A N N A L E S S O C I E T A T I S G E O L O G O R U M P O L O N I A E R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O
V. 51—1/2: 117—131 K ra k ó w 1981
Jacek R u t k o w s k i
O TEKTONICE UTWORÓW MIOCEŃSKICH
W ZACHODNIEJ CZĘŚCI ZAPADLISKA POŁANIECKIEGO
(2 Fig.)
The tectonics of miocene sediments of the western part of the Połaniec graben (Carpathian foredeep,
southern Poland)
(2 Figs.)
Jacek R u t k o w s k i : The tectonics of M iocene sedim ents of the w estern part of the Połaniec Graben (Carpathian Foredeep, Southern Poland). S u m m a r y . Ann. Soc.
Geol. Foloniae, 51— 1/2: 117— 131, 1981 Kraków.
A b s t r a c t : M iocene deposits in the w estern part of Połaniec Graben are transected by dislocations belonging to tw o generations. The older fau lts cut the Mesozoic, B adenian and the low est part of the Lower Sarm atian. The second generation of fa u lts is probably Sarm atian and is connected w ith tectonics m ove
m ents in the Carpathian Foredeep.
K e y w o r d s : M iocene tectonics, Carpathian Forodeep, Poland.
Jacek Rutkowsiki: Imsitytut Geologii i Sumowców MianeraMych A kadem ia Górniczo - -H utnicza, ąl. M ickiew icza 30, 30-059 Kraków.
m anuscript received: April, 1980 accepted: May, 1980
i M
T r e ś ć : Osady m iocenu w ypełn iające zachodnią część zapadliska połanieckie
go są zaburzone przez uskoki przynależne do dw óch generacji. Starsza spowodo
w a ła pow stanie szeregu zrębów i zapadlisk. Są one ścięte erozyjnie, a na zrów nanym podłożu leżą płasko iły, a następnie organodetrytyczne w apienie sarmatu (poziom z A nom alinoides dividens), a w yżej iły z bentonitam i. M łodsze uskoki (pow stałe po poziom ie z C ycloforina karreri ovata) ostatecznie uform ow ały za
padlisko połanieckie i prawdopodobnie pasmo w ójczańsko-pińczow skie.
WSTĘP
Tem atem opracowania jest tektonika osadów miocenu w ystępujących w zachodnim krańcu zapadliska połanieckiego pomiędzy Kijami, Buskiem i Chmielnikiem (fig. 1). Zdjęcie geologiczne w ykonane w 1977— 1978 r. na
Fig. 1. Mapa geologiczna zachodniej części zapadliska połanieckiego. 1 — jura, 2 — kreda, 3— 10 — miocen; 3 — w a rstw y podgipsowe, 4 — gipsy, 5 — iły w a rstw pektonow ych i krakow ieckich, 6—9 — sarm at detrytyczny: 6 — piaski ze Skorzo- w a, 7 ■— żw iry, 8 -— w apien ie z W ym ysłowa, 9 — osady horyzontu górnego i sar
mat' detrytyczny nierozdzielony, 10 — iły bentonitow e, 11 — uskoki starszej gen e
racji, 12 — uskoki m łodszej generacji, 13 — linie przekrojów
Fig. 1. G eological map of th e W estern part of Połaniec Graben. 1 —■ Jurassic, 2 — Cretaceous, 3— 10 — Miocene: 3 — sub-G ypsum Beds, 4 — Gypsum Beds, 5 — Pecten Beds and K rakoviec Beds (clays), 6—9 — detrital Sarm atian: 6 Sk o- rzów Sands, 7 — gravels, 8 — W ym ysłów Lim estones, 9 — sedim ents of upper horyzont and unseperated “detrital Sarm atian”, 10 — bentonitic clays, 11 — fau lts of older generation, 12 — fau lts of younger generation, 13 — cross-section lines
podkładzie zdjęć lotniczych, a także w iercenia wykonane przez K om bi
n a t Geologiczny Południe — Zakład Badań Geologicznych w Krakowie, udostępnione autorow i dzięki uprzejm ości m gra inż. R. Miłkowskiego,
— 119 —
pozwoliły na rozpoznanie wykształcenia osadów badenu i zaburzających je dyslokacji (fig. 2), które ze względu na zakrycie teren u przez ciągłą pokryw ę osadów sa rm a tu detrytycznego nie są dostępne dla obserwacji powierzchniowych. Podstaw ą rozpoziomowania ilasto-mułowcowych osa
dów miocenu były oznaczenia otwornic w ykonane przez doc. d r hab.
E. Łuczkowską. Dla w arstw gipsowych w ykorzystano litostratygrafię opracowaną przez m gra inż. A. Walę. W badaniach terenow ych współ
pracow ali z autorem częściowo m gr inż. J. Magiera i m g r inż. T. Soko
łowski.
Zapadlisko połanieckie jest obniżoną form ą tektoniczną w ieku trze
ciorzędowego, w ypełnioną osadami miocenu, rozciągającą się w obrębie ta k zwanego lineam entu Poznań—Rzeszów (Pożaryski 1971), położoną pomiędzy mezozoicznym obrzeżeniem Gór Świętokrzyskich na północy i w ałem wójczańsko-pińczowskim na południu. Jego południową granicę stanowi strefa dyslokacyjna Stopnicy, dźwigająca skrzydło południowe zbudowane z kredyr sporadycznie jury, przy k ry te miejscami miocenem, przedłużająca się ku zachodowi w uskok Galów—Zwierzyniec (Łyczew^
ska- 1975, Rutkowski 1979). Północna granica zapadliska połanieckiego była interpretow ana odmiennie przez różnych autorów. Czarnocki (1947) widział tu dyslokację o k ierunku WWN— EES obniżającą skrzydło po
łudniowe, natom iast Pawłowski (1965, ryc. 3) różnice w hipsom etrycz- nym zaleganiu poszczególnych poziomów miocenu wiązał z ich sedym en
tacją na nierów nym podłożu. Różnice te na terenie zapadliska połaniec
kiego, a szczególnie h a terenie położonej na południe od w ału wójczań- sko-pińczowskiego depresji soleckiej były daw niej wiązane ze s tru k tu ram i fałdowymi (Czarnocki 1939, Flis 1954, Gilewska 1972).
Należy dodać, że w podścielających miocen utw orach ju r y i kredy w ystępuje szereg zaburzeń o charakterze uskokowym czy fałdowym związanych z fazą laram ijską (Pożaryski 1974, Łyczewska 1975, Osmól- ski et all. 1978), które nie będą tu omawiane.
STRATYGRAFIA
Zgodnie z podziałem K. Kowalewskiego (1958) miocen badanego te re nu obejm uje baden, w którym można wyróżnić w arstw y podlitotam nio- we, litotam niow e i nadlitotam niowe, a które jest celowym traktow ać łącznie jako w arstw y podgipsowe. Następnie leżą w arstw y gipsowe i pek- tenowe. S arm at reprezen tu ją w arstw y krakowieckie wykształcone w facji ilastej i grubodetrytycznej zwanej też sarm atem detrytycznym . Nieza
leżnie od tego w ykorzystano podział miocenu na poziomy otwornicowe, wprowadzony przez Łuczkowską (1964).
P rofil w arstw podgipsowych rozpoczynają mułowce i iły niekiedy z w kładkam i drobnoziarnistych piasków i piaskowców (łącznie do 17 m)
reprezentujące w arstw y podlitotam niowe. Powyżej obserw uje się nie
kiedy wapienie litotam niow e (do kilkunastu m). W ymienione u tw o ry zaw ierają m ikrofaunę poziomu C andorbulina suturalis, przynależą zatem do piętra „m oravian” (Łuczkowską 1978). Powyżej w ystępują m ułow ce i iły w arstw nadlitotam niow ych (baranowskich) o miąższości do 24 m przynależne do poziomu z Uvigerina costai (dolna część p ię tra „wieli- cian“). Czasem zaw ierają one w kładki tufitów . N astępstw o takie opisy
wane jest w literaturze (np. Kowalewski 1958, Łyczewska 1975), w yni
ka ono również z profili niektórych wierceń. Zm iany w sedym entacji po
w odują jednak, że rozkład facji jest skom plikow any i ta k bezpośrednio na utw orach kredy mogą leżeć wapienie litotam niow e (np. w Unikowie na południe od Staw ian i Chwałowic), a naw et gipsy (na północ od Buska). Może również brakować w arstw nadlitotam niow ych i w tedy gip
sy leżą na wapieniach litotam niow ych (np. na zachód od Szańca, fig. 2).
W arstw y podgipsowe są więc kom pleksem w yrów nującym nierówność podłoża, podobnie ja k to m a miejsce np. w okolicy Buska-W iślicy i Mie
chowa (Radwański 1968, 1969), czy też Lubaczowa (Ney 1969).
W arstw y gipsowe (górna część wielicianu) m ają stałe w ykształcenie na całym , badanym terenie, co je st faktem znanym już od daw na (np.
Kontkiewicz 1882). L itostratygrafia opracowana przez Walę (1961, 1962, 1963) może być stosowana tylko w odsłonięciach i wierceniach, stąd też w p raktyce kartograficznej wydzielono gipsy szklicowe miąższości 2,5— 7 m reprezentujące poziom a Wali, gipsy szkieletowe (13,8— 16,3 m , poziomy b— i) oraz gipsy płytkow e (miąższość do 20—30 m, poziomy j— m).
Zalegające powyżej osady ilasto-m ułkow e rep rezen tu ją wyższą część badenu (w arstw y pektenow e — „kosovian”) i dolną część sarm atu (iły krakowieckie). Są one wykształcone jako iły łupkowe — niekiedy m u łowce b arw y szarej, niebieskawej lub zielonkawej. W ich obrębie dość często spotyka się wkładki tufitów barw y białawej lub niebieskaw ej w ystępujące zarówno w badenie, ja k i sarmacie, o grubości od kilku m m do p aru centym etrów . U tw ory te są stosunkowo monotonne, tylko w Sę
dziejowicach w odległości 3,5 m ponad stropem gipsów stwierdzono m u łowce miąższości około 4 m, drobnolam inowane bardziej ilastym m a te
riałem. Grubość lam in jest rzędu kilku, rzadziej kilkunastu mm. Dolna część w arstw pektenow ych o miąższości około 17,5 m przynależy do po
ziomu z Neobulimina longa, górna, miąższości od 14 do powyżej 18 m do poziomu Hanzawaia crassiseptata.
W ystępujące powyżej ilaste i grubodetrytyczne osady sarm atu (po
ziom z Anomalinoides dividens) leżą najczęściej na zaburzonych uskokam i i ściętych erozyjnie osadach badenu i mezozoiku, ale są także zaburzone przez te uskoki (fig. 2 przekrój II), co wskazywałoby, że tworzenie się dyslokacji miało miejsce w dolnej części tego poziomu. Tylko we wschod
niej części badanego terenu, a być może także w północno-wschodniej
— 121 —
części przekroju II można oczekiwać ciągłości sedym entacji pomiędzy ba- denem a sarm atem . Niekiedy iły poziomu z A. dividens zaw ierają w kład
ki utw orów typu sarm atu detrytycznego (fig. 2), a ich łączna zachowana miąższość jest do 21,5 m.
sw i-r
250-1
6
E I2I1 [ Z 3 3 E237
2a E ] *
1.0 hm
Fig. 2. Przekroje geologiczne ilustrujące budową zachodniej części zapadliska po
łanieckiego. 1 — kreda, 2 — w a rstw y podgipsow e, 2a — w apien ie litotam niow e, 3 — gipsy szklicow e i szkieletow e, 4 — gipsy płytkow e, 5 — w a rstw y pektenow e, 6 — w a rstw y k rak ow ieck ie (facja ilasta), 7 — sarm at detrytyczny, 8 — czw arto
rzęd, 9 — uskoki
Fig. 2. Geological cross-sections illustrating the structure of the W estern part of P ołaniec Graben. 1 — Cretaceous, 2 — sub-G ypsum Beds, 2a — lithotam nian lim estones, 3 — lo w e r and m iddle G ypsum Beds, 4 — upper G ypsum Beds, 5 — P ecten Beds, 6 — K rakoviec Beds (clay facies), 7 — "detrital Sarm atian”, 8 —
Quaternary, 9 — fa u lts
S arm at detry ty czn y jest brzeżną, grubodetrytyczną facją w arstw krakowieckich wykształconą jako zm ienna seria organodetrytycznych wa
pieni, piasków i żwirów w różnym stopniu zlityfikowanych. Szczegółowy opis tej form acji został podany w poprzedniej pracy autora (Rutkowski 1976). U tw ory te reprezen tu ją poziom z A. dividens i tylko stropowa ich część odpowiada poziomowi z Cycloforina k a rre ri ovata. W obrębie sar
m atu detrytycznego można wydzielić kilka kompleksów skalnych (fig. 1).
W jego dolnej części w ystępują piaski ze Skorzowa oraz żwiry i wapienie z Wymysłowa. P iaski ze Skorzowa m ają ograniczony zasięg. Są one żółto- rdzawe, bezw apniste i odznaczają się stosunkowo dojrzałym charakterem
frakcji żwirowej. Podobne żwiry w y stępują także w Górce koło Buska.
S ytuacja żwirów ze Zbludowic k. Buska i Zborowa (Czarnocki 1939, Ł y- czewska 1975) zdaje się być niejasna, ze względu na ich podobieństwo do utw orów preglacjalnych z okolic Staszowa i b rak dobrych odsłonięć.
Ponad piaskam i ze Skorzowa, a w pozostałej części obszaru na iłach zalegają gruboziarniste żw iry utworzone z m ateriału węglanowego, k tó rych ważniejsze w ystąpienia daje fig. 1. Niekiedy na iłach leżą bez
pośrednio drobno- i różnoziarniste piaski charakterystyczne dla horyzon
tu górnego. P rzekątnie w arstw ow ane wapienie z W ymysłowa w ystępują jedynie w rejonie Zwierzyńca. Je st możliwe, że stratygraficznie od
pow iadają im gruboziarniste wapienie widoczne w zachodniej części Szańca.
Horyzont górny stanowią w niższej części drobnoziarniste piaski w ap- niste, czasem z w kładkam i wapieni m ikrytow ych, a w wyższej bardzo zmienna seria organodetrytycznych wapieni, piasków i żwirów. Nadkład sarm atu detrytycznego stanow ią iły z Ciecierza zaw ierające w swej spą
gowej części w kładki bentonitów, przynależne do poziomu z Cycloforina k a rre ri ovata.
UW AGI O TEKTONICE
P rzy rozpoznaw aniu tektoniki badanego obszaru podstawowym repe- rem stratygraficznym są gipsy w ykazujące na znacznych przestrzeniach stałość w ykształcenia litologicznego i zbliżone miąższości. Inne granice geologiczne nie są tak precyzyjnym i wskaźnikam i, co wiąże się z zale
ganiem dolnego badenu na nierów nym podłożu i zm ienną grubością lub brakiem jego poszczególnych ogniw. P ew ną wskazówką jest również obecność zapadlisk krasow ych na powierzchni terenu. Znaczna ich część wiąże się z krasem zakrytym , rozw ijającym się pod nadkładem iłów w arstw pektenow ych i krakowieckich, a także osadów sarm atu d e try - tycznego. Analiza w ierceń wskazuje, że na badanym terenie zjawiska krasowe na pow ierzchni teren u repro d u k u ją się przy nadkładzie o g ru bości do 45 m (Rutkowski 1979 i w druku).
Obecność uskoków w ynikających z różnic w hipsom etrycznym zale
ganiu różnych ogniw badenu w sąsiednich w ierceniach oraz wyznaczo
nych kartograficznie (fig. 1, 2) wskazuje, że na badanym terenie dom i
n u je styl tektoniki dysjunktyw nej. Je st to zgodne z obserwacjam i z pas
m a wójczańsko-pińczowskiego i obszaru położonego pomiędzy Buskiem i Wiślicą (por. Łyczewska 1975, Osmólski et all. 1978).
Położenie uskoków, a ściślej stref uskokowych i ich kierunki można było ustalić jedynie w kilku przypadkach i tylko te uskoki umieszczono na fig. 1, mim o że z analizy w ierceń (fig. 2) w ynika, że ilość dyslokacji
— . 123 —
m usi być znacznie większa. Niemożliwość ścisłego zlokalizowania usko
ków w ynika z zakrycia te re n u osadami czw artorzędu oraz sarm atu de- trytycznego i z wielkiego podobieństwa zw ietrzelin ilastych osadów m io- cenu podścielających i przykryw ających gipsy. Tylko niektóre dysloka
cje widoczne są na zdjęciach lotniczych i to tylko pośrednio. Dotyczy to np. uskoku położonego na północ od Galowa, wzdłuż którego rozwinął się wydłużony lej krasowy. Dyslokacje Chm ielnik—Busko i Szaniec—
Zwierzyniec widoczne są na zdjęciach satelitarnych wykonanych przez L andsata (Rutkowski, w druku). Należy jednak zaznaczyć, że duże dys
lokacje w ynikające w sposób bezsporny z bocznego kontaktow ania gipsów i w apieni litotam niowych, np. uskok ograniczający od południa zrąb G ar- tatowic, nie dają na zdjęciach lotniczych obrazu s tru k tu r linijnych, które można by korelować z uskokami.
Uskoki zaznaczające się na badanym terenie przynależą do dwóch generacji. Dyslokacje starszej generacji przecinają u tw o ry kredy, badenu i najniższej części dolnego sa rm a tu — poziomu z A. dividens (fig. 2, przekrój II), natom iast uskoki związane z młodszą generacją — również osady sarm atu detrytycznego. Niezależnie od tego w piaskach ze Sko- rzowa obserwowano drobny uskok synsedym entacyjny o k ie ru n k u 100°
obniżający skrzydło północne o około 30 cm. Zaburzone piaski są ścięte erozyjnie i p rzy k ry te podobnymi piaskam i leżącymi poziomo. Ponieważ bezpośrednio pod piaskam i zalegają iły krakowieckie, nie można w yklu
czyć, że opisana form a powstała na skutek ich nierównomiernego osiada
nia. Przeprowadzone badania nie dostarczyły dowodów, przem aw iających za istnieniem na om awianym terenie współczesnych ruchów tektonicz
nych.
Uskoki starszej generacji widoczne są szczególnie w zachodniej części badanego terenu pozbawionej pokryw y osadów sarm atu detrytycznego.
Do najw yraźniejszych s tr u k tu r należy tu ta j zrąb G artatowic zbudowany z wapieni litotam niow ych podścielonych iłam i i m arglam i dolnego ba
denu. Ograniczający go od północy uskok m a w części wschodniej zrzut około 20 m, który m aleje do p aru m w części zachodniej. Od południa zrzut uskoku wynosi co najm niej 20—25 m. Obszar położony pomiędzy G artatow icam i a Sam ostrzałowem jest również intensyw nie zaburzony tektonicznie (fig. 2, przekrój I). Zaznaczające się tu ta j uskoki, częściowo o charakterze antytetycznym obniżają generalnie gipsy w m iarę posuw a
nia się ku północnemu wschodowi. Izolowane odsłonięcia gipsów poło
żone na południe od Żydówka wiąże się z niewielkim zrębem tektonicz
nym. Od strony południowo-zachodniej jest on obcięty uskokiem, w po
bliżu którego osady sarm atu detrytycznego są stromo ustawione, co m o
że wiązać się z odmłodzeniem uskoku po osadzeniu się sarm atu d e try tycznego.
Odsłonięcia gipsów położone na północ od Sędziejowic znajdują się prawdopodobnie w ty m sam ym bloku tektonicznym co gipsy Gartatowic,
a jego wschodnia część jest dźwignięta tektonicznie w stosunku do Sa
m ostrzałowa i Sędziejowic o 40— 45 m. Intensyw ny rozwój zapadlisk k ra sowych w pobliżu Holendrów zdaje się świadczyć, że możemy mieć tam do czynienia ze strefą płytkiego w ystępowania gipsów (Rutkowski w druku).
Na południe od zrębu G artatow ic znajduje się zapadlisko Chwałowic wypełnione gipsami (fig. 2, przekrój III), które nachylone są pod nie
wielkim kątem ku północy. Obszar położony pomiędzy Chwałowicami a Szarbkow em jest strefą tektonicznie wyniesioną zbudowaną z wapieni litotam niow ych. Od wschodu jest on ograniczony kilkom a uskokam i ob
niżającymi skrzydło wschodnie.
Obszar położony pomiędzy Unikowem, Chrabkowem i Szańcem pocię
ty jest szeregiem uskoków o k ierunku około WWN—EES obniżających kolejno w m iarę posuwania się k u północy wapienie litotamniowe, gipsy oraz iły w arstw pektenow ych i krakowieckich (fig. 2, przekrój III i IV).
W pobliżu Szańca gipsy i w arstw y podgipsowe giną pod iłam i w arstw pektenow ych, a następnie pod zw artą pokryw ą osadów sarm atu d e try tycznego. Opisane uskoki wiążą się ze starszą generacją zaburzeń, n a j
bardziej południowe z nich były jednak prawdopodobnie odmłodzone w czasie tworzenia się strefy dyslokacyjnej Szaniec— Zwierzyniec—
Stopnica.
Interesujący jest charak ter dyslokacji oddzielających od siebie kredę, wapienie litotam niow e i gipsy, znajdujących się w południowej części opisywanej strefy. N ieregularny, łam any przebieg linii intersekcyjnej wskazuje, że m am y tu do czynienia z niezależnym ruchem poszczegól
nych bloków, oddzielonych od siebie uskokami poprzecznymi, pow odują
cych pow stanie tak zwanych załomów uskokowych (Dżułyński 1953).
Wielkość zrzutów omówionych uskoków m aleje ku zachodowi, tak, że w rejonie Galowa dyslokacje te zanikają.
Ruchy tektoniczne omawianej generacji objęły również rejon Buska, co w ynika z praw ie bezpośredniego zalegania sarm atu detrytycznego na wapieniach litotam niow ych w K urzejow ie oraz z zalegania iłów z m ikro
fauną poziomu z Anomalinoides dividens praw ie na powierzchni gipsów, co ma m iejsce na południe od Łagiewnik.
Dyslokacje przynależne do starszej generacji ku wschodowi praw do
podobnie w ygasają, gdyż pomiędzy Skadlą a Grzybowem b ra k jest w ięk
szych zaburzeń tektonicznych (Pawłowski 1965, ryc. 3).
Uskoki przynależne do drugiej generacji, zaburzające detrytyczne osady sa rm a tu są stosunkowo nieliczne, ale w budowie terenu odgry
wają zdecydowanie większą rolę, decydując zdaniem autora w dużym stopniu o stru k tu rz e zachodniej części zapadliska połanieckiego. Nachy
lenie w arstw obserwowane w sarm acie detrytycznym , jeśli w yelim inuje
m y w arstw ow anie przekątne (Rutkowski 1976), m ają różny charakter.
Nachylenie związane z tektoniką obserwuje się głównie w rejonie Wy-
— 125 —
mysłowa i Szańca. W pobliżu Stawian, Sam ostrzałow a i Sędziejowic ob
serw uje się lokalnie duże nachylenie w arstw dochodzące do 30°, co w ią
że się z zapadaniem się te re n u spowodowanym zawaleniem się jaskiń w zalegających w podłożu gipsach lub ze zjawiskam i zboczowymi (osu
wanie się wapieni sarm atu leżących na podłożu plastycznych iłów).
Uskokiem przynależnym do młodszej generacji jest linia tektoniczna Chmielnik—Busko stw ierdzona przez Łyczewską (1975), k tó ra na odcin
ku Zwierzyniec—M łyny obniża skrzydło zachodnie zbudowane z drobno
ziarnistych piasków w apnistych, a wyżej ż gruboziarnistych wapieni, sta
nowiących horyzont górny. Skrzydło wschodnie zbudowane jest ze skał mniej odpornych, a to z iłów krakowieckich p rzy k ry ty ch przez piaski ze Skorzowa, a następnie grube żwiry, bądź też jako gruboziarniste piaski w apienne (horyzont górny), co powoduje inw ersję rzeźby.
Przynależy tu również uskok ograniczający od południa zapadlisko połanieckie, biegnący wzdłuż linii Galów—Zwierzyniec i przedłużający się ku wschodowi w dyslokację Stopnicy (Łyczewską 1975, Rutkowski 1979). Z rzut uskoku jest tu ta j niewielki rzędu kilkudziesięciu m, ta k że nie zaznacza się on w położeniu stropu ju ry , rozpoznanym badaniam i sejsmicznymi. K u zachodowi w rejonie Galowa uskok ten wygasa. W po
bliżu Szańca—Zwierzyńca doprowadza on do bocznego kontaktow ania się nieodpornych osadów senonu skrzydła wiszącego z bardziej odporny
mi w apieniam i litotam niow ym i, gipsami i utw oram i sarm atu d etrytycz
nego, z czym wiąże się inw ersja rzeźby. W strefe przyuskokow ej prze
kątnie w arstw ow ane wapienie z W ym ysłowa w ykazują kilkunastostop
niowe upady skierowane ku skrzydłu zrzuconemu. Podobne nachylenia, ale rzędu kilku stopni obserw uje się w wyższej części osadów sarm atu detrytycznego w W ymysłowie i na północ od Szańca (fig. 1). Uskoki młodsze od sarm atu detrytycznego w ystępują również w rejonie Źrecza i na zachód od Chmielnika, ale ich lokalizacja jest niejasna.
Północna granica zapadliska połanieckiego jest na om awianym te re nie nierozpoznana. Prawdopodobnie m am y tu do czynienia z uskokam i (Czarnocki 1947) przebiegającym i na południe od wychodni ju ry w Źre- czu i L ubani (fig. 1).
Wał wójczańsko-pińczowski ograniczony jest od północy szeregiem uskoków o charakterze schodowym. Osady sa rm a tu detrytycznego zaj
m u ją na nim stosunkowo wysokie położenie hipsom etryczne, około 250 m npm. w Nowej Wsi koło Pińczowa (por. Czarnocki 1947) i 290 m w K u rzejowie koło Buska, znacznie wyższe niż to m a miejsce w pobliżu Zwie
rzyńca (230 m npm.). A zatem w ał ten wiąże się z młodszą generacją uskoków. Liczne uskoki opisywane pomiędzy Buskiem, Wiślicą i P iń czowem (Łyczewską 1975, Osmólski et all. 1978) są prawdopodobnie młodsze od poziomu z Anomalinoides dividens, gdyż jak w ynika z p ro filowanych przez auto ra w ierceń i oznaczeń doc. E. Łuczkowskiej jest to najm łodszy w ystępujący w zapadliskach poziom stratygraficzny.
Spękania ciosowe mierzone tylko w w apieniach sarm atu zaznaczają się na ogół stosunkowo słabo i to raczej w silniej zlityfikow anych odmia
nach w apieni, gdzie przestrzenie międzyziarnowe wypełnione są w zna
cznej części sparytow ym kalcytem . W odmianach rozsypliwych spękania zaznaczają się słabiej, co jak się w ydaje wiąże się z rozładowywaniem się naprężeń drogą niszczenia czy osłabiania spoiwa pomiędzy poszcze
gólnymi ziarnami. Należy dodać, że powierzchnie poszczególnych spękań są nieco powyginane, a ich rozciągłość na przestrzeni kilku m etrów może się zmieniać w granicach do kilkunastu stopni.
K ierunki spękań są zmienne. W wapieniach z W ymysłowa przew aża kierunek 130— 150° z m aksim um przy 135° oraz drugi słabiej zaznaczo
ny 30—40°. W górnej części osadów sarm atu detrytycznego na północ od Szańca, najczęstsze są kierunki 70—90° oraz 160— 170°, słabiej zazna
czają się spękania 130— 150° i 0— 10°. Na północny zachód od Skorzowa stw ierdza się głównie spękania o kierunkach 10—20° i 80— 110°, rzadziej 130— 140°. W M łynach najczęstsze k ierunki są 0—40° i 100— 130°, rza
dziej 160— 170°. Niekiedy ze spękaniam i wiąże się m ineralizacja polega
jąca na częściowym w ypełnieniu por przez sparytow y kalcyt. Przykłado
wo w żw irow ni położonej na północ od Zwierzyńca tego typu spękanie o k ieru n k u 15—20° przecina rozsypliwe, żw irow ate wapienie organo- detrytyczne o gęstości objętościowej 1.46 g/cm3, czemu odpowiada w przybliżeniu porowatość 45%. Miejscami na szerokość 20 cm skała jest silniej zlityfikowana i w ykazuje wyższą gęstość objętościową 1.99 g/cm3 (porowatość rzędu 25%). Zm ineralizowane spękania rozw inięte w orgąnodetrytycznych w apieniach o zróżnicowanej lityfikacji obserwo
wano w północnej części łomu w Szańcu, gdzie stanowią około 7% spę
kań i m ają kierunki 20—35°. W okolicy Chrabkow a rozw ijają się one w bardziej zlityfikow anych wapieniach, na których tw orzą jasne smugi, 0 w yraźnie podniesionej twardości i k ierunku 5—25°, rzadziej 110°. K ie
runki te są praw ie prostopadłe do dyslokacji Galów— Zwierzyniec (110°) 1 równoległe do linii Chmielnik—Busko.
Należy wspomnieć także o ułożonych kierunkowo diagenetycznych konkrecjach w apieni piaszczystych zaw artych w piaskach sarm atu.
30 pom iarów w ykonanych przykładowo w Młynach mieści się w sek to rze 10— 50°, z m aksim um przy 30— 40°. Zbliżony kierunek tych fo'rm i s tru k tu r tektonicznych zdaje się być jednak przypadkow y, gdyż kon- krecje wiążą się raczej z kierunkam i dawnego przepływ u wód gru n to wych (Rutkowski 1976).
UW AGI KOŃCOWE
Zapadlisko połanieckie zaczęło się rozwijać . już w dolnym badenie o czym świadczą znaczne miąższości osadów mioceńskich podścielających gipsy (np. rzędu 117 m w Młynach, Łuczkowską 1964), co różni je od depresji soleckiej, gdzie miąższości ich są m niejsze (Czarnocki 1947). P o
— 127 —
czątkowo była to zatoka rozwijająca się w osłabionej strefie, jaką jest lineam ent Poznań—Rzeszów (Pożaryski 1971, 1974, 1977). Na oma
w ianym obszarze utw o ry te są zmienne facjalnie, podobnie jak w rejo
nie Staszowa— Sandom ierza (Pawłowska 1965). Jednocześnie są one kom pleksem w yrów nującym nierówności podłoża.
Następnie miało miejsce ujednolicenie sedym entacji, w yrażające się stałym w ykształceniem serii gipsowej na przestrzeni praw ie 30 km, od S ta w ian po Wiślicę. Również w jednolity sposób jako mułowce lub iłow- ce wykształcony jest tu wyższy baden (poziomy z N eobulim ina longa i Hanzawaia crassiseptata) oraz najniższa część poziomu z Anomalinoides dividens (sarmat).
W dolnym sarm acie (poziom z A. dividens) pow stają intensyw ne za
burzenia uskokowe (fig. 1, 2). Odpowiadają one w przybliżeniu praw ie rów nowiekowym zaburzeniom tektonicznym w zapadlisku przedkarpac- kim określanym niekiedy m ianem tektoniki anomalinowej (Obuchowicz 1963, Alexandrowicz 1964). N astępująca bezpośrednio po tym erozja do
prowadziła do ścięcia osadów starszych, najintensyw niejszego w części zachodniej i południowo-zachodniej badanego te re n u , tak, że wyżej-ległe osady sarm atu leżą na jurze, kredzie i różnych ogniwach badenu. W pół
nocno-wschodniej części badanego terenu, a być może również w NE części przekroju II (fig. 2) istnieje prawdopodobnie ciągłość sedym enta
cyjna pomiędzy badenem i sarm atem .
O procesach tektonicznych zachodzących po okresie erozji można wnioskować głównie na podstawie przebiegu sedym entacji osadów sar
m a tu (Rutkowski 1976). Początkowo osadzają się iły krakowieckie p rzy
należne do poziomu z Anomalinoides dividens zaw ierające niekiedy w części dolnej w kładki organodetrytycznych w apieni ty p u sarm atu de
trytycznego, a następnie zw arta pokryw a tych osadów. Ich sedym enta
cja jest efektem dźwignięcia się południowego obrzeżenia Gór Święto
krzyskich w w yniku czego do zbiornika sedym entacyjnego zaczął być dostarczany masowo m ateriał z erodowanych czy też abradow anych osa
dów badenu a także mezozoiku (Rutkowski 1976). Początkowo niszczeniu ulegały utw ory ju r y i kredy, a być może zlepieńce badeńskie, dając żwi
ry w ystępujące w spągu osadów sarm atu detrytycznego, a następnie głównie wapienie litotam niow e badenu.
Zjawiska te trw ały aż po najniższą część zony z Cycloforina k arreri Ovata, kiedy to nagłe zm iany na południowym obrzeżeniu Gór Święto
krzyskich spowodowały, że m ateriał d etrytyczny przestał być niesiony do zbiornika, w którym rozpoczęły osadzać się iły. Wiąże się to praw do
podobnie z tektonicznym obniżeniem strefy alim entacyjnej, związanym z przesuw aniem się osi zapadliska przedkarpackiego ku północy (np.
Alexandrowicz 1964, Połtowicz, Starczew ska-Pop o w 1974).
N astępna generacja uskoków pow stała po poziomie z Cycloforina k a rre ri ovata i je st tru d n a na badanym terenie do szczegółowszego dato
wania. Zapewne jest ona śródsarm acka i wiąże się z zachodzącymi w tym czasie rucham i tektonicznym i w zapadlisku przedkarpackim (Alexandro- wicz 1964, Ney 1969, K arnkow ski 1974). Przynależy tu uskok Chm iel
nik—Busko, a przede wszystkim strefa dyslokacyjna Galów—Zw ierzy
niec—Stopnica przedłużająca się k u południow em u wschodowi w stronę Mielca. Położony na południe od niej w ał wójczańsko-pińczowski — zrębowa s tru k tu ra rozdzielająca zapadlisko połanieckie od depresji so
leckiej wiąże się również z tą generacją. S ytuacja tektoniczna na pół
nocnym obrzeżeniu zapadliska połanieckiego wym aga dalszych badań.
W YKAZ LITERATURY — REFERENCES
A l e x a n d r o w i c z S. W., 1964. P rzejaw y tektoniki m ioceńskiej w Zagłębiu Gór
nośląskim . M iocene tectonic in the Upper S ilesia n Basin. A cta geol. pol., 14, 2: 175—231. W arszawa.
C z a r n o c k i J., 1939. Poszukiw ania ropy naftow ej w okolicy W ójczy i na obsza
rach sąsiednich po obu stronach W isły w r. 1929—31. Biul. Państ. Inst. Geol., 18: 1—8. W arszawa.
C z a r n o c k i J., 1947. Przew odnik X X Zjazdu Polskiego Tow arzystw a G eologicz
nego w Górach Św iętokrzyskich w 1947 r. Państ. Inst. Geol. W arszawa.
D ż u ł y ń s k i S., 1953. Tektonika pd. części W yżyny K rakow skiej. Acta geol. pol., 3: 325—440. W arszawa.
F l i s J., 1954. Kras gip sow y N iecki N idziańskiej. G ypsum karst of the Nida Trough.
Pr. geogr. Inst. Geogr. PA N , 1. W arszawa.
G i l e w s k a S., 1972. W yżyny Sląsko-M ałopolskie. W: Geom orfologia Polski. 1:
232— 339. PWN. W arszawa.
K a r n k o w s k i P., 1974. Zapadlisko przedkarpackie. Część w schodnia. W: B u
dowa geologiczna Polski. T. IV, T ektonika. Cz. 1, Niż Polski. 402—416. Wyd.
Geol. W arszawa.
K o n t k i e w i c z S., 1882. Spraw ozdanie z badań geologicznych dokonanych w 1880 r. w południow ej części guberni kieleckiej. P a m ię tn ik fizjogr., 2: 175—202.
K o w a l e w s k i K., 1958. Stratygrafia m iocenu południow ej P olski ze szczególnym u w zględ n ien iem południow ego obrzeżenia Gór Św iętokrzyskich. M iocene strati
graphy of Southern Poland w ith special attention paid to the Southern m argin of the Ś w ięty Krzyż M ountains. K w a r t, geol., 2, 1: 1—43. W arszawa.
Ł u c z k o w s k ą E., 1964. Stratygrafia m ikropaleontologiczna m iocenu w rejonie Tarnobrzeg—Chm ielnik. The m icropaleontologicał stratigraphy of the M iocene in th e region of Tarnobrzeg—C hm ielnik. Pr. geol. K om is. Nauk Geol. P A N Krak., 20. W arszawa.
Ł u c z k o w s k ą E. 1973. Faziostratotypus: Bohrung K łaj-1, K arpatische V ortiefe in Polen. In: Chronostratigraphie und N eostratotypen M iozan M4. Badenian.
155— 159. B ratislava.
Ł y c z e w s k a J., 1975. Zarys budow y geologicznej pasma w ójczo-pińczow skiego.
An ou tlin e of the geological structure of the Wójcza— Pińczów Range. Biul.
Inst. Geol., 283: 151— 188. W arszawa.
N e y R., 1969. Piętra strukturalne w północno-w schodnim obram ow aniu zapadliska
— 129 —
przedkarpackiego. Structural stages in the N orth-E astern border of the Car
pathian Fore-deep. Pr. geol. Kom is. N au k Geol. P A N Krak., 53. W arszawa.
O b u c h o w i c z Z., 1963. Budowa geologiczna przedgórza Karpat środkowych.
G eological structure of the M iddle Carpathian foreland. Pr. Inst. Geol., 30, 4: 321—354. W arszawa.
O s m ó l s k i T., K r y s i a k Z., W i l c z y ń s k i M. S., 1978. N ow e dane o strefie K urdw anów —Z aw ichost i tektonice obszaru od Buska po N idę i W isłę. N ew data on the K urdw anów —Zaw ichost zone and the tectonics of the area b e
tw een Busko and N ida and V istula rivers. K w a r t , geol., 22, 4: 834—848. War
szawa.
P a w ł o w s k a K., 1965. S yn tetyczn y opis litostratygraficzny osadów m iocenu m ię
dzy C hm ielnikiem i Tarnobrzegiem. P r z e w o d n ik 38 Z j a z d u Pol. Tow . Geol., 21—39. Wyd. Geol. W arszawa.
P a w ł o w s k i S., 1965. Zarys budow y geologicznej okolic C hm ielnika—T arno
brzega. Outline o f geological structure in the v icin ity o f C hm ielnik—Tarno
brzeg. Pr z. geol., 6: 238—245. W arszawa.
P o ł t o w i c z S., S t a r c z e w s k a - P o p o w A., 1974. Rozwój zapadliska przed
karpackiego m iędzy T arnow em a Przem yślem . T he developm ent of the Car
p athian Foredeep b etw een T arnów and Przem yśl, P olish Eastern Carpathian.
Rocz. Pol. Tow. Geol., 43, 4.: 495—517. Kraków.
P o ż a r y s k i W., 1971. T ektonika elew acji radom skow skiej. The tectonics of the R adom sko elevation. Rocz. Pol. Tow. Geol., 41, 1: 169— 179. Kraków.
P o ż a r y s k i W., 1974. Obszar S w iętokrzysko-lubelski. W: Budow a geologiczna Polski. T. IV, Tektonika. Cz. 1, N iż Polski. 314—363. Wyd. Geol. W arszawa.
P o ż a r y s k i W., 1977. T he late alpine epoch in the platform developm ent east of the Variscan Orogen. T he M ałopolska M assif. In: G eology of Poland. Vol. IV.
Tectonics, p. 445—448. Wyd. Geol. W arszawa.
R a d w a ń s k i A., 1968. Transgresja dolnego tortonu na obszarze W yżyny Mie
chow skiej i K rakow skiej. Low er Tortonian transgression onto the M iechów and Cracow U plands. A c ta geol. pol., 18, 2: 387—438. W arszawa.
R a d w a ń s k i A., 1969. T ransgresja dolnego tortonu na południow ych stokach Gór Św iętokrzyskich (strefa zatok i ich przedpola). Low er Tortonian trans
gression onto th e Southern slopes of th e H oly Cross Mountains. A cta geol.
pol., 19, 1: 1—160. W arszawa.
R u t k o w s k i J., 1976. D etrytyczne osady sarm atu na południow ym obrzeżeniu Gór Św iętokrzyskich. D etrital Sarm atian deposits on the Southern m argin of the H oly Cross M ountains (Southern Poland). Pr. geol. K om is. Nauk Geol.
P A N Krak., 100. W arszawa.
R u t k o w s k i J., 1979. G ipsy rejonu S taw ian pińczow skich w ś w ietle interpretacji zdjęć lotniczych. IX O gólnopolska K onferencja Fotointerpretacji. Streszczenia r e f e r a tó w , s. 49—50. In stytu t G eografii U niw . Sl., Pol. Tow. Geogr. K atow ice.
R u t k o w s k i J., (w druku). G ipsy rejonu S ta w ia n i Szańca w św ietle interpre
tacji zdjęć lotniczych. D okum entacja telededekcji, 1. K atow ice.
W a l a A., 1961. Litologia m ioceńskiej serii ew aporatów w okolicy Pińczowa.
S p r a w , z Pos. Kom is. nauk. P A N K ra k . Styczeń —czerw iec 1961. 275—280.
Kraków.
W a l a A., 1962. C harakterystyka petrograficzna profili serii gipsow ej w okolicy Buska, W iślicy i G artatow ic oraz próba korelacji ich z profilem w Gackach koło Pińczowa. S p r a w , z Pos. K o m is. nauk. P A N K ra k. Styczeń—czerw iec 1962:
269—271. Kraków.
W a l a A., 1963. K orelacja litostratygraficzna p rofili serii gipsow ej obszaru nad
nidziańskiego. S p r a w , z Pos. K o m is. nauk. P A N K r a k . L ipiec—grudzień 1962:
530—532. Kraków.
9 — R o c z n ik P T G 51/1—2
SUM M ARY
This p ap e r deals w ith tectonic disturbances involving the Miocene deposits of th e Połaniec graben. This graben lies in the n o rth e rn p a rt of the C arpathian foredeep and is not expressed topographically (Fig. 1).
The sedim ents th a t fill the graben are of Badenian and Low er S arm atian age (for details concerning stratig rap h y see: Kowalewski (1958), Łucz- kowska (1964), Rutkowski (1976).
The tectonic disturbances are faults and are related to two gene
rations of tectonic movements, which w ere separated from each other by a short period of erosion. The first and older generation of faults involves Mesozoic rocks and sediments of Badenian and lowerm ost S a r
m atian age. The erosion th a t followed the above m entioned disturbances resulted in planation of the Mesozoic and Badenian rocks so th a t the overlying d e trita l sedim ents of the S arm atian rest directly upon Jurassic or Cretaceous rocks and upon different stratigraphic units of the B a
denian (Fig. 2). The d e trita l S arm atian sediments were chiefly derived from the low er Badenian L ithotam nium limestones th a t were subject to erosion. The erosion of these lim estones and the deposition of the detritic S arm atian sedim ents was consequent upon the uplift of areas situated to th e north of our study area. This deposition occured in the tim e in terv al em bracing the Anomalinoides dividens (Cibicides baden- ensis) zone and the low er p a rt of the Cycloforina k arreri ovata zone.
In the u p p er p a rt of the la tte r zone the deposition of coarse clastics came to its end and was replaced by the deposition of argilaceous sedi
ments. Such change was presum ably caused b y tectonic subsidence of the previously uplifted areas of alim entation. This subsidence was con
sequent upon the n o rth -w ard shifting of the axis of the C arpathian foredeep (Alexandrowicz 1964, Ney 1969, Połtowicz, Starczewska-Popow
1974).
The second generation of faults postdates the Cycloforina k arreri ovata zone but, presum ably, is still of S arm atian age. This generation of disturbances appears to be related to tectonic m ovem ents th a t affected the C arpathian foredeep (Pożaryski 1977). To the second generation be
long the faults trending WWN—EES and NNE—SSW. These faults which, presum ably, brought about the appearence of the Połaniec graben.
The diaclases could have been m easured in th e detritic S arm atian rocks only. These diaclases are w eakly m arked and are recognizable
— 131 —
exclusively in m ore lithified rocks in w hich the interg lan u lar space is filled p artly w ith sp a rry calcite. Along some of the diaclases w hich show strikes 15— 35° also reveal th e calcification of rocks. The presence of such calcification resulted in the increase of volum e density (from 1.46 to 1.99 g/cm3) and in the decrease of porosity (from 45 to 25 percent) of th e rocks involved.
