BUDOWA GEOLOGICZNA GŁĘBOKIEGO PODŁOŻA PLATFORMY PALEOZOICZNEJ POŁUDNIOWO-ZACHODNIEJ POLSKI W ŚWIETLE WYNIKÓW EKSPERYMENTU SEJSMICZNEGO POLONAISE'97

Transkrypt

1 PRACE PAŃSTWOWEGO INSTYTUTU GEOLOGICZNEGO 188, 2006: Budowa litosfery centralnej i północnej Polski - obszar projektu sejsmicznego POLONAISE'97 Stanisław MAZUR*, Marek JAROSIŃSKI** BUDOWA GEOLOGICZNA GŁĘBOKIEGO PODŁOŻA PLATFORMY PALEOZOICZNEJ POŁUDNIOWO-ZACHODNIEJ POLSKI W ŚWIETLE WYNIKÓW EKSPERYMENTU SEJSMICZNEGO POLONAISE'97 Abstrakt. Profile sejsmiczne eksperymentu POLONAISE'97 dokumentują budowę wgłębną strefy szwu transeuropejskiego (TESZ), który stanowi szeroką strefę akrecji terranów na pograniczu proterozoicznej litosfery kratonu wschodnioeuropejskiego oraz młodszej, paleozoicznej litosfery zachodniej Europy. Uzyskane rezultaty sondowań sejsmicznych, w połączeniu z danymi pól potencjalnych i modelami termicznymi, pozwalają na wydzielenie 5 typów litosfery: ( 1) typ LEEC - litosfera kratonu wschodnioeuropejskiego, (2) typ L TTZ - bloki litosfery przylegaj ące bezpośrednio do kratonu wschodnioeuropejskiego i sięgające po południowo-zachodniągranicę wału śródpolskiego, (3) typ L TES - skorupa szwu transeuropejskiego pomiędzy L TTZ a strefą tektoniczną Dolska, ( 4) typ LPP - fragment litosfery pomięd zy strefą Dolska a uskokiem środkowej Odry, (5) typ L VP występujący na południe od strefy uskokowej środkowej Odry. Dwa pierwsze typy litosfery (LEEC i L TTZ) są genetycznie związane z Bal tiką. Litosfera typu L TES i LPP stanowi osobny blok podłoża, który wywodzi się z Awalonii lub ze spokrewnionego z nią terranu przyłączonego do brzegu Baltiki we wczesnym paleozoiku. Jej struktura sejsmiczna jest prawdopodobnie wypadkową szeregu hipotetycznych czynników, takich jak m.in. wczesnopaleozoiczne podklejanie dolnej skorupy przez magmy wytapiane z subdukowanej płyty oceanu Tomquista, kolizja kaledońska czy wieloetapowe przemieszczenia przesuwcze. Litosfera LPP została również przebudowana w efekcie głęboko zakorzenionej tektoniki waryscyjskiej. Litosfera typu L VP należy do orogenu waryscyjskiego i stanowi fragment Armoryki. Granice pomiędzy blokami litosfery najwyższej rangi, takimijakbaltika, Awa-lonia i Armoryka, zaznaczają się subtelnie w obrazie sejsmicznym. Większe kontrasty w strukturze sejsmicznej mogą występować w obrębie jednorodnych genetycznie fragmentów litosfery, roz-członkowanych przez główne strefy dyslokacyjne. Słowa kluczowe: litosfera, struktura sejsmiczna, tektonika, strefa szwu transeuropejskiego, Awalonia, Baltika. ZARYS BUDOWY GEOLOGICZNEJ STREFY SZWU TRANSEUROPEJSKIEGO Strefa szwu transeuropejskiego (TESZ) stanowi szeroką strefę akrecji terranów, oddzielającą proterozoiczną litosferę tarczy bałtyckiej i platformy wschodnioeuropejskiej od młodszej, paleozoicznej litosfery zachodniej i środkowej Europy (Pharaoh, 1999). TESZ przecina kontynent europejski na odcinku 2000 km, od Morza Północnego na północnym zachodzie do Morza Czarnego na południowym wschodzie. Rozdziela ona dwie odmienne domeny skorupowe, sięgając korzeniami w głąb górnego płasżcza Ziemi (Zielhuis, Nolet, 1994; Schweitzer, 1995). Niemal na całej długości strefa TESZ jest przykryta przez miąższe sekwencje perrnomezozoicznych i kenozoicznych basenów sedymentacyjnych. Dlatego interpretacja danych geofi zy cznych, w połączeniu z wykorzystaniem danych wiertniczych, odgrywa pierwszorzędną rolę w poznaniu współczesnej struktury i ewolucji geodynamicznej TESZ. Rezultaty dotychczasowych badań wskazują na superpozycję w strefie TESZ efektów szeregu wydarzeń przypisywanych następującym po sobie orogenezom - kaledońskiej, waryscyjskiej i alpejskiej (Dadlez i in., 1994, 1995; Berthelsen, 1998; Pharaoh, 1999). Ich następstwem było powstanie strukturalnie skomplikowanej strefy, w której paleozoiczne terrany takie jak Awalonia, masyw małopolski czy * Uniwersytet Wroclawski, Instytut Nauk Geologicznych, Pl. M. Borna 9, Wrocław; smazur@ing.uni.wroc.pl ** Państwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, Warszawa; marek.jarosinski@pgi.gov.pl

2 204 Stanisław Mazur, Marek Jarosiński Brunovistulicum uległy akrecji do południowo-zachodniej krawędzi tarczy bałtyckiej i platformy wschodnioeuropejskiej. Terrany te zostały następnie przekształcone, w wyniku szeregu nałożonych na siebie faz deformacji i konsolidacji, w podłoże platformy paleozoicznej (Berthelsen, 1992, 1998). W ujęciu paleogeograficznym TESZ stanowi południowo-zachodnią granicę kontynentu Baltiki, który uformował się w neoproterozoiku w wyniku rozpadu superkontynentu Rodinii (Dalziel, 1991; Hoffman, 1991; Torsvik i in., 1996; Dalziel i in., 2000). Paleoproterozoiczny cokół krystaliczny platformy wschodnioeuropejskiej, bezpośrednio na północny wschód od polskiego segmentu TESZ, jest zbudowany głównie z granulitów, migmatytów, anortozytów i granitognejsów (Ryka, 1982). Skały te tworzą szereg pasm o przebiegu NE-SW, ostro obciętych przez niemal prostopadłą do nich strefę TESZ (Bogdanova i in., 1996). Pokrywę osadową na południowo-zachodnim skraju platformy wschodnioeuropejskiej tworzą trzy sekwencje powstałe kolejno w późnym wendzie-wczesnym paleozoiku, dewonie-karbonie i w permomezozoiku. Są one rozdzielone przez niezgodności o zasięgu regionalnym i przykryte przez cienką pokrywę osadów kenozoicznych. Powstanie wymienionych sekwencji osadowych miało miejsce w basenie perykratonicznym i było ściśle związane z kolejnymi okresami aktywności tektonicznej w strefie TESZ od neoproterozoiku po mezozoik. Największą miąższość i zasięg wykazuje sekwencja dolnopaleozoiczna. Jej dolną część, obejmującą osady od późnego neoproterozoiku po środkowy ordowik, tworzą osady szelfowe powstałe wzdłuż pasywnej, południowo-zachodniej krawędzi Baltiki (Poprawa i in., 1999). W konsekwencji kolizji Baltiki i Awalonii zasadniczo zmienił się charakter sedymentacji na południowo-zachodnim skraju dzisiejszej platformy wschodnioeuropejskiej. W miejscu płytkiego basenu marginalnego w późnym sylurze rozwinęło się kaledońskie zapadlisko przedgórskie o bardzo szybkiej subsydencji. Powstało ono na krawędzi platformy proterozoicznej przed frontem, znajdującego się dalej ku SW, orogenu kaledońskiego (Poprawa i in., 1999; Jaworowski, 2000). Wypełniają je osady drobnoklastyczne, głównie łupki mułowcowo-ilaste, pozbawione efektów deformacji. Ich miąższość rośnie gwałtownie ku SW w kierunku krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej oraz ku NW ku centrum syneklizy perybałtyckiej. Na Pomorzu miąższość osadów górnego syluru przekracza miejscami 4500 m. Platforma paleozoiczna południowo-zachodniej Polski rozciąga się pomiędzy Sudetami na południowym zachodzie, frontem nasunięć karpackich na południu i krawędzią platfor-my wschodnioeuropejskiej na północnym wschodzie (fig. 1). Jej północno-wschodnią granicę wyznacza strefa Teisseyre'a--Tomquista (TTZ) o szerokości rzędu kilkudziesięciu kilometrów. Jest to strefa, w której dochodzi do nagłego, niemal sko-kowego zmniejszenia głębokości powierzchni Moho w sto-sunku do kratonu. We współczesnym rozumieniu strefa TTZ stanowi północno-wschodnią część TESZ, bezpośrednio przyległą do krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej. Podpermskie podłoże platformy paleozoicznej obejmuje prawdopodobnie szereg terranów, które uległy akrecji do południowo-zachodniej krawędzi Baltiki w trakcie orogenez kaledońskiej i waryscyjskiej (fig. 1). Mogą one mieć pochodzenie perygondwańskie (Pożaryski, 1990; Franke, 1990) lub stanowić po części oderwane wcześniej fragmenty Baltiki (Berthelsen, 1992, 1998). Kaledońskie podłoże platformy paleozoicznej zachodniej Polski zostało nawiercone jedynie na Pomorzu w strefie Koszalin-Chojnice. Szereg otworów wiertniczych osiągnęło na tym obszarze monotonną serię łupków mułowcowo-ilastych o dużej, lecz bliżej nieokreślonej miąższości (Bednarczyk, 1974; Tomczyk, 1968; Teller, Korejwo, 1968). Skały te zostały intensywnie zdeformowane przed końcem syluru, przy czym ich fałdowaniu zasadniczo nie towarzyszył metamorfizm (Dadlez, 1974, 1978). Kontekst regionalny wskazuje, że deformacja była następstwem wczesnopaleozoicznej kolizji między Baltiką a Awalonią. Dolnopaleozoiczne serie Zachodniego Pomorza są niezgodnie przykryte przez, w zasadzie niezdeformowaną, dewońsko-karbońską se Fig. 1. Położenie profdi sejsmicznych na tle głównych jednostek tektonicznych podpermskiego podłoża Polski i obszarów przyległych AF - uskok Ank:lam, CDF - front deformacji kaledońskiej, HCF -główna dyslokacja świętokrz yska, TTZ - strefa Teisseyre'a-Tomquista, USB - blok górnośląski, VDF - front deformacji waryscyjskiej (wg Pożaryskiego i in., 1992), WLH - wyniesienie Wolsztyn-Leszno Location of seismic profiles within the main pre-permian tectonic units of Poland and adjacent areas AF - Ank:lam Fault, CDF - Caledonian deformation front, HCF - Holy Cross Fault Zone, TTZ-Teisseyre-Tornquist Zone, USB Upper Silesia Błock, VDF - Variscan deformation front (according to Pożaryski et al., 1992), WLH- Wolsztyn-Leszno High

3 Budowa geologicma głębokiego podłoża platfonny paleozoicmej południowo-zachodniej Polski kwencję platformową o miąższości sięgającej kilku tysięcy metrów (Żelichowski, 1987; Matyja, 1993). Maskuje ona położenie frontu kaledońskiego na obszarze północno-zachodniej Polski, który na podstawie danych wiertniczych był lokalizowany wzdłuż pomorskiego segmentu południowo-zachodniej krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej (Pożaryski, 1990; Dadlez i in., 1994). Na południowy wschód od frontu waryscyjskiego, skonsolidowane podłoże platformy paleozoicznej rozpoznano jedynie na niewielkim obszarze wyniesienia Wolsztyn-Leszno (fig. 1). Są to fyllity i kwarcyty zmetamorfizowane w warunkach facji zieleńcowej. Nawiercono je w 7 głębokich otworach pod utworami młodszego paleozoiku (Oberc, 1972). Wiek ich protolitu pozostaje wciąż nieznany, chociaż niepełne dane paleontologiczne zdają się wskazywać na górny dewon (Haydukiewicz i in., 1999). Metamorfizm fyllitów wydatowano na podstawie wieku Ar-Ar jasnego łyszczyku na wczesny wizen - ok. 340 mln lat (Żelaźniewicz i in., 2003). Niezależnie od relacji wiekowych, fyllity wyniesienia Wolsztyna muszą być oddzielone przez niezgodność stratygraficzną lub kontakt tektoniczny od sąsiadującej serii karbońskiej pozbawionej śladów metamorfizmu. Miąższość i zasięg utworów dewonu na południowy zachód od frontu waryscyjskiego (sensu Pożaryski i in., 1992) pozostają wciąż nieznane, ponieważ rozpoznano je jedynie w trzech otworach (vide Wierzchowska-Kicułowa, 1984). Znacznie lepiej poznana jest sekwencja karbońska obejmująca pofałdowane, lecz niezmetamorfizowane osady turbidytowe (Żelichowski, 1964; Grocholski, 1975; Wierzchowska-Kicułowa, 1984). Miąższość serii karbońskiej reprezentującej, na razie nierozdzielone, osady waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej (Grocholski, 1975; Pożaryski i in., 1992) i basenu przedgórskiego (Jaworowski, 2002) osiąga minimalną miąższość 2000 m (Wierzchowska- -Kicułowa, 1984, 1987). Jej zasięg ku N i NE, pod osadami permomezozoiku, tymczasowo wyznacza linia frontu waryscyjskiego (Jubitz i in., 1986; Pożaryski i in., 1992), zdefiniowana jako zasięg karbońskich osadów turbidytowych sfałdowanych w trakcie orogenezy waryscyjskiej. Górny zasięg stratygraficzny karbońskiej sekwencji turbidytowej jest sprzecznie interpretowany jako dolny westfal (Wierzchowska-Kicułowa, 1984; Pożaryski i in., 1992) lub dolny namur (Karnkowski, Rdzanek, 1982; Karnkowski, 1999). Powyżej zalega kilkusetmetrowa sekwencja osadów klastycznych, zgodnie uznawana za molasę westfalsko-stefańską. Sfałdowane osady karbońskie są niezgodnie przykryte przez permomezozoiczną sekwencję basenu niemiecko-polskiego. Powstanie tego basenu na początku permu i późniejsza szybka subsydencja w permie i triasie są uznawane za efekt rozwoju ryftu kontynentalnego wzdłuż południowo- -zachodniej krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej (Jowett, Jarvis, 1984; Ziegler, 1990; Dadlez i in., 1995; Kutek, 1997). Miąższość osadów permomezozoicznych sukcesywnie rośnie od około 1000 m przy północno-wschodniej granicy Sudetów, gdzie jest silnie zredukowana erozyjnie, do ponad 10 km na obszarze bruzdy śródpolskiej (Dadlez i in., 1995). Ta ostatnia przebiega w kierunku NW-SE, równolegle do krawędzi platformy wschodnioeuropejskiej, i w przybliżeniu pokrywa się z zasięgiem strefy Teisseyre'a-Tornquista (Dadlez, 1989; Ziegler, 1990; Kutek, 1997). W jej obrębie zachował się najpełniejszy profil wypełnienia basenu permomezozoicznego. Centrum subsydencji tego basenu w permie pokrywało się z hipotetycznym zasięgiem zapadliska przedgórskiego waryscydów, a następnie w triasie przemieściło się do bruzdy śródpolskiej. Subsydencja bruzdy trwała do górnej kredy, kiedy to oś basenu uległa wydźwignięciu inwersyjnemu i erozji ścinającej 2-3 km osadu (Dadlez i in., 1997). MODEL SEJSMICZNY LITOSFERY DLA OBSZARU EKSPERYMENTU POLONAISE'97 Obszar TESZ był w ostatnim dziesięcioleciu badany za pomocą szeregu refrakcyjnych profili sejsmicznych takich, jak LT-2, LT-4, LT-5, LT-7, TTZ oraz Pl, P2, P3, P4, PS (fig. 1 ), z których ostatnie wykonano w ramach eksperymentu POLONAISE'97 (Guterch i in., 1994, 1999; Grad i in., 1999; Jensen i in., 1999; Środa i in., 1999; Wilde-Piórko i in., 1999; Krysiński i in., 2000; Czuba i in., 2001; Janik i in., 2002; Grad, Guterch, 2006). Strukturę sejsmiczną skorupy platformy wschodnioeuropejskiej rozpoznano przy pomocy profili P3 i PS oraz północno-wschodnich odcinków profili P4 i L T- 7. Wszystkie modele sejsmiczne dla tego obszaru charakteryzują się jednolitą, prawie horyzontalną strukturą sejsmiczną (Grad, Guterch, 2006). Skorupa krystaliczna platformy wschodnioeuropejskiej dzieli się na trzy warstwy o prędkościach fal podłużnych (V p ): górna skorupa (UC) 6,1--6,4 km/s; środkowa skorupa (MC) 6,5--6,7 km/si dolna skorupa (LC) 7,0--7,2 km/s. Dużym prędkościom fal podłużnych, typowym dla obszarów kratonicznych, towarzyszy stosunkowo słaba refleksyjność skorupy i wyraźna refleksyjność górnego płaszcza (UM). Struktura sejsmiczna skorupy platformy paleozoicznej w strefie TESZ została poznana na podstawie profili P 1 i TTZ oraz południowo-zachodnich odcinków profili P2, P4, LT-2, LT-4, LT-5, LT-7. Generalnie V P w UC pomiędzy krawędzią platformy wschodnioeuropejskiej a wyniesieniem Wolsztyn-Leszno są małe, w zakresie poniżej 6, 1--6,2 km/s (Grad, Guterch, 2006). Warstwa niskoprędkościowa sięga w głąb do około 20 km i charakteryzuje się małą refleksyjnością. Może być interpretowana jako niezmetamorfizowana lub słabo zmetamorfizowana sekwencja wulkaniczno-osadowa (Grad i in., 2002). W odróżnieniu od warstwy niskoprędkościowej, LC i MC na obszarze TESZ wykazuje kontrastowo wyższe V P w zakresie 6,5--6,8-7,3 km/s (Grad, Guterch, 2006). Jednocześnie LC ma wysoki gradient prędkościowy i jest silnie refleksyjna. Wykazuje przy tym wyraźnie laminarną strukturę sejsmiczną. Powierzchnia Moho w obrębie TESZ na południowy zachód od strefy TTZ jest płaską nieciągłością, zlokalizowaną na głębokości km. Prędkości w UM, bezpośrednio pod powierzchnią Moho, są wysokie i wynoszą 8,2-8,3 km/s. Wysokoprędkościowa dolna skorupa wyklino-

4 206 Stanisław Mazur, Marek Jarosiński wuje się pod monokliną przedsudecką, pomiędzy wyniesieniem Wolsztyn-Leszno a północno-wschodnią krawędzią Sudetów. Dalej ku SW, wzdłuż profili LT-7 i P4, obserwuje się skorupę o dwuwarstwowej strukturze sejsmicznej, typowej dla orogenu waryscyjskiego. Cechująjąstosunkowo niskie V P aż po powierzchnie Moho i ogólnie dobra refleksyjność. Na obszarze eksperymentu POLONAISE'97 autorzy artykułu wydzielili 5 typów litosfery, tworząc ich nazwy od skrótów jednostek tektonicznych poprzedzonych literą L (jak litosfera). Ponieważ nazwy tych jednostek tektonicznych nie sąjednoznacznie zdefiniowane w literaturze geologicznej, na potrzeby tego artykułu posłużono się nimi nieformalnie, definiując je w kategoriach głębokiej struktury litosfery tylko dla obszaru badań. Przy ich charakterystyce uwzględniono wyniki opracowań zawartych w tym tomie (Grad, Guterch, 2006; Jarosiński, Dąbrowski, 2006; Krzywiec i in., 2006). Granice pomiędzy wyznaczonymi typami litosferysą zazwyczaj rozmy. 1. Typ LEEC - litosfera kratoniczna o miąższości km (do izotermy 1300 C), charakteryzująca się trójwarstwową skorupą krystaliczną- UC, MC i LC oraz nisko-prędkościowym UM, a także małą produkcją ciepła radiogenicznego i dużą amplitudą anomalii magnetycznych. 2. Typ LTTZ- bloki litosfery o miąższości km przylegające bezpośrednio do kratonu i sięgające po południowo-zachodnią granicę wału śródpolskiego, posiadające trójwarstwową lub czterowarstwową skorupę o skomplikowanej strukturze. V P w obrębie UC są niższe niż w obrębie LEEC, z kolei V P w UM są wyższe niż w LEEC; produkcja ciepła radiogenicznego jest mała (na poziomie EEC) średnia amplituda anomalii magnetycznych jest obserwowana w segmencie pomorskim. 3. Typ LTES - skorupa szwu transeuropejskiego pomiędzy L TTZ a strefą tektoniczną Dolska o miąższości O km. Trójwarstwowa skorupa o mniejszych V P w UC i MC niż w przypadku LEEC oraz charakterystyczna refleksyjna LC o dużym gradiencie V P ; wysoka produkcja ciepła radiogenicznego i brak anomalii magnetycznych. 4. Typ LPP obejmujący pas litosfery pomiędzy strefą Dol ska a uskokiem środkowej Odry o miąższości O km. Dwuwarstwowa skorupa z wyklinowującymi się fragmentami warstw z L TES, z niskoprędkościową UC i LC; podobnie jak TESZ charakte ry zuje się wysoką produkcją ciepła radiogenicznego oraz brakiem anomalii magnetycznych. 5. Typ LVP wykształcony na południe od strefy uskokowej środkowej Odry o miąższości km, ma skorupę podobną do LPP, jednak różni się od niej niskoprędkościowym UM; płytkie położenie cokołu krystalicznego sprawia, że występują tam wyraźne anomalie magnetyczne. INTERPRETACJA GEOLOGICZNA STRUKTURY SEJSMICZNEJ TESZ POZA OBSZAREM PROJEKTU POLONAISE'97 Struktura sejsmiczna skorupy pomiędzy uskokiem Dolska a strefą TTZ (L TES i L TTZ) ogólnie przypomina tę, która jest znana z północnych Niemiec i z południowej Danii (Aichroth i in., 1992; Rabbel i in., 1995; Abramovitz i in., 1998). Jest również typowa dla domeny skorupowej, która rozciąga się pomiędzy frontem deformacji kaledońskiej a lineamentem Łaby (sensu Thybo, 1990). Podobnie do podłoża centralnej Polski do głębokości 20 km występuje tam niskoprędkościowa UC. Wysokoprędkościowa LC wykazuje wysoki gradient V P i silną refleksyjność (Aichroth i in., 1992; Rabbel i in., 1995; Abramovitz i in., 1998). Podobieństwa te zostały już uprzednio wykazane przez Jensen i in. (1999) w odniesieniu do profilu P 1. Przynależność bloku podłoża położonego między lineamentem Łaby a frontem kaledońskim już w przeszłości była przedmiotem ożywionej dyskusji. Jego szczególna charakterystyka geofizyczna różni go od podłoża wschodniej A walonii, rozciągającego się na południowy zachód od lineamentu Łaby. Lineament ten wyznacza północno-wschodnią granicę obszaru o silnych dodatnich anomaliach grawimetrycznych (Bachmann, Grosse, 1989) i o znacznej przewodności elektrycznej UC (ERCEUGT Group, 1992), charakterystycznych dla bloku Liineburg. Jednocześnie V P i refleksyjność w LC są wyraźnie wyższe na północny-wschód od lineamentu Łaby (Aichroth i in., 1992; Rabbel i in., 1995). Obok odmiennych właściwości geofizycznych, obszary rozdzielone przez lineament Łaby wykazują również zróżnicowane cechy tektoniki głębokiego podłoża (Betz i in., 1987). Z tego powodu lineament Łaby został uznany za pierwszorzędną granicę domen skorupowych (Rabbel i in., 1995), interpretowaną nawet jako wschodnia granica Awalonii (Tanner, Meissner, 1996). Postulowano, że może on wyznaczać kontakt pomiędzy podłożem awalońskim a osobnym terranem wschodniej Łaby, rozciągającym się dalej ku NE aż po front kaledoński (Franke, 1995). Alternatywne wyjaśnienie dla szczególnych właściwości geofizycznych podłoża północnych Niemiec i południowej Danii zostało zaproponowane przez Berthelsena (1998) oraz Abramovitz i in. (1998). Gruba UC o niskich V P została zinterpretowana przez tych autorów jako wywodząca się z Awalonii, podczas gdy wysokoprędkościową LC uznano za wycieniony brzeg Bairiki. Ta ostatnia miała być podsunięta pod Awalonię, w efekcie jej wczesnopaleozoicznej kolizji z Baltiką. Wycieniony, pasywny brzeg Bairiki ma w konsekwencji sięgać daleko ku SW poza front kaledoński i strefę TTZ (Berhtelsen, 1998; Pharaoh, 1999). Koncepcja ta znajduje potwierdzenie w wynikach refleksyjnych profilowań sejsmicznych na zachód od wybrzeża Danii, które rejestrują wyraźne reflektory na poziomie MC, nachylone pod stałym kątem na SW (MONA LISA Working Group, 1997a, b). Zostały one zinterpretowane jako efekt nasunięcia Awalonii na Baltikę, zdefiniowanego przez Berhtelsena (1998) jako szew Thora. Dalej ku wschodowi, podobne reflekto ry, łagodnie nachylone ku SW, zostały rozpoznane pod północno-wschodnią częścią basenu niemieckiego przez profil refleksyjny DEKORP-BASIN (Krawczyk i in., 1999). Jednocześnie wykazano przedłużanie się wysokoprędkościowej LC, potencjalnie związanej z Baltiką, na południowy zachód aż po line-

5 Budowa geologiczna głębokiego podłoża platfonny paleozoicznej południowo-zachodniej Polski ament Laby i centralną część basenu niemieckiego (Thybo, 1990; Aichroth i in., 1992; Rabbel i in., 1995; Krawczyk i in., 1999). Wspomniane powyżej, geofizyczne dowody na nasunięcie awalońskiej pryzmy akrecyjnej na pasywną krawędź Baltiki znajdują częściowe potwierdzenie w danych geologicznych z Rugii, skąd opisano występowanie słabo zdeformowanych osadów pasywnej krawędzi Baltiki w otworze Loissin położonym na południe od frontu kaledońskiego (Dallmeyer i in., 1999). GRANICA BAL TIKI Z A WALONIĄ - PRZEGLĄD KONCEPCJI Profile sejsmiczne LT-7 i P4 (fig. 2), prostopadłe do krawędzi kratonu, dokumentują w obrębie LTES i LTTZ występowanie LC o niektórych cechach zbliżonych do cech LC platformy wschodnioeuropejskiej (LEEC). Podobieństwa dotyczą struktury prędkościowej, podczas gdy różnice wyrażają się odmiennym stopniem refleksyjności. Wyższa refleksyjność cechuje LC w obrębie LTES. MCi UC pomiędzy krawędzią platformy wschodnioeuropejskiej a uskokiem Dolska (L TES i TTZ) jest podobna do tej, którą rozpoznano w północnych Niemczech i południowej Danii. Przez analogię do tego obszaru została ona zinterpretowana przez Grada i in. (2002) jako sekwencja wulkaniczno-osadowa, tworząca awalońską pryzmę akrecyjną, nasuniętą ku NE na Baltikę podczas orogene zy kaledońskiej. W świetle danych sejsmicznych awalońska pryzma akrecyjna została nasunięta ku NE na pasywną krawędź Bal tiki, która przedłuża się w L TTZ. Ten ogólny model jest zgodny z danymi geologicznymi, chociaż rodzi szereg pytań dotyczących kwestii bardziej szczegółowych. Jedną z nich pozostaje problem zasięgu na obszarze Polski serii dolnopaleozoicznych, genetycznie związanych z aktywnąkrawędziąawalonii. Chodzi tu przede wszystkim o pochodzenie sekwencji ordowiku i syluru, rozpoznanej wierceniami w strefie Koszalin-Chojnice. Ogólny kontekst geologiczny oraz dane sejsmiki refrakcyjnej sugerują, że strefa ta może być po części ekwiwalentem zdeformowanej sekwencji ordowiku, nawierconej w podłożu wyspy Rugia. Ta ostatnia jest zgodnie interpretowana jako fragment kaledońskiej pryzmy akrecyjnej, nasuniętej ku NE na pasywną krawędź Baltiki (Berthelsen, 1992; Giese i in., 1997; Dallmeyer i in., 1999; Katzung, 2001). Niejednakowy zasięg stratygraficzny sekwencji skalnych z Rugii i strefy Koszalin-Chojnice oraz ich częściowo odmienna litologia stwarzają jednak miejsce dla odmiennych interpretacji. Zdaniem Dadleza (1974, 1978, 2000) i Katzunga (2001), skały te reprezentują osady pasywnej krawędzi Baltiki przechodzące ku górze, z ewentualną niewielką luką sedymentacyjną, w sekwencje kaledońskiego basenu przedgórskiego. Jednoznacznej odpowiedzi na temat pochodżenia serii dolnopaleozoicznej Pomorza nie udzielają niestety dane paleobiogeograficzne. Część badaczy wskazuje na bałtyckie pochodzenie ordowickiej (Szczepanik, 2000) i sylurskiej (Jachowicz, 2000) fauny acritarcha ze strefy Koszalin-Chojnice. Tymczasem wyniki innych badań zdają się sugerować awalońską proweniencję przynajmniej utworów ordowiku ze strefy Koszalin-Chojnice (Wrona i in., 2001; Samuelsson i in., 2002). Kontrowersyjny pozostaje również wiek fałdowań skał dolnopaleozoicznych Pomorza. Dadlez i in. (1994) uznająje za strukturalnie jednorodną sekwencję skalną, poddaną deformacji w późnym sylurze. Pożaryski (1990) wyróżnia natomiast dwa kaledońskie piętra strukturalne obejmujące, odpowiednio, utwory ordowiku i syluru. Kwestia pochodzenia osadów strefy Koszalin-Chojnice wiąże się z szerszym problemem położenia szwu kolizyjnego pomiędzy Awalonią i Baltiką. Przebiega on przez południową Danię i pod dnem Bałtyku na północ od Rugii, gdzie pokrywa się z frontem nasunięć kaledońskich. Jednak jego dalsza kontynuacja ku SE na terytorium Polski jest przedmiotem sprzecznych interpretacji. Uznanie całej sekwencji dolnego paleozoiku strefy Koszalin-Chojnice za osad pasywnej krawędzi Baltiki (Dadlez, 1978, 2000; Dadlez i in., 1994) implikuje położenie strefy kolizji z Awalonią dalej na SW (Berthelsen, 1998; Pharaoh, 1999). Granica obu terranów określana przez Berthelsena ( 1998) jako szew Thora przebiega jego zdaniem wzdłuż uskoków środkowej Odry i Kraków-Lubliniec. W konsekwencji niskoprędościowa UC TESZ mogłaby reprezentować sekwencję osadową pasywnej krawędzi Baltiki, lub fragment pryzmy akrecyjnej (Pożaryski, 1990; Grad i in., 2002). Ostatnio uzyskane wyniki analiz izotopowych łyszczyków i cyrkonów z osadów górnego syluru dowodzą, że strefa Koszalin-Chojnice była w późnym sylurze zasypywana od południowego-zachodu materiałem pochodzącym z erozji podłoża krystalicznego Baltiki oraz skał metamorficznych wieku ordowickiego (Poprawa, 2006; Nawrocki, Poprawa, 2006). Wynika z tego, że pomorski segment L TTZ był fragmentem Bal tiki z nasuniętą ordowicką pryzmą akrecyjną, zaangażowanymi następnie w kolizję późnokaledońską. Analizy wskazują ponadto, że osady późnego syluru strefy Koszalin-Chojnice i pokrywy kratonu wschodnioeuropejskiego (EEC) należą do wypełnienia tego samego basenu zapadliska przedgórskiego. Wyniki te nie przesądzająjednak, jak daleko na południowy zachód od krawędzi EEC znajdował się szew pomiędzy Awalonią a Baltiką. Niemożność identyfikacji szwu kolizyjnego pomiędzy Awalonią i Baltiką rodzi trudność w wyznaczeniu zasięgu poszczególnych warstw skorupy, należących do tych bloków na przekrojach sejsmicznych. W podstawowym modelu geologicznym, opartym na profilach eksperymentu POLONAISE'97 (Grad i in., 2002), przyjęto, że wysokoprędkościowa LC na obszarze TESZ (L TES i L TTZ) należy w całości do pasywnej krawędzi Baltiki. Skorupa awalońska na północny zachód od uskoku Dolska jest natomiast reprezentowana przez fragmenty pryzmy akrecyjnej, stanowiące niskoprędkościową UC. Amplituda subhoryzontalnego nasunięcia kaledońskich kompleksów płaszczowinowych w tej interpretacji wynosi co najmniej 200 km, czyli tyle, ile odległość między uskokiem Dolska a linią TTL. Nasunięcie awalońskiej pryzmy akrecyjnej w podłożu Rugii i północnych Niemiec ma amplitudę nieznacznie przekraczającą 100 km (Katzung, 2001).

6 208 Stanisław Mazur, Marek Jarosiński A SW Awalonia Baltika NE LPP P1 LTES TTZ LTTZ P3 LEEC 50 o B Awalonia Baltika P1 LTES TTZLTTZ LEEC P3 50 o C Armoryka Awalonia Baltika o Fig. 2. Profile LT-7 (A), P2 (B) i P4 (C) (wg Grada i in., 2002, zmodyfikowane), na których zaznaczono zasięgi bloków należących do Armoryki, Awalonii i Baltiki Czerwone linie-wyinterpretowane granice pomiędzy blokami litosfery: L VP, LPP, L TES, LTTZ i LEEC (dodatkowe objaśnienia w tekście); zasięg profili zaznaczono na figurze 4D czerwoną ramką; CA W -kaledońska pryzma akrecyjna, na profilu P2 charakteryzująca się dużym gradientem prędkości z głębokością; LUC - niskoprędkościowa górna skorupa krystaliczna Profiles LT-7 (A), P2 (B) and P4 (C) (according to Grad et al., 2002, modified) illustrating the extent of basement blocks of Armorica, Avalonia and Baitica affinity Red line - boundaries between discriminated lithospheric types (L VP, LPP, LTES, LTTZ and LEEC- additional explanations in the text); profiles correspond to the portion of scheme outlined with a red box on Figure 4D; CA W -Caledonian accretionary wedge characterised by a high velocity gradient at the P2 profile; LUC - low-velocity crystalline upper crust Dlatego warto tu rozważyć alternatywną interpretację, według której dolna skorupa rozciągająca się między uskokiem Dolska a linią TTL obejmuje dwa osobne fragmenty należące odpowiednio do Baltiki (LTTZ) i Awalonii (LTES). Aby wyznaczyć ich hipotetyczną granicę trzeba się odwołać do danych geofizycznych innego rodzaju, niż dostarczane przez sejsmikę refrakcyjną. Przydatne przy tym może być porównanie z obserwacjami pochodzącymi z południowego Bałtyku i niemieckiego Pomorza, gdzie sytuacja geologiczna jest lepiej rozpoznana niż na przyległym obszarze Polski. Począwszy od odsłonięć powierzchniowych na Bornholmie krystaliczne podłoże Baltiki zanurza się stopniowo ku SW pod dnem Bałtyku, gdzie zostało nawiercone w otworze G-14, zlokalizowanym na północ od Rugii. Jednocześnie dolnopaleozoiczne osady o proweniencji bałtyckiej napotkano w otworze Loissin-1, położonym znacznie dalej na południe, na wybrzeżu niemieckiego Pomorza (Dallmeyer i in., 1999). Stopniowe pogrążanie się krawędzi Baltiki pod dolnopaleozo-

7 Budowa geologiczna głębokiego podłoża platformy paleozoicznej południowo-zachodniej Polski iczny kompleks kaledonidów Rugii znajduje też wyraz na refleksyjnych profilach sejsmicznych (Piske, Neumann, 1993). Ich przedłużenie na obszar północnych Niemiec stanowi profil BASIN 9601, sięgający daleko poza front kaledoński (Krawczyk i in., 1999). Reflektory, prawdopodobnie tożsame ze stropem podsuniętej płyty bałtyckiej, można na nim śledzić aż do środkowej skorupy na odległość km poza front kaledoński (Krawczyk i in., 1999; McCann, Krawczyk, 2001). Częściowo wygasają one na obszarze wyniesienia Grimmen i dalsza kontynuacja bałtyckiej dolnej skorupy ku SW (McCann, Krawczyk, 2001) nie znajduje pełnego oparcia w danych sejsmiki refleksyjnej. Na przedłużanie się krawędzi Baltiki w podłożu kaledonidów Rugii wskazują również dane magnetotelluryczne (Hoffmann i in., 1998). Odnoszą się one głównie do horyzontu ordowickich łupków ałunowych, stanowiących charakterystyczny element pokrywy osadowej rozwiniętej na krawędzi Baltiki (Beier i in., 2000). Tworzą one wysokoprzewodzącą warstwę, której obecność pod przykryciem kaledońskiego kompleksu płaszczowinowego stwierdza się daleko na południe od Rugii aż po uskok Anklam. Uskok ten, niezależnie od swego gómoskorupowego charakteru, pokrywa się też w przybliżeniu z granicą dwóch domen o różnych wielkościach strumienia cieplnego. Oddziela on skorupę o strumieniu cieplnym typowym dla platformy paleozoicznej na SW od znacznie,,zimniejszej" domeny na NE, porównywalnej z obszarem tarczy bałtyckiej (Katzung, Schneider, 2000). Przytoczone powyżej różnorodne dane geologiczne i geofizyczne z obszaru północno-wschodnich Niemiec dają się dobrze skorelować z wynikami niektórych badań geofizycznych na terytorium Polski. Wspomniany uprzednio uskok Anklam biegnie wzdłuż południowego skraju słabej anomalii magnetycznej, która przedłuża się ku wschodowi w anomalię Pomorza Zachodniego. Południowa granica tej anomalii przebiega przez skraj Zalewu Szczecińskiego w rejonie Polic w kierunku Piły i dalej, z odchyleniem ku N, przez Inowrocław, gdzie zbliża się do linii TTL (Królikowski, 2002). W świetle analizy anomalii Pomorza Zachodniego przeprowadzonej przez Peteckiego (2001) jej źródło znajduje się na głębokości 18,5 km. Na podobnej głębokości jest położony strop środkowej skorupy, która na profilach refrakcyjnych LT-7 i P2 (fig. 2) wykazuje prędkości fal podłużnych przekraczające 6 km/s i jest interpretowana jako podsunięta krawędź platformy wschodnioeuropejskiej (Grad i in., 2002). Co więcej, na wspomnianych profilach sejsmicznych położenie południowej granicy anomalii Pomorza Zachodniego pokrywa się z istotnym obniżeniem nieciągłości Moho z km po jej południowej stronie do km na obszarze anomalii ( Grad, Guterch, 2006). Analiza przekroju L T-7 i charakteru anomalii dokonana przez Królikowskiego (2002) potwierdza brak właściwości magnetycznych górnej i częściowo środkowej skorupy, przy jednoczesnym umiarkowanym namagnesowaniu skorupy dolnej. W konsekwencji, anomalia Pomorza Zachodniego wydaje się być związana z dolną skorupą o wysokich prędkościach fal sejsmicznych i o stabilnym przestrzennie namagnesowaniu (Królikowski, 2002). Skorupa ta może być korelowana z głęboko pogrzebaną krawędzią kratonu wschodnioeuropejskiego. Co więcej, południowa granica anomalii Pomorza Zachodniego może wyznaczać maksymalny zasięg płyty bałtyckiej ku SW (Królikowski, 2002). Granica ta dobrze koreluje się z zasięgiem Baltiki pod kaledońskim kompleksem płaszczowinowym Rugii (Katzung, 2001), choć nie daje się zidentyfikować na profilach refrakcyjnych LT-7 i P2 (Grad i in., 2002). Jeśli założymy, że południowa granica anomalii magnetycznej koreluje się z pogrzebaną krawędzią kratonu wschodnioeuropejskiego, to na południowy wschód od Włocławka przebiegałaby w sąsiedztwie linii TTL aż po uskok Grójca. Również dalej ku SE granica anomalii magnetycznej pokrywa się z położeniem linii TTL, ale krawędź kratonu koreluje się raczej z nieciągłością grawimetryczną na południowo-zachodnim skraju wyżu małopolskiego (Królikowski i in., 1999). Dane grawimetryczne z rejonu Piły i Chodzieży wskazują, że południowy skraj anomalii magnetycznej Pomorza Zachodniego pokrywa się z nieciągłością grawimetryczną Nowogard-Chodzież (Królikowski, 2002). Jednocześnie wyraźna nieciągłość na mapie pierwszej pochodnej pionowej pola grawitacyjnego z rejonu Polic i Stargardu Szczecińskiego pokrywa się z południową granicą anomalii magnetycznej Pomorza Zachodniego i przedłuża ku NW zgodnie z przebiegiem uskoku Anklam. Interpretacja danych grawimetrycznych i magnetycznych może prowadzić do wniosku, że zasięg Baltiki poza obszarem Pomorza Zachodniego jest zbliżony do linii TTL. Rozwiązanie takie implikuje prostą strukturę szwu kolizyjnego Awalonii i Baltiki i dobrze tłumaczy charakter linii TTL jako subwertykalnej nieciągłości na granicy kratonu wschodnioeuropejskiego w środkowej Polsce. Jednak obok zalet ma również poważne wady. W związku z brakiem jakichkolwiek przesłanek za występowaniem szwu kolizyjnego wzdłuż linii TTL na południowy wschód od Włocławka, implikuje przesuwczy kontakt Baltiki i Awalonii na tym obszarze. Sugeruje ograniczoną przydatność sejsmiki refrakcyjnej, a w szczególności profilu LT-7, do identyfikacji nadrzędnych bloków tektonicznych. W końcu, co najważniejsze, nie tłumaczy specyficznej struktury sejsmicznej głębokiego podłoża między linią TTL a uskokiem Dolska. Zwłaszcza ta ostatnia kwestia rodzi poważny problem interpretacyjny, gdyż każe powrócić do koncepcji egzotycznego terranu wschodniej Łaby (Franke, 1995) i jego przedłużenia na teren Polski lub założyć przebudowę struktury sejsmicznej obszaru TESZ po kolizji kaledońskiej. STREFA DOLSKA I LITOSFERA OROGENU WARYSCYJSKIEGO Struktura sejsmiczna skorupy na południe od uskoku Dolska (LPP i L VP) jest na profilach LT-7 i P4 (fig. 2) podobna do tej, która jest znana z obszaru orogenu waryscyjskiego Europy. Na odcinku pomiędzy uskokiem Dolska a strefą uskokową Odry (LPP) przypomina strukturę sejsmiczną wschodniego segmentu strefy renohercyńskiej (por. Dadlez, 1997). Jest ona tam efektem głęboko zakorzenionej tektoniki nasuwczej, połączonej z regionalnym metamorfizmem niskiego stopnia we wczesnym karbonie (Franke i in., 1990). Podobną genezę może mieć struktura sejsmiczna skorupy z południo-

8 210 Stanisław Mazur, Marek Jarosiński wej części monokliny przedsudeckiej (LPP), chociaż brak sejsmiki refleksyjnej uniemożliwia identyfikację ewentualnych, zakorzenionych w podłożu nasunięć. W świetle interpretacji geologicznych (Jubitz i in., 1986; Pożaryski i in., 1992) front waryscyjski sięga ku NE poza uskok Dolska na obszar TESZ o trójwarstwowej strukturze sejsmicznej. Niezależnie od wciąż kontrowersyjnej kwestii pochodzenia skorupy na południe od wyniesienia Wolsztyn-Leszno, interesującym problemem jest charakter i znaczenie samego uskoku Dolska. Na profilu LT-7 (fig. 2) stanowi on pionową granicę skorupy o trójwarstwowej strukturze sejsmicznej, która nie przedłuża się ku południowi. Dalej rozciąga się obszar o strukturze skorupy charakterystycznej dla orogenu waryscyjskiego. Na profilu P4 występują podobne zależności z tym, że uskok Dolska nie przedłuża się w wysokoprędkościową LC, która kontynuuje się niemal do strefy uskokowej Odry. Dane refrakcyjne zasadniczo nie przesądzają o orientacji powierzchni nieciągłości reprezentowanej przez uskok Dolska. Potencjalnie mogłaby ona być powierzchnią frontalnego nasunięcia waryscydów na ich przedpole, jednak dane wiertnicze raczej nie potwierdzają takiej możliwości. Profilowanie strukturalne rdzeni i wyniki upadomierza z otworów zlokalizowanych bezpośrednio na północ od uskoku Dolska wskazują na umiarkowane lub strome nachylenie warstw ku N i NE (Kurowski i in., 2002). Jednocześnie obserwuje się tam liczne mezofałdy o subhoryzontalnych powierzchniach osiowych i stałej wergencji ku N i NE. Powstanie tych fałdów i stromych upadów warstw ku NNE można wiązać z pasywną rotacją na skłonie podnoszącego się wyniesienia Wolsztyn-Leszno. Jeżeli weźmie się pod uwagę orientację warstw karbonu na południe od bloku Wolsztyn-Leszno, zapadających generalnie ku S, to założenie subwertykalnego położenia uskoku Dolska wydaje się uzasadnione. Jednocześnie wzajemnie przeciwne upady uławicenia po obu stronach wyniesienia Wolsztyn-Leszno sugerują, że stanowi ono strukturę typu pop-up. Na znaczną amplitudę podniesienia bloku Wolsztyn-Leszno wskazuje bliskie sąsiedztwo tworzących go fyllitów zmetamorfizowanych ok. 340 mln lat temu (Żelaźniewicz i in., 2003) w temperaturze rzędu 340 C (Haydukiewicz i in., 1999) z osadami karbonu, pozbawionymi śladów metamorfizmu. Współczesne występowanie fyllitów na głębokości około 2000 m suger u je ich wypiętrzenie ku górze o około 8 km. Subwertykalna orientacja uskoku Dolska, sugerowana przez dane sejsmiczne i geologiczne, jak również kontrastowy charakter rozdzielanych przez niego domen skorupowych implikują przesuwczy charakter tej dyslokacji, choć zwrot postulowanych przemieszczeń pozostaje nieznany. Jedynie na podstawie ogólnego kontekstu geologicznego (Arthaud, Matte, 1977) można tymczasowo zakładać prawoprzesuwczą kinematykę uskoku Dolska u schyłku epoki waryscyjskiej. Odrębnym problemem pozostaje pochodzenie bloku podłoża rozciągającego się pomiędzy strefami uskokowymi Dolska i Odry (LPP). Występowanie miąższej, niezmetamorfizowanej serii turbidytowej karbonu z przejawami tektoniki nasuwczej i fałdowej wskazuje na przynależność tego obszaru do waryscyjskiego pasma fałdów i nasunięć (np. Dadlez, 1997). Przyjęcie dla niego pozycji ekstemidów implikowałoby występowanie w ich podłożu bloku Awalonii. Charakter geotektoniczny tego pasma nie jest ciągłe przesądzony. Jego podłoże jest znane tylko z obszaru wyniesienia Wolsztyn-Leszno. Jeśli występujące tam fyllity należą do waryscyjskiego kompleksu płaszczowinowego (Mazur i in., 2006), to nie są reprezentatywne dla głębszego fundamentu omawianej strefy. Jednocześnie przykrywające je osady karbońskie musiały zostać sfałdowane po właściwej kolizji Armoryki i Awalonii, prawdopodobnie podczas ich translacji wzdłuż uskoku Dolska i linii TTL. PREFEROWANY MODEL EWOLUCJI TESZ I JEGO RELACJA DO PROFILI SEJSMICZNYCH Kolizja Awalonii i Baltiki była wydarzeniem, które w decydującym stopniu ukształtowało obecną strukturę TESZ na obszarze Polski. Szereg przesłanek sugeruje, że kolizja ta miała miejsce w najpóźniejszym ordowiku lub na przełomie ordowiku i syluru. Wskazuje na to wiek wulkanitów wapniowo-alkalicznych, wyznaczających późnoordowicki łuk magmowy na odcinku od północnej Anglii po Belgię (Nobble i in., 1993). Wulkanizm nadsubdukcyjny rozwijał się tam od tremadoku w Walii, przez landeil w północnej Anglii po karadok we wschodniej Anglii i Belgii. Jego ślady wskazują nie tylko na poźnoordowicki wiek konwergencji Awalonii i Baltiki, ale również na występowanie aktywnej krawędzi kontynentalnej po stronie A walonii i na południowo-zachodnią polarność subdukcji (Pharaoh i in., 1993; Nobble i in., 1993). Ta ostatnia konkluzja znajduje potwierdzenie na refleksyjnych profilach sejsmicznych MONA LISA (Abramovitz i in., 1998) i DEKORP BASIN (Krawczyk i in., 1999) prostopadłych do szwu kolizyjnego. Jednocześnie w obrębie płaszczowin kaledońskich na obszarze Rugii nie spotyka się osadów młodszych niż karadok (fide Katzung, 2001), co stanowi ważnąprzesłankę za późnoordowickim wiekiem kolizji Awalonii i Baltiki. Taka interpretacja jest zgodna z wynikami datowań łyszczyków metodą 40 Ar- 39 Ar, które wskazują na deformację i anchimetamorfizm w przedziale Ma (Dallmeyer i in., 1999), czyli na przełomie ordowiku i syluru (aszgil-landower). Podobne oznaczenia wieku metamorfimu uzyskano również dla skał nawierconych pod dnem Morza Północnego i na obszarze wyniesienia Ringk0bing-Fyn (Frost i in., 1981). Wszystkie te dane trudno pogodzić z obecnością na obszarze strefy Koszalin-Chojnice zdeformowanych osadów syluru aż po przydol włącznie (Teller, 1974; Żbikowska, 1974). W konsekwencji dużego znaczenia nabierają obserwacje wskazujące na obecność regionalnej niezgodności pomiędzy karadokiem a landowerem (Pożaryski i in., 1992) i na odmienny styl tektoniki serii ordowickiej i sylurskiej (Pożaryski, 1987). Występowanie niezgodności postulowanej przez Pożaryskiego i in. (1992) w otworze wiertniczym Toruń IG 1 znajduje potwierdzenie w braku osadów aszgilu w znanych wierceniach ze strefy Koszalin-Chojnice (fide Katzung, 2001 ). W związku z tym na obecnym etapie badań prawdopo-

9 Budowa geologiczna głębokiego podłoża platformy paleozoicznej południowo-zachodniej Polski dobna wydaje się obecność dwóch pięter strukturalnych na terenie Pomorza. Starsze z nich może być skutkiem kolizji na obszarze Rugii. Jeżeli pokrywa osadowa bloku pomorskiego została sfałdowana w ordowiku, to musiał się on znajdować się w innym położeniu względem kratonu niż obecnie, gdyż w tym czasie na przyległej krawędzi EEC nie wykształcił się basen przedgórski. Basen taki rozwinął się dopiero w górnym sylurze (Poprawa i in., 1999). Był on zasypywany materiałem pochodzącym z południowego zachodu, o charakterystyce krystalicznego podłoża EEC oraz zmetamofizowanej w ordowiku pryzmy akrecyjnej (Poprawa, 2006; Nawrocki, Poprawa, 2006), jest zatem prawdopodobne, że blok pomorski stanowiący genetycznie fragment pasywnej krawędzi Baltiki był pierwotnie zaangażowany w kolizję z Awalonią, a następnie wespół z A walonią, został przemieszczony na wschód w położenie zbliżone do obecnego. Deformacje młodszego piętra strukturalnego strefy Koszalin-Chojnice nastąpiły już po depozycji późnosylurskich osadów basenu przedgórskiego. Mogły być skutkiem końcowej fazy zatrzaśnięcia transpresyjnej strefy kolizji (Dewey, Strachan, 2003). Strefa Koszalin-Chojnice wraz z linią TIL była jeszcze później reaktywowana tektonicznie (Pożaryski i in., 1992), jednak stopień deformacji piętra waryscyjskiego wskazuje raczej na ruchy blokowe. Dane geofizyczne sugerują, że granica Awalonii i Baltiki zbliża się skośnie do linii TIL (fig. 3). Może to sugerować, że jest tam obcięta przez późniejsze ruchy przesuwcze lub że reprezentuje zakończenie bloku Awalonii. Ponieważ granica ta przebiega wzdłuż południowo-zachodniego obrzeżenia laramijskiej struktury wału śródpolskiego, ewentualnego pasma transpresyjnych deformacji możemy spodziewać się pod kujawskim odcinkiem tego wału. Przy znacznej miąższości pokrywy górnego paleozoiku i mezozoiku w tej strefie dane bezpośrednie o wykształceniu tektonicznym dolnego paleozoiku są nieosiągalne. Z obserwacji pośrednich obejmujących rozkład subsydencji w basenie permomezozoicznym, gradientów inwersji tego basenu oraz z tektonicznej dezintegracji podłoża cechsztynu (Mazur i in., 2005; Krzywiec i in., 2006) wynika, że tak zdefiniowana krawędź Awalonii należałaby do najbardziej ruchliwych stref tektonicznych w różnych okresach geologicznych. Ponadto w poprzek tej strefy zachodzi raptowny wzrost produkcji ciepła radiogenicznego w skorupie ziemskiej z EEC w kierunku TESZ (Jarosiński, Dąbrowski, 2006). Powyższe dane sugerują, że blok Awalonii przedłuża się ku SE aż po uskok Grójca. Innym kontrowersyjnym zagadnieniem pozostaje charakter południowo-zachodniej granicy Awalonii na terenie zachodniej Polski. Dane wiertnicze z obszaru położonego pomiędzy Sudetami a Pomorzem nie udokumentowały żadnej strefy mogącej potencjalnie spełniać tam rolę szwu kolizyjnego Awalonii i Armoryki. Dane sejsmiczne eksperymentu PO- LONAISE'97 i profile LTwskazująnatomiast na niezmienny charakter głębokiego podłoża od linii TTL, aż po uskok Dolska. W konsekwencji można przypuszczać, że awalońska skorupa zachodniej Polski sięga ku SW, co najmniej po dyslokację Dolska. Na południowy zachód od uskoku Dolska podłoże podpermskie ma strukturę sejsmiczną typową dla pasma waryscyjskiego. Nie wyklucza to jednak jego przynależności do Awalonii. Można przywołać tu analogię ze strefąrenohercyńską północnych Niemiec, w której eksternidy waryscyjskie 14" 15" 16" 1T 16" 19" 20" 21' '22" 23" 24' Fig. 3. Zasięg wyróżnionych bloków litosfery na tle szkicu lineamentów grawitacyjnych, zinterpretowanych dla obszaru TESZ (Jarosiński, 2002) Lineamenty odpowiadają uskokom, które najprawdopodobniej angażują podłoże krystaliczne i prz ycz yniają się do anizotropii prędkości fali sejsmicznej; granice pomiędz y Armoryką, A walonią i Bal tiką zaznaczono liniami ciągłymi; wydzielone typy litosfery L VP, LPP, L TES, L TTZ i LEEC objaśniono w tekście; MPS - krawędź wału śródpolskiego, TTL - linia Teisseyre' a-tomquista Extent of recognized lithospheric blocks on the background of gravimetric lineaments interpreted for the TESZ area (Jarosiński, 2002) The lineaments correspond to faults probably cutting across the crystalline basement and producing the anisotropy of seismic waves; borders between Armorica, Avalonia and Baltica are marked with solid line; depicted lithospheric typ es L VP, LPP, L TES, L TTZ and LEEC are presented in the text; MPS-the Mid-Polish Swell margin, TTL-the Teisseyre-Tomquist line spoczywają na południowo-zachodniej krawędzi Awalonii. Ponadto Awalonia, tak samo jak Armoryka, ma proweniencję gondwańską. Wydaje się prawdopodobne, że skorupa wywodząca się z terranu A walonii sięga od wału śródpolskiego aż po uskok środkowej Odry. W takim ujęciu uskok Dolska nie stanowiłby granicy terranów, a jedynie dyslokację oddzielającą dwa różne fragmenty Awalonii. Część Awalonii na północny wschód od uskoku Dolska doznała intensywnych deformacji nasuwczych i transpresyjnych podczas kolizji z Baltiką, natomiast część na południowy zachód od tego uskoku uległa deformacji podczas kolizji z Armoryką. Strefa dyslokacyjna Dolska była reaktywowana jako uskok przesuwczy u schyłku karbonu i w czerwonym spągowcu (Kiersnowski, 2004), co mogło doprowadzić do przeciwstawienia sobie egzotycznych fragmentów Awalonii i do powstania kontrastu struktury sejsmicznej litosfery w poprzek tej strefy. W konsekwencji przedstawionych rozważań granica Awalonii i Armoryki na terenie Polski powinna przebiegać wzdłuż uskoku środkowej Odry (fig. 3). Jednocześnie jednak uskok ten nie przejawia cech właściwych dla szwu kolizyjnego. Dlatego

10 212 Stanisław Mazur, Marek Jarosiński jeśli stanowi granicę terranów, to jest to granica przesuwcza. Biorąc pod uwagę ogólny model Arthauda i Matta (1977) oraz rozważania Aleksandrowskiego ( 1995) z obszaru Sudetów prawdopodobny wydaje się prawoskrętny zwrot przemieszczeń przesuwczych. Aktywność uskoków Dolska i środkowej Odry była prawdopodobnie związana z późną fazą konsolidacji orogenu waryscyjskiego i z poźniejszą dekstralną transpresją na przełomie karbonu i permu, której efekty są notowane na terenie całej północno-zachodniej Europy (np. Arthaud, Matte, 1977; Ziegler, 1990). PRZYCZYNY OBNIŻONYCH PRĘDKOŚCI FALI PODŁUŻNEJ W GÓRNEJ SKORUPIE TTZ Na podstawie wyżej przedstawionych argumentów oba typy litosfery, LEEC i LTTZ, zaliczono do jednego typu genetycznego Baltiki. Jednak UC, sięgająca w obrębie LTTZ do głębokości 20 km, wykazuje znacznie mniejsze prędkości fali podłużnej (V p <6,0 km/s) niż UC naeec (6,1-6,35 km/s). Dla wyjaśnienia genezy niskoprędkościowego kompleksu w obrębie LTTZ (oraz LTES) przyjmowano ostatnio koncepcje słabozmetamorfizowanej awalońskiej pryzmy akrecyjnej (np. Grad i in., 2002). Hipoteza ta nie tłumaczy jednak braku silnego gradientu zmian prędkości w obrębie UC w L TTZ na profilu L T-7, który powinien cechować kompleksy metaosadowe we wstępnej fazie metamorfizmu regionalnego, wyróżniające się szybkim wzrostem lityfikacji z głębokością. Taki wzrost widoczny jest na profilu P2, na którym widoczna jest również ciągłość pomiędzy poszczególnymi warstwami" skorupy w poprzek linii TTL. Ponadto geometria niskoprędkościowej UC na profilu LT-7 nie przypomina pryzmy akrecyjnej. Z kolei, z genetycznego punktu widzenia trudne jest do wyjaśnienia zniknięcie" w LTTZ krystalicznej warstwy UC i jej zastąpienie przez znacznie słabszy reologicznie kompleks osadowy pryzmy akrecyjnej. Problemem byłby także brak skompensowania izostatycznego nasuniętej pryzmy, zbudowanej ze skał o wyraźnie mniejszej gęstości niż skorupa krystaliczna. Taka pryzma powinna zostać wypiętrzona i w znacznej części zdarta erozyjnie po ustaniu kompresji orogenicznej. Anomalnie niskie Vp w obrębie UC litofery typu LTTZ, względem UC typu LEEC, mogą być wyjaśnione na szereg sposobów bez odwoływania się do koncepcji awalońskiej pryzmy akrecyjnej: 1. Spadek prędkości w obrębie LTTZ może być związany z wyższą temperaturą UC, która na rozpatrywanej głębokości km przewyższa temperaturę na EEC o ok C (Jarosiński i in., 2002; Jarosiński, Dąbrowski, 2006). Wyniki testów laboratoryjnych wskazują, że w granicie, przy ciśnieniach rzędu MPa (odpowiadających analizowanej głębokości), wzrost temperatury z 200 do 300 C powoduje spadek Vp z 6,0-6,2 km/s do 5,75-6,04 km/s (Hughes, Maurette, 1956; Fielitz, 1971). Zatem oboczne zmiany temperatury mogą być czynnikiem odpowiadającym za różnicę V P pomiędzy analogicznymi warstwami UC na LEEC i LTTZ, wynoszącą 0,2 km/s. Ponieważ zmiany temperatury są stopniowe, takie wyjaśnienie może dotyczyć tylko przekrojów P2 i LT-4, na których spadek Vp pomiędzy LEEC i LTTZ jest płynny. Na przekrojach LT-7, P4 i LT-2 zmiana prędkości ma charakter skokowy, a wówczas można się spodziewać wpływu jeszcze innych czynników, związanych np. ze strukturą tektoniczną. 2. Dodatkowej przyczyny zróżnicowania V P pomiędzy rozpatrywanymi fragmentami litosfery można upatrywać w generalnym trendzie spadku V P w obrębie UC z wnętrza LEEC ku jego południowo-zachodniej krawędzi (Puziewicz, Jarosiński, 2003), którą obserwujemy na większości profili sejsmicznych, poprzecznych do krawędzi kratonu (poza L T- 7). Tam gdzie trend ten jest sprzężony ze wzrostem prędkości w niższych partiach skorupy lub w UM, można się spodziewać, że jest on następstwem procesów magmowych, prowadzących do wzrostu zróżnicowania warstw w obrębie skorupy (wzrost maficzności LC i alkaliczności UC) (Puziewicz, Jarosiński, 2003), a nie wynika tylko z wygrzania krawędzi kratonu. Można zatem założyć, że pierwotnie, bliżej krawędzi Baltiki, UC była zbudowana ze skał charakteryzujących się nieco niższymi prędkościami V P. 3. Przyczyną skokowego obniżenia V P w obrębie UC L TTZ może być spowolnienie propagacji fali poprzez strefy stromych zniszczeń tektonicznych. Może to dotyczyć zarówno kompresyjnych deformacji kaledońskich zakorzenionych w UC, jak i wielokrotnie reaktywownych struktur przesuwczych wzdłuż TTZ (np. Brochwicz-Lewiński i in., 1983; Pegrum, 1984). Ostatnio, na podstawie mapy lineamentów grawimetrycznych, TTZ została zinterpretowana jako intensywnie zniszczona struktura dupleksu przesuwczego (fig. 3; Jarosiński, 2002). Zarówno podatne, jak i kataklastyczne strefy ścinania powodują powstanie anizotropii Vp, polegającej na spowolnieniu fali w kierunku prostopadłym do uskoków. Ze względu na wyraźną dominację uskoków równoległych do krawędzi EEC (fig. 2), prędkość Vp w kierunku poprzecznym powinna być obniżona względem V P w kierunku podłużnym. Poprzeczne spowolnienie V P powinno wyrażać się różnicami prędkości na przecięciach poprzecznych przekrojów sejsmicznych z przekrojem podłużnym - TTZ. Znaczące różnice Vp w obrębie UC występują na przecięciu profilu TTZ z profilami P2, LT-2, P4 oraz LT-4 i LT-5, gdzie na analogicznych głębokościach w zakresie km prędkości na przekrojach poprzecznych są mniejsze o 0,2-0,5 km/s niż na przekroju TTZ. Analogiczne spowolnienie V P w UC na masywie małopolskim stwierdzili Środa i in. (2005). Zachodzi tu spowolnienie V P do ok. 10% w kierunku NNE-SSW - prostopadłym do rozciągłości struktur tektonicznych. PRZEBUDOWA GÓRNEGO PŁASZCZA I DOLNEJ SKORUPY Litosferę typu LEEC i L TTZ różnicuje również V P w UM. Kontrast ten zaznacza się wyraźnie pomiędzy przekrojami podłużnymi TTZ i P3, jest również widoczny na przekrojach poprzecznych P4, LT-2 i LT-4. Wzdłuż przekroju TTZ strop UM jest wysokoprędkościowy (Vp >8,4), podczas gdy pod EEC, na przekroju P3, UM cechuje się znacznie niższymi prędkościami (Vp <8,1). Przyjmując wspólną genezę dla litosfery typu LTTZ i LEEC, należałoby podać przyczynę zróżni-

11 Budowa geologiczna głębokiego podłoża platformy paleozoicznej południowo-zachodniej Polski cowania V P w UM. W tym przypadku nie może być brany pod uwagę efekt obocznych zmian temperatur, gdyż większe prędkości obserwujemy w płaszczu bardziej wygrzanym (Jarosiński, Dąbrowski, 2006). Nie można też wskazywać na wpływ anizotropii wywołanej strukturą tektoniczną TTZ, gdyż wyższe V P wyznaczono dla profili poprzecznych niż dla podłużnych. Jest charakterystyczne, że zróżnicowanie V P w UM pomiędzy L TTZ i LEEC nie ujawnia się na profilach LT7, P2 i LT5, podczas gdy na pozostałych przekrojach poprzecznych P4, LT2 i LT4 skok prędkości zachodzi wzdłuż wyraźnych granic. Sugeruje to, że największy kontrast pomiędzy typami UM występuje w strefie kujawskiej, gdzie litosfera typu L TES, reprezentująca A walonię, spotyka się z litosferą kratoniczną typu LEEC i kontakt ten ma charakter tektoniczny. Na odcinku pomorskim, kontrast pomiędzy LTTZ i LEEC należącymi do Baltiki jest mniejszy, a zmiany V P w obrębie UM zachodzą na tyle płynnie, że nie zostały uchwycone na przekrojach sejsmicznych poprzecznych do TTZ. Płynna zmienność V P w obrębie UM na granicy L TTZ i LEEC może być skutkiem otwierania oceanu Tomquista (Poprawa i in., 1999; Poprawa, Pacześna, 2002), w trakcie którego musiało nastąpić podniesienie astenosfery, a także istotna przebudowa UM (fig. 4A). Mechanizm impregnacji płaszcza materiałem astenosferycznym przy krawędzi kratonu powinien doprowadzić do, faktycznie obserwowanego, podwyższenia V P w UM na obszarze L TTZ. Charakterystyczną cechą litosfery LTES jest występowanie wysokoprędkościowego UM i refleksyjnego LC o silnym gradiencie prędkości. Cechy te nie dotycząjednak całego obszaru uznanego tu za Awalonię, a jedynie jego północno-wschodniej części, ograniczonej na południowym zachodzie przez uskok Dolska. Na pozostałym obszarze, sięgającym aż po uskok środkowej Odry, skorupa ma budowę dwuwarstwową. Jest zatem prawdopodobne, że LTES reprezentuje fragment Awalonii, zmodyfikowany procesami magmowymi, zachodzącymi wzdłuż jej aktywnej krawędzi w epoce kaledońskiej lub, co mniej prawdopodobne, u schyłku orogenezy waryscyjskiej. Możliwym mechanizmem jest podklejanie (underplating) LC, przetopionym materiałem pochodzącym z subdukowanej płyty oceanu Tomquista (fig. 4B). Takie przypuszczenie jest o tyle uzasadnione, że większość dotychczasowych rekonstrukcji wskazuje na subdukcję tej płyty ku południowemu zachodowi pod Awalonię (fig. 4; Nawrocki, Poprawa, 2006; Poprawa, 2006). Ponadto V P w spągu LC na obszarze LTES są zbliżone do średnich dla litosfery A? AM Baltika CR PM Fig. 4. Schemat ilustrujący główne fazy ewolucji tektonicznej obszaru TESZ z podkreśleniem procesów modyfikujących skorupę i górny płaszcz A -rozpad Rodinii: powstanie pasywnego obrzeżenia Baltik:i i podniesienie astenosfery, która w strefie ryftu zastępuje fragmenty pierwotnego płaszcza; B-kolizja Awalonii z Baltiką: kolidują ze sobąpierwotnie ścienione brzegi płyt; magmatyzm nadsubdukcyjny przyczynia się do powstania laminowanej struktury dolnej skorupy wzdłuż północno-wschodniej krawędzi A walonii; C - kolizja Armoryki z pierwotnie ścienionym, na skutek ryflowania, fragmentem Awalonii (na rysunkach pominięto etap ryflowania południowo-zachodniej krawędzi Awalonii); D- ostateczna struktura litosfery, zmodyfikowana ruchami przesuwczymi po kolizji waryscyjskiej (strefy przesuwcze zaznaczono schematycznie pionowymi liniami); symbolami L VP, LPP, L TES, LTTZ i LEEC zaznaczono fragmenty litosfery opisane w tekście; AM - płaszcz astenosferyczny; CR - skorupa; PM - pierwotny płaszcz litosf e r y c z n y; SM - wtórny płaszcz litosferyczny, wymieniony lub intensywnie przeobrażony w następstwie dwóch etapów ryflowania: Rodinii i Pangei B Awalonia c PM c Armoryka Awalonia Baltika Baltika CR PM CR A schematic representation of main phases of the tectonic evolution of the TESZ. Processes leading to modification of the crust and upper mai:ttle are accentuated PM A- break-up of Rodinia: development of the passive Baltica margin and rise of the astenosphere replacing fragments of the original mantle in the rift zone; B - collision between Avalonia and Baltica: originally attenuated plates margins are colliding; suprasubduction magmatism is contributing to the development of a laminar structure in the lower crust along the northeastern Avalonia margin; C- collision between Armorica and attenuated Avalonia rifled margin (the phase of rifling along the southwestern margin of Avalonia is omitted in the scheme ); D- final structure of the lithosphere modified by post-variscan strike-slip movements (strike-slip zones are indicated schematically with vertical lines); abbreviations LVP, LPP, LTES, LTTZ and LEEC show lithospheric types described in the text; AM - astenospheric mantle; CR - crust; PM - primary lithospheric mantle; SM - secondary lithospheric mantle replaced or intensely modified during two rifling phases related to the break-up of Rodinia and Pangea D AM Baltika CR PM