Rola halokinezy w powstawaniu trzeciorzêdowych z³ó¿ wêgla brunatnegona Ni¿u Polskim

Jacek Robert Kasiñski1, Grzegorz Czapowski1, Marcin Piwocki1

Halokinetic impact on origin of the Tertiary lignite deposits on the PolishLowlands. Prz. Geol., 57: 964–975.

A b s t r a c t . Large concentrations of lignite, creating economic lignitedeposits, occur frequently in a close vicinity or directly above salt domes.Those lignite accumulations, common in the northern and central parts ofSzczecin-£ódŸ-Miechów Synclinorium (Polish Lowlands), were partiallyproduced by halotectonic processes active during Tertiary. Generally, differ-entiated activity of halotectonics did not secure proper conditions controllingextensive accumulation of phytogenic matter and even destroyed the upliftedlignite seams. However, conditions convenient for phytogenic matter accu-mulation were rather common locally. The following processes: 1) salt

subrosion of a dome upper part, 2) halokinetic salt outflow along opened fault surfaces, 3) formation of secondary peripherial sinksnearby the domes and 4) development of extensional depressions on the top of disrupted antyclines formed within a salt-dome overbur-den during the uplift, all were responsible for generating of salt-related sinks. In a regional scale, development of the primaryperipherial sinks between salt structures (mostly salt crests, walls and pillows) could be also related to the halokinetics. Detailed anal-ysis of geological setting in vicinities of some major salt domes on the Polish Lowlands evidenced that more than 80% of ligniteresources are directly or indirectly related to these structures. Those lignite resources are most profitable due to an advantagenousoverburden ratio. Application of complex research methods (including high-resolution seismic profilling) enables a model construc-tion of those areas and precise defining the relations between stages of salt structure development and a rate of phytogenic accumula-tion, offering/bringing significant data for lignite prospection.

Keywords: halotectonics, halokinetics, subrosion, salt domes, phytogenic accumulation, Tertiary, lignite

Akumulacja znaczniejszych iloœci materii fitogenicz-nej wymaga zachowania stabilnej i powolnej subsydencji,st¹d stosunkowo niespokojne tektonicznie otoczenie wysa-dów solnych nie wydaje siê sprzyjaæ podobnym nagromadze-niom. Praktyka wskazuje jednak, ¿e w s¹siedztwie, a nawetw nadk³adzie wysadów wystêpuj¹ znaczne koncentracjewêgla brunatnego, czêsto o znaczeniu z³o¿owym. Takienagromadzenia, pozostaj¹ce w zwi¹zku z tektonik¹ haloki-netyczn¹ w rejonie licznych wysadów i poduszek solnych,mo¿na obserwowaæ na rozleg³ych obszarach Ni¿u Polskie-go w pó³nocnej i œrodkowej czêœci synklinorium szczeciñ-sko-³ódzko-miechowskiego.

Cechsztyñska formacja solonoœna

Cechsztyñska formacja solonoœna, która wystêpuje podpowierzchni¹ oko³o 60% naszego kraju, w tym niemalca³ego obszaru Ni¿u Polskiego, stanowi wschodni¹ czêœæwielkiego cechsztyñskiego basenu œrodkowoeuropejskie-go. Zawiera ona z³o¿a soli kamiennej i soli potasowo-ma-gnezowych. Na obszarze Ni¿u, w centrum dawnegozbiornika ewaporacyjnego, osady solonoœne wystêpuj¹ nag³êbokoœci kilku tysiêcy metrów, a seria solna osi¹gami¹¿szoœæ ponad 1000 m. Ku brzegom tego zbiornika seriasolna staje siê cieñsza i wystêpuje na mniejszej g³êbokoœci.Budowê geologiczn¹ tego regionu w znacznym stopniudeterminuj¹ halokinetyczne i halotektoniczne ruchy massolnych, które w strefach aktywnoœci tektonicznej pod³o¿apodpermskiego przedzieraj¹ siê ku górze poprzez ska³ynadk³adu mezo- i kenozoicznego (m.in. Dadlez & Marek,1974; Tarka, 1991; Dadlez, 1997; Burliga i in., 2003; Jaro-

siñski & Krzywiec, 2006; Krzywiec 2004a, b, 2006; Krzy-wiec i in., 2006).

W osiowej czêœci dawnego zbiornika, w strefie obecne-go wa³u œrodkowopolskiego, popermska halokineza massolnych spowodowa³a utworzenie rozmaitych strukturhalotektonicznych (poduszek, wa³ów, grzebieni, pni i dia-pirów), unosz¹cych serie solne z g³êbokoœci nawet 5–7 km.W stropowych czêœciach licznych diapirów udokumento-wano z³o¿a solne.

Wysadowe struktury solne ci¹gn¹ siê w¹skim pasemwzd³u¿ rozci¹g³oœci wa³u œrodkowopolskiego (ryc. 1).Maksymalnie ku powierzchni wznosz¹ siê na obszarzeKujaw, gdzie by³y Ÿród³em naturalnych wyp³ywów sola-nek, wykorzystywanych w warzelnictwie soli. W œrodko-wej czêœci wa³u wystêpuje kilkanaœcie struktur solnych,o generalnej orientacji osi pod³u¿nej NW-SE. Pokrywêmezozoiczn¹ przebijaj¹ ca³kowicie wysady: Wapno, Da-mas³awek, Mogilno, Inowroc³aw, Góra, Izbica Kujawska,K³odawa, RogóŸno, Lubieñ, £aniêta i Dêbina (tab. 1). Naobszarze synklinorium ³ódzkiego, gdzie rozlokowana jestwiêkszoœæ rozpoznanych form wysadowych, wysokoœæ struk-tur solnych waha siê w granicach 1,5–8 km, a powierzchniazwierciad³a solnego, wystêpuj¹cego na g³êbokoœci od 100do ponad 1900 m (przewa¿nie w przedziale g³êbokoœci200–450 m), zmienia siê od 0,3 km2 do 52 km2 (tab. 1).

Wêglonoœne osady paleogenu i neogenu

W kenozoiku obszar wystêpowania cechsztyñskiej for-macji solonoœnej znalaz³ siê na wschodnich peryferiachbasenu Europy pó³nocno-zachodniej, siêgaj¹cego odMorza Pó³nocnego poprzez Daniê, Holandiê i Niemcy poPolskê i Bia³oruœ. Na terytorium Ni¿u Polskiego by³ totypowy basen epikontynentalny, w którym przeciêtna

964

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

1Pañstwowy Instytut Geologiczny — Pañstwowy InstytutBadawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa

J.R. Kasiñski G. Czapowski M. Piwocki

mi¹¿szoœæ utworów trzeciorzêdu wynosi³a oko³o 100 m,choæ w zapadliskach tektonicznych i w obni¿eniach subro-zyjnych na terenie wysadów solnych dochodzi³a do oko³o500 m (Kasiñski, 2004).

Profil osadów paleogenu i neogenu na terenie Ni¿u Pol-skiego jest wyraŸnie dwudzielny. Wœród utworów paleoge-nu przewa¿aj¹ p³ytkomorskie osady piaszczyste ipiaszczysto-wêglanowe z przewarstwieniami mu³owco-wo-piaszczystych osadów brakicznych i l¹dowych, lokal-nie z pok³adami wêgli brunatnych. W profilu neogenu

wystêpuj¹ piaszczysto-mu³kowe osady l¹dowe i brakicznez pok³adami wêgla brunatnego o szerokim rozprzestrzenie-niu (Piwocki, 1983). Ca³y profil cechuje wystêpowanieczêstych luk sedymentacyjnych i stratygraficznych. Paleo-gen i neogen w zachodniej czêœci Ni¿u Polskiego charakte-ryzuj¹ siê nieco pe³niejszym rozwojem stratygraficznym,obejmuj¹cym osady eocenu, oligocenu i miocenu, a lokal-nie paleocenu i pliocenu. W œrodkowej i wschodniej czêœciNi¿u profil ten zawiera wiêcej luk, a pe³niejszy rozwójwykazuj¹ zwykle tylko osady paleocenu, po czêœci eocenu

965

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

Przytór

Goleniów

Grzêzno

Drawno

Cz³opaWapno

Damas³awek

Mogilno

Inowroc³aw

Strzelno

Góra

K³odawa

£aniêta

Lubieñ

RogóŸno

Dêbina

P¹tnów IILubstów

K³odawa

RogóŸno

M O R Z E B A £ T Y C K I E

B A L T I C S E A

54°

53°

52°

15° 16° 17° 18° 19° 20°

15° 16° 17° 18° 19° 20°14°

54°

53°

52°

KOSZALIN

S£UPSK

SZCZECINEK

PI£A

GRUDZI¥DZ

KOŒCIERZYNA

GDYNIA

ELBL¥G

M£AWA

W£OC£AWEK

P£OCK

TORUÑ

SIERADZ

KONIN

LESZNO

ZIELONA GÓRA

POZNAÑ

£ÓD�

GDAÑSK

OLSZTYN

WROC£AW

BYDGOSZCZ

GORZÓW WLKP.

SZCZECIN

0 50 100km

nadwysadoweat a diapir overburden

przywysadoweat a diapir marginal depression

Z³o¿a wêgla brunatnegoLignite deposits

ponad struktur¹above a salt structure

miêdzywysadoweintradiapir ones

inneother

poduszki solnesalt pillows

wysady solne nie przebijaj¹ceutworów mezozoikudiapirs unpierced the Mesozoic deposits

wysady solne przebijaj¹ce utwory mezozoikudiapirs pierced the Mesozoic deposits

Struktury solneSalt structures

Uskoki przecinaj¹ce kompleks permsko-mezozoiczny:Faults cutting the Permian/Mesozoic complex:

pewneevident

przypuszczalnesupposed

Ryc. 1. Wyst¹pienia wêgla brunatnego na tle rozmieszczenia struktur solnych na Ni¿u Polskim (wg Kasiñskiego i in, 2001a)Fig. 1. Lignite occurrences at the background of location of salt structures on the Polish Lowlands (after Kasiñski et al., 2001a)

oraz œrodkowego i górnego miocenu, a tak¿e dolnego plio-cenu. Na ten stan wp³ynê³y zarówno globalne czynnikigeotektoniczne i paleogeograficzne, jak i lokalne ruchydrobniejszych bloków pod³o¿a podtrzeciorzêdowego orazzró¿nicowane w czasie i przestrzeni ruchy struktur sol-nych.

Profil paleogenu w Polsce pó³nocno-zachodniej rozpo-czynaj¹ zazwyczaj utwory eocenu lub oligocenu, a w Pol-sce wschodniej paleocenu. Na obszarze Ni¿u do paleogenupowszechnie s¹ zaliczane zwietrzeliny i pokrywy wietrze-linowe spoczywaj¹ce bezpoœrednio na utworach pod³o¿apodkenozoicznego (kaoliny rezydualne i osadowe), zwy-kle gruboœci 2–5 m, a sporadycznie nawet ponad 40 m(Piwocki, 1966; Kural, 1982). Utwory paleocenu s¹ znaneg³ównie z niecki lubelskiej i warszawskiej oraz z wyniesie-nia mazursko-suwalskiego i obszaru peryba³tyckiego. Gru-boœæ osadów paleocenu na Ni¿u Polskim wynosi zwykle30–40 m, przy czym najwiêksze mi¹¿szoœci (ponad 90 m)odnotowano ko³o E³ku i I³awy oraz w okolicach Warszawy,najmniejsze (œrednio oko³o 10 m) w niecce szczeciñskiej.Utwory paleocenu dolnego to osady morskie — margle,gezy, wapienie i piaskowce wapniste. Paleocen górny jestwykszta³cony w facjach kontynentalnych i brakicznych —piasków mu³owcowych i mu³ków piaszczystych oraz i³ówwêglistych i wêgli brunatnych — w ni¿szej zaœ czêœci pro-filu równie¿ w facjach przybrze¿nomorskich. Osady eoce-nu wystêpuj¹ w pó³nocnej i wschodniej czêœci Ni¿uPolskiego. Ich œrednia gruboœæ wynosi oko³o 20 m, a mak-

symaln¹ — odpowiednio ponad 100 m i 120 m — stwier-dzono w syneklizie peryba³tyckiej i w subrozyjnych obni-¿eniach starszego pod³o¿a w niecce szczeciñskiej. Eocentworz¹ osady morskie, reprezentowane przez piaskiglaukonitowe, mu³owce i ³upki z fosforytami i bursztynem,oraz osady brakiczne — piaski ³yszczykowe, i³y wêgliste iwêgle brunatne. Utwory oligocenu wystêpuj¹ powszechniena znacznych obszarach Ni¿u Polskiego. Ich przeciêtn¹mi¹¿szoœæ ocenia siê na oko³o 50 m, a maksymaln¹ napowy¿ej 100 m. Doln¹ czêœæ profilu oligocenu tworz¹ osa-dy morskie — piaski glaukonitowe ze ¿wirem kwarcowymi fosforytami. W górnej czêœci profilu wystêpuj¹ morskieutwory rupelskie (i³y septariowe), które ku wschodowizazêbiaj¹ siê z brakicznymi i œródl¹dowymi utworamimu³owcowo-piaszczystymi (i³y toruñskie), zawieraj¹cymiwêgle brunatne tworz¹ce V pok³ad czempiñski (Ciuk,1974; Piwocki & Kasiñski, 1995). Ponad utworami forma-cji czempiñskiej spoczywaj¹ p³ytkomorskie piaski kwarco-wo-glaukonitowe z wk³adkami mu³owców. Profil koñcz¹piaski ³yszczykowe (w czêœci dolnej z pojedynczymi ziar-nami glaukonitu), które dokumentuj¹ regresjê morza oligo-ceñskiego.

Utwory neogenu s¹ rozwiniête na prawie ca³ym teryto-rium Ni¿u Polskiego, gdzie zajmuj¹ obecnie powierzchniêoko³o 165 tys. km2. S¹ to l¹dowe utwory miocenu i plioce-nu (piaski, mu³ki, i³y i wêgle brunatne) o zmiennej mi¹¿szo-œci, która w strefie po³udniowego zasiêgu ich wystêpowaniawynosi 20–60 m, na obszarach o najwiêkszej subsydencji

966

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

Tab. 1. Wybrane cechy wa¿niejszych wysadów solnych na Ni¿u Polskim (wg Kasiñskiego i in., 2001b; Czapowskiego i in., 2005)Table 1. Selected features of major salt diapirs on the Polish Lowlands (after Kasiñski et al., 2001b; Czapowski et al., 2005)

Regionalnajednostka

strukturalnaRegional

structural unit

NazwawysaduDiapirname

Rozmiary/powierzchnia

wysaduDiapir size/area

[km/km2]

WysokoϾwysadu

Diapir height[km]

G³êbokoœæzwierciad³a solnegoDepth of salt mirror

[m]

G³êbokoœæ/gruboœæczapy wysaduDepth/thickness

of caprock[m]

Typstruktury

Typeof salt

structure

Synklinoriumszczeciñskie

SzczecinSynclinorium

Przytór 2,0 x 2,5/5,0 1 300–1400 1502,1–1830,0 bd. np

Goleniów 4,5 x 2,0/9,0 2 950 888,0 702,2/185,8 np

Grzêzno 2,0 x 5,0/10,0 > 3 000 1 432,5 bd. np

Drawno 4,0 x 5,0/20,0 > 2 000 > 3228,2 2095,0/1133,2 np

Cz³opa 3,5 x 5,0/17,5 > 3 000 1569,0 –/0–95,0 np

Synklinmorium³ódzkie£ódŸ

Synclinorium

Wapno 0,4 x 0,9/0,36 >1 500 160,0–170,0 0–170,0/170,0 p

Damas³awek 3,5 x 5,5/16,5 > 6 000 446,0–538,8 184,0–1050,0/2,5–294,1 p

Barcin 2,0 x 3,5/7,0 > 5 500 > 500,0 bd. np

Mogilno 0,9 x 5,5/4,9 > 6 000 210,2–255,5 50,0–604,0/24,55–555,5 p

Inowroc³aw 1,0 x 2,/2,0 bd. 122,0–366,0 6,0–617,8/17,0–318,5 p

Góra 0,9 x 1,0/0,9 bd. 101,0–704,6 10,0–172,0/1,0–116,3 p

Strzelno 7,0 x 5,0/35,0 bd. > 1985,0 1983,5/1,5 np

Izbica Kujawska 2,0 x 3,0/6,0 bd. 224,5–556,5 144,0–412,0/27,7–207,2 p

K³odawa 2,0 x 26,0/52,0 7 000–8 000 100,0–350,0 –/100,0–150,0 p

Lubieñ 2,0 x 2,5/3,7 bd. 303,0–441,6 151,5–358,0/81,5–169,0 p

£aniêta 3,3 x 3,7/9,5 bd. 235,4–282,5 90,0–308,6/29,6–241,4 p

RogóŸno 4,0 x 6,7/21,0 > 6 000 325,0–427,0 54,5–328,8/12,8–286,3 p

Elewacjaradomszczañska

RadomskoElevation

Dêbina 0,6 x 0,8/0,5 bd. 169,3–215,0 47,3–121,0/94,0–122,0 p

Objaœnienia: p — wysad przebijaj¹cy osady mezozoiczne, np — wysad nieprzebijaj¹cy osadów mezozoicznych, bd. — brak danychExplanations: p — salt diapir pierced through Mesozoic cover, np — salt diapir non-pierced through Mesozoic cover, bd. — lack of data

967

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

Tab. 2. Z³o¿a i wa¿niejsze wyst¹pienia wêgla brunatnego na Ni¿u Polskim (wed³ug Kasiñskiego i in., 2001a, uzupe³nione)Table 2. Deposits and major lignite occurrences in the Polish Lowlands (after Kasiñski et al., 2001a, supplemented)

LpNo.

NazwaName

PowierzchniaSurface[km2]

ZasobyResources[mln Mg]

TypType

1 Goleniów 4,00 24,0 nadwysadowe, at a diapir overburden

2 Kunowo 0,15 0,5 inne, other

3 Krajenka 1,50 9,0 inne, other

4 Wiêcbork 14,86 354,8 ponad struktur¹, above a salt structure

5 Nak³o 32,08 254,1 ponad struktur¹, above a salt structure

6 Bia³oœliwie 3,99 27,8 inne, other

7 Toporzysko–Czarnowo 11,63 29,3 inne, other

8 Trzcianka 87,03 532,6 miêdzywysadowe, intradiapir

9 Chodzie¿ 0,94 7,2 miêdzywysadowe, intradiapir

10 Szubin 15,65 86,4 przywysadowe, at a diapir marginal depression

11 Damas³awek bd. bd. miêdzywysadowe, intradiapir

12 Koœcielec bd. bd. przywysadowe, at a diapir marginal depression

13 Szamotu³y 28,65 790,7 ponad struktur¹, above a salt structure

14 Oborniki 22,48 206,3 inne, other

15 Mogilno 6,00 101,9 przywysadowe, at a diapir marginal depression

16 Strzelno 1,34 11,1 przywysadowe, at a diapir marginal epression

17 Wójcin 2,10 20,7 przywysadowe, at a diapir marginal depression

18 Radojewice 10,86 155,9 przywysadowe, at a diapir marginal depression

19 Che³mce 20,86 109,2 miêdzywysadowe, intradiapir

20 Radziejów 2,75 84,8 ponad struktur¹, above a salt structure

21 Piotrków Kujawski 9,81 56,2 miêdzywysadowe, intradiapir

22 Osiêciny–K¹kowa Wola 18,23 140,0 miêdzywysadowe, intradiapir

23 Lubraniec 0,63 11,8 miêdzywysadowe, intradiapir

24 Brzezie 11,00 77,5 inne, other

25 W³oc³awek 3,55 20,9 inne, other

26 Naramowice 5,99 212,0 inne, other

27 Holendry Giewartowskie 0,88 4,0 inne, other

28 Janowo 5,61 22,5 inne, other

29 Strza³kowo 0,80 6,3 inne, other

30 Danków 4,00 12,8 miêdzywysadowe, intradiapir

31 P¹tnów III 24,75 175,9 miêdzywysadowe, intradiapir

32 P¹tnów IV 16,55 96,1 miêdzywysadowe, intradiapir

33 P¹tnów V 37,13 133,5 miêdzywysadowe, intradiapir

34 P¹tnów II 18,32 160,4 miêdzywysadowe, intradiapir

35 Morzyczyn 9,60 51,1 ponad struktur¹, above a salt structure

36 Tomis³awice 4,98 57,9 miêdzywysadowe, intradiapir

37 Lubstów 9,58 157,7 ponad struktur¹, above a salt structure

38 M¹koszyn-Grochowiska 20,10 55,1 przywysadowe, at a diapir marginal depression

39 Dêby Szlacheckie–Izbica Kujawska 20,30 176,0 ponad struktur¹, above a salt structure

40 Mil¿yn bd. bd. przywysadowe, at a diapir marginal depression

41 Lubieñ 1,20 21,6 nadwysadowe, at a diapir overburden

42 £aniêta 1,60 34,0 nadwysadowe, at a diapir overburden

43 Gostynin 2,13 9,2 inne, other

44 S³upca 8,44 43,9 inne, other

45 P¹tnów I 1,35 19,5 miêdzywysadowe, intradiapir

46 Gos³awice 5,54 52,4 miêdzywysadowe, intradiapir

47 Nies³usz 3,00 18,00 miêdzywysadowe, intradiapir

48 Maliniec 0,20 1,0 miêdzywysadowe, intradiapir

49 Drzewce 5,65 41,1 inne, other

50 Ochle 0,09 1,2 inne, other

(monoklina przedsudecka, niecka warszawska) — ponad200 m, a w zapadliskach tektonicznych, np. w rowie Klesz-czowa w obni¿eniu na zachód od wysadu solnego Dêbina— ponad 500 m. Z neogeñskimi pok³adami wêgla brunat-nego, a g³ównie z II pok³adem ³u¿yckim i I pok³adem œrod-kowopolskim (Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1977),s¹ zwi¹zane liczne z³o¿a (tab. 2, ryc. 1).

Dynamika struktur solnycha akumulacja materii fitogenicznej

Warunkiem akumulacji osadów fitogenicznych oznacznej mi¹¿szoœci jest d³ugotrwa³e zachowanie równo-wagi dynamicznej pomiêdzy tempem subsydencjipowierzchni depozycyjnej, które musi byæ w miarê powol-ne i stabilne, a tempem przyrostu osadów fitogenicznych,za co w g³ównej mierze jest odpowiedzialna wegetacjafitocenoz torfowiskowych (Bouroz, 1966). Grube pok³adywêgla brunatnego s¹ dowodem na to, ¿e stan takiej równowa-gi bywa³ zachowywany przez wiele milionów lat, np. okresakumulacji materii fitogenicznej daj¹cej pocz¹tek mioceñ-skiemu pok³adowi wêgla brunatnego w zatoce dolnegoRenu (o mi¹¿szoœci ponad 100 m) ocenia siê na oko³o 11milionów lat (Hager, 1981). Trudno spodziewaæ siê, ¿ebywarunki spokojnej sedymentacji w porównywalnym okre-sie mog³y byæ zapewnione w bezpoœrednim s¹siedztwie

aktywnych struktur solnych, gdzie morfologia pod³o¿a ule-ga szybkim zmianom. Odbiciem tych procesów s¹ np. serieosadów o ró¿nej frakcji, g³ównie ¿wirowców ilastych,stwierdzonych w profilach otworów wiertniczych z rejonuwysadów Izbica Kujawska i Dêbina (Kasiñski i in., 2001a).Utwory te powsta³y zapewne w wyniku, inicjowanychprzez ruch wysadów, ruchów masowych, transportuj¹cychmateria³ w zawiesinie, np. w formie sp³ywów b³otnych.Produktem s¹ grube pakiety oligoceñskich ¿wirowców ila-stych, zawieraj¹ce przemieszan¹ ze ¿wirem doskonalezachowan¹, bogat¹ faunê ma³¿y, œlimaków i korali. Wœródma³¿y dominuj¹ formy cienkoskorupowe, których skorup-ki nie uleg³y uszkodzeniom podczas transportu.

Stabilne tempo subsydencji mog³o byæ jednak utrzy-mane w dalszej odleg³oœci od struktur solnych, a w szcze-gólnoœci na:

a) obszarach po³o¿onych pomiêdzy systemami struktursolnych (ci¹gami wysadów, grzebieniami i murami solny-mi), gdzie ubytek soli w g³êbokim pod³o¿u powodowa³ubytek objêtoœci, kompensowany powoln¹ subsydencj¹,generuj¹c powstanie pierwotnych niecek miêdzywysado-wych;

b) obszarach po³o¿onych ponad wg³êbnymi struktura-mi solnymi, których wypiêtrzanie mog³o spowodowaæpowstawanie struktur antyklinalnych z systemami usko-ków ekstensyjnych w przegubie struktury; w miejscach,

968

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

LpNo.

NazwaName

PowierzchniaSurface[km2]

ZasobyResources[mln Mg]

TypType

51 K³odawa bd bd przywysadowe, at a diapir marginal depression

52 Kroœniewice 3,51 12,2 inne, other

53 £aziñsk-Obory 1,87 10,6 inne, other

54 Nowe Gr¹dy 2,18 9,2 inne, other

55 Piaski 22,57 124,2 inne, other

56 G³ówiew 1,03 3,9 inne, other

57 Zarzew-Zarzewek 0,55 2,3 inne, other

58 Rumin 0,18 0,3 inne, other

59 Barczyg³ów 0,76 5,0 inne, other

60 W³adys³awów 4,50 55,4 inne, other

61 Dobrów 7,54 19,1 inne, other

62 KoŸmin 13,36 56,5 inne, other

63 Ciœwica-L¹dek 3,02 14,8 inne, other

64 Lisiec Nowy 0,10 0,5 inne, other

65 Krwony 1,51 19,2 inne, other

66 Ma³gorzata 1,07 8,2 inne, other

67 Rogi 0,17 1,7 inne, other

68 Adamów 32,74 200,8 inne, other

69 Wielenin 8,30 23,5 inne, other

70 Uniejów 31,80 65,2 inne, other

71 Szarów Pañski 4,82 15,3 inne, other

72 RogóŸno 15,41 658,2 nadwysadowe, at a diapir overburden

73 Rogów 3,25 48,8 inne, other

74 Szczerców 11,36 754,0 ponad struktur¹, above a salt structure

75 Be³chatów 15,52 1 115,4 ponad struktur¹, above a salt structure

76 Kamieñsk 13,66 296,8 ponad struktur¹, above a salt structure

77 £êki Szlacheckie 5,89 149,9 ponad struktur¹, above a salt structure

bd. — brak danych, lack of data

gdzie po ustaniu ruchów wypiêtrzaj¹cych w przegubachantyklin tworzy³y siê grawitacyjne zapadliska tektoniczne;

c) obszarach po³o¿onych bezpoœrednio w nadk³adziestruktur solnych, na których po ustaniu ruchów wypiê-trzaj¹cych procesy podziemnego ³ugowania soli (subrozji),odp³ywu soli wzd³u¿ rozwartych powierzchni uskoko-wych, czy wreszcie procesów krasu gipsowego w czapiewysadu mog³y powodowaæ powolne i równomierneobni¿anie powierzchni depozycyjnej.

Cech¹ charakterystyczn¹ dla wiêkszoœci wysadów jestwzrost mi¹¿szoœci osadów dolnego oligocenu w stropiestruktur solnych i powszechne wystêpowanie wœród nichwêgli brunatnych V pok³adu czempiñskiego (formacjaczempiñska), o znacznej mi¹¿szoœci, które w przeciwieñ-stwie do wystêpuj¹cych w otoczeniu wysadów niejedno-krotnie maj¹ znaczenie z³o¿owe.

Typy genetyczne z³ó¿ wêglazwi¹zanych z procesami halokinetycznymi

Mechanizm powolnej subsydencji w wyniku ubytku

objêtoœci soli w g³êbokim pod³o¿u stref pomiêdzy syste-mami struktur solnych by³ zapewne odpowiedzialny zapowstanie licznych z³ó¿ wêgla brunatnego usytuowanychw pierwotnych nieckach przysolnych, takich jak Trzcianka,Che³mce, Piotrków Kujawski, Tomis³awice czy P¹tnów.Charakterystycznym przyk³adem jest zw³aszcza zespó³

p¹tnowskich z³ó¿ wêgla brunatnego (ryc. 2), zlokalizowa-ny wzd³u¿ trzeciorzêdowego traktu fluwialnego pomiêdzystrukturami solnymi Gop³a i Izbicy Kujawskiej–£êczycy(Dadlez, 1998). Przypisywane tym strukturom za³o¿eniatektoniczne (Widera, 1997) mia³y zapewne zwi¹zek z tek-tonik¹ soln¹.

Drugi z opisanych mechanizmów — powstawanie

struktur antyklinalnych w stropie struktur solnych —jest odpowiedzialny za uformowanie najwiêkszych z³ó¿wêgla brunatnego na Ni¿u Polskim, w tej liczbie z³ó¿:Wiêcbork, Nak³o, Szamotu³y, Radziejów, Morzyczyn,Lubstów, Dêby Szlacheckie (por. Piwocki, 1978; Widera,2000), a byæ mo¿e tak¿e Szczerców, Be³chatów, Kamieñski £êki Szlacheckie (por. Kossowski, 1974; Kozydra &Piwocki, 1985). Przyk³adem jest tu rów Lubstowa (ryc. 3),który stanowi najwiêksz¹ depresjê tektoniczn¹ na obszarzeelewacji koniñskiej. Struktura ta, o orientacji NNW-SSE,znajduje siê na po³udniowo-wschodnim sk³onie strukturyGop³a. Rów Lubstowa ma stosunkowo niewielkie rozmia-ry (4,0 x 2,0 km), ale znaczn¹ g³êbokoœæ — ponad 230 m.Jego dno jest silnie zró¿nicowane morfologicznie, a deni-welacje w jego obrêbie przekraczaj¹ 140 m (Widera, 2000).W strefach marginalnych rowu wystêpuj¹ systemy usko-ków schodowych, a w czêœci osiowej zapadliska — szeregrównoleg³ych zrêbów i rowów drugiego rzêdu. Genezarowu Lubstowa wi¹¿e siê z subsydencj¹ spowodowan¹

969

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

m n.p.m.m a.s.l.

m n.p.m.m a.s.l.

wêgiel brunatnylignite

piaseksand

50 50

-50 -50

0 0

W E

100 100

margle i wapieniemarls and sandstones

glina morenowatill

struktura Gop³aGop³o Structure

struktura MogilnaMogilno Structure

Ryc. 2. Przekrój geologiczny przez z³o¿e wêgla brunatnego P¹tnów II w zespole z³ó¿ p¹tnowskich (wed³ug Kasiñskiego i in., 1998) —przyk³ad z³o¿a miêdzywysadowegoFig. 2. Geological cross-section of the P¹tnów II lignite deposit in the P¹tnów deposit complex (after Kasiñski et al., 1998) — anexample of the intradiapir deposit

uaktywnieniem tektoniki salinarnej w obrêbie strukturyGop³a. Na etapie kompresji laramijskiej wypiêtrzanie massolnych w g³êbokim pod³o¿u rowu doprowadzi³o dopowstania w strefach przypowierzchniowych przegubuantykliny solnej systemu równoleg³ych szczelin. Poczy-naj¹c od póŸnego mastrychtu a¿ do eocenu obszar elewacjikoniñskiej ulega³ peneplenizacji. W póŸnym eocenie,podobnie jak w systemie rowów poznañskich, rozpocz¹³siê etap formowania depresji tektonicznej (Deczkowski &Gajewska, 1980, 1983) — szczeliny uleg³y rozwarciu,a ograniczone przez nie bloki tektoniczne zaczê³y podlegaæsubsydencji grawitacyjnej. W kolejnym etapie na efektylokalnych ruchów tektonicznych na³o¿y³o siê epejroge-niczne obni¿anie o skali regionalnej, czytelne na ca³ymobszarze Ni¿u Polskiego. Maksimum subsydencji rowu,z którym wi¹¿e siê bardzo intensywna akumulacja materiifitogenicznej, przypad³o na wczesny reinbek (Kasiñski,2004). Powsta³ wówczas g³ówny (dolny) pok³ad wêglabrunatnego, korelowalny z II pok³adem ³u¿yckim, któregomi¹¿szoœæ przekracza 90 m. W póŸniejszym okresie subsy-dencja stopniowo wygasa³a, choæ œlady ruchów neotekto-nicznych s¹ czytelne jeszcze w osadach czwartorzêdowych.

Mechanizm subrozji, opisany szczegó³owo jako przy-czyna powstania rowu tektonicznego Kausche w Niem-czech (Meiburg, 1980), by³ zapewne odpowiedzialny zapowstanie nagromadzeñ materii fitogenicznej ponad wysa-dami Goleniów, Lubieñ, £aniêta czy RogóŸno. Wysad sol-ny RogóŸno jest drugim co do wielkoœci rozpoznanymwysadem w Polsce. Ma kszta³t eliptyczny o osiach d³ugoœci6,7 km i 4,0 km. Powierzchnia wysadu wynosi oko³o 21 km2.Wysad ma kszta³t pnia przechylonego z SW na NE. Czapawysadu wystêpuje na g³êbokoœci 100–180 m, a jej mi¹¿-szoœæ waha siê w granicach 13,0–286,0 m (patrz tab. 1).Zwierciad³o solne, które znajduje siê na g³êbokoœci poni¿ej350 m, wykazuje deniwelacje powierzchni oko³o 100 m(Œlizowski & Sa³uga, 1996). Ponad czap¹ wysadu utwo-rzy³o siê zapadlisko, którego genezê mo¿na wi¹zaæ z pro-cesami podziemnego ³ugowania soli w stropowej czêœciwysadu w drodze subrozji (Bieniewski, 1962). Ruchy halo-kinetyczne spowodowa³y lokalnie silne zaburzenia tak¿e wutworach kenozoicznych (ryc. 4), w których ponad czap¹wysadu wystêpuj¹ liczne uskoki i fleksury (por. Ciuk, 1961).Obni¿anie powierzchni depozycyjnej mia³o zmienne tem-po, przy czym na ca³ym obszarze ponad wysadem nastêpo-wa³y etapy znacznego spowolnienia subsydencji. Etapomtym odpowiada akumulacja materia³u fitogenicznego pro-wadz¹ca do powstania dwóch grubych pok³adów wêglabrunatnego w oligocenie (V pok³ad czempiñski) i w mioce-nie (II pok³ad ³u¿ycki). Proces odp³ywu soli wzd³u¿powierzchni nieci¹g³oœci, powoduj¹cy obni¿anie siêpowierzchni morfologicznej ponad wysadem i powstaniewarunków sprzyjaj¹cych akumulacji materii fitogenicznej,zosta³ opisany z rejonu wysadu Damas³awek (Krzywiec iin., 2000).

Wypiêtrzanie struktur solnych powodowa³o tak¿epowstawanie niewielkich zapadlisk w bezpoœrednim s¹siedz-twie wysadu w wyniku podginania warstw pod³o¿a. Takielokalne wtórne niecki przysolne („kieszenie” przywysado-we), w obrêbie których niekiedy istnia³y warunki sprzy-jaj¹ce akumulacji materii fitogenicznej, powsta³y np. wrejonie wysadów Szubin, Mogilno, Radojewice,M¹koszyn–Grochowiska, Izbica Kujawska, K³odawa iDêbina. Zwi¹zane z nimi wyst¹pienia wêgla brunatnegozajmuj¹ na ogó³ mniejsz¹ powierzchniê i maj¹ mniejsze

zasoby. Przyk³adem s¹ kulisowe nagromadzenia osadówfitogenicznych w rejonie wysadu K³odawa. Wysad ten(ryc. 5), zlokalizowany w œrodkowej czêœci bruzdy œród-polskiej, wyrasta z pod³u¿nej struktury antyklinalnej od³ugoœci oko³o 60 km, ci¹gn¹cej siê od Izbicy Kujawskiejdo Solcy Wielkiej ko³o £êczycy. D³ugoœæ wysadu wynosi26 km, szerokoœæ — 2 km, a jego wysokoœæ jest szacowanana oko³o 7–8 km (Krzywiec, 2004a). Na wysadzie oraz naotaczaj¹cych go utworach mezozoicznych le¿¹ niezgodnieosady paleogenu i neogenu oraz pokrywa czwartorzêdowa.Czapa i³owo-gipsowa ma mi¹¿szoœæ od kilkunastu do 170 m,przeciêtnie oko³o 130 m (patrz tab. 1). Na œcianach bocz-nych wysadu przechodzi ona w p³aszcz i³owo-gipsowo-an-hydrytowy. Zwierciad³o solne o urozmaiconej morfologiczniepowierzchni zalega na g³êbokoœci 100–350 m, przeciêtnie250 m (Œlizowski & Sa³uga, 1996). Analiza struktur tekto-nicznych w poszczególnych poziomach solnych (Burliga,1997) wskazuje, i¿ ewolucja wysadu przebiega³a dwueta-powo:

� u schy³ku permu i we wczesnym triasie nast¹pi³ograwitacyjne spe³zywanie (przemieszczanie) seriisolnych — po³¹czone ze wzrostem ich mi¹¿szoœci wkierunku wschodnim, do zrzucanego systememuskoków schodowych zbiornika sedymentacyjnego;

� od póŸnego triasu a¿ do póŸnej kredy nast¹pi³a pio-nowa migracja mas solnych wzd³u¿ strefy uskoko-wej, anga¿uj¹cej pod³o¿e i nadk³ad ewaporatówcechsztynu.

Znacznie zwiêkszona mi¹¿szoœæ utworów mezozoicz-nych (triasowych i jurajskich) na pó³nocno-wschodnimsk³onie wysadu (patrz ryc. 6) wskazuje na mezozoiczn¹ekstensjê w obrêbie pod³o¿a tego fragmentu bruzdy œród-polskiej, po³¹czon¹ z wczesnymi etapami ruchów mas sol-nych. Obecna budowa geologiczna tego obszaru zosta³aukszta³towana w wyniku inwersji bruzdy œródpolskiej(Krzywiec i in., 2000). Z paleogeñsk¹ aktywnoœci¹ wysadujest zwi¹zana geneza obni¿eñ przywysadowych, którepowsta³y zapewne na prze³omie eocenu i oligocenu.Aktywnoœæ wysadu trwa³a a¿ do czwartorzêdu, o czymœwiadczy silne zaanga¿owanie tektoniczne utworów gór-nego miocenu i zapewne tak¿e pliocenu.

Odnowienie aktywnoœci wysadu po etapie akumulacjimaterii fitogenicznej mog³o prowadziæ do zniszczenia ufor-mowanych pok³adów wêgla. Tego rodzaju zjawisko mo¿nanp. obserwowaæ w rejonie wysadu Dêbina, gdzie póŸno-neogeñskie ruchy wypiêtrzaj¹ce doprowadzi³y do wynie-sienia uformowanego ponad wysadem pok³adu wêglabrunatnego, który nastêpnie zosta³ zniszczony przez plej-stoceñskie procesy erozyjne. Wysad Dêbina znajduje siê napó³nocnym skraju elewacji radomszczañskiej, w obrêbiezapadliska tektonicznego Kleszczowa. Dzieli on tê struktu-rê na czêœæ wschodni¹, w której znajduje siê z³o¿e wêglabrunatnego Be³chatów, i czêœæ zachodni¹, w której le¿yz³o¿e Szczerców. W planie wysad ten ma kszta³t nieregu-larnej elipsy o powierzchni ok. 5 km2 i osiach d³ugoœci0,8 km i 0,6 km, z asymetryczn¹ kulminacj¹ czapy gip-sowo-i³owej (Œlizowski & Sa³uga, 1996), w przekroju pio-nowym zaœ formê pnia. Pó³nocne zbocza wysadu s¹ niemalpionowe, po³udniowe — nachylone nieco ³agodniej. Nawschodnim sk³onie wysadu rysuje siê stopieñ o silnienachylonej powierzchni stropowej (Kasiñski i in., 2000).Czapa siarczanowo-i³owa wysadu ma gruboœæ 94–122 m,zwierciad³o solne stwierdzono na g³êbokoœci 169,0–215,0 m(tab. 1). Wysad przebija utwory mezozoiczne i trzeciorzê-dowe.

970

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

971

-15

0

-10

0

-500

50

10

0

150

mn.

p.m

.m

a.s.

l.

-15

0

-10

0

-50

050

10

0

150

mn.

p.m

.m

a.s.

l.

wêg

iel b

runa

tny

ligni

te

usko

kifa

ults

czw

arto

rzêd

Qua

tern

ary

trze

cior

zêd

Tert

iary

kred

aC

reta

ceou

sju

raJu

rass

icpe

rmP

erm

ian

200

m

EN

EW

SW

g³.22

6,0

4/12

150,

0m

n.p.

m.

g³.14

7,0

5/12

151,

0m

n.p.

m.

g³.23

8,2

6/12

141,

8m

n.p.

m.

g³.26

1,0

7/12

136,

0m

n.p.

m.

g³.25

0,7

8/12

130,

0m

n.p.

m.

g³.27

4,4

9/12

129,

8m

n.p.

m. g³

.24

8,5

9.37

/12.

1212

5,0

mn.

p.m

.

g³.23

1,5

11/I

124,

0m

n.p.

m.

g³.20

8,3

10/1

212

3,3

mn.

p.m

.

g³.13

4,8

10.5

/12

123,

7m

n.p.

m. g³

.16

6,0

11/1

212

4,6

mn.

p.m

.

g³.15

7,0

11.2

5/12

124,

9m

n.p.

m.

g³.16

3,0

11.5

/12

125,

6m

n.p.

m.

g³.18

4,7

11.7

5/12

124,

5m

n.p.

m.

g³.15

1,8

312

3,8

mn.

p.m

. g³.24

9,8

12.5

/12

125,

1m

n.p.

m. g³

.22

5,1

12.7

5/12

126,

0m

n.p.

m.

g³.18

1,0

13/1

212

6,2

mn.

p.m

.

g³.19

6,0

14/1

212

4,6

mn.

p.m

.

g³.20

6,8

15/1

212

6,0

mn.

p.m

.

g³.44

0,7

W³a

dys³

awów

PIG

-II

125,

5m

n.p.

m.

g³.75

,6

17/1

212

6,0

mn.

p.m

.

g³.13

2,0

18/1

212

6,7

mn.

p.m

.

mn.p

.m.

ma.

s.l.

mn.p

.m.

ma.

s.l.

-100

-100

wêg

iel b

runa

tny

ligni

te

pias

eksa

nd

50

50

-50

-50

00

WE

100

100

mar

gle

i wap

ieni

em

arls

and

sand

ston

es

i³i m

u³ek

clay

and

silt

glin

am

oren

owa

till

stru

ktura

Gop³a

Gop³o

Str

uct

ure

�

Ryc.

3.

Prz

ekró

jge

olog

iczn

ypr

zez

z³o¿

ew

êgla

brun

atne

goL

ub-

stów

naN

Esk

³oni

est

rukt

ury

Gop

³a(w

ed³u

gK

asiñ

skie

goi

in.,

1998

)—

przy

k³ad

z³o¿

apo

nad

stru

ktur

¹so

ln¹

Fig

.3.

Geo

logi

cal

cros

s-se

ctio

nof

the

Lub

stów

lign

ite

depo

sit,

NE

-slo

peof

the

Gop

³ost

ruct

ure

(aft

erK

asiñ

ski

etal

.,19

98)

—an

exam

ple

ofth

ede

posi

tabo

vea

salt

stru

ctur

e

� Ryc.

4.P

rzek

rójg

eolo

gicz

nypr

zez

z³o¿

ew

êgla

brun

atne

goR

ogóŸ

-no

pona

dw

ysad

emR

ogóŸ

no(w

ed³u

gK

asiñ

skie

goi

in.,

2008

)—

przy

k³ad

z³o¿

ana

dwys

adow

ego.

Wid

oczn

ein

tens

ywne

zabu

rzen

iast

ropu

czap

yw

ysad

uzw

i¹za

nez

subr

ozj¹

soli

ikra

sem

gips

owym

wcz

apie

wys

adu

Fig

.4.

Geo

logi

cal

cros

s-se

ctio

nof

the

Rog

óŸno

lign

ite

depo

sit

abov

eth

eR

ogóŸ

nosa

ltdo

me

(aft

erK

asiñ

ski

etal

.,20

07)

—an

exam

ple

ofth

ede

posi

tata

diap

irov

erbu

rden

.Ext

ensi

vedi

stur

ban-

ces

ofth

eto

psu

rfac

eof

salt

-dom

eca

par

eaf

fect

edby

salt

subr

osio

nan

dgy

psum

kars

tins

ide

the

cap

ofth

esa

ltdo

me

Rów Kleszczowa, podobnie jak wiêkszoœæ aktywnychw trzeciorzêdzie struktur tektonicznych na Ni¿u Polskim,ma prawdopodobnie stare za³o¿enia tektoniczne (Kasiñski& Piwocki, 1994). Wspó³czesny plan strukturalny tegoregionu odtwarza trzy przedlaramijskie kierunki nie-ci¹g³oœci: 1) WNW-ESE — zwi¹zany z kaledoñskimroz³amem wg³êbnym Gór Œwiêtokrzyskich, 2) WSW-ENE— zwi¹zany z póŸnowaryscyjskim uskokiem regionalnymBrzeg–Kluczbork–Be³chatów oraz 3) NW-SE — zwi¹zanyz regionaln¹ stref¹ tektoniczn¹ Poznañ–Kalisz–Rzeszów(Deczkowski & Gajewska, 1980, 1983). WyraŸnie wiêkszana obszarze rowu mi¹¿szoœæ osadów mezozoicznychœwiadczy o prelaramijskim tektonicznym re¿imie eksten-syjnym w tym regionie (Felisiak & Szewczyk, 1994).Mezozoiczna subsydencja zosta³a przerwana wskutek lara-mijskich ruchów wypiêtrzaj¹cych. Z tym etapem inwersjimorfologicznej wi¹¿e siê geneza struktur fa³dowych ele-

wacji radomszczañskiej o orientacji NW-SE. Nawrótsubsydencji na obszarze rowów nast¹pi³ we wczesnympaleogenie w zwi¹zku ze zmian¹ planu strukturalnego narównole¿nikowy i za³o¿eniem po³udniowego uskoku mar-ginalnego podczas zrzucania obszaru niecki ³ódzkiejwzd³u¿ tzw. progu waryscyjskiego. Do ponownej aktywi-zacji subsydencji, prowadz¹cej do za³o¿enia tzw. rowudrugiego rzêdu w najg³êbszej czêœci depresji, dosz³o zpocz¹tkiem miocenu. Z tym etapem wi¹¿e siê akumulacjawielkich iloœci materii fitogenicznej w œrodowiskachp³ytkowodnych i bagiennych, w warunkach wyj¹tkowod³ugotrwale zachowanej równowagi dynamicznej pomiê-dzy subsydencj¹ a akumulacj¹. Efektem jest pok³ad wêglabrunatnego o mi¹¿szoœci siêgaj¹cej 200 m. Dynamika roz-woju wysadu solnego Dêbina wywiera³a ró¿ny wp³yw nawarunki akumulacji i zachowanie materii fitogenicznej wkolejnych etapach rozwoju struktury solnej. Z wczesnoke-

972

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

51

32

6

69

08

4

83

57

4

UW

62

3

11

11

41

UW

80

1

11

04

62

m n.p.m.m a.s.l.

-1000

wêgiel brunatnylignite

sólsalt

czwartorzêdQuaternary

trzeciorzêdTertiary

kredaCretaceous

juraJurassic

perm

Per

mia

n

triasTriassic

czapa wysadudome cap

czwartorzêdQuaternary

kredaCretaceous

piaseksand

B

-500

0

A

trze

cior

zêd

Tert

iary

140

120

100

-100

80

60

40

20

0

-20

-40

-60

-80

m n.p.m.m a.s.l.

0 2km

0 500km250

SW NE

SW NE

Ryc. 5. Przekroje geologiczne: A — przez wysad K³odawa (wed³ug Burligi, 1997); B — przez wtórn¹ nieckê przysoln¹ na NE od wysadu(wed³ug Kasiñskiego i in., 1996) — przyk³ad z³o¿a przywysadowegoFig. 5. Geological cross-section: A — of the K³odawa salt dome (after Burliga, 1997); B — of the secondary peripherial sink NE of the saltdome (after Kasiñski et al., 1996) — an example of the deposit at a diapir marginal depression

nozoicznym etapem rozwoju wysadu by³o zwi¹zanepowstanie „kieszeni” po³o¿onej na zachód od s³upa solne-go, gdzie warunki sprzyjaj¹ce sedymentacji wêgla utrzy-ma³y siê najd³u¿ej, co znalaz³o odbicie w najwiêkszejmi¹¿szoœci wêgla w tym rejonie. Z aktywnoœci¹ wysadu natym etapie mo¿na wi¹zaæ powstanie tzw. rowu drugiegorzêdu we wschodniej czêœci rowu Kleszczowa — równie¿tam wêgiel brunatny osi¹ga bardzo du¿e mi¹¿szoœci.Odmienny wp³yw na zachowanie siê materii fitogenicznejwywar³ najm³odszy etap ruchów wypiêtrzaj¹cych naobszarze wysadu, powoduj¹c ich wyniesienie i czyni¹cpodatnymi na plejstoceñsk¹ erozjê.

Analiza statystyczna

W celu uzyskania informacji o zale¿noœci wystêpowa-nia nagromadzeñ wêgla brunatnego od ich usytuowaniawzglêdem struktur solnych przeprowadzono analizê staty-styczn¹ powierzchni i zasobów 77 z³ó¿ i wa¿niejszychwyst¹pieñ wêgla brunatnego na Ni¿u Polskim (patrz tab.2). Na potrzeby analizy zdefiniowano nastêpuj¹ce rodzajewyst¹pieñ wêgla brunatnego zwi¹zane ze strukturami sol-nymi (Kasiñski i in., 2001b):

� wyst¹pienia nadwysadowe — zwi¹zane z procesa-mi subrozji lub odp³ywu soli z cia³a solnego (ryc. 4);

� wyst¹pienia przywysadowe — zwi¹zane z powsta-waniem wtórnych niecek przysolnych w bezpoœred-nim s¹siedztwie wysadu (ryc. 5);

� wyst¹pienia ponad strukturami — zwi¹zane z wg³êb-nym wypiêtrzaniem poduszek solnych i powstawa-niem struktur antyklinalnych ze strefami uskokowy-mi w przegubach (ryc. 3);

� wyst¹pienia miêdzywysadowe, zwi¹zane z powsta-waniem pierwotnych niecek przysolnych pomiêdzyci¹gami struktur solnych (ryc. 2).

W analizie uwzglêdniono dodatkowo tak¿e inne wy-st¹pienia wêgla brunatnego, które nie wykazuj¹ zwi¹zku zrozwojem struktur solnych. Dane dotycz¹ce poszczegól-nych typów zwi¹zków nagromadzeñ materii fitogenicznej(z³ó¿ i innych wyst¹pieñ wêgla brunatnego) ze strukturamisolnymi zestawiono w tabeli 3. Z zestawienia wynika, ¿echocia¿ na Ni¿u Polskim liczba z³ó¿ wêgla, które wykazuj¹zwi¹zek ze strukturami solnymi, jest podobna do liczbyz³ó¿, które nie wykazuj¹ takiego zwi¹zku, to zarównopowierzchnia, jak i w szczególnoœci zasoby tych pierw-szych s¹ wielokrotnie wiêksze (ryc. 6). Widaæ zatemwyraŸnie, ¿e tektonika salinarna w wielu wypadkach przy-czyni³a siê do powstania znacznych nagromadzeñ materiifitogenicznej.

Najwiêksze znaczenie ekonomiczne maj¹ z³o¿a utwo-rzone w zapadliskach tektonicznych, które powsta³y wprzegubach antyklin ponad wypiêtrzaj¹cymi siê w pod³o¿upoduszkami solnymi. Obiekty tej grupy, do których nale¿ywiele z³ó¿ zaliczanych powszechnie do z³ó¿ o genezie tek-

tonicznej, jak np. z³o¿a Be³chatów, Szczerców czy te¿ z³o¿eLubstów (por. ryc. 3), charakteryzuj¹ siê znaczn¹ mi¹¿szo-œci¹ wêgla przy stosunkowo niewielkiej powierzchni z³o¿a(14,3%) i najwiêkszymi zasobami (48,5%).

Na drugim miejscu znajduje siê grupa z³ó¿ miêdzywy-sadowych, poœrednio zwi¹zanych z rozwojem struktur sol-nych i wystêpuj¹cych w pierwotnych nieckach przysolnychpomiêdzy pasmami wysadów, grzebieni i murów solnych.Równie¿ ta grupa z³ó¿, do której nale¿y zapewne m.in.zespó³ z³ó¿ p¹tnowskich, ma istotne znaczenie gospodar-cze, choæ parametry geologiczno-górnicze z³ó¿ s¹ niecogorsze (18,2% zasobów na 33,9% powierzchni).

Istotn¹ rolê odgrywaj¹ tak¿e z³o¿a po³o¿one w bezpo-œrednim s¹siedztwie struktur solnych (z³o¿a nadwysadowei przywysadowe). Znaczn¹ wielkoœci¹ zasobów i szczegól-nie korzystnymi parametrami geologiczno-górniczymi

973

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

Liczba z³ó¿Number of deposits

Powierzchnia z³ó¿Area of deposits

Zasoby wêgla brunatnegoLignite resources

Z³o¿a wêgla brunatnego:Lignite deposits:

nadwysadoweat a diapir overburden

przywysadoweat a diapir marginal depression

ponad struktur¹above a salt structure

miêdzywysadoweintradiapir

inneothers

�Ryc. 6. Relacje iloœciowe poszczególnych typów z³ó¿ wêgla bru-natnego na Ni¿u Polskim i ich parametrów (wed³ug Kasiñskiego iin., 2001)Fig. 6. Quantitative relations of different types of lignite depositsin the Polish Lowlands and their parametres (after Kasiñski et al.,2001)

charakteryzuj¹ siê z³o¿a nadwysadowe — wielkoœæ zaso-bów (8,7%), powierzchnia z³o¿a (2,9%), a zatem du¿ami¹¿szoœæ pok³adów wêgla — choæ w niektórych przypad-kach (np. RogóŸno) w dolnej czêœci tych z³ó¿ wystêpuj¹niekorzystne pod wzglêdem technologicznym wêgle zaso-lone. Wyniki analizy wskazuj¹, ¿e równie¿ z³o¿a we wtór-nych nieckach przysolnych nie s¹ bez znaczenia (8,6%zasobów na 13,3% powierzchni), a bezpoœrednie otoczeniestruktur solnych powinno byæ rozwa¿ane jako potencjalnyobszar poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego. Do takichobszarów mo¿na z pewnoœci¹ zaliczyæ rejony wysadów:Inowroc³aw, Góra, Mogilno, Strzelno, Izbica Kujawska iK³odawa.

Wnioski

Procesy zwi¹zane z tektonik¹ soln¹, które zachodzi³yna obszarze pó³nocno-zachodniej i œrodkowej czêœci syn-klinorium szczeciñsko-³ódzko-miechowskiego w paleoge-nie i neogenie, determinowa³y zró¿nicowanie i szybkiezmiany œrodowisk sedymentacji w s¹siedztwie wysadów.W skali regionalnej nie zapewnia³y one zachowania rów-nowagi dynamicznej niezbêdnej do akumulacji (sedenta-cji) rozleg³ych pok³adowych nagromadzeñ materiifitogenicznej. W niektórych wypadkach (np. wysad Dêbi-na) procesy halokinetyczne mog³y byæ nawet odpowie-dzialne za zniszczenie wczeœniej nagromadzonych osadówtorfowych b¹dŸ wêglowych. Jednak w okresach zmniejsze-nia aktywnoœci procesów halotektonicznych w skali lokal-nej doœæ powszechnie wystêpowa³y warunki, w którychrównowaga taka mog³a byæ zachowana.

Podstawowe mechanizmy odpowiedzialne za warunkisprzyjaj¹ce powstaniu z³ó¿ wêgla brunatnego by³y nastê-puj¹ce:

� subrozja soli w górnych partiach wysadów i zjawi-ska krasu gipsowego w czapie wysadu, powoduj¹cesubsydencjê w obszarze ponadwysadowym, np. z³o¿a:Goleniów, Lubieñ, £aniêta i RogóŸno;

� halotektoniczny odp³yw soli wzd³u¿ rozwartychpowierzchni uskokowych (wysad Damas³awek);

� formowanie siê wtórnych niecek przysolnych wwyniku powstawania pustek w zwi¹zku z wypiêtrza-niem soli, np. z³o¿a: Szubin, Mogilno, Radojewice,M¹koszyn–Grochowiska, Izbica Kujawska i K³odawa;

� powstawanie ekstensyjnych zapadlisk w wynikurozrywania antyklin tworzonych w stropie struktursolnych podczas ich wypiêtrzania, np. z³o¿a: Wiêc-bork, Nak³o, Szamotu³y, Radziejów, Morzyczyn,Lubstów, Szczerców, Be³chatów i Kamieñsk.

W skali regionalnej tektonika halokinetyczna mo¿eprowadziæ do powstawania pierwotnych niecek przysol-nych — rozleg³ych obni¿eñ pomiêdzy strukturami solnymi,w szczególnoœci grzebieniami, murami i wa³ami solnymi.Rozwój takich depresji umo¿liwi³ zapewne powstanie licz-nych z³ó¿ wêgla brunatnego, np. Trzcianka, Che³mce,Piotrków Kujawski, P¹tnów i Tomis³awice.

Wnioski z analizy budowy geologicznej otoczeniawa¿niejszych wysadów na Ni¿u Polskim umo¿liwi³y wyty-powanie kilku struktur solnych, których otoczenie mo¿nauznaæ za perspektywiczny obszar poszukiwañ wêgla bru-natnego. S¹ to wysady: Damas³awek, Inowroc³aw, Góra,Mogilno, Strzelno, Izbica Kujawska i K³odawa.

Wspó³czesny arsena³ metod badawczych (w tym sej-smika refleksyjna wysokiej rozdzielczoœci) oferuje mo¿li-woœæ przeprowadzenia szczegó³owych badañmodelowych na obszarze wybranych wysadów i ich oto-czenia. Badania takie, prowadzone w latach 2006–2008przez Pañstwowy Instytut Geologiczny w ramach tematufinansowanego przez NFOŒiGW (Kasiñski i in., 2009),umo¿liwi³y dok³adniejsze rozpoznanie budowy nadk³adu ibliskiego otoczenia wybranych struktur wysadowych, a wszczególnoœci sposobu wystêpowania nagromadzeñ wêglabrunatnego. Wyniki tych prac, przedstawiaj¹ce ewolucjêwybranych wysadów i definiuj¹ce relacje pomiêdzy etapa-mi ich rozwoju a zmianami œrodowiska sedymentacji w jejotoczeniu, ze szczególnym uwzglêdnieniem warunkówumo¿liwiaj¹cych nagromadzenie znacznych iloœci materiifitogenicznej, bêd¹ przedmiotem odrêbnej publikacji.

W niniejszym artykule przedstawiono wyniki projektu nr6.20.4205.00.0, realizowanego w Pañstwowym Instytucie Geolo-gicznym w latach 2000–2001, finansowanego ze œrodków Komite-tu Badañ Naukowych przeznaczonych na badania statutowe.

Literatura

BIENIEWSKI J. 1962 — Problemy geologiczne z³o¿a wêgla brunatne-go RogóŸno. Kwart. Nauk Techn. Przem. Wêgla Brunatnego, 4: 3–8.BOUROZ A. 1966 — La sédimentation des séries houillières dans leurcontexte paléogèographique. [W:] Congress pour l’avancement des

974

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009

Tab. 3. Rozmieszczenie z³ó¿ wêgla brunatnego w relacji do struktur solnych (wed³ug Kasiñskiego i in., 2001a)Table 3. Distribution of lignite deposits related to the salt structures (after Kasiñski et al., 2001a)

Typ z³o¿aType of deposit

LiczbaNumber

Udzia³procentowy

z³ó¿

Share in totalnumber of

deposits in %

Powierzchniaz³ó¿

Surface ofdeposits

[km2]

Udzia³procentowypowierzchni

z³ó¿

% of total area ofdeposits

ZasobyResources

[mln Mg]

Udzia³procentowy

zasobów z³ó¿

% of totalresources

Nadwysadowe, at a diapir overburden 4 5,2 22,21 2,9 737,8 8,7

Przywysadowe, at a diapir marginal depression 12 15,6 100,56 13,3 725,1 8,6

Ponad struktur¹, above a salt structure 11 14,3 147,76 19,6 4 095,4 48,5

Miêdzywysadowe, intradiapir ones 14 18,2 256,47 33,9 1 484,6 17,6

Razem, total 41 53,3 527,00 69,7 7 042,9 83,4

Inne, others 36 46,7 228,72 30,3 1 408,2 16,6

Études de Stratigraphie Carbonifere, Compte Rendu, L. van der Waals(ed.). van Aelst, Heerlen, 4: 65–78.BURLIGA S. 1997 — Ewolucja wysadu solnego K³odawa. [W:]Tektonika solna regionu kujawskiego, S. Burliga (red.), Wind,Wroc³aw.BURLIGA S., KOYI H.A. & KRZYWIEC P. 2003 — Decoupling ofdeformation between the basement and cover during normal- to rever-se-slip movement on a basement fault; model results. Proceed. 8th

Meeting of the Czech Tectonic Studies Group, 1st Meeting of the Cen-tral European Tectonics Group, Geolines — Papers in Earth Science,16: 20.CIUK E. 1961 — Charakterystyka chemiczna wêgla brunatnego zez³o¿a w RogóŸnie na pó³noc od £odzi i mo¿liwoœci jego zu¿ytkowania.Geol. Quart., 5: 956–957.CIUK E. 1974 — Schematy litostratygraficzne paleogenu Polski pozaKarpatami i zapadliskiem przedkarpackim. Biul. Pañstw. Inst. Geol.,281: 7–48.CZAPOWSKI G., KASIÑSKI J., KRZYWIEC P., POLECHOÑSKA O.,TOMASSI-MORAWIEC H., WRÓBEL G., BURLIGA S. &WILKOSZ P. 2005 — Ocena z³ó¿ solnych w rejonie Pomorza i Kujawpod k¹tem ich przydatnoœci do eksploatacji metod¹ otworow¹. Archi-wum IKS Solino S.A., Inowroc³aw.DADLEZ R. 1997 — Ogólne rysy tektoniczne bruzdy œrodkowopol-skiej. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 410–414.DADLEZ R. (red.) 1998 — Mapa tektoniczna kompleksu cechsztyñ-sko-mezozoicznego na Ni¿u Polskim, skala 1 : 500 000. Pañstw. Inst.Geol.DADLEZ R. & MAREK S. 1974 — General Outline of the Tectonicsof the Zechstein-Mesozoic Complex in Central and NorthwesternPoland. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 274: 11–140.DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA W. 1980 — Mezozoiczne i trzecio-rzêdowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28:151–156.DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1983 — Budowa geologicznapod³o¿a trzeciorzêdu w rowach Z³oczewa i Gostynia (monoklina przed-sudecka). Geol. Quart., 27: 535–546.FELISIAK I. & SZEWCZYK E. 1994 — Tektonika osadów mezozo-iku w rejonie z³o¿a Be³chatów. [W:] Konf. Nauk.-Techn. nt. Tektoni-ka rowu Kleszczowa — stan badañ i g³ówne zadania w aspekcieeksploatacji górniczej, J. Tu³ecki (red.). Kop. Wêgla BrunatnegoBe³chatów.HAGER H. 1981 — Das Tertiär der Rheinischen Braunkohlenreviers— Ergebnisse und Probleme. Fortschr. Geol. Rheinland u. Westf., 29:529–564.JAROSIÑSKI M. & KRZYWIEC P. 2006 — Zapis zmian re¿imów tek-tonicznych wokó³ wysadów solnych w Polsce na przyk³adzie strukturyDamas³awek. Prz. Geol., 54: 305.KASIÑSKI J.R. 2004 — Paleogen i neogen w zapadliskach i rowachtektonicznych. [W:] Budowa geologiczna Polski. Stratygrafia. Trze-ciorzêd, T.M. Peryt & M. Piwocki (red.). Pañstw. Inst. Geol.:134–161.KASIÑSKI J.R. & PIWOCKI M. 1994 — Tektonika a z³o¿a wêgla bru-natnego rejonu Be³chatowa. [W:] Konf. Nauk.-Techn. nt. Tektonikarowu Kleszczowa — stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksplo-atacji górniczej, J. Tu³ecki (red.). Kop. Wêgla Brunatnego „Be³cha-tów”, Rogowiec.KASIÑSKI J.R., DYL¥G J.K. & SATERNUS A. 1996 — Ocenamo¿liwoœci dalszych poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego w rejoniekoniñskim. Ocena obszarów perspektywicznych dla prac geologicz-no-poszukiwawczych wêgla brunatnego. Arch. Kop. Wêgla Brunatne-go „Konin”.KASIÑSKI J.R., DYL¥G K., SATERNUS A. & PIWOCKI M. 1998— Analiza wp³ywu udostêpniania i eksploatacji z³ó¿ wêgla brunatnegooraz procesów utylizacji surowca na stan œrodowiska naturalnego wprocesie gospodarczego wykorzystania z³ó¿ (z badaniami modelowymina przyk³adzie wybranych z³ó¿). CAG PIG [3098/98].KASIÑSKI J.R., CZARNECKI L., FRANKOWSKI R. & PIWOCKIM. 2000 — Geology of the Be³chatów lignite deposit and environ-mental impact of exploitation. [W:] 4th European Coal Conference —guide to field trips, J. Jureczka & J.R. Kasiñski (eds.). Pañstw. Inst.Geol.KASIÑSKI J.R., CZAPOWSKI G., KRZYWIEC P. & PIWOCKI M.2001a — Halokineza a powstawanie z³ó¿ wêgla brunatnego — studiumprzywysadowych z³ó¿ wêgla z obszaru Ni¿u Polskiego. CAG PIG[269/2002].KASIÑSKI J.R., CZAPOWSKI G. & PIWOCKI M. 2001b — Haloki-netyczne uwarunkowania akumulacji materii fitogenicznej w utworach

trzeciorzêdowych Ni¿u Polskiego. [W:] Deformacje osadów nieskonso-lidowanych, reologia i struktury, W. W³odarski (red.). Uniw. A. Mic-kiewicza, Poznañ.KASIÑSKI J.R., SATERNUS A. & URBAÑSKI P. 2008 — Analizawystêpowania zasobów wêgla brunatnego w rejonie Turka i programuzupe³niaj¹cych badañ poszukiwawczych. [W:] J. Bednarczyk (red.),Scenariusze rozwoju technologicznego przemys³u wydobycia i prze-twórstwa wêgla brunatnego. Arch. Inst. Górn. Odkrywkowego „Polte-gor-Instytut”, Wroc³aw.KOSSOWSKI L. 1974 — Budowa geologiczna z³o¿a wêgla brunatne-go Be³chatów ze szczególnym uwzglêdnieniem tektoniki pod³o¿a.Górn. Odkryw., 16: 336–344.KOZYDRA Z. & PIWOCKI M. 1985 — Nowopoznany (ESE) odcinekrowu Be³chatowa. Prz. Geol., 33: 458–460.KRZYWIEC P. 2004a — Triassic evolution of the Klodawa salt struc-ture: basement-controlled salt tectonics within the Mid-Polish Trough(Central Poland). Geol. Quart., 48: 123–134.KRZYWIEC P. 2004b — Basement vs. Salt Tectonics and Salt-Sedi-ment Interaction — Case Study of the Mesozoic Evolution of the Intra-continental Mid-Polish Trough. Salt-Sediment Interactions andHydrocarbon Prespectivity: Concepts, Applications and Case Studiesfor the 21st Century: 343–370.KRZYWIEC P. 2006 — Structural inversion of the Pomeranian andKuiavian segments of the Mid-Polish Trough — lateral variations intiming and structural style. Geol. Quart., 51: 151–168.KRZYWIEC P., JAROSIÑSKI M., TWAROGOWSKI J., BURLIGA S.,SZEWCZYK J., WYBRANIEC S., CZAPOWSKI G., ZIENTARA P.,PETECKI Z. & GARLICKI A. 2000 — Geologiczno-geofizycznebadania stropu i nadk³adu wysadu solnego Damas³awek. Prz. Geol.,48: 1005–1014.KRZYWIEC P.,. FRANKOWSKI Z,. JAROSIÑSKI M., KASIÑSKI J.R, PAPIERNIK B., S£ODKOWSKA B., SZEWCZYK J.,TWAROGOWSKI J., WYBRANIEC S., GIENTKA D., GUMULAKK., JÓ�WIAK W., ¯Ó£TOWSKI Z., MUSIATEWICZ M.,HA£USZCZAK A., SZEWCZYK E. & BURLIGA S. 2001 — Kom-pleksowa analiza geofizyczno-geologiczna wysadu solnego Dêbina ijego najbli¿szego otoczenia. Arch. Kop. Wêgla Brunatnego „Be³cha-tów” S.A, Rogowiec.KRZYWIEC P., WYBRANIEC S. & PETECKI Z. 2006 — Budowatektoniczna pod³o¿a bruzdy œródpolskiej w oparciu o wyniki analizydanych sejsmiki refleksyjnej oraz grawimetrii i magnetyki. [In:] P.Krzywiec & M. Jarosiñski (ed.), Struktura litosfery w centralnej ipó³nocnej Polsce — obszar projektu POLONAISE’97. Pr. Pañstw. Inst.Geol., 188: 107–130.KURAL S. 1982 — Wystêpowanie surowców kaolinowych na Dol-nym Œl¹sku. Charakterystyka geologiczno-surowcowa. Rejon Strze-gomia. [W:] Surowce kaolinowe, H. Leszczyszyn (red.). Pañstw. Inst.Geol.MEIBURG P. 1980 — Subrosions-Stockwerke im Nordhessischen Ber-gland. Aufschluss, 31: 265–287.PIWOCKI M. 1966 — Zarys budowy geologicznej i wêglonoœnoœcitrzeciorzêdu okolic Rogowa, Skierniewic i Rawy Mazowieckiej. Biul.Pañstw. Inst. Geol, 202: 61–94.PIWOCKI M. 1978 — Warunki geologiczne i perspektywy wykorzy-stania z³o¿a wêgla brunatnego w rejonie Nak³a nad Noteci¹. Prz. Geol.,26: 584–588.PIWOCKI M. 1983 — Brown coals in Poland: charcteristic of occur-rence. Prz. Geol., 31: 364–370.PIWOCKI M. &. KASIÑSKI J.R. 1995 — Outline of development ofthe Lower Oligocene transgression in Northern Poland. Techn. Poszu-kiwañ Geol. — Geosynoptyka i Geotermia, 34: 47–52.PIWOCKI M. & ZIEMBIÑSKA-TWORZYD£O M. 1997 — Neogeneof the Polish Lowlands — lithostratigraphy and pollen-spore zones.Geol. Quart., 41: 21–40.ŒLIZOWSKI K. & SA£UGA P. 1996 — Surowce chemiczne. Sólkamienna. Centrum PPGSMiE PAN.TARKA R. 1991 — The Tectonic Evolution of Polish Salt Diapirs.Bull. Pol. Acad. Sci, Earth Sci., 39: 85–91.WAGNER R. 1994 — Stratygrafia osadów i rozwój basenu cechsztyñ-skiego na Ni¿u Polskim. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 146: 1–95.WIDERA M. 1997 — Wp³yw struktur solnych na rozwój elewacjikoniñskiej. [W:] Tektonika solna regionu kujawskiego, S. Burliga(red.). Wind, Wroc³aw.WIDERA M. 2000 — Geneza i g³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowaw alpejskiej epoce tektonicznej. Prz. Geol., 48: 935–941.

Praca wp³ynê³a do redakcji 17.07.2009 r.Po recenzji akceptowano do druku 30.07.2009 r.

975

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 11, 2009