Czy istnieje mazurska, prawoskrêtna strefa podatnego œcinania?
Zbigniew Cymerman*
Does the Mazury dextral shear zone exist? Prz. Geol., 55: 157–167.S u m m a r y . Throughout SW Fennoscandia, numerous approximately W-E trending faults and ductile shear zones have recently been recognized. The regional-scale zone of strike-slip displacements (Mazury lineament) with a dextral component was referred by many authors as apparently influenced by the distribution of ca. 1.6–1.4 Ga old “anorogenic” intrusions of the Mazury Complex (NE Poland). However, new detailed structural and kinematics studies of drill-cores from 255 boreholes located throughout NE Poland and SW Lithuania (Lazdijai region) indi-cate that the Mazury Complex, the Suwa³ki Anorthosite Massif and surrounding lithotectonic domains share a com-mon ductile thrusting deformation, calling into question the concept of a large-scale dextral shear zone and also the “anorogenic” origin hypothesis of the Mazury Complex. One important advance has been the accumulation of structural and kinematics information that allows assessment of the main orogenic transport direction commonly towards the SW, locally to the NE (e.g., in the eastern part of the Suwa³ki Anorthosite Massif). This assessment has been coupled with the recognition of the role of major and numerous ductile shear zones within the western part of the East European Platform. In general, compressional deformation with ductile thrusting predominated in the western part of the East European Platform. Very probable strike of regional mylonitic foliation (S1) from almost 100 boreholes has been established, based on geophysical measurements of the curvature of
bore-hole axis and a few tens oriented core samples (SW Lithuania). It is assumed that the crystalline rocks of NE Poland and SW Lithuania (Lazdijai region) were subjected to similar ductile thrusting to transpressional deformation during the late Gothian (or newly defined Dano-Polonian) orogeny (ca. 1.5 Ga).
Key words: ductile thrusting, structures, kinematics, boreholes, Mesoproterozoic, Mazury, NE Poland, SW Lithuania
W ostatnich kilkunastu latach na obszarze tarczy ba³tyckiej (Fennoskandii) rozpoznano strefy tektoniczne o randze regionalnych uskoków lub stref podatnego œcina-nia. W czêœci SW tej tarczy, czyli na obszarze orogenu sve-konorweskiego (oko³o 1,1–0,9 mld lat) wystêpuje wiele po³udnikowo przebiegaj¹cych stref podatnego œcinania, jak np. strefy Protogine, Göta-Älv i Mylonitowa (Stephens i in., 1996; Andersson i in., 1999), a tak¿e strefy uskokowe Boarp-Taberg, Hok-Tenhult czy pasmo ultramylonitów Fängen (Andréasson & Rodhe, 1989). W po³o¿onym na obszarze œrodkowej Szwecji i po³udniowej Finlandii oro-genie swekofeñskim (oko³o 1,85–1,83 mld lat) rozpoznano prawie równole¿nikowe lub zorientowane w kierunku NW-SE, prawoskrêtne strefy podatnego œcinania, jak np. strefy Has-sela, Storsjön-Edsbyn (Högdahl & Sjöström, 2001), Burträsk (Romer & Nisca, 1995) czy po³o¿on¹ bardziej na po³udniu (ryc. 1) strefê œcinania Lofthammar-Linköping (Beunk i in., 1996). Najbardziej na po³udniu rozpoznana jest lewoskrêt-na strefa œcilewoskrêt-nania podatnego Smaland-Blekinge (Krauss i in., 1996) o wieku oko³o 1,6 mld lat (Berthelsen, 1988). Wed³ug niektórych badaczy (op. cit.) przynajmniej w czêœ-ci tych stref przesuwczych dosz³o do przemieszczeñ na odleg³oœæ ponad 100 km lub nawet 150 km.
Kubicki i Ryka (1982) pierwsi zak³adali, ¿e magma-tyzm w pod³o¿u krystalicznym NE Polski, czyli przede wszystkim na Mazurach, by³ zwi¹zany z równole¿nikowo przebiegaj¹c¹ stref¹ o postkolizyjnej genezie lub wyko-rzystywa³ stary i zregenerowany lineament. Chocia¿ istnie-nie tej strefy na Mazurach jest jedyistnie-nie umowistnie-nie zak³adane, to w literaturze ostatniej dekady jest to prawie geotekto-niczny aksjomat (Cleasson i in., 1995, 2001; Duchesne i in., 1998; Bagiñski i in., 1999, 2001a, b; Wiszniewska i in., 1999, 2000; Bogdanova i in., 2001; Dörr i in., 2002; Wisz-niewska, 2002; Skridlaite i in., 2003; Wiszniewska & Krze-miñska, 2005). Sugerowano, ¿e w strefie tej zasz³y wielko-skalowe, regionalne, prawoskrêtne przemieszczenia typu
przesuwczego w warunkach podatnych (Bogdanova i in., 1994, 1996, 1997, 2001; Bogdanova & Gorbatschev, 1997; Cleasson i in., 1995, 2001).
Celem niniejszej publikacji jest rozpatrzenie, czy w œwietle niedawno opublikowanych, szczegó³owych badañ strukturalnych rdzeni wiertniczych (Cymerman, 2004a, b, c; 2005) z obszaru polskiej czêœci kratonu wschodnioeuropej-skiego (EEC) oraz rozwa¿añ regionalnych, mo¿liwe jest potwierdzenie istnienia na obszarze Polski NE oraz s¹sied-niego, przygranicznego obszaru Litwy takiej regionalnej, równole¿nikowej strefy tektonicznej (lineamentu) o cechach prawoskrêtnego uskoku przesuwczego. Badania tektonicz-ne ska³ krystalicznych EEC s¹ ograniczotektonicz-ne ze wzglêdu na wystêpowanie pokrywy m³odszych ska³ osadowych o du¿ej mi¹¿szoœci. Bezpoœrednich danych na temat budowy tego obszaru dostarczaj¹ rdzenie wiertnicze; jednak nierówno-mierne rozmieszczenie otworów wiertniczych, g³ównie poszu-kiwawczych, znacznie utrudnia ustalenie budowy regionalnej EEC. W celu sprawdzenia s³usznoœci za³o¿enia o istnieniu pra-woskrêtnego, równole¿nikowego uskoku typu przesuwczego, autor wykorzysta³ w³asne dane strukturalne i kinematycz-ne, uzyskane w wyniku wieloletnich badañ archiwalnych materia³ów wiertniczych z obszaru zachodniej czêœci EEC. Do tej analizy wykorzystano dane z 255 otworów wiertni-czych, zlokalizowanych na Kaszubach, Warmii, Mazurach, SuwalszczyŸnie i SW Litwie (region Lazdijai).
Istotn¹ przeszkod¹ w interpretacji danych struktural-nych jest brak orientowastruktural-nych rdzeni z wiêkszoœci tych wier-ceñ. Chocia¿ obecnie istnieje wiele ró¿nych metod orientacji rdzeni wiertniczych w trakcie wiercenia otworów (np. za pomoc¹ urz¹dzenia BIPS — Borehole Image Processing System), to w czasie wykonywania wierceñ (czêœci z nich prawie pó³ wieku temu) na obszarze Polski NE nie oriento-wano rdzeni wzglêdem stron œwiata. W tym czasie na obszarze po³udniowej Litwy z prawie stu otworów pobrano oko³o dwieœcie prób rdzeni orientowanych wzglêdem pó³-nocy. Próby te maj¹ jednak ró¿ny stopieñ wiarygodnoœci. Nale¿y podkreœliæ, ¿e ustalenie orientacji rdzeni wiertni-czych wzglêdem stron œwiata, z uwagi na stan zachowania rdzeni oraz heterogenicznoœæ budowy geologicznej tych
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Dolnoœl¹ski, al. Ja-worowa 19, 53-122 Wroc³aw; zbigniew.cymerman@pgi.gov.pl
zakrytych obszarów EEC, jest w wiêkszym lub mniejszym stopniu zawsze tylko przypuszczalna.
Badania strukturalne rdzeni wiertniczych Szczegó³owe wyniki analizy strukturalnej rdzeni wiert-niczych z obszaru Mazur, Warmii i s¹siednich regionów
Polski NE by³y ostatnio publikowane (Cymerman, 2004a, b) i dlatego bêd¹ tu jedynie skrótowo przestawione. Z kolei, wyniki podobnych badañ rdzeni z suwalskiego masywu anortozytowego (SAM) oraz z SW Litwy (region Lazdijai) nie by³y dotychczas opublikowane i dlatego bêd¹ one nieco szerzej omówione. Niestety, analizy takiej nie wykonano jeszcze dla rdzeni ska³ krystalicznych z kilkudziesiêciu
SA RM AT I A T E S Z PDDA OMB Kr VG CB BBG WLG EL BT OT M Ri PNSZ MLSZ LLZ OJZ L A W S PLT TS Bl Bo KALEDONIDY CALEDONIDES B A L T I C A KA RE L IA R N MORZE BA£TYCKIE BAL TIC SE A MORZE CZARNE BLACK SEA granice terranów terrane boundaries
uskoki kruche i strefy podatnego œcinania
brittle faults and ductile shear zones
200km
pasma orogeniczne (ok. 2,2-2,1 mld lat)
orogenic belts (ca 2.2-2.1 Ga)
pasma magmowe (ok. 2,0-1,95 mld lat)
igneous belts (ca 2.0-1.95 Ga)
pasma orogeniczne (ok. 2,0-1,9 mld lat)
orogenic belts (ca 2.0-1.9 Ga)
pasma orogeniczne (1,83-1,85 mld lat)
orogenic belts (1.83-1.85 Ga)
pasma orogeniczne (1,81-1,67 mld lat)
orogenic belts (1.81-1.67 Ga)
transskandynawskie pasmo magmowe (1,81-1,67 mld lat) Transscandinavian Igneous Belt (1.81-1.67 Ga) PALEOPROTEROZOIK PALEOPROTEROZOIC
ska³y przewa¿nie o wieku 3,7-3,0 mld lat
rocks predominantly 3.7-3.0 Ga
ska³y przewa¿nie o wieku 3,0-2,7 mld lat
rocks predominantly 3.0-2.7 Ga ARCHAIK
ARCHEAN
granitoidy (ok. 1,47-1,43 mld lat)
granitoids (ca 1.47-1.43 Ga) MEZOPROTEROZOIK
MESOPROTEROZOIC
pasmo gotyjskie przebudowane podczas orogenezy swekonorweskiej (ok. 1,0 mld lat)
Gothian belt reworked by the Sveconorvegian orogeny (ca 1.0 Ga)
MEZOPROTEROZOIK - NEOPROTEROZOIK
MESOPROTEROZOIC - NEOPROTEROZOIC
granity rapakiwi i stowarzyszone z nimi ska³y (1,65-1,50 mld lat)
Rapakivi granites and related rocks (1.65-1.50 Ga)
ska³y facji granulitowej
granulite-facies rocks MEZOPROTEROZOIK -PALEOPROTEROZOIK MESOPROTEROZOIC - PALEOPROTEROZOIC FENNOSCANDIA CALEDONIDES SARMATIA VOLGO-URALIA T E SZ T IM A N U RA L S
Ryc. 1. Schematyczna mapa tektoniczna zachodniej czêœci kratonu wschodnioeuropejskiego (wed³ug Bogdanovej i in., 2001; zmodyfiko-wana). Trzysegmentowy podzia³ kratonu (wk³adka w prawym naro¿niku) wed³ug Bogdanovej i in. (1994). A — granity rapakiwi Alandu, BBG — granulitowe pasmo bia³orusko-ba³tyckie, Bl — granitoidy Blekinge; Bo — granitoidy Bornholmu, BT — terran ba³tycki; CB — pasmo œrodkowobia³oruskie, EL — pasmo wschodniolitewsko-³otewskie, Kr — granity rapakiwi Korostenu, L — granity rapakiwi Laiti-la, LLZ — strefa œcinania Loftahammar-Linköping, M — kompleks mazurski, MLSZ — strefa szwu œrodkowolitewskiego, N — granity rapakiwi Nordingra, OJZ — strefa œcinania Oskarshamn-Jönköping; OMB — magmowe pasmo Osnitsk-Mikaschevichi, OT — terran Okolovo, PDDA — paleozoiczny aulakogen Prypeæ–Dniepr, PLT — terran polsko-³otewski, PKSZ — strefa œcinania Polotsk-Kurzeme, R — granity rapakiwi Ragunda, Ri — masyw Rygi, S — granity rapakiwi Salmi, TESZ — kolizyjny szew transeuropejski, TS — transskandynawskie pasmo magmowe, VG — granulitowe pasmo Witebska, W — granity rapakiwi Wyborgu, WLG — granulitowe pasmo zachodniolitewskie
Fig. 1. Tectonic sketch-map of the western part of the East European Craton (modified after Bogdanova et al., 2001). The three-fold sub-division of the East European Craton (right corner inset) is after Bogdanova et al. (1994). A — Aland rapakivi granites, BBG — Bela-rus-Baltic Granulite Belt; Bl — Blekinge granitoids; Bo — Bornholm granitoids, BT — Baltic Terrane; CB — Central Belarus Belt; EL — East Lithuanian Belt; Kr — Korosten rapakivi granites, L — Laitila rapakivi granites, LLZ — Loftahammar-Linköping shear zone, M — Mazury Complex; MLSZ — Middle Lithuanian Suture Zone, N — Nordingra rapakivi granites, OJZ — Oskarshamn-Jönköping shear zone; OMB — Osnitsk-Mikashevichi Igneous Belt; OT — Okolovo terrane, PDDA — Palaeozoic Pripyat-Dniepr-Donets Aulacogen; PLT — Polish-Latvian Terrane, PKSZ — Polotsk-Kurzeme Shear Zone, R — Ragunda rapakivi granites, Ri — Riga rapakivi granites; S — Salmi rapakivi granites; TESZ — Trans European Suture Zone; TS — Transscandinavian Igneous Belt; VG — Vitebsk Granulite Domain; W — Vyborg rapakivi granites; WLG — West Lithuanian Granulite Belt
otworów zlokalizowanych na terytorium Rosji (obwód kaliningradzki); a jest to obszar przylegaj¹cy od pó³nocy do regionu mazurskiego.
Polska NE, oprócz suwalskiego masywu anortozytowego (SAM)
W otworach z obszaru Kaszub i wschodniego Pomorza
dominuj¹ upady foliacji S1w zakresie 50–60
o
(Cymerman,
2004a, b), a lineacja ziarna mineralnego L1jest prawie
rów-noleg³a do kierunku upadu S1, za wyj¹tkiem prawie
hory-zontalnej orientacji L1w otworze S³upsk IG 1. WskaŸniki
zwrotu œcinania dokumentuj¹ zwroty o sk³adowej normal-nej w warunkach podatnych w otworach Hel IG 1 i ¯arno-wiec IG 1 (ryc. 2). W innych otworach z Kaszub (Gdañsk IG 1, Dar¿lubie IG 1 i Koœcierzyna IG 1) stwierdzono re¿im nasuniêciowy do transpresyjnego (op. cit.). Podobny re¿im deformacji stwierdzono w licznych ods³oniêciach na Bornholmie, z transportem tektonicznym ku S i SE (Cy-merman, 2004b). Tylko w otworze S³upsk IG 1 stwierdzo-no s³abe deformacje typu przesuwczego o prawdopodobnej lewoskrêtnej sk³adowej (Cymerman, 2004a, b).
Chocia¿ na Warmii i Mazurach wykonano wiele wier-ceñ, to brak rdzeni wiertniczych z a¿ 33 otworów
uniemo¿-liwia ustalenie regionalnych ram tektonicznych. Poza tym w czêœci otworów zachowane fragmenty rdzeni nie przekra-cza³y ³¹cznej d³ugoœci kilku metrów. W piêciu zbadanych otworach wystêpuj¹ masywne, bezkierunkowe granitoidy z nielicznymi i s³abo wykszta³conymi strukturami tektonicz-nymi. Wszystkie te czynniki bardzo utrudniaj¹ ustalenie regionalnych struktur tej czêœci fragmentu EEC, a tym samym znacznej czêœci kompleksu mazurskiego. Pe³niej-sze dane strukturalne pochodz¹ tylko z otworów Prabuty IG 1 i Olsztyn IG 2 (ryc. 2). Ze wzglêdu na przewiercenie nie wiêcej ni¿ 50 metrów w ska³ach krystalicznych nie mo¿na wykorzystaæ pomiarów skrzywienia osi tych otwo-rów do ustalenia orientacji foliacji S1. Na Warmii i zachod-nich Mazurach wskaŸniki kinematyczne dokumentuj¹, zarówno kompresyjny, jak i transpresyjny (otwór Nidzica IG 1) typ deformacji (Cymerman, 2004a, b).
Na terenie wschodnich Mazur wykonano 13 wierceñ, g³ównie w okolicy paleozoicznej intruzji e³ckiej (ryc. 2). Podatne strefy œcinania nawiercono w ska³ach metamor-ficznych w otworach Dryga³y IG 1, 1A i Olszyny IG 1, a w pozosta³ych — niezmylonityzowane granitoidy rapakiwi-podobne albo sjenity e³ckie. W otworach tych, oprócz Prostki IG 1 i 2, dominuj¹ œredniok¹towe do stromych
upa-dy foliacji S1, a tak¿e foliacji magmowej S0w sjenitach
SW granica kratonu wschodnioeuropejskiego
SW boundary of the East-European Craton
granice pañstwowe boundary states granice terranów terrane boundaries MEZOPROTEROZOIK MESOPROTEROZOIC KARBON CARBONIFEROUS masywy syenitowe syenite massifs masywy anortozytowe anorthosite massifs
re¿im deformacji w otworach z k¹tami upadu foliacji
strain regime in boreholes with dip angles of foliation
granitoidy rapakiwipodobne
rapakivi-like granitoids uskokifaults
T 50-60
55
20
orientacja foliacji w otworach
foliation attitude in boreholes
orientacja lineacji w otworach
lineation attitude in boreholes
zwrot podatnego œcinania w otworach
sense of ductile shear in boreholes
Ryc. 4 Fig. 4 TERRAN BA£ TYCKI B A L T I C T E R R A N E TERRAN POLSKO-£OTEWSKI P O L I S H - L A T V I A N T E R R A N E K S E JS KASZUBY WARMIA POMORZE MAZOWSZE MAZUR Y PODLASIE KALININGRAD GRODNO OLSZTYN BIA£YSTOK GDAÑSK R O S J A R U S S I A L I T W A A N I A L I T H U BIA£ORUŒ BELARUS MORZE BA£TYCKIE BALTIC SEA
T
E
S
Z
0 50km 50 Micha³owo Narejki 2 Narejki 1 Pietkowo Moñki 2 £om¿a 2 55 50 45 70 85 85 70 70 55 65 50 Barg³ów Wigry Filipów Rydzewo £anowicze 75 75 25 20 70 70 35 30 50 35 40 50 Tajno 5 Moñki 1 Dryga³y 1A T T 40-50 T 30-45 55-80 Gdañsk Bartoszyce Olsztyn 2 Prabuty Nidzica Henrykowo 1 Kêtrzyn 1 Kêtrzyn 2 Olszyny E Tr T T T T T T T 20-30 70-75 45-75 30-35 20-25 25-30 60-65 40-75 45-55 ¯arnowiec Hel Koœcierzyna S³upsk Dar¿lubie 30-60 30-3530-35 50-60 55-60 S T E E TERyc. 2. Mapa strukturalno-kinematyczna pó³nocnej czêœci Polski z lokalizacj¹ najwa¿niejszych otworów wiertniczych zakoñczonych w pod³o¿u krystalicznym (oprócz suwalskiego masywu anortozytowego). Skróty nazw masywów magmowych: E — e³cki, K — kêtrzyñski, S — suwalski; skróty nazw otworów wiertniczych: JS — Jezioro Szlinokiemskie PIG 1. Litery w ramkach wskazuj¹ re¿im deformacji: E — ekstensja, S — przemieszczenia przesuwcze, T — nasuniêcia, Tr — transpresja
Fig. 2. Structural-kinematic sketch-map of the northern part of Poland with the location of main boreholes that bottomed out in the crystal-line basement (Suwa³ki Anorthosite Massif omitted). Name abbreviations of igneous massifs: E — E³k, K — Kêtrzyn, S — Suwa³ki; bore-hole abbreviations: JS — Jezioro Szlinokiemskie PIG 1. The letters in boxes indicate the strain regime: E — extension, S — strike-slip, T — thrusting, Tr — transpression
e³ckich i granitoidach rapakiwipodobnych. Lineacja L1jest
na ogó³ równoleg³a do kierunku upadu foliacji S1.
WskaŸ-niki kinematyczne z otworów Prostki IG 1 i 1A doku-mentuj¹ nasuniêciowy typ deformacji, a w otworze Olszyny IG 1 — s³aby re¿im ekstensyjny. Podobny, ekstensyjny typ deformacji stwierdzono lokalnie w sjenitach e³ckich i w granitoidach rapakiwipodobnych (Cymerman, 2004a).
W otworach z obszaru NE Mazowsza dominuj¹ œrednie
k¹ty upadu foliacji S1(40–55
o
), a lineacja L1jest prawie
zawsze równoleg³a do kierunku upadu foliacji S1.
WskaŸ-niki œcinania dokumentuj¹ tam nasuniêciowe deformacje podatne. W okolicy £om¿y stwierdzono podatne nasuniê-cia z przemieszczeniami prawdopodobnie ku NW (op. cit.).
Bieg foliacji S1 w kierunku NE-SW i jej upad ku SE
okreœlono na podstawie pomiarów krzywizny otworów £om¿a IG 1 i 2.
We wszystkich otworach z okolic Augustowa stwier-dzono heterogeniczny i miejscami bardzo intensywny roz-wój stromych lub umiarkowanie zapadaj¹cych stref podatnego
œcinania (Cymerman, 2004a). Lineacja L1jest mniej lub
bardziej równoleg³a do kierunku upadu foliacji S1, a
wskaŸ-niki kinematyczne dokumentuj¹ deformacje kompresyjne z nasuwaniem domen skalnych ku górze otworu. Jedynie lokalnie w otworze Barg³ów IG 1 i 2 zaznaczy³y siê s³abe deformacje ekstensyjne. Na podstawie krzywizny osi otworu
Barg³ów IG 1 okreœlono strome upady foliacji S1ku NE.
Wed³ug tych danych transport tektoniczny odbywa³ siê naj-pierw ku NE (w warunkach ekstensji), a potem w zlokalizowa-nych strefach œcinania ku SW w warunkach kompresyjzlokalizowa-nych. Tak¿e w otworze Rydzewo IG 1 przemieszczenia nasuniê-ciowe odbywa³y siê prawdopodobnie ku SW (Cymerman, 2004a).
W regionie bia³ostockim strome strefy podatnego œci-nania (ryc. 2) s¹ licznie rozwiniête we wszystkich ska³ach w zbadanych 22 otworach (Cymerman, 2004a). Czasem upady
foliacji S1s¹ prawie pionowe (Krynki IG 1 i Zab³udów IG 1),
a najmniejsze k¹ty upadu foliacji S1(ca. 30
o
) stwierdzono w otworach Sokó³ka IG 1, Kruszyniany IG 3, 5 i 6.
Line-acja L1jest prawie zawsze równoleg³a do kierunku upadu
foliacji S1, a wskaŸniki kinematyczne dokumentuj¹
nasu-niêciowy typ deformacji podatnej (ryc. 3). Je¿eli ustalenia
o orientacji foliacji S1na podstawie skrzywienia osi
otwo-rów s¹ poprawne, to podatna tektonika nasuniêciowa cha-rakteryzowa³aby siê w tym regionie transportem tektonicz-nym ku SW lub ku NNE w zachodniej czêœci Podlasia.
Podatne strefy œcinania powsta³y lokalnie we wszyst-kich ska³ach regionu suwalskiego, w tym tak¿e na terenie SAM (ryc. 4), gdzie w otworach dominuj¹ œrednie do
stro-mych k¹ty upadu foliacji S1 (50–60
o
), a lineacja L1jest
równoleg³a do kierunku upadu foliacji S1. WskaŸniki
œci-nania dokumentuj¹ dominuj¹cy nasuniêciowy typ defor-macji (Cymerman, 2004a). W prawie ka¿dym z otworów stwierdzono mniej liczne i mniej wiarygodne wskaŸniki,
œwiadcz¹ce tak¿e o ekstensyjnym typie deformacji. Na podstawie pomiarów skrzywienia osi otworów
stwierdzo-no, ¿e foliacja S1przebiega w kierunku prawie
równole¿ni-kowym i zapada ku N (Jezioro Szlinokiemskie PIG 1 i Wigry PIG 1), ku S (Filipów IG 1) lub ku SW (£anowicze PIG 1). Je¿eli taka jest orientacja foliacji S1, to transport tektoniczny ku S i SE w warunkach deformacji nasuniêcio-wej by³by charakterystyczny dla domen skalnych po³o¿onych na S i E od SAM. Natomiast na obszarach po³o¿onych na W od SAM przemieszczenia typu nasuniêciowego by³y prawdopodobnie skierowane ku N i NE. M³odsza na tym obszarze by³a tektonika ekstensyjna do transtensyjnej z niepewnym jednak kierunkiem i zwrotem transportu tekto-nicznego (po³udnikowy?).
Suwalski masyw anortozytowy (SAM)
Na obszarze SAM wykonano ponad po³owê wszyst-kich wierceñ osi¹gaj¹cych prekambryjskie pod³o¿e krysta-liczne w Polsce NE (Cymerman, 2004a, c). W 103 otworach nawiercono ³¹cznie ponad 100 tysiêcy metrów w ska³ach krystalicznych. W z³o¿u Krzemianka odwiercono 73 otwo-ry, a w z³o¿u Udryñ — 12 otworów. Powszechnie przyjmuje siê, ¿e SAM jest zasadow¹ intruzj¹ typu syntektonicznego, powsta³¹ w strefie du¿ego, równole¿nikowego roz³amu tektonicznego (np. Juskowiak, 1971, 1973; Ryka, 1973, 1982, 1998). Tylko pierwsza czêœæ tego za³o¿enia jest zgod-na z wynikami azgod-nalizy strukturalnej i kinematycznej rdzeni z SAM. Jednak w œwietle tej analizy nie ma ¿adnych dowo-dów na istnienie hipotetycznego, równole¿nikowego roz³amu tektonicznego na obszarze SAM (Cymerman, 2007; w dru-ku).
Wyniki szczegó³owej analizy strukturalnej rdzeni z otwo-rów w SAM stworzy³y mo¿liwoœæ przedstawienia geometrii oraz ewolucji tektonicznej tego masywu (Cymerman, 2004c). Na terenie SAM s¹ ³¹cznie ponad 3 tys. stref podatnego œci-nania, które powsta³y prawdopodobnie w wyniku
d³ugo-trwa³ych procesów podczas deformacji D1 (op. cit.).
strop
top
sp¹g
bottom
®
Ryc. 3. Czerwony gnejs blastomylonityczny. Nasuwcze œcinanie podat-ne wyra¿opodat-ne intensywnym rozwojem porfiroklastów typus oraz struk-tury mylonitycznej typu S-C Przekrój prostopad³y do foliacji S1 irównoleg³y do lineacji elongacyjnej L1(z rozci¹gania). Otwór wiertniczy
Micha³owo IG 1; g³êbokoœæ 579,0 m
Fig. 3. Red blastomylonitic gneisses. Thrusting sense of ductile shear is defined by the intensive development of feldspars-type porphyroclasts and S-C mylonitic structure. Section perpendicular to S1foliation and
parallel to L1elongation lineation (extensional). Micha³owo IG 1
Zró¿nicowane ska³y mylonityczne powsta³y w warunkach podatnego œcinania prostego (ryc. 5) podczas
nasuniêcio-wej deformacji D1, a lokalnie tak¿e deformacji
transpresyj-nej we wschodniej czêœci SAM. Rozk³ad odkszta³cenia w poszczególnych strefach œcinania móg³ siê zmieniaæ w przestrzeni (zmiana lokalizacji stref œcinania), a tak¿e w czasie (poligenicznoœæ rozwoju stref œcinania). Rozpozna-nie polifazowej historii deformacji w ewolucji stref œcina-nia jest jednak niezwykle trudne i wymaga iloœciowej
0 3km
granity rapakiwipodobne
rapakivi-like granites
granitoidy anatektyczne
anatectic granitoids
dioryty, noryty, gabronoryty, ferrolity
dioritoids, norites, gabbronorites, ferrolites
granitognejsy, gnejsy, amfibolity
granitogneisses, gneisses, amphibolites
migmatyty migmatites uskoki faults anortozyty anorthosites granice geologiczne geological boundaries obszary z³ó¿
ore deposit areas
miejscowoœci cities granica pañstwa state boundary MEZOPROTEROZOIK MESOPROTEROZOIC PALEOPROTEROZOIK PALEOPROTEROZOIC TTr J. Sejwy J. Szement Szesz up a Szelmentka Czarna J. Pierty J. D³ugie J. Hañcza C za rna H a ñc za J. Okmin Krasnopol SUWA£KI Szypliszki
LITW
A
LITHUANIA
Boksze PIG 1 Krasnopol PIG 6 Krasnopol 2 Wigry IG 1 Jez. Szlinokiemskie PIG 1 Zaboryszki IG 1 J. Okr¹g³e 1 J. Okr¹g³e 2 £opuchowo IG 1 „Udryñ” „Krzemianka” czêœæ NE Kazimierówka 1 Jeleniewo ¯ubryñ IG 1 Bilwinowo PIG 1 Paw³ówka PIG1,1A£anowicze PIG 1 „Krzemianka”
czêœæ SW T T T 50-60 40-50 40-60 T T T T T T T T T T 70 70 40 30 35 30 30 40-50 45 45 45 45 45 40 45 50 35-50 40-5045 45 35 35 45 50 35 35 45 30-45 30 45 40 40 40 30-50 30 45 35-45 40-50 strop top sp¹g bottom Ryc. 4. Mapa strukturalno-kinematyczna suwalskiego masywu zasadowego z
lokalizacj¹ wybranych otworów wiertniczych. Litery w ramkach wskazuj¹ re¿im deformacji: E — ekstensja, T — nasuniêcia, Tr — transpresja. Pozosta³e objaœ-nienia jak pod ryc. 2
Fig. 4. Structural-kinematic sketch-map of the Suwa³ki basic massif with the loca-tion of selected boreholes. The letters in boxes indicate the strain regime: E — exten-sion, T — thrusting, Tr — transpression. For other explanations, see Figure 2 Ryc. 5. Nasuwcze œcinanie proste wyra¿one intensywnym rozwojem porfiroklas-tów typus oraz struktury mylonitycznej typu S-C. Czerwony gnejs blastomylo-nityczny i zgodne warstwy zmylonityzowanego kwarcu. Przekrój prostopad³y do foliacji S1i równoleg³y do lineacji elongacyjnej L1(z rozci¹gania). Otwór
wiert-niczy Krzemianka IG 57; g³êbokoœæ 1893,9 m
Fig. 5. Thrusting sense of simple shear is defined by the intensive development of feldspars-type porphyroclasts and S-C mylonitic structure. Red blastomylonitic gneisses and concordant layers of mylonitised quartz. Section perpendicular to S1
foliation and parallel to L1elongation lineation (extensional). Krzemianka IG 57
charakterystyki rozk³adu przestrzennego i czasowego deformacji. Na podstawie niezorientowanych i radiome-trycznie nie datowanych rdzeni z otworów w SAM jest to zadanie niewykonalne. Przy obecnym stanie rozpoznania strukturalnego i kinematycznego SAM mo¿na jedynie umownie zak³adaæ progresywny rozwój struktur tektonicz-nych w miarê sta³ych warunkach kinematycztektonicz-nych.
Prawdopodobny, trójwymiarowy kszta³t podatnych pakietów nasuniêciowych SAM jest zbli¿ony do silnie sp³aszczonych makrosoczew lub makrowrzecion o kierun-ku d³u¿szej osi zbli¿onym do NNE-SSW (ryc. 6). Mog¹ wystêpowaæ tam tak¿e wiêksze struktury nasuniêciowe, byæ mo¿e z malej¹cym k¹tem zapadania sp¹gowej powierzchni nasuniêcia wraz z g³êbokoœci¹. Taka interpre-tacja geometryczna jest zgodna ze stopniowym
zmniejsza-niem k¹ta upadu foliacji S1, co jest wynikiem malej¹cych
naprê¿eñ dyferencjalnych wraz z g³êbokoœci¹. Prawdopo-dobnie znacz¹cy udzia³ w rozwoju takich struktur mia³y procesy tzw. zmiêkczania deformacyjnego (ang. strain
softening), które doprowadzi³y do rozwoju s³abszych reologicznie powierzchni anizotropii w wyniku topienia cz¹stkowego. Naprê¿enia dyferencjalne by³y znacz¹co obni¿ane w miejscach pojawienia siê stopu granitoidowego.
Analiza strukturalna i kinematyczna SAM wskazuje na rozwój g³ównie domen sp¹gowych i (lub) frontalnych ³usek ponasuwanych ku NE (ryc. 6). Do przemieszczania ku NE pakietów nasuniêciowych w formie cienkich ³usek
dosz³o w czasie deformacji kompresyjnej D1w warunkach
amfibolitowej, a mo¿e i granulitowej facji metamorfizmu regionalnego. Do zlokalizowanej deformacji dosz³o w warun-kach podatnych prawdopodobnie ju¿ po orogenezie gotyj-skiej, to jest oko³o 1,5 mld lat temu. Wiek krystalizacji masywu suwalskiego i zwi¹zanych z nim rud Fe-Ti-V oznaczono izochronow¹ metod¹ Re-Os na oko³o 1,56 mld lat (Stein i in., 1998; Morgan i in., 2000; Wiszniewska, 2002). M³odszy wiek otrzymano jednak inn¹ metod¹ izoto-pow¹ z magmowych cyrkonów z otworu Krzemianka IG
-10 km -1 km -1 km -20 km ~20 km -20 km -30 km -40 km -40 km -50 km granity rapakiwipodobne rapakivi-like granites wybrane otwory selected boreholes ferrolity ferrolites przemieszczenia przesuwcze strike-slip displacementes anortozyty anorthosites
prêdkoœci fal sejsmicznych (Vp)
velocity of seismic waves (Vp)
gnejsy i migmatyty
gneisses and migmatites
kierunki transportu tektonicznego
direction of tectonic transport
noryty i gabronoryty
norites and gabbronorites
strefy œcinania podatnego
ductile shear zones
amfibolity i maficzne gnejsy
amphibolites and migmatites
przemieszczenia do czytelnika
displacements towards the viewer
granulity maficzne
mafic granulites
powierzchnie nasuniêæ podatnych (sp¹gowe)
(bottom) surface of ductile thrusts
dioryty
diorites
zwroty œcinania podatnego r
sense of ductile shea
granulity kwaœne i migmatyty
acidic granulites and migmatites
przemieszczenia od czytelnika
displacements away from the viewer
perydotyty
peridotites granice geologicznegeological boundaries
8,23
MEZOPROTEROZOIK MESOPROTEROZOIC PALEOPROTEROZOIK PALEOPROTEROZOIC £AN PAW £OP „Jez. Okr¹g³e” „Udryñ” „Krzemianka”
MOH
O
MOHO
6,40
6,80
7,05
6,55
6,40
6,15
6,40
6,10
8,23
Ryc. 6. Blokdiagram interpretacyjny rozwoju podatnych nasuniêæ podczas post-gotyjskiej deformacji (orogeneza duñsko-polska) na obszarze SW czêœci masywu suwalskiego
Fig. 6. Schematic block-diagram of the development of ductile sheet thrusts during the post-Gothian deformation (Dano-Polonian oroge-ny) from the SW part of the Suwa³ki Massif
21, który wynosi 1512 ± 4 mln lat i z otworu Boksze PIG 1 — 1513 ± 4 mln lat (Wiszniewska i in., 2002).
Nowy model tektoniczny z dominuj¹c¹ rol¹ procesów dynamometamorficznych w uformowaniu struktury SAM neguje dotychczasowy model diapirowego pochodzenia tego masywu (Juskowiak, 1971, 1993; Wiszniewska, 2002). Juskowiak (1993) zak³ada³ dwudzielnoœæ SAM na starsz¹ os³onê metamorficzn¹, zbudowan¹ z diorytoidów i gabro-norytów, oraz m³odszego j¹dra z anortozytami i norytami, wypiêtrzonymi blokowo lub wyniesionymi w formie diapi-ru. Model diapirowej intruzji suwalskiej nie jest do utrzy-mania w œwietle pierwszej analizy strukturalnej SAM
(Cymerman, 2004c). Dwudzielnoœæ SAM na starsz¹ os³onê i m³odsze j¹dro masywu stoi tak¿e w sprzecznoœci z wyni-kami datowañ cyrkonów z otworów Boksze PIG 1 (os³ona SAM) i Krzemianka IG 21 (j¹dro SAM), w których stwier-dzono prawie identyczne wieki krystalizacji cyrkonów — oko³o 1512–1513 mln lat (Wiszniewska i in., 2002).
Region Lazdijai (SW Litwa)
W regionie Lazdijai prowadzono obserwacje struktu-ralne i kinematyczne rdzeni z 56 otworów (spoœród 62) nawiercaj¹cych ska³y krystaliczne (ryc. 7). Na podstawie
nieanalizowane otwory unstudied boreholes granice geologiczne geological boundaries granica pañstwa state boundary miasta cities uskoki faults anortozyty anorthosites granity granites monzodioryty i granodioryty
monzodiorites and granodiorites
kompleks Kabeliai-Veisiejai (1,48-1,56 mld)
Kabeliai-Veisiejai complex (1.48-1.56 Ga) MEZOPROTEROIK
MESOPROTEROZOIC
granodioryty
granodiorites
granulity maficzne (bazalty)
mafic granulites (basalts)
gabra i dioryty
gabbros and diorites
migmatyty migmatites gnejsy gneisess amfibolity amphibolites
granulity maficzne (diabazy)
mafic granulites (diabases)
kompleks Randamonys (1,84 mld)
Randamonys complex (1.84 Ga)
migmatyty i amfibolity
migmatites and amphibolites PALEOPROTEROZOIK PALEOPROTEROZOIC L1 DRUSKININKAI MERKINÉ LAZDIJAI VEISIEJAI N iem en N em unas
B I A £ O R U Œ
B E L A R U S
POLSKA
POLAND
50 50 25 L25 15 L22 20-30 70-80 L18 L19 M-344 L23 15 20 40 40 L20 L21 45 50 M-275 S-272 B-267 V-268 N-271 J-269 L-277 K-266 B-349 R-302 D-352 M-8 M-1 M-2 M-7G-354 B-355 Z-265 Z-347 V-1058 V-1059 D-2 S-346 60 50 65 D-1 L4 L3 L27 L15 L13 45-50 50-60 60-70 L-54 L-345 L14 40-50 L24 60 L32 40-90 65 65 30 30 20-40 L31 L23 L5 55 55 60L28 L7 70-80 75 80 L10 70 L2 75 70 L16 40 45 L11 65 70 75 L9 L8 50 55 45 50 L30 L26 50 L6 50 L12 40-50 V-263 30 35 T T T T Tr T T T T T T T T T T T TR T T T T T T T T TR TR T T T T TR TR 0 5kmRyc. 7. Mapa geologiczna regionu Lazdijai (wg Motuzy, 2004) z danymi strukturalnymi z otworów (skróty liter z numerem). Litery w ramkach wskazuj¹ re¿im deformacji: E — ekstensja, T — nasuniêcia, Tr — transpresja. Pozosta³e objaœnienia jak pod ryc. 2
Fig. 7. Geological map Lazdijai region (based on Motuza, 2004) with structural data from boreholes (abbreviations of letters with a number). The letters in boxes indicate the strain regime: E — extension, T — thrusting, Tr — transpression. For other explanations, see Figure 2
orientacji foliacji S1i wystêpuj¹cej na niej
line-acji L1oraz wskaŸników kinematycznych (ryc.
8, 9) dla 33 otworów wyznaczono kierunki transportu tektonicznego.
Na obszarze SW Litwy wystêpuj¹ mylonity, które powsta³y w wysokich temperaturach — w facji amfibolitowej do granulitowej. Mylonity wysokotemperaturowe s¹ na ogó³ granoblastyczne i wzglêdnie grubokrystaliczne, a ich mikro-wiêŸba, z uporz¹dkowan¹ orientacj¹ kszta³tów ziaren mineralnych, mo¿e byæ s³abo rozwiniêta lub nawet mo¿e nie wystêpowaæ (Harwegh & Handy, 1996; Lafrance i in., 1998; Hanmer, 2000). Takie wykszta³cenie wiêŸby powoduje trudnoœci w odró¿nieniu struktur mylonitycznych pow-sta³ych w warunkach synkinematycznych (dyna-micznych) od postkinematycznych (quasi-statycz-nych) i w rozpoznaniu mylonitów powsta³ych w wysokich temperaturach.
Ska³y mylonityczne (ryc. 8, 9) nawiercone w otworach w regionie Lazdijai uznawano za sukcesje laminowanych ska³ suprakrustalnych. W kilku otworach (Z-347, S-346, V-1058) w granodiorytach kompleksu Randomonys stwier-dzono lokalnie przejawy œcinania prostego ze s³abym rozwojem struktur mylonitycznych typu
S-C, a tak¿e foliacjê magmow¹ S0.
Ogólnie w regionie Lazdijai procesy œcina-nia prostego doprowadzi³y do powstaœcina-nia ska³ mylonitycznych o ró¿nym stopniu rozwoju (od protomylonitów po ultramylonity, a nawet pseu-dotachylity). Ska³y mylonityczne szczególnie licznie wystêpuj¹ w otworach L5, L10, L12, L17, L24, L27, L28, L29, L32, B-267, R-302, V-268, N-271, J-269, B-349, K-266 i B-355. Heterogenicznie zmylonityzowane ska³y rozwi-ja³y siê z kwaœnego i z zasadowego protolitu magmowego, tworz¹c ortognejsy lub metagabra i ortoamfibolity, oraz prawdopodobnie z supra-krustalnych sekwencji osadowych lub wulkanicz-nych (paragnejsy, paraamfibolity). We wszystkich otworach ze ska³ami metamorficznymi z okolic Lazdijai stwierdza siê struktury mylonityczne typu S-C, jednak o ró¿nym stopniu wykszta³-cenia (ryc. 8, 9). Z³o¿ona struktura mylonityczna typu S-C tworzy faktycznie foliacjê metamor-ficzn¹ (mylonityczn¹) S1.
W wiêkszoœci otworów z regionu Lazdijai k¹ty
upadu foliacji S1 oscyluj¹ w granicach 50–70
o
(ryc. 8, 9). Tylko w otworach L2, L9, L10, L13, L16, L17, L23, L28, L32, L-277 i D-2 k¹ty
upa-du foliacji S1s¹ wiêksze od 75
o
, a lokalnie pio-nowe. W otworach L4, L5, L8, L21, L22, L25,
L27, L31, L57 i B355 k¹ty upadu foliacji S1s¹
na ogó³ mniejsze od 40o. W nielicznych
otwo-rach upady foliacji S1s¹ bardzo zmienne.
Line-acja L1 jest nachylona prawie równolegle do
kierunku upadu foliacji S1. Tylko w otworach
L3, L13, L27, R-302 i B-355 lineacja L1jest
prawie horyzontalna, a w otworach D-1, V-1058 i G-354 jest ona miejscami zmienna.
Analiza strukturalna rdzeni z regionu Lazdi-jai wykaza³a dominacjê nasuniêciowego typu deformacji (ryc. 7, 8, 9). Taki re¿im deformacji doprowadzi³ do rozwoju licznych, podatnych
strop
top
sp¹g
bottom
Ryc. 8. Heterogeniczny i zlokalizowany rozwój stref œcinania podatnego w monzodiorytach i granodiorytach kompleksu Veisiejai. Zwrot œcinania „strop” ku górze otworu (pojedyncze czerwone strza³ki) wyznaczony przez struktury mylonityczne typu S-C oraz mikroklinowe porfiroklasty typuó i rzadko typu ä. Przekroje rdzeni równoleg³e do foliacji S1i prostopad³e do lineacji L1. Otwór
Lazdijai 30. Próby rdzeni z g³êbokoœci od 631,2 (prawa strona fotografii) do 923,5 m (lewa strona fotografii)
Fig. 8. Heterogenic and localized development of ductile shear zones in monzodiorites and granodiorites from the Veisiejai complex. Reverse sense of ductile shear (single red arrows) defined by S-C type of mylonitic structures, andó-type and rare ä-type microcline porphyroclasts. Section perpendicular to S1foliation and parallel to L1l lineation. Lazdijai 30 borehole. Core samples
from depths of 631.2 (right) to 923.5 m (left)
strop
top
sp¹g
bottom
Ryc. 9. Przyk³ady gnejsów laminowanych, gnejsów oczkowych i granitów drobnokrystalicznych, s³abo zdeformowanych. Sta³e upady foliacji S1. Zwrot
œcinania podatnego „strop” ku górze otworu (pojedyncze czerwone strza³ki) wyznaczony przez typó porfiroklastów mikroklinu i plagioklazów oraz struktu-rê mylonityczn¹ typu S-C. Przekroje rdzeni prawie równoleg³e do foliacji S1i
prostopad³e do lineacji L1. Otwór Lazdijai 5. Próby rdzeni z g³êbokoœci od 468,0
do 498,7 m
Fig. 9. Examples of laminated gneisses, augen gneisses and fine-grained grani-tes, a weakly deformed. Constant dips of S1foliation. Sense of ductile shearing
with the top upwards of borehole (single red arrows) defined byó-type microcli-ne and plagioclase porphyroclasts and S-C type mylonitic structure. Section per-pendicular to S1foliation and parallel to L1lineation. Lazdijai 5 borehole. Core
nasuniêæ pakietów (domen) skalnych o zwrocie ku górze wiercenia. Wybitnie nasuniêciowy (kompresyjny) re¿im deformacji stwierdzono w wiêkszoœci otworów z regionu Lazdijai. Deformacje, które powsta³y w warunkach przejœ-ciowych — od re¿imu nasuniêciowego do transpresyjnego (ze sk³adow¹ prawoskrêtn¹) rozpoznano w otworach L23, L25, L32, D-1, V-1058 i G-354, a ze sk³adow¹ lewoskrêtn¹ w otworach L11 i L19. Tylko w otworze R-302 stwierdzo-no przemieszczenia typu przesuwczego (sk³adowa prawo-skrêtna?). Rzadkie i m³odsze struktury ekstensyjne roz-poznano w otworach L16, L6, V-68, B-49 i B-355.
Autor dotar³ jedynie do 28 pomiarów skrzywienia osi otworu, wykonanych w 23 otworach z regionu Lazdijai.
By³y one ma³o przydatne w ustalaniu orientacji foliacji S1,
poniewa¿ metoda okreœlania orientacji struktur na podsta-wie skrzypodsta-wienia otworu mo¿e byæ stosowana tylko wów-czas, gdy przewiercono co najmniej 100 metrów w ska³ach krystalicznych, a warunek ten spe³nia tylko 7 otworów (L1,
L2, L10, L13, L16, L18, L30). W 6 z nich foliacja S1
zapa-da pod œrednimi k¹tami ku NNE lub NE, w jednym ku SW. Dane te wskazuj¹ na prawdopodobny regionalny bieg
foliacji S1 w kierunku NW-SE, czyli prostopadle do
dotychczas zak³adanego kierunku NE-SW (Motuza &
Skridlaite, 2001; Motuza, 2004).
W regionie Lazdijai z 30 otworów pobrano oko³o 100 rdzeni zorientowanych wzglêdem pó³nocy, z których autor zbada³ tylko 35 fragmentów. W wiêkszoœci przypadków brak danych archiwalnych o skrzywieniu osi otworu unie-mo¿liwia potwierdzenie archiwalnych danych o orientacji
foliacji S1w tych orientowanych rdzeniach. Stopieñ
wiary-godnoœci danych o orientacji foliacji S1jest uzale¿niony od
dok³adnoœci geofizycznych pomiarów skrzywienia osi otworów, a tak¿e k¹ta nachylenia osi — im wiêkszy ten k¹t, tym bardziej dok³adny pomiar.
Interpretacja tektoniczna
Podsumowuj¹c rozwa¿ania na temat orientacji
g³ównych elementów strukturalnych SW Litwy i SAM
nale¿y podkreœliæ, ¿e ró¿ne dane o orientacji foliacji S1
(pomiary skrzywienia osi otworu lub zorientowane rdze-nie) wskazuj¹ na dominacjê jej biegu w kierunku NW-SE lub WNW-ESE (ryc. 4, 6, 7). Dane te potwierdza tak¿e ana-liza zespo³ów skalnych o podobnych asocjacjach mineral-nych w s¹siednich otworach i ich najlepsza korelacja w kierunku NW-SE. Dotyczy to zw³aszcza obszarów z³o¿owych SAM (Cymerman, 2004c). Jednak na obszarze z³ó¿
Krze-mianka i Udryñ foliacja S1 zapada g³ównie ku SW. Na
pozosta³ym obszarze NE Polski i SW Litwy upady foliacji
S1s¹ najczêœciej skierowane ku NE lub NNE; w
nielicz-nych otworach foliacja S1 mo¿e zapadaæ tak¿e ku SW i
SSE. Znacznie rzadsze i mniej wiarygodne s¹ biegi foliacji
S1w kierunku NE-SW z upadami skierowanymi ku NW
lub SE.
Obecnie wydaje siê, ¿e kontrowersyjne zagadnienie
przebiegu foliacji mylonitycznej S1 w kierunku NW-SE
versus NE-SW w zachodniej czêœci EEC (Cymerman, 2004a, 2006) jest rozstrzygniête na korzyœæ
przyjmowane-go regionalneprzyjmowane-go przebiegu foliacji S1w kierunku NW-SE.
Cymerman (2004a) zak³ada³, ¿e orientacja foliacji S1w NE
Polsce jest regionalnie zró¿nicowana. We wschodniej czê-œci Pomorza, na Warmii, w zachodniej czêczê-œci Mazur i w
pó³nocnej czêœci Mazowsza foliacja S1mia³a mieæ
prze-bieg w kierunku NE-SW. Taki prze-bieg foliacji S1by³by
prosto-pad³y do przebiegu foliacji S1 w kierunku NW-SE,
dominuj¹cego w ca³ej wschodniej czêœci Polski, a tak¿e
prostopad³y do zak³adanych biegów foliacji S1w terranie
za- chodniolitewskim (Skridlaite & Motuza, 2001). Po ponownej analizie danych geofizyki otworowej z NE Pol-ski i badaniach strukturalnych ca³ego SAM autor doszed³
do wniosku, ¿e dominuj¹ca orientacja foliacji S1ma
kieru-nek zbli¿ony do NW-SE nie tylko na obszarze Podlasia i Suwalszczyzny, jak wczeœniej zak³ada³ (Cymerman, 2004a), ale tak¿e we wschodniej czêœci Pomorza, na Warmii i
Mazurach. Upady foliacji S1s¹ prawdopodobnie
skierowa-ne ku NE do NNE na obszarze wiêkszej czêœci Polski NE,
natomiast upady foliacji S1ku SW charakteryzuj¹ jedynie
lokalnie amfibolity okolic £om¿y i czêœæ W os³ony SAM oraz same obszary z³o¿owe SAM (Cymerman, 2004c).
Takie sta³e, regionalne biegi foliacji S1w powi¹zaniu z
dominuj¹cym nasuniêciowym, miejscami transpresyjnym, re¿imem deformacji wskazuj¹ na przemieszczanie wy¿ej-leg³ych domen strukturalnych (i litotektonicznych) ku SW na wiêkszym obszarze NE Polski, a tak¿e SW Litwy. Z dru-giej strony, przemieszczenia ku NE s¹ bardzo dobrze udo-kumentowane na obszarze SAM, a zw³aszcza obydwu czêœci z³o¿a Krzemianka (ryc. 4, 6).
Stwierdzenie na obszarze z³ó¿ rud Fe-Ti-V Krzemian-ka i Udryñ, a tak¿e w okolicy Jeziora Okr¹g³ego i Jelenie-wa przemieszczeñ wy¿ejleg³ych domen (cienkich ³usek) ku NE, wœród podobnych domen, ale przemieszczanych ku SW, œwiadczy o istnieniu na obszarze SAM ruchów prze-suwczych do transpresyjnych miêdzy domenami struktu-ralnymi o odmiennym zwrocie transportu tektonicznego (ryc. 6). Prawdopodobna, lewoskrêtna strefa przesuwcza lub transpresyjna znajduje siê na W od obydwu obszarów z³o¿owych Krzemianki. Z kolei prawdopodobna prawo-skrêtna strefa przesuwcza lub transpresyjna jest zlokalizo-wana kilka km na E od z³o¿a Udryñ.
Zak³adaj¹c, ¿e poprawnie zosta³a ustalona regionalna
orientacja foliacji S1(biegi mniej lub bardziej
zorientowa-ne w kierunku NW-SE i upady na ogó³ ku NE) i bior¹c pod uwagê to, ¿e prawie we wszystkich zbadanych otworach NE Polski i SW Litwy udokumentowano kompresyjny (nasuniêciowy) re¿im deformacji, nale¿y przyj¹æ domi-nuj¹cy transport tektoniczny domen strukturalnych ku SW w ca³ej zachodniej czêœci EEC. W takim modelu tektonicz-nym domeny frontalne ³usek (podatnych nasuniêæ) bêd¹ zorientowane na ogó³ w kierunku NW-SE. Natomiast struk-turalne domeny boczne (lateralne) powinny przebiegaæ w kierunku NE-SW i wyra¿aæ siê rozwojem stref podatnego
œcinania ze stromymi orientacjami foliacji S1i
przemiesz-czeniami przesuwczymi. Prawoskrêtne ruchy przesuwcze powinny charakteryzowaæ NW skrzyd³a takich domen, a przemieszczenia ze sk³adow¹ lewoskrêtn¹ skrzyd³a SE.
WyraŸne, bardzo zró¿nicowane anomalie magnetyczne i grawimetryczne na obszarze zachodniej czêœci EEC (Wybraniec, 1999) przypuszczalnie wyra¿aj¹ tak¿e trójwy-miarowe formy podatnych ³usek lub ich wielozestawów. Struktury te powsta³y najprawdopodobniej podczas kolizji terranu ba³tyckiego (Cymerman, 2004a), okreœlanego tak¿e jako terran zachodniolitewski (Bogdanova i in., 1996; Skri-dlaite & Motuza, 2001) czy te¿ jako terran polsko-litewski (Bogdanova, 2005) z terranem polsko-³otewskim (Cymer-man, 2004a), inaczej definiowanym jako litewsko-bia³oruski (Bogdanova, 2005), czy wczeœniej jako wschodniolitewski (Bogdanova i in., 1996; Skridlaite & Motuza, 2001). Silnie zró¿nicowane przemieszczenia nasuwcze do transpresyj-nych wzd³u¿ heterogenicztranspresyj-nych stref œcinania doprowadzi³y do powstania z³o¿onych struktur o cechach wielozestawów ³usek. Te wielozestawy s¹ zbudowane z wielu domen
gór-noskorupowych, uformowanych w warunkach facji amfi-bolitowej, czasem poprzek³adanych tektonicznie przez domeny dolnej skorupy, ze ska³ami powsta³ymi w warun-kach facji granulitowej.
Ska³y mylonityczne powsta³y w warunkach podatnego œcinania prostego podczas nasuniêciowej do transpresyjnej deformacji (ze sk³adow¹ prawoskrêtn¹). Przyjmowano, ¿e do tej deformacji dosz³o podczas swekofeñskiej kolizji p³yty fennoskandzkiej z paleokontynentem Sarmacji (Gor-batschev & Bogdanova, 1993; Bogdanova, i in., 1994, 1996; Bogdanova & Gorbatschev, 1997). Czas tych procesów orogenicznych waha³ siê od oko³o 1800 do 1650 mln lat (Elming i in., 1998). Za³o¿enia te s¹ ogólnie zgodne z dato-waniami radiometrycznymi hornblendy z po³udniowej Litwy i zachodniej Bia³orusi. Otrzymane tam — za
pomoc¹ metody40Ar/39Ar — wieki „plateau” wahaj¹ siê
pomiêdzy 1670 a 1620 mln lat (Bogdanova i in., 1996,
2001). Jednak datowania metod¹ 40
Ar/39
Ar hornblendy z regionu Lazdijai i biotytu z kompleksu mazurskiego wska-zuj¹ albo na siln¹ przebudowê tektonotermaln¹ starszych ska³ i magmatyzm oko³o 1,50–1,45 mld lat temu (Bogda-nova i in., 1996, 2001) lub wiek och³odzenia oko³o 1,42–1,43 mld lat (Dörr i in., 2001).
Bogdanova (2001) zaproponowa³a wprowadzenie ter-minu orogeneza duñsko-polska w celu wyjaœnienia intra-kratonicznych deformacji, które nast¹pi³y na obszarze W czêœci EEC 1,50–1,45 mld lat temu. W czasie tej orogenezy dosz³o do intensywnego rozwoju stref podatnego œcinania, przewa¿nie w re¿imie kompresyjnym (Cymerman, 2004a, b, c), przebudowy litosfery a¿ do górnego p³aszcza (Œroda i in., 1999; Czuba i in., 2002) i obfitego topnienia i magma-tyzmu typu AMCG (Wiszniewska i in., 2002; Skridlaite i in., 2003). Z po³udniowej Szwecji opisano kompresyjn¹ deformacjê przedswekonorwesk¹ (ca. 1,46–1,42 mld lat) i wysokotemperaturowy metamorfizm (Söderlund, 1999), a tak¿e synchroniczny magmatyzm typu AMCG i dajki zasadowe (Èeèys, 2004; Söderlund i in., 2005).
W œwietle tych doniesieñ wydaje siê, ¿e podatne strefy œcinania w zachodniej czêœci EEC, a zw³aszcza w ska³ach granulitowych i migmatytach tak¿e mog³y powstaæ w cza-sie orogenezy duñsko-polskiej, to jest oko³o 1,5–1,4 mld lat temu. W wyniku tej orogenezy dosz³o do synchronicz-nej lub nieco póŸniejszej, postœciêciowej, silsynchronicz-nej rekrystali-zacji ziarna, procesów migmatytyrekrystali-zacji i lokalnego umiejscawiania póŸnoorogenicznych intruzji. Procesy migmatytyzacji o ró¿nej intensywnoœci i odmiennym roz-woju neosomów spowodowa³y trudnoœci w odró¿nianiu zmylonityzowanych gnejsów warstewkowych od migma-tytów stromatytowych; blastomylonitycznych gnejsów oczkowych od migmatytów oftalmitowych, a tak¿e grani-toidów zmylonityzowanych od anatektycznych. Procesy migmatytyzacji i dynamicznej rekrystalizacji doprowadzi³y do zatarcia pierwotnych cech ska³y.
Po odrzuceniu tezy o istnieniu regionalnego, równole¿-nikowego lineamentu odpowiedzialnego za powstanie magmowego kompleksu mazurskiego powraca zagadnie-nie typu magmatyzmu mezoproterozoicznego na obszarze Mazur, Suwalszczyzny i SW Litwy. Powstaje pytanie — czy magmatyzm ten jest anorogeniczny czy synkinema-tyczny? W œwietle danych strukturalnych, a tak¿e geochro-nologicznych i petrologicznych wydaje siê, ¿e przejawy magmatyzmu typu AMCG (anortozyt-mangeryt-czarno-kit-granit) i (lub) AMC (anortozyt-mangeryt-czarnokit) nie mog¹ byæ obecnie bezkrytycznie wi¹zane z ich anoroge-niczn¹ genez¹ (np. Bridwater & Windley, 1973; Windley, 1993; Dörr i in., 2002; Wiszniewska, 2002; Skridlaite i in.,
2003). Dane strukturalne i kinematyczne z mezoproterozo-icznego kompleksu mazurskiego i z masywu suwalskiego wskazuj¹ na dominacjê re¿imu kompresyjnego, podobnie jak w ich paleoproterozoicznej os³onie (Cymerman, 2004a, c). W œwietle nowych danych strukturalnych wydaje siê, ¿e kompleksy AMCG na obszarze zachodniej czêœci EEC powsta³y w wyniku procesów syn- lub póŸnoorogenicz-nych. Je¿eli procesy te odbywa³y siê 1,62–1,55 mld lat temu, to by³yby one zwi¹zane z orogenez¹ gotyjsk¹, a je¿eli kompleksy te s¹ m³odsze od 1,55 mld lat, to nale¿y je wi¹zaæ z ostatnio wydzielon¹ orogenez¹ duñsko-polsk¹ (Bogdanova, 2001, 2005). Model nasuniêciowej tektoniki w zachodniej czêœci EEC znajduje swoje odpowiedniki w innych czêœciach œwiata, jak np. orogenach hudsoñskim (np. Asper i in., 2002), kadomskim (np. Brown, 1994) czy waryscyjskim (np. Cymerman, 1997).
Wnioski
Wyniki analizy strukturalnej rdzeni z 255 otworów w prekambryjskim pod³o¿u obszaru NE Polski i SW Litwy podwa¿aj¹ koncepcjê istnienia hipotetycznego, równole¿-nikowego, wielkiego roz³amu litosfery (lineamentu) o d³ugo-œci kilkuset km, wykorzystanego przez magmatyzm typu AMCG na Mazurach, SuwalszczyŸnie i SW Litwie. Zgro-madzone dane strukturalne i kinematyczne ze ska³ kom-pleksu mazurskiego, w tym z najlepiej rozpoznanego otworami poszukiwawczymi obszaru SAM, a tak¿e z oto-czenia tego kompleksu, miêdzy innymi na obszarze SW Litwy, wskazuj¹ na dominacjê re¿imu kompresyjnego w mezoproterozoiku w ca³ej zachodniej czêœci EEC. Dlatego sugeruje siê zaniechanie u¿ywania terminu granity anoro-geniczne dla kompleksu mazurskiego i rozpatrywanie prawdopodobnie wielu cienkich i byæ mo¿e tektonicznie rozcz³onkowanych cia³ plutonicznych od Warmii, a mo¿e i Kaszub a¿ po okolice Grodna, jako syntektonicznych cia³ magmowych, powsta³ych w wyniku mechanizmów tekto-niki kompresyjnej lub transpresyjnej. Do ich
umiejscawia-nia dosz³o prawdopodobnie w czasie orogenezy
duñsko-polskiej.
Sk³adam podziêkowania kolegom z Litwy — Grazinie Skri-dlaite (Instytut Geologiczny w Wilnie) i Gediminasowi Motuzie (Uniwersytet Wileñski) — którzy pomagali mi w czasie moich pobytów w Wilnie i w Viewis. Dziêkujê równie¿ Pani Prof. Svet-lanie Bogdanovej (Uniwersytet w Lund) za dyskusje na temat orogenezy duñsko-polskiej, a tak¿e Paniom Irenie Fr¹tczak i Cecylii Paderewskiej — za wykonanie rycin.
Literatura
ANDERSSON J., SÖDERLUND U., CORNELL D., JOHANSSON L. & MÖLLER C. 1999 — Sveconorwegian (-Grenvillian) deformation, metamorphism and leucosome formation in SW Sweden, SW Baltic Shield: constraints from a Mesoproterozoic granite intrusion. Precam-brian Res., 98: 151–171.
ANDRÉASSON P.-G. & RODHE A. 1989 — Geology of the Protogine Zone south of Lake Vättern, southern Sweden: a reinterpretation. Geol. Fören. Stockholm För., 112: 107–125.
ASPLER L.B., CHIARENZELLI J.R. & MCNICOLL V.J. 2002 — Paleoproterozoic basement-cover infolding and thick-skinned thrusting in Hearne domain, Nunavut, Canada: intracratonic response to Trans-Hudson orogen. Precambrian Res., 16: 331–354.
BAGIÑSKI B. & KRZEMIÑSKA E. 2005 — Various kinds of charnoc-kitic rocks from NE Poland. Min. Soc. Poland — Sp. Papers, 26: 13–17. BAGIÑSKI B., BOGDANOVA S.V. & WISZNIEWSKA J. 1999 — The first results of P-T conditions of the emplacement of the multipha-se Koœcierzyna intrusion. 7th
EUROBRODGE Workshop „Between EUROBRIDGE and TESZ”. Suwa³ki-Szelment, Poland
BAGIÑSKI B., DUCHESNE J.-C., MARTIN H. & WISZNIEWSKA J. 2001a — Mid-Proterozoic granitoids from the Mazury Complex (NE Poland): AMCG affinities? EUG XI J. Conf. Abstr., 6: 768.
BAGIÑSKI B., DUCHESNE J.-C., MARTIN H., VANDER-AUWERA J. & WISZNIEWSKA J. 2001b — Petrology and geochemistry of rapa-kivi-type granites from the crystalline basement of NE Poland. Geol. Quart., 45: 33–52.
BERTHELSEN A. 1988 — Boornholms Fjeld. Bornholms Geologi. J. Int., 112: 325–343.
BEUNK F.F., PAGE L.M., WIJBRANS J.R. & BARLING J. 1996 — Deformational, metamorphic and geochronological constraints from the Loftahammar-Linköping deformation zone (LZ) in SE Sweden: implications for the development of the Svecofennian Orogen. Geol. Fören. Stockholm Förh. 118 (Jubilee Issue), A9.
BOGDANOVA S.V. & GORBATSCHEV R. 1997 — Major crustal bounda-ries of the East European Craton cut by the TESZ. Terra Nostra 97/11: 24– 28. BOGDANOVA S.V. 2001 — Tectonic settings of 1.65–1.4 Ga AMCG magmatism in the Western East European Craton (Western Baltica). EUG XI J. Confer. Abstr., 6: 769.
BOGDANOVA S.V. 2005 — The East European Craton: some aspects of the Proterozoic evolution in its south-west. Min. Soc. Poland — Sp. Papers, 26: 18–24.
BOGDANOVA S.V., BIBIKOVA E.V. & GORBATSCHEV R. 1994 — Palaeoproterozoic U-Pb zircon ages from Belorussia: New tectonic impli-cations for the East European Craton. Precambrian Res., 68: 231–240. BOGDANOVA S.V., PAGE L.M., SKRIDLAITE G. & TARAN L.N. 1996 — The Proterozoic tectonothermal history of the western part of the East European Craton: implications from40
Ar/39
Ar geochronology. GFF, 118 (Jubilee Issue): A11–A12.
BOGDANOVA S.V., PAGE L.M., SKRIDLAITE G. & TARAN L.N. 2001 — Proterozoic tectonothermal history in the western part of the East European Craton: Ar/Ar geochronological coinstraints. Tecto-nophysics, 339: 39–66.
BRIDWATER D. & WINDLEY B.F. 1973 — Anorthosites, post-oroge-nic granites, acid volcapost-oroge-nic rocks, and crustal development in the North Atlantic Shield during the mid-Proterozoic. Geol. Soc. South Africa Spec. Public., 3: 307–317.
BROWN M. 1994 — The generation, segregation, ascent and emplacement of granite magma: and migmatite to crustally derived granite connection in thickened orogens. Earth Science Rev., 36: 83–130. ÈEÈYS A. 2004 — Tectonic implications if the ca. 1.4 Ga granitoid magmatism at the southwestern margin of the East European Craton. Litholund theses No. 5; Lund University: 115.
CLAESSON S., BOGDANOVA S.V., BIBIKOVA E.V. & GORBAT-SCHEV R. 2001 — Isotopic evidence for Palaeorpoterozoic accretion in the basement of the east European craton. Tectonophysics, 339: 1–18. CYMERMAN Z. 1997 — Structure, kinematics and an evolution of the Orlica-Œnie¿nik Dome, Sudetes. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 156: 1–120. CYMERMAN Z. 2004a — Prekambr platformy wschodnioeuropejskiej na obszarze Polski: tektonika i rozwój skorupy. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 180: 1129. CYMERMAN Z. 2004b — Prekambryjskie struktury Bornholmu i ich odniesienia do regionu Kaszub. Prz. Geol., 52: 593–602.
CYMERMAN Z. 2004c — Strefy œcinañ a mineralizacje suwalskiego masywu anortozytowego. CAG PIG.
CYMERMAN Z. 2006 — Interpretacja geologiczna wyników g³êbokich sondowañ sejsmicznych eksperymentu POLONAISE’97 dla polskiej czêœci kratonu wschodnioeuropejskiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 188: 167–202. CYMERMAN Z. 2007 — Czy magmatyzm w mezoproterozoiku by³ anorogeniczny na Mazurach?. Prz. Geol. (w druku).
CZUBA W., GRAD M., LUOSTO U., MOTUZA G., NASEDKIN V. & POLONAISE P5 Working Group 2002 — Upper crustal seismic struc-ture of the Mazury Complex and Mazowsze Massif within East Euro-pean Craton in NE Poland. Tectonophysics, 360: 115–128.
DÖRR W., BELKA Z., MARHEINE D., SCHASTOK J., VALVER-DE-VAQUERO P. & WISZNIEWSKA J. 2002 — U-Pb and Ar-Ar geo-chronology of anorogenic granite magmatism of the Mazury Complex, NE Poland. Precambrian Res., 119: 101–120.
DUCHESNE J.C., VANDER AUWERA J. & WISZNIEWSKA J. 1998 — Geochemical evidence of a crustal derivation of the Suwa³ki anortho-sites (NE Poland). Abstract at EUROBRIDGE workshop, Tallin-Arbave-re, June 2–4, 1998.
ELMING S.A., MIKHAILOVA N.P. & KRAVCHENKO S.N. 1998 — The consolidation of the East European Craton: a paleomagnetic analy-sis of Proterozoic rocks from the Ukrainian Shield and tectonic recon-structions versus Fennoscandia. Geophysical J., 20: 71–74.
GORBATSCHEV R. & BOGDANOVA S.V. 1993 — Frontiers in the Baltic shield. Prec. Research. 64: 3–21.
HANMER S. 2000 — Matrix mosaics, brittle deformation, and elonga-te porphyroclasts: granulielonga-te facies microstructures in the Striding-Atha-basca mylonite zone, western Canada. J. Struct. Geol., 22: 947–967.
HARWEGH M. & HANDY M.R. 1996 — The evolution of high-tem-perature mylonitic microfabrics: evidence from simple shearing of a quartz analogue (norcamphor). J. Struct. Geol., 18: 689–710.
JUSKOWIAK O. 1971 — Ska³y plutoniczne pó³nocno-wschodniej Pol-ski. Biul. Inst. Geol., 245: 7–172.
JUSKOWIAK O. 1973 — Ska³y plutoniczne. [W:] £aszkiewicz A. (red.), Ska³y platformy prekambryjskiej w Polsce. cz. 1. Pod³o¿e krystaliczne. Pr. Inst. Geol., 68: 69–108.
JUSKOWIAK O. 1993 — Pod³o¿e krystaliczne Suwalszczyzny. Przew. 64. Zjazdu Pol. Tow. Geol. Pañstw. Inst. Geol.
KRAUSS M., FRANZ K.-M., HAMMER J. & LINDH A. 1996 — Zur Geologie der Smaland-Störungszone (SE-Schweden). Z. geol. Wiss., 24: 273–282.
KUBICKI S. & RYKA W. 1982 — Atlas geologiczny pod³o¿a krysta-licznego polskiej czêœci platformy wschodnioeuropejskiej. Wyd. Geol. LAFRANCE B., JOHN B.E. & FROST B.R. 1998 — Ultra high-tem-perature and subsolidus shear zones: examples from the Poe Mountain anorthosite, Wyoming. J. Struct. Geol., 20: 945–955.
MORGAN J.W., STEIN H. J., HANNAH J.L., MARKEY R.J. & WISZNIEWSKA J. 2000 — Re-Os study of Fe-Ti-V oxide and Fe-Cu-Ni sulfide deposits, Suwa³ki Anortosite Massif, Northeast Poland. Miner. Deposita, 35: 391–401.
MOTUZA G. 2004 — The geological map of the Precambrian crystal-line basement of Lithuania. Lietuvous geologijos taryba.
PUURA V. & HUHMA H. 1993 — Paleoproterozoic age of the East Baltic granulitic crust. Precambrian Res., 64: 289–294.
ROMER R.L. & NISCA D.H. 1995 — Svecofennian crustal deforma-tion of the Baltic Shield and U-Pb age of late-kinematic tonalitic intru-sions in the Burträsk Shear Zone, northern Sweden. Precambrian Res., 75: 17–29.
RYKA W. 1973 — Struktury metamorficzne. [W:] A. £aszkiewicz (red.), Ska³y platformy prekambryjskiej w Polsce; czêœæ 1 — pod³o¿e krystaliczne. Pr. Inst. Geol., 68: 19–59.
RYKA W. 1982 — Precambrian evolution of the Polish part of the East European Platform. Geol. Quart., 26: 257–272.
SKRIDLAITE G. & MOTUZA G. 2001 — Precambrian domains in Lithuania: evidence of terrane tectonics. Tectonophysics, 339: 113–133. SKRIDLAITE G., WISZNIEWSKA J. & DUCHESNE J.-C. 2003 — Fer-ro-potassic A-type granites and related rocks in NE Poland and S Lithu-ania: west of the East European Craton. Precambrian Res., 124: 305–326. STEIN H.J., MORGAN J.W., MARKEY R.J. & WISZNIEWSKA J. 1998 — A Re-Os study of the Suwa³ki anorthosite massif, northeast Poland. Geophys. J., 20: 111–114.
STEPHENS M.B., WAHLGREN C.-H., WEIJERMARS R. & CRU-DEN A.R. 1996 — Left-lateral transpressive deformation and ist tecto-nic implications, Sveconorwegian orogen, Baltic Shield, southwestern sweden. Precambrian Res., 79: 261–279.
ZRODA P. & POLONAISE P3 Working Group 1999 — P- and S-wave velocity model of the southwestern margin of the Precambrian East Euro-pean Craton; POLONAISE’97, profile P3. Tectonophysics, 314: 175–192. WINDLEY B.F. 1993 — Proterozoic anorogenic magmatism and ist orogenic connections. J. Geol. Soc. London., 150: 39–50.
WISZNIEWSKA J. & BAGIÑSKI B. 2001 — Geochronology of ano-rogenic magmatism in the Mazury Complex. Min. Soc. Poland — Sp. Papers, 19: 20–22.
WISZNIEWSKA J. & KRZEMIÑSKA E. 2005 — Precambrian crystal-line basement of northeastern Poland — new approach. Min. Soc. Poland — Sp. Papers, 26: 96–103.
WISZNIEWSKA J. 2002 — Wiek i geneza rud Fe-Ti-V i ska³ towa-rzysz¹cych w suwalskim masywie anortozytowym (NE Polska). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 401: 1–96.
WISZNIEWSKA J., CLAESSON S., STEIN H., VANDER AUWERA J. & DUCHESNE J.C. 2002 — The north-eastern Polish anorthosite mas-sifs: petrological, geochemical and isotopic evidence for a crustal derivation. Terra Nova, 14: 451–460.
WISZNIEWSKA J., DUCHESNE J.C., CLAESSON S., STEIN H. & MORGAN J. 1999 — Geochemical constrains on the origin of the Suwa³ki anorthosite massif and related Fe-Ti-V ores, NE Poland (abs-tract). EUG 10. J. Conf. Abstr., 4: 686.
WISZNIEWSKA J., DUCHESNE J-C. & DOERR W. 2002 — Titano-magnetite and Cu-Co-Ni sulfide mineralization in the Suwa³ki and Sejny AMCG complexes (NE Poland). 11thQuadrennial IAGOD Symposium and GEOCONGRESS, 22-26 July 2002. Windhoek, Namibia. WISZNIEWSKA J., WYBRANIEC S. & BOGDANOVA S. 2000 — Combined geological and geophysical characteristics of AMCG com-plexes in NE Poland. The Abstract Volume of the 31 IGC in Rio de Janeiro, 6–17 August 2000.
WYBRANIEC S. 1999 — Transformations and visualization of poten-tial field data. Polish Geol. Institute Spec. Papers, 1: 1–88.
Praca wp³ynê³a do redakcji 15.03.2006 r. Akceptowano do druku 03.01.2007 r.
