ siê cztery wielkie bloki, uwa¿ane przez niektó-rych za terrany. Bloki te zosta³y wyró¿nione przede wszystkim na podstawie ró¿nic w profilach litologicz-no-stratygraficznych i wieku deformacji tektonicznych. S¹ to: blok pomorski, blok radomsko-³ysogórski, blok ma³opolski (ograniczony od pó³nocy dyslokacj¹ œwiêto-krzysk¹ i rowem Kleszczowa) i blok górnoœl¹ski, oddzielo-ny od bloku ma³opolskiego roz³amem Kraków–Lubliniec. Rozcz³onkowanie tego obszaru na bloki zosta³o udowod-nione ju¿ wczeœniej badaniami geofizycznymi (Guterch i in., 1986). Istniej¹ jednak rozbie¿noœci, co do granicy miê-dzy blokiem radomsko-³ysogórskim a blokiem pomor-skim. Na mapie tektonicznej Polski w epoce waryscyjskiej (Po¿aryski & Karnkowski, 1992) granica ta ma przebieg niemal równole¿nikowy i przebiega nieco na pó³noc od Warszawy. Natomiast na mapie tektonicznej Kotañskiego i Mizerskiego (2000) granica przebiega du¿o bardziej na po³udnie wzd³u¿ uskoku Kocka o przebiegu NE–SW. Tak te¿ granica ta zosta³a przyjêta w niniejszej pracy. Nie mo¿na wykluczyæ, ¿e tak rozumiany blok pomorski podzielony jest na dwa mniejsze elementy, ale to wyma-ga³oby szczegó³owych badañ.
W tym miejscu trzeba powiedzieæ, co mo¿e doprowa-dziæ do usztywnienia i konsolidacji pod³o¿a. Doprowadoprowa-dziæ mog¹ albo intensywne ruchy fa³dowe po³¹czone z meta-morfizmem ska³, albo silny magmatyzm, albo wszystkie te trzy procesy naraz. Pisz¹c o pod³o¿u skonsolidowanym bêdziemy mieli wiêc na uwadze obecnoœæ w nim z³o¿onych struktur fa³dowych, ska³ metamorficznych i magmowych.
Blok pomorski ma przebieg NW–SE, siêgaj¹c na po³udniowym wschodzie do uskoku Kocka, na po³udniu — rowu Kleszczowa. Informacje na temat wieku konsolidacji bloku pomorskiego s¹ bardzo sk¹pe, gdy¿ ¿adne wiercenie nie dotar³o do ska³ pod³o¿a — najstarszymi przewiercony-mi ska³aprzewiercony-mi w obrêbie tego bloku s¹ ska³y ordowiku Pomo-rza (Dadlez, 1978). Brochwicz-Lewiñski i in. (1981)
stwierdzili, ¿e konsolidacja pod³o¿a bloku pomorskiego jest przedkadomska. Taki te¿ wiek konsolidacji tego bloku (nie ma ¿adnych dowo-dów na konsolidacjê m³odszego wieku) przed-stawiony zosta³ na tektonicznej mapie Polski (Kotañski & Mizerski, 2000, 2001).
Problem wieku konsolidacji ska³ bloku radomsko-³ysogórskiego jest problemem otwar-tym, gdy¿ na obszarze tego bloku nie nawierco-no ska³ pod³o¿a. Trzeba jednak stwierdziæ, ¿e deformacje ska³ osadowych s¹ tu stosunkowo s³abe. S¹ to deformacje waryscyjskie, którym nie towarzyszy magmatyzm czy metamorfizm. W czasie ich trwania nie dosz³o do powstania orogenu. Wydaje siê, ¿e wiek kosolidacji pod³o¿a mo¿na tu okreœliæ jako przedkadomski, podobnie jak w przypadku bloku pomorskiego. Wiek konsolidacji pod³o¿a w obrêbie bloku ma³opolskiego nie jest równie¿ dotychczas pew-ny. Nie do koñca jednoznaczny jest bowiem wiek i intensywnoœæ ruchów tektonicznych w obrêbie tego bloku. Wydaje siê, ¿e najintensyw-niejsze ruchy fa³dowe zachodzi³y tu w czasie ruchów m³odokadomskich, na granicy kambru i ordowiku (Mizerski, 1995, 1998, 2000). Ruchy kaledoñskie i waryscyjskie nie by³y ruchami orogenicznymi (G³azek i in., 1981; G³azek, 1995; Mizerski, 1996, 1998, 2000). Mo¿na by by³o przyj¹æ zatem, ¿e wiek konsolidacji bloku jest m³odokadomski. Taki te¿ wiek zosta³ przedstawiony przez Kotañskiego i Mizerskiego (2000).
Trzeba jednak stwierdziæ, ¿e pogl¹d ten by³ chyba przedwczesny. Ska³y kambru s¹ sfa³dowane, jednak nie wykazuj¹ oznak metamorfizmu, brak te¿ objawów magma-tyzmu. Jednoczeœnie ska³y te bior¹ równie¿ udzia³ w defor-macjach fa³dowych m³odszych — waryscyjskich. Wynika³oby z tego, ¿e ska³y kambru nie by³y dostatecznie usztywnione, by mo¿na by³o je okreœliæ jako skonsolido-wane. W tej sytuacji wypowiedziany wczeœniej pogl¹d o m³odokadomskiej konsolidacji tego bloku jest co najmniej dyskusyjny i równie dobrze mo¿na by by³o uznaæ wiek konsolidacji bloku jako przedkadomski.
Wiek konsolidacji pod³o¿a w obrêbie bloku górno-œl¹skiego jest na pewno przedkadomski, a charakterystyka petrograficzna buduj¹cych go ska³ zbli¿a go bardzo do ska³ pod³o¿a platformy wschodnioeuropejskiej. Jest to jedyny blok przedpola platformy wschodnioeuropejskiej, który mo¿e byæ uznany z du¿¹ pewnoœci¹ za terran.
Deformacje tektoniczne w obrêbie utworów paleozoicznych œwiêtokrzyskiego odcinka zachodniego przedpola platformy wschodnioeuropejskiej
Ska³y paleozoiczne przedpola platformy wschodnioeu-ropejskiej s¹ zdeformowane z ró¿n¹ intensywnoœci¹ a wiek deformacji tektonicznych jest ró¿ny. Autorzy uwa¿aj¹, ¿e najwa¿niejsze znaczenie dla rozstrzygniêcia problemów tektoniki paleozoiku przedpola platformy wschodnioeuro-pejskiej maj¹ istniej¹ce ods³oniêcia i ¿e interpretacja stylu strukturalnego i ewolucji tektonicznej obszaru musi byæ przede wszystkim zgodna z obserwacjami w ods³oniêciach i zgodna z rezultatami wierceñ. Obszarem, gdzie ods³aniaj¹ siê ska³y paleozoiku w s¹siedztwie obecnej granicy platfor-my wschodnioeuropejskiej s¹ Góry Œwiêtokrzyskie.
Góry Œwiêtokrzyskie po³o¿one s¹ na dwóch blokach skorupy ziemskiej — ³ysogórsko-radomskim (pó³noc-nym) i ma³opolskim (po³udniowym). Oba bloki ró¿ni¹ siê nie tylko mi¹¿szoœci¹ skorupy, ale i ró¿nym wiekiem pale-ozoicznych deformacji tektonicznych. Znajduje to
Prut Dniestr Dniepr Boh Morze Czarne Black Sea Odessa 0 50 100km
Ryc. 4. Warianty przebiegu po³udniowej granicy platformy wschodnioeuropejskiej wed³ug ró¿nych autorów (wg Stupki, 1995 niepublikowane — zmodyfikowany) Fig. 4. Wariants of the south border of the East European Platform after different authors (after Stupka, 1995, unpublished — modified)
odzwierciedlenie w podziale na piêtra i kompleksy struktu-ralne.
Wieloletnie badania paleozoiku œwiêtokrzyskiego, zapocz¹tkowane ju¿ pod koniec XIX wieku pozwalaj¹ na wyró¿nienie w obrêbie utworów paleozoicznych bloku ³ysogórsko-radomskiego dwóch piêter strukturalnych: waryscyjskiego (obejmuj¹cego utwory od kambru œrodko-wego do dewonu górnego) i laramijskiego (perm). Piêtro waryscyjskie, na podstawie wystêpuj¹cych w profilu luk, mo¿na podzieliæ na dwa lub trzy kompleksy strukturalne: starokaledoñski (m³odokadomski?), m³odokaledoñski i waryscyjski. W obrêbie bloku ma³opolskiego wyró¿niæ mo¿na natomiast, na podstawie niezgodnoœci k¹towych w profilu, a¿ cztery piêtra strukturalne: starokaledoñskie (m³odokadomskie?) obejmuj¹ce kambr, m³odokaledoñskie (ordowik i sylur), waryscyjskie (dewon–karbon dolny) i laramijskie (perm). Istniej¹, co prawda pogl¹dy, o znacz¹cej roli ruchów kaledoñskich w bloku radom-sko-³ysogórskim (Dadlez i in., 1994; 1994; Znosko, 1974, 1984, 1994), przecz¹ im jednak wyniki badañ struktural-nych (Mizerski, 1998).
Ewolucja strukturalna obszaru œwiêtokrzyskiego prze-biega³a w ró¿ny sposób w obrêbie obu bloków a¿ do karbo-nu, gdy nast¹pi³y ruchy tektoniczne g³ównej fazy orogenezy waryscyjskiej (sudecka?, kruszcogórska?).
Dyskusje dotycz¹ce roli ruchów kaledoñskich i wary-scyjskich w tektogenezie paleozoiku œwiêtokrzyskiego trwaj¹, jednak istniej¹ce realnie fakty geologiczne œwiadcz¹ o tym, ¿e g³ówn¹ rolê w formowaniu struktury paleozoiku œwiêtokrzyskiego odegra³y ruchy waryscyj-skie. Przemawiaj¹ za tym argumenty przedstawione w poprzednich pracach Mizerskiego (1991, 1998, 2004). Styl strukturalny utworów paleozoiku Gór Œwiêtokrzyskich zosta³ ukszta³towany pod zasadniczym wp³ywem ruchów waryscyjskich, które dzia³a³y po wczesnym karbonie, styl deformacji by³ zaœ uzale¿niony g³ównie od litologii ska³, z których zbudowane s¹ poszczególne jednostki.
Rola ruchów kaledoñskich by³a zró¿nicowana. Na obszarze bloku ³ysogórsko-radomskiego by³y to wy³¹cznie ruchy pionowe, z którymi nie zwi¹zane by³y ¿adne defor-macje tektoniczne. Ruchy te dzia³a³y z ca³¹ pewnoœci¹ na obszarze bloku ma³opolskiego, lecz ich intensywnoœæ by³a zró¿nicowana.
Porównanie podobnych litologicznie ska³ kambru i syluru bloku ma³opolskiego pozwala na stwierdzenie, ¿e ska³y kambryjskie wykazuj¹ siê o wiele silniejszym stop-niem zaanga¿owania tektonicznego w porównaniu ze ska³ami syluru. Równie¿ i niezgodnoœci k¹towe miêdzy kambrem a ordowikiem s¹ znacznie wiêksze ni¿ niezgod-noœci miêdzy sylurem a dewonem. Mo¿e to sugerowaæ, ¿e ruchy starokaledoñskie by³y silniejsze ni¿ ruchy m³odoka-ledoñskie.
Autorzy nie neguj¹ istnienia fa³dowych struktur m³odokaledoñskich (por. Znosko, 1994, 2000). Ich istnie-nie mo¿na jednak ³atwo wyt³umaczyæ zró¿nicowanymi ruchami blokowymi. Podobnie jak G³azek i in. (1981) autorzy s¹ zdania, ¿e ruchy m³odokaledoñskie odzwiercie-dli³y siê g³ównie w postaci deformacji nieci¹g³ych i ci¹g³ych struktur szerokopromiennych.
Analiza strukturalna utworów paleozoiku Gór Œwiêto-krzyskich œwiadczy tym, ¿e najwiêksz¹ rolê w formowaniu struktury tych ska³ mia³y ruchy waryscyjskie (Mizerski, 1995, 1996, 1998). W œwietle tej analizy przypisywanie wiod¹cej roli ruchom m³odokaledoñskim nie znajduje wystarczaj¹cego potwierdzenia.
Z dotychczasowych wyników badañ geologicznych i geofizycznych (paleomagnetycznych) mo¿na by³o wnio-skowaæ, ¿e blok ³ysogórsko-radomski by³ w starszym pale-ozoiku stabilnym elementem skorupy ziemskiej, blok
ma³opolski zaœ móg³ byæ terranem, przesuwaj¹cym siê wzd³u¿ pasywnej krawêdzi kontynentu Baltica z SE ku NW. Ostatnie wyniki badañ petrograficznych (Jaworowski & Sikorska, 2004) zmuszaj¹ jednak do rewizji tego pogl¹du.
Mizerski (1988, 2004) przedstawi³ pogl¹d, ¿e obszar œwiêtokrzyski le¿a³ w paleozoiku na rozcz³onkowanym, obni¿onym skraju platformy wschodnioeuropejskiej. Œwiadczy³ o tym podobny typ sedymentacji na obszarze po³o¿onym obecnie na wschód i zachód od strefy T–T. Taka pozycja geotektoniczna obszaru sprawia³a, ¿e struk-tury tektoniczne paleozoiku œwiêtokrzyskiego nie mog³y byæ typu orogenicznego, zarówno w czasie ruchów kaledo-ñskich, jak i waryscyjskich, które autor uzna³ za najwa-¿niejsze w tektogenezie obszaru.
Wyniki ostatnich badañ sedymentologiczno-petrogra-ficznych (Jaworowski & Sikorska, 2004) w ca³oœci potwierdzaj¹ wczeœniejszy pogl¹d autora. Wyniki badañ œwiadcz¹ o tym, ¿e w kambrze obszar œwiêtokrzyski po³o¿ony by³ na pasywnym skraju kontynentu Baltica. Oznacza to, ¿e tezê o terranowym pochodzeniu bloków ³ysogórsko-radomskiego i ma³opolskiego nale¿y odrzuciæ.
Nale¿y przyj¹æ, ¿e dzisiejsza, po³udniowo-zachodnia granica platformy wschodnioeuropejskiej nie jest krawê-dzi¹ kontynentu Baltica, która siêga³a dalej na zachód, ci¹gn¹c siê co najmniej do strefy czo³owego nasuniêcia waryscydów europejskich. Obszar œwiêtokrzyskich le¿a³ w ruchliwej, brze¿nej strefie kratonu, które w literaturze zosta³y nazwane strefami epikratonicznymi. Strefy takie cechuj¹ siê ruchliwoœci¹ oraz pojawianiem siê deformacji tektonicznych w historii ich rozwoju. To pozwala wyjaœniæ obecnoœæ z³o¿onych deformacji tektonicznych zarówno kaledoñskich, jak i waryscyjskich, wystêpuj¹cych daleko na przedpolu orogenów.
Powstanie waryscyjskich struktur tektonicznych obszaru œwiêtokrzyskiego wi¹zaæ mo¿na, na podstawie analogii z procesami kolizyjnego rozwoju tektogenu alpej-sko-karpackiego z naprê¿eniami wywo³anymi procesami rozwoju orogenu sudeckiego, przenoszonymi w g³¹b jego przedpola. Deformacje zwi¹zane z takimi naprê¿eniami mog¹ wystêpowaæ w odleg³oœci nawet 1000 km od frontu orogenu (Ziegler i in., 1995). Uwzglêdniaj¹c takt, ¿e pale-ozoik œwiêtokrzyski po³o¿ony jest w bezpoœrednim s¹siedztwie frontu orogenu waryscyjskiego, wniosek ten mo¿na uznaæ za bardzo prawdopodobny.
Problem deformacji paleoproterozoicznych oraz dolno- i œrodkowopaleozoicznych struktur na
ukraiñskim przedpolu platformy wschodnioeuropejskiej
W budowie „masywów o konsolidacji bajkalskiej” bie-rze udzia³ kompleks zielonych ³upków paleoproterozoiku, który na Ukrainie zosta³ stwierdzony na obszarze przed-karpackim ponad 20 wierceniami m.in. w rejonie miejsco-woœci Khodovychi, Mostys'ka, Sokolia (Burow i in., 1974, 1980), w œrodkowo-zachodniej czêœci Morza Czarnego, na nizinnej czêœci Krymu, w zachodniej i w œrodkowej czêœci obszaru przedkaukaskiego (Lebiedienko i in., 1980; Stup-ka, 1986, 1993).
W sk³ad kompleksu wchodz¹ ró¿nego rodzaju ³upki: chlorytowo-serycytowe, muskowitowe, albitowo-chlory-towe, kwarcowo-chloryalbitowo-chlory-towe, chlorytowo-kwarcowo-kar-bonatytowe, chlorytowo-aktynolitowo-serpentynitowe i in. W wiêkszoœci przypadków ³upki te powstawa³y one ze ska³ piaskowcowo-³upkowo-wêglanowych, a czasem — ze ska³ wulkanogenicznych o sk³adzie zasadowym i obojêt-nym. Spotyka siê tak¿e fyllity, piaskowce kwarcowe i sza-rog³azowe, przewarstwienia zlepieñców, ska³y krzemionkowe, a w niewielkiej iloœci bardzo cienkie
prze-warstwienia tufitów zawieraj¹cych zasadowy materia³ piroklastyczny. Wœród ska³ intruzywnych, których wiek prekambryjski nie jest udowodniony, znane s¹ cia³a gabro-wo-diabazowe, ¿y³y diabazów, dajki kersantytów i porfiry-tów diabazowych. Charakterystyczna jest nieobecnoœæ utworów magmowych i produktów regionalnej granityza-cji: albo nieco wczeœniejszej plagiogranityzacji, albo nieco póŸniejszej — mikroklinizacji. Mi¹¿szoœæ tych utworów ocenia siê na podstawie danych geofizycznych na 5–7 km. Stopieñ metamorfizmu jest generalnie s³aby i nie przekra-cza pocz¹tkowych stopni facji zieleñcowej. Kompleks zie-lonych ³upków jest bardzo jednorodny na znacznej rozci¹g³oœci. Ten mi¹¿szy, niemal pozbawiony ska³ wulka-nicznych kompleks ska³ charakteryzuje siê doskona³e widocznym, rytmicznym wystêpowaniem piaskowców i ³upków ilastych. Dobrze widoczna jest rytmicznoœæ zarów-no w makro- jak i mikroskali, warstwowanie frakcjonalne ze stopniowym zmniejszaniem siê rozmiarów ziaren ku górze; widoczne jest warstwowanie skoœne i hieroglify mechaniczne. Taka budowa wewnêtrzna profilu, z dobrze wyra¿onymi teksturami gradacyjnymi jest charaktery-styczna dla sedymentacji turbidytowej, zachodz¹cej na obszarze zewnêtrznego szelfu i stoku kontynentalnym. Utwory te dokumentuj¹ strefê, bêd¹c¹ paleoanalogiem wspó³czesnych pasywnych peryferii oceanicznych. Od tej wyd³u¿onej, szelfowej strefy rozpoczyna³a siê oceaniczna struktura — Prototetyda, której pó³nocny skraj dokumen-tuje kompleks zielonych ³upków.
Ska³y kompleksu s¹ intensywnie zdeformowane i ujête w strome fa³dy o nachyleniu skrzyde³ od 60 do 90o
, z³upko-wacone, skliwa¿owane i pociête szczelinami (które wype³nione s¹ mineralizacj¹ wêglanowo-kwarcow¹, z mnó-stwem luster tektonicznych) i przejawami mylonityzacji. Miejscami, np. na zachodnim przedkaukaziu, ska³y s¹ silnie rozkruszone i zbrekcjowane. Ich struktura zosta³a poddana dalszej komplikacji w czasie aktywizacji waryscyjskiej.
Obszaru wystêpowania zielonych ³upków nie mo¿na zatem uwa¿aæ za szcz¹tek hipotetycznej „szerokiej strefy fa³dowej bajkalidów, która powsta³a na ca³ym obszarze miêdzy kontynentem wschodnioeuropejskim a kontynen-tem afrykañskim” (Muratow, 1969, 1981), ani za „obszar wczesnobajkalskiego spojenia ze star¹ platform¹” (Garec-ki, 1981), który jakoby narasta³ stopniowo. To strefa tekto-nicznego nagromadzenia ska³ kontynentalnych peryferii, utworzona na archaiczno-paleoproterozoicznym funda-mencie, który stanowi³ jedn¹ ca³oœæ z fundamentem plat-formy wschodnioeuropejskiej (Stupka, 1986, 1993, 2004).
Osady dolnego paleozoiku zosta³y stwierdzone wierce-niami bezpoœrednio pod utworami jurajskimi w formie dwóch, wyraŸnie wyró¿niaj¹cych siê stref (ryc. 2) o kie-runku NW–SE (Rizun & Senkowski, 1973; Szulga, 1972).
Pierwsza z nich, o szerokoœci do 25 km, od po³udnio-wego-zachodu jest ograniczona nasuniêciem
krakowiec-kim i zbudowana z serii czarnych, wêglanowych mu³owców z czêstymi przewarstwieniami piaskowców kwarcytycznych, których s¹ uwa¿ane umownie za kam-bryjskie (Szulga, 1972). Niewykluczone, ¿e w wielu
rejo-nach mog¹ one nale¿eæ te¿ do najwy¿szego
neoproterozoiku, poniewa¿ zarówno zespó³ wystêpuj¹cych w nich mikroskamienia³oœci, jak i ich litologia s¹ bardzo podobne do utworów najwy¿szego prekambru. Ska³y s¹ silnie sfa³dowane (upady warstw od 10–20o
w dolnej czêœci profilu do 60–90o
— w górnej), pociête licznymi spêkania-mi zspêkania-mineralizowanyspêkania-mi kwarcem, anhydrytem i kalcytem, a miejscami silnie zbrekcjowane (np. w wierceniu Trostia-nets–14 (ryc. 2) nawiercono 440 m brekcji tektonicznej, z³o¿onej z fragmentów ska³ kambryjskich i jej nie przebi-to). Stwierdzono liczne nasuniêcia. Na przyk³ad w wierce-niach Kaminna–15 i Kaminna–16 ponad ska³ami z faun¹ sylursk¹ le¿¹ ska³y kambryjskie kontaktuj¹ce z sylurem wzd³u¿ p³askiego nasuniêcia o znacznej amplitudzie, nachylonego ku po³udniowemu zachodowi. Podobn¹ sytuacjê stwierdzono w profilach otworów Dier¿iv–1 i Dier¿iv–3.
Drugi pas (12–18 km szerokoœci) ci¹gnie siê na pó³noc-ny wschód od pierwszego i zbudowapó³noc-ny jest z udokumento-wanych faunistycznie, ciemnoszarych wapiennych mu³owców syluru, które miejscami przechodz¹ stopniowo ku górze w piaskowcowo-³upkowe osady ¿edynu. Ska³y s¹ silnie stektonizowane, pociête spêkaniami zmineralizowa-nymi kalcytem, maj¹ du¿e k¹ty upadu (70–90o), liczne s¹ w nich lustra tektoniczne. Granic¹ wystêpowania tych utwo-rów na pó³nocnym wschodzie jest uskok Rawy Ruskiej (ryc. 3). Do tego ostatniego, w rejonie od Rawy Ruskiej do Iwano–Frankovska, dochodz¹ ró¿ne wiekowo serie — od karbonu do dolnego dewonu, wchodz¹ce w sk³ad przyle-gaj¹cej czêœci paleozoicznego rowu lwowskiego, w któ-rych wystêpuj¹ liczne, zgrupowane liniowo fa³dy o osiach NW–SE. Charakterystyczn¹ cech¹ wg³êbnej struktury tego regionu jest obecnoœæ nasuniêæ, o powierzchniach nachy-lonych na po³udniowy zachód i wyp³aszczaj¹cych siê wraz ze wzrostem g³êbokoœci: w czêœci czo³owej zapadaj¹ one pod k¹tem 30–45o, a dalej — 10–20o. Intensywnoœæ defor-macji, zarówno ci¹g³ych, jak i nieci¹g³ych, maleje ku pó³nocnemu wschodowi. W brze¿nej, zachodniej i naj-bardziej zdeformowanej (upady 50–60o
i wiêcej) strefie, wed³ug Wiszniakowa i in. (1966) fa³dy s¹ spiêtrzone i pona-suwane na siebie, a same fa³dy, które znacznie wystaj¹ ponad pozosta³e terytorium rowu, tworz¹ rodzaj antyformy, wygl¹daj¹ jak antykliny kompresyjne, porozrywane i pona-suwane na siebie. Wed³ug tych autorów, w kierunku pó³noc-no-wschodnim szerokoœæ ³usek stopniowo zwiêksza siê od 4 do 14 km, amplitudy przemieszczeñ zmniejszaj¹ siê, a fa³dy w nasuniêtych elementach nie s¹ zakorzenione. Charaktery-styczn¹ cech¹ struktur s¹ dobrze wyra¿one po³udniowo-za-chodnie skrzyd³a, upadaj¹ce pod k¹tem 15–20o
, który wraz z C~ 500 0 -500 -1000 -2000 -3000 -4000 -5000 500 0 -500 -1000 -2000 -3000 m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m. m a.s.l. 0 3km J3 K2 D -C3 1 O-S-D1 PR3 K2 J3 D -C3 1 D -C3 1 D -C3 1 O-S-D1 PR3 V V V V V PR3 AR-PR O-S-D1 J3 O-S-D1 D -C3 1 J -K3 2 Rpl D -C3 1 O-S-D1 O-S-D1 D3 C~ C ~ C~ C ~ C~ NE SW
Ryc. 5. Przekrój geologiczny przez strefê Rawy Ruskiej na SW przedpolu platformy wschodnioeuropejskiej (wg Wiszniakowa i in., 2002 — zmodyfikowany)
Fig. 5. Geologica cross-section through Rawa Ruska zone of the SW foreland of the East — European platform (after Wiszniakow et al., 2002 — modified)
g³êbokoœci¹ zmniejsza siê, podczas gdy skrzyd³a pó³noc-no-wschodnie s¹ rzadkie lub ich w ogóle brak (ryc. 5).
Na po³udniowym wschodzie, miêdzy Iwano-Fra-nkivs'kiem a Krasnoil's'kiem, do nasuniêcia Rawy Ruskiej przylegaj¹ od wschodu niesfa³dowane i nieznacznie nachy-lone ku zachodowi ska³y dolnego dewonu podœcienachy-lone sylurem.
W obrêbie wyniesienia pokucko-bukowiñskiego, gdzie fundament przedryfejski (?) jest znacznie wyniesiony, a mi¹¿szoœæ pokrywy osadowej silnie zredukowana, strefa sfa³dowanych ska³ paleozoicznych wyklinowuje siê i poja-wia siê znowu na pó³nocnym zachodzie obszaru nadczar-nomorskiego, gdzie stopieñ zdeformowania ska³ wzrasta w kierunku Dobrud¿y. Na pó³noc od linii Baimaclia–Taruty-ne (ryc. 2), w ska³ach dolnopaleozoicznych wystêpuj¹, sze-rokopromienne antykliny i synkliny o k¹tach upadów skrzyde³ 3–5o
, sporadycznie 15o
.
Na po³udniu wystêpuj¹ silniej zdeformowane (upady od 5 do 90o) serie syluru, dewonu i dolnego karbonu. Miejscami ska³y s¹ silnie rozkruszone i zbrekcjowane tektonicznie. Stwierdzono te¿ zdwojenie profili. Na przyk³ad dwukrotne powtórzenie ¿edyñskich, eifelskich, ¿yweckich i (prawdo-podobnie) górnodewoñskich osadów zarejestrowano w pro-filu otworu Sarata–4, a wiercenie Ba³abanowka–1, po przejœciu przez z³upkowacone, uszczelinione i silnie sfa³dowane (upady 45–90o
), z licznymi lustrami tektonicz-nymi wapienie i i³owce dewonu, ni¿ej — w przedziale 3842–3858 m — wesz³o w brekcje tektoniczn¹, a nastêpnie w praktycznie niezdeformowane (upady do 5o) wapienie i bitumiczne piaskowce tego samego póŸnodewoñskiego wieku. Zwi¹zek takiej budowy z nasuniêciami potwierdzaj¹ te¿ wyniki badañ sejsmicznych, podczas których w rejonie Ka³ugi stwierdzono typowo nasuniêciow¹ strukturê (Koroniecki i in., 1975).
Systemem p³aszczowin nasuniêtych na platformê wschodnioeuropejsk¹ okreœla siê budowê regionu przyle-gaj¹cego do pó³nocnej Dobrud¿y (Macarescu, 1982). Sylurskie, dolnodewoñskie i dolnokarboñskie ska³y wchodz¹ce w sk³ad p³aszczowiny pó³nocnej Dobrud¿y s¹
intensywnie sfa³dowane, a miejscami obalone ku pó³noc-nemu wschodowi (przy rozci¹g³oœci NW–SE), pociête uskokami odwróconymi, nasuniêciami i innymi struktura-mi powsta³ystruktura-mi w wyniku kompresji. Nasuwanie fa³dowej struktury pó³nocnej Dobrud¿y na przylegaj¹c¹ czêœæ plat-formy wschodnioeuropejskiej (ryc. 6) nie budzi dzisiaj w¹tpliwoœci (Sliusar, 1984).
Wschodnie przed³u¿enie strefy sfa³dowanego paleozoiku stwierdza siê na wyspie Zmiinyi , gdzie ods³ania siê grubo-okruchowa seria z faun¹ ma³¿oraczków wieku ¿edyñskiego (Tkaczenko i in., 1969). W wierceniu Morska–1 (ryc. 2) ska³y te przewiercano do g³êbokoœci 53 m. Seria pociêta jest kliwa¿em i zdyslokowana w formie falistej monokliny o nachyleniu ska³ ku wschodowi i pó³nocnemu wschodowi pod k¹tem 35–40o. Ni¿ej stratygraficznie do koñca otworu (509 m) w sfa³dowanych (35–50o
) i skliwa¿owanych i pociêtych licznymi lustrami tektonicznymi, przekrysta-lizowanych i zdolomityzowanych wapieniach i marglach dolnego dewonu (do 300 m) i górnego syluru (przydol), miêdzy którymi nastêpowa³o stopniowe przejœcie. Profilowanie sejsmiczne wykaza³o, ¿e dolno-œrodkowopa-leozoiczny kompleks jest silnie sfa³dowany i rozbity przez uskoki na bloki, które nasuniête s¹ na siebie w kierunku pó³nocnym (Morgunow i in., 1981).
Na obszarze nizinnej czêœci Krymu przewiercono sil-nie zdyslokowan¹ (60–90o) seriê ciemnoszarych, niemal czarnych, ³upków dachowych z cienkimi przewarstwienia-mi pstrych skal terygeniczno-wêglanowych, ze znaczn¹ domieszk¹ substancji wêglistej. W ³upkach dachowych znaleziono spory i py³ki roœlin iglastych wczesnego i œrod-kowego karbonu. Z przerw¹ i znaczn¹ niezgodnoœci¹ na ska³ach tych le¿¹ osady mezozoiczne i kenozoiczne.
Na obszarze przedkaukaskim dominuj¹c¹ czêœæ profilu ska³ paleozoicznych zajmuj¹ ciemnoszare i czarne serie ³upkowe dolnego karbonu–górnego dewonu (?) z rzadkimi przewarstwieniami mu³owców, piaskowców, a na nie-których obszarach — ska³ krzemionkowych i wapieni organogenicznych (Szardanow i in., 1973).
Charakte-D2 T1-2 D D3 P1 Cr J2 Cr N S 500 0 -500 -1000 -1500 -2000 -2500 D2-3 D1 N S 500 0 -500 -1000 -1500 -2000 -2500 T3 500 0 -500 -1000 -1500 -2000 -2500 NE SW 500 0 -500 -1000 -1500 -2000 -2500 P ?1 E W 0 5km D2-3 T1-2 P ?1 P ?1 J2 P ?2 P ?2 P ?1 J2 J2 J2 J3 J3 J3 P ?2 Cr J2 P1 P ?1 T1-2 D2-3 D2-3 D2-3 D2-3 D2 D1 T ?1-2 J3 J2 J2 J3 Cr Cr J2 D2-3 D2-3 T1-2 P ?1 D2-3 T1-2 D2-3 P ?1 P ?1 T3 T1-2 P ?1 J3 J2 J2 J2 J3 J2 J2 J2 Cr J2 T1-2 T1-2 P ?1 T1-2 T1-2 D2-3 D2-3 J2 P ?1 D2-3 D2-3 T1-2 m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m. m a.s.l.
Ryc. 6. Przekroje geologiczne przez NW czeœæ Dobrud¿y i przylegaj¹ca czêœæ przedpola platformy wschodnioeuropejskiej (wg Slyusa-ra, 1984 — zmodyfikowane)
Fig. 6. Geological cross-sections through the NW part Dobrugea massif and adjacent part of the foreland of the East European Platform (after Slyusar, 1984 — modified)
rystyczn¹ cech¹ jest obecnoœæ w ska³ach substancji wêgli-stej, pirytu i wtr¹ceñ cienkow³óknistego gipsu. Zdyslokowanie ska³ jest intensywne (40–70o), nierzadko warstwy s¹ odwrócone, spotykane sa liczne lustra tekto-niczne. Ska³y wykazuj¹ oznaki dynamometamorfizmu, s¹ silnie zlityfikowane i z³upkowacone. W niektórych otwo-rach wiertniczych profil sk³ada siê wy³¹cznie z kataklazy-tów. Ca³a seria pociêta jest systemem szczelin wype³nionych kalcytem i kwarcem. Budowê tej czêœci pro-filu mo¿na okreœliæ jako p³aszczowinowo-fa³dow¹. Zale-gaj¹cy wy¿ej ze znaczn¹ niezgodnoœci¹ i luk¹ stratygraficzn¹ kompleks górnopaleozoiczny sk³ada siê ze s³abo zdeformowanych, g³ównie pstrych osadów górnego karbonu — dolnego permu o niewielkiej mi¹¿szoœci, któ-rych zasiêg jest ograniczony, wype³niaj¹c niewielkie depresje tektoniczne.
Z przedstawionych wy¿ej wywodów mo¿na wyci¹gn¹æ nastêpuj¹ce wnioski.
Podstawowymi strukturami, okreœlaj¹cymi styl tekto-niczny omawianej strefy, któr¹ proponujemy nazwaæ przy-karpacko-przyczarnomorsk¹ stref¹ nasuwcz¹, s¹ nasuniêcia, uskoki odwrócone, ³uski i ró¿norodne struktury fa³dowe powsta³e w wyniku poziomej kompresji. To dodat-kowo podkreœla intensywnoœæ zdeformowania ska³, wyra-¿on¹ wielokrotnymi i nag³ymi zmianami k¹tów upadu warstw w profilach, obecnoœci¹ licznych luster tektonicz-nych, zbrekcjowaniem, z³upkowaceniem i innymi oznaka-mi przeoznaka-mieszczeñ mas skalnych w wyniku nacisków tangencjalnych. Piêtno horyzontalnych ciœnieñ nosz¹ struktury okreœlaj¹ce regionalny plan zalegania dol-no-œrodkowopaleozoicznych utworów, jakimi s¹ strefy fa³dów antyklinalnych i podniesienia w formie wa³ów. Dla nich typowa jest silnie wyra¿ona liniowoœæ, przy orientacji d³u¿szych osi równolegle do skraju platformy wschodnio-europejskiej, sfa³dowany, czêsto asymetryczny profil w przekroju poprzecznym, zanikanie na pó³nocy i pó³noc-nym wschodzie skrzyde³ i osiowych fragmentów fa³dów. Tak szerokie przejawy tektoniki nasuwczej, przy silnie wyra¿onej na ca³ej d³ugoœci rozpatrywanej strefy pó³noc-nej i pó³nocno-wschodniej wergencji, tj. w kierunku plat-formy, mog³y po pierwsze powstaæ pod wp³ywem nie pionowych a poziomych si³, które w tym przypadku by³y skierowane z po³udnia na pó³noc i po wtóre — przy prze-wa¿aj¹cej roli dynamicznych warunków nie lokalnego, ale globalnego znaczenia. Zatem, struktura tektoniczna strefy powstawa³a w re¿imie horyzontalnych ciœnieñ i ma budo-wê nasuwcz¹ a nie blokow¹. Pierwsze fazy regionalnej
kompresji, wywo³uj¹cej zdyslokowanie dolnopaleozoicz-nych ska³ nast¹pi³y jeszcze przed póŸnym dewonem. G³ówny etap deformacji pokrywa sie z orogenez¹ hercyñsk¹ (póŸny paleozoik), kiedy zakoñczy³a siê globalna epoka powstawania nowych mas skorupy kontynentalnej w Euro-pie (Stupka, 1987, 1991, 2002, 2004).
Dzisiaj ju¿ nie budzi w¹tpliwoœci fakt, ¿e wszystkie struktury fa³dowe, które ograniczaj¹ platformê wschodnio-europejsk¹ s¹ nasuniête na jej skraj lub maj¹ wergencjê skierowan¹ ku platformie na ca³ej jej d³ugoœci. Tak samo fa³dowa struktura Uralu tektonicznie przykrywa wschodni skraj platformy niemal na szerokoœci 400 km. Na 500 km nasuniête s¹ z zachodu na sk³on tarczy ba³tyckiej skandy-nawskie Kaledonidy. Klastycznym przyk³adem p³aszczo-winowo-fa³dowej struktury nasunietej na skraj platformy s¹ Karpaty (Moroszan & Zajac, 2001; Gawriliszym, 1998, Krupski, 2001). W szczególnoœci na obszarze £opusznej, po³o¿onym w bukowiñskiej czêœci Karpat Pokucko-Buko-wiñskich, na g³êbokoœci 4000–5000 m stwierdzono (otwo-ry £opuszna 2, 4, 5, 11, 13) platformowe ska³y autochtonu wieku neogeñskiego, paleogeñskiego, kredowego, juraj-skiego i paleozoicznego wieku. Autochton jest przykryty nasuniêtymi na niego skibami (od jednej do trzech), które s¹ zbudowane z ró¿nowiekowego fliszu. Krystaliczny fun-dament platformy wschodnioeuropejskiej zosta³ przeœle-dzony pod fa³dowymi strukturami Dobrud¿y, Krymu i Kaukazu (Sollogub i in., 1966; Puszczarowski & Trifonow, 1990). Na po³udnikowych profilach sejsmicznych, które zosta³y wykonane w 2000 r. na obszarze przedkaukaskim, wyraŸnie wyró¿nia siê horyzont, paralezlizowany z funda-mentem platformy wschodnioeuropejskiej. Zarówno on, jak i charakterystyczne dla starej platformy anomalie pola magnetycznego bez jakichkolwiek zmian struktury, rozci¹gaj¹ siê do osiowej czêœci g³ównego grzbietu Kaukazu.
Zatem, po³udniowo-zachodniej i po³udniowej granicy platformy wschodnioeuropejskiej nie mo¿na uto¿samiaæ tylko z pionow¹ stref¹ deformacji. Rzeczywista granica starej platformy jako jednego elementu strukturalnego lito-sfery znajduje siê daleko pod nasuniêciowo-fa³dow¹ struk-tur¹ waryscydów Karpat, Krymu i Kaukazu.Odpowiednio
SW £opuszna-10 £opuszna-11 NE 1000 0 -1000 -2000 -3000 -4000 -5000 -6000 Pg2 m n.p.m. m a.s.l. Pg2 Pg2 P P J J Cr Cr Ng1 Ng1 P J Cr Pg2 Ng1 Ng1 Pg1 Pg2 Pg2 Cr2 Cr2 Pg3 Pg3 Pg1 Pg2 Pg1 Cr2 Ng1 Pg1 Pg2 Pg3 Cr2 Pg3 Pg1 Cr2 Cr2 Pg2 Ng1 Pg2 Ng1 Cr P J
Ryc. 7. Przekrój geologiczny przez strukturê £opusznej (wg Gaw -ryliszyna, 1998 — zmodyfikowany)
Fig. 7. Geological cross-section through the £opuszna structure (after Gavrylishyn, 1998 — modified)
P£YTA MEZYJSKA URAL KAUKAZ URAL MOUNT AINS KARP ATY CARP ATHIANS TARCZA BA£TYCKA BALTIC SHIELD UKRAINIAN SHIELD ALPY ALPS KALEDONIDY CALEDONIDES WARYSCYDY
VARISCIDES TARCZA UKRAIÑSKA
CAUCASUS MOESIAN PLATE BA O S O D E -N P P O RY ECKO-DN I K EPR WS NIECKI PR N T YP -B I I AC’ D IP N RO D-OE S AS N
PLATFORMA WSCHODNIOEUROPEJSKA
EAST EUROPEAN PLATFORM
?
Ryc. 8. Platforma wschodnioeuropejska I jej stosunek do innych struktur kontynentu
Fig. 8. East-European Platform and its relation to other main geo-logical structures of the continent
równie¿ i neoproterozoiczne i dolno-œrodkowopaleozoicz-ne utwory formowa³y siê w warunkach pogr¹¿odolno-œrodkowopaleozoicz-nego skraju platformy wschodnioeuropejskiej i w tych samych warun-kach, pod regionalnym wp³ywem poziomych naprê¿eñ tek-tonicznych podlega³y deformacjom. Fa³dowanie ska³ paleozoicznych nastêpowa³o dysharmonijnie w stosunku do pod³o¿a i nie by³o spowodowane nie tylko zró¿nicowa-nymi ruchami pionowymi. Czêœæ z nich to typowe defor-macje powsta³e w wyniku poziomej kompresji, powstaj¹ce w pakietach allochtonicznych. Fa³dowo-nasuwcze defor-macje zanikaj¹ w obrêbie tej samej serii, ograniczone od do³u p³askimi powierzchniami odk³uæ tektonicznych (Stupka, 1991, 2002, 2004).
Autorzy s¹ zdania, ¿e dalej nie mo¿na ju¿ opowiadaæ siê za tradycyjnym pogl¹dem, ¿e wzd³u¿ po³udnio-wo-zachodniego i po³udniowego skraju platformy wschod-nioeuropejskiej „przyrasta” m³oda platforma o bajkal-sko-kaledoñskiej i bajkalskiej konsolidacji pod³o¿a. Argumenty, które wykorzystuje siê do takiego wyjaœnie-nia, z pozycji mobilistycznych nie s¹ uprawnione. Typ for-macji, tektoniczne formy i ogólny styl budowy i rozwoju tych fragmentów œwiadcz¹ o tym, ¿e stanowi¹ one czêœæ starej, wschodnioeuropejskiej platformy, z któr¹ rozwija³y siê jako ca³oœæ w ci¹gu póŸnego prekambru i fanerozoiku. W ich obrêbie brak strefy epikaledoñskiej konsolidacji.
Wnioski
Wzd³u¿ zachodniego, po³udniowo-zachodniego i po³udniowego skraju platformy wschodnioeuropejskiej znajduje siê strefa epikratoniczna, w obrêbie której znaj-duj¹ siê zarówno struktury fa³dowe, jak i nasuniêciowe o wergencji skierowanej ku wnêtrzu platformy. Zarówno struktury fa³dowe, jak i nasuniêciowe nie s¹ jednak struk-turami orogenicznymi, lecz tworzy³y siê na pogr¹¿anym skraju platformy, jako „echo” procesów orogenicznych zachodz¹cych poza obszarem platformy, a ska³y wchodz¹ce w sk³ad struktur fa³dowych i nasuniêciowych nie uleg³y konsolidacji orogenicznej i by³y poddawane wielokrotnym ruchom tektonicznym. Jest to typowe dla epikratonicznych stref starych platform.
Analiza budowy i ewolucji geologicznej obszaru po³o¿onego miêdzy stref¹ T–T a czo³em nasuniêcia oroge-nu waryscyjskiego Europy zachodniej i œrodkowej oraz czo³em ³añcucha alpejskiego Europy po³udniowej upowa-¿nia do wniosku, ze ca³y ten obszar powinien byæ w³¹czony do prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej (ryc. 8). Ewolucja tego obszaru nastêpowa³a na pogr¹¿aj¹cym siê skraju kontynentu Baltica, a póŸniej kontynentu Euro-ameryki, bêd¹cym najpierw pasywnym, a póŸniej aktyw-nym obrze¿em kontynentu. Wystêpuj¹ce w tym rejonie strefy deformacji tektonicznych w utworach paleozoicz-nych, powsta³ych w warunkach poziomej komprejsji s¹ albo fragmentami orogenu waryscyjskiego, albo te¿ stano-wi¹ odbicie ruchów nasuwczych w obrêbie jego przedpola. Autorzy pragn¹ serdecznie podziêkowaæ Pani mgr Katarzynie Skurczyñskiej-Garwoliñskiej za komputerowe opracowanie ilustracji. Praca zosta³a wykonana czêœciowo w ramach zadañ statutowych (temat 6.15.0002.00.0) finan-sowanych przez Ministerstwo Nauki i Informatyzacji.
Literatura
BROCHWICZ-LEWIÑSKI W., PO¯ARYSKI W & TOMCZYK H. 1981 — Wielkoskalowe ruchy przesuwcze wzd³u¿ SW brzegu platformy wschod-nioeuropejskiej we wczesnym paleozoiku. Prz. Geol., 29: 385–397.
BUROW W.S, MYTKA B.W. & SZAKLIN W.L. 1974 — Osobiennosti strojenija i razwitija Swientokrziskogo-DobrudŸskogo sooru¿enija. Sow. Geol., 5: 139–144.
BUROW W.S., G£USZKO W.W. & DOSIN G.D. 1980 — Ob amplitu-die gorizontalnogo pieremieszczenija fliszewogo kompleksa jugo-wo-stocznoj czasti Ukrainskich Karpat. Geotektonika, 5: 51–58.
BUSZ W.A., GARECKIJ R.G. & KIRIUCHIN L.G. 1973 — O pogrebien-noj zonie kaledonskoj sk³adczatosti wdol jugo-zapadnogo ograniczenija Wostoczno-Ewropejskoj p³atformy. Dok³. AN SSSR, 208 (22): 409–412. CHI¯NIAKOW A.W. 1975 — Strojenje zony soczlenienija Wostocz-no-Ewropejskoj p³atformy s jeje geosynklinalnym obramlenijem na ter-ritori Mo³dawii, Ukrainy i Polszi. Materia³y X sjezda
KBGA:Tektonika: 159–165, Bratys³awa.
DADLEZ R. 1974 — Tectonic position of Western Pomerania (northwe-stern Poland) prior to the Upper Permian. Biul. Inst. Geol., 274: 49–87. DADLEZ R. 1978 — Podpermskie kompleksy skalne w strefie Kosza-lin — Chojnice. Kwart. Geol., 22: 269–301.
DADLEZ R. 1982 — W sprawie interpretacji profilu starszego paleozoiku w otworze Toruñ–1. Prz. Geol., 30: 273–277.
DADLEZ R. 1987 — Evolution of the Phanerozoic basins along the Teisseyre — Tornquist zone. Zeit. Angew. Geol., 33: 229–233. DADLEZ R. 1990 — Tektonika po³udniowego Ba³tyku. Kwart. Geol., 34: 1–20.
DADLEZ R. 1994 — Debates about the pre-Variscan tectonics of Poand. Bull. Acad. Pol. Sc. Earth Sc., 42: 137–144.
DADLEZ R. 1997 — Seismic profile LT–7 (northwest Poland): geolo-gical implications. Geol. Mag. 134: 653–659.
DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. Wyd. Nauk. PWN. DADLEZ R., KOWALCZEWSKI Z. & ZNOSKO J. 1994 — Some keys problems of the pre-Permian tectonics of Poland. Geol. Quart., 38: 169–190. DIKENSZTEIN G.H., SO£OWIOW B.A. & CHAIN W.E. 1975 — K problemie rajonirowanija Sredniej Ewropy po wozrastu sk³adczatogo osnowanija. Geotektonika, 3: 3–14.
GARECKI R.G. (red.) 1981 — Geologia zapada Wostoczno-Ewropej-skoj p³atformy. Nauka i technika, Miñsk: 1–188.
GAWRILISZIN W.I. 1998 — Stratigraphy of Mesozoic platform depo-sits of underthrust of the Ukrainian Carpathians. Geol. i Geoch. Gor. Iskop. 3: 81–90.
G£AZEK J. 1995 — A Caledonian orogen in Poland? Nacht. Deutsch. Geol. Ges., 54: 74–75.
G£AZEK J., DYJACZYÑSKI K. & PROTAS A. 2000 — Budowa pod³o¿a podpermskiego pó³nocno-zachodniej Polski. Przew. 71. Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 25–32, Poznañ.
G£AZEK J., KARWOWSKI £., RACKI G. & WRZO£EK T. 1981 — The Early Devonian continental/marine succesion at Chêciny in the Holy Cross Mts, and its paleogeography and tectonic significance. Acta Geol. Pol., 31: 233–250.
GOFSZTEJN I.D. 1957 — K woprosu o kaledonskom obramlenii Rus-skoj p³atformy. Izw. AN SSSR, Ser. Geol., 5: 64–68.
GUTERCH A., GRAD M., MATERZOK R. & PERCHUÆ E. 1986 — Deep structure of the Eatrh’s crust in the contact zone of the Palaeozoic and Precambrian platforms in Poland (Tornquist–Teisseyre zone). Tectonophysics, 128: 251–279.
GUTERCH A., GRAD M., JANIK T., MATERZOK R., LOUSTOU U., YLINIEMI J., LÜCK E., SCHULTZE A. & FÖRSTE K. 1994 — Cru-stal structure of the transition zone between Precambrian and Variscam Europe from new seismic data along LT–7 profile (NW Poland and Eastern Germany). C.R. Acad. Sc. Paris 314 (sér. 2): 1489–1496. GUTERCH A., GRAD M., THYBO H. & KELLER G. R. 1999 — POLONAISE’97 — An international seismic experiment between Pre-cambian and Variscan Europe in Poland. Tectonophysics, 314: 101–121. GUTERCH A. & GRAD M. 2000 — Nowe sejsmiczne modele skoru-py ziemskiej w strefie transeuropejskiego szwu w zachodniej Polsce. Przew. 71. Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 7–24, Poznañ.
JAWOROWSKI K. & SIKORSKA M. 2004 — Relation of the £ysogóry Unit to the East-European Craton in view of petrological and sedimentological studies on Cambrian deposits [in Polish]. Posiedz. Pañstw. Inst. Geol.
www.pgi.gov.pl
KARNKOWSKI P. 1980 — Przekroje geologiczne przez Ni¿ Polski. Wyd. Geol.
KORONIECKIJ M.N., PYNDA J.F. & KUSZNIR W.F. 1975 — Nowy-je dannyNowy-je po tektonikie PridobrudŸskoj wpadiny, po³uczennyNowy-je na osnowanii sejsmorazwiedocznych rabot MOGT. Nowyje dannyje po sej-smicznosti i tektonikie territorii Mo³dawskoj SSR. Kiszyniów: 107–113. KOTAÑSKI Z. & MIZERSKI W. 2000 — Œcienna mapa tektoniczna Polski i inne œcienne mapy geologiczne Polski w Muzeum Geologicz-nym Pañstwowego Instytutu Geologicznego. Prz. Geol., 48: 62–65. KOTAÑSKI Z. & MIZERSKI W. 2001 — Jeszcze raz o œciennej mapie tek-tonicznej Polski w Muzeum Geologicznym PIG. Prz. Geol., 49: 599–602. KRÓLIKOWSKI C., PETECKI Z. & DADLEZ R. 1996 — Vertical discontinuities in the Earth’ crust of the TESZ in Poland — gravity data. Geol. Quart., 40: 155–168.
KRUPINSKIJ J. Z. 2001 — Geodinamiczni umowi formuwanija i naf-rogazonosnist Karpatskogo ta Wolino–Podilskogo regioniw Ukraini. Ukr. DGRI: 1–144.
LEBIEDIENKO G.I., BOGDANOW K.I. & SNIE¯KO W.A. 1980 — Nowyje dannyje o fundamientie Centralnogo Predkawkazia. Izw. Ciew.–Doniec. Naucz, centa wys. szk. Jest. Nauk., 3: 57–60. LEWANDOWSKI M. 1993 — Paleomagnetism of the Paleozoic rocks of the Holy Cross Mts (Central Poland) and the Origin of the Variscan Orogen. Publ. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc. A–23 (265): 1–85. LEWANDOWSKI M. 1994 — Paleomagnetic constraints for Variscan mobilism of the Upper Silesian and Ma³opolska Massif, southern Poland. Geol. Quart., 38: 211–229.
LEWANDOWSKI M. 1995 — Paleomagnetic constraints for Variscan mobilism of the Upper Silesian and Ma³opolska Massif, southern Poland — reply. Geol. Quart., 39: 283–293.
LISZKOWSKI J., BARLIK M. & ŒLEDZIÑSKI J. 1998 — Geotectonics and geodynamics of the Teisseyre–Tornquist Zone. Rep. of Geodesy 4, 34: 1–113. Inst Geodezji Wy¿szej i Astronom. Geod. UW, Warszawa. MAKARESKU W.S. 1982 — Gorizontalnyje dwi¿enija i ich rol w for-mirowanii struktury Siewiero-Zapadnogo Predczernomoria. Izw. AN MSSR. Ser. Fiz.-tech. I mak. Nauk. 1: 48–53.
MAREK S. & ZNOSKO J. 1974 — Tectonic position of Kujawy and Wielkopolska (Central Poland) prior to the Upper Permian. Biul. Inst. Geol., 274: 89–110.
MIZERSKI W. 1988 — Podstawowe problemy tektoniki i tektogenezy regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich. Rozpr. Uniw. Warsz., 262: 1–141.
MIZERSKI W. 1995 — Geotectonic evolution of the Holy Cross Mts in Central Europe. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 372: 1–47.
MIZERSKI W. 1996 — Czy w Górach Œwiêtokrzyskich s¹ kaledonidy? Prz. Geol., 44: 381–385
MIZERSKI W. 1998 — Podstawowe problemy tektoniki i tektogenezy utworów paleozoicznych Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 46: 337–342. MIZERSKi W. 2000 — Tektonika i tektogeneza paleozoiku œwiêto-krzyskiego. Pr. Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 4: 93–125.
MIZERSKI W. 2004 — Hole Cross Mountains in the Caledonian, Variscan and Alpine cycles. Prz. Geol., 52: 774–779
MIZERSKI W. & SKUREK-SKURCZYÑSKA K. 2000 — Problemy tekto-niki zachodniego przedpola platformy wschodnioeuropejskiej w Polsce — fakty, interpretacje, otwarte kwestie. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 393: 115–133. MOCZYD£OWSKA M. 1993 — Is there Caledonian deformation in the TESZ (Trans-European Suture Zone) of Upper Silesia, southern Poland? Publ. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc., A–20 (255): 119–122. MOROSZANR.P.&ZAJACH.B.2001—Wzajemozwiazki kristalicznogo funda-mientu s osadocznim kompleksom u Karpatskomu regioni (za materia³ami regionalnich geofizicznych dolid¿en). Geo. i Geoch. Gor. Kop., 4: 48–52. MORGUNOW J.G., KALININ A.W. & KALININ W.W. 1981 — Tek-tonika i istoria razwitia siewiero-zapadnogo szelfa Czernogo moria. Nauka, Moskwa: 1–254.
MURATOW M.W. 1955 — Tektoniczeskaja struktura i istoria rawnin-nych ob³astiej, otdielajuszczich Russkuju p³atfprmu ot gorrawnin-nych cooru-¿enij Kryma i Kawkaza. Sow. Geol., 48: 36–66.
MURATOW W.M. 1969 — Strojenije sk³adczatogo osnowanija Sredi-ziemnomorskogo pojasa Europy i Zapadnoj Azji i g³awniejszije etapy razwitia etogo pojasa. Geotektonika, 2: 3–21.
MURATOW W.M. 1981 — Drewniejszije i mo³odyje p³atformy. Tekto-nika p³atform i tektoniczeskije karty w issledowanijach Geo³ogiczesko-go instituta AN SSSR, Nauka, Moskwa: 6–97.
NAWROCKI J. 1991 — Badania paleomagnetyczne osadów kambru i górnego karbonu z Górnego Œl¹ska. Kwart. Geol., 35: 496–497. NAWROCKI J. 1992 — Pre-Permian paleomagnetic direction from European Variscan Fold Belt. Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sc., 40: 1–9. NAWROCKI J. 1993a — Nowy œrodkowodewoñski biegun paleoma-gnetyczny z antykliny Siewierza — upadek koncepcji wielkoskalo-wych ruchów przesuwczych wzd³u¿ SW krawêdzi platformy wschodnioeuropejskiej? Prz. Geol., 41: 853–856.
NAWROCKI J. 1993b — The Devonian–Carboniferous platform pale-omagnetic directions from the Silesian–Cracow area and their importance for Variscan paleotectonic reconstructions. Kwart. Geol., 37: 397–430. NAWROCKI J. 1995 — Palaeomagnetic contraints for Variscan mobi-lism of the Upper Silesian and Ma³opolska Massif, southern Poland — discussion. Geol. Quart., 39: 271–282.
NAWROCKI J. & ¯ELA NIEWICZ A. 2005 — Paleozoiczne dzieje Polski — podsumowanie projektu. Prz. Geol., 53: 31–33.
POPOW W.S. & G£USZKO W.W. 1962 — Niekotoryje nowyje danny-je o geologiczeskom strodanny-jenii Ukrainskich Karpat po itogom geologo-razwiedocznych rabot. Mat. V sj. KBGA: 126–140.
PO¯ARYSKI W. 1990 — Kaledonidy œrodkowej Europy orogenem przesuwczym z³o¿onym z terranów. Prz. Geol., 38: 1–9.
PO¯ARYSKI W. 1991 — The strike–slip terrane model for the North German — Polish Caledonides. Publ. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc. A–19 (236): 3–15. PO¯ARYSKI W. 1997 — Tektonika powaryscyjska obszaru œwiêtokrzy-sko-lubelskiego na tle struktury pod³o¿a. Prz. Geol., 45: 1265–1270. PO¯ARYSKI W., GROCHOLSKI A., TOMCZYK H.,KARNKOWSKI P. & MORYC W. 1992 — Mapa tektoniczna Polski w epoce waryscyj-skiej. Prz. Geol., 40: 643–651.
PO¯ARYSKI W. & KARNKOWSKI P. (red.) 1992 — Mapa tektonicz-na Polski w epoce waryscyjskiej 1 : 1 000 000. Pañstw. Inst. Geol.
PO¯ARYSKI W. & KOTAÑSKI Z. 1978 — Baikalian, Caledonian and Variscan events in the fore-field of the East-European platform. Zeit. Deutsch. Geol. Ges., 129: 391–402.
PO¯ARYSKI W. & NAWROCKI J. 2000 — Struktura i lokalizacja brzegu platformy wschodnioeuropejskiej w Europie Centralnej. Prz. Geol., 48: 703–706.
PO¯ARYSKI W. & TOMCZYK H. 1993 — Przekrój geologiczny przez Polskê po³udniowo-wschodni¹. Prz. Geol., 41: 687–695. PO¯ARYSKI W., TOMCZYK H. & BROCHWICZ-LEWIÑSKI W. 1980 — Tektonika paleozoiku podpermskiego obszaru warszawskiego. Prz. Geol., 28: 73–81.
PUSZCZAROWSKI J.M. & TRIFONOW W.G. (red.) 1990 — Tektoni-czeskaja rass³ojennost litosfery i regionalnyje gieo³ogiczeskije issledo-wanija. Izd. Nauka, Moskwa: 3–19.
RIZUN B.P. & SENKOWSKI J.N. 1973 — O po³o¿enii jugo-zapadnoj granicy Wostoczno-Ewropejskoj p³atformy w predie³ach Ukrainy. Geo-tektonika, 4: 43–49.
SANDLER J.M. & G£USZKO W.W. 1955 — Sk³adczatyj silur w siewie-ro-zapadnoj czasti Lwowskoj ob³asti. Dok³. AN SSSR, 103: 685–688. SEMENENKO J.P., TKACZUK L.G. & KLUSZIN W.N. 1965 — Gali-cijskaja sk³adczataja ob³ast’ rifeja i kaledonid i ich predgornyj progib. [W:] Mat. VI sj. KBGA, Naukowa Dumka: 225–231.
SLIUSAR B.S. 1984 — Struktura gorizontalnogo s¿atia w Siewiernom PredobrudŸe. Geotektonika, 4: 90–105.
SOLLOGUB W.B., PAWLENKOWA N.I., CZEÊUNOW A.W. & CHIMINSKI L.A. 1966 — G³ubinnoje strojenije ziemnoj kory wdol meridionalnogo piereseczenija Czernoje morie–Worone¿skij massiw. Geof. Cb., 15: 46–58.
STUPKA O.S. 1986 — Geodynamiczeskaja ewolucja i struktura ziem-noj kory juga ewropejskoj czasti Sowietskogo Sojuza w dokiembrii. Naukowa Dumka: 1–224.
STUPKA O.S. 1987 — Genezis dislokacji ni¿nie-sredniepaleozojskich obrazowanij ju¿noj i juzno-zapadnoj okrainy Wostoczno-Ewropejskoj p³atformy. Dok³. AN SSSR, 293: 192–195.
STUPKA O.S. 1991 — O tektoniczeskoj strukturie niznie-sredniepale-ozojskich ot³o¿enij jugo-zapadnoj i ju¿noj okrainy Wostocznoewropej-skoj p³atformy i wozmo¿nyj mechanizm jeje formirowanija (w swiazi s problemoj nieftiegazonosnosti g³ubokozalegajuszczich gorizontow). Geol. i Geoch. Gor. Iskop., 77: 13–23.
STUPKA O.S. 1993 — Rifejskij zielenos³ancewyj pojas jugo-zapadnoj i juznoj okrainy Wostoczno-Ewropejskoj p³atformy i jego tektonicze-skaja priroda. Geotektonika, 2: 29–36.
STUPKA O.S., 1995 — About notion „platform boundary. Geol. I Geoch. Gor. Iskop. 3–4: 41–47.
STUPKA O.S. 2002 — Nasuwni i podnasuwni struktury — nowyj per-spektiwnyj obiekt poszukiw krupnych pok³adiw nafty i gazu w mie-¿ach pivdienno-zachidnoj okrainy Schidno-Ewropejskij p³atformy. Problemy naftogazowogo kompleksu Ukrainy, Kijów: 30–40. STUPKA O.S. 2004 — Problemy tektoniki Ukrainy na suczastomu eta-pi pazwitku geologicznoj nauki. Geolog, 2: 48–54.
SZARDANOW A.N., ALEKSIN A.G. & JUDIN G.T. (red.) 1973 — Geologiczeskije formacji Zapadnogo Predkawkazia. Nauka, Moskwa: 1–156.
SZULGA P.L. 1972 (red.) 1972 — Stratigrafija URCR. Kiembrij-ordo-wik. Naukowa dumka, Lwów: 1–228.
TKACZENKO G.G., PAZIUK L.I. & SAMSONOW A.I. 1969 — Geologia pobiere¿ia i dna Czernogo i Azowskogo morej w predie³ach USSR. Wyd. Kijowskiego Uniw., 3: 3–19.
TOMCZYK H. 1980 — Sylur w brze¿nej czêœci platformy prekambryj-skiej na tle wyników wiercenia Toruñ 1. Kwart. Geol., 24: 421–422. TOMCZYK H. 2000 — G³ówne fazy rozwoju Gór Œwiêtokrzyskich. Prace Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 4: 67–91.
WISZNIAKOW I.B., KOTYK W.A. & LEWIN G.I. 1966 — Struktur-nyje osobiennosti Lwowskogo paleozojskogo progiba. Geol. Niefti i Gaza, 8: 23–26.
WISZNIAKOW I.B., GAWRI£KO G.A. & GONIK I.O. 2002 — Die-jaki aspekti prognozu perspektiwnych naftogazonosnych struktur u wnutrisznij zony Lwiwskogo paleozojskogo progibu. Geol. i Geoch. Gor. Kop., 3: 14–20.
ZIEGLER P. A. 1982 — Geological atlas of Western and Central Euro-pe 1:2 500 000. Shell. Petrol. Maatsch. B.5.
ZNOSKO J. 1974 — Outline of the tectonics of Poland and the pro-blems of the Vistulicum and Variscicum against the tectonics of Euro-pe. Biul. Inst. Geol., 274: 1–47.
ZNOSKO J. 1984 — Tectonics of southern part of Middle Poland (bey-ond the Carpathians). Zeit. Deutsch. Geol. Ges,. 135: 585–602. ZNOSKO J. 1986 — Polish Caledonides and their relations to other European Caledonides. Ann. Soc. Geol. Pol., 56: 33–52.
ZNOSKO J. 1992 — Outline of post-Variscan geotectonic evolution of Poland. Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sc. 40: 315–320.
ZNOSKO J. 1999 — Atlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. Geol. ZNOSKO J. 2001 — Rozwa¿ania nad istot¹ map tektonicznych. Prz. Geol., 49: 296–298.
¯URAWLEW W.S. 1972 — Srawnitielnaja tektonika Peczorskoj, Pri-kaspijskoj i Siewieromorskoj ekzogonalnych wpadin Ewropejskoj p³atformy. Nauka, Moskwa: 1–399.
