Hanna MATYJA 1. (z 5 fig.)

Transkrypt

1 PRACE PAÑSTWOWEGO INSTYTUTU GEOLOGICZNEGO CLXXXVI, 2006: Ewolucja facjalna, tektoniczna i termiczna pomorskiego segmentu szwu transeuropejskiego oraz obszarów przyleg³ych Hanna MATYJA 1 STRATYGRAFIA I ROZWÓJ FACJALNY OSADÓW DEWONU I KARBONU W BASENIE POMORSKIM I W ZACHODNIEJ CZÊŒCI BASENU BA TYCKIEGO A PALEOGEOGRAFIA PÓ NOCNEJ CZÊŒCI TESZ W PÓ NYM PALEOZOIKU (z 5 fig.) Abstrakt. Porównanie wykszta³cenia facjalnego osadów dewonu i karbonu basenów Pomorza Zachodniego i ba³tyckiego oraz Pomorza Przedniego (NE Niemcy) jest prób¹ dokonania oceny, na ile jest spójny rysuj¹cy siê obraz rozwoju facjalnego obszarów po³o- onych w po³udniowo-zachodnim skraju kratonu wschodnioeuropejskiego i w jego najbli szym s¹siedztwie, w tzw. strefie szwu transeuropejskiego TESZ. Historia rozwoju facjalnego basenów ba³tyckiego i pomorskiego wydaje siê wskazywaæ, e przez znaczn¹ czêœæ dewonu i na pocz¹tku karbonu funkcjonowa³y one jako oddzielne, chocia byæ mo e blisko siebie po³o one, zbiorniki sedymentacyjne. Basen ba³tycki by³ w tym czasie typowym epikratonicznym, czêœciowo izolowanym zbiornikiem, charakteryzuj¹cym siê doœæ znacznym zasoleniem. Przez wiêksz¹ czêœæ dewonu i we wczesnym karbonie rozwija³y siê w nim g³ównie osady silikoklastyczno-ewaporatowe, a dominuj¹cymi œrodowiskami sedymentacji by³y œrodowiska l¹dowe i marginalnomorskie, w tym przybrze nych lagun, tylko okresowo osadza³y siê w nim otwartomorskie wêglany. Do ewentualnej komunikacji miêdzy basenem pomorskim a basenem ba³tyckim mog³o dojœæ w ci¹gu wczesnego i œrodkowego famenu, kiedy to basen ba³tycki mia³ siê przekszta³ciæ ze zbiornika izolowanego w zbiornik otwarty na po³udniowy zachód. Uderzaj¹ca jest zbie noœæ czasowa miêdzy wczesnokarboñskimi ruchami dÿwigaj¹cymi kraton wschodnioeuropejski, prowadz¹cymi do zakoñczenia istnienia basenu ba³tyckiego oraz wywo³anymi przez to zjawisko procesami towarzysz¹cymi, a pojawieniem siê w œrodkowym turneju nowego obszaru alimentacyjnego dla basenu pomorskiego, maj¹cego zwi¹zek z wulkanizmem wewn¹trzp³ytowym. Obszar ten by³ zwi¹zany, jak siê wydaje, z rejonem masywu Tajno na kratonie wschodnioeuropejskim. Sta³ siê on Ÿród³em materia³u wulkanoklastycznego, zasilaj¹cego zbiornik pomorski w ci¹gu œrodkowego i przez znaczn¹ czêœæ póÿnego turneju. W tym czasie dotychczasowy obszar alimentacyjny, bêd¹cy Ÿród³em dojrza³ego, drobnoziarnistego materia³u detrytycznego dostarczanego do zbiornika pomorskiego g³ównie?pod koniec wczesnego i w ci¹gu œrodkowego dewonu oraz póÿnego famenu, odgrywa³ podrzêdn¹ rolê. Obszar Pomorza Zachodniego wraz z jego czêœci¹ znajduj¹c¹ siê obecnie w pod³o u Ba³tyku oraz po³o ona w najbli szym s¹siedztwie wyspa Uznam (NE Niemcy), bior¹c pod uwagê pewne elementy wspólne w ich rozwoju facjalnym, mog³y byæ usytuowane w obrêbie tego samego basenu sedymentacyjnego. Jest wielce prawdopodobne, e w dewonie i wczesnym karbonie by³ on zlokalizowany blisko kratonu wschodnioeuropejskiego, chocia niekoniecznie dok³adnie w obecnym po³o eniu. Miêdzy wspomnianymi obszarami a po³o onymi od nich obecnie na pó³nocny zachód wyspami Rugia i Hiddensee rysuj¹ siê natomiast wyraÿne ró nice facjalne w ci¹gu dewonu i missisipu, charakteryzuje je te ró ny wiek i natê enie procesów zwi¹zanych z wczesnokarboñsk¹ dzia³alnoœci¹ wulkaniczn¹. Z drugiej strony niemal identyczny zakres czasowy œródkarboñskiej luki erozyjnej przypadaj¹cej na póÿny wizen, namur i wczesny 1 Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, Warszawa.

2 80 Hanna Matyja westfal, a tak e podobne wykszta³cenie osadów pensylwanu na obszarze Pomorza oraz Rugii pozwalaj¹ braæ pod uwagê hipotezê, e obszary te w ci¹gu dewonu i wczesnego karbonu mog³y byæ oddalone od siebie bardziej ni obecnie, a swoj¹ ostateczn¹ wzajemn¹ pozycjê w obrêbie TESZ zajê³y, byæ mo e, u schy³ku wczesnego lub na pocz¹tku póÿnego karbonu. S³owa kluczowe: rozwój facjalny, analiza porównawcza, dewon, karbon, obni enie ba³tyckie, strefa TESZ, Pomorze Zachodnie, NE Niemcy. WSTÊP Przedmiotem prezentowanej analizy regionalnej s¹ osady dewonu i karbonu obszaru Pomorza Zachodniego (NW Polska), zidentyfikowane licznymi profilami wiertniczymi pod grubym nadk³adem osadów permu, mezozoiku i kenozoiku. Badany obszar jest obecnie po³o ony w najbli szym s¹siedztwie po³udniowo-zachodniej czêœci kratonu wschodnioeuropejskiego i mieœci siê w obrêbie tzw. strefy szwu transeuropejskiego TESZ (Trans-European Suture Zone). Ta istotna z punktu widzenia geologii regionalnej pó³nocnej czêœci Europy Œrodkowej jednostka strukturalna, zaznaczaj¹ca siê na profilach sejsmicznych zarówno w g³êbokiej litosferze, jak i w górnej skorupie, jest z³o ona z ró ni¹cych siê bloków skorupy. Stanowi ona wiêc wa n¹ strefê geologiczn¹, oddzielaj¹c¹ stary kraton wschodnioeuropejski, charakteryzuj¹cy siê znaczn¹ gruboœci¹ skorupy, licz¹c¹ oko³o 45 km i wiêcej, od paleozoicznej platformy Europy Zachodniej, charakteryzuj¹cej siê relatywnie cienk¹ skorup¹, rzêdu km (Grad i in., 2005; Guterch i in., 1986, 1994). Znakomita wiêkszoœæ danych geologicznych, które wykorzystano do zrekonstruowania przestrzennego i czasowego uk³adu facji i œrodowisk sedymentacyjnych w dewonie i karbonie obszaru pomorskiego, pochodzi z w¹skiego pasa podpowierzchniowych wyst¹pieñ osadów tego wieku, rozci¹gaj¹cego siê z pó³nocnego zachodu na po³udniowy wschód miêdzy Koszalinem, Ko³obrzegiem, Kamieniem Pomorskim a Toruniem i Bydgoszcz¹ (fig. 1), w obrêbie którego utwory dewonu i znacznej czêœci missisipu (a po wizen) zosta³y stwierdzone w oko³o 130 otworach wiertniczych. Po³o ona najbardziej na pó³nocny wschód czêœæ obszaru, rozci¹gaj¹ca siê od Koszalina po Chojnice, charakteryzuj¹ca siê znacznym stopniem zaanga owania tektonicznego, ale i dobrym rozpoznaniem geologicznym, jest nazywana stref¹ Koszalin Chojnice. Po³o ona najbardziej na po³udniowy zachód czêœæ obszaru pomorskiego, rozci¹gaj¹ca siê miêdzy otworami Laska 2 na NW a Wilcze IG 1 na SE, nazywana w literaturze regionalnej stref¹ Laska Czaplinek, jest znacznie s³abiej rozpoznana. Na przestrzeni ponad dwustu kilometrów wykonano tu zaledwie 10 otworów wiertniczych, które pod utworami pensylwanu i/lub permu osi¹gniê³y jedynie osady wy szej czêœci missisipu, najwy szego turneju i niemal kompletnego wizenu od czadu, poprzez arund i asb, po brygant. W zachodniej czêœci polskiej strefy Ba³tyku wykonano dotychczas trzy otwory, w których stwierdzono osady dewonu (profile K1-1/86, K9-1/89) oraz dewonu i fragmenty karbonu (profil L2-1/87). Najbardziej kompletny profil reprezentuje otwór L2-1/87; na utworach ordowiku stwierdzono osady ywetu, franu, famenu i fragment turneju (Lipiec, 1999; Mi³aczewski, 2004). Wykszta³cenie litologiczne tych osadów pozwala na dowi¹zanie ich do schematu litostratygraficznego stworzonego dla obszaru Pomorza Zachodniego. W kilkunastu profilach po³o onych miêdzy Koszalinem, Chojnicami, Polskimi ¹kami i Bydgoszcz¹, usytuowanych w pobli u obecnego, erozyjnego zasiêgu osadów dewoñskich w kierunku wschodnim, pod osadami górnego dewonu osi¹gniêto dewon œrodkowy, a w kilku przewiercono równie osady dewonu œrodkowego i prawdopodobnie najwy szej czêœci dolnego (?górny ems), natrafiaj¹c bezpoœrednio pod nimi na charakteryzuj¹ce siê znacznymi upadami osady ordowiku, na ogó³ karadoku, rzadziej lanwirnu b¹dÿ syluru (por. Podhalañska, Modliñski, 2006). Najstarszymi zidentyfikowanymi osadami na obszarze Pomorza Zachodniego s¹ osady górnego lanwirnu. Nieznane jest wiêc wykszta³cenie osadów starszych, ni szego ordowiku, kambru, nieznany jest równie kontakt z pod³o em krystalicznym. Wyniki wspó³czesnych sondowañ sejsmicznych wydaj¹ siê wskazywaæ, e pod³o e to mo e znajdowaæ siê na g³êbokoœci 7 8 km (Guterch i in., 1994; Grad i in., 1999; Lewandowski i in., 2001). Ku po³udniowemu zachodowi od obecnie znanych wychodni utwory dewonu s¹ obecnie niedostêpne dla badañ, ukrywaj¹c siê pod du ej mi¹ szoœci osadami karbonu, permu i mezozoiku (por. fig. 1). W adnym z profili basenu pomorskiego nie stwierdzono pewnych osadów najwy szego wizenu i namuru oraz najni - szej czêœci westfalu. Wspó³czesne rozprzestrzenienie osadów pensylwanu na obszarze Pomorza Zachodniego, reprezentowanego przez niekompletny westfal i stefan, jest ograniczone do obszarów miêdzy Trzebiatowem a Kamieniem Pomorskim w zachodniej czêœci oraz miêdzy Sarbinowem a Koszalinem w czêœci wschodniej, gdzie stwierdzono wystêpowanie jedynie osadów westfalu ( elichowski, 1983). Osady pensylwanu znane s¹ równie w profilu K1-1/86, wykonanym w zachodniej polskiej czêœci akwenu Ba³tyku. Skomplikowana mozaika, jak¹ tworz¹ ró nego wieku wychodnie osadów dewonu i karbonu, którego to stopnia komplikacji nie oddaje uproszczona mapa prezentowana na figurze 1 (por. Matyja,1993 fig. 3A, 3B i 4; Matyja i in., 2000 fig. 18 i 19), przedstawiaj¹ca jedynie obecnie znany zasiêg osadów dewoñskich z dok³adnoœci¹ do oddzia³u, a karboñskich do podsystemu, jest œwiadectwem tektonicznych i erozyjnych zdarzeñ, jakie musia³y mieæ miejsce w basenie pomorskim w ci¹gu póÿnego dewonu, karbonu i permu. Do rzadkoœci na obszarze pomorskim nale ¹ bowiem profile reprezentuj¹ce w miarê kompletne przedzia³y stratygraficznie dewonu czy karbonu. W wiêkszoœci profili jakaœ czêœæ osadów dewonu i karbonu zosta³a usuniêta przez kolejne etapy erozji póÿnodewoñskiej czy wczesnokarboñskiej, a g³ównie póÿnokarboñskiej, bêd¹ce nastêpstwem dÿwigania siê posz-

3 Stratygrafia i rozwój facjalny osadów dewonu i karbonu w basenie pomorskim i w zachodniej czêœci basenu ba³tyckiego czególnych bloków tektonicznych, a tak e przedcechsztyñskiej peneplenizacji obszaru (por. R. Dadlez, 1978; Matyja, 1993; Matyja i in., 2000). Jedn¹ z charakterystycznych cech obszaru pomorskiego jest silne pierwotne zró nicowanie mi¹ szoœci osadów dewonu i karbonu. Analiza rozk³adu facji i mi¹ szoœci w ci¹gu dewonu i missisipu wyraÿnie bowiem wskazuje na zró nicowan¹ subsydencjê pod³o a niektórych segmentów zbiornika (Matyja, 1993; Œwidrowska, Hakenberg, 1996; Matyja i in., 2000 fig. 18 i 19). Mi¹ szoœæ utworów œrodkowodewoñskich w kompletnych lub prawie kompletnych profilach wynosi od oko³o 850 m w profilach Jamno IG 1 i Polskie ¹ki PIG 1 do ok. 470 m w profilu Bydgoszcz IG 1. Mi¹ szoœæ osadów górnodewoñskich w pó³nocnej czêœci Pomorza (otw. Brojce IG 1 i Gorzys³aw 8) mo e byæ szacowana na ponad 1300 m, w czêœci pó³nocno-wschodniej oko³o1850 m (otw. Miastko 1 i Kocza³a 1), w czêœci centralnej 3500 m (otw. Tuchola IG 1, Cz³uchów IG 1, Babilon 1 i Brda 1) oraz co najmniej 1600 m w czêœci po³udniowo-wschodniej (otw. Polskie ¹ki PIG 1, Unis³aw IG 1 i 2 oraz Bydgoszcz IG 1) (por. Matyja, 1993, 1998). W pobli u kratonu wschodnioeuropejskiego mi¹ szoœæ osadów missisipu waha siê od kilkuset do 1600 m, natomiast w czêœci po³udniowo-zachodniej obszaru badañ od 1300 do 1800 m. Mi¹ szoœæ niekompletnych osadów pensylwanu wynosi od 100 do 250 m, osi¹gaj¹c jedynie w okolicach Strze ewa oko³o 700 m, a w akwenie Ba³tyku (profil K1-1/86) nawet 1200 m. Przytoczone dane przemawiaj¹ na rzecz wyra anej przed laty przez R. Dadleza (1978) sugestii, e blokowy styl budowy pod³o a podpermskiego w rejonie pomorskim ukszta³towa³ siê wprawdzie g³ównie w póÿnym karbonie, jednak niektóre z uskoków czy stref uskokowych musia³y mieæ starsze za- ³o enia, a ich synsedymentacyjna aktywnoœæ wp³ywa³a zarówno na rozk³ad facji w basenie, jak i na mi¹ szoœæ osadów w jego poszczególnych sektorach (?subbasenach). Historia rozwoju facjalnego basenu pomorskiego w ci¹gu dewonu i karbonu zostanie porównana z histori¹ obszarów po³o onych obecnie w jego najbli szym s¹siedztwie z intrakratonicznym basenem ba³tyckim na wschodzie (rozci¹gaj¹cym siê w po³udniowo-zachodnim krañcu kratonu wschodnioeuropejskiego i obejmuj¹cym kraje nadba³tyckie, rejon Kaliningradu, Litwê, otwê i Estoniê oraz wschodni¹ czêœæ akwenu ba³tyckiego) oraz z obszarem pó³nocno-wschodnich Niemiec na zachodzie (wyspy Uznam, Rugia i Hiddensee oraz okolice Greifswaldu), usytuowanym, podobnie jak obszar pomorski, w obrêbie strefy szwu transeuropejskiego TESZ. Hercyñski kompleks strukturalny w obni eniu ba³tyckim rozpoczyna siê osadami terygenicznymi dolnego dewonu nale ¹cymi do pragu i dolnego emsu (regionalne piêtro Kemeri), a koñczy osadami terygeniczno-wêglanowymi turneju nale- ¹cymi do grupy Klykoliai, na których spoczywaj¹ osady górnego permu (fig. 3) (Paškevièius, 1997; Ûsaitytë, 2000). Kompleks ten cechuje obecnoœæ luk stratygraficznych, zw³aszcza w obrêbie dolnego i œrodkowego dewonu. Mi¹ szoœæ dewonu i dolnej czêœci turneju siêga 1000 m na obszarze pó³nocno-zachodniej Litwy i po³udniowo-zachodniej otwy, gdzie ze stratygraficznego punktu widzenia profil jest najbardziej kompletny. Utwory dewoñskie w czêœci obni enia ba³tyckiego usytuowanego w akwenie Ba³tyku s¹ natomiast s³abo zbadane w porównaniu z czêœci¹ l¹dow¹. W polskiej strefie Ba³tyku utwory dewonu wystêpuj¹ obecnie na niewielkim obszarze ograniczonym od zachodu uskokiem Karwi, a od po³udnia prawie równole nikowym systemem uskoków sambijskich (fig. 1). W tej czêœci obni enia ba³tyckiego kilka otworów, wykonanych przez firmê naftow¹ Petrobaltic, jedynie przewierci³o osady dewonu, nie dostarczaj¹c, poza materia- ³em okruchowym, adnych próbek do szczegó³owych badañ. Utwory dewoñskie i karboñskie w pó³nocno-wschodniej czêœci Niemiec stwierdzono w kilkunastu otworach wiertniczych, zlokalizowanych zarówno w zachodniej czêœci akwenu ba³tyckiego (H2-1/90, H9-1/87), jak i na wyspach Rugia, Hiddensee i Uznam (fig. 1). Utwory dewonu spoczywaj¹ tu na tektonicznie zaburzonych utworach ordowiku (lanwirnu), a przykrywaj¹ je b¹dÿ osady turneju i wizenu, b¹dÿ s¹ one w ró nym stopniu œciête przez erozjê i przykryte przez utwory wy szego karbonu lub permu. W adnym z wymienionych wierceñ, zarówno tych na morzu, jak i na wyspach, nie stwierdzono osadów sylurskich (utwory sylurskie zidentyfikowano na pó³nocny wschód od Rugii, w profilu G14-1/86), nie nawiercono te kambru (Katzung, 2001). Osady, które jak siê przypuszcza, mog¹ byæ korelowane z najwy szym neoproterozoikiem ediakarem i/lub najni szym kambrem, wystêpuj¹ (tu pod utworami missisipu) w sp¹gowych partiach profilu Loissin 1/70, usytuowanym nad brzegiem Ba³tyku w okolicach Greifswaldu (fig. 1). Przedstawione w pracy porównanie miêdzy wymienionymi regionami jest prób¹ odpowiedzi na pytanie, na ile spójny jest rysuj¹cy siê obraz dewoñsko-karboñskiej historii rozwoju facjalnego w tych obecnie bardzo blisko siebie po- ³o onych obszarach. Byæ mo e pozwoli ono równie wyjaœniæ, czy osady dewonu i karbonu, wystêpuj¹ce obecnie w postaci izolowanych wychodni na obszarze kratonu wschodnioeuropejskiego oraz w samej strefie TESZ, mog³y stanowiæ pierwotnie jednolit¹ paleogeograficznie pokrywê osadow¹, która tylko zosta³a rozcz³onkowana przez póÿniejsz¹ póÿnokarboñsk¹ i (?) permsk¹ erozjê, czy mo e obecne doœæ skomplikowane relacje miêdzy tymi obszarami mog³y byæ równie wynikiem ruchów przesuwczych o trudnej do oszacowania skali. W analizowanych obszarach zakres badañ szczegó³owych, w tym biostratygraficznych, bêd¹cych punktem wyjœcia do rzetelnych i dobrze udokumentowanych rozwa añ regionalnych, jest bardzo nierównomierny, czêsto z przyczyn obiektywnych. Z koniecznoœci zatem porównania regionalne prowadzono z dok³adnoœci¹ do piêtra b¹dÿ jego czêœci, chocia znaczna czêœæ danych dotycz¹cych dewonu i karbonu obszaru pomorskiego mog³aby byæ rozpatrywana ze znacznie lepsz¹ rozdzielczoœci¹ stratygraficzn¹, na tle poziomów konodontowych lub skorelowanych z nimi poziomów miosporowych. Na obszarze pomorskim prowadzone by³y równie obserwacje cyklicznoœci sedymentacji dewoñskiej. Wyodrêbniono szereg transgresywno-regresywnych cykli sedymentacyjnych, a pocz¹tek ka dego z nich zosta³ zdefiniowany metodami biostratygraficznymi (Matyja, 1993, 1998). Tego typu badania nie by³y prowadzone w basenie ba³tyckim i na Pomorzu Przednim, st¹d nie by³o mo liwe wykorzystanie tej metody korelacji miêdzy porównywanymi obszarami.

4 82 Hanna Matyja

5 Stratygrafia i rozwój facjalny osadów dewonu i karbonu w basenie pomorskim i w zachodniej czêœci basenu ba³tyckiego Fig. 1. Lokalizacja wybranych profili otworów wiertniczych na tle uproszczonej (bez utworów pensylwanu) mapy rejonu Pomorza Zachodniego i obszarów s¹siaduj¹cych na podstawie badañ w³asnych, R. Dadleza (1978) oraz Po aryskiego i Dembowskiego (1984); lokalizacja g³êbokich roz³amów skorupy i wa niejszych stref uskokowych wed³ug Królikowskiego i in. (1996, 1999), R. Dadleza (1997, 2000) oraz Kramarskiej i in. (1999) TESZ strefa szwu transeuropejskiego; TEF uskok transeuropejski; A A roz³am skorupowy na podstawie g³êbokich sondowañ sejsmicznych, A A roz³am skorupowy na podstawie danych grawimetrycznych = prawdopodobny przebieg granicy miêdzy facjami p³ytkomorskimi a g³êbokomorskimi w ci¹gu dewonu i karbonu (wed³ug R. Dadleza, 1997); B B roz³am skorupowy na podstawie g³êbokich sondowañ sejsmicznych, B B roz³am skorupowy na podstawie danych grawimetrycznych = prawdopodobna zewnêtrzna granica waryscyjskiego rowu przedgórskiego (wed³ug R. Dadleza, 1997); C C roz³am skorupowy na podstawie danych grawimetrycznych = po³udniowa granica bloku wy u ba³tyckiego (Królikowski i in., 1996, 1999; R. Dadlez,1997); D D wewn¹trzkratoniczny roz³am skorupowy na podstawie danych grawimetrycznych = granica miêdzy blokiem ni u pomorskiego na zachodzie a blokami ni u syneklizy peryba³tyckiej i wy u mazursko-mazowieckego (Królikowski i in., 1996, 1999; R. Dadlez,1997); roz³am skorupowy Koronowo Margonin = prawdopodobna granica strukturalna miêdzy blokami pomorskim a kujawskim (R. Dadlez, 1997, 2000); roz³am skorupowy W³oc³awek Konin = granica strukturalna, druga alternatywna propozycja granicy miêdzy blokami pomorskim a kujawskim (R. Dadlez, 1997, 2000) Location of some investigated wells and other sections discussed in the text, against the simplified sub-pennsylvanian map of Western Pomerania and adjacent areas partly after R. Dadlez (1978) and Po aryski and Dembowski (1984), modified; location of some deep crustal fractures and important faults after Królikowski et al. (1996, 1999), R. Dadlez (1997, 2000), Kramarska et al. (1999) TESZ Trans-European Suture Zone; TEF Trans-European Fault; A A crustal fracture from deep seismic sounding; A A crustal fracture from gravity data = a boundary between the shallow and deep shelf during the Devonian and Carboniferous (after R. Dadlez, 1997); B B crustal fracture from deep seismic sounding; B B crustal fracture from gravity data = a boundary of Variscan foredeep (after R. Dadlez, 1997); C C crustal fracture from gravity data = southern boundary of the Baltic High structural block (Królikowski et al., 1996, 1999; R. Dadlez,1997); D D intracratonic crustal fracture from gravity data = boundary between the Pomerania Low structural block in the west and Peri-Baltic Syneclise Low and Mazurian Mazovian High blocks (Królikowski et al., 1996, 1999; R. Dadlez,1997); Koronowo Margonin crustal fracture = structural boundary between Pomerania and Kujawy blocks (R. Dadlez, 1997, 2000); W³oc³awek Konin crustal fracture = alternative structural boundary between Pomerania and Kujawy blocks (R. Dadlez, 1997, 2000)

6 84 Hanna Matyja T O REGIONALNE Analizowane i porównywane obszary Pomorza Zachodniego, Pomorza Przedniego (pó³nocno-wschodnie Niemcy) i obni enia ba³tyckiego lokuj¹ siê w szczególnym miejscu Europy. Na zachód od prekambryjskiego kratonu wschodniej Europy, oddzielony od niego stref¹ uskokow¹ Koszalina stanowi¹c¹ czêœæ transkontynentalnej strefy tektonicznej Teisseyre a Tornquista (TTZ), znajduje siê obszar okreœlany jako paleozoiczna platforma Europy œrodkowej i zachodniej. Przez wiele lat strefa Tornquista by³a uto samiana z po³udniowo- -zachodni¹ granic¹ kratonu wschodnioeuropejskiego, ³¹cznie z elewacj¹ jego pó³nocno-zachodniej czêœci tarcz¹ ba³tyck¹. Obecnie wiadomo, e tylko po³udniowo-wschodnia czêœæ TTZ reprezentuje w³aœciw¹ granicê kratonu, podczas gdy jej czêœæ pó³nocno-zachodnia (Sorgenfrei Tornquist Zone) jest znacz¹c¹, chocia wewn¹trzp³ytow¹ struktur¹ w obrêbie platformy prekambryjskiej, trac¹c¹ swoje tektoniczne znaczenie na obszarze po³udniowego Ba³tyku (Franke 1990a, fide Franke, 1995). Do tej pory wœród badaczy nie ma pe³nej zgody co do rzeczywistego przebiegu po³udniowo-zachodniej granicy kratonu wschodnioeuropejskiego. Na podstawie wyników badañ geofizycznych oraz danych z otworów wiertniczych wiadomo, e platformowe wykszta³cenie osadów dolnego paleozoiku, znane z Bornholmu i Skanii, siêga dalej na po³udnie i po³udniowy wschód ni pocz¹tkowo s¹dzono. W wierceniu G14-1/86, wykonanym na pó³nocny wschód od Rugii (fig. 1), stwierdzono niemal kompletny i niezaburzony profil osadów od kambru do syluru, spoczywaj¹cych na krystalicznym pod³o- u prekambryjskim wykazuj¹cym zwi¹zki z Baltik¹ (op. cit.). Na po³udnie od uskoku Jutland Moen osady dolnego paleozoiku charakteryzuj¹ siê przede wszystkim znacznym stopniem tektonicznej deformacji, odmiennym wykszta³ceniem litologicznym, obecnoœci¹ ró nych zespo³ów faunistycznych, wykazuj¹ te znacz¹ce ró nice mi¹ szoœci w stosunku do osadów po pó³nocnej stronie uskoku. Przytoczone dane wydaj¹ siê sugerowaæ, e uskok ten mo e stanowiæ granicê miêdzy Baltik¹ na pó³nocy a terranami na po³udniu i jednoczeœnie mo emy mieæ tu do czynienia z kaledoñskim frontem deformacji. W takim ujêciu kaledoñski terran Pomorza móg³ czêœciowo nasun¹æ siê na prekambryjsk¹ skorupê Baltiki (Franke, 1990; Po aryski, 1990). G³êbokie sondowania sejsmiczne, prowadzone w ramach European Geotraverse Project (Eugeno-S Working Group, 1988), wskazuj¹ jednak na wyraÿnie zmienn¹ strukturê pod- ³o a krystalicznego jeszcze 50 km na po³udnie od spodziewanego frontu deformacji kaledoñskiej, na obszarze Schleswig Holstein. Obserwowany tu kontakt dwóch ró nych typów skorupy krystalicznej wydaje siê sugerowaæ, e to tutaj mo emy mieæ do czynienia z po³udniow¹, prawdopodobnie wycienion¹ krawêdzi¹ Baltiki. Kompleks osadów kaledoñskich, stwierdzony wierceniami na pó³noc od tej krawêdzi, zosta³ zinterpretowany jako struktura p³aszczowinowa (Trans- -European Fault; por. fig. 1), nasuniêta na skorupê Baltiki (Berthelsen, 1992, fide Franke, 1995). Wybór jednej spoœród wymienionych dwóch koncepcji, dotycz¹cych granicy miêdzy przedpolem waryscydów a prekambryjsk¹ Baltik¹, jest jednoczeœnie wyborem generalnego planu strukturalnego tej czêœci Europy. Bior¹c pod uwagê pierwszy z wymienionych modeli, model terranowy, nale a³oby przyj¹æ, e przedpole waryscydów sk³adaæ by siê mia³o z kilku? terranów pochodzenia gondwañskiego (wieku prekadomskiego, kadomskiego i kaledoñskiego), których akrecja do Baltiki nast¹piæ by mia³a najpóÿniej w czasie tektogenezy kaledoñskiej. Zgodnie z modelem wycienionej krawêdzi Baltiki, przedpolem waryscydów by³yby kaledonidy pó³nocnoniemieckie i polskie, z³o one m.in. z pryzmy akrecyjnej zdeformowanej w czasie tektogenezy kaledoñskiej. Jak wynika z przedstawionych faktów i ich interpretacji, pó³nocne przedpole œrodkowoeuropejskich waryscydów wykazuje wiele cech szczególnych, zarówno w swoim rozwoju strukturalnym, jak i facjalnym. Charakteryzuje go przede wszystkim mobilny wczesnopaleozoiczny (kaledoñski) etap rozwoju, po którym nast¹pi³ etap rozwoju platformowego, który rozpocz¹³ siê we wczesnym dewonie sedymentacj¹ osadów wykszta³conych w facjach old redu, okreœlanych jako utwory molasowe. Górny dewon i dolny karbon charakteryzuj¹ ju osady typowe dla œrodowisk szelfowych. W ci¹gu póÿnego karbonu morski basen przedpola waryscydów sta³ siê najpierw paraliczny, a potem by³ ju tylko kontynentalnym, marginalnym zapadliskiem przedgórskim wypiêtrzanego orogenu waryscyjskiego. Analizowany obszar Pomorza Zachodniego rozci¹ga siê na zachód od prekambryjskiego kratonu wschodniej Europy i jest od niego oddzielony stref¹ uskokow¹ Koszalina, stanowi¹c¹, jak ju wspomniano, czêœæ transkontynentalnej strefy tektonicznej Teisseyre a Tornquista (TTZ). Strefa TT, zdaniem R. Dadleza (2000) i zgodnie z tradycyjn¹ definicj¹, jest linearn¹ stref¹ uskokow¹, stanowi¹c¹ równie pó³nocno- -wschodni¹ granicê licz¹cego oko³o 100 km szerokoœci zespo³u bloków skorupy krystalicznej o szczególnej charakterystyce, zwanego Trans-European Suture Zone (TESZ). Po stronie wschodniej TTZ mamy do czynienia z kompleksami osadowymi paleozoiku, rozwiniêtymi na prekambryjskim kratonie wschodnioeuropejskim. Obni enie ba³tyckie jest struktur¹ uformowan¹ w obrêbie kratonu wschodnioeuropejskiego, jego pod³o e w tym rejonie znajduje siê na g³êbokoœci od kilkuset metrów do okoùo 2 km (por. Ûsaitytë, 2000), a le ¹ca poziomo lub subhoryzontalnie pokrywa osadowa obejmuje utwory od najwy szego neoproterozoiku, ediakaru, po kenozoik. Bêd¹ce przedmiotem zainteresowania i badañ porównawczych osady dewonu i najni szego karbonu wystêpuj¹ obecnie w centralnym pasie obni enia ba³tyckiego, ograniczonym od zachodu stref¹ uskokow¹ Karwi o przebiegu subpo³udnikowym, a od po³udnia zespo³em uskoków sambijskich o przebiegu równole nikowym (por. Kramarska i in., 1999; tak e fig. 1). Po stronie zachodniej, w strefie TESZ, zgodnie z rezultatami nielicznych g³êbokich profilowañ sejsmicznych, g³êbokich wierceñ i regionalnych kompilacji geologicznych, mamy do czynienia z paleozoiczn¹ pokryw¹ osadow¹, w pod- ³o u której wystêpuje szczególna mozaika bloków skorupy krystalicznej (R. Dadlez, 1997, 2000).

7 Stratygrafia i rozwój facjalny osadów dewonu i karbonu w basenie pomorskim i w zachodniej czêœci basenu ba³tyckiego Skorupê krystaliczn¹ na obszarze tzw. Ni u Polskiego przecina kilka g³êbokich profili sejsmicznych biegn¹cych z pó³nocnego wschodu na po³udniowy zachód, a tak e z pó³nocnego zachodu na po³udniowy wschód. Umo liwiaj¹ one rozpoznanie rozk³adu prêdkoœci sejsmicznych w skorupie (por. R. Dadlez, 1997; Grad i in., 2005). Jako dodatkowe Ÿród³o informacji wykorzystano dane grawimetryczne, na podstawie których spróbowano powi¹zaæ ze sob¹ poszczególne kompleksy skorupy, zidentyfikowaæ jej bloki i dziel¹ce je g³êbokie roz³amy (Królikowski i in., 1996, 1999). Stosunkowo wyraziœcie na omawianym obszarze zaznaczaj¹ siê roz³amy pod³u ne o przebiegu NW SE, wi¹ ¹ce siê z granicami permsko-mezozoicznej bruzdy œródpolskiej i granicami jej inwersji (R. Dadlez, 1997, 2000). Dane grawimetryczne wskazuj¹ równie na segmentacjê poprzeczn¹ basenu Ni u Polskiego na kilka bloków o odmiennej charakterystyce skorupy. Dla obszaru pomorskiego istotne wydaj¹ siê dwa roz³amy poprzeczne, roz³am Koronowo Margonin i po- ³o ony dalej na po³udniowy wschód roz³am W³oc³awek Konin (fig. 1). Jeden z nich, jako roz³am oddzielaj¹cy blok pomorski od bloku kujawskiego, odgrywa³ byæ mo e w ci¹gu dewonu i karbonu znacz¹c¹ rolê jako wa ny element strukturalny, maj¹cy wp³yw na sedymentacjê w basenie pomorskim, a byæ mo e nawet zamykaj¹cy basen pomorski od po³udniowego zachodu. Nie ma do tej pory jasnoœci, który z wymienionych roz³amów móg³ pe³niæ tak¹ rolê. Królikowski i wspó³autorzy (1999) jako granicê miêdzy segmentem pomorskim a kujawskim uznaj¹ roz³am Koronowo Margonin. Wschodni, erozyjny zasiêg wystêpowania osadów dewonu i karbonu dolnego wyznacza strefa uskokowa Koszalin Chojnice Toruñ. Na wschód od tej strefy, pod bezpoœrednim nadk³adem osadów kenozoicznych stwierdzono w¹ski pas wychodni sfa³dowanych osadów syluru i ordowiku, nasuniêtych na kraton wschodnioeuropejski. Granicê tego nasuniêcia okreœlono jako front deformacji kaledoñskiej CDF (Caledonian deformation front, fig. 1). Front deformacji waryscyjskiej VDF (Variscan deformation front, fig. 1) wyznacza, jak siê wydaje, po³udniow¹ granicê basenów epikontynentalnych dewonu i karbonu, charakteryzuj¹cych siê, z powodu bliskoœci mobilnego pasa waryscydów, wzmo on¹ ruchliwoœci¹ pod³o a (R. Dadlez, 1997). Baseny permskie i mezozoiczne by³y ju typowymi basenami intrakratonicznymi. OBSZAR POMORZA ZACHODNIEGO I ZACHODNIEJ, POLSKIEJ CZÊŒCI AKWENU BA TYKU STRATYGRAFIA Pierwszy i g³ówny podzia³ osadów dewoñskich obszaru Pomorza Zachodniego na nieformalne jednostki litostratygraficzne, kompleksy, zosta³ zaproponowany przez R. Dadleza (1978). Nieco póÿniej Mi³aczewski (1979, 1986) wprowadzi³ do tego schematu jednostkê nazwan¹ kompleksem ze Studnicy, któr¹ uzna³ za najstarsz¹ dewoñsk¹ jednostkê litostratygraficzn¹ na tym obszarze. Matyja (1993, 1998, 2004) na podstawie szeroko zakrojonych badañ stratygraficznych nada³a rangê wyró nionym wczeœniej jednostkom litostratygraficznym, uporz¹dkowa³a ich nazewnictwo oraz wyró - ni³a kilka nowych jednostek w randze ogniw. Analiza litologiczna osadów œrodkowodewoñskich przeprowadzona przez Matyjê (1998, 2000, 2004) w ska³ach wêglanowych, a przez Paczeœn¹ (2000, 2004) w ska³ach klastycznych, po³¹czona z analiz¹ biostratygraficzn¹ na podstawie konodontów (Matyja, 1998, 2000, 2004) oraz palinomorf (Turnau, 1995, 1996, 2000, 2004), pozwoli³a na uporz¹dkowanie ram stratygraficznych œrodkowodewoñskiej klasyfikacji litostratygraficznej (Matyja, 2004). Badania biostratygraficzne Turnau i Matyi (2001) pozwoli³y równie na okreœlenie pocz¹tku sedymentacji dewoñskiej na obszarze pomorskim. Praca zawieraj¹ca szczegó³owe dane dotycz¹ce stratygrafii osadów œrodkowego dewonu tego obszaru, rozpatrywane na tle poziomów miosporowych i konodontowych, jest przygotowywana do druku. W obrêbie osadów górnego dewonu wydzielono i zdefiniowano piêæ jednostek w randze formacji, a w obrêbie jednej z nich (formacji cz³uchowskiej) wyró niono piêæ jednostek w randze ogniw (Matyja, 1993, 1998). Identyfikacja czterech z piêciu formacji by³a zgodna z wczeœniejsz¹ propozycj¹ podzia³u górnego dewonu na kompleksy, zaproponowan¹ przez R. Dadleza (1978). Dziêki badaniom biostratygraficznym okaza³o siê jednak, e kolejna jednostka litostratygraficzna, kompleks z S¹polna, wydzielony przez elichowskiego (1987) w obrêbie turneju, nale y czêœciowo równie do najwy szego famenu (Matyja, 1993). Szeroko zakrojona analiza biostratygraficzna na podstawie konodontów, wykorzystuj¹ca równie wczeœniej opublikowane dane biostratygraficzne innych autorów (miospor Turnau, 1978, 1979; Matyja, Turnau, 1989; Matyja, Stempieñ-Sa³ek, 1994 oraz planktonicznych ma³ oraczków bikowska 1986, 1992) umo liwi³a mniej lub bardziej precyzyjne datowanie granic wyró nionych w obrêbie górnego dewonu jednostek litostratygraficznych oraz stworzenie schematu czasowego i przestrzennego ich uk³adu (Matyja, 1993, 1998). Pierwszym, który dokona³ podzia³u osadów missisipu, by³ R. Dadlez (1978). elichowski (1983, 1995; elichowski i in., 1986) zrewidowa³ ten podzia³ i wyró ni³ w dolnej czêœci karbonu pomorskiego szereg nieformalnych jednostek litostratygraficznych nazwanych kompleksami, a Lech (1986), dla potrzeb geologii naftowej, dokona³ dodatkowego podzia³u tych osadów na serie geofizyczne. Podzia³ elichowskiego zosta³ zmodyfikowany przez Lipca (Lipiec, Matyja, 1998; Lipiec, 1999), tak e pewne zmiany zosta³y dokonane w pracy Matyi i in. (2000) oraz w tym opracowaniu. Dotycz¹ one g³ównie rangi wyró nionych jednostek litostratygraficznych, w pewnym stopniu tak e ich charakterystyki. W turneju i wizenie, w czêœci pó³nocno-wschodniej obszaru pomorskiego mo na wyró niæ szeœæ jednostek litostratygraficznych w randze formacji, przy czym najstarsza

8 86 Hanna Matyja z nich, jak ju wspominano, czêœciowo nale y do famenu. Osady missisipu wykazuj¹ na badanym obszarze du e litologiczne zró nicowanie, zaœ podstawowym czynnikiem utrudniaj¹cym przez wiele lat odtworzenie wzajemnych relacji pomiêdzy nimi by³ przede wszystkim brak satysfakcjonuj¹cych danych biostratygraficznych. Wczeœniejsze opracowania makrofauny oraz czêœciowo mikrofauny i mikroflory tego podsystemu, zarówno te opublikowane, jak i znajduj¹ce siê w pracach archiwalnych (B³aszyk, Natusiewicz, 1973; Korejwo, 1975, 1976, 1977, 1979, 1993; Matyja, 1976; elichowski, 1987; elichowski i in., 1986) nie by³y wystarczaj¹co precyzyjne. Najlepszymi narzêdziami biostratygraficznymi dla ilastych, otwartomorskich osadów turneju okaza³y siê byæ konodonty i miospory, natomiast dla p³ytkomorskich i przybrze nych osadów górnego turneju i wizenu g³ównie miospory, w mniejszym stopniu konodonty i otwornice wapienne (Turnau, 1978, 1979; Matyja, Turnau, 1989; Clayton, Turnau, 1990; Turnau w: Avchimovitch i in. 1993; Matyja, 1993; Avchimovitch, Turnau, 1994; Matyja, Stempieñ-Sa³ek, 1994; Turnau i in.,1995; Stempieñ-Sa³ek, 1997, 2002; Matyja w: Lipiec, Matyja, 1998; Lipiec, 1999; Matyja i in., 2000). Dobrej jakoœci wyniki szeroko zakrojonych badañ stratygraficznych umo liwi³y wzajemn¹ korelacjê oko³o 30 profili wiertniczych i nawi¹zanie do standardów europejskich (Matyja i in., 2000). W obrêbie niemal wy³¹cznie klastycznych osadów pensylwanu elichowski (1983, 1995) wyró ni³ trzy jednostki litostratygraficzne w randze formacji. Osady te, reprezentuj¹ce przede wszystkim œrodowiska fluwialne, a najstarsze z nich byæ mo e czêœciowo paraliczne, by³y datowane niemal wy³¹cznie przy u yciu jednego narzêdzia biostratygraficznego, miospor. Rozbie ne wyniki datowañ, przedstawione przez ró nych autorów (Dybova-Jachowicz, Pokorski, 1984; Kmiecik, 1995, 1997), utrudniaj¹ jednak wiarygodne uporz¹dkowanie ram stratygraficznych tej czêœci karboñskiej klasyfikacji litostratygraficznej. Scharakteryzowane poni ej jednostki litostratygraficzne dewonu i karbonu zosta³y wyró nione w dwóch regionach, pó³nocno-wschodnim i po³udniowo-zachodnim, odpowiadaj¹cym dwóm bardzo ogólnie zarysowanym strefom facjalnym, których przebieg jest zgodny z naturalnym upadem depozycyjnym w zbiorniku sedymentacyjnym Pomorza. Region pó³nocno-wschodni (i odpowiadaj¹ca mu p³ytsza strefa facjalna) jest po³o ony w pobli u kratonu wschodnioeuropejskiego, a jego obecna pó³nocno-wschodnia granica nie jest naturaln¹ granic¹ zasiêgu pomorskiego basenu sedymentacyjnego, a jedynie granic¹ tektoniczno-erozyjn¹. Region po³udniowo-zachodni (i odpowiadaj¹ca mu g³êbsza strefa facjalna) jest usytuowany na po³udniowy zachód od tego pierwszego regionu. Wyznaczenie granicy miêdzy wymienionymi regionami, odzwierciedlaj¹cej ró nice facjalne miêdzy nimi w ci¹gu ca³ego dewonu i karbonu, a tym bardziej jednoznaczne wskazanie jej na figurze 1, ze wzglêdu na niekompletnoœæ i przypadkowoœæ posiadanych danych geologicznych, by³oby wysoce hipotetyczne. Taki stan rzeczy jest spowodowany z jednej strony skomplikowan¹ histori¹ tektoniczn¹ obszaru pomorskiego i zwi¹zanymi z ni¹ zdarzeniami erozyjnymi, które doprowadzi³y do usuniêcia b¹dÿ zatarcia istotnych z punktu widzenia historii facjalnej informacji geologicznych, z drugiej zaœ wynika z jakoœci danych pochodz¹cych z przypadkowo rozmieszczonych na tym obszarze profili wiertniczych. O ile trudno by³o wskazaæ na mapie precyzyjny przebieg granicy miêdzy wspomnianymi regionami, to dziêki szczegó³owej analizie litologiczno-stratygraficznej ponad stu profili wiertniczych mo na by³o pokusiæ siê o przedstawienie najbardziej prawdopodobnych wzajemnych obocznych relacji jednostek litostratygraficznych w basenie pomorskim, a tak e zaprezentowaæ ich nastêpstwo w dewonie i karbonie. Sta³o siê to mo liwe dziêki wieloletniej i szeroko zakrojonej analizie biostratygraficznej, przede wszystkim opartej na konodontach i miosporach, której rezultaty zosta³y przedstawione na tle obowi¹zuj¹cych i powszechnie stosowanych schematów stratygraficznych, zestawionych ostatnio przez House a i Gradsteina (2004) dla dewonu, a przez Heckela (2004) oraz Davydova i in. (2004) dla karbonu (tab. 1, 2). Charakterystyka wyró nionych w obrêbie dewonu i karbonu jednostek litostratygraficznych oraz ich wzajemny uk³ad przestrzenny i czasowy, w po³¹czeniu z generalnym ich przyporz¹dkowaniem do œrodowisk sedymentacyjnych (fig. 2), zawiera kolejne modyfikacje w stosunku do opisów i schematów proponowanych wczeœniej (Matyja, 1987, , fig. 8; 1998, fig. 5i6;Matyja i in., 2000; Matyja, 2004), wynikaj¹ce z uwzglêdnienia nowych danych analitycznych. Najbardziej istotne zmiany dotycz¹ ni szej czêœci sekwencji dewoñskiej. Nowe dane biostratygraficzne (Turnau, Matyja, 2001; Matyja, 2004; Turnau, 2004) oraz szczególnie badania sedymentologiczno-ichnofacjalne osadów klastycznych, reprezentuj¹cych?najwy szy ems i czêœæ dewonu œrodkowego, pozwoli³y na stwierdzenie, e osady te tworzy³y siê w szeroko pojêtym œrodowisku marginalnomorskim (Paczeœna, 2004). Wyniki tych badañ pozwoli³y tym samym na definitywne wyeliminowanie z rozwa añ facjalnych grupy œrodowisk uznanych wczeœniej za fluwialne i deltowe (por. Matyja, 1998; Paczeœna, 2000). Nieliczne dane dotycz¹ce datowañ jednostek litostratygraficznych wy - szej czêœci karbonu (pensylwanu) nie s¹ jednoznaczne w dostêpnej literaturze, st¹d te prezentowane relacje czasowe miêdzy nimi mog¹ byæ obarczone istotnym marginesem b³êdu. Nazwy poszczególnych jednostek litostratygraficznych dewonu i karbonu s¹ zgodne z oryginalnymi ustalonymi przez kreatorów b¹dÿ ze zweryfikowanymi nazwami przyjêtymi przez kolejnych badaczy. Region pó³nocno-wschodni (fig. 2) Region ten, o przebiegu NW SE, po³o ony jest w bezpoœrednim s¹siedztwie kratonu wschodnioeuropejskiego i obejmuje w¹ski obszar rozci¹gaj¹cy siê na po³udniowy zachód od strefy uskokowej Koszalina, miêdzy Jamnem i Gorzys³awiem na pó³nocnym zachodzie a Kocza³¹, Brd¹, Rzeczenic¹ i rejonem Wierzchowa na po³udniowym wschodzie. Tak zarysowany region pó³nocno-wschodni mo e byæ uto samiany z relatywnie p³ytsz¹ w ci¹gu dewonu i missisipu stref¹ facjaln¹ basenu pomorskiego w stosunku do regionu po³udniowo-zachodniego, reprezentuj¹cego g³êbsz¹ czêœæ zbiornika. Okresowo, w ci¹gu œrodkowego dewonu i wczesnego franu,

9 Stratygrafia i rozwój facjalny osadów dewonu i karbonu w basenie pomorskim i w zachodniej czêœci basenu ba³tyckiego Tabela 1 Podzia³ chrono- i biostratygraficzny (na podstawie konodontów) dewonu (zestawienie House a i Gradsteina, 2004); podzia³ piêter na podpiêtra zgodnie ze wstêpnymi propozycjami Podkomisji ds. Stratygrafii Dewonu (2004) Stage boundaries and conodont biostratigraphic zonation for the Devonian Period (compiled by House and Gradstein, 2004); Devonian substage after preliminary proposition of the Subcomission on Devonian Stratigraphy (2004) czêœæ regionu po³udniowo-zachodniego rozpoœcieraj¹ca siê miêdzy profilami Nicponie, Polskie ¹ki, Unis³aw i Bydgoszcz lokowa³a siê w obrêbie p³ytszej strefy sedymentacyjnej st¹d nazwy niektórych z wymienianych profili pojawiaj¹ siê podczas omawiania obydwu regionów. Formacja jamneñska znana jest w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru pomorskiego, gdzie wystêpuje w profilach Jamno IG 1, IG 2 oraz IG 3. W dwóch pierwszych profilach utwory formacji zosta³y przebite i stwierdzono ich niezgodny kontakt z osadami ordowiku (karadoku). Formacja jamneñska jest wykszta³cona jako seria pstrych, czerwonawych, zielonkawych, rzadziej szarych, utworów klastycznych, reprezentuj¹cych pe³ne spektrum frakcji, od piaskowców grubo- i œrednioziarnistych charakterystycznych dla ni szych partii formacji po dominuj¹ce w profilach piaskowce drobnoziarniste, pstre mu³owce i bardzo drobnoziarniste heterolity piaskowcowo-mu³owcowe oraz rzadziej wystêpuj¹ce i³owce. W obrêbie ca³ej formacji wystêpuj¹ poziomy zlepieñców o mi¹ szoœci od 10 do 30 cm, z³o one g³ównie z doœæ dobrze obtoczonych, ale wykazuj¹cych œredni stopieñ selekcji, otoczaków kwarcu (o œrednicach od kilku milimetrów do 2 cm). Charakterystyczn¹ cech¹ tej formacji, zw³aszcza w jej partiach dolnych i œrodkowych, jest równie obecnoœæ gruz³ów anhydrytu. Czêste s¹ kilkucentymetrowe wk³adki laminitów wapiennych pochodzenia mikrobialnego, wystêpuj¹ce przede wszystkim w obrêbie mu³owców, a rzadziej w obrêbie drobnoziarnistych piaskowców (otw. Jamno IG 1). W ca³ej formacji bardzo pospolite s¹ skamienia³oœci œladowe. Mi¹ szoœæ formacji w najbardziej kompletnym profilu Jamno IG 1 osi¹ga 460 m. Badania Turnau (Turnau, Matyja, 2001; Turnau, 2004) sugeruj¹, e formacja jamneñska jako ca³oœæ mo e zawieraæ siê miêdzy najwy szym emsem a œrodkowym ywetem. Formacja studnicka znana by³a do tej pory jedynie z profilu Miastko 1 (Mi³aczewski 1979, 1986), jednak ostatnie badania (Matyja, 2004) wskazuj¹, e osady formacji wystêpuj¹ równie w profilach K³anino 3, Kocza³a 1, Nicponie 1 i Polskie ¹ki PIG 1. W najbardziej kompletnym profilu Miastko 1 osady formacji studnickiej wykszta³cone s¹ jako czerwonawe i jasnoszare utwory klastyczne: dominuj¹ce w ca³ej formacji piaskowce drobnoziarniste z warstwowaniami przek¹tnymi w du- ej skali, prze³awicaj¹ce siê z mu³owcami o laminacji poziomej, oraz rzadziej wystêpuj¹ce poziomy piaskowców gruboziarnistych z warstwowaniami przek¹tnymi w du ej skali (Paczeœna, 2004). W piaskowcach drobnoziarnistych czêste s¹ poziomy z³o one z klastów mu³owców i i³owców, rzadziej wapieni mikrytowych. W obrêbie formacji wystêpuj¹ gruz³y i cienkie ³awice anhydrytów. Liczne s¹ skamienia- ³oœci œladowe. Mi¹ szoœæ formacji studnickiej wynosi od 80 mwprofilu Polskie ¹ki PIG 1 do ponad 220 m w profilu K³anino 3, 270 m w profilu Miastko 1 i oko³o 300 m w profilu Nicponie 1. W obrêbie osadów ilastych tej formacji, w profilu Miastko 1, zidentyfikowano ma³ oraczki i lingule ( obanowski, 1968), natomiast w mu³owcach mega- i miospory oraz szcz¹tki roœlinne (Fuglewicz, Prejbisz, 1981). adna ze znalezionych wówczas skamienia³oœci nie pozwala³a na jednoznaczne ustalenie pozycji chronostratygraficznej tej formacji. Mi³aczewski (1979) pocz¹tkowo s¹dzi³, e nale y ona do dolnego dewonu, póÿniej usytuowa³ j¹ w górnym emsie i/lub eiflu (Mi³aczewski, 1986).

10 88 Hanna Matyja Tabela 2 Podzia³ chronostratygraficzny karbonu i korelacja z innymi regionalnymi podzia³ami stratygraficznymi zachodniej Europy (por. m.in. Heckel, 2004; Davydov i in., 2004) Correlation of regional Carboniferous stages and other stratigraphic subdivisions of Western Europe (see Heckel, 2004; Davydov et al., 2004) Dziêki badaniom biostratygraficznym Turnau (1995, 2004) wiadomo, e formacja studnicka jako ca³oœæ mo e zawieraæ siê miêdzy najwy szym emsem a œrodkowym ywetem. W profilach, w których przykrywa j¹ formacja miastecka, jej strop mo e siêgaæ do dolnego ywetu. Natomiast tam, gdzie na formacji studnickiej le y wprost formacja sianowska, strop tej pierwszej mo e byæ datowany na ni szy œrodkowy ywet. Formacja miastecka znana jest g³ównie z profilu Miastko 1, byæ mo e wystêpuje równie w profilach K³anino 3 i Polskie ¹ki PIG 1. W wymienionych profilach le y nad

11 Stratygrafia i rozwój facjalny osadów dewonu i karbonu w basenie pomorskim i w zachodniej czêœci basenu ba³tyckiego formacj¹ studnick¹, a w jej sp¹gu, w profilu Miastko 1, wystêpuje zlepieniec wapienny z³o ony z otoczaków p³ytkowodnych wapieni sylurskich ( bikowska, 1974). Formacja miastecka jest zbudowana z prze³awicaj¹cych siê osadów klastycznych i wêglanowo-marglistych. Tworz¹ j¹ m.in. wapienie i margle z koralowcami i szkar³upniami, rzadziej z ramienionogami, oraz jasnoszare lub pstre, na ogó³ drobnoziarniste piaskowce, mu³owce i sporadycznie i³owce. W piaskowcach wystêpuj¹ niskok¹towe warstwowania przek¹tne du ej i ma³ej skali oraz warstwowania i laminacja pozioma (Paczeœna, 2004). Zidentyfikowano równie litofacjê drobnoziarnistych piaskowców bezstrukturalnych. W profilu Polskie ¹ki PIG 1 osady formacji miasteckiej tworz¹ g³ównie drobnoziarniste piaskowce kwarcowe prze³awicaj¹ce siê z wapieniami piaszczystymi z bioklastami i wk³adkami wapiennych laminitów mikrobialnych. W profilu K³anino 3 s¹ to mu³owce z wk³adkami laminitów mikrobialnych oraz piaskowce drobnoziarniste z laminacj¹ smu yst¹, zawieraj¹ce równie cienkie wk³adki wapieni piaszczystych. W profilu Miastko 1 formacja osi¹ga oko³o 300 m mi¹ - szoœci, w profilu Polskie ¹ki PIG 1 blisko 500 m, natomiast w profilu K³anino m. Do tej pory formacjê miasteck¹ okreœlano ogólnie jako œrodkowodewoñsk¹. Dziêki badaniom Turnau (1995, 2004) i Matyi (2004) formacja miastecka jako ca³oœæ mo e byæ datowana jako najwy szy dolny oraz ni szy œrodkowy ywet. Formacja sianowska przykrywa formacjê jamneñsk¹, studnick¹ lub miasteck¹. Do najbardziej pe³nych profili, w których zosta³a stwierdzona, nale ¹ Jamno IG 1 i Kocza³a 1. Jej obecnoœæ stwierdzono równie w profilach Miastko 1, Polskie ¹ki PIG 1, Polanów 2 oraz Nicponie 1. W profilu Jamno IG 1 formacjê sianowsk¹ rozpoczynaj¹ wapienie z klastami mu³owców w sp¹gu, przechodz¹ce w mu³owce i drobnoziarniste piaskowce kwarcowe, a nastêpnie w szare mu³owce z sieczk¹ roœlinn¹, czêsto zbioturbowane, przewarstwiaj¹ce siê z wapnistymi, drobnoziarnistymi piaskowcami kwarcowymi i wapieniami (laminitami z poziomami bogatymi w œlimaki wermetoidalne), awwy - szych nieco partiach równie i z i³owcami. Czêœæ wy sz¹ formacji stanowi¹ szare i³owce z sieczk¹ roœlinn¹ z licznymi, ale niewielkiej mi¹ szoœci, poziomami wapiennych laminitów i kilkoma wk³adkami jasnobe owych wapieni z drobnymi trochitami (Matyja, 1998). Udzia³ osadów wêglanowych wzrasta wyraÿnie w kierunku po³udniowo-wschodnim. W profilu Kocza³a 1 sp¹gowe partie tej formacji stanowi litofacja marglista, niezbyt bogata w szcz¹tki organiczne: drobne trochity, ma³ oraczki i szcz¹tki roœlinne. Wy ej wystêpuj¹ jasne, masywne wapienie stromatoporoidowo-koralowcowe przepe³nione stromatoporoidami masywnymi w pozycji wzrostu, zawieraj¹ce równie du e trochity, ramienionogi i okruchy wapieni. Przechodz¹ one stopniowo poprzez wapienie margliste i i³owce z niewielk¹ iloœci¹ szcz¹tków organicznych w i³owce laminowane mu- ³owcami, a nastêpnie w zbioturbowane mu³owce wzbogacone na powierzchniach oddzielnoœci w mikê i sieczkê roœlinn¹ oraz drobnoziarniste piaskowce kwarcowe. Formacjê sianowsk¹ wieñcz¹ w tym profilu wapienie bogate w œlimaki wermetoidalne, przechodz¹ce w wapienie organogeniczne z³o one ze stromatoporoidów masywnych, wy ej tabularnych, przechodz¹ce nastêpnie w czarne mikrytowe wapienie zawieraj¹ce du ¹ iloœæ rozproszonego pirytu, doœæ bogate w ma³ oraczki i szcz¹tki ryb (op. cit.). W profilu Miastko 1 formacja sianowska rozpoczyna siê marglami zawieraj¹cymi w sp¹gu klasty mu³owców. Osady te przechodz¹ ku górze w wapienie z bioklastami o teksturze pakstonów, wapienie z peloidami o teksturze grejnstonów i czarne wapienie z onkolitami. W profilu Polskie ¹ki PIG 1 formacjê tê tworz¹ wapienie stromatoporoidowo-koralowcowe (bêd¹ce równie istotnym sk³adnikiem budowli organicznych) oraz margle i wapienie z ramienionogami, szkar- ³upniami i stromatoporoidami tabularnymi. Z kolei w profilach Polanów 2 i Nicponie 1 formacjê buduj¹ i³owce i margle. Mi¹ szoœæ formacji sianowskiej waha siê od nieco ponad 100 m w profilu Jamno IG 1 do 150 m w profilu Kocza³a 1 i oko³o 170 m w profilu Polskie ¹ki PIG 1. W pozosta³ych profilach formacja jest niekompletna i osi¹ga 85 m w profilu Polanów 2, oko³o 120 m w profilu Miastko1i194mwprofilu Nicponie 1. Turnau (1995, 2000, 2004) na podstawie badañ palinologicznych oraz Matyja (2004) na podstawie badañ konodontowych datowa³y osady formacji sianowskiej jako œrodkowo yweckie, przy czym w rejonie Miastka sp¹g formacji odpowiada dolnym partiom ywetu œrodkowego, natomiast w rejonie miêdzy Jamnem a Kocza³¹ wy szym partiom ywetu œrodkowego. Osady formacji wyszeborskiej le ¹ na badanym obszarze na utworach formacji sianowskiej, a pod osadami formacji koczalskiej. Formacjê wyszeborsk¹, wykszta³con¹ podobnie do formacji jamneñskiej, stanowi¹ g³ównie pstre utwory silikoklastyczne. W profilu Jamno IG 1 s¹ to drobnoziarniste piaskowce kwarcowe prze³awicaj¹ce siê z mu³owcami, w œrodkowej czêœci formacji obserwuje siê tu szereg poziomów zlepieñców kwarcowych. Otoczaki kwarcu s¹ doœæ dobrze obtoczone, ale niezbyt dobrze wyselekcjonowane, o œrednicy od kilku milimetrów do 1 cm. Stwierdzono równie poziom mu³owców z klastami wapiennymi laminitami zawieraj¹cymi œlimaki wermetoidalne. W profilach Polanów 2 i Kocza³a 1 formacjê buduj¹ g³ównie mu³owce i prze³awicaj¹ce siê z nimi grube pakiety piaskowców drobno- i œrednioziarnistych, nosz¹ce, zw³aszcza w profilu Polanów 2, œlady intensywnego wietrzenia. Mi¹ szoœæ formacji wyszeborskiej w profilu Jamno IG 1 wynosi ponad 220 m, w profilach Polanów 2 i Kocza³a 1 siêga 200 m. Utwory formacji wyszeborskiej zawieraj¹ tylko nieliczne wk³adki szarych i ciemnoszarych drobnoziarnistych ska³, stanowi¹cych odpowiedni materia³ do badañ palinologicznych. Zespo³y miospor uzyskano jedynie z dolnej czêœci formacji z otworu Jamno IG 1, a w profilu Kocza³a 1 zosadów prawie ca³ej formacji. Pozwalaj¹ one na stwierdzenie, e formacja wyszeborska mo e zawieraæ siê w przedziale odpowiadaj¹cym najwy szej czêœci œrodkowego i ni szej czêœci górnego ywetu. Formacja koczalska zosta³a zidentyfikowana jedynie w profilach zlokalizowanych w w¹skim pasie wychodni dewonu w pobli u krawêdzi kratonu wschodnioeuropejskiego miêdzy Koszalinem a Kocza³¹, w okolicy Polskich ¹k

12 90 Hanna Matyja oraz Bydgoszczy. Le y ona na osadach formacji wyszeborskiej, a pod utworami ogniwa strze ewskiego formacji cz³uchowskiej. Formacjê koczalsk¹ charakteryzuje dwudzielnoœæ. W dolnej czêœci jednostki przewa aj¹ wapniste piaskowce kwarcowe, podrzêdnie mu³owce wapniste zawieraj¹ce nieliczne i trudne do identyfikacji bioklasty, ciemnoszare mu³owce wapniste i i³owce zawieraj¹ce nieliczne szcz¹tki ma³ y, ramienionogów bezzawiasowych i ma³ oraczków, a tak e poziomy laminitów oraz ciemnoszare wapienie margliste zawieraj¹ce szcz¹tki szkar³upni, ramienionogów zawiasowych, ma³ oraczków, ryb, a tak e sporadycznie algi. W górnej czêœci formacji dominuj¹ organodetrytyczne wapienie stromatoporoidowo-koralowcowe ze stromatoporoidami, tabulatami, pojedynczymi koralowcami osobniczymi Rugosa, ma³ oraczkami, œlimakami, otwornicami i algami oraz jasnoszare, masywne lub niewyraÿnie warstwowane wapienie stromatoporoidowo-koralowcowe z organizmami zachowanymi w pozycji wzrostu (por. J. Dadlez, 1976; J. Dadlez, R. Dadlez, 1986; R. Dadlez, 1978; Matyja, 1993). Mi¹ szoœæ formacji koczalskiej wynosi od 134 mwprofilu Kocza³a 1 do oko³o 250 m w profilu Jamno IG 1. W pozosta³ych profilach formacja jest niekompletna i jej mi¹ - szoœæ wynosi oko³o 150 m w profilu Polanów 2, a ponad 300 m w profilu Bydgoszcz IG 1. Sp¹gowe partie formacji koczalskiej mieszcz¹ siê prawdopodobnie w obrêbie najwy szego ywetu lub odpowiadaj¹ pograniczu miêdzy ywetem a franem (Matyja, 2004; Turnau, 2004). Partie stropowe natomiast nale ¹ do najwy szej czêœci œrodkowego franu, do dolnego poziomu konodontowego rhenana (por. tab. 1 oraz Matyja, 1993 tab. 6 i fig. 48). W obrêbie formacji cz³uchowskiej wydzielono piêæ nieformalnych jednostek w randze ogniw (Matyja, 1993, 1998). S¹ to, id¹c od do³u, ogniwa: unis³awskie, strze ewskie, gorzys³awskie oraz goœciñskie obocznie przechodz¹ce w ogniwo bielickie. W omawianym regionie pó³nocno-wschodnim w obrêbie formacji cz³uchowskiej mo na wyró niæ tylko cztery ogniwa, a najstarsze jest ogniwo strze ewskie. Ogniwo strze ewskie charakteryzuje siê obecnoœci¹ cienko³awicowych osadów, reprezentowanych g³ównie przez i³owce w pó³nocnej czêœci obszaru (miêdzy Strze ewem, Gorzys³awiem, Goœcinem i Karlinem) oraz i³owce wapniste z wk³adkami mniej lub bardziej marglistych wapieni mikrytowych we wschodniej i centralnej czêœci obszaru. Czarne bitumiczne i³owce charakteryzuje milimetrowa laminacja, obecnoœæ agregatów pirytu i obecnoœæ organizmów charakterystycznych dla œrodowisk pelagicznych, g³ównie entomozoidów i tentakulitoidów. Wk³adki wapieni maj¹ czasami strukturê gruz³ow¹ i zawieraj¹ g³owonogi, tentakulitoidy, ma³ e, ramienionogi bezzawiasowe, entomozoidy, konodonty i sporadycznie ramienionogi zawiasowe. Osady ogniwa strze ewskiego rozprzestrzenione s¹ na obszarze ca³ego Pomorza Zachodniego, w czêœci pó³nocno- -wschodniej wystêpuj¹ powy ej osadów formacji koczalskiej. Granica miêdzy formacj¹ koczalsk¹ a ogniwem strze- ewskim formacji cz³uchowskiej przebiega w najwy szym œrodkowym franie, w obrêbie dolnego poziomu rhenana (Matyja, 1993). Strop ogniwa nale y ju do najni szej czêœci dolnego famenu i mieœci siê w obrêbie œrodkowego poziomu triangularis na ca³ym badanym obszarze (op. cit.), a granica miêdzy franem i famenem przebiega w stropowych partiach tego ogniwa (por. Matyja, Narkiewicz, 1992). Ogniwo gorzys³awskie na ca³ym obszarze Pomorza Zachodniego le y nad ogniwem strze ewskim i jest wykszta³cone jako alternuj¹ce ze sob¹ margle i wapienie gruz- ³owe zawieraj¹ce doœæ liczne szcz¹tki organizmów bentonicznych, reprezentowanych g³ównie przez ramienionogi zawiasowe, szkar³upnie, ma³ oraczki, otwornice zlepieñcowate wystêpuj¹ce obok entomozoidów, g³owonogów, tentakulitoidów i konodontów. Ogniwo gorzys³awskie nale y w tym regionie do dolnego famenu, jego sp¹gowe partie mieszcz¹ siê w obrêbie œrodkowego poziomu triangularis, a jego partie stropowe datowane s¹ na górny poziom rhomboidea (Matyja, 1993). Ogniwo goœciñskie w omawianej czêœci regionu jest znane z profili Karcino 1, Goœcino IG 1, Bia³ogard 8, K³anino 1 i Kocza³a 1. Dominuj¹c¹ odmian¹ litologiczn¹ s¹ szare wapienie gruz- ³owe zawieraj¹ce bogate i zró nicowane szcz¹tki szkieletowe. Do najliczniejszych nale ¹ szkar³upnie, mszywio³y, ramienionogi zawiasowe, ma³ oraczki bentoniczne i konodonty. Do najczêstszych odmian mikrofacjalnych nale ¹ wapienie margliste ze szkar³upniami, margliste wapienie mszywio- ³owo-ma³ oraczkowe i wapienie szkar³upniowo-ramienionogowe. Podrzêdnie wystêpuj¹ wk³adki wapieni ziarnistych zawieraj¹ce bioklasty organizmów p³ytkowodnych oraz litoklasty wapieni mikrytowych. G³ównymi bioklastami s¹ tu motki girwanellowe, œlimaki wermetoidalne, bentoniczne ma³ oraczki i algi nale ¹ce do zielenic. Wk³adki wapieni ziarnistych nie wykazuj¹ warstwowania gradacyjnego, charakteryzuj¹ siê doœæ dobrym wysortowaniem sk³adników ziarnistych i ich horyzontaln¹ orientacj¹. Ogniwo goœciñskie nale y do œrodkowego famenu i zawiera siê miêdzy dolnym i górnym poziomem konodontowym marginifera (op. cit.). Ogniwo bielickie znane jest tylko z dwóch profili w pó³nocnej, nadmorskiej czêœci obszaru Karlino 1 i Gorzys³aw 8. Osady tego ogniwa s¹ zdominowane przez dwie odmiany litologiczne: jasne, mikrytowe wapienie zawieraj¹ce nagromadzenia szcz¹tków szkar³upni i ramienionogów oraz rozproszone mszywio³y i ma³ oraczki, a tak e masywne wapienie mikrytowe z rozproszonymi szcz¹tkami szkar- ³upni, mszywio³ami z rodzaju Fenestella, koloniami Tabulata, stromatoporoidami oraz glonami z rodzajów Isinella, Kamaena i Baculella. W obrêbie tej bardzo charakterystycznej jednostki litologicznej wystêpuje szereg odmian mikrofacjalnych, sugeruj¹cych ich zwi¹zek z wêglanowymi budowlami organicznymi. Ogniwo bielickie nale y do œrodkowego famenu i zawiera siê miêdzy dolnym i górnym poziomem konodontowym marginifera, jest wiêc obocznym ekwiwalentem ogniwa goœciñskiego (op. cit.). Osady formacji krojanckiej przykrywaj¹ osady ogniw goœciñskiego i bielickiego formacji cz³uchowskiej i przechodz¹ obocznie ku pó³nocy w osady formacji k³aniñskiej. Spoœród badanych profili w nadmorskiej czêœci obszaru obecnoœæ tej formacji stwierdzono jedynie w profilu Œwierzno 4. Dominuj¹c¹ odmian¹ litologiczn¹ s¹ jasnoszare wapienie