W obu przypadkach aktywnoœæ tektoniczna prowadzi³a prawdopodobnie do udro¿nienia szczelin dla gor¹cych p³ynów z g³êbszych stref górotworu. W odniesieniu do póŸnej kredy, a w mniejszym stopniu równie¿ wczesnej kredy, stwierdzono wystêpowanie wyraŸnie obni¿onego strumienia cieplnego co najmniej wzd³u¿ bruzdy œród-polskiej.
W pozosta³ych obszarach TESZ, stanowi¹cych obiekt badañ historii termicznej w projekcie PAP, postawienie spój-nych hipotez uznano obecnie za przedwczesne z uwagi na trwaj¹ce analizy dojrza³oœci termicznej oraz modelowania komputerowe. W wiêkszoœci badanych stref materia³ anali-tyczny jest obecnie rozszerzany o badania CAI, SCI, TAI, analizy pirolityczne, analizy inkluzji ciek³ych oraz AFTA.
Literatura
BE£KA Z. 1990 — Thermal maturation and burial history from cono-dont colour alteration data, Holy Cross Mountains, Poland. Cour. For-sch.-Inst. Senckenberg, 118: 241–251.
BE£KA Z. & SIEWNIAK-MADEJ A. 1996 — Thermal maturation of the Lower Palaeozoic strata in the southwestern margin of the Malopol-ska Massif, southern Poland: no evidence for Caledonian regional metamorphism. Geol. Rundsch., 85: 775–781.
BURZEWSKI W., MAÆKOWSKI T., £APIÑKIEWICZ P., BACHLEDA-CURUŒ T. & SEMYRKA R. 1996 — Modelling of the Paleothermal Gradient for Deteremination of the Distribution of the Hydrocarbon Phases in the Western Pomeranian Devonian–Car-boniferous Complex. Oil and Gas News from Poland, 6: 171–174. GROTEK I. 1999 — Origin and thermal maturity of the organic matter in the Lower Palaeozoic rocks of the Pomeranian Caledonides and their foreland (northern Poland). Geol. Quart., 43: 297–312.
GROTEK I. 2000 — Zmiennoœæ stopnia uwêglenia rozproszonej mate-rii organicznej z utworów karbonu brze¿nej czêœci platformy wschod-nioeuropejskiej w Polsce. Praca doktorska, Pañstw. Inst. Geol. Warszawa. JURCZAK-DRABEK A. 2000 — Rozwój mikrofacji organicznej w profilu litostratygraficznym karbonu górnoœl¹skiego zag³êbia wêglowe-go. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 390: 5–34.
KARNKOWSKI P.H. 1999 — Origin and evolution of the Polish Rotliegend basin. Polish Geological Institute Special Papers 3. LAZAUSKIENË J. & MARSHALL J. 2002 — Chitinozoan reflectance and the thermal history of the Lower Palaeozoic sediments of the Baltic Basin. The Fifth Baltic Stratigraphic Conference, Wilno, 93–97. MAJOROWICZ J.A., MAREK S. & ZNOSKO J. 1984 — Paleoge-othermal gradients by vitrinite reflectance data and their relation to the present geothermal gradient patterns of the Polish Lowland. Tecto-nophysics, 103: 141–156.
MARYNOWSKI L. 1999 — Stopieñ przeobra¿enia termicznego mate-rii organicznej w ska³ach dewonu Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol., 47: 1125–1129.
NARKIEWICZ M. 2002 — Ordovician through earliest Devonian development of the Holy Cross Mts. (Poland): constraints from subsi-dence analysis and thermal maturity data. Geol. Quart., 46: 255–266. NARKIEWICZ K., GROTEK I. & MATYJA H. 1998 — Thermal maturity of organic matter in the Upper Devonian deposits of of the Radom–Lublin and Pomerania areas. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 165: 235–244.
POPRAWA P., NARKIEWICZ K., SWADOWSKA E. & BRUSZEWSKA B. 2001 — Analiza dojrza³oœci oraz jednowymiarowe modelowanie historii termicznej utworów potencjalnie macierzystych dla wêglowodorów w rejo-nie Liplas–Tarnawa. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 174: 173–204.
SWEENEY J.J. & BURNHAM A.K. 1990 — Evaluation of a simple model of vitrinite reflectance based on chemical kinetics. AAPG Bull. 74: 1559–1570.
SZCZEPANIK Z. 1997 — Preliminary results of thermal alteration investigations of the Cambrian acritarchs in the Holy Cross Mts. Geol. Quart., 4: 257–264.
ŒRODOÑ J. 1995 — Reconstruction of maximum paleotemperatures at present erosional surface of the Upper Silesia Basin, based on the com-position of illite/smectite in shales. Stud. Geol. Pol., 108: 9–20.
Paleobiogeografia masywu ma³opolskiego i bloku ³ysogórskiego w œrodkowym
sylurze na podstawie badañ graptolitów
El¿bieta Porêbska*
Ró¿nice w ewolucji geologicznej ³ysogórskiej i kielec-kiej czêœci Gór Œwiêtokrzyskich we wczesnym paleozoiku sta³y siê podstaw¹ pogl¹du o ich przynale¿noœci do dwóch odrêbnych terranów — ³ysogórskiego i ma³opolskiego (Po¿aryski i in., 1992). Paleokontynentalne pochodzenie tych terranów oraz czas ich amalgamacji interpretowany na podstawie zapisu stratygraficznego kambru i ordowiku jest przedmiotem rozbie¿nych interpretacji. Rozwój litofacjal-ny œrodkowego syluru oraz znaczenie paleobiogeograficzne fauny graptolitowej i trylobitowej tego wieku nie by³y dot¹d analizowane w kontekœcie rozwa¿anego problemu. Podstaw¹ zastosowanego przez autorkê testu paleogeogra-ficznego jest póŸnowenlockie wymieranie, znane jako zda-rzenie lundgreni. Scenariusz tego wydarzenia jest zró¿nicowany paleogeograficznie, co wyra¿a siê w sk³adzie taksonomicznym i frekwencji fauny dokumen-tuj¹cej trzy etapy zdarzenia (wymieranie, przetrwanie i
odnowienie) oraz swoistymi sygnaturami geochemiczny-mi. Zdarzenie lundgreni ma m.in. swój model gondwañski (Jaeger, 1991; Porêbska, 1997) i ba³tycki (Koz³owska i in., 2000).
Interdyscyplinarne badania osadów górnego wenloku przeprowadzone w otworze Wilków–1 (£ysogóry), w w¹wozie Pr¹gowiec (masyw ma³opolski) oraz w otworze Wola Obszañska–9 (masyw ma³opolski) wskazuj¹, ¿e œro-dowisko sedymentacji górnego wenloku w wymienionych rejonach zdominowane by³o procesami depozycji suspen-syjnej o charakterze hemipelagicznym, p³ytszej w basenie kieleckim, g³êbszej i bardziej pelagicznej w basenie ³ysogórskim oraz w po³udniowej czêœci masywu ma³opolskiego.
Kielecki zapis zdarzenia lundgreni mieœci siê precyzyj-nie w modelu ba³tyckim powielaj¹c sukcesjê zespo³ów graptolitów i w konsekwencji biostratygrafiê oraz rozwój litofacjalny. Najbardziej znacz¹cym momentem w przebie-gu zdarzenia by³o tu masowe, krótkotrwa³e pojawienie siê fauny bentonicznej we wczesnej fazie graptolitowego „przetrwania” charakteryzuj¹cego siê równie licznym pojawieniem siê Colonograptus parvus i Gothograptus nassa. Ta asocjacja graptolitów i bentosu zaznacza siê we wszystkich ekwiwalentnych wiekowo osadach znanych z 1220
Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 12, 2002
*Instytut Nauk Geologicznych UJ, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków
kratonu wschodnieuropejskiego. W zapisie ³ysogórskim graptolity s¹ ma³o zró¿nicowane i nieliczne. Charakterystyczne jest ubóstwo retiolitów, bentosu nie ma w ogóle. £yso-górski zapis nie mieœci siê ani w ba³tyckim, ani w gondwañskim modelu zdarzenia lundgreni.
Przyczyny stwierdzonych dot¹d ró¿nic w ma³opolskim i ³ysogórskim scenariuszu zdarzenia lundgreni wydaj¹ siê wykraczaæ poza uwarunkowania facjalne. Sugerowaæ mo¿na, ¿e rejon kielecki mia³ w póŸnym wenloku swoje wspó³czesne po³o¿enie i zalany by³ morzem epikontynentalnym Baltiki. Basen ³ysogórski móg³ byæ jeszcze w tym czasie izolowany od wp³ywów morza Baltiki.
Literatura
JAEGER H. 1991 — Neue Standard-Graptolithenzonenfolge nach der ”Grossen Krise” an der Wenlock/Ludlow–Grenze (Silur). N. Jb. Geol. Paläont. Abh. Bd., 182: 303–354.
KOZ£OWSKA-DAWIDZIUK A., PORÊBSKA E. & MASIAK M. 2000 — Influence of the lundgreni Event on graptolite evolution; some isotopes, geochemistry and acritarchs from the East European Platform. Canadian Paleontology Conference. Program and Abstracts No. 10. GAC Publications: 8–9.
PO¯ARYSKI W., GROCHOLSKI A., TOMCZYK H.,
KARNKOWSKI P. & MORYC W. 1992 — Mapa tektoniczna Polski w epoce waryscyjskiej. Prz. Geol., 40: 643–651.
PORÊBSKA E., 1998 — Cyrtograptus lundgreni Event recorded in an upwelling sequence in the Sudetes (SW Poland). Temas Geologico-Mi-neros ITGE, 23: 248–251.
Deformacje tektoniczne ska³ staropaleozoicznych — zachodni odcinek
jednostki ³ysogórskiej, Góry Œwiêtokrzyskie
Sylwester Salwa*
Teren badañ znajduje siê w po³udniowo-zachodniej czêœci regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich. Jego po³udniow¹ granicê stanowi dyslokacja œwiêtokrzyska, wschodni¹ góra £ysica, zachodni¹ wyznacza zasiêg osa-dów pokrywy permsko-mezozoicznej, a pó³nocn¹ podnó¿e Pasma G³ównego oraz Pasma Mas³owskiego. Obszar ten jest zbudowany g³ównie ze ska³ kambru œrodkowego i gór-nego oraz w mniejszym stopniu ze ska³ ordowickich.
Przeprowadzone przez autora badania struktur nych pozwoli³y na wydzielenie kilku faz aktywizacji tektonicz-nej omawianego górotworu. Kluczowe znaczenie dla rozdzielenia faz deformacji ma ich relacja wzglêdem procesu kwarcytyzacji osadów kambryjskich. Wyró¿niono deformacje przed- i pokwarcytyzacyjne. Wœród pierwszych wydzielono:
Etap deformacji syndiagenetycznych —
reprezento-wany przez zespó³ uskoków normalnych o biegu WNW–ESE, których powstanie wi¹¿e siê z ekstensyjnym poszerzaniem kambryjskiego basenu sedymentacyjnego,
Etap ordowickich deformacji zwi¹zanych z
lewoprze-suwczym, subrównole¿nikowym œcinaniem, któremu towa-rzyszy³o fa³dowanie i nasuwanie mas skalnych wzd³u¿ uskoków odwróconych (ramp) o biegu zbli¿onym do NW–SE i upadzie ku NE,
Etap sylursko-dolnodewoñskich deformacji zwi¹zanych
z prawoprzesuwczym œcinaniem oraz powi¹zanym z nim fa³dowaniem, budinowaniem i nasuwaniem ska³ w kierun-ku SE. Ta faza deformacji zostaje zakoñczona niemal pe³n¹ sylifikacj¹ zdeformowanych ska³.
Wœród etapów deformacji pokwarcytyzacyjnych wyró¿niono:
etap deformacji waryscyjskich — zwi¹zany z
lewo-przesuwczym subrównole¿nikowym œcinaniem, a zazna-czonym obecnoœci¹ licznych uskoków pod³u¿nych o charakterze nasuwczym oraz prawoskrêtnych, transpresyj-nych uskoków poprzecztranspresyj-nych stromo zapadaj¹cych na E,
etap deformacji postwaryscyjskich — najs³abiej
zaznaczo-ny i manifestuj¹cy sw¹ obecnoœæ g³ównie w NW czêœci obszaru badañ w postaci uskoków zrzutowych oraz stref zbrekcjowania.
Z deformowaniem staropaleozoicznych ska³ klastycz-nych zwi¹zany by³ proces ich rozpuszczania. odpowie-dzialny za powstanie kilku generacji szwów stylolitowych w strefach tektonicznych i dostarczaj¹cy krzemionki nie-zbêdnej dla sylifikacji. Drugim Ÿród³em krzemionki by³y przemiany minera³ów ilastych poddanych oddzia³ywaniu naprê¿eñ tektonicznych oraz ciœnieniu nadk³adu.
Wszystkim wymienionym etapom deformacji towarzy-szy³a intensywna mineralizacja ¿y³owa. Jej g³ówn¹ treœæ stanowi³ kwarc, a rzadziej tak¿e piryt, markasyt, baryt oraz siarczki miedzi, wawelit i waryscyt. Wzajemne relacje pomiêdzy ró¿nymi generacjami ¿y³ u³atwi³y wydzielanie odrêbnych faz deformacji.
Struktury fa³dowe oraz sekwencja deformacji w utworach formacji
andelskohorskiej (Góry Opawskie, Sudety Wschodnie)
Sylwia Strzy¿ewska-Konieczna*, Jerzy ¯aba*
Badany obszar znajduje siê w Górach Opawskich; le¿y w obrêbie waryscyjskich eksternidów, na pograniczu z
internidami. Serie skalne reprezentuj¹ce obie strefy wary-scyjskiego orogenu ods³aniaj¹ siê w Sudetach Wschodnich jeœli siê ods³aniaj¹ na powierzchni terenu.
Góry Opawskie le¿¹ w strefie morawsko-œl¹skiej prze-biegaj¹cej wzd³u¿ zachodniej, krawêdziowej czêœci bloku górnoœl¹skiego. Blok górnoœl¹ski, ³¹cznie z le¿¹cym na 1221
Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 12, 2002
*Wy¿sza Szko³a Pedagogiczna, Instytut Chemii, ul. Chêciñska 5, 25-020 Kielce
*Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñ-ska 60, 41-200 Sosnowiec; jzaba@ultra.cto.us.edu.pl
