SEDYMENTACJA UTWORÓW EPIWARSYCYJSKIEJ POKRYWY OSADOWEJ W BASENIE PÓ NOCNOSUDECKIM Sedimentation of the epi-variscan cover in the North Sudetic Basin

Transkrypt

1 SEDYMENTACJA UTWORÓW EPIWARSYCYJSKIEJ POKRYWY OSADOWEJ W BASENIE PÓ NOCNOSUDECKIM Sedimentation of the epi-variscan cover in the North Sudetic Basin Wojciech Œliwiñski, Pawe³ Raczyñski, Jurand Wojewoda Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski (Instutute of Gelogical Sciences, Wroc³aw University) pl. M. Borna 30, PL Wroc³aw, wsliw@ing.uni.wroc.pl, pracz@ing.uni.wroc.pl, juwo@ing.uni.wroc.pl S³owa kluczowe: basen pó³nocnosudecki, Sudety, litostratygrafia Keywords: North Sudetic Basin, Sudetes, lithostratygraphy Streszczenie Abstract Utwory wype³niaj¹ce nieckê pó³nocnosudeck¹ nie zosta³y do tej pory ujête w jednolity schemat podzia³u litostratygraficznego. W pracy zaprezentowany zosta³ podzia³ oparty na wielu publikowanych w ostatnim æwieræwieczu propozycjach ujêcia tego problemu. Wykorzystywane przy jego konstrukcji profile obejmowa³y bardzo ró ne czêœci ca³ego wype³nienia niecki pó³nocnosudeckiej. Autorzy zdecydowali siê na wykorzystanie najlepiej udokumentowanych fragmentów, opieraj¹c siê tak e na wynikach w³asnych badañ. Przedstawiono ogóln¹ charakterystykê litologiczno-sedymentologiczn¹ poszczególnych formacji. Zwrócono uwagê na problemy wymagaj¹ce dalszego wyjaœnienia. Utwory wype³niaj¹ce nieckê pó³nocnosudeck¹ nie zosta³y do tej pory ujête w jednolity schemat podzia³u litostratygraficznego. W pracy zaprezentowany zosta³ podzia³ oparty na wielu publikowanych w ostatnim æwieræwieczu propozycjach ujêcia tego problemu. Wykorzystywane przy jego konstrukcji profile obejmowa³y bardzo ró ne czêœci ca³ego wype³nienia niecki pó³nocnosudeckiej. Autorzy zdecydowali siê na wykorzystanie najlepiej udokumentowanych fragmentów, opieraj¹c siê tak e na wynikach w³asnych badañ. Przedstawiono ogóln¹ charakterystykê litologiczno-sedymentologiczn¹ poszczególnych formacji. Zwrócono uwagê na problemy wymagaj¹ce dalszego wyjaœnienia. WSTÊP W wyniku regionalnych procesów rozci¹gania towarzysz¹cych schy³kowym fazom orogenezy waryscyjskiej, na obszarze i wokó³ Masywu Czeskiego powsta³o szereg niewielkich basenów sedymentacyjnych (Teisseyre, 1957; Lorenz & Nicholls, 1976; Lützner & Schwab, 1982; Lützner, 1988). Ich wspólnymi cechami s¹: najstarsze osady powsta³e w œrodowiskach l¹dowych, aktywne tektonicznie granice oraz pojawienie siê w pocz¹tkowych fazach rozwoju zjawisk wulkanicznych (Dziedzic, 1959; Koz³owski & Parachoniak, 1967; Milewicz, 1981a; Ostromêcki, 1973; Tasler, 1979; Mastalerz & Wojewoda, 1988; Mastalerz, 1990; Pokorski & Kiersnowski 1999). Na pó³nocno-wschodnim obszarze Masywu Czeskiego, na terenie nale ¹cym do Polski powsta- ³y dwa takie baseny, basen œródsudecki i basen pó³nocnosudecki Ten drugi powsta³ na waryscyjskiej strukturze Gór Kaczawskich (Teisseyre, 1957; Solecki, 1994). Obydwa baseny to struktury o charakterze synklinalnym, o regionalnym wyd³u eniu odpowiednio w kierunkach NW-SE i WNW-ESE. Utwory basenu pó³nocnosudeckiego zalegaj¹ na epimetamorficznym pod³o u Gór Kaczawskich, których najm³odsze ogniwa s¹ wieku wizeñskiego (Chorowska, 1978). Basen pó³nocnosudecki zacz¹³ formowaæ siê podczas fazy asturyjskiej Solecki

2 2 Sedymentacja utworów epiwarsycyjskiej pokrywy osadowej w basenie pó³nocnosudeckim (1994). Najstarsze wype³niaj¹ce go osady datowane s¹ na wczesny stefan (Milewicz & Górecka, 1965; Górecka, 1970). W profilu osadów basenowych udokumentowane zosta³y utwory górnego karbonu, dolnego i górnego permu, triasu oraz górnej kredy. ¹czn¹ mi¹ szoœæ utworów wype³niaj¹cych basen siêga ok. 2500m (Milewicza, 1985). Basen pó³nocnosudecki ma strukturê z³o on¹. W kierunku zachodnim czêœci zachodniej jest szeroko otwarty i ³¹czy siê z basenem niemieckim, w czêœci centralnej jego dobrze zdefiniowane, a obszar jednolity i zwarty. W czêœci wschodniej rozpada siê na szereg podrzêdnych zapadlisk o cechach synklinalnych rowów i pó³rowów oraz oddzielaj¹cych je zrêbów. Stopieñ ods³oniêcia utworów, za wyj¹tkiem wschodniej i czêœciowo po³udniowej partii basenu, jest niski. LITOSTRATYGRAFIA Sukcesja osadowo-wulkaniczna basenu pó³nocnosudeckiego nie posiada dot¹d w pe³ni sformalizowanego podzia³u litostratygraficznego. Przedstawiony w niniejszej pracy podzia³ jest wynikiem kompilacji danych zawartych w szeregu prac, miêdzy innymi Dziedzica (1959), Ostromêckiego (1972), Peryta (1978), Karnkowskiego (1981), Pokorskiego (1981), Milewicza (1981b i 1985), Mastalerza i innych (1985), Mastalerza i Wojewody (1988), Mastalerza (1990); Peryta i Kasprzyk (1992), Mastalerza i Raczyñskiego (1993) oraz Wagnera i Peryta (1997). W dalszej czêœci u ywane bêd¹ nieformalne nazwy formacji w takim rozumieniu, w jakim nadali je im twórcy danego wydzielenia, zaakceptowane i przyjête przez nastêpnych badaczy zagadnienia. Formacja ze Œwierzawy (Karnkowski, 1981) Formacja ze Wielis³awki (Mastalerz, 1990, Mastalerz & Raczyñski, 1993) Formacja Boles³awca (Karnkowski, 1981) = formacja z P³uczek (Milewicz, 1985) W przypadku utworów cechsztyñskich proponuje siê pozostanie przy powszechnie znanym i akceptowanym podziale cyklotemowym i jednoczeœnie proponujemy jako równoleg³¹ propozycjê podzia³u na sekwencje depozycyjne w ujêciu Wagnera i Peryta (1997). Podzia³ utworów triasu i kredy górnej zaczerpniêty zosta³ z pracy Milewicza (1985). Stopieñ poznania utworów niecki pó³nocnosudeckiej jest bardzo ró ny. Niektóre formacje lub ich fragmenty s¹ rozpoznane dobrze, inne natomiast w stopniu umiarkowanym lub niskim. W pracy niniejszej przy opisie formacji opierano siê przede wszystkim na publikacjach z ostatniego æwieræwiecza. CZERWONY SP GOWIEC Basen pó³nocnosudecki powsta³ jako basen œródgórski w skrajnie po³udniowej czêœci obecnej niecki pó³nocnosudeckiej (Milewicz, 1981a; Solecki, 1995). Przez d³u szy czas istnia³ jako system rowów lub pó³rowów tektonicznych, w których deponowany materia³ pochodzi³ z bezpoœredniego s¹siedztwa (Mastalerz & Raczyñski, 1993). Wydaje siê, e dopiero w koñcu wczesnego permu, w saksonie, nast¹pi³o po³¹czenie ich w jeden w miarê jednolity basen sedymentacyjny. Formacja ze Œwierzawy jest najstarsz¹ jednostk¹ litostratygraficzn¹ w basenie pó³nocnosudeckim i obejmuje utwory stefañskie oraz dolnoautuñskie. Mi¹ szoœæ formacji szacowana jest od 70 do 450m. Jednostka sk³ada siê w przewadze z czerwono-brunatnych osadów piaszczysto-zlepieñcowatych tworz¹cych dwa megacyklotemy sedymentacyjne o ziarnie drobniej¹cym ku górze. W górnej czêœci cyklotemów wystêpuj¹ osady drobnoziarniste, drobnoziarniste piaskowce, mu³owce, lokalnie zawieraj¹ce znaczn¹ domieszkê substancji wêglanowej i wêglistej; margliste i czarne ³upki (Mastalerz, 1988; Mastalerz & Wojewoda, 1988; Mastalerz, 1990; Mastalerz & Raczyñski, 1993). Najni szy megacyklotem zamykaj¹ tzw. dolne ³upki antrakozjowe, drugi górne ³upki antrakozjowe. Ich wiek zosta³ okreœlony w oparciu o mikroflorê na póÿny karbon (Milewicz & Górecka, 1965; Górecka, 1970). Zlepieñce wykszta³cone s¹ jako utwory grubo- i œrednio³awicowe, na ogó³ przek¹tnie warstwowane, z cienkimi prze³awiceniami ³upków. Czêœæ zlepieñców charakteryzuje siê brakiem warstwowania, lub wykazuje normaln¹ gradacjê otoczaków. Powszechnym zjawiskiem s¹ erozyjne sp¹gi warstw. Piaskowce zlepieñcowate i gruboziarniste zwykle cechuje obecnoœæ warstwowañ poziomych lub przek¹tnych. Piaskowce drobnoziarniste i ³upki wykazuj¹ laminacjê riplemarkow¹, rzadziej równoleg³¹ (Mastalerz, 1988). upki wêgliste oraz osady wêglanowe zawieraj¹ liczne szcz¹tki fauny i flory (Mastalerz, 1988 i 1990; Raczyñski & Mastalerz, 1996). Zdaniem Mastalerza (1988) obserwuje siê charakterystyczny rozk³ad kierunków paleotransportu. Utwory gruboziarniste; zlepieñce i piaskowce zlepieñcowate, w dolinie Kamieñczyka wykazuj¹ kierunki transportu ku po³udniowi, podczas gdy osady drobnoziarniste i le ¹ce w górnej czêœci megacyklu ku WNW. Mastalerz (1988) interpretuje utwory gruboziarniste jako osady w¹skopromiennych

3 Wojciech Œliwiñski et al. 3 Fig. 1. Profil litostratygraficzny centralnej i po³udniowej czêœci niecki pó³nocnosudeckiej (wed³ug Milewicz, 1985; Mastalerz, 1988 i 1990; Peryt, 1978; ze zmianami i uzupe³nieniami, (brak skali pionowej) Fig. 1. Profil litostratygraficzny centralnej i po³udniowej czêœci niecki pó³nocnosudeckiej (after Milewicz, 1985; Mastalerz, 1988 i 1990; Peryt, 1978; ze zmianami i uzupe³nieniami). Brak skali pionowej.

4 4 Sedymentacja utworów epiwarsycyjskiej pokrywy osadowej w basenie pó³nocnosudeckim sto ków aluwialnych rozwiniêtych wzd³u tektonicznych granic zapadliska Œwierzawy. Piaskowce zaœ jako osady rzeczne, po³o one bli ej osiowej czêœci zapadliska. Natomiast osady drobnoziarniste; dolne i górne ³upki antrakozjowe jako osady rzeczne i jeziorne. Zosta³y one bardzo szczegó³owo omówione i zinterpretowane w pracach Mastalerza (1988 i 1990,) oraz Mastalerza i Nehyby (1997). Formacja z Wielis³awki sk³ada siê z utworów wulkanogenicznych i podrzêdnie okruchowych ska³ osadowych zaliczanych do œrodkowej i wy szej czêœci autunu. Utwory klasyczne wykszta³cone s¹ jako drobniej¹ca ku górze seria sk³adaj¹ca siê g³ównie z czerwonych piaskowców a lokalnie tak e zlepieñców i brekcji oraz mu³owców. W najwy szej czêœci spotyka siê cienkie wk³adki wapniste oraz soczewy siarczanów. Utwory wulkanogeniczne reprezentowane s¹ przez dwa cyklotemy rozpoczynaj¹ce siê trachyandezytami a koñcz¹ce ryolitami i tufami ryolitowymi (Koz³owski & Parachoniak, 1967; Awdankiewicz, w druku). Mi¹ szoœæ formacji oceniana jest ró nie. I tak Milewicz (1985), dla formacji, któr¹ okreœla mianem formacji z Rz¹œnika, podaje wartoœæ od 180 do 340 m, w tym utworów osadowych od kilku do maksymalnie 250 m. Mastalerz (1990) oraz Masztalerz i Raczyñski (1993) szacuj¹ mi¹ szoœæ ca³ej formacji w na od 150 do 950 m, przeciêtnie od 200 do 300 m. Formacja z Boles³awca zbudowana jest w przewadze z utworów piaskowcowych zaliczanych do saksonu. Jej mi¹ szoœæ oceniana jest na od 200 do 400 m Mastalerz (1990). Osady tej formacji wykszta³cone s¹ przede wszystkim jako arkozowe czerwono-br¹zowe piaskowce i podrzêdnie piaskowce zlepieñcowate, rzadziej zlepieñce. W górnej czêœci profilu formacji wzrasta lokalnie udzia³ mu³owców. Cech¹ charakterystyczn¹ w sk³adzie otoczaków jest obecnoœæ materia³u granitowego. Obficie wystêpuj¹ce, zw³aszcza w górnej czêœci formacji spoiwa i cementy wêglanowe interpretowane s¹ (Mroczkowski & Skowronek, 1980) jako horyzonty caliche. Wczeœniej, w œlad za starszymi opracowaniami (np. Scupin, 1931) zaliczane by³y do tzw. cechsztyñskiego konglomeratu granicznego. CECHSZTYN Utwory cechsztynu, jak ma³o które w basenie pó³nocnosudeckim, by³y przedmiotem intensywnych badañ i licznych kontrowersji. Zwi¹zane to by³o z ich znaczeniem gospodarczym wynikaj¹cym m.in. z obecnoœci z³ó miedzi (tzw. stare zag³êbie miedziowe ). Powsta³y dla potrzeb górniczych podzia³ litostratygraficzny utrzymywa³ siê do po³owy lat szeœædziesi¹tych mimo, e diachronicznoœæ czêœci wydzieleñ (np. margle plamiste, margle miedzionoœne, margle o³owionoœne) by³a od dawna oczywista. Zapocz¹tkowany przez Richter-Bernburga (1951) podzia³ cyklotemowy cechsztynu przebija³ siê w basenie pó³nocnosudeckim najd³u ej i z du ymi oporami (Gunia, 1962; Krasoñ, 1964 i 1967; Peryt, 1978). Korelacja utworów cechsztyñskich wewn¹trz basenu pó³nocnosudeckiego pomiêdzy kolejnymi synklinami (rowami), jak równie powi¹zanie ich z utworami basenu polskiego (polsko-niemieckiego) nastrêcza³a i wci¹ nastrêcza liczne trudnoœci. Jest to spowodowane przede wszystkim zró nicowanym wykszta³ceniem litofacjalnym oraz niekompletnoœci¹ profili, co wynika z depozycji tych utworów na peryferiach basenu cechsztyñskiego. Najogólniej rzecz ujmuj¹c w basenie pó³nocnosudeckim z pó³nocy na po³udnie i z pó³nocnegozachodu na po³udniowy-wschód profil cechsztynu ubo eje co do iloœci cyklotemów i iloœci wydzieleñ litostratygraficznych. Wzrasta zaœ w tych kierunkach udzia³ materia³u silikoklastycznego w profilu i wskaÿników przerw sedymentacyjnych oraz erozji. I tak, w skrajnie wschodniej czêœci synkliny Leszczyny mamy zatem do czynienie jedynie z fragmentem pierwszego cyklotemu (PZ1), zlepieñcem granicznym, wapieniami i dolomitami Ca1 oraz tzw. cechsztyñskim piaskowcem dolnym (Œliwiñski, 1988; Raczyñski, 1996). Na pó³nocnym-zachodzie, w rejonie depresji sieroszowickiej, profil sk³ada siê z trzech kompletnych cyklotemów PZ1, PZ2 i PZ3 (Peryt & Kasprzyk, 1992). Szczegó³ow¹ analizê biofacjaln¹ i paleoekologiczn¹ utworów cechsztynu zawieraj¹ prace Raczyñskiego (1996 i 1998). Werra PZ1 Utwory cechsztyñskie zalegaj¹ na osadach czerwonego sp¹gowca lub bezpoœrednio na utworach epimetamorfiku kaczawskiego. Profil rozpoczyna siê zlepieñcem podstawowym (granicznym), wykszta³conym jako jasne piaskowce lub piaskowce zlepieñcowate rzadziej jako zlepieñce, o mi¹ szoœci do 2 m. Granica pomiêdzy le ¹cymi poni ej piaskowcami czerwonego sp¹gowca a zlepieñcem podstawowym jest z regu³y nieostra. Czerwona barwa zanika stopniowo, spoiwa wêglanowe wystêpuj¹ w obu wydzieleniach, a szcz¹tki fauny pojawiaj¹ siê

5 Wojciech Œliwiñski et al. 5 sporadycznie. Wy ej zalega wapieñ podstawowy o mi¹ szoœci od 1 do 7 m. W czêœci dolnej s¹ to najczêœciej laminowane wapienie mikrytowe œredniolub grubo³awicowe z cienkimi prze³awiceniami ³upków, ubogie w faunê. Czêœæ wy sza wapienia podstawowego jest zwykle bardziej gruboziarnista (pakstony, wakstony po grainstony), zawiera liczniejsze skamienia³oœci, czêsto wykazuj¹ce kierunkowe u³o- enie skorup, ooidy, sporadyczne wk³adki piaskowca. Wystêpowanie wapienia podstawowego ograniczone jest do wschodniej czêœci niecki pó³nocnosudeckiej. Ponad wapieniem podstawowym wystêpuje seria marglisto-wapienna, wydzielenie tworz¹ce jak siê wydaje najbardziej ci¹g³y i mi¹ szy (do 12 m) element wapienia cechsztyñskiego na terenie niecki. Seria ta, w której tradycyjnie wyró nia siê margle plamiste, miedzionoœne i o³owionoœne, wykszta³cona jest zmiennie w zale noœci od po³o enia w basenie. Cech¹ sta³¹ jest obecnoœæ w jej obrêbie dwóch a lokalnie nawet trzech cykli o ziarnie grubiej¹cym ku górze. We wschodniej czêœci basenu s¹ one rozdzielone powierzchniami erozyjnymi, w czêœci zachodniej podkreœlone jedynie zmianami wykszta³cenia litologicznego. W dolnej czêœci ka dego z cykli pojawiaj¹ siê ³upki ilaste i margle prze³awicane wapieniami, ku górze wzrasta udzia³ wapieni, czêsto wykszta³conych jako tempestyty, obserwuje siê warstwowania kopu³owe (HCS). W czêœci wschodniej najwy sze partie cykli tworz¹ przek¹tnie warstwowane grubo³awicowe wapienie oolitowo-onkoidowe (grainstony). Drugi cykl (i lokalnie wystêpuj¹cy trzeci cykl), w p³ytszych partiach basenu s¹ wykszta³cone niekompletnie brakuje w nich dolnych, drobnoziarnistych cz³onów. W starych, tradycyjnych podzia³ach ta czêœæ profilu wyró niana by³a jako œrodkowy cechsztyn. Analiza wykszta³cenia cykli wskazuje na ich transgersywno-regresywny charakter (Œliwiñski, 1988). Ponad wapieniem cechsztyñskim (Ca1), na przewa aj¹cym obszarze zachodniej i œrodkowej czêœci niecki pó³nocnosudeckiej, zalegaj¹ utwory siarczanowe lub silikoklastyczno-siarczanowe uwa ane za anhydryt dolny (A1g) i bardziej rozpowszechnione anhydryt górny (A1g) (Peryt & Kasprzyk 1992). ¹czna mi¹ szoœæ tych utworów wynosi ok. 20 m w najdalej na wschód wysuniêtym wyst¹pieniu (Niwnice), ok. 40 m w czêœci po³udniowo-zachodniej i wzrasta do ponad 100 m w czêœci pó³nocnej niecki. W czêœci wschodniej niecki w pozycji siarczanów wystêpuj¹ wy³¹cznie osady silikoklastyczne; piaskowce (okreœlane mianem dolnych piaskowców cechsztyñskich), przechodz¹ce wy ej mu³owce i i³owce (w tym i³y septariowe) z bogatym zespo³em pseudomorfoz po ewaporatach; halicie i gipsie (Raczyñski & Mastalerz 1993; Raczyñski, 1996). Lokalnie w najwy szej czêœci piaskowców wystêpuj¹ wk³adki wêglanów (dolomit kaczawski). Ze wschodu na zachód mi¹ szoœæ piaskowców systematycznie spada od ok. 35 m w Leszczynie do ca³kowitego zaniku w rejonie Lwówka Œl. Roœnie natomiast sukcesywnie mi¹ szoœæ utworów drobnoziarnistych. Tak wiêc siarczany na zachodzie, piaskowce na wschodzie a i³owce w czêœci œrodkowej niecki koñcz¹ cyklotem PZ1. Stassfurt PZ2 Wyró nienie drugiego cyklotemu przysparza³o najwiêcej trudnoœci. Albo negowano w ogóle jego obecnoœæ na terenie niecki pó³nocnosudeckiej (Peryt, 1978), albo lokowano wœród utworów le ¹cych miêdzy dolomitem p³ytowym a wapieniem cechsztyñskim. Przy czym ró ni autorzy, przyjmuj¹c odmienne kryteria w³¹czali ró ne fragmenty profilu (Richter-Bernburg, 1951; Krasoñ, 1964; Niœkiewicz, 1964). Albo wreszcie ograniczano jego obecnoœæ do skrajnie pó³nocnej czêœci niecki (Peryt, 1981). W ostatnim okresie uformowa³ siê, jak siê wydaje dobrze umotywowany pogl¹d (Peryt & Kasprzak, 1992; Fija³kowska & Peryt, 1995), e silnie zmienione dolomity i anhydryty wystêpuj¹ce w otworze Koœcielna Wieœ IG-1 i ich odpowiedniki w s¹siednich otworach, reprezentuj¹ cyklotem PZ2. Utwory te wykszta³cone s¹ w facji sebki wêglanowo-siarczanowej, dalej ku po³udniowi przechodz¹ w facje sebki klastyczno-siarczanowej. Po³udniowy zasiêg cyklotemu PZ2 w zachodniej czêœci niecki, pokrywa³by siê zdaniem twórców pogl¹du, niemal z obecnym zasiêgiem cyklotemu PZ1. Wydaje, e w tym samym czasie, w centralnej i wschodniej czêœci niecki dominowa³y zjawiska erozji. Granica Werra-Leine na obszarze, gdzie zerodowane zosta³y osady serii Stassfurt przebiega w utworach ilastych. Ze wzglêdu na to, e najni sza czêœæ profilu Leine na tym obszarze sk³ada siê g³ównie z redeponowanych po rozmyciu i³ów i i³ów marglistych wy szej czêœci Werry, œlady tej erozji s¹ bardzo trudne do uchwycenia w ods³oniêciach. Leine PZ3 Sedymentacjê trzeciego cyklotemu rozpoczyna dolomit p³ytowy (Ca3), tylko w skrajnie pó³nocnej czêœci basenu poni ej wystêpuje jeszcze szary i³ solny (Peryt & Kasprzyk 1992). Dolomit p³ytowy wykszta³cony jest jako bia³e, szare lub ó³tawe wapie-

6 6 Sedymentacja utworów epiwarsycyjskiej pokrywy osadowej w basenie pó³nocnosudeckim nie i dolomity, od cienko- po grubo³awicowe. Zaznacza siê dwudzielnoœæ profilu dolomitu p³ytowego. W dole s¹ to dolomity mikrytowe, p³askorównolegle laminowane, a w najni szej czêœci osady margliste i ilaste (niskoenergetyczne). W wy ej czêœci na ogó³ grubo³awicowe dolomity oolitowe (pakstony i grainstony), przek¹tnie, kopu³owo i rynnowo warstwowane, lokalnie wystêpuj¹ poziomy muszlowców, spotyka siê rurki glonów Calcinema, interpretowane s¹ jako wysokoenergetyczne utwory barierowe (Œliwiñski, 1990; Raczyñski, 1996). Stropowa granica dolomitu ma miejscami wyraÿnie erozyjny charakter. Mi¹ szoœæ dolomitu spada z zachodu na wschód, od kilkunastu metrów w synklinie lwóweckiej i do kilku metrów w synklinie Leszczyny. W tym samym kierunku nasilaj¹ siê równie zjawiska rozpuszczania, ³ugowania, rekrystalizacji, wzrasta w skale udzia³ detrytycznego kwarcu (Raczyñski, 1996). Dolomit ten tworzy³ siê w p³ytkim, wyrównanym i bardzo rozleg³ym zbiorniku. Uwa a siê, e pierwotnie wiêkszy zasiêg, ni zasiêg wapienia cechsztyñskiego (Peryt, 1981). Powy ej zalegaj¹ czerwone lub brunatnoczerwone i³owce z soczewkami dolomitów, a nieco wy ej z ³awicami piaskowców i mu³owców, niekiedy tak e wystêpuj¹ cienkie warstwy i soczewy siarczanów (np. w rejonie GrodŸca) seria ta o mi¹ szoœci od kilku do ok. 25 m koñczy profil cechsztynu w niecce pó³nocnosudeckiej (Raczyñski, 1996). Granica cechsztynu z triasem nie jest dok³adnie zdefiniowana. Najprawdopodobniej osady zalegaj¹ce powy ej dolomitu p³ytowego zaliczyæ mo na do permo-triasowej terygenicznej serii przejœciowej (Pzt). Bardzo wyraÿnie okreœla to diachroniczny charakter granicy cechsztyn-trias w peryferyjnej czêœci basenu. TRIAS W niecce pó³nocnosudeckiej ods³aniaj¹ siê utwory pstrego piaskowieca, retu i dolnego wapienia muszlowego. M³odsze, nale ¹ce do œrodkowego i górnego wapienia muszlowego, znane s¹ jedynie z wierceñ w pó³nocno-zachodniej czêœci niecki (Leœniak, 1978). Formacja z Rad³ówki (Milewicz, 1985) obejmuje osady dolnego i œrodkowego pstrego piaskowca. Mi¹ szoœæ formacji szacowana od kilkunastu metrów w po³udniowej czêœci w rejonie wychodni do ok. 500 i 700 metrów w centralnej i pó³nocnozachodniej czêœci basenu (Milewicz, 1985; Raczyñski et al., 1998). Utwory s¹ wykszta³cone jako monotonne czerwone, drobno- i œrednioziarniste piaskowce (arenity kwarcowe) na ogó³ s¹ dobrze wysortowane, lokalnie tylko wystêpuj¹ piaskowce zlepieñcowate i zlepieñce. Materia³ frakcji wirowej (maksymalnie do 5-7 cm), jest œrednio i dobrze obtoczony, najczêœciej chaotycznie rozproszony w masie piaszczystej, niekiedy tworzy bruki. Sporadycznie spotyka siê cienkie przewarstwienia mu³owców i i³owców (Raczyñski et al., 1998). Piaskowce s¹ regularnie u³awicone, najczêœciej przek¹tnie warstwowane. W niektórych miejscach spotyka siê wype³nienia kana³ów erozyjnych. Orientacja struktur kierunkowych i zespo³y facjalne wskazuj¹ na transport z po³udnia na pó³noc przez rzeki typu roztokowego. Pewien udzia³ w tworzeniu siê tych utworów odgrywa³y równie czynniki eoliczne (Raczyñski et al., 1998). Formacja z Raciborowic (Milewicz, 1985), obejmuj¹ca utwory retu i dolnego wapienia muszlowego, oraz nie posiadaj¹ce nazw w³asnych formacje obejmuj¹ce wy sze czêœci profilu œrodkowego triasu, stanowi¹ kopalny zapis obecnoœci triasowego, epiplatformowego zbiornika morskiego na terenie dzisiejszej niecki pó³nocnosudeckiej. Osady te by³y ostatnio badane przez Chrz¹stek (1995 i 2002), która opracowa³a ich podzia³ litostratygraficzny i scharakteryzowa³a warunki paleoœrodowiskowe. Osady retu to margle, dolomity i wapienie z wk³adkami piaskowców oraz margle i dolomity z gipsem i anhydrytem w dolnej czêœci profilu. ¹czna mi¹ szoœæ retu, podzielonego przez Chrz¹stek (2002) na czêœæ doln¹ i górn¹, szacowana jest na m. Dolny wapieñ muszlowy, który autorka podzieli³a na warstwy A-E, korelowane z dolnym wapieniem muszlowym z obszaru górnoœl¹skiego po warstwy terebratulowe w³¹cznie, osi¹ga w niecce pó³nocnosudeckiej mi¹ szoœæ do ponad 90 m. S¹ to g³ównie ró ne odmiany wapieni i margle. Zró nicowanie mikrofacjalne osadów pozwoli³o na charakterystykê zmian g³êbokoœci i zasolenia zbiornika. Interesuj¹ce s¹ równie wyniki badañ J. Kêdzierskiego. Autor ten pocz¹tkowo (praca magisterska, 1996; Kêdzierski & Szulc, 1998) przedstawi³ wyniki badañ paleontologicznych, dziêki którym przy wykorzystaniu konodontów wskaza³ granicê wczesny anizyk-pelson w kamienio³omie w Raciborowicach. Nastêpnie przeprowadzi³ porównawcze badania dolnego wapienia muszlowego wschodniej czêœci basenu germañskiego z u yciem stratygrafii sekwencji (Kêdzierski, 2002). Ich efektem by³o wyznacze-

7 Wojciech Œliwiñski et al. 7 nie w Raciborowicach 15 cykli (i 21 subcykli) 3-go rzêdu, obejmuj¹cych epizody sp³ycania i pog³êbiania zbiornika morskiego. Badania wy ej wymienionych autorów wyraÿnie udowadniaj¹ przynale noœæ pó³nocnosudeckich utworów wapienia muszlowego to peryferyjnej czêœci zbiornika germañskiego. Prawdopodobnie tworzy³y siê one w zatoce, szeroko otwartej ku pó³nocy poprzez obszar dzisiejszego bloku przedsudeckiego i perykliny ar. Wydaje siê, e obecnie g³ównym problemem w badaniach triasu pó³nocnosudeckiego jest dok³adna charakterystyka osadów pstrego piaskowca i kajpru. Stopieñ ich rozpoznania i interpretacji œrodowiskowej dalece odbiega od zaawansowania badañ retu i wapienia muszlowego. Zaznaczyæ jednak nale y, e wystêpowanie kajpru ograniczone jest do skrajnie pó³nocno-zachodniej czêœci niecki. Z uwagi na podobieñstwo wykszta³cenia wystêpuj¹cych tam utworów do znanych z monokliny przedsudeckiej, Milewicz (1985) przyjmuje do ich podzia³u litostratygraficznego propozycje Senkowicz (1979). KREDA Kreda w niecce pó³nocnosudeckiej reprezentowana jest to wy³¹cznie przez ska³y osadowe. Zosta- ³y one osadzone w okresie od póÿnego cenomanu po wczesny santon. PóŸniejsze datowania nie s¹ dostatecznie potwierdzone biostratygraficznie. W ostatniej dekadzie wyniki badañ dotycz¹ce ich stratygrafii i litologii opublikowa³ jedynie Milewicz (1985, 1991, 1997 i 1998). Jego prace s¹ bardziej podsumowaniem wyników wczeœniejszych badañ ni nowym ujêciem tych problemów. Niektóre zagadnienia zwi¹zane z analiz¹ strukturaln¹ tego obszaru poruszy³ Solecki (1994). Sedymentacja osadów kredowych w niecce pó³nocnosudeckiej rozpoczê³a siê po trwaj¹cej przesz³o 100 mln lat przerwie w zapisie stratygraficznym. Zalegaj¹ one na zró nicowanym wiekowo pod³o u, nie m³odszym od kajpru (Milewicz, 1997). Najwiêkszy obszar wystêpowania kredy podœcielaj¹ utwory triasowe, jedynie w rowie Wlenia czêœæ ich pod³o a stanowi czerwony sp¹gowiec lub utwory metamorficzne dolnego piêtra strukturalnego jednostki kaczawskiej. Dotychczas nie zosta³o rozstrzygniête, czy przez ca³y okres czasu pomiêdzy kajprem a cenomanem na terenie tym odbywa³a siê sedymentacja, a brak osadów jest wynikiem wczesnokredowej, intensywnej erozji, czy te obszar ten by³ permanentnie denudowany. Za drugim pogl¹dem mo e przemawiaæ du a dojrza³oœæ strukturalna i petrograficzna wiêkszoœci utworów klastycznych kredy. Sugeruje to redepozycjê utworów g³êbokich, dobrze rozwiniêtych zwietrzelin, do basenu morskiego. Równie w otoczakach w zlepieñcach nie znaleziono dotychczas osadów nie znanych z pod³o a kredy. Brak œladów zwietrzelin poni ej sp¹gu osadów kredy wskazuje jednak na intensywn¹ denudacjê trwaj¹c¹ do pocz¹tku transgresji morskiej na obszar pó³nocnosudecki. Nawet w osiowej czêœci obszaru nie zosta³y stwierdzone utwory zwietrzelinowe. Nie zosta³a tak e wyraÿnie zdefiniowana dolna granica utworów kredy. Inwentarz paleontologiczny i ogólna charakterystyka petrograficzna pozwalaj¹ na rozgraniczenie ich od pod³o a. Chocia w konkretnych profilach, np. w rejonie Lwówka Œl¹skiego, gdzie utwory cenomañskie zalegaj¹ na rozmytej powierzchni pstrego piaskowca, dok³adne wskazanie tej granicy w ods³oniêciach jest mo liwe, to zdarzaj¹ siê jednak b³êdne oznaczenia. O mo liwoœci takich pomy³ek œwiadcz¹ te dostêpne materia³y kartograficzne np. w rejonie Pielgrzymki eksploatowane w kamienio³omach piaskowce by³y zaliczane do kredy (Kûhn & Zimmermann, 1918), b¹dÿ do pstrego piaskowca (arkusz Pielgrzymka, Milewicz & Jerzmañski, 1959). W tym konkretnie przypadku racjê mieli autorzy niemieccy stosunkowo liczne w tych osadach s¹ szcz¹tki kredowych ma³ y. Wœród osadów dominuj¹ w cenomanie, turonie i koniaku margle i piaskowce. W santonie najczêœciej wystêpuj¹ mu³owce, piaskowce z wk³adkami i³ów i wêgli oraz i³y. Mo na zauwa yæ, e podobnie jak w górnym cechsztynie piaskowce dominuj¹ we wschodniej czêœci obszaru, a i³owce (lub margle) w zachodniej. W przedstawionym przez Milewicza (1985 i 1998) podziale litostratygraficznym osadów kredy pó³nocnosudeckiej wyró niono trzy formacje: z Rakowic Wielkich (górny cenoman koniak, na ca³ym obszarze), z Czernej (dolny santon, w czêœci po³udniowo-wschodniej) i z Wêgliñca (dolny santon, w czêœci pó³nocno-zachodniej). Formacja z Rakowic Wielkich reprezentowana jest przez osady wêglanowe (margle i wapienie) oraz piaskowce i zlepieñce znane jako dolne, œrodkowe i górne piaskowce ciosowe. Facje silikoklastyczne tworzy³y siê w przybrze - nej czêœci zbiornika, podczas gdy osady wêglanowe stanowi³y facje g³êbszej czêœci morza. Zasiêg i mi¹ - szoœæ litosomów piaszczysto-zlepieñcowatych

8 8 Sedymentacja utworów epiwarsycyjskiej pokrywy osadowej w basenie pó³nocnosudeckim w marglach s¹ zapisem zmian przebiegu linii brzegowej, poziomu morza i uk³adu paleopr¹dów. Formacja z Czernej sk³ada siê z jasnych piaskowców z wk³adkami i³ów kaolinowych i wêgli. Najprawdopodobniej reprezentuj¹ one osady delt i jezior. Równowiekowe utwory formacji z Wêgliñca wykszta³cone jako mu³owce z obficie wystêpuj¹cymi szcz¹tkami fauny s¹ utworami p³ytkomorskimi. W ca³ym profilu kredy pó³nocnosudeckiej wyraÿnie zaznacza siê transgresywne nastêpstwo facji w póÿnym cenomanie i turonie, przechodz¹ce w regresywne w koniaku i santonie. Za g³ówne Ÿród³o materia³u osadowego Milewicz uznaje wyspy wschodnioi zachodniosudeck¹, z których materia³ okruchowy mia³ byæ zmywany do morza przez rzeki. Dopiero po po³¹czeniu tych wysp w póÿnym koniaku zaznaczy³ siê wyraÿny wp³yw du ej delty dostarczaj¹cej materia³ od po³udniowego wschodu. Materia³ dostarczany do zbiornika morskiego by³ przerabiany i transportowany przez pr¹dy p³yn¹ce wzd³u brzegu, niekiedy z zaznaczaj¹cymi siê wp³ywami pr¹dów p³ywowych. W g³êbszych czêœciach zbiornika (zw³aszcza w jego czêœci pó³nocno-zachodniej) przewa a³a sedymentacja marglista i wapienna, równowiekowa z przybrze n¹, silikoklastyczn¹. Zaproponowany przez Milewicza schemat podzia³u litostratygraficznego wydaje siê nieco uproszczony w porównaniu z dotychczas uzyskanymi wynikami z Ni u Polskiego (np. Leszczyñski, 1997) i niecki œródsudeckiej (Wojewoda, 1997). Wydzielane na obszarze po³o onym z dala od l¹du sekwencje depozycyjne powinny byæ o wiele wyraÿniej czytelne w strefie zazêbiania siê facji wêglanowych i silikoklastycznych. Takie obszary s¹ o wiele bardziej predysponowane do zapisu nawet niewielkich wahañ poziomu morza. Jedynym utrudnieniem jest trudniejsze dok³adne datowanie osadów. W strefach przybrze nych trudno spotkaæ ortostratygraficzne amonitowate, równie otwornice, zw³aszcza w osadach silikoklastycznych, s¹ rzadkoœci¹. Jednak dobrym narzêdziem do datowañ s¹ gruboskorupowe ma³ e, inoceramy, liczne na tym obszarze. S¹dziæ mo na, e rozwiniêcie schematu zaproponowanego przez Milewicza (1991) da mo liwoœæ wyró nienia wyraÿnych cykli transgresywno-regresywnych.