Geneza i g³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej

Transkrypt

1 Geneza i g³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej Marek Widera* Przegl¹d Geologiczny, vol. 48, nr 10, 2000 Rów Lubstowa jest po³o ony w NE czêœci wiêkszej jednostki tektoniczno-strukturalnej, tzw. elewacji koniñskiej. Deniwelacje paleopowierzchni mezozoicznej w okolicach Lubstowa mieszcz¹ siê w przedziale wysokoœci od m n.p.m. do poni ej 180 m p.p.m. Jest to najg³êbszy rów tektoniczny w Wielkopolsce, wype³niony osadami od górnego eocenu do najni szego pliocenu(?). Geneza rowu Lubstowa jest wi¹zana g³ównie z halotektonik¹. Potwierdza tê opiniê lokalizacja badanego obszaru nad SE sk³onem struktury Gop³a, nale ¹cej do strefy Gop³o Ponêtów Pabianice z wysoko wyniesionymi solami cechsztyñskimi. Metodami kartograficznymi i geofizycznymi w rzeÿbie powierzchni podkenozoicznej rowu stwierdzono zrêby i drugorzêdne rowy tektoniczne. W odkrywce wêgla brunatnego Lubstów udokumentowano tak e liczne uskoki wœród osadów trzeciorzêdowych. Subsydencja kompensowana by³a w trzeciorzêdzie przez akumulacjê mineraln¹ i organiczn¹ z maksymaln¹ mi¹ szoœci¹ ci¹g³ego pok³adu wêglowego wynosz¹c¹ 86,2 m, a maksymaln¹ mi¹ szoœci¹ sumaryczn¹ wêgla w otworze siêgaj¹c¹ 91,6 m. G³ówne zdarzenia w alpejskiej epoce tektonicznej w rejonie rowu Lubstowa s¹ jednowiekowe z fazami diastroficznymi na innych obszarach Polski i Europy. W fazie laramijskiej (mezozoik/kenozoik) badany obszar podlega³ ruchom wznosz¹cym. W fazie pirenejskiej (górny eocen/oligocen)zosta³y zainicjowane zrêby rowu. W fazie sawskiej (oligocen/miocen) rów i tereny otaczaj¹ce ulega³y obni aniu. W fazie styryjskiej (œrodkowy miocen) rozwój rowu by³ najintesywniejszy, co znalaz³o zapis w niespotykanej w Wielkopolsce mi¹ szoœci wêgli. W póÿniejszym czasie obszar rowu Lubstowa podlega³ ruchom tektonicznym o zmiennym zwrocie, rejestrowanym w skali regionalnej. S³owa kluczowe: litostratygrafia, tektonika, trzeciorzêd, rów Lubstowa, elewacja koniñska Marek Widera Lubstów graben genesis and the main development stages in the Alpine cycle, Central Poland. Prz. Geol., 48: S u m m a r y: The Lubstów graben occupies the NE part of greater geological structure, so called the Konin Elevation. There is a Mesozoic palaeorelief which lies at the height of m asl. to more than 180 m bsl. in the Lubstów area. This is the deepest tectonic graben in the Wielkopolska Lowland with Tertiary deposits which were accumulated from the Upper Eocene to the lowermost Lower Pliocene(?). The genesis of the Lubstów graben is usually connected with halotectonics. This interpretation is supported by the location of studied area above the SE slope of the Gop³o structure, which belongs to the Gop³o Ponêtów Pabianice zone with a high position of the Zechstein salts. The Mezozoic palaeorelief is marked by tectonic grabens and horsts. A lot of faults, dislocations and other tectonic structures were documented in the Lubstów lignite mines among Tertiary deposits. The subsidence of the Mesozoic substratum in the graben was compensated by the accumulation of mineral and organic matter with the thickness of continuous lignite seam equil to 86.2 m and with the thickness in the borehole reaching 91.6 m. The main tectonic events in the studied area are comparable to the major diastrophic phases in Poland and Europe during the Alpine cycle. The Lubstów region was elevated in the Laramie phase (Mesozoic/Cainozoic). The Lubstów graben came to existence in the Pyrenean phase (Upper Eocene/Oligocene). In the Savian phase (Oligocene/Miocene), the graben and surrounded area were decreased. The development of the block-faulting graben was the most intensive in the Styrian phase (Middle Miocene). The thickest lignite seam in the Wielkopolska Lowland was formed at the same time. Later the Lubstów graben and its neighbouhood were increased and decreased in the regional scale. Key words: lithostratigraphy, tectonics, Tertiary, Lubstów graben, Konin Elevation Rów Lubstowa jest po³o ony ok. 20 km na NE od Konina (ryc. 1). Jest to najczytelniejsza w paleomorfologii mezozoicznego pod³o a struktura tektoniczna na obszarze jednostki tektoniczno-strukturalnej wy szego rzêdu, tzw. elewacji koniñskiej. W 1952 r. Krygowski sformu³owa³ pojêcie elewacji koniñskiej, opisuj¹c wysokie zaleganie ska³ mezozoiku w okolicach Konina, w stosunku do obszarów otaczaj¹cych. Wysoka pozycja elewacji koniñskiej jest ³¹czona ze strukturami solnymi: poduszkami i diapirami, których strop znajduje siê na g³êbokoœci 5 7 km (Dadlez & Marek, 1974; Marek, 1977; Widera, 1998). Równie geneza najwiêkszych depresji w stropie mezozoiku jest wi¹zana g³ównie z halotektonik¹ (Widera, 1997a, b, 1998). Szczególnie wyraziœcie zaznacza siê zwi¹zek miêdzy powstaniem rowu Lubstowa a struktur¹ Gop³a, bêd¹c¹ czêœci¹ tzw. strefy Gop³o Ponêtów Pabianice (Dadlez & Marek, 1974; Dadlez, 1997; Marek, 1977). Rów Lubstowa jest zlokalizowany na SE sk³onie struktury Gop³a, ograniczonej strefami dyslokacji rejestrowanymi metodami geofizycznymi i geologicznymi w osadach mezozoicznych (ryc. 1). Aktywnoœæ strefy Gop³o Ponêtów Pabianice w *Instytut Geologii Uniwersytetu im. A. Mickiewicza, ul. Maków Polnych 16, Poznañ kenozoiku jest kontynuacj¹ mezozoicznej halotek 935toniki, aczkolwiek wielokrotnie s³abiej wyra onej. Niemniej jednak po³o enie i rozmiary rowu Lubstowa dowodz¹, e w trzeciorzêdzie najbardziej aktywny tektonicznie by³ SE sk³on struktury Gop³a. Rów Lubstowa jest dobrym przyk³adem alpejskiej tektoniki w œrodkowej Polsce. Istnieje du a zgodnoœæ opinii zawartych w piœmiennictwie na temat genezy opisywanej struktury (Biernat, 1962; Olendski, 1962; Ciuk & Grabowska, 1991; Matl & Wagner, 1987; Widera, 1997a, b, 1998 i in.). Dziêki pracom wiertniczym zmierzaj¹cym do rozpoznania z³o a wêgla brunatnego wype³niaj¹cego rów Lubstowa po czêœci mo liwe by³o poznanie morfologii dna rowu. Analizom i weryfikacji poddano 362 otwory, z których 182 osi¹gnê³y strop mezozoiku. Oprócz profili wiertniczych najg³êbsza (SE) czêœæ rowu ma dokumentacjê geofizyczn¹ (Midura & Staszak, 1989). Ponadto w latach przeprowadzono badania mezostrukturalne, które potwierdzi³y istnienie dyslokacji w osadach trzeciorzêdowych rowu Lubstowa (Widera, 1997b, 1998). Analiza osadów trzeciorzêdowych dostarczy³a zarówno poœrednich, jak i bezpoœrednich danych o deformacjach tektonicznych. Szczegó³owe rozpoznanie litologii pozwoli³o na okreœlenie charakteru i œrodowiska sedymentacji, które uwarunkowane by³o mobilnoœci¹ pod³o a. Natomiast okreœlenie wieku osadów 935

2 20 WARSZAWA A <-180 plejstocen Pleistocene holocen Holocene plejstocen Pleistocene +miocen górny i najni szy pliocen? +Upper Miocene and lowermost Pliocene? +20 B Lubstów miocen œrodkowy Middle Miocene miocen œrodkowy Middle Miocene Konin miocen dolny Lower Miocene 0 10km Warta izohipsy stropu mezozoiku isolines of the Mesozoic top +80 oligocen dolny Lower Oligocene miocen dolny Lower Miocene oligocen górny Upper Oligocene A B granice elewacji koniñskiej Konin Elevation boundaries zarys rowu Lubstowa outline of the Lubstów graben SE fragment struktury Gop³a z g³ównymi uskokami prawoskrêtnymi SE fragment of the Gop³o structure with main clockwise faults linia przekroju geologicznego (ryc. 3) cross-section line (fig. 3) Ryc. 1. Lokalizacja rowu Lubstowa na tle szkicu hipsometrycznego stropu mezozoiku SE fragmentu struktury Gop³a Fig.1. Location of the Lubstów graben in the background of the Mesozoic top hipsometry of SE fragment of the Gop³o structure wype³niaj¹cych rów tektoniczny da³o podstawy do korelacji procesów diastroficznych zachodzacych na terenie badañ z innymi obszarami Polski i Europy. Profil litostratygraficzny W rowie Lubstowa zachowa³ siê najpe³niejszy na obszarze wschodniej Wielkopolski profil osadów trzeciorzêdowych (ryc. 2), które posiadaj¹ bogat¹ dokumentacjê palinologiczn¹ i paleontologiczn¹. Ponadto poziomy tufowe z badanego terenu zosta³y skorelowane z poziomami tufowymi rowu Be³chatowa i Zapadliska Przedkarpackiego, gdzie ich wiek okreœlono metod¹ trakow¹ (Matl & Wagner, 1987). Trzeciorzêd niezgodnie le y na marglach dolnomastrychckich kredy górnej. Profil trzeciorzêdu obejmuje osady od górnego eocenu po górny miocen, a byæ mo e nawet najni szy pliocen? (Biernat, 1962; Ciuk & Grabowska, 1991; Widera, 1998). Pododdzia³ górnoeoceñski rowu Lubstowa reprezentuj¹ piaski i kruche piaskowce glaukonitowe z mikrofaun¹ otwornicow¹ (ryc. 2). Wed³ug Œmigielskiej ([W:] Matl i in., 1979) inwentarz otwornicowy jest typowy dla form póÿnoeoceñskich. Piaski i wiry glaukonitowe zawieraj¹ce plankton morski, a tak e ³upki i mu³owce wêgliste z wk³adkami wêgli brunatnych w stropie reprezentuj¹ oligocen (Ciuk & Grabowska, 1991). Omówione osady wieku eoceñskiego i oligoceñskiego nie rozprzestrzeniaj¹ siê poza strefê rowu Lubstowa. Ponad paleogenem wystêpuj¹ piaski, podœcielaj¹ce dolny pok³ad wêgla brunatnego II pok³ad ³u ycki w eocen górny Upper Eocene mastrycht dolny Lower Maastrichtian margle marls gliny tills uskok fault piaskowce sandstone i³y clays glaukonit glauconite oligocen dolny Lower Oligocene eocen górny Upper Eocene piaski sands mu³ki silts plankton morski marine plankton piaski i wiry sands and gravels wêgle brunatne lignites mikrofauna microfauna Ryc. 2. Profil litostratygraficzny rowu Lubstowa Fig. 2. Lithostratigraphic profile of the Lubstów graben Lubstowie. Wspomniane piaski nie zawieraj¹ fauny i fitoplanktonu, a zosta³y zaliczone do miocenu dolnego warstwy rawickie (Ciuk & Grabowska, 1991). Zgodnie z aktualnym schematem litostratygraficznym neogenu Ni u Polskiego, omawiane osady nale y korelowaæ z dolnomioceñsk¹ formacj¹ rawick¹ (Piwocki & Tworzyd³o-Ziembiñska, 1995; Piwocki, 1998). S¹ to czêsto piaski wêgliste lub zawêglone o dominuj¹cym zabarwieniu szarym i brunatnoszarym. Œrodkowy miocen rozpoczynaj¹ wêgle brunatne II pok³adu ³u yckiego. Pok³ad ten osi¹ga mi¹ szoœæ œredni¹ m, maksymaln¹ ci¹g³ego pok³adu 86,2 m i maksymaln¹ sumaryczn¹ w otworze 91,6 m (ryc. 2 i 3). Na podkreœlenie zas³uguje fakt, e II pok³ad ³u ycki wystêpuje jedynie w Lubstowie na obszarze koniñsko-turkowskich z³ó wêgla brunatnego. Ze wzglêdu na niespotykan¹ w Wielkopolsce gruboœæ ci¹g³ego pok³adu wêgla oraz znaczenie dla litostratygrafii trzeciorzêdu tego regionu, dolny pok³ad wêglowy mo na nazwaæ pok³adem lubstowskim (Widera, 1998). Wy ej w profilu wystêpuj¹ osady piaszczysto-ilaste reprezentuj¹ce formacjê adamowsk¹. Osady te osi¹gaj¹ mi¹ szoœæ 3 10 m, a maksymalnie 26 m i wyklinowuj¹ siê ku obszarom ramowym rowu. Górny pok³ad wêgla I pok³ad œrodkowopolski cechuje siê niewielkim rozprzestrzenieniem i mi¹ szoœci¹ 3 8 m (ryc. 2 i 3). Wêgle tego pok³adu, wystêpuj¹ce we wszystkich z³o ach okolic Konina i Turku, by³y poddane wnikliwym analizom palinologicznym (Kremp, 1949; Mamczar, 1960; Doktorowicz-Hrebnicka, 1960; Doktorowicz-Hrebnicka & Mamczar, 1960; Domaga³a, 1982; Grabowska, 1985; Ciuk & Grabowska, 1991). Na podstawie wy ej przedstawionych faktów I pok³ad œrodkowopolski wystê- 936

3 m n.p.m. m a.s.l. 144/86 156/78 0/62 26/44 144/90 148/82 156/70 4/58 8/50 18/44 30/40 34/40 m n.p.m. 40/34 m a.s.l. 36/38 44/ A puj¹cy wy³¹cznie (oprócz z³o a Lubstów) w z³o ach KWB Konin S.A i KWB Adamów S.A. nazwano pok³adem koniñskim (Widera, 1998). W Lubstowie i³y formacji poznañskiej zachowa³y siê szcz¹tkowo. Niemniej jednak stwierdzono wszystkie trzy ogniwa: i³y szare, i³y zielone i i³y p³omieniste, czêsto z przewarstwieniami mu³ków i piasków drobnoziarnistych. Czas sedymentacji formacji poznañskiej w œrodkowej Polsce mo na z du ym przybli eniem przyj¹æ za Piwockim i Tworzyd³o-Ziembiñsk¹ (1995) na wy szy œrodkowy miocen ni szy wczesny pliocen. Tektonika LS(II) AF MPS(I) 0 600m Q RF E+Ol Ryc. 3. Uproszczony przekrój geologiczny przez rów Lubstowa (lokalizacja na ryc.1). Q czwartorzêd; Trzeciorzêd: PF formacja poznañska, MPS(I) I pok³ad œrodkowopolski, AF formacja adamowska, LS(II) II pok³ad ³u ycki, RF formacja rawicka, E+Ol eocen i oligocen; Cr kreda Fig. 3. Simplified geological section through Lubstów graben (location in Fig.1). Q Quaternary; Tertiary: PF Poznañ Formation, MPS(I) I Middle Polish Seam, AF Adamów Formation, LS(II) II Lusatian Seam, RF Rawicz Formation, E+Ol Eocene and Oligocene; Cr Cretaceous Cr PF B Poprzeczny przekrój geologiczny przez rów Lubstowa wype³niony osadami trzeciorzêdowymi z 2 pok³adami wêgla brunatnego przedstawiono na ryc. 3. Liniê przekroju poprowadzono tak, by ujête zosta³y charakterystyczne, a jednoczeœnie reprezentatywne dla ca³ej struktury, elementy budowy geologicznej. Przekrój oddaje stosunki mi¹ szoœciowe i hipsometryczne miêdzy osadami ró nego wieku. Charakterystyczny jest wyrównany, o niewielkich deniwelacjach relief stropu mezozoiku na obszarach ramowych rowu miêdzy otworami: 144/90, 144/86, 148/82 i 40/34, 44/26 (ryc. 3). Strop mezozoiku na obszarze ramowym zalega œrednio na wysokoœci m n.p.m. (por. ryc. 1). Natomiast strefa rowu wyró nia siê du ymi deniwelacjami o wysokoœciach wzglêdnych przekraczaj¹cych kilkadziesi¹t, a nawet ponad 100 m miêdzy otworami, np.: ponad 140 m miêdzy 148/82 i 156/70 oraz ponad 120 m miêdzy 26/44 i 30/40. Otwór 26/44 do g³êbokoœci 179,99 m p.p.m. nie osi¹ga stropu kredy, a zatem deniwelacje miêdzy obszarem ramowym (40 50 m n.p.m.) i najg³êbsz¹ czêœci¹ rowu przekraczaj¹ m. Rów Lubstowa jest najg³êbszym rowem tektonicznym w Wielkopolsce, gdy nawet w rowie Poznania ró nice wysokoœci miêdzy stref¹ osiow¹ a skrzyd³ami wynosz¹ maksymalnie 203,6 m (Walkiewicz, 1984). Przekrój ukazuje bardzo z³o on¹ budowê rowu Lubstowa. Z jednej strony schodowo zapadaj¹ce siê pod³o e ku najwiêkszej depresji, z drugiej natomiast wystêpuj¹ce progi strukturalne o charakterze zrêbów tektonicznych w osiowych czêœciach rowu otw. 4/58 (ryc. 3). W latach 60. rozpoznanie budowy rowu by³o niewielkie. Dlatego te Biernat (1962) wykreœli³ pok³ad wêgla o mi¹ szoœci ok. 20 m, natomiast powierzchnia mezozoiczna znaczona by³a jako stosunkowo p³ytki rów tektoniczny z symetrycznie zapadaj¹cymi siê ku osiowej czêœci rowu blokami pod³o a. Wykonane w latach 60. i 70. wiercenia potwierdzi³y pogl¹dy o tektonicznej genezie rowu Lubstowa (Ciuk & Grabowska, 1991). Wykreœlony przez Ciuka i Grabowsk¹ (1991) przekrój geologiczny ukazywa³ wiêksze rozmiary rowu, ni uczyni³ to Biernat (1962). Omawiany przekrój nie przedstawi³ jednak skomplikowanego stylu budowy tektonicznej rowu Lubstowa, co zosta³o dopiero stwierdzone i udokumentowane przez autora prezentowanej pracy (Widera, 1996, 1997b, 1998). Wspó³czesna rzeÿba stropu mezozoiku rowu Lubstowa zawdziêcza swoj¹ genezê tektonice. Widoczne s¹ wyraÿne deniwelacje, które na przestrzeni m osi¹gaj¹ wielkoœci do ponad 100 m. Najbardziej potrzaskana tektonicznie jest SE czêœæ rowu w otoczeniu otworu 26/44 (ryc. 3). Rów Lubstowa jest doskona³ym przyk³adem klawiszowo-szachownicowego stylu budowy tektonicznej. Jest to struktura o orientacji NW SE, czyli zgodnej przebiegiem strefy Gop³o Ponêtów Pabianice. Szerokoœæ rowu wynosi ok. 2 km, a d³ugoœæ ok. 4 km. Powierzchnia mezozoiku pociêta jest sieci¹ uskoków o dwóch dominuj¹cych kierunkach NW SE i SW NE. Analogiczny uk³ad g³ównych kierunków tektonicznych, powstaj¹cych w stropowych warstwach antykliny z pionowego wypiêtrzania pod³o a, przedstawi³ Gzowski (1964). W podobny sposób Kossowski (1974) wyjaœnia powstanie rowu Be³chatowa. W wyniku tensji z poprzecznego zginania mezozoiczne pod³o e rowu rozpad³o siê na liczne bloki strukturalne. Poszczególne bloki przemieszcza³y siê wzglêdem siebie w ró nych okresach rozwoju. Skutkiem zró nicowanego tempa subsydencji poszczególnych czêœci rowu by³o powstanie depresji i progów, a w konsekwencji bardzo zró nicowanej mi¹ szoœci osadów trzeciorzêdowych. W ogólnych zarysach morfologia sp¹gu œrodkowomioceñskich pok³adów wêglowych,,dopasowa³a siê do morfologii mezozoicznego pod³o a. Niemniej jednak du o wiêksze deniwelacje stropu mezozoiku, ni sp¹gowych powierzchni osadów fitogenicznych, zamaskowane s¹ przez ni ejleg³e, mi¹ sze osady mineralne paleogenu i dolnego miocenu (ryc. 3). Dyslokacje w mezozoicznym pod³o u rowu Lubstowa zosta³y potwierdzone równie metodami geofizycznymi (Midura & Staszak 1989). Badania geofizyczne, wykonano metod¹ refleksyjn¹, a objê³y one tylko najg³êbsz¹ (SE) czêœæ rowu. Okreœlono po³o enie, orientacjê i d³ugoœæ linii uskokowych. Bardzo zbie ne wyniki uzyskano stosuj¹c metody kartograficzne na podstawie szczegó³owej analizy sedymentologicznej i mezostrukturalnej osadów trzeciorzêdowych wype³niaj¹cych rów Lubstowa (Widera, 1997b,1998). Trzeciorzêdowe ruchy tektoniczne w rowie Lubstowa zapisa³y siê w osadach ods³oniêtych w œcianach odkrywki w postaci: uskoków, fleksur, wychylenia warstw z ich pierwotnego po³o enia. Stwierdzono dziesi¹tki mezostruktur, gównie w postaci uskoków normalnych o zrzutach od kilku centymetrów do kilku metrów. Nalepiej czytelne mezostruktury tektoniczne ukazuj¹ fotografie (ryc. 4 7). Obszerniejsz¹ dokumentacjê struktur tektonicznych z obszaru rowu Lubstowa zawarto w innych pracach autora (Widera, 1997b, 1998). Oprócz uskoków o k¹tach upadu rzêdu wystêpuj¹cych w trzeciorzêdowych osadach mineralnych i organicznych, zaobserwowano 937

4 Ryc. 4. Uskok no ycowy w piaskach formacji rawickiej (dolny miocen) wygasaj¹cy w wêglach II pok³adu ³u yckiego (œrodkowy miocen) Fig. 4. Scissors fault in sands of the Rawicz Formation (Lower Miocene) ending in the II Lusatian Seam (Middle Miocene) Ryc. 6. Uskoki antytetyczne i homotetyczne w piaskach formacji rawickiej (dolny miocen) Fig. 6. Antithetic and homothetic faults in sands of the Rawicz Formation (Lower Miocene) Ryc. 5. Uskoki z mo liwym zmiennym ruchem skrzyde³ Fig. 5. Faults with possible changed direction of the wings movement wychylenia z pierwotnego po³o enia piasków podwêglowych, wêgli brunatnych i piasków œródwêglowych. Rejestrowane w œcianach odkrywki wychylenia warstw, które pierwotnie le a³y prawie poziomo, osi¹gaj¹ upady Kierunki upadu maj¹ bardzo du y rozrzut, co wynika z blokowej budowy pod³o a podkenozoicznego. O upadzie warstw piasków dolnomioceñskich rzêdu i piasków oligoceñskich w granicach wspominaj¹ tak e Ciuk i Grabowska (1991). Biernat (1962) natomiast odnotowuje warstewki s³abo zdiagenizowanego oligoceñskiego piaskowca glaukonitowego o upadzie nawet pod k¹tem 47. Fazy ewolucji tektonicznej Ryc. 7. Uskok normalny miêdzy wêglami II pok³adu ³u yckiego (œrodkowy miocen) a szaro-br¹zowymi wk³adkami piasków (œrodkowy miocen) w strefie brze nej rowu Lubstowa Fig. 7. Normal-slip fault between lignites of the II Lusatian Seam (Middle Miocene) and grey-brownish sand intercalations (Middle Miocene) in the outer zone of the Lubstów graben W rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej wyró niono piêæ g³ównych etapów. Podstawowym kryterium wyró nienia kolejnych etapów by³ brak lub obecnoœæ osadów ró nego wieku. Ka dy cykl akumulacyjno-denudacyjny w rowie Lubstowa i jego otoczeniu by³ wywo³any procesami diastroficznymi. W zale noœci od intensywnoœci procesów tektonicznego wynoszenia lub obni ania zachodzi³y procesy denudacji lub akumulacji. Poszczególne etapy tworzenia siê rowu Lubstowa by³y nierozerwalnie zwi¹zane z alpejsk¹ tektonik¹ w skali regionalnej na co wskazuj¹ przyk³ady rowów tektonicznych w Polsce i Europie, które rozwija³y w tym samym czasie co rów Lubstowa. Pierwszy etap rozpoczêty na prze³omie wczesnego i póÿnego mastrychtu trwa³ przez ca³y paleocen do œrodkowego eocenu w³¹cznie (ryc. 8 I). Pod koniec kredy zakoñczy³ siê rozwój permsko-mezozoicznej bruzdy œrodkowopolskiej (Po aryski, 1970; Po aryski & Brochwicz-Lewiñski, 1979; G³azek & Kutek, 1971; Kutek & G³azek, 1972; Dadlez i in., 1995). Rozpoczêty u schy³ku póÿnej kredy proces wynoszenia elewacji koniñskiej, w tym obszaru rowu Lubstowa, przebiega³ z ró n¹ intensywnoœci¹ w trzeciorzêdzie i trwa do dziœ (Wyrzykowski, 1990; Stankowski i in., 1995; Widera, 1997a, 1997b, 1998). Przyczyn zmiany tendencji pionowego ruchu pod³o a na prze³omie mezozoiku i kenozoiku nale y dopatrywaæ siê w ruchach orogenicznych fazy laramijskiej. Echem fazy laramijskiej na Ni u Polskim by³a kompresja pozioma w pod³o u podcechsztyñskim (Dadlez & Marek, 1974; Dadlez, 1997; Deczkowski & Gajewska, 1980). Wed³ug obecnych pogl¹dów przebieg laramijskich dyslokacji w tej czêœci Polski nawi¹zuje do póÿnowarscyjskiego systemu prawoskrêtnych uskoków przesuwczych wyznaczaj¹cych przebieg struktury Gop³o Ponêtów Pabianice 938

5 V IV III II I kreda Cretaceous dolny miocen Lower Miocene eocen i oligocen Eocene and Oligocene ni szy œrodkowy miocen lower Middle Miocene wy szy œrodkowy miocen - najni szy pliocen upper Middle Miocene - lowermost Pliocene ruchy pionowe vertical movements kierunek kompakcji compaction direction poziome rozci¹ganie horizontal tension transport zwietrzeliny transport of weathered rocks Ryc. 8. G³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa. I faza laramijska (mezozoik/kenozoik), II faza pirenejska (eocen/oligocen), III faza sawska (oligocen/miocen), IV faza styryjska (œrodkowy miocen), V postyryjski etap kompakcji (wy szy œrodkowy miocen najni szy pliocen?) Fig. 8. Main stages of the Lubstów graben development. I Laramie phase (Mesozoic/Cainozoic), II Pyrenean phase (Eocene/Oligocene), III Savian phase (Oligocene/ Miocene), IV Styrian phase (Middle Miocene), V post-styrian stage of compaction (upper Middle Miocene lowermost Pliocene? (Dadlez i in., 1980, 1995; Dadlez, 1997; Po aryski, 1990; Graniczny, 1991; Po aryski & Karnkowski, 1992). Na prze³omie dolnego i górnego mastrychtu ponownie uaktywni³y siê struktury solne, w tym tak e struktura Gop³a, nad któr¹ wystêpuje rów Lubstowa (Widera, 1997a, 1997b, 1998). Parcie cechsztyñskich soli mog³o powodowaæ tensjê z poprzecznego zginania w ska³ach mezozoicznych. Najwiêksze naprê enia rozci¹gaj¹ce panowa³y w warstwach przypowierzchniowych, co prowadzi³o pocz¹tkowo do powstania pêkniêæ i szczelin, a nastêpnie do ich rozwierania. W najwy szym mastrychcie, a g³ównie w paleocenie i okresowo w eocenie, w otoczeniu rowu Lubstowa zachodzi³a peneplenizacja. P³aska powierzchnia, z ods³oniêtymi ska³ami marglistymi górnej kredy, podlega³a procesom wietrzenia. Zwietrzeliny powsta³e w omawianym etapie zosta³y najprawdopodobniej usuniête przez procesy erozyjne b¹dÿ w³¹czone w masê osadów m³odszych (Widera, 1998). Dlatego osadów tego wieku nie stwierdzono w obrêbie rowu i w jego najbli szym otoczeniu. W drugim etapie, obejmuj¹cym póÿny eocen i oligocen, ekspanduj¹ce w g³¹b mezozoicznego kompleksu skalnego szczeliny krzy owa³y siê, a powsta³e bloki w kszta³cie klinów zaczê³y siê grawitacyjnie zapadaæ (ryc. 8 II). Osady tego wieku, kilkudziesiêciometrowej nawet mi¹ szoœci, wype³niaj¹ najg³êbsze partie rowu i nie wystêpuj¹ w jego otoczeniu. Rozprzestrzenienie osadów paleogeñskich sugeruje orientacjê i rozmiary omawianej struktury. W póÿnym eocenie i oligocenie ukszta³towane zosta³y, rejstrowane równie obecnie, uskokowe ramy rowu o orientacji NW SE. Oprócz uskoków o przebiegu NW SE, aktywne by³y wtedy tak e uskoki o orientacji NE SW, które w póÿniejszych etapach ewolucji rowu Lubstowa podlega³y okresowej reaktywacji (Widera, 1997b, 1998). Na schy³ek eocenu i oligocen przypada inicjalna faza rozwoju pewnych fragmentów pobliskiego rowu Adamowa (Widera, 1997b) i rowu Poznania (Walkiewicz, 1984). Wtedy te, w warunkach ruchów tektonicznych odpowiadaj¹cych fazie pirenejskiej, rozpoczê³o siê tworzenie potê nych systemów rowów w zachodniej Europie. Najlepiej rozpoznane s¹ rowy tektoniczne Morza Pó³nocnego, SW Francji i S Niemiec rów Renu (Rousset i in., 1992; Ziegler i in., 1995). Wreszcie osi¹gn¹³ swój maksymalny zasiêg pó³nocno-zachodnioeuropejski basen trzeciorzêdowy (Vinken, 1988). Trzeci etap rozwoju rowu Lubstowa, który rozpocz¹³ siê na prze³omie oligocenu i miocenu obejmuje ca³y dolny miocen. Czasowo etap ten odpowiada tektonicznej fazie sawskiej. Dosz³o wtedy do wyraÿnego nak³adania siê efektów tektoniki lokalnej i regionalnej (Widera, 1998). Wzmo onej subsydencji podlega³o dno rowu, a tak e, choæ w mniejszym stopniu obszary ramowe podlega³y obni - aniu (ryc. 8 III). Œwiadczy o tym obecnoœæ osadów dolnomioceñskich o mi¹ szoœci kilkudziesiêciu metrów tak e na obszarze ramowym rowu Lubstowa (Ciuk & Grabowska, 1991; Widera, 1997b, 1998). W tym czasie istnia³y ju wszystkie rowy tektoniczne elewacji koniñskiej (Widera, 1997b, 1998). Aktywny tektonicznie by³ ju ca³y rów Poznania i jego odnogi (Piwocki, 1975; Deczkowski & Gajewska, 1980; Karnkowski, 1980; Kasiñski, 1983, 1984; Walkiewicz, 1984). W dolnym miocenie zosta³a równie zainicjowana subsydencja rowu Be³chatowa (Ciuk & Piwocki, 1982; Gotowa³a, 1994; Ha³uszczak, 1999; i in.). Front Karpat znacznie przesun¹³ siê w kierunku E i NE (Œl¹czka & Oszczypko, 1987; Fodor, 1995). Na obszarze alpejsko-karpackim powsta³y rozleg³e baseny wewnêtrzne ³uku alpidów: Wiednia, pó³nocnych Wêgier i wschodniej S³owacji (Fodor, 1995; Márton & Fodor, 1995; Kováè i in., 1995). Kolejny, czwarty etap, ewolucji rowu Lubstowa obejmuj¹cy najni szy i ni szy œrodkowy miocen, mo e byæ ³¹czony ze styryjsk¹ faz¹ orogeniczn¹. W tym czasie rozwój rowu osi¹gn¹³ swoje maksimum subsydencji (ryc. 8 IV). Osiowa strefa rowu obni y³a siê od kilkudziesiêciu do ponad 100 m (SE czêœæ rowu Lubstowa) wzglêdem obszarów otaczaj¹cych. Subsydencja pod³o a by³a równowa ona narastaniem masy torfowej, co w efekcie doprowadzi³o do powstania mi¹ szego pok³adu wêgla brunatnego. Podkreœliæ trzeba fakt, e klawiszowo-szachownicowy styl budowy tektonicznej by³ przyczyn¹ du ego, niekiedy przekraczaj¹cego m miêdzy s¹siednimi otworami, zrzutu sp¹gu wêgla (Widera, 1997b, 1998). W omawianym okresie powsta³y oba pok³ady wêglowe i rozdzielaj¹ce je osady mineralne (por. ryc. 2 i 3). Mi¹ szoœæ dolnego 939

6 pok³adu (lubstowskiego) wynosi maksymalnie 91,6 m, górnego pok³adu (koniñskiego) 13,0 m, zaœ rozdzielajacych oba pok³ady osadów mineralnych 26,0 m (Widera, 1997b, 1998). Powstanie dolnego pok³adu wêglowego ³¹czê z tektoniczn¹ subsydencj¹ dna rowu Lubstowa. Natomiast sedymentacjê osadów miêdzywêglowych i górnego pok³adu wêglowego mo na t³umaczyæ konsolidacj¹ ni ejleg³ych, mi¹ szych wêgli pok³adu dolnego (Widera, 1997b, 1998). Wspomniane osady w znikomym tylko stopniu wystêpuj¹ na obszarze ramowym rowu. Wolno zatem stwierdziæ, e w czwartym etapie ewolucji rowu Lubstowa przejawy tektonicznej aktywnoœci znalaz³y zapis w osadzie w skali lokalnej. W najni szym i ni szym œrodkowym miocenie powsta³y najbardziej produktywne pok³ady wêgla (z wyj¹tkiem rowu Be³chatowa) w Polsce i w ogóle na Ni u Europejskim (Ciuk, 1984; Standke i in., 1993; Piwocki 1995, 1998). W ostatnim, pi¹tym etapie, ruchy tektoniczne na obszarze rowu Lubstowa zaczê³y wygasaæ, choæ niew¹tpliwie trwa³y jeszcze w czwartorzêdzie (Widera, 1997b, 1998). Okres ten obejmuje sedymentacjê formacji poznañskiej (ryc. 8 V). Na tle podzia³u chronostratygraficznego ramy czasowe wspomnianego etapu mo na przyj¹æ na wy szy œrodkowy miocen ni szy pliocen (Dyjor & Sadowska, 1986; Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). W zmienionych warunkach paleotektonicznych na Ni u Europejskim sedymentacja fitogeniczna ust¹pi³a miejsca sedymentacji mineralnej, g³ównie i³ów z przewarstwieniami mu³ków i piasków. Powstanie formacji poznañskiej by³o niew¹tpliwie zwi¹zane z tektonik¹ regionaln¹, obejmuj¹c¹ zanaczne obszary œrodkowej i zachodniej Polski oraz wschodnich Niemiec (Vinken, 1988; Piwocki 1998). Zwiêkszone mi¹ szoœci formacji poznañskiej na obszarach z³ó wêgla brunatnego, w stosunku do obszarów otaczaj¹cych, mo na t³umaczyæ konsolidacj¹ ni ejleg³ych wêgli (Widera, 1997b, 1998). Natomiast szcz¹tkowe zachowanie osadów formacji poznañskiej w rowie Lubstowa mo e byæ efektem czwartorzêdowych niszcz¹cych procesów l¹dolodów skandynawskich i ich wód roztopowych. Uwagi koñcowe Przedstawione wy ej wyniki badañ potwierdzaj¹ aktywnoœæ rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej. Jednoczeœnie wskazano na œcis³y zwi¹zek przestrzenno-czasowy pomiêdzy halotektoniczn¹ ewolucj¹ SE sk³onu, tzw. struktury Gop³a a rozwojem rowu Lubstowa. Weryfikacja materia³ów archiwalnych, wyniki kartowania wg³êbnego i œcian odkrywki wêgla brunatnego, pomiary mezostrukturalne oraz dokumentacja fotograficzna dostarczy³y dowodów na tektoniczn¹ genezê rowu Lubstowa. Wykorzystuj¹c bogat¹ dokumentacjê palinologiczn¹ i paleontologiczn¹, wspart¹ korelacj¹ poziomów tufowych datowanych w zapadlisku przedkarpackim, okreœlono wiek opisywanych osadów, a nastêpnie skorelowano procesy diastroficzne zachodz¹ce w rowie Lubstowa z innymi obszarami Polski i Europy. Przeprowadzone badania potwierdzi³y unikatowoœæ rowu Lubstowa, wyra on¹ g³ównie g³êbokoœci¹ rowu oraz czytelnoœci¹ efektów procesów tektonicznych, w porównaniu z innymi tego typu strukturami na obszarze wiêkszej jednostki tektoniczno-strukturalnej, tzw. elewacji koniñskiej. Z drugiej jednak strony, wskazano przyk³ady rowów tektonicznych tak w Polsce, jak i w Europie, które rozwija³y siê w tym samym czasie co rów Lubstowa i osi¹gnê³y znacznie wiêksze rozmiary. Literatura BIERNAT S Wp³yw urzeÿbienia i tektoniki pod³o a na wykszta³cenie siê z³ó wêgli brunatnych na Kujawach oraz skutki ich czêœciowego zniszczenia w czasie zlodowaceñ. Prz. Geol., 10: CIUK E Górnictwo wêgla brunatnego w 40-leciu Polski Ludowej. Prz. Geol., 32: CIUK E. & GRABOWSKA I Syntetyczny profil stratygraficzny trzeciorzêdu z³o a wêgla brunatnego Lubstów w Lubstowie, woj. koniñskie. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 365: CIUK E. & PIWOCKI M Geologia trzeciorzêdu w rowie Kleszczowa i jego otoczeniu. Przewodnik LII Zjazdu Pol. Tow. Geol., Be³chatów: DADLEZ R Ogólne rysy tektoniczne bruzdy œrodkowopolskiej. [W:] Marek S., Pajchlowa M. (red.). Pr. Pañstw. Inst. Geol.,153: DADLEZ R. & MAREK S Struktury epoki tektonicznej alpejskiej. Polska pó³nocno-zachodnia i œrodkowa. [W:] Po aryski W. (red.) Budowa geologiczna Polski, T. 4, cz. 1. Inst. Geol.: DADLEZ R., DECZKOWSKI Z., GAJEWSKA I., K OSSOWSKI J., MAREK S., STOLARCZYK J. & STOLARCZYK F Mapa tektoniczna cechsztyñsko-mezozoicznego kompleksu strukturalnego na Ni u Polskim. 1: Wyd. Geol. DADLEZ R., NARKIEWICZ M., STEPHENSON R.A., VISSER M. T. M. & WESS J.D Tectonic evolution of Mid-Polish Trough: modelling implications and significance for central European geology. Tectonophysics, 252: DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I Mezozoiczne i trzeciorzêdowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28: DOKTOROWICZ-HREBNICKA J Paralelizacja pok³adów wêgla brunatnego województwa bydgoskiego i poznañskiego. Biul. Inst. Geol., 157: DOKTOROWICZ-HREBNICKA J. & MAMCZAR J Stratygrafia œrodkowego miocenu Polski œrodkowej na podstawie analizy sporowo-py³kowej wêgla brunatnego z województwa bydgoskiego i poznañskiego. Biul. Inst. Geol., 157: DOMAGA A M Wstêpna ocena palinologiczna z³o a wêgla brunatnego Lubstów ko³o Konina. Spraw. z Pos. Komis. PAN, 34. Kraków. DYJOR S. & SADOWSKA A Próba korelacji wydzieleñ stratygraficznych i litostratygraficznych trzeciorzêdu zachodniej czêœci Ni u Polskiego i œl¹skiej czêœci Paratetydy w nawi¹zaniu do projektu IGCP Nr 25. Prz. Geol., 34: FODOR L From transpression to transtension: Oligocene Miocene structural evolution of the Vienna basin and the East Alpine Western Catpatian junction. Tectonophysics, 242: G AZEK J. & KUTEK J Obszar Gór Œwiêtokrzyskich w alpejskim cyklu diastroficznym. Prz. Geol., 19: GOTOWA A R Model tektoniki rowu Kleszczowa interpretacja danych z wykorzystaniem metod komputerowych. Mat. Konf. Tektonika rowu Kleszczowa stan badañ i g³ówne zadania w aspekcie eksploatacji górniczej: GRABOWSKA I Wyniki badañ palinologicznych osadów trzeciorzêdowych z profilu Lubstów 28/42, Ark. Sompolno Kujawskie. GRANICZNY M Mo liwoœci wykorzystania fotolineamentów do oceny sejsmicznego zagro enia terenu. Biul. PIG, 365: GZOWSKI M. W Perspiektiwy tiektonofiziki, Dieformacija porod i tiektonika, Izd. Nauka: HA USZCZAK A M³odoalpejska tektonika w strefie rowu Kleszczowa (KWB Be³chatów). Streszczenia referatów. Pol. Tow. Geol. Oddzia³ Poznañski. Wyd. Inst. Geol. UAM: KARNKOWSKI P. H Paleotektonika pokrywy platformowej w Wielkopolsce. Prz. Geol., 28: KASIÑSKI J. R Mechanizmy sedymentacji cyklicznej osadów trzeciorzêdowych w zapadliskach przedpola Sudetów. Prz. Geol., 31: KASIÑSKI J.R Tektonika synsedymentacyjna jako czynnik warunkuj¹cy sedymentacjê formacji burowêglowej w zapadliskach tektonicznych na obszarze zachodniej Polski. Prz. Geol., 32: KOSSOWSKI L Budowa geologiczna z³o a wêgla brunatnego Be³chatów ze szczególnym uwzglêdnieniem tektoniki pod³o a. Górnictwo Odkrywkowe, 10 11: KOVÁÈ M., KOVÁÈ P., MARKO F., KAROLI S. & JANOÈKO J The East Slovakian Basin A complex back-arc basin. Tectonophysics, 242: KREMP G Pollenanalitische Untersuchungen des miozänen Braunkohlelagers von Konin an der Warthe. Palaentogrphica, 90. Stuttgart. KRYGOWSKI B Zagadnienie czwartorzêdu i pod³o a œrodkowej czêœci Niziny Wielkopolskiej. Biul. Inst. Geol., 66: KUTEK J. & G AZEK J The Holy Cross area, Central Poland in the Alpine cycle. Acta Geol. Pol., 22:

7 MAMCZAR J Wzorcowy profil œrodkowego miocenu Polski œrodkowej. Biul. Inst. Geol., 157: MAREK S Budowa geologiczna wschodniej czêœci niecki mogileñsko-³ódzkiej (strefa Gop³o Ponêtów Pabianice). Pr. Inst. Geol., 80: MÁRTON E. & FODOR L Combination of palaeomagnetic and stress data a case study from North Hungary. Tectonophysics, 242: MATL K., DOMAGA A M., ŒMIGIELSKA T. & WAGNER M Stratygrafia utworów trzeciorzêdu i bezpoœredniego pod³o a w z³o u wêgla brunatnego Lubstów na podstawie wybranych próbek. [W:] Chlebowski Z. i in.. Dokumentacja geologiczna z³o a wêgla brunatnego Lubstów w kategorii B+C 1. Wroc³aw. MATL K. & WAGNER M The occurrence of tuffaceous horizons in the Tertiary of the Polish Lowland and the Carpathian Foredeep. Ann. Inst. Geol. Hung., 70: MIDURA A. & STASZAK B Dokumentacja badañ sejsmicznych metod¹ refleksyjn¹ odkrywka Lubstów. MOŒiZN. OLENDSKI W O zwi¹zku powstania z³ó wêgla brunatnego z tektonik¹ pod³o a. Prz. Geol., 10: PIWOCKI M Trzeciorzêd okolic Rawicza i jego wêglonoœnoœæ. Z badañ z³ó wêgli brunatnych w Polsce. Inst. Geol., Biul., 284: PIWOCKI M Z³o a wêgla brunatnego na bloku przedsudeckim. LXVI Zjazd Pol.Tow. Geol. Rocz. Pol. Tow. Geol., Woc³aw: PIWOCKI M An outline of the palaeogeographic and palaeoclimatic developments. [In:] Wa yñska H. (ed.). Palynology and palaeogeography of the Neogene in the Polish Lowlands. Pr. Pañstw.Inst. Geol., 160: PIWOCKI M. & TWORZYD O-ZIEMBIÑSKA M Litostratygrafia i poziomy sporowo-py³kowe neogenu na Ni u Polskim. Prz. Geol., 43: PO ARYSKI W Rowy tektoniczne kimeryjskie na tle ewolucji strukturalnej Ni u Polskiego. Kwart. Geol., 14: PO ARYSKI W Kaledonidy œrodkowej Europy orogenem przesuwczym z³o onym z terranów. Prz. Geol., 38: 1 9. PO ARYSKI W. & BROCHWICZ-LEWIÑSKI W O aulakogenie œrodkowopolskim. Kwart. Geol., 23: PO ARYSKI W. & KARNKOWSKI P Mapa tektoniczna Polski w epoce warscyjskiej. 1: PIG. ROUSSET D., BAYER R., GUILLON D. & EDEL J.B Structure of the southern Rhine Graben from gravity and reflection seismic data. Tectonophysics, 221: STANDKE G., RASCHER J. & STRAUSS C Relative sea-level fluctuations and brown coal formation around the Early Middle Miocene boundary in the Lusatian Brown Coal District. Geol. Rundsch., 82: STANKOWSKI W., BIEDROWSKI Z., STANKOWSKA A., KO ODZIEJ G., WIDERA M. & WILKOSZ P Litologia i stratygrafia kenozoiku okolic Konina. Prz. Geol., 43: ŒL CZKA A. & OSZCZYPKO N Olistostromes and overthrusting in the Polish Carpathians. Ann. Inst. Geol. Hung., 70: VINKEN R. (ed.) 1988 The Northwest Europen Tertiary Basin, Results of the International Geological Correlation Programme, Project No 124. Geologisches Jahrbuch Reihe A, 100. Hannover: WALKIEWICZ Z Trzeciorzêd na obszarze Wielkopolski. Seria Geologia, Wyd. Nauk. UAM, 10: WIDERA M [W:] Stankowski W. Wstêp do geologii kenozoiku. Wyd. Nauk. UAM: 49. WIDERA M. 1997a Wp³yw struktur solnych na rozwój elewacji koniñskiej. [W:] Burliga S. (red.). Tektonika solna regionu kujawskiego. Wind. Wroc³aw: WIDERA M. 1997b Geneza paleopowierzchni mezozoiku elewacji koniñskiej, Manuskrypt rozpr. Doktorskiej, Arch. Inst. Geol. UAM: WIDERA M Ewolucja paleomorfologiczna i paleotektoniczna elewacji koniñskiej. Continuo, Wroc³aw: WYRZYKOWSKI T Opracowanie map gradientów prêdkoœci wspó³czesnych pionowych ruchów powierzchni skorupy ziemskiej na obszarze Polski. Pr. Inst. Geod. Kart., 37: ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & WESS J. D Dynamics of intra-plate compresional deformation: the Alpine foreland and other examples. Tectonophysics, 252: Wahania koncentracji i sk³adu izotopowego w atmosferycznym CO 2 Janina Szaran* W Pracowni Spektrometrii Mas IF UMCS w Lublinie badano roczne i dobowe zmiany stê enia i 13 C atmosferycznego CO 2 w ró nych œrodowiskach. Znaleziono korelacjê miêdzy 13 C i odwrotnoœci¹ koncentracji dwutlenku wêgla w powietrzu. Wyznaczono wartoœci 13 C dwutlenku wêgla domieszanego do czystego powietrza. Mieszcz¹ siê one w przedziale od 28 do 16, charakterystycznym dla biogenicznego CO 2. S³owa kluczowe: atmosfera, biosfera, dwutlenek wêgla, izotopy wêgla, delta C 13, frakcjonowanie izotopowe Janina Szaran Variations of concentration and isotopic composition in atmospheric CO 2. Prz. Geol., 48: S u m m a r y. Annual and diurnal variations in concentration and 13 C of atmospheric CO 2 in various environments have been investigated in the Lublin Mass Spectrometry Laboratory. The correlation between 13 C and reciprocal of CO 2 concentration was found in each observation. 13 C of CO 2 admitted to pure atmosphere was inferred from intercept of the correlation line. These values drop into range between 28 and 16, which is characteristic for biogenic origin. Key words: atmosphere, biosphere, carbon dioxide, carbon isotope, delta C 13, isotope fractionation *Pracownia Spektrometrii Mas Instytutu Fizyki UMCS, pl. M. Curie-Sk³odowskiej1, Lublin, Ju w 1896 r. szwedzki fizykochemik Svante Arrhenius, laureat nagrody Nobla, przewidywa³, e dwutlenek wêgla emitowany do atmosfery w wyniku spalania paliw kopalnych, takich jak: wêgiel, ropa naftowa i gaz ziemny bêdzie powodowa³ ocieplenie klimatu. Wzrost koncentracji dwutlenku wêgla, jednego z gazów powoduj¹cych efekt cieplarniany, w atmosferze jest problemem w skali œwiatowej (Hasselmann, 1997; Wigley, 1997; Joos, 1996). Systematyczne pomiary koncentracji CO 2 w atmosferze zosta³y zapocz¹tkowane przez Keelinga (1958, 1961). Badania prowadzone w Mauna Loa Observatory na Hawajach (na wysokoœci ok. 4 km n.p.m.) wskazuj¹ na wzrost koncentracji dwutlenku wêgla w czystym powietrzu od 315 ppm w 1955 r. do 375 ppm obecnie. Znajomoœæ koncentracji CO 2 w atmosferze, 337 ppm (w 1980 r.) i efektywnej masy atmosfery 5, g (Trenberth, 1981) pozwoli³y oszacowaæ wielkoœæ rezerwuaru atmosferycznego dwutlenku wêgla na ok. 715 gigaton wêgla. 941