których obecnoœæ zosta³a stwierdzona w faunie wczesno-badeñskiej (por. Studencka i in., 1998).
Porównanie natomiast równowiekowych wczesnoba-deñskich i czokrackich zespo³ów dowodzi izolacji Parate-tydy Œrodkowej i Wschodniej. W zespo³ach ma³¿owych czokraku dominuj¹ gatunki, które zasiedla³y Paratetydê Wschodni¹ w tarchanie. Rozprzestrzenienie geograficzne gatunków, które pojawi³y siê na obszarze Paratetydy Wschodniej wraz z transgresj¹ czokraku, wskazuje, i¿ basen ten by³ po³¹czony z oceanem œwiatowym jedynie w po³udniowo-wschodniej czêœci poprzez Turcjê i Iran.
Analiza sk³adu gatunkowego zespo³ów póŸno- (316 gatunków) i wczesnobadeñskich (343, przy czym 273 gatunki s¹ wspólne dla obu faun badeñskich) œwiadczy o wci¹¿ istniej¹cym po³¹czeniu Paratetydy Œrodkowej z obszarem medyterañskim, pomimo zamkniêcia po³¹czenia zachodniego poprzez S³oweniê (por. Studencka i in., 1998). Zamkniêciu ulega równie¿ zachodnie po³¹czenie polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego z basenem wiedeñskim (ryc. 2).
Czasowe zamkniêcie po³udniowo-wschodniego, jedy-nego w czokraku, po³¹czenia Paratetydy Wschodniej z wschodni¹ czêœci¹ prowincji medyterañskiej przyczyni³o siê do dramatycznego zubo¿enia fauny ma³¿owej. Karagañski kryzys solny prze¿y³ tylko jeden rodzaj. Niemal ca³¹ faunê ma³¿ow¹ konki (równowiekowo faunie póŸnego badenu) tworz¹ gatunki, które przetrwa³y w s¹siednich regionach i podczas transgresji konki ponownie zasiedli³y Paratetydê Wschodni¹. Sk³ad gatunkowy zespo³ów konki i rozprze-strzenienie geograficzne poszczególnych gatunków wska-zuje na kierunki migracji ze wschodniego obszaru prowincji medyterañskiej (poprzez ponownie otwarte po³udniowo-wschodnie po³¹czenie) oraz z Paratetydy Œrodkowej. Liczba gatunków wspólnych z zespo³ami póŸ-nobadeñskimi (90 na ogóln¹ liczbê 97) dowodzi szerokie-go po³¹czenia obu czêœci Paratetydy.
Czasowe zamkniêcie po³¹czeñ Paratetydy z obszarem medyterañskim (datowane na podstawie badañ radio-metrycznych z obu czêœci Paratetydy na 13,6 mln lat) spo-wodowa³o znacz¹ce zubo¿enie sk³adu rodzajowego i ujed-nolicenie sk³adu gatunkowego zespo³ów ma³¿owych w obu czêœciach Paratetydy. Jak ogromne by³y zmiany w sk³adzie zespo³ów ma³¿owych dowodzi analiza fauny z polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Spoœród 204 gatunków stwierdzonych w facji piaszczystej i wêglanowej badenu jedynie 20 gatunków wystêpuje w osadach dolnego sarmatu (por. Studencka, 1999). Fauna wczesnego sarmatu
(wo³ynu) Paratetydy nie wykazuje ¿adnego podobieñstwa do równowiekowej fauny œrodkowego serrawalu prowincji medyterañskiej.
Ogólnie przyjêty podzia³ sarmatu (sensu Barbot de Marny, 1866) na trzy podpiêtra zosta³ dokonany przez Andrusowa w 1899 r., na podstawie fauny ma³¿owej. Nazwy dla poszczególnych podpiêter, tj. wo³yn (wczesny sarmat), bessarab (œrodkowy sarmat) i cherson (póŸny sarmat) zosta³y zaproponowane w 1903 r. przez Simione-scu. Na szkicu paleograficznym Paratetydy przed-stawionym na ryc. 3 zosta³y zaznaczone baseny: wie-deñsko-pannoñski, przedkarpacki i euksyñsko-kaspijski. Ich wspólna historia ograniczona jest do sarmatu (sensu Suess, 1860) bêd¹cego czasowym odpowiednikiem wo³ynu i wczesnego bessarabu (13,6–11,5 mln lat); póŸ-niej odmienna jest dla basenu wiedeñsko-pannoñskiego i pozosta³ego obszaru Paratetydy. Na obszarze Paratetydy (z wy³¹czeniem basenów pannoñskich) sedymentacja sarmatu trwa³a do 9,3 mln lat, kiedy to Paratetyda ponow-nie uzyska³a po³¹czeponow-nie z obszarem medyterañskim. W polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego najm³odsza fauna ma³¿owa jest datowana na wczesny bessarab (Stu-dencka, 1999).
Literatura
HÁMOR G. (ed.) 1988 — Maps No. 3– 4 Middle Miocene: Langhian — Early Badenian — Tschokrakian (16.5–15.5 Ma) and Early Seraval-lian — Late Badenian–Konkian (15.0–13.6 Ma) [In:] Neogene palae-ogeographic atlas of Central and Eastern Europe. Hungarian Geological Institute; Budapest.
KOJUMDGIEVA E. 1987 — Systematique et phylogenie des Cardiides sarmatiens de la Paratethys. Geol. Balcan., 17: 3–14.
NEVESSKAJA, L.A., GONTSHAROVA, I.A., ILJINA, L.B.,
PARAMONOWA, N.P., POPOV, S.V., VORONINA, A.A., CHEPALYGA, A.L. & BABAK E.V. 1987 — History of Paratethys. Proceedings of VIIIth Congress of the Regional Committee on Mediterranean Neogene Stratigraphy, Budapest, 15–22 September 1985. Ann. Inst. Geol. Publ. Hungarici, 70: 337–342.
RÖGL F. 1996 —Stratigraphic Correlation of the Paratethys Oligocene and Miocene. Mitt. Ges. Bergbaustud. Österr., 41: 1–9.
RÖGL F. & STEININGER F.F. 1983 —Vom Zerfall der Tethys zu Medi-terran and Paratethys. Die neogene Paläogeographie und Palinspastik des zirkum-mediterranen Raumes. Annalen des Naturhistorische Musem in Wien, 85/A: 135–163.
STUDENCKA B.1999 — Remarks on Miocene bivalve zonation in the Polish part of the Carpathian Foredeep. Geol. Quart., 43: 467–476. STUDENCKA B., GONTSHAROVA I.A. & POPOV S.V. 1998 — The bivalve faunas as a basis for reconstruction of the Middle Miocene of the Paratethys. Acta Geol. Pol., 48: 285–342.
Model sedymentacji klastycznych utworów badeñskich
wschodniej czêœci Roztocza
Anna Wysocka*
Wschodnia czêœæ Roztocza, pomiêdzy Zwierzyñcem a Lwowem, znajduje siê w pó³nocnej, marginalnej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Charakterystyczn¹ cech¹ pó³nocnego brzegu zapadliska w miocenie by³ podzia³ na dwie strefy litofacjalne. Strefa znajduj¹ca siê w obrêbie p³yty przedpola Karpat charakteryzowa³a siê du¿ym tem-pem subsydencji (Oszczypko, 1996). Jest ona wype³niona drobnoklastycznymi i ilastymi utworami œrodkowego
mio-cenu osi¹gaj¹cymi mi¹¿szoœci przekraczaj¹ce 2000 m (Ney i in., 1974; Krzywiec, 1998). Druga strefa, to obszar Roztocza, który podlega³ ruchom blokowym i stanowi³ marginaln¹ czêœæ zapadliska. W tej strefie dominuj¹ p³ytkowodne utwory terygeniczne i organodetrytyczne o mi¹¿szoœciach do kilkunastu metrów.
Na obszarze Roztocza, ze wzglêdu na posarmackie ero-zyjne usuniêcie czêœci utworów mioceñskich, odtworzenie architektury basenu jest utrudnione. Dodatkowy problem stanowi brak jednoznacznej biostratygrafii badanych utworów. Wed³ug najnowszych prac (Roniewicz & Wysoc-ka, 1999; WysocWysoc-ka, 1999, 2001) profile utworów bade-453
Przegl¹d Geologiczny, vol. 49, nr 5, 2001
*Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; wysocka@geo.uw.edu.pl
ñskich Roztocza dokumentuj¹ przebieg sedymentacji w p³ytkowodnym œrodowisku morskim. Analiza struktur sedymentacyjnych pozwoli³a na wyró¿nienie stref o zró¿-nicowanym przebiegu i tempie sedymentacji na obszarze wschodniej czêœci Roztocza we wczesnym badenie. Pano-wa³y tu warunki p³ytkomorskie, zwi¹zane ze stref¹ przy-brze¿n¹. Tempo sedymentacji by³o znaczne, a na dnie istnia³y ró¿nej skali pola zmarszczek oraz du¿e makrofor-my o charakterze odsypów. Charakterystyczn¹ cech¹ utworów ods³aniaj¹cych siê w rejonie Lwowa jest obec-noœæ zespo³u struktur biogenicznych wskazuj¹cych na g³êbokoœæ zbiornika rzêdu do kilku metrów. W strefach o du¿ym tempie depozycji, gdzie prawdopodobnie istnia³y po³ogie sk³ony du¿ych form akumulacyjnych, wystêpuj¹ struktury zwi¹zane z grawitacyjnymi ruchami masowymi. Uk³ad form dna, we wczesnym badenie, zale¿a³ przede wszystkim od iloœci dostarczanego z l¹du materia³u oraz kierunku pr¹dów generowanych falowaniem wiatrowym. Zró¿nicowany rozk³ad kierunków transportu jednoznacz-nie potwierdza p³ytkowodny charakter œrodowiska, gdzie rozk³ad form dna zale¿y od stanu morza oraz kierunku nabiegania fal (Rudowski, 1986). G³êbokoœæ zbiornika nie przekracza³a podstawy falowania wiatrowego. W takim œrodowisku o przebiegu sedymentacji decyduj¹ g³ównie zmiany warunków hydrodynamicznych. Zmiany te s¹ wywo³ywane falowaniem wiatrowym, powoduj¹cym powstawanie pr¹dów zarówno przybrze¿nych, jak i powrotnych. Nasilenie oddzia³ywania na osad tych pr¹dów, a co za tym idzie transportu wzd³u¿ brzegowego, nastêpowa³o zapewne w okresach sztormów. Przewa¿nie transport materia³u w tej strefie odbywa³ siê w kierunku po³udniowym.
W profilach utworów górnobadeñskich natomiast, jest udokumentowana stopniowa ewolucja p³ytkomorskiej sedymentacji w strefie otwartego morza i nasilenie jej zwi¹zku z synsedymentacyjnym rozwojem stref uskoko-wych. W póŸnym badenie w zbiorniku istnia³y strefy aku-mulacji organogenicznej i organodetrytycznej, ze zmienn¹ w czasie dostaw¹ materia³u terygenicznego. Prawdopo-dobnie w tym czasie na jego dnie zaczyna kszta³towaæ siê uk³ad form akumulacyjnych, wymuszany stopniowym roz-wojem w pod³o¿u synsedymentacyjnych uskoków. W okresie tym nast¹pi³o wzmo¿enie ruchliwoœci tektonicz-nej, zaczê³y rozwijaæ siê uskoki normalne o uk³adzie scho-dowym, których skrzyd³a zrzucone ulega³y antytetycznej rotacji (Jaroszewski, 1977). Na Roztoczu, w najwy¿szej czêœci profili utworów górnobadeñskich, mo¿na
obserwo-waæ zespo³y warstwowañ skoœnych o skali kilkunastome-trowej prograduj¹ce ku po³udniowi. Powstawa³y one w okresach zwiêkszonej dostawy materia³u klastycznego do opisywanej partii zbiornika. Du¿e mi¹¿szoœci zespo³ów skoœnych, sta³e kierunki nachylenia warstwowañ, bliskie k¹towi naturalnego zsypu, mog¹ oznaczaæ istnienie sta³ej linii formowania siê stoku takich pokryw akumulacyj-nych (Roniewicz & Wysocka, 2001). Linie te wywo³ane by³y powstawaniem w pod³o¿u systemu synsedymenta-cyjnych uskoków schodowych o kierunku równole¿niko-wym. Taki uk³ad stref sedymentacji, uwarunkowany istnieniem w pod³o¿u synsedymentacyjnie aktywnych stref tektonicznych, spowodowa³ znaczne zró¿nicowanie facjalne i mi¹¿szoœciowe osadów gromadz¹cych siê w tej p³ytkowodnej strefie zapadliska. Model ten wyjaœnia rów-nie¿ prawid³owoœæ braku znacznych iloœci materia³u orga-nodetrytycznego w przyleg³ej do obszaru badañ czêœci zapadliska.
Literatura
JAROSZEWSKI W. 1977 — Sedymentacyjne przejawy mioceñskiej ruchli-woœci tektonicznej na Roztoczu Œrodkowym. Prz. Geol., 24: 418–427. KRZYWIEC P. 1998 — Mioceñska ewolucja tektoniczna wschodniej czêœci zapadliska przedkarpackiego (Przemyœl–Lubaczów) — wyniki interpretacji danych sejsmicznych. Przew. 69 Zjazdu Pol. Tow. Geol.: 37–44.
NEY R., BURZEWSKI W., BACHLEDA T., GÓRSKI W., JAKUB-CZAK K. & S£UPCZYÑSKI K. 1974 — Zarys paleogeografii i roz-woju litologiczno-facjalnego utworów miocenu zapadliska
przedkarpackiego. Pr. Geol. PAN, 82: 1–59.
OSZCZYPKO N. 1996 — Mioceñska dynamika polskiej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 44: 1007–1019.
RONIEWICZ P. & WYSOCKA A. 1999 — Charakterystyka sedymen-tologiczna utworów œrodkowo mioceñskich pó³nocno-wschodniej, brze¿nej strefy zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 83–97.
RONIEWICZ P. & WYSOCKA A. 2001 (w druku) — Uwagi o mioce-ñskiej sedymentacji pomiêdzy Szyd³owem a Smerdyn¹, po³udniowo-w-schodnie obrze¿enie Gór Œwiêtokrzyskich. Prz. Geol.
RUDOWSKI S. 1986 — Œrodowisko sedymentacyjne rewowego wybrze¿a morza bezp³ywowego na przyk³adzie po³udniowego Ba³tyku. Stud. Geol. Pol., 87: 1–74.
WYSOCKA A. 1999 — Sedymentacja klastycznych utworów badeñskich wschodniej czêœci Roztocza, pomiêdzy Zwierzyñcem a Lwowem. Nie-publikowana rozprawa doktorska. Arch. Instytutu Geologii Podstawo-wej, Wydzia³ Geologii, UW.
WYSOCKA A. 2001(w druku) — Sedimentation of clastic Badenian deposits in the eastern part of the Roztocze Hill, between Lwów and Zwierzyniec.Forecarpathian basins, E — Euxino-Caspian basins. Acta Geol. Pol.
Proweniencja minera³ów ciê¿kich z utworów miocenu rejonu Biszcza–Ksiê¿pol
(zapadlisko przedkarpackie)
Mariusz Paszkowski*, Monika Kusiak*
Z przeprowadzonej iloœciowej analizy minera³ówakcesorycznych wystêpuj¹cych w próbkach ska³ frakcji g³ównie piaszczystej w utworach miocenu z rejony Biszcza –Ksiê¿pol wynikaj¹ nastêpuj¹ce wnioski:
Zespo³y minera³ów akcesorycznych wyseparowane
ze ska³ nale¿¹ce do ró¿nych jednostek litostratygraficznych zapadliska przedkarpackiego wyraŸnie ró¿ni¹ siê sk³adem.
Wydzielono trzy podstawowe zespo³y
odpowia-daj¹ce warstwom autochtonicznego oligocenu, poni¿ej warstw baranowskich, w³aœciwym warstwom baranow-skim (baden dolny) oraz silikoklastycznemu miocenowi, powy¿ej poziomu anhydrytowego baden górny–sarmat (ryc. 1.).
454
Przegl¹d Geologiczny, vol. 49, nr 5, 2001
*Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk,
