Naskórkowa struktura po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej a zagospodarowanie utworów najstarszej soli kamiennej (Na1)

Transkrypt

1 GOSPODARKA SUROWCAMI MINERALNYMI Tom Zeszyt specjalny 1 ANDRZEJ MARKIEWICZ Naskórkowa struktura po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej a zagospodarowanie utworów najstarszej soli kamiennej (Na1) S³owa kluczowe Monoklina przedsudecka, struktura naskórkowa, zagospodarowanie najstarszej soli kamiennej Streszczenie Najstarsza sól kamienna (Na1) w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej, po³o ona wœród sztywnych ska³ siarczanowo-wêglanowych, w wyniku regionalnych i lokalnych naprê eñ tektonicznych ulega³a plastycznym przemieszczeniom i wielokrotnym deformacjom. Sprzyja³a temu okresowa reaktywacja przesuwczej strefy Odry i równole nikowych kierunków tektonicznych, ekstensja basenu cechsztyñskiego oraz po³o enie analizowanego obszaru na mobilnym sk³onie Masywu Czeskiego (Markiewicz 2003). Sól Na1 spe³nia³a rolê amortyzatora w przenoszeniu ruchów tektonicznych z pod³o a przedcechsztyñskiego do nadleg³ej pokrywy osadów permsko-mezozoicznych i kenozoicznych. Sprzyja³o to wygasaniu uskoków na kontakcie soli z le ¹cymi ni ej anhydrytami, a tak e zakorzenianiu siê w soli odrêbnego uk³adu strukturalnego górnego permu i mezozoiku w trakcie tych samych faz tektonicznych. Naprê enia tektoniczne powsta³e pomiêdzy sztywno zachowuj¹cym siê sp¹giem i stropem pok³adu solnego wyrównywa³y siê kosztem plastycznego deformowania warstw solnych. Œwiadkiem tych ruchów halokinetycznych jest m.in. poziom brekcji ilasto-anhydrytowej (BrA1) powszechnie stwierdzany na po³udnie od udokumentowanego obecnie zasiêgu soli Na1 w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej. Ten spaw tektoniczny wystêpuj¹cy w strefie bezsolnej powsta³ g³ównie w okresie ruchów laramijskich, kiedy dosz³o do odk³ucia wzd³u soli i przemieszczeñ tych utworów generalnie w kierunku NE oraz przebudowy kimeryjskiego uk³adu strukturalnego z powstaniem inwersyjnego zuskokowania (Markiewicz 2002, 2003). M³oda reaktywacja (od miocenu) tego z³o onego zespo³u strukturalnego monokliny przedsudeckiej i perykliny ar przyczyni³a siê m.in. do lokalnie zró nicowanego tempa subsydencji, a przez to warunków sedymentacji i erozji utworów mezozoicznych i kenozoicznych (Markiewicz 2003). Plejstoceñska reaktywacja naskórkowej struktury warunkowa³a drena subglacjalny, jak równie powstanie g³êbokich deformacji glacitektonicznych w obrêbie Wa³u Œl¹skiego (Markiewicz 1995, 1999, 2006; Markiewicz, Winnicki 1997, 2005). * KGHM CUPRUM Sp. z o.o. CBR, Wroc³aw.

2 36 Powstanie i reaktywacja struktur uskokowo-blokowych i fa³dowych sztywnych ska³ otaczaj¹cych chlorki wp³ynê³o na przebudowê strukturaln¹ oraz m.in. na zró nicowanie jakoœciowe soli cechsztyñskich. Maj¹c to na uwadze nale y wykonaæ dodatkowe, bardziej szczegó³owe rozpoznanie geologiczne, które powinno opieraæ siê na wykonaniu zagêszczaj¹cych powierzchniowych otworów wiertniczych oraz profilowañ sejsmicznych 3D (Lipieñ i in. 2005). Dopiero to rozpoznanie strukturalne górotworu, pozwoli na zobrazowanie formy i wykszta³cenia z³o a soli oraz warunkuj¹cego je uk³adu zuskokowania ska³ otaczaj¹cych. Powinno to stanowiæ podstawê optymalnego i bezpiecznego wyboru i realizacji przedsiêwziêæ gospodarczych takich jak m.in. wdro enie otworowego ³ugowania soli i kawernowego magazynowania wêglowodorów w rejonie Œrodkowego Nadodrza. Wprowadzenie Wyniki pierwszych wierceñ dokumentuj¹cych osady solne w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej sta³y siê przes³ank¹ do stwierdzenia, e budowa tutejszego pok³adu soli Na1 odznacza siê najprostszym typem tektoniki cechsztynu salinarnego w Polsce (Tokarski 1963). Kolejne badania facjalne w zachodniej czêœci monokliny przedsudeckiej da³y dowody na istnienie tektoniki cechsztyñskiej (Kasprzak, Soko³owski 1964; Soko³owski 1967; Podemski 1973; Soko³owski 1974), odnawiaj¹cej stare za³o enia paleogeograficzne, a które zarazem wp³ywa³y na lateralne zró nicowanie mi¹ szoœci poziomu najstarszej soli kamiennej. Wed³ug Soko³owskiego (1967)...wierceniami stwierdza siê redukcje soli starszych nad poduszkami soli najstarszych i odwrotnie co dowodzi, e istniej¹ce deformacje cechsztyñskie powstawa³y tu miêdzy dwoma sztywnymi pakietami warstw czerwonego sp¹gowca i pstrego piaskowca.... Ponadto, Podemski (1973) przyjmowa³ za pewnik, e sól kamienna dziêki swym plastycznym w³aœciwoœciom zaczê³a przesuwaæ siê pod wp³ywem nacisków laramijskich, niezale nie od sztywniejszych pakietów anhydrytowo-dolomitycznych zgodnie z tezami Trusheima (1960). Te sugerowane laramijskie i m³odsze ruchy przyczyni³y siê do deformacji tektonicznych typu saksoñskiego. Przebiega³y one niezale nie od rozk³adu facji cechsztyñskich zwi¹zanych z waryscyjskimi elementami tektoniki zgodnie z ówczeœnie opisywan¹ sytuacj¹ przez Jungwirtha i Puffa (1963) z po³udniowej czêœci basenu turyngskiego. Rozwój badañ strukturalnych w poziomie z³o a rud miedzi na terenie LGOM sprawi³, e punktem odniesienia dla tektoniki pok³adu soli sta³ siê model tektoniki blokowo-uskokowej jej pod³o a (Szybist 1976; Kijewski, Salski 1978; Kijewski 1986; Preidl 1990). Zdaniem Kijewskiego i Salskiego (1978) tektoniczne bloki pod³o a dÿwigaj¹ce siê ku górze podlega³y zwiêkszonej kompresji, która sprzyja³a przemieszczaniu siê plastycznych osadów solnych w kierunku zmniejszonych ciœnieñ, czyli do stref obni enia pod³o a. W tej samej publikacji wystêpuje sugestia poparta wynikami badañ wytrzyma³oœciowych, e uskoki o mniejszych zrzutach mog¹ wygasaæ w utworach solnych. Istotny udzia³ halotektoniki w kszta³towaniu odrêbnego uk³adu blokowo-uskokowego p³ytkiej pokrywy permsko-mezozoicznej w rejonie pó³nocnej czêœci LGOM sugerowa³ Szybist (1976). Rozwiniêcie tego pogl¹du w oparciu o pog³êbione badania strukturalne przedstawi³ dla po³udniowo-wschodniej czêœci monokliny przedsudeckiej S³upczyñski (1979) uznaj¹c, e...dzisiejsza pozycja tektoniczna soli najstarszych w omawianej strefie

3 monokliny wynika zarówno z jej pozycji stratygraficznej w profilu laramijskiego piêtra strukturalnego, jak i z mechanicznych w³asnoœci ska³ w tym piêtrze, z których tylko sól jest podatna na plastyczne odkszta³cenia i translacjê pod wp³ywem naprê eñ.... Wed³ug tego autora w wyniku tych procesów wystêpuje zró nicowanie laramijskiego piêtra strukturalnego na dwie czêœci, charakteryzuj¹ce siê ró nymi, lokalnie odmiennymi planami strukturalnymi: czêœci¹ dolnopermsk¹ i cechsztyñsko-triasow¹. Analiza danych z badañ geofizycznych oraz najnowsze obserwacje strukturalne kompleksu permsko-mezozoicznego w rejonie kopalñ rud miedzi pomiêdzy Lubinem a G³ogowem (m.in. Markiewicz 1995, 1999, 2003; Markiewicz i in. 2004, 2005, 2006) rozszerzaj¹ wiedzê o naturze naskórkowej struktury po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej. Pierwotny zasiêg warunkuj¹cych j¹ utworów solnych cechsztynu by³ znacz¹co wiêkszy od obecnie udokumentowanego i siêga³ przekraczaj¹co przez blok przedsudecki po nieckê pó³nocnosudeck¹ (Markiewicz 2002, 2003). Niew¹tpliwie uk³ad i charakter naskórkowej struktury po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej oraz zwi¹zane z tym m.in. zró nicowanie strukturalne soli Na1 bêdzie mia³o istotny wp³yw na warunki geologiczno-górnicze jej eksploatacji. Ponadto powinno to byæ brane pod uwagê przy ocenie potencjalnych zagro eñ w przypadku rozwa ania mo liwoœci budowy magazynów odpadów czy kawernowych magazynów wêglowodorów w z³o u najstarszej soli kamiennej na obszarze SW Polski Zarys budowy geologicznej po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej Generalnie omawiany obszar le y w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej w bliskim kontakcie od po³udnia z blokiem przedsudeckim. Tutejsze utwory skalne dziel¹ siê na trzy kompleksy: (a) najstarszy kompleks ska³ krystalicznych wieku proterozoicznego (tzw. krystalinik Œrodkowej Odry) oraz przykrywaj¹ce je ska³y starszego paleozoiku (dolnokarboñskie) pod³o e monokliny, (b) m³odszy kompleks ska³ osadowych wieku perm mezozoik monoklina przedsudecka i (c) najm³odszy kompleks osadów kenozoicznych przykrywaj¹cych monoklinê. Poszczególne kompleksy zalegaj¹ na sobie dyskordantnie i przedzielone s¹ d³ugimi lukami stratygraficznymi. Osady kenozoiczne przedmiotowego obszaru o mi¹ szoœci m stanowi¹ najpe³niej wykszta³cony profil osadów tego wieku w Polsce Zachodniej (m. in. Dyjor 1978). Sk³adaj¹ siê na nie lokalnie zachowane osady eoceñskie, utwory oligoceñskie, osady miocenu, osady tzw. serii Gozdnicy wieku plioceñskiego oraz utwory plejstoceñskie i holoceñskie. Utwory mezozoiczne reprezentowane s¹ przez kompleks ska³ triasowych: dolny, œrodkowy i górny pstry piaskowiec oraz wapieñ muszlowy w rejonie Œrodkowego Nadodrza o ³¹cznej mi¹ szoœci dochodz¹cej do ponad 800 m. Ponadto w rejonie po³udniowo-zachodnim i po³udniowo-wschodnim omawianego obszaru wystêpuj¹ równie utworu kajpru, a osady retyku stwierdzono jedynie w rejonie zachodnim u ujœcia Nysy u yckiej do Odry. Natomiast utwory jury i kredy zachowane s¹ jedynie lokalnie w obni eniach tektonicznych.

4 38 Cechsztyn reprezentuj¹ utwory wszystkich czterech cyklotemów, a obecnoœæ najstarszej soli kamiennej (na terenie LGOM jedyne sole) oraz dodatkowo m³odszych soli (na pozosta³ym obszarze) zwiêkszaj¹ sumaryczn¹ mi¹ szoœæ osadów cechsztyñskich od oko³o m w czêœci E do oko³o 500 m w czêœci zachodniej (rys. 1) Pozycja i wykszta³cenie mi¹ szoœciowe soli cechsztyñskich W strefie obecnie udokumentowanego zasiêgu (na N od erozyjnego wyklinowania) osadów cechsztyñskich w SW czêœci Polski w ich obrêbie obserwuje siê lateralnie zró - nicowany zasiêg wystêpowania poszczególnych horyzontów solnych (rys. 1). Przy tym najdalej na po³udniu stwierdza siê najstarsz¹ sól kamienn¹ (Na1), któr¹ udokumentowano w niecce pó³nocnosudeckiej, na peryklinie ar, w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej generalnie wzd³u linii Ko uchów N czêœæ LGOM Ostrzeszów. W rejonie LGOM najstarsza sól kamienna tworzy nieregularny pok³ad o biegu zbli onym do kierunku WNW-ESE, przy generalnym zapadaniu warstw ku NE pod k¹tem 3 8 lokalnie do 15. Badania strukturalne wykazuj¹ z³o ony obraz jej deformacji, gdy monoklinalne zaleganie pok³adu jest w mniejszym lub wiêkszym stopniu zaburzone. Zaburzenia te na powierzchni sp¹gowej soli odzwierciedlaj¹ siê deniwelacjami w przedziale od 27 do 172 m, które dokumentuj¹ wielkopromienne struktury wypiêtrzone i przylegaj¹ce do nich, przewa nie w¹skie obni enia o kierunku d³u szej osi NW-SE i W-E. Upady tej powierzchni mieszcz¹ siê w przedziale od 0 do 20, a w skrajnych przypadkach osi¹gaj¹ 35. Natomiast analiza stropu soli Na1 wskazuje na niewielkie zró nicowanie morfologii tej powierzchni, czego dowodz¹ niewielkie deniwelacje mieszcz¹ce siê przewa nie w granicy 20 m. Uk³ad izolinii wskazuje, e zapadanie jej jest znacznie bardziej regularne ani eli w przypadku sp¹gu pok³adu, przy upadach w granicach od 2 do 4. Du o mniejsze zró nicowanie wykazuje tak e rozci¹g³oœæ powierzchni stropowej, która na przewa aj¹cej czêœci reprezentuje kierunek NW-SE. W generalnym rozk³adzie mi¹ szoœci soli kamiennej Na1 na terenie LGOM zaznacza siê tendencja wzrostu mi¹ szoœci od granic ku g³êbszym czêœciom basenu od 0 (w czêœci S) do ok. 260 m (w czêœci NW), przy czym jest ona powa nie zró nicowana, a skala zmian siêga nawet 170 m na odcinku oko³o 1,5 km w oparciu o rozpoznanie w kat. C 1. Wystêpuj¹ tu cia³a solne o koncentrycznym uk³adzie izopachyt oraz wyd³u one i uszeregowane linijnie wa³ki solne na kierunkach: NE-SW, NW-SE i W-E. W bezpoœrednim s¹siedztwie tych cia³ wystêpuj¹ obszary pozbawione soli wzglêdnie o silnie zredukowanych mi¹ szoœciach, np. w rejonie równiny Grêbocickiej (Markiewicz 1995; Markiewicz i in. 2005). Równie w rejonie zachodnim i wschodnim, tj. pomiêdzy Now¹ Sol¹, Zielon¹ Gór¹ a Krosnem Odrzañskim oraz w rejonie Ostrzeszowa, obserwuje siê znacz¹ce, raptowne zmiany mi¹ - szoœci soli cechsztyñskich. W rejonie Nowa Sól Ko uchów szczególnie wyraÿnie widoczne jest to w poziomie soli najstarszej (od 13,8 do 328,0 m) i soli m³odszej (od 23,5 do 350,0 m), gdzie obserwuje siê wa³ki solne na kierunku NW-SE (Podemski 1973; Markiewicz, Piotrowski 1999; Markiewicz, Kraiñski 2002). W rejonie Wa³u Zielonogórskiego (s³abo

5 rozpoznana czêœæ zachodnia) udokumentowano nieco mniejsze zró nicowanie mi¹ szoœci soli najstarszej (od 2 do 227,0 m), znaczne zró nicowanie wykszta³cenia soli starszej (od 40,5 do 254,0 m) i zbli one soli m³odszej (od 42,0 do 205,5 m). Natomiast w rejonie pomiêdzy Odolanowem a Ostrzeszowem obserwuje siê zbli one ró nice mi¹ szoœci soli najstarszej (od 0 do 183,5 m), soli m³odszej (od 0 do 104,5 m) i trochê mniejsze soli najm³odszej (Markiewicz, Winnicki 1997). Przy tym w rejonie wschodnim i zachodnim omawianego obszaru obserwuje siê podobn¹ strefowoœæ wykszta³cenia cia³ solnych jak w przypadku LGOM. Objawia siê ona wyd³u eniem tych cia³ generalnie w kierunku NW-SE i równole nikowym, a tak e tym, e s¹siaduj¹ one od N z obszarami o silnie zredukowanych mi¹ szoœciach soli (np. rejon Nowej Soli, Krosna Odrzañskiego, Milicza i Odolanowa). Wtychudokumentowanych strefach bezsolnych stwierdzono bezpoœredni kontakt ogniw anhydrytu dolnego (A1d) i górnego (A1g) poprzez warstwê niesedymentacyjnej brekcji ilasto-anhydrytowej o teksturze równoleg³ej, sk³adaj¹cej siê z i³u ciemnoszarego i fragmentów anhydrytu z rekrystalizacji (fot. 1), której mi¹ szoœæ zawiera siê w przedziale 1,5 2 m. W pobli u tych rejonów w tym samym poziomie stwierdza siê normaln¹ sukcesjê (od do³u): anhydryt dolny, najstarsza sól kamienna i anhydryt górny. Na uwagê zas³uguje fakt, e ten sam horyzont brekcji ilasto-anhydrytowej stwierdza siê powszechnie w obrêbie anhydrytów cyklu PZ1 na po³udnie od obecnie udokumentowanej granicy wystêpowania soli Na1 w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej i na peryklinie ar (rys. 1) (Markiewicz 2002, 2003). Mo e to wskazywaæ, e pierwotny zasiêg soli cechsztyñskich w SW Polsce po³o ony by³ bardziej na po³udnie od obecnej granicy jej wystêpowania. Mo na przypuszczaæ, e w przypadku najstarszej soli kamiennej jej pierwotny (przedlaramijski) zasiêg by³ mniej wiêcej wspó³kszta³tny i niezbyt oddalony na pó³noc od po³udniowego zasiêgu osadów cyklotemu Werra, hipotetycznie wyinterpretowanego przez Soko³owskiego (1967) oraz Dadleza i in. (1998) (rys. 1). Za jej pozycj¹ przekraczaj¹c¹ blok przedsudecki po obszar obecnej niecki pó³nocnosudeckiej przemawia równie to, e jest ma³o prawdopodobne, aby deponowanie w krótkim po sobie czasie osadów wêglanowych, siarczanowych i chlorkowych cyklotemu PZ1 zachodzi³o w zbiorniku o innym przebiegu i charakterze. Dodatkowym dowodem na to jest pokrywaj¹ca siê z obszarem pierwotnego zasiêgu soli Na1 strefa mineralizacji miedziowej utworów pogranicza czerwonego sp¹gowca i cechsztynu w SW Polsce. Wed³ug Markiewicza i Dmyszewicza (2006) jest to genetyczne, gdy sól warunkowa³a t¹ mineralizacjê poprzez katalizowanie procesów diagenetycznych, a w szczególnoœci wymuszenie jednokierunkowego przep³ywu roztworów z dehydratyzacji gipsów w kierunku wapienia podstawowego Zarys tektoniki utworów permsko-mezozoicznych Generalnie po³udniowa czêœæ monokliny przedsudeckiej le y na skrzy owaniu strefy Odry (NW-SE) z równole nikowymi kierunkami tektonicznymi (rys. 1) o g³êbokich dolnoskorupowych za³o eniach udokumentowanych geofizycznie (Guterch iin. 1975; Cwoj-

6 40 dziñski i in. 1995). Obserwacje strukturalne na terenie LGOM dokumentuj¹ce wystêpowanie w sp¹gu utworów cechsztyñskich m.in. szeregów kulisowych (Salski 1975; Dunicz, Don 1977; elaÿniewicz, Markiewicz 1991; Markiewicz i in. 1995) oraz badania geofizyczne (Paprocki 1994) potwierdzaj¹ przesuwczy charakter reaktywacji w permie i mezozoiku tych kierunków tektonicznych. Te ruchy odziedziczone po wczeœniejszym systemie waryscyjskim (Oberc 1987; Aleksandrowski 1995), a szczególnie lokalna transtensja z wystêpowaniem zapadlisk z odci¹gania (Markiewicz 2004) zachodz¹ca w ramach ogólnej ekstensji basenu polskiego, mia³y istotn¹ rolê metalogeniczn¹ w utworach permskich SW Polski (Markiewicz 2002; Markiewicz, Dmyszewicz 2006). Przedmiotowy obszar monokliny przedsudeckiej charakteryzuje siê wystêpowaniem zró nicowanego, piêtrowego uk³adu blokowo-uskokowego permu i mezozoiku warunkowanego obecnoœci¹ soli cechsztyñskich (S³upczyñski 1979; Markiewicz 2002, 2003). W rejonie solonoœnym LGOM najlepiej rozpoznan¹ tektonikê ska³ otaczaj¹cych stwierdza siê w OG Sieroszowice I i OG Rudna I, gdzie sp¹g cechsztynu o ogólnej rozci¹g³oœci w kierunku NW-SE zapada pod k¹tem 2 5 ku NE (w s¹siedztwie uskoków nawet do 50 ) i jest rozcz³onkowany na szereg bloków strukturalnych przez uskoki o przebiegu NW-SE i WSW-ENE. Uskoki o kierunku NW-SE tworz¹ z³o one, szerokie strefy zdyslokowane, w których obrêbie stwierdza siê rowy, zrêby i systemy schodowe. Te strefy drobnych uskoków wskazuj¹ na prawoskrêtno-przesuwcz¹ parê si³ aktywn¹ w trakcie ich inicjacji (Markiewicz i in. 1995). W wy ejleg³ym poziomie najstarszej soli kamiennej i anhydrytu górnego stwierdza siê powa ne zaburzenia tektoniczne. Uk³ad uskoków w sp¹gu pok³adu najstarszej soli kamiennej z³o a Kazimierzów nie odbiega od tego, jaki wyznaczono na poziomie sp¹gu cechsztynu, przy czym dowierty zarówno z poziomu miedzi jak i soli wykazuj¹, e uskoki o zrzutach do oko³o 20 m czêsto wygasaj¹ w anhydrycie dolnym (A1d) i jedynie lokalnie odzwierciedlaj¹ siê w postaci fleksuralnych zaburzeñ stropowych partii tych siarczanów. Te ci¹g³e struktury tworz¹ lokalnie w¹skie, wielkopromienne struktury brachysynklinalne, a w sp¹gu soli powiêkszaj¹ miejscami mi¹ szoœci halitów np. na N od szybu SW-1 (Markiewicz i in. 2002). O mo liwym zdyslokowaniu górnych partii soli Na1 oraz wy ejleg³ych ska³ œwiadcz¹ anomalnie zredukowane mi¹ szoœci wy szych cyklotemów cechsztynu lub ca³kowity ich brak w kilku otworach wiertniczych (Preidl 2001 inf. ustna). Udokumentowane jest to m. in. w obszarze Retków Œcinawa z ca³kowitym brakiem utworów dolomitu g³ównego (Ca2) w otworach S-223, S-465, S-521 i S-648 przy jego gruboœci 35,5 m w otw. S-422. Ponadto lokalnie obserwowany kras w obrêbie soli Na1 w postaci pustek po czêœci wype³nionych mu³em lub piaskiem gipsowym (np. w otworach S-364 i S-368 w formie kawern o g³êbokoœci 9,0 m i 6,0 m) przypuszczalnie wskazuje na istnienie w pobli u inwersyjnych uskoków wynosz¹cych w nadk³adzie soli. Reaktywacja tych uskoków przyczynia³a siê do lokalnej inwersji z przypowierzchniowym udro nieniem górotworu i powstawaniem otwartych spêkañ i uskoków. Sprzyja³o to descenzji wód i procesom krasowym, co lokalnie dokumentuj¹ ucieczki p³uczki w trakcie wierceñ w anhydrycie górnym, dolomicie g³ównym, utworach

7 retu, a tak e wapienia muszlowego. Ponadto o istnieniu stref uskokowych z nasuniêcia mog¹ œwiadczyæ stwierdzane w otworach wiertniczych wk³adki anhydrytów w przystropowych partiach soli, które mo na interpretowaæ jako podwójne nawiercenie wy ejleg³ych utworów anhydrytu górnego (A1g) w dwóch skrzyd³ach uskokowych. Dodatkowo o istnieniu nasuniêæ nadsolnych mog¹ œwiadczyæ wyst¹pienia nagromadzeñ gazu azotowego w dolomicie g³ównym (w przyuskokowych pu³apkach strukturalnych), co udokumentowano m.in. w obszarze z³o owym G³ogów G³êboki Przemys³owy (Markiewicz 1998). Istnienie naskórkowego uk³adu uskokowo-blokowego sugerowa³ Szybist (1976) analizuj¹c ukierunkowanie powierzchni stropowej soli i pstrego piaskowca. PóŸniejsze obserwacje w trakcie profilowania utworów triasowych i górnego permu w szybie SG-1 (Markiewicz i Mantke 1990), a tak e wyniki wierceñ i profilowañ sejsmicznych ze z³ó gazowych po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej (m.in. z³o a Wierzchowice, Za³êcze, Janowo, Uciechów Bogdaj, Henrykowice oraz w rejonie Nowej Soli) przemawiaj¹ za istnieniem odrêbnego uk³adu zuskokowania w nadk³adzie soli w stosunku do jej pod³o a (Markiewicz 2003). Obraz wynikaj¹cy z mapy strukturalnej sp¹gu soli Na1 i jej stropu sk³ania ku stwierdzeniu, e nabrzmienia mas najstarszej soli kamiennej nie tyle uk³adaj¹ siê na sk³onach obni eñ paleomorfologicznych pod³o a, a raczej warunkowane s¹ uk³adem tektoniki uskokowej oraz rotacj¹ poszczególnych bloków tektonicznych pod³o a i nadk³adu. Mo na przypuszczaæ, e stwierdzone przez Kijewskiego i Salskiego (1978) oraz S³upczyñskiego (1979) przesuniêcia w planie strukturalnym utworów wy szych poziomów cechsztynu i triasu w stosunku do struktur solnych s¹ wynikiem wystêpowania struktur blokowych w nadk³adzie soli, za³o onych na uskokach listrycznych. Te uskoki charakteryzuj¹ siê po³og¹ powierzchni¹ w poziomie soli, która stromieje w obrêbie utworów górnego permu i triasu. Za³o one na tych uskokach normalnych i inwersyjnych struktury typu rowów i horsty o przemieszczeniach w poziomie do 3 km (S³upczyñski 1979) sprawiaj¹, e rozpoznanie oparte jedynie na wierceniach daje wra enie strefowo ukierunkowanego, naprzemiennego w poziomie zró nicowania mi¹ szoœciowego m³odszych osadów cechsztynu oraz triasu. Potwierdzaj¹ to wiercenia oraz wyniki profilowañ sejsmicznych przemys³u naftowego na monoklinie przedsudeckiej (Markiewicz 2003). Intensywne zaburzenia tektoniczne wystêpuj¹ce w soli Na1 na obszarze pó³nocno- -wschodniej czêœci LGOM zwi¹zane s¹ z silnym zuskokowaniem utworów anhydrytu górnego na kierunkach NE-SW oraz NW-SE i W-E (Markiewicz i in. 2005). Uskoki te, przewa nie o upadach do 40, tworz¹ tektoniczne bloki klinowe, których wzajemne po³o enie zaœwiadcza, e w poziomie soli Na1 mamy do czynienia z korzeniami rozszerzaj¹cych siê na boki i ku górze negatywnych struktur blokowo-uskokowych (rys. 2). W po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej te struktury reprezentowane s¹ przez rowy tektoniczne, które za³o one zosta³y w trakcie ruchów kimeryjskich (Urbañski, o³nierczuk 1977; Grocholski 1991; Kwolek 2000, 2003) na starszych i g³êbszych uskokach (Deczkowski, Gajewska 1980). Wœród tych zapadlisk tektonicznych w omawianym obszarze mo na wyró niæ m.in.: rów Chruœcina Nowa Wieœ (NNE-SSW), rów Chobienia Rawicz 41

8 42 i Sulmierzyc (WSW-ENE) oraz rów Nowej Soli (NW-SE) (Markiewicz 1999) (rys. 1). Te negatywne struktury w p³ytkiej pokrywie monokliny przedsudeckiej maj¹ swoje potwierdzenie w wynikach archiwalnych badañ grawimetrycznych (D¹browski 1980), jakrównie w analizie teledetekcyjnej (Graniczny i in. 1991). Ponadto dowodz¹ tego wyniki wierceñ, które dokumentuj¹ w tych tektonicznie obni onych rejonach zwiêkszone mi¹ szoœci niektórych ogniw mezozoiku (z reliktowo zachowanymi utworami kredy) oraz kenozoiku (Tarnowski 1977; Deczkowski, Gajewska 1980). Powstanie i reaktywacja tego negatywnego uk³adu strukturalnego górnopermsko-mezozoicznego piêtra w wyniku ekstensji i/lub transtensji przyczyni³o siê do zdeformowania ni ejleg³ej soli z wystêpowaniem stref o zró nicowanej mi¹ szoœci osadów chlorkowych. Linijnie wyd³u onym cia³om solnym o zwiêkszonych mi¹ szoœciach, tzw. wa³kom solnym (ang. salt rollers Bally 1981), wspó³towarzysz¹ strefy o silnie zredukowanych mi¹ szoœciach soli, a nawet ich pozbawione. Te lokalne strefy bezsolne, z bezpoœrednim kontaktem ogniw anhydrytu dolnego (A1d) i górnego (A1g) poprzez warstwê brekcji ilasto-anhydrytowej, stanowi¹ tzw. spaw tektoniczny (Markiewicz 2003). Powstawa³ on w wyniku wyparcia soli przez naprê enia zwi¹zane z uaktywnieniem i zaciskaniem tektonicznym sztywnych ska³ otaczaj¹cych z bezpoœrednim zetkniêciem anhydrytu dolnego z anhydrytem górnym. Sytuacja taka ma miejsce m.in. w rejonie szybu R-XI kopalni rud miedzi Rudna (fot. 1) w obrêbie rowu Chruœcina Nowa Wieœ (Markiewicz i in. 2005), gdzie strefa pozbawiona soli Na1 (w czêœci centralnej rowu) s¹siaduje na W i E ze strefami o znacznym zwiêkszeniu ich mi¹ szoœci z powodu przemieszczeñ plastycznych (Markiewicz 1995). Z opisywanymi obni eniami tektonicznymi o kierunkach NW-SE i równole nikowym s¹siaduj¹ od po³udnia wyd³u one, w¹skie progi strukturalne o tym samym biegu (Markiewicz i in. 2006). Z takimi strukturami progowymi mamy do czynienia m.in. w rejonie Czerwieñska, Urzut i Grodowca (rys. 1). Zwi¹zane s¹ one ze strefami zuskokowania inwersyjnego wystêpuj¹cymi na po³udnie od wymienionych kimeryjskich struktur rowowych, a warunkowanymi kompresj¹ górnokredow¹ (rys. 2) (Markiewicz, Winnicki 2005). Przypuszczalnie z tymi strukturami progowymi, ale uwarunkowanymi kompresj¹ karpack¹ powi¹zane s¹ lokalnie wysoko wyniesione utwory triasowe, które nawiercono na niewielkich g³êbokoœciach w obrêbie Wzgórz Ostrzeszowskich (Markiewicz, Winnicki 1997) i Wzgórza Trzebnickiego (Czerwonka i in. 1997). Ponadto w obszarze LGOM o wyraÿnych znamionach inwersji laramijskiej udokumentowano sejsmicznie tak e lokalne struktury transtensyjne, np. w rejonie szybu SW-4 (N czêœæ O.G. Sieroszowice I), gdzie negatywn¹ strukturê kwiatow¹ tworzy uskok Smardzowa i strefa uskoku Jakubowa o biegu WSW-ENE (Markiewicz i in. 2005). Wiêkszoœæ otworów wiertniczych dokumentuj¹cych z³o e rudy miedzi na S od granicy wystêpowania soli Na1 wykazuje w obrêbie anhydrytów cyklu PZ1 obecnoœæ omawianego horyzontu brekcji ilasto-anhydrytowej. Mo na z du ym prawdopodobieñstwem przyj¹æ, e brekcja ta jest pozosta³oœci¹ po ca³kowicie wyciœniêtej soli. Mog³o do tego dojœæ w wyniku laramijskiego wynoszenia Masywu Czeskiego, kiedy to na jego pó³nocno-wschodnim sk³onie mia³a miejsce kompresja pozioma w obrêbie utworów permsko-mezozoicznych.

9

10

11 Przyczyni³o siê to m.in. do powstania odk³ucia w poziomie soli Na1 z niezale nymi przemieszczeniami nadk³adu w stosunku do jej pod³o a oraz do migracji plastycznych utworów chlorkowych generalnie w kierunku ku NE (Markiewicz 2003). Potwierdza to lineacja tektoniczna i strukturytypu SC w obrêbie udokumentowanego spawu tektonicznego (strefy podatnego œcinania), który ma charakter mylonitu z obfitoœci¹ produktów rekrystalizacji (fot. 1). Natomiast w soli Na1 o tych ruchach halokinetycznych pozwalaj¹ wnioskowaæ m.in.: przystropowe szeregi œciêciowe o orientacji NW-SE na kontakcie soli z anhydrytem górnym o prawoskrêtnej rotacji ku NE, wergencja na tym samym kierunku ci¹gnionych fa³dów w œrodkowej partii soli, a tak e ten sam kierunek w rotowanych prawoskrêtnie strukturach typu domino i migda³ów w obrêbie brekcji anhydrytowych. Ponadto, genetycznie zwi¹zane z tymi deformacjami s¹ z³o one dupleksy kontrakcyjne o wergencji na NE, które tworz¹ subhoryzontalne strefy œciêciowe w postaci m.in. horyzontów brekcji anhydrytowych (Markiewicz 2003; Markiewicz, Banaszak 2005). Te œródsolne makrostruktury nasuniêciowe powi¹zane by³y z przebudow¹ kimeryjskiego uk³adu strukturalnego sztywnych ska³ kompleksu permsko-mezozoicznego z powstaniem odwróconego zuskokowania. Niew¹tpliwie rozwojowi zachodz¹cej w tym czasie inwersji w SW Polsce sprzyja³a obecnoœæ masy oporowej w postaci Wa³u Wolsztyñskiego (Markiewicz 2002, 2003). Podsumowuj¹c, uk³ad i charakter naskórkowej struktury po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej by³ g³ównie warunkowany przesuwcz¹ reaktywacj¹ strefy Odry i równole nikowych kierunków tektonicznych zachodz¹c¹ w ramach ogólnej ekstensji basenu polskiego, jak równie kompresj¹ laramijsk¹. Wi¹ e siê z tym specyficzny uk³ad blokowo- -uskokowy z wystêpowaniem zapadlisk z odci¹gania m.in. w rejonie Nowa Sól G³ogów, migród Milicz Odolanów (Markiewicz 2004), struktur transpresyjnych, a tak e rowów oraz zespo³ów uskoków inwersyjnych (rys. 2). M³oda reaktywacja (od miocenu) tego z³o onego zespo³u strukturalnego monokliny przedsudeckiej i perykliny ar przyczyni³a siê m.in. do lokalnie zró nicowanego tempa subsydencji oraz warunków sedymentacji i erozji utworów mezozoicznych i kenozoicznych (Markiewicz 2003). Plejstoceñska reaktywacja naskórkowej struktury warunkowa³a drena subglacjalny (Markiewicz 1999) oraz równie powstanie g³êbokich deformacji glacitektonicznych (Markiewicz 2003, 2006a i 2006b) w obrêbie Wa³u Œl¹skiego (rys. 2). Wspó³czeœnie w obrêbie p³ytkiej pokrywy monokliny przedsudeckiej obserwuje siê wyraÿne naprê enia kompresyjne na kierunku N-S z odchyleniem NNE-SSW, natomiast pod sol¹ stwierdza siê s³abe naprê enia na kierunku NW-SE, co sugeruje odk³ucie dynamiczne wzd³u soli (Jarosiñski 2001). P³ytsze naprê enia koreluj¹ siê z naprê eniami autochtonicznego pod³o a Karpat Zewnêtrznych (S Hmax zbli one do NNE), co jest efektem oddzia³ywania naprê eñ naskórkowych w kierunku NE od Karpat Zewnêtrznych. Obecna reaktywacja struktury naskórkowej kszta³tuje uk³ad drena u rzecznego Œrodkowego Nadodrza (Markiewicz i Piotrowski 1999). Mo na przypuszczaæ, e wynikiem tych e blokowych ruchów nadsolnych s¹ udokumentowane trzêsienia ziemi w XV wieku m.in. w rejonie G³ogowa i Wo³owa (Markiewicz 2003). 43

12 44 2. Podsumowanie struktura po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej a zagospodarowanie soli Na1 W po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej nie zachodzi prosta reprodukcja uskoków z g³êbszego pod³o a ku p³ytszym horyzontom (por. np. Konstantynowicz i in. 1963; Tomaszewski 1978; K³apciñski i in. 1984). Zwi¹zane jest to z obecnoœci¹ zró nicowanego petrofizycznie trójwarstwowego uk³adu warstw w obrêbie pokrywy permsko-mezozoicznej, na który sk³adaj¹ siê generalnie dwa kompleksy kruchych ska³ oraz przedzielaj¹ca je warstwa utworów plastycznych w postaci soli cechsztyñskich. Horyzont soli Na1 sprzyja³ wygasaniu uskoków w pod³o u, a zarazem generowaniu odrêbnego uk³adu blokowo-uskokowego w nadk³adzie w trakcie tych samych faz tektonicznych. Seria tych niekompetentnych utworów spe³nia³a rolê amortyzatora w przenoszeniu naprê eñ tektonicznych zwi¹zanych z reaktywowaniem sztywnych ska³ w sp¹gu i stropie, co zachodzi³o kosztem plastycznego deformowania tych podatnych utworów. Odzwierciedleniem tego jest obecnie obserwowane zmiêcie tektoniczne i przemieszczenia soli Na1 z wystêpowaniem spawu tektonicznego na S od ich obecnego wystêpowania w po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej. Reaktywacja sztywnych ska³ otaczaj¹cych w warunkach tektonicznych naprê eñ regionalnych i/lub lokalnych mia³y wp³yw na obecn¹ formê i deformacje wewnêtrzne soli Na1 w przedmiotowej czêœci monokliny przedsudeckiej. Przebieg horyzontów brekcji anhydrytowych dokumentowanych w obrêbie z³o a soli Na1 Kazimierzów, bêd¹cych efektem procesu œcinania w warunkach kompresji poziomej na kierunku NE w okresie ruchów laramijskich, dostosowuje siê do morfologii powierzchni kontaktu soli ze sztywnymi ska³ami pod³o a i nadk³adu (Markiewicz i in. 2002; Markiewicz, Banaszak 2005). S¹siaduj¹ce ze sob¹ sigmoidalne powierzchnie nasuniêæ wraz ze œciêciem sp¹gowym i stropowym wydzielaj¹ pojedynczy blok tektoniczny zwany segmentem dupleksu, który buduj¹ ró nokrystaliczne sole o rozmytej laminacji. Geometria soczewkowych form, które tworz¹ te wytrzyma³e oraz w miarê jednorodne i dobrej jakoœci sole, winna warunkowaæ uk³ad rozcinki wyrobisk górniczych (Markiewicz 2003). Bie ¹cy monitoring ukszta³towania powierzchni sp¹gowej soli (otworami wyprzedzaj¹cymi, dowiertami pionowymi, profilowaniami radarowymi) umo liwi wydzielanie partii soli niezuskokowanych, których wielkoœæ i kierunki wyd³u enia bêd¹ zgodne z uskokami w ni ejleg³ych utworach anhydrytu dolnego. Pozwoli to na optymalne zaprojektowanie uk³adu i iloœci solnych wyrobisk chodnikowych i komorowych, a tak e wielkoœci ich calizn ochronnych. ugowanie kawern i póÿniejsze ich wykorzystanie magazynowe optymalnie powinno byæ wykonywane jedynie w partiach z³o a soli o jednorodnej wewnêtrznej strukturze i poziomym lub prawie poziomym warstwowaniu. Maj¹c to na uwadze, w warunkach pó³nocnej czêœci LGOM œrodkowa partia z³o a soli Na1 nadaje siê do ³ugowania i magazynowania kawernowego. Wi¹ e siê to z wystêpowaniem generalnie w tej czêœci z³o a mi¹ szych i rozleg³ych lateralnie horyzontów soli w miarê o jednorodnej strukturze. Niemniej wystêpuj¹ce nieregularnie strefy g³ównych przemieszczeñ œciêciowych wraz z brek-

13 cjami anhydrytowymi i partiami soli porowatych i kawernistych wype³nionych gazem azotowym, które przebiegaj¹ skoœnie przez pok³ad, a tak e w stropie z³o a, oraz m.in. wielkoskalowe œródsolne fa³dy stoj¹ce ze zginania w strefach inwersji tektonicznej w powa nym stopniu mog¹ ograniczyæ szansê powodzenia tego wariantu zagospodarowania soli. Dodatkowo, nie sprzyja temu nieregularna forma z³o a soli, która warunkowana jest intensywnym zuskokowaniem sztywnych ska³ pod³o a oraz nadk³adu. Wi¹ e siê z tym du e zagro enie bezpieczeñstwa inwestycji z uwagi na mo liwoœæ zaistnienia selektywnego ³ugowania z niemo noœci¹ uzyskania planowanych parametrów zarówno zbiorników, jak i filarów pomiêdzy nimi oraz pó³ek ochronnych. Pochodn¹ tego mo e byæ niestabilnoœæ kawern, a tak e mo liwe rozszczelnienie nadk³adu z zawa³ami, a nawet t¹pniêciami. Sztucznie wytworzony niedobór solnej masy, w warunkach lokalnej transtensji, z jak¹ mamy do czynienia w analizowanym rejonie, mo e prowadziæ do reaktywacji zuskokowania nadk³adu (Markiewicz 2003). Maj¹c to na uwadze powinno siê wykonaæ dodatkowe, bardziej szczegó³owe rozpoznanie geologiczne, które musi opieraæ siê na wykonaniu zagêszczaj¹cych, powierzchniowych otworów wiertniczych oraz profilowañ sejsmicznych 3D (Lipieñ i in. 2005). Dopiero tak kompleksowe rozpoznanie strukturalne górotworu pozwoli na zobrazowanie formy i wykszta³cenia z³o a soli oraz warunkuj¹cy je uk³ad zuskokowania ska³ otaczaj¹cych. Powinno to stanowiæ podstawê optymalnego i bezpiecznego wyboru i realizacji przedsiêwziêæ gospodarczych, takich jak m. in. wdro enie otworowego ³ugowania soli i kawernowego magazynowania wêglowodorów w rejonie Œrodkowego Nadodrza. 45 Pamiêci Matki, Sabiny Markiewicz LITERATURA A l e k s a n d r o w s k i P., 1995 Rola wie³koskalowych przemieszczeñ przesuwczych w ukszta³towaniu waryscyjskiej struktury Sudetów. Przegl. Geol. vol. 43, nr 9, Warszawa, s B a l l y A. W., Thoughts on the tectonics of folded belts. In: Thrust and Nappe Tectonics (edited by Mc Clay, K. R. & Price, N. J.). Spec. Publs geol. Soc. Lond. 9, p C w o j d z i ñ s k i S., M ³ y n a r s k i St., D z i e w i ñ s k a L., J ó Ÿ w i a k W., Z i e n t a r a P., B a z i u k T., 1995 GB-2A pierwszy sejsmiczny profil g³êbokich badañ refleksyjnych (GBS) na Dolnym Œl¹sku. Przegl. Geol. vol. 43, nr 9, Warszawa, s Czerwonka J.A.,Krzyszkowski D., abno A.,1991 Korelacja litostratygraficzna osadów czwartorzêdowych z otworów wiertniczych na arkuszu Wo³ów Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1 : AGH, Geologia t. 17. z. 4, Kraków, s Dadlez R.,Marek S.,Pokorski J.,1998 Atlas paleogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Polsce, 1 : Prace PIG, Warszawa. D ¹ b r o w s k i A., 1980 System rowów trzeciorzêdowych w obrazie grawimetrycznym. Przegl. Geol. nr 3, Warszawa, s D e c z k o w s k i Z., G a j e w s k a J., 1980 Mezozoiczne i trzeciorzêdowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Przegl. Geol. vol. 23, nr 3, Warszawa, s D u n i c z M., D o n J., 1977 Analiza strukturalna monokliny przedsudeckiej w rejonie Polkowic. Acta Univ. Wratisl. 378, Prace Geol.-Miner. VI, s

14 46 D y j o r S., 1978 Wykszta³cenie i stratygrafia utworów trzeciorzêdowych na obszarze LGOM. [W:] Przewodnik L Zjazdu Pol. Tow. Geol., Zielona Góra wrzeœnia 1978, Wyd. Geol., Warszawa, s G r a n i c z n y M., D o k t ó r S., K u c h a r s k i R., 1991 Budowa geologiczna strefy waryscydów w pod³o u monokliny przedsudeckiej dla okreœlenia perspektyw ropo-gazonoœnoœci. Mapy korelacyjne teledetekcyjno- -geofizyczne. (Arch. Zak³. Metod. i Koordy. Prac Kartogr.), PIG, Warszawa, 38 ss. G r o c h o l s k i W., 1991 Budowa geologiczna przedkenozoicznego pod³o a Wielkopolski. [W:] Przewodnik 62 Zjazdu Pol. Tow. Geol., 5 7 wrzeœnia, Poznañ, s G u t e r c h A., M a t e r z o k R., P a j c h e l J., P e r c h u æ E., 1975 Sejsmiczna struktura skorupy ziemskiej wzd³u VII profilu miêdzynarodowego w œwietle badañ g³êbokich sondowañ sejsmicznych. Przegl. Geol. 23, Warszawa, s J a r o s i ñ s k i M., 2001 Wspó³czesna kompesyjna reaktywacja Karpat i jej zapis w rozk³adzie wspó³czesnych naprê eñ (wed³ug breakouts) i przemieszczeñ œródp³ytowych (wed³ug GPS) na terenie Polski. [W:] Materia³y IV Ogólnopolskiej Konferencji Neotektonika Polski: Neotektonika, morfotektonika, sejsmotektonika stan badañ i perspektywy rozwoju. Zuchiewicz W. (red.), Komisja Neotektoniki Kom. Bad. Czwart. PAN, Kraków, s. 54. Jungwirth J.,Puff P.,1963 ZurrsaxonischenTektonikamSûdranddesThûringerBeckens.GeologieJg. 12, H. 1, Berlin. Kasprzak T.,Soko³owski J.,1964 Zarysbudowy geologicznej obszaru przedsudeckiego. Geofiz. i Geol. Naft. nr 1 2, Kraków. K i j e w s k i P., 1986 Budowa i w³aœciwoœci soli kamiennej najstarszej w cechsztynie monokliny przedsudeckiej. Praca doktorska Inst. Górn. Pol. Wroc³., 104 ss. K i j e w s k i P., S a l s k i W., 1978 Cechsztyñska sól kamienna cyklotemu Z1 w po³udniowo-zachodniej czêœci monokliny przedsudeckiej. Geol. Sudetica, t. 13, nr 1, Wroc³aw, s K³apciñski J., Konstantynowicz E., Salski W., Kienig E., Preidl M., Dubiñski K., Drozd o w s k i S., 1984 Atlas obszaru miedzionoœnego (Monoklina przedsudecka). Wyd. Œl¹sk, Katowice, s Konstantynowicz E., Tomaszewski J., Zimny W., 1963 Z³o e rud miedzi strefy przedsudeckiej. Wyd. Œl¹sk, Katowice, 125 ss. K w o l e k K., 2000 Wiek ruchów tektonicznych w strefie dylokacyjnej Poznañ-Kalisz, monoklina przedsudecka. Przegl. Geol. vol. 48, nr 9, Warszawa, p K w o l e k K., 2003 Analiza strefy dyslokacyjnej Poznañ Kalisz i jej zwi¹zek z akumulacj¹ gazu ziemnego w utworach czerwonego sp¹gowca. Praca doktorska, Biblioteka g³ówna AGH, Kraków, 158 ss. L i p i e ñ G., M a r k i e w i c z A., W i r t h H., 2005 Forma zagospodarowania z³o a najstarszej soli kamiennej (Na1) w N czêœci LGOM (obszary rezerwowe). [W:] Mat. VII Konf.: Zagospodarowanie kopalin towarzysz¹cych w górnictwie., maja 2005 r. Radzyñ., Czasopismo naukowo-techniczne Górnictwo Odkrywkowe vol. XLVII, nr 2, Wroc³aw, s M a r k i e w i c z A., 1995 Halotektonika soli cechsztyñskich w strefie dyslokacyjnej Œrodkowej Odry, a zaburzenia glacitektoniczne we Wzgórzach Dalkowskich. [W:] Mat. VIII Symp. Glacitekt., Wyd. Uczel. WSIn., Zielona Góra, s M a r k i e w i c z A., 1998 Zagro enia gazowe. [W:] Dokumentacja geologiczna z³o a rud miedziowo-srebrowych G³ogów G³êboki w kat. C1 KGHM Polska MiedŸ S.A., Przenios³o St. (red.), PIG, Warszawa. M a r k i e w i c z A., 1999 Neotektoniczne za³o enia kopalnych rynien czwartorzêdowych Œrodkowego Nadodrza (SW Poland). Przegl. Geol. vol. 47, nr 9, Warszawa, s M a r k i e w i c z A., 2002 Ewolucja pogl¹dów na temat tektoniki po³udniowej czêœci monokliny przedsudeckiej (rejon LGOM). Seminarium Geologiczne 45 rocznica odkrycia z³ó rud miedzi na monoklinie przedsudeckiej (mat. niepubl.)., Lubin, 22 marzec 2002 r. M a r k i e w i c z A., 2003 Tektonika cechsztyñskiej soli kamiennej w LGOM i jej znaczenie dla dzia³alnoœci gospodarczej. Prace doktorskie AGH, Kraków, 144 ss. M a r k i e w i c z A., 2004 Morphotectonics of the Odra valley between Chobienia and Nowa Sól (Middle Odra Region). [W:] Mat. Konf.: Geologiczne i œrodowiskowe problemy gospodarowania i ochrony doliny górnej i œrodkowej Odry. Wroc³aw, Wroc³aw: Pañstwowy Instytut Geologiczny, s

15 M a r k i e w i c z A., 2006a Reactivation of thin-skinned of the south-western Polish depression and its influence on formation of the Silesian ridge. Materia³y projektu UE MELA Cedynia, august 2006, PIG, s M a r k i e w i c z A., 2006b Rola reaktywacji naskórkowej struktury ni u SW Polski w powstaniu Wa³u Œl¹skiego. [W:] Mat. XIII Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski pt.: Plejstocen po³udniowej Warmii na tle struktur pod³o a, Maróz, 2 8 wrzeœnia 2006, PIG, Warszawa, s M a r k i e w i c z A., A l e k s a n d r o w s k i P., C z a r n e c k a K., D o k t ó r S., G r a n i c z n y M., 1995 Tektonika a rozk³ad naprê eñ pierwotnych i wtórnych w obszarze ZG Rudna. Prace CBPM Cuprum (archiwum), Wroc³aw, 90 ss. M a r k i e w i c z A., B a n a s z a k A., 2005 Dotychczasowe rozpoznanie budowy geologicznej z³o a najstarszej soli kamiennej Kazimierzów (obszar górniczy Sieroszowice). [W:] Mat. VII Konf.: Zagospodarowanie kopalin towarzysz¹cych w górnictwie., maja 2005 r. Radzyñ., Czasopismo naukowo-techniczne Górnictwo Odkrywkowe vol. XLVII, nr 2, Wroc³aw, s Markiewicz A.,Czapowski G.,Tomassi-Morawiec H.,Kozula R.,Piórewicz R.,Kude³koJ., K o r z e k w a W., 2002 Okreœlenie zakresu zmian w projekcie geologicznych prac rozpoznawczych w z³o u soli kamiennej Kazimierzów w celu realizacji koncepcji jego zagospodarowania. Prace CBPM Cuprum (archiwum), Wroc³aw, 133 ss. M a r k i e w i c z A., D m y s z e w i c z K., 2006 Participation of salt Na1 during forming copper mineralization on the Foresudetic Monocline (SW Poland). [W:] Mat. Sympozjum Polska Mineralogia w 100-n¹ rocznicê urodzin profesora Andrzeja Bolewskiego. 19 wrzeœnia 2006 r. AGH Kraków., Kwartalnik Gospodarka Surowcami Mineralnymi Tom 22 Zeszyt specjalny 3, Wyd. SIGMiE PAN, Kraków, s M a r k i e w i c z A., K a l i s z M., F a r b i s z J., M i c h a l a k J., 2004 Badania strukturalne pokrywy permsko-mezozoicznej w trakcie zg³êbiania szybu R-XI, w celu wskazania zagro eñ wodnych i geotechnicznych. Etap II: Budowa geologiczna kompleksu kenozoicznego i mezozoicznego. Prace CBPM CUPRUM sp. z o.o. CBR, Wroc³aw, 35 ss. Markiewicz A., Kalisz M., Farbisz J., Zaczek S., Dmyszewicz K., 2006 Badania strukturalne pokrywy permsko-mezozoicznej w trakcie zg³êbiania szybu R-XI, w celu wskazania zagro eñ wodnych i geotechnicznych. Etap III: Model budowy geologicznej rejonu Grodowca. Prace KGHM CUPRUM sp. z o.o. CBR, Wroc³aw, 52 ss. M a r k i e w i c z A., K r a i ñ s k i A., 2002 Neotektoniczna reaktywacja struktur halotektonicznych a zaburzenia glacitektoniczne w strefach marginalnych zlodowaceñ plejstoceñskich na przyk³adzie wzgórz Dalkowskich (SW Polska). [W:] Mat. IX Sympozjum Glacitektoniki, Zeszyty Naukowe Uniw. Zielonogórskiego nr 129, Wydzia³ In ynierii L¹dowej i Œrodowiska (Budownictwo nr 37), Zielona Góra, s M a r k i e w i c z A., M a n t k e M., 1990 Sprawozdanie z badañ geologicznych w trakcie zg³êbiania szybu SG 1. Prace ZBiPM Cuprum (archiwum), Wroc³aw, 11 ss. Markiewicz A., Kalisz M., Krzywiec P., Wróbel G., Farbisz J., Zaczek S., Dmyszewicz K., 2005 Okreœlenie budowy tektonicznej pokrywy permsko-mezozoicznej i piêtra kenozoicznego w rejonie projektowanego szybu SW-4 w celu wskazania zagro eñ wodnych i geotechnicznych. Prace KGHM CUPRUM sp. z o.o. CBR, Wroc³aw, 84 ss. M a r k i e w i c z A., P i o t r o w s k i A., 1999 Wp³yw tektoniki soli cechsztyñskich na wspó³czesn¹ morfologiê Œrodkowego i Dolnego Nadodrza. Przegl. Geol. 47, Warszawa, s M a r k i e w i c z A., W i n n i c k i J On geological structure of the Ostrzeszów Hills. Geol. Quart., 41, Warszawa, p M a r k i e w i c z A., W i n n i c k i J., 2005 Plejstoceñska reaktywacja cienkopokrywowej struktury monokliny przedsudeckiej a strefy du ych zaburzeñ glacitektonicznych w rejonie Zielonej Góry, Ko uchowa i G³ogowa (SW Polska). In: W. Zuchiewicz, B. Przybylski, and J. Badura (Eds.), Mat. VI Ogólnopolskiej Konferencji Neotektonika Polski Aktywne uskoki Europy Œrodkowej, Srebrna Góra, IX 2005., Komisja Neotektoniki Komitetu Badañ Czwartorzêdu PAN, Oddzia³ Dolnoœl¹ski PIG, ING Uni. Jagielloñskiego, Galicia Tectonic Group, Wroc³aw, s O b e r c J., 1987 Rola bloków litosfery i ruchy przesuwcze w przedmolasowym rozwoju waryscydów na brzegach Masywu Czeskiego. Przegl. Geol. 6, Warszawa. 47

16 48 P a p r o c k i A., 1994 Mapa gradientu poziomego T/ s. [W:] Polska Zachodnia ze szczególnym uwzglêdnieniem pó³nocnego sk³onu wyniesienia Wolsztyñskiego (skala 1 : ). Prace Przed. Badañ Geof., Zespó³ Interpretacji Magnetycznej. Arch. PGNiG GEONAFTA, Zielona Góra. P o d e m s k i M., 1973 Sedymentacja cechsztyñska zachodniej czêœci monokliny przedsudeckiej na przyk³adzie okolic Nowej Soli. Prace Inst. Geol., t. 71, Warszawa, 101 ss. P r e i d l M., 1990 Dokumentacja geologiczna soli kamiennej wystêpuj¹cej ponad z³o em rud miedzi kopalni Sieroszowice (Zasoby w kat. C1 i szacunkowe). PG, Kraków, 55 ss. S a l s k i W., 1975 Tektonika okolic Lubina. Inst. Geol., Biuletyn 287, Warszawa. S ³ u p c z y ñ s k i K., 1979 Conditions of natural gas occurrence in the formations of Lower Permian of the Fore-Sudeten Monocline (in Polish with English summary). Pr. Geol. Komis. Nauk Geol. PAN 118, Kraków. Soko³owski J.,1967 Charakterystyka geologiczna i strukturalna obszaru przedsudeckiego. Geol. Sudetica t. 3, Warszawa, s Soko³owski J., 1974 Obszar przedsudecki. Potomne odzwierciedlenie tektoniki pod³o a w piêtrze kenozoicznym. [W:] W. Po arski (red.), Budowa geologiczna Polski t. 4, Tektonika, cz. 1, Ni Polski. Wyd. Geol., Warszawa. S z y b i s t A., 1976 Z³o e soli kamiennej w Legnicko-G³ogowskim Okrêgu Miedziowym. Przegl. Geol. vol. 24, nr 10, Warszawa, s T a r n o w s k i H., 1977 Zmiana mi¹ szoœci utworów permu i triasu w obrazie rejestracji geofizycznych w wybranych strefach basenu permskiego i ich wp³yw na akumulacjê wêglowodorów (czêœæ I). Przegl. Geol. vol. 25, nr 1, Warszawa, s T o k a r s k i A., 1963 O rozmieszczeniu typów tektoniki polskiego cechsztynu salinarnego. Prace IG 30, Warszawa, s T o m a s z e w s k i J.B., 1978 Budowa geologiczna okolic Lubina i Sieroszowic (Dolny Œl¹sk). Geol. Sudetica, XIII/2, s T r u s h e i m F., 1960 Mechanism of salt migration in northern Germany. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull. 44, p I540. U r b a ñ s k i R., o ³ n i e r c z u k T., 1977 Uwagi o tektonice utworów mezozoiku na obszarze przedsudeckim. [W:] Kierunki i metody poszukiwañ bituminów w utworach permu na Ni u Polskiego. Wyd. PTPNoZ., Zielona Góra. e l a Ÿ n i e w i c z A., M a r k i e w i c z A., 1991 Struktury ekstensyjne w cechsztyñskich ewaporatach monokliny przedsudeckiej a strefa tektoniczna Odry. Przegl. Geol. vol. 39, nr 10, Warszawa, s ANDRZEJ MARKIEWICZ THIN-SKINNED STRUCTURE OF THE SOUTH PART OF FORESUDETIC MONOCLINE VS. MANAGEMENT OF NA1 SALT Key words Foresudetic Monocline, thin-skinned structure, management of the Oldest Rock Salt Abstract The Oldest Rock Salt unit (Na1) in the southern part of ForeSudetic Monocline occurring within stiff sulfate-carbonate rocks, as a result of regional and local tectonic stress, was plastically relocated and deformed many times. The favorable factor was the reactivation of the Odra strike-slip fault and parallel tectonic direction, an extension of the Zechstein basin as well as a position of the area on the mobile slope of Czech Massif (Markiewicz 2003). Na1 salt became an absorber in transferring the tectonic movements from pre-zechstein base to the upper cover of Permian-Mesozoic and Cenozoic formations. It was conductive for expiring the faults at the

17 contact with underlying anhydrites as well as for implant, in the salt, different tectonic system of Upper Permian and Mesozoic during the same tectonic phases. Tectonic stresses originated between the stiff bottom and top of the salt bed were compensated by the plastic deformation of salt layers. Witness of those halokinetic movements is, among others, level of silt-anhydrite breccias (BrA1) very common in southern part of the monocline. This tectonic weld occurring in salt-free zone was formed mainly during Laramian movements, when these formations were separated from the salt and moved generally towards NE and reconstruction of Cimmerian structural system with simultaneous reverse-slip faulting (Markiewicz 2002, 2003). Young reactivation (since Miocene) of this complex structural group of the Foresudetic Monocline and of the ary Perycline caused among others, local differentiation of the subsidence rate and thus the conditions of sedimentation and erosion of Mesozoic and Cenozoic rocks (Markiewicz 2003). Pleistocene reactivation of the thin-skinned structure caused the sub-glacial drainage as well as creation of deep glacial deformations within the Silesia Belt (Markiewicz 1995, 1999, 2006; Markiewicz & Winnicki 1997, 2005). Creation and reactivation of fault-block and folds structures of stiff rock surrounding the salts caused the structural reconstruction and differentiation of the Zechstein rock salts quality. Taking these into consideration it is necessary to realize the additional, more detailed geological investigations, which should be based on borehole drilled from a surfaces and 3D seismic logging (Lipieñ et. al. 2005). Only such studies of the rock-mass structure will enable to map the form and structure of the salt deposit as well as a fault system of the surrounding rocks, which have impacted on salt structure. It should be principle for optimal and safe selection and than implementation of the business enterprises such as a well salt leaching of caverns for hydrocarbons reservoirs in the Middle Odra River region. 49