Ewolucja basenu niecki miechowskiej w jurze jako rezultat regionalnych przemian tektonicznych

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 6, 26 Ewolucja basenu niecki miechowskiej w jurze jako rezultat regionalnych przemian tektonicznych Zbigniew Z³onkiewicz* Evolution of the Miechów Depression basin in the Jurassic as a result of regional tectonical changes. Prz. Geol., 54: 534 54. Summary. Evolution of a sedimentary basin in the Miechów Depression (MD) during the Jurassic was due to the synsedimentary tectonic activity of the Caledonian Variscan structures. There was a local zone of maximal subsidence extending NW SE in its area. The W³oszczowa Massif (WM) in the basement of the Permian-Mesozoic cover in central and NW part of the MD was an element of a little lesser subsidence in comparison to the adjacent NW and SE areas. narrow graben in the Lasocin Strzelce Dislocation Zone separated it from the Holy Cross Mts. Block (HCM). The Mid-Polish Trough invaded the MD from the NW. The edge of WM (Pilica Fault) limited a reach of the pre-bathonian SE ingressions. In addition, transgression from an inland basin (from SE) developed since the Bathonian. Grabens and horsts elongated NNW SSE were formed in the central part of MD. They continued further S-wards beyond the edge of the Carpathians. In the Callovian and Late Jurassic facial zones in the central and NW part of the MD were elongated NW SE. The zone of major subsidence was located between P¹gów and Kostki Ma³e and stretched further SE into the basin of the Carpathian Foreland. During the Late Oxfordian and Kimmeridgian the shallowest zone of the basin SW to the HCM was located in the N part of the WM. Structures formed in the MD area pointed at an oblique extension directed to NW. It was effected by palaeostress directed to NW, stronger in the NW part of the area and gradualy decreasing. The stress reactivated two oblique-slip fault systems: Kraków Lubliniec and Lasocin Strzelce. lso an increasing tension to W, stronger in its S part, might be recognized. It activated the Zawiercie Fault in the Late Bajocian and caused left-slip rotation of the WM in the Late Oxfordian. The tectonic model controlling sedimentation during the Latest Jurassic and Early Cretaceous was very similar to the pattern of subsiding and elevating zones formed in this area during Variscan compression. The Mid-Polish Trough was formed by dextral extension and reactivation of dislocations parallel to the edge of the East European Craton. The consolidated HCM-block belonged to a zone of elevated blocks, characteristic for the axial part of an extension basin. Key words: Miechów Depression, W³oszczowa Massif, Mid-Polish Trough, Jurassic, palaeotectonics, oblique extension Brak ska³ jury i kredy w Górach Œwiêtokrzyskich prowadzi³ do ró nych interpretacji roli, jak¹ ten obszar pe³ni³ w basenie epikontynentalnym Polski. naliza mi¹ szoœci poszczególnych systemów w SE odcinku bruzdy œródpolskiej (ryc. 1), w opinii wiêkszoœci badaczy (Kutek & G³azek, 1972; Kutek, 1994; Hakenberg & Œwidrowska, 1998, 1999) przemawia³a za przyjêciem przebiegu strefy maksymalnej subsydencji ukoœnie do trzonu paleozoicznego. Na obszarze bloku œwiêtokrzyskiego w keloweju, póÿnej jurze i póÿnej kredzie lokalizowano maksimum subsydencji w basenie bruzdy. Kutek (1994) uzna³ bruzdê œródpolsk¹ w jurze i wczesnej kredzie za swoisty basen ryftowy, w którym znaczenie regionalne mia³a dyslokacja œwiêtokrzyska, reaktywowana jako synsedymentacyjny uskok zrzutowo-przesuwczy. Modelowania analogowe (Gutowski & Koyi, 25) postulowa³y synsedymentacyjne przesuniêcia bloków g³êbokiego pod³o a wzd³u dyslokacji œwiêtokrzyskiej i uskoku Zawiercia. Œwiêtokrzyski odcinek bruzdy zinterpretowano jako obszar o maksymalnej inwersji laramijskiej (Po aryski, 1974; Dadlez i in., 1995). Dla rozwoju bruzdy œródpolskiej w alpejskim etapie ekstensji, Dadlez (1997a) wskaza³ decyduj¹c¹ rolê synsedymentacyjnych uskoków przesuwczych, o biegu zgodnym z krawêdzi¹ kratonu. Jednak problem zwrotu wektora przesuniêæ w SE czêœci bruzdy, czyli tak e w niecce miechowskiej i na bloku œwiêtokrzyskim, pozostawi³ nierozstrzygniêty. Ska³y jurajskie z obszaru niecki miechowskiej, rozpoznano wierceniami (Pañstwowego) Instytutu Geologicznego (Jurkiewicz i in., 1969). Uzyskane wyniki pozwalaj¹ na interpretacje paleotektoniczne, dotycz¹ce tak e obszaru œwiêtokrzyskiego, a w szerszej skali, ca³ej bruzdy œródpolskiej. Wyniki badañ autora przedstawione w pracy doktorskiej (Z³onkiewicz, 26), dotychczas publikowano tylko *Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Œwiêtokrzyski, ul. Zgoda 21, 25-953 Kielce; zbigniew.zlonkiewicz@pgi.gov.pl w zarysie (Z³onkiewicz, 21, 22, 24a, b). Prezentowane opinie na temat paleogeografii i paleotektoniki, s¹ zbli one do wyników wspomnianych modelowañ analogowych (Gutowski & Koyi, 25). Znajduj¹ potwierdzenie Czêstochowa MGŒl ódÿ EK MPS & NW W Œr P 1km Kielce Miechów Kraków Warszawa ska³y przedpermskie pre-permian rocks perm i trias Permian and Triassic jura Jurassic kreda Cretaceous tyton-paleogen /flisz karpacki/ Tythonian-Paleogene /Carpathian flysh/ obszar objêty mapkami szczegó³owymi area presented on detailed maps Lublin Rzeszów DS Karpaty Carpathians NL Lviv Ryc. 1. Obszar badañ na tle g³ównych jednostek tektonicznych SE Polski (bez utworów kenozoiku); DS antyklinorium dolnego Sanu, EK elewacja Kodr¹bia, Góry Œwiêtokrzyskie, MGŒl masyw Górnego Œl¹ska, MPS & MŒIK monoklina przedsudecka i monoklina œl¹sko-krakowska, NL niecka lwowska, niecka lubelska, niecka miechowska, niecka mogileñsko-³ódzka, NW niecka warszawska, WŒrP wa³ œrodkowopolski Fig. 1. Investigated area and the tectonic units of SE Poland (without Cenozoic deposites); DS Lower San nticlinorium, EK Kodr¹b Elevation, Holy Cross Mts., MGŒl Upper Silesian Massif, MPS & MŒIK Fore-Sudetic Monocline and Cracow-Silesian Monocline, NL Lviv Depression, Lublin Depression, Miechów Depression, Mogilno- ódÿ Depression, NW Warszawa Depression, WŒrP Mid-Polish nticlinorium 534

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 6, 26 w rezultatach kontynuowanych zespo³owo badañ jury z SE czêœci niecki oraz w zjawiskach tektonicznych (Dadlez & Jaroszewski, 1994; McClay i in., 22), a poœrednio w stopniu przeobra enia materii organicznej w ska³ach z Gór Œwiêtokrzyskich (Belka, 199; Szczepanik, 1997). Mi¹ szoœci i paleogeografia jury w centrum i NW niecki miechowskiej Zachowane mi¹ szoœci oraz rozk³ad facjalny osadów, powsta³ych w wybranych etapach rozwoju basenu jurajskiego niecki (ryc. 2 5), s¹ poœrednio wskaÿnikiem rozmiaru subsydencji (ryc. 6, 7), zachodz¹cej na przemian z erozj¹ podczas staro- i m³odokimeryjskich ruchów tektonicznych. Ska³y dolnej jury, powsta³e w œrodowiskach rzecznych, paralicznych i szelfowych, czêœciowo zerodowane w najni szej jurze œrodkowej, zachowa³y siê w NW czêœci niecki oraz w izolowanym p³acie, na pograniczu z obszarem œwiêtokrzyskim. Teren niecki nale a³ do tarasu œl¹sko-krakowskiego (Deczkowski & Franczyk, 1988). Dzisiejszy zasiêg zielonych i³owców i mu³owców formacji ciechociñskiej dolnego toarku (ryc. 2), z wyj¹tkiem izolowanego p³ata w rejonie Chmielnika, pokrywa siê z obecnym wystêpowaniem dolnej jury na tym obszarze. Rozk³ad mi¹ szoœci tej formacji, bliski pierwotnemu, charakterystyczny jest dla ca³ego piêtra. Wskazuje na ingresjê zbiornika od NW, od bruzdy œródpolskiej i odzwierciedla zró nicowanie subsydencji. Ujawnia istnienie zatok/bruzd i pó³wyspów/grzbietów, o osiach biegn¹cych wzd³u kierunku NNW SSE i N S. Z niewielkimi modyfikacjami powtarza to model paleogeograficzny basenów czerwonego sp¹gowca (Szyperko-Teller & Moryc, 1988), póÿnego permu i triasu (Morawska, 1986). Zatoka na pograniczu niecki miechowskiej i obszaru œwiêtokrzyskiego, stanowi³a SE kontynuacjê rowu Kalisz-Kamieñsk (Marek & Pajchlowa, 1997; Deczkowski & Franczyk, 1988). Na jej przed³u eniu, w pobli u Chmielnika, znalaz³ siê wspomniany izolowany p³at utworów dolnej jury. 1 2 3 4 5km Brak jest kryteriów, pozwalaj¹cych na jednoznaczne okreœlenie wieku szelfowych i lagunowych utworów jury œrodkowej. Na mo liwoœæ istnienia, poza NW czêœci¹ niecki, luk erozyjnych w stropie i wewn¹trz zachowanego profilu, wskazuj¹ analogie z SW obrze eniem Gór Œwiêtokrzyskich (Siemi¹tkowska-Gi ejewska, 1974; Barski, 1999) i przedgórzem Karpat (Moryc & Ratajska 1983). Po okresie erozji (póÿny toark wczesny bajos) zbiornik ponownie wkracza³ od NW, z obni enia sulechowsko-czêstochowskiego, nale ¹cego do bruzdy œródpolskiej (Dayczak-Calikowska & Moryc, 1988). Sedymentacja przebiega³a przy zmianach zasiêgu i batymetrii szelfu silikoklastycznego, lokalnie silikoklastyczno-wêglanowego oraz w œrodowiskach lagunowych. Rozk³ad niepe³nych mi¹ szoœci jury œrodkowej (ryc. 3) wskazuje, e w NW czêœci niecki uk³ad zatok i zalanych grzbietów powtarza³ wczeœniejszy schemat. Zarazem znajdowa³ on kontynuacjê w strukturach rejonu kalisko-czêstochowskiego (Marek & Pajchlowa, 1997). Od wczesnego batonu centrum niecki zalewane by³o równie od SE, wodami œródl¹dowego zbiornika, znajduj¹cego siê miêdzy Miechowem, Krakowem i Nowym Korczynem. Na badanym obszarze notujemy wzrost subsydencji w zatokach uformowanych przy krawêdzi monokliny œl¹sko-krakowskiej oraz wzd³u SW krawêdzi Gór Œwiêtokrzyskich. W centrum i SE czêœci niecki powsta³y cieœniny/bruzdy o kierunku NNW SSE. Znajdowa³y kontynuacjê w analogicznych strukturach, obserwowanych tak e pod nasuniêciem karpackim miêdzy Krakowem a Tarnowem (Barbacki & Kazanowska, 21; Moryc & Ratajska, 1983), wype³nionych osadami bajosu i œrodkowego batonu. Przez analogiê, tak e na terenie niecki mo na spodziewaæ siê lokalnych luk erozyjnych miêdzy górnym batonem a górnym kelowejem. By³ to czas rozpadu tarasu ma³opolskiego, o którym s¹dzono, e na tym terenie przetrwa³ do keloweju (Marek & Pajchlowa red., 1997). W póÿnym keloweju teren niecki wraz z przylegaj¹cymi obszarami, znalaz³ siê na g³êbokim, sp³ycaj¹cym siê szelfie na peryferiach Tetydy. Z uwagi na specyfikê sedymentacji wêglanowej i ró n¹ kompakcjê osadów, rozk³ad mi¹ szoœci nie w pe³ni odzwierciedla subsydencjê. Czermno SKR YSKO-KMIENN (7,) 4 6 7 Ruda Pilczycka Bo a Wola (35,) 2 (48,) Mnin 1 P¹gów 7 5 Rzeki (2,) 6 Milianów -2 (74,) (47,5) Wrêczyca -3 Milianów W³oszczowa (46,7) Secemin (19,8) (7,2) (36,7) Wêgleszyn Brzegi Bia³a Wielka CZÊSTOCHOW 2 (39,7) Œlêzany 3 (Lelów)-1 Jaronowice Jêdrzejów (29,) Bobolice Porêba Wierzbicka KM-68 Potok Ma³y 2 (34,65) Parkoszowice Wêgrzynów 58 BN 1 (21,9) Wola Libertowska - 1 Ksi¹ Wielki Zagoœæ - 2 KTOWICE Rzeki (3,) 2 2 otwór wiertniczy (mi¹ szoœæ w metrach) borehole (thickness in metres) izopachyty (w metrach) isopachs (in metres) izolowany obszar wystêpowania utworów dolnej jury, starszych od formacji ciechociñskiej isolated area of the Lower Jurassic deposites, elder than Ciechocinek Fm obszar mi¹ szoœci pierwotnych formacji ciechociñskiej area of the primary thickness of the Ciechocinek Fm S³omniki KRKÓW TRNÓW przybli one granice jednostek tektonicznych approximate borders of the tectonic unites Ryc. 2. Niepe³ne mi¹ szoœci formacji ciechociñskiej (dolny toark) w niecce miechowskiej Fig. 2. Incomplete thickness of the Ciechocinek Fm (Lower Toarcian) in the Miechów Depression KRKÓW 1 2 3 4 5km 15 2 2 1 SKR YSKO-KMIENN Granice-1 (95,) 15 5 1 1 4 3 2 6 Granice-2 15 (24,) Bo a Wola Gidle-1 2 (9,) (6,4) 1 2 15 P¹gów Marianów Rzeki 1 (199,) Milianów -2 (95,7) (oko³o 21-3) W³oszczowa (159,) (54,1) Milianów (142,8) Secemin (42,8) Wêgleszyn Brzegi CZÊSTOCHOW Bia³a Wielka (68,) (18,9) Wola Morawicka (9,1) (oko³o 6,7) Œlêzany Jêdrzejów (Lelów)-1 Jaronowice Bobolice (13,6) (38,5) Porêba Wierzbicka (42,6) KM-68 1 Potok Ma³y (113,6) 6 5 Wêgrzynów (19,9) 4 (2,3) 3 2 Wola Libertowska - 1 Ksi¹ Wielki 1 (42,1) Zagoœæ - 2 (29,5) 1 2 KTOWICE 1 3 1 2 2 3 3 4 8 6 4 5 S³omniki (55,) 5 6 7 Marianów wybrane ods³oniêcia (oko³o 21-3) (mi¹ szoœæ w metrach) (approx. 21-3) selected outcrops (thickness in metres) Objaœnienia pozosta³ych symboli na ryc. 2 Other symbols explained in fig. 2 TRNÓW Ryc. 3. Niepe³ne mi¹ szoœci jury œrodkowej (górny aalen najni szy kelowej) w niecce miechowskiej Fig. 3. Incomplete thickness of the Middle Jurassic(Upper alenian Lowermost Callovian) in the Miechów Depression 535

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 6, 26 Jej istotne zró nicowanie by³o równowa one dostaw¹ materia³u osadowego, co w skali regionalnej prowadzi³o do znacznego ujednolicenia batymetrii i facji. Strefy facjalne rozwinê³y siê w kierunku NW SE, przy czym w centrum niecki znajdowa³ siê p³ytszy obszar zbiornika. Strefa o maksymalnej subsydencji jest mniej lub bardziej czytelna w ca³ym zachowanym profilu póÿnej jury. Zaznacza³a siê w P¹gowie, traci³a na g³êbokoœci w okolicach W³oszczowy, sk¹d ponownie pog³êbiaj¹c siê, bieg³a przez Jaronowice, Potok Ma³y i Kostki Ma³e. Obserwuje siê jej kontynuacjê ku SE, w basenie przedgórza Karpat (Konarski, 1974; Morycowa & Moryc, 1976). We wczesnym i œrodkowym oksfordzie najwiêksze g³êbokoœci w niecce wyznacza³a obecnoœæ ciemnoszarych utworów marglistych pod typowymi wapieniami facji g¹bkowej (ryc. 4). W tej pozycji w profilu w okolicach Tarnowa wystêpuj¹ ciemnobr¹zowe wapienie margliste (Morycowa & Moryc, 1976), a w rejonie Pilzna czarne utwory mu³owcowo-margliste (. Urbaniec inf. ustna). W SW obrze eniu Gór Œwiêtokrzyskich (Matyja, 1977; Z³onkiewicz, 1999) i wzd³u krawêdzi monokliny œl¹sko-krakowskiej dominowa³y wapienie facji g¹bkowej. W górnym oksfordzie w tej samej strefie obserwuje siê maksymalne mi¹ szoœci pelityczno-marglistych wapieni siedleckich. Potwierdzeniem przynale noœci centrum niecki do najp³ytszych stref zbiornika, jest objêcie jej obszaru sedymentacj¹ wapieni kredowatych w póÿnym oksfordzie, a ponadto wykszta³cenie osadów dolnego kimerydu, zwi¹zanych z p³ytkowodn¹ platform¹ wêglanow¹. W obszarze niecki kontynuuje siê rozk³ad facjalny dolnego kimerydu z SW obrze enia Gór Œwiêtokrzyskich (Kutek, 1969). Do rejonu niecki o najwiêkszej dynamice œrodowiska (P¹gów Jêdrzejów) przylega obszar obrze enia, na którym stwierdzono najp³ytsze facje (Ma³ogoszcz-Brzegi). Wykszta³cenie facjalne wskazuje na nachylenie platformy wêglanowej ku SW lub SSW (Golonka, 1978). Zarazem, wspó³czeœnie z sedymentacj¹ p³ytkowodn¹, w lokalnej strefie maksymalnej subsydencji, której przebieg ustali³ siê w oksfordzie, nadal zaznacza³a siê w¹ska bruzda. W porównaniu z detrytycznymi osadami platformy, obserwuje siê w niej wiêkszy udzia³ facji pelityczno-marglistych. Ta strefa facjalna znajdowa³a kontynuacjê w szelfowym basenie przedgórza Karpat (Morycowa & Moryc, 1976). Zatopienie p³ytkowodnej platformy wêglanowej, rozpoczête na pograniczu dób Hypselocyclum i Divisum, trwa³o co najmniej do pó nego kimerydu (Kutek, 1994). Rozk³ad niepe³nych mi¹ szoœci utworów muszlowcowo-marglistych (ryc. 5), powsta³ych w tym okresie, ponownie wskazuje na istnienie w tym miejscu bruzdy, znacznie sp³ycaj¹cej siê w centrum niecki. W SW czêœci niecki mo na spodziewaæ siê wynurzeñ i erozji w warunkach subaeralnych, trwaj¹cej od kimerydu do nadejœcia transgresji w albie i cenomanie. Rozwój paleotektoniczny niecki miechowskiej w jurze Paleogeografia miechowskiej czêœci basenu jurajskiego ma œcis³e uwarunkowania tektoniczne. Zwi¹zane s¹ one z synsedymentacyjn¹ aktywnoœci¹ struktur pod³o a kaledoñsko-waryscyjskiego i zaznaczaj¹c¹ siê odrêbnoœci¹ elementów sk³adowych masywu ma³opolskiego (ryc. 6). W centrum niecki ujawnia siê sta³e oddzia³ywanie masywu (wyniesienia) W³oszczowy (Morawska, 1986; Morawska & Stupnicka, 1985), który od kambru wp³ywa³ na sedymentacjê w zachodniej brze nej czêœci masywu ma³opolskiego. Podczas ruchów waryscyjskich pe³ni³ on rolê z³o onego elementu zrêbowego, na którym ska³y m³odopaleozoiczne uleg³y silnej erozji. Obszary przylegaj¹ce od N, NW i SE, cechowa³a wiêksza subsydencja, czego efektem jest obecnoœæ ska³ karbonu w pod³o u permo-mezozoiku. Obserwacje rozwoju basenu jurajskiego z terenu niecki wskazuj¹, e ingresje morskie wykorzystywa³y regenerowane rowy tektoniczne o za³o eniach co najmniej waryscyjskich. Dla ingresji we wczesnej jurze, NW krawêdÿ z³o onego zrêbu W³oszczowy stanowi³a barierê, która przekroczona zosta³a dopiero w batonie. Postêpuj¹cy rozpad tego CZÊSTOCHOW 1 2 3 4 5km SKR YSKO-KMIENN 55 Granice-2 6 Bo a Wola Gidle-1 5 55 6 (516,8**) P¹gów (491,8) Milianów -2 45 W³oszczowa Milianów (459,2) Secemin (645,2) 55 6 65 7 (522,5) Wêgleszyn Brzegi Bia³a Wielka (547,5) (726,2) Wola Morawicka (448,3) Œlêzany Jêdrzejów (Lelów)-1 Jaronowice 4 (62,7) (387,2*) (56,3) Potok Ma³y (587,4) Wêgrzynów (41,7) Ksi¹ Wielki Wola Libertowska - 1 (724,) (466,) Zagoœæ - 2 7 (548,) 65 KTOWICE 6 55 4 45 5 * mi¹ szoœæ zredukowana przez erozjê postlaramijsk¹ S³omniki thickness reduced by post-laramide erosion ** w Bo ej Woli mo liwa redukcja tektoniczna (-1m) in Bo a Wola possible tectonic reduction (-1m) zasiêg facji ciemnoszarych utworów marglistych nad sp¹giem dolnego oksfordu TRNÓW area of dark marly deposites above the bottom of Lower Oxfordian KRKÓW Objaœnienia pozosta³ych symboli na ryc. 2, 3 Other symbols explained in fig. 2, 3 Ryc. 4. Mi¹ szoœci górnego keloweju ni szego kimerydu (do sp¹gu utworów p³ytkowodnej platformy wêglanowej) w niecce miechowskiej Fig. 4. Thickness of the Upper Callovian Lower Kimmeridgian (to the bottom of the shallow water carbonate platform) in the Miechów Depression CZÊSTOCHOW KTOWICE P¹gów otwór wiertniczy, niepe³na mi¹ szoœæ (84,4) (w metrach), zredukowana przez erozjê post-m³odokimeryjsk¹ borehole, incomplete thickness (in metres) reduced by post-late-kimmerian erosion Objaœnienia pozosta³ych symboli na ryc. 2, 3 Other symbols explained in fig. 2, 3 S³omniki KRKÓW 1 2 3 4 5km SKR YSKO-KMIENN 1 Granice-2 1 25 5 2 Bo a Wola Gidle-1 P¹gów Milianów -2 (84,4) Milianów W³oszczowa (6,) Secemin (3,5) Brzegi Wêgleszyn Bia³a Wielka (22,5) Wola Morawicka Œlêzany (Lelów)-1 Jaronowice Jêdrzejów (38,5) (19,8) Potok Ma³y (94,3) Wêgrzynów Wola Libertowska - 1 Ksi¹ Wielki (21,1) 2 5 1 1 2 1 5 (15,) Zagoœæ - 2 1 (156,) 15 15 TRNÓW Ryc. 5. Niepe³ne mi¹ szoœci dolnego kimerydu (nad stropem utworów p³ytkowodnej platformy wêglanowej) w niecce miechowskiej Fig. 5. Incomplete thickness of the Lower Kimmeridgian (above the shallow water carbonate platform) in the Miechów Depression 536

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 6, 26 bloku, doprowadzi³ do po³¹czenia na jego obszarze stref o wiêkszej subsydencji, wnikaj¹cych od NW i SE. W efekcie jego wp³yw na sedymentacjê w keloweju i oksfordzie by³ ju mniej wyrazisty. Jednak i wówczas, struktury przylegaj¹ce do wschodniej krawêdzi bloku, nadawa³y kierunek bruÿdzie, która przez ca³¹ póÿn¹ jurê migrowa³a ku NW od przedgórza Karpat, œciœle powi¹zanego z szelfem Tetydy. W tej bruÿdzie, czyli na SW od krawêdzi bloku œwiêtokrzyskiego, znajdowa³a siê strefa o najwiêkszej subsydencji w SW ramieniu bruzdy œródpolskiej. Stabilnoœæ bloku W³oszczowy ponownie sta³a siê wyraÿna w rozk³adzie facjalnym osadów, powsta³ych u schy³ku oksfordu i we wczesnym kimerydzie oraz w póÿnym albie i wczesnym cenomanie. Dotychczasowe interpretacje rozwoju paleotektonicznego w jurajskim basenie z obszaru niecki wskazywa³y na istotn¹ rolê stref dyslokacyjnych: œwiêtokrzyskiej, Pilicy i Zawiercia oraz Lasocin-Strzelce, bêd¹cej czêœci¹ lineamentu Rzeszów-Poznañ (Po aryski, 1974; Kutek, 1994; Gutowski & Koyi, 25). Prezentowany rozk³ad mi¹ szoœci i uk³ad stref facjalnych, ujawnia aktywnoœæ tak e innych uskoków, œledzonych w pod³o u kaledoñsko-waryscyjskim (Jawor, 197; Hakenberg, 198; Dadlez, 1997b; Znosko, 1998; Bu³a, 2). Nale y spodziewaæ siê obecnoœci regionalnego wêz³a tektonicznego w pobli u Przedborza, miêdzy obrze eniem Gór Œwiêtokrzyskich i elewacj¹ Kodr¹bia (ryc. 6). Oddzia³ywanie struktur dyslokacyjnych, reaktywowanych stopniowo pod wp³ywem zmieniaj¹cego siê uk³adu naprê eñ, by³o szczególnie wyraziste w rozk³adzie mi¹ szoœci jury œrodkowej. Zarysowana historia zmian pola naprê eñ podczas ekstensji w basenie jurajskim niecki, znajduje czêœciowe potwierdzenie w wynikach modelowañ analogowych (Gutowski & Koyi, 25). System dyslokacji i bloków o zró nicowanej subsydencji, obserwowany w basenie niecki miechowskiej, odpowiada zarazem strukturom uzyskanym podczas modelowañ ekstensji ryftowej (McClay i in., 22). Obserwacje wskazuj¹ na prawoskrêtn¹ ekstensjê skoœn¹, wzglêdem zrzutowo-przesuwczych dyslokacji Kra- ódÿ 8 Kraków 3 4 Przedbórz 6 1 5 2 Kielce 1 Radom 5km 9 Rzeszów przybli ony przebieg g³ównych uskoków z zaznaczonym kierunkiem przesuniêæ approximate location of main faults and marked direction of slip przybli ony przebieg stref maksymalnej subsydencji w póÿnej jurze approximate location of zones of maximal subsidence in the Late Jurassic krawêdzie rowów i zrêbów w œrodkowej jurze edges of grabens and horsts in the Middle Jurassic ' 7 Wybrane strefy dyslokacyjne: Selected dyslocation zones: 1 Nowe Miasto-I³ a 2 Opoczno-Grójec 3 Pilicy 4 Skrzynna 5 Wierzbnik-Chlewiska 6 œwiêtokrzyska 7 Zawiercia 8 Kraków-Lubliniec 9 Poznañ-Rzeszów uskok Lasocin-Strzelce 1 Lasocin-Strzelce Fault ' linia przekroju cross section Bi³goraj Pozosta³e objaœnienia w tekœcie i na ryc. 1 Other explanations in text and fig. 1 kierunki paleostresu wywo³uj¹cego ekstensjê skoœn¹ w SE odcinku bruzdy œródpolskiej w jurze palaeostress directions affecting an oblique extension in the SE segment of Mid-Polish Trough in Jurassic Ryc. 6. Szkic paleotektoniczny SE odcinka bruzdy œródpolskiej w jurze Fig. 6. The palaeotectonic pattern in the SE segment of the Mid-Polish Trough during the Jurassic ków Lubliniec i Rzeszów Poznañ. Obszar niecki miechowskiej znajdowa³ siê w ich skrzyd³ach zrzuconych, zaœ skrzyd³a wisz¹ce utworzone zosta³y ze skonsolidowanych bloków o mniejszej subsydencji. Pomiêdzy tymi dyslokacjami o znaczeniu regionalnym powstawa³y systemy licznych prawoskrêtnych uskoków normalno-przesuwczych, zazwyczaj o stosunkowo niewielkiej sk³adowej pionowej i ró nie ukierunkowanych wektorach przesuniêæ. Okresowo tworzone by³y zrêby i rowy tektoniczne. Powsta³ romboedryczny uk³ad struktur z odci¹gania, nastêpowa³a rotacja bloków. Model strukturalny i przemiany, obserwowane w jurze na obszarze niecki, wskazuj¹ na lewoskrêtn¹ rotacjê wypadkowego wektora naprê eñ, powoduj¹c¹ zmianê zwrotu z NW na WNW. Otwieranie siê ryftów pó³nocnego proto-tlantyku (Dadlez i in., 1995) wywo³a³o powstanie sk³adowej naprê eñ skierowanej ku NW. Wczeœniej i silniej oddzia³ywa³a ona w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru, ulegaj¹c stopniowemu os³abieniu. Towarzyszy³a temu narastaj¹ca sk³adowa naprê eñ, zwrócona ku W, wywo³ana ekstensj¹ zachodniej Tetydy. Oddzia³ywanie jej wczeœniej i intensywniej zaznaczy³o siê w po³udniowej czêœci niecki. Rozwój paleotektoniczny obszaru niecki miechowskiej nastêpowa³ w kilku etapach: Etap I (hetang bajos). Dyslokacja Pilicy na krawêdzi bloku W³oszczowy, bêd¹cego NW czêœci¹ masywu ma³opolskiego, stanowi³a na obszarze niecki barierê dla rozwoju bruzdy œródpolskiej ku SE. Naprê enia o wypadkowej ku NW, powodowa³y powstanie uskoków normalnych, zrzucaj¹cych skrzyd³a NW, potomnych wzglêdem dyslokacji Opoczna Grójca i Pilicy. Pod wp³ywem jeszcze s³abych naprê eñ ku W, wzd³u powierzchni tych uskoków prawdopodobnie zachodzi³ niewielki prawoskrêtny ruch przesuwczy. Reaktywowanie pomniejszych struktur prowadzi³o do zró nicowania subsydencji przy krawêdzi masywu ma³opolskiego oraz utworzenia lokalnego systemu stosunkowo niewielkich zapadlisk i zrêbów z odci¹gania. W wyniku odprê eñ postwaryscyjskich, towarzysz¹cych przesuniêciom, ewentualnie dziêki transtensji rozpoczynaj¹cej siê pod wp³ywem oddzia³ywania wektora naprê eñ ku W, miêdzy blokiem W³oszczowy i blokiem œwiêtokrzyskim utworzy³ siê rów lub zapadlisko. Struktura ta wykorzystywa³a odnowiony górnopermski rów Jêdrzejów Mielec (Morawska, 1986). Powsta³ te drugi rów przy krawêdzi monokliny œl¹sko-krakowskiej, miêdzy Czêstochow¹ i Zawierciem. Etap II (baton). W wyniku oddzia³ywania naprê eñ zwróconych ku NW i silnie zaznaczaj¹cej siê drugiej sk³adowej ku W, nast¹pi³o urozmaicenie planu strukturalnego. Przy NW krawêdzi niecki o sedymentacji w dalszym ci¹gu decydowa³ model tektoniczny, zapocz¹tkowany co najmniej we wczesnej jurze. Przy po³udniowej granicy bloku W³oszczowy nast¹pi³o uaktywnienie uskoku Zawiercia i systemu potomnych uskoków kulisowych o przebiegu W E. Pe³ni³y one zarazem rolê uskoków pierzastych, wzglêdem wi¹ ¹cej je powierzchni poœlizgu, jak¹ sta³y siê uskoki strefy Kraków Lubliniec. Efektem tego by³o utworzenie zbiornika œródl¹dowego miêdzy Krakowem, Miechowem i Nowym Korczynem, nawi¹zuj¹cego do struktur póÿnowaryscyjskiego rowu Dodów Dobies³awice Rad³ów (Morawska, 1986). Pod wp³ywem ekstensji skoœnej, na obszarze bloku W³oszczowy, powsta³ szereg uskoków kulisowych. By³y one zarazem uskokami pierzastymi drugiego rzêdu, wzglêdem wi¹ ¹cego je uskoku Zawiercia. Doprowadzi³o to do utworzenia systemu rowów i zrêbów, pocz¹tkowo o osi N S i NNW SSE. Struktury powsta³e przy krawêdzi nasuniêcia karpackiego (Barbacki & Kazanowska, 21) wskazuj¹, e analogiczny model strukturalny kontynuowa³ siê te dalej na 537

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 6, 26 po³udnie. Miêdzy blokiem W³oszczowy i elewowanym blokiem œwiêtokrzyskim, w strefie dyslokacyjnej Lasocin-Strzelce, reaktywowany zosta³ rów, wykorzystuj¹cy za³o enia waryscyjskie. Najprawdopodobniej SE czêœæ niecki do schy³ku batonu pozostawa³a l¹dem reliktem tarasu ma³opolskiego. Etap III (kelowej kimeryd/doba Hypselocyclum/). Równoczesne oddzia³ywanie naprê eñ ku NW i W spowodowa³o utworzenie na obszarze niecki romboedrycznego uk³adu zrêbów i zapadlisk, charakterystycznego dla struktury powsta³ej pod wp³ywem odci¹gania. W efekcie zró - nicowanie facjalne nastêpowa³o wzd³u kierunku NW SE, odnotowanego tak e w obrazie paleogeograficznym jury SW obrze enia Gór Œwiêtokrzyskich (Peszat, 1991). Kierunek ten, charakterystyczny dla przedlaramijskich struktur paleozoicznych masywu W³oszczowy i s¹siaduj¹cej z nim czêœci trzonu Gór Œwiêtokrzyskich (Morawska & Stupnicka, 1985), typowy jest tak e dla struktur powsta³ych pod wp³ywem kompresji laramijskiej (Morawska & Stupnicka, 1985; Lamarche i in., 22; Po aryski, 1974). W obszarach po³o onych dalej na wschód, zró nicowanie facjalne w zbiorniku jurajskim w okresie ekstensji oraz deformacje tektoniczne w etapie kompresji, przebiega³y wzd³u kierunku WNW ESE (Po aryski, 1974; Konarski, 1974). Zarazem wiêksz¹ amplitud¹ ruchów obni aj¹cych odznacza³y siê obszary, le ¹ce w NW i SE czêœciach niecki, na zewn¹trz bloku W³oszczowy. Tendencje takie ujawni³y siê ju podczas ruchów waryscyjskich, co wskazuje na odm³odzenie starych za³o eñ strukturalnych. Najbardziej intensywna subsydencja zachodzi³a w basenie przedgórza Karpat, œciœlej zwi¹zanym z Tetyd¹. Mia³ on w przybli eniu kszta³t trójk¹ta, którego NW wierzcho³ek wcina³ siê miêdzy elementy rozcz³onkowanego bloku W³oszczowy a blok œwiêtokrzyski, po³¹czony z blokiem dolnego Sanu. Basen ten wykorzystywa³ reaktywowan¹ strefê dyslokacyjn¹ Lasocin Strzelce, która na obszarze niecki poszerza³a siê ku SW kosztem bloku W³oszczowy. Ruchy tektoniczne i eustatyczne o skali ponadregionalnej, doprowadzi³y do obni enia poziomu morza i wieloetapowej regresji. Naprê enia ku NW uleg³y os³abieniu, zw³aszcza w po³udniowej czêœci obszaru. W wyniku tego, e oddzia³ywanie sk³adowej ku W by³o silniejsze w po³udniowej czêœci niecki, zachodzi³a lewoskrêtna rotacja bloków. Powodowa³a dopychanie bloku W³oszczowy do bloku J k J 3k H. doba Hypselocyclum; 3k D. doba Divisum J 1 J 2 a-bt J2cl-J3k H. -Cr v 3 D. 1 J kaledonidy i waryscydy masywów SE Polski Caledonides and Variscides in the massifs of SE Poland 5km 1km 1km 1km 1km kraton wschodnioeuropejski East European Craton Pozosta³e objaœnienia w tekœcie i na ryc. 1, 6 Other explanations in text and fig. 1, 6 Ryc. 7. Rozk³ad subsydencji w SE odcinku bruzdy œródpolskiej w jurze i najstarszej kredzie wzd³u przekroju - Fig. 7. The subsidence pattern in the SE segment of Mid-Polish Trough in the Jurassic and eldest Cretaceous along section - ' ' ' ' œwiêtokrzyskiego w rejonie Ma³ogoszcza, Wêgleszyna i W³oszczowy. Sk³adowa ekstensji ku W sprzyja³a te dalszemu otwieraniu basenu w SE czêœci niecki. Na obszarze niecki obserwuje siê synsedymentacyjn¹ aktywnoœæ systemu kulisowych uskoków normalnych. Jej efektem jest pochylenie ku SW p³ytkowodnej platformy wêglanowej kimerydu. Wspó³dzia³anie tych czynników doprowadzi³o do lokalnego zwê enia rowu, dziel¹cego oba bloki. Spowodowa³o, e w obszarze bruzdy le ¹cym na SW od bloku œwiêtokrzyskiego, na tym etapie sedymentacji, najp³ytsze strefy platformy wêglanowej powsta³y w NE czêœci bloku W³oszczowy. Etap IV (kimeryd /doba Divisum/ walan yn). Luka erozyjna w stropie ska³ jurajskich na badanym obszarze uniemo liwia przeœledzenie rozwoju paleotektonicznego NW i centralnej czêœci niecki miechowskiej u schy³ku póÿnej jury i we wczesnej kredzie. Jednak w póÿniejszych etapach rozwoju, zwi¹zanych z cyklem transgresyjno-regresyjnym zakoñczonym w walan ynie, nale y spodziewaæ siê tylko nieznacznej modyfikacji przedstawionego schematu. Opiniê tê potwierdza rozk³ad niepe³nych mi¹ szoœci ska³ powsta³ych po zatopieniu platformy, które rozpoczê³o siê na pograniczu dób Hypselocyclum i Divisum (ryc. 5). Przemawiaj¹ za ni¹ te wyniki, uzyskane podczas badañ modelu analogowego (Gutowski & Koyi, 25). Na rolê z³o onego bloku, uformowanego na masywie W³oszczowy, jako obszaru zrêbowego o mniejszej subsydencji, wskazuje tak e paleogeografia zbiornika w albie i cenomanie (Hakenberg & Œwidrowska, 1998). Poœrednio œwiadczy to, e w koñcowym etapie sedymentacji jurajskiej i wczesnokredowej model paleotektoniczny (tj. zarys obszarów o zró nicowanej subsydencji i kierunki przemieszczeñ pionowych, jakim podlega³y poszczególne obszary), decyduj¹cy o rozwoju basenu, by³ bardzo zbli ony do tego, jaki na tym terenie powsta³ pod wp³ywem kompresji waryscyjskiej (Morawska & Stupnicka 1985). Uwagi o paleotektonice bruzdy œródpolskiej w jurze Prezentowane wyniki badañ, obserwacje z innych obszarów Polski Œrodkowej (Dadlez, 1997a, 23; Dadlez i in., 1998), uk³ad struktur tektonicznych (Dadlez & Jaroszewski, 1994) oraz modelowania analogowe (Gutowski & Koyi, 25; McClay i in., 22), prowadz¹ do ogólnych wniosków o rozwoju bruzdy œródpolskiej w jurze. W szerszym ujêciu obszar œwiêtokrzyski i miechowski stanowi³y jedynie fragmenty bruzdy œródpolskiej, rozumianej jako struktura powsta³a w strefie szwu transeuropejskiego (TESZ) (Dadlez i in., 1995, 1997a) pod wp³ywem ekstensji skoœnej. NE krawêdÿ tej struktury pokrywa³a siê z brzegiem kratonu wschodnioeuropejskiego. Granicê SW wyznacza³y skonsolidowane masywy waryscyjsko-kaledoñskie, oddzielaj¹ce strefê TESZ od brzegu Tetydy. Przemieszczenia prawoskrêtne o znaczeniu regionalnym zachodzi³y w uskokach zrzutowo-przesuwczych, biegn¹cych zgodnie z krawêdzi¹ kratonu, do których stopniowo do³¹czy³y uskoki o biegu W E. nalogia z modelem (McClay i in., 22) lokalizuje zbiornik niecki miêdzy rozleg³ymi blokami o mniejszej subsydencji. Wyznacza to blokom: œwiêtokrzyskiemu i dolnego Sanu rolê kolejnych elementów sk³adowych, wœród zrêbów w osiowej czêœci bruzdy œródpolskiej. Znajdowa³y siê w niej wraz z blokiem Gorzowa, grzbietem wielkopolskim i blokiem Piotrkowa. Okresowo by³y one wszystkie blokami wynurzonymi, b¹dÿ stanowi³y obszary p³ytszych tarasów (Dadlez, 23; Dadlez i in., 1998). Przylega³y do nich oraz dzieli³y je bruzdy/rowy o wiêkszej subsydencji. W SE odcinku bruzdy œródpolskiej (ryc. 6), na SW od pasma zrêbów w osiowej czêœci basenu, znalaz³y siê strefy dyslokacyjne Kraków Lubliniec i Lasocin Strzelce, bêd¹ce 538

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 6, 26 fragmentami reaktywowanych struktur ponadregionalnych. Wskazanie analogicznych dyslokacji, oddzielaj¹cych strefê zrêbow¹ bruzdy od krawêdzi kratonu wschodnioeuropejskiego wymaga dalszych badañ. Najprawdopodobniej rolê tê pe³ni³y, aktywne na etapie ekstensji jurajskiej, uskoki: Skrzynna i Wierzbnika Chlewisk (Kowalczewski, 22), Nowego Miasta I³ y (Pieñkowski, 24) oraz strefa dyslokacyjna Radom Kraœnik (Gutowski i in., 23). W œwietle przytoczonych faktów, wydaje siê konieczne przyjêcie dwu niezale nych stref o zwiêkszonej subsydencji w zbiorniku jurajskim bruzdy œródpolskiej, biegn¹cych stycznie do trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich i antyklinorium dolnego Sanu (ryc. 7). Strefa po³udniowo-zachodnia bieg³a w rozbudowanej strefie dyslokacyjnej Rzeszów-Poznañ, oddzielaj¹c fragmenty rozcz³onkowanego bloku W³oszczowy od bloków: œwiêtokrzyskiego i dolnego Sanu. Przez analogiê, z du ym prawdopodobieñstwem mo na przyj¹æ, e tak e w pó³nocno-wschodnim ramieniu bruzdy, strefa o zwiêkszonej subsydencji miêdzy trzonem paleozoicznym a krawêdzi¹ kratonu wschodnioeuropejskiego, przebiega³a w waryscyjskim rowie Odrzywó³ Æmielów, reaktywowanym w jurajskim etapie ekstensji (Kowalczewski, 22). Strefa o zwiêkszonej subsydencji w NE ramieniu bruzdy, ulega³a stopniowemu sp³yceniu, miêdzy zrêbowym antyklinorium dolnego Sanu i obszarem lubelskim, nale ¹cym do kratonu wschodnioeuropejskiego. Po stronie ukraiñskiej skrêca³a ku SSE, ponownie zanurzaj¹c siê i powoduj¹c gwa³towny wzrost mi¹ szoœci jury na przedpolu Karpat (Kutek, 1994). Wskazuje to na analogiê miêdzy blokiem W³oszczowy i zrêbem Bi³goraja, byæ mo e pozostaj¹cym w zwi¹zku z anomali¹ grawimetryczn¹, odnotowan¹ w jego rejonie (Ney, 1992). W pod³o u z³o onej struktury ekstensyjnej zrêby te stanowi³y podrzêdne elementy stabilne, w których strefy o maksymalnej subsydencji w obu ramionach bruzdy œródpolskiej ulega³y lokalnemu sp³yceniu. Model rozwoju paleotektonicznego, wynikaj¹cy z prezentowanych badañ wskazuje, e zasadne jest ponowne rozwa enie aktywnoœci dyslokacji œwiêtokrzyskiej podczas jurajskiego etapu ekstensji. Zgodnie z koncepcj¹ Kutka (1994) oraz Gutowskiego i Koyia (25), w dyslokacji œwiêtokrzyskiej rozumianej jako g³êboka strefa roz³amowa o znaczeniu ponadregionalnym, wystêpuj¹ce naprê enia mog³y wywo³ywaæ synsedymentacyjny prawoskrêtny ruch przesuwczy. Mniej oczywiste wydaje siê reaktywowanie dyslokacji potomnej wzglêdem niej na obszarze trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich, w strefie nasuniêcia dziel¹cego jednostkê kieleck¹ i ³ysogórsk¹. naliza wektorów paleostresu sugeruje, e pod dzia³aniem naprê eñ ku NW, czyli równoleg³ych do krawêdzi kratonu wschodnioeuropejskiego, móg³ w tej strefie powstaæ uskok prawoprzesuwczy, ze sk³adow¹ kompresyjn¹. Œladów ewentualnych przesuniêæ nale y szukaæ w obrazie struktur na obszarze Gór Œwiêtokrzyskich. Zarazem w³aœnie transpresja mo e t³umaczyæ, dlaczego na pograniczu jednostki ³ysogórskiej i kieleckiej nie powsta³ wówczas rów, który podczas ekstensji bruzdy by³by wype³niany mi¹ szymi utworami mezozoicznymi. Naprê enia ku W, jeœli na obszarze trzonu paleozoicznego oddzia³ywa³y w stopniu istotnym, w strefie takiego uskoku powodowa³yby prawoprzesuwcz¹ transtensjê. Sk³adowa rozwieraj¹ca uskok by³aby równowa ona przez sk³adow¹ kompresyjn¹, wynikaj¹ca z naprê eñ ku NW. Wydaje siê wiêc, e naprê enia te znosi³y siê wzajemnie lub ulega³y roz³adowaniu, a szczególnie ich sk³adowa, która mog³aby powodowaæ rozwieranie uskoków w obrêbie trzonu paleozoicznego. Roz³adowanie nastêpowa³o przede wszystkim w rozbudowywanych regionalnych strefach przesuniêæ i w reaktywowanych przeg³êbionych rowach waryscyjskich, jakie powsta³y wzd³u SW i NE krawêdzi bloku œwiêtokrzyskiego, a tak e w uskokach o sk³adowej pionowej w strefie dyslokacyjnej Opoczna Grójca. Stopieñ przeobra enia materii organicznej i jego zró nicowanie na obszarze trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich (Belka, 199; Szczepanik, 1997), nie potwierdzaj¹ wyst¹pienia istotnych ró nic w pierwotnej mi¹ szoœci utworów jurajsko-kredowych. Poœrednio przecz¹ wiêc synsedymentacyjnej aktywnoœci uskoków normalnych o du ej amplitudzie na tym obszarze podczas ekstensji w jurze. Sugeruje to, e podczas ekstensji w jurze w SE odcinku bruzdy œródpolskiej mog³a powstaæ pozytywna struktura kwiatowa. W jej centrum znalaz³ siê obszar trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich, co blokowi œwiêtokrzyskiemu nada³o postaæ skonsolidowanego zrêbu, w granicach którego nie zachodzi³y silniejsze ruchy tektoniczne. Podsumowanie Rozwój sedymentacji jurajskiej w niecce miechowskiej by³ œciœle uzale niony od synsedymentacyjnej aktywnoœci tektonicznej pogrzebanych w pod³o u struktur kaledoñsko-waryscyjskich, reaktywowanych pod dzia³aniem zmieniaj¹cego siê pola naprê- eñ. Na tym obszarze silnie zaznaczy³ siê masyw W³oszczowy (NW czêœæ masywu ma³opolskiego), tkwi¹cy w pod³o u strukturalnego piêtra permo-mezozoicznego w centrum i NW czêœci niecki. Od permu pe³ni³ on rolê rozleg³ego, z³o onego zrêbu. Pomimo postêpuj¹cego rozpadu, równie w jurze, na etapie ekstensji alpejskiej, stanowi³ on stabilny element o subsydencji nieco mniejszej, wzglêdem obszarów przylegaj¹cych od NW i SE. Od bloku œwiêtokrzyskiego dzieli³ go uaktywniony rów w strefie dyslokacyjnej Lasocin Strzelce, rozwiniêtej na przed³u eniu rowu Kalisz Kamieñsk. W koñcowym etapie sedymentacji jurajskiej i wczesnokredowej, model paleotektoniczny decyduj¹cy o rozwoju basenu, w znacznym stopniu powtarza³ model powsta³y na tym terenie u schy³ku orogenezy waryscyjskiej. We wczesnej i najstarszej œrodkowej jurze zbiornik transgredowa³ na obszar niecki od NW, z bruzdy œródpolskiej, a uskok Pilicy na krawêdzi masywu W³oszczowy wyznacza³ zasiêg tego zalewu ku SE. W batonie transgresja ponownie wkracza³a z obni enia sulechowsko-czêstochowskiego, ponadto od S ze zbiornika œródl¹dowego, który powsta³ miêdzy Krakowem, Miechowem i Korczynem. W centrum niecki coraz wyraÿniej formowa³y siê rowy i zrêby o przebiegu NNW SSE, znajduj¹ce kontynuacjê ku S pod nasuniêciem karpackim. W keloweju i póÿnej jurze w centrum i NW czêœci niecki strefy facjalne by³y wyd³u one w kierunku NW SE, a na obszarze masywu W³oszczowy postêpowa³ dalszy rozpad z³o onego elementu zrêbowego na odrêbne bloki, o zró nicowanej amplitudzie ruchów pionowych. Najwiêksz¹ subsydencjê na terenie niecki stwierdza siê w odm³odzonej i poszerzonej strefie Lasocin Strzelce. Jej przebieg wyznaczaj¹: P¹gów, dalej W³oszczowa (z lokalnym zmniejszeniem subsydencji), Jaronowice, Potok Ma³y i Kostki Ma³e. Dalej zmierza³a ku SE, w basenie przedgórza Karpat. W póÿnym oksfordzie i kimerydzie centrum niecki, pod³o e którego stanowi³ rozcz³onkowany masyw W³oszczowy, stanowi³o ponownie element elewowany. W efekcie sta³o siê ono najp³ytsz¹ czêœci¹ platformy wêglanowej po SW stronie bloku œwiêtokrzyskiego. naliza zmian obrazu struktur z obszaru niecki miechowskiej wskazuje na ekstensjê skoœn¹ pod wp³ywem wypadkowego wektora naprê eñ ku NW, stopniowo skrêcaj¹cego ku WNW. Oddzia³ywanie sk³adowej naprê eñ ku NW, silniejsze w pó³nocno-zachodniej czêœci, ulega³o stopniowemu os³abie- 539

Przegl¹d Geologiczny, vol. 54, nr 6, 26 niu. Naprê enia te powodowa³y synsedymentacyjn¹ aktywnoœæ dyslokacji zrzutowo-przesuwczych ze stref: Kraków Lubliniec i Lasocin Strzelce. Towarzyszy³a im sk³adowa zwrócona ku W, uaktywniaj¹ca uskok Zawiercia. Zmiany struktur ujawniaj¹ postêpuj¹cy wzrost tej sk³adowej oraz wczeœniejsze i silniejsze jej oddzia³ywanie w po³udniowej czêœci obszaru, lokalnie prowadz¹ce do rotacji bloków. Obszar niecki stanowi³ czêœæ bruzdy œródpolskiej, utworzonej w strefie szwu transeuropejskiego, miêdzy krawêdzi¹ kratonu wschodnioeuropejskiego i masywami waryscyjsko-kaledoñskimi. Obraz struktur jest efektem ekstensji skoœnej oraz synsedymentacyjnej aktywnoœci prawoskrêtnych przesuniêæ wzd³u dyslokacji o biegu NW SE. Skonsolidowany trzon paleozoiczny Gór Œwiêtokrzyskich by³ jednym z elementów zrêbowych, charakterystycznych dla osiowej strefy basenu, powsta³ego podczas ekstensji. Strefy o najwiêkszej subsydencji w ramionach bruzdy znajdowa³y siê w póÿnowaryscyjskich przeg³êbionych rowach tektonicznych. Prezentowane wyniki zosta³y zebrane i opracowane podczas przygotowywania pracy doktorskiej, a czêœciowo przy realizacji grantu, finansowanego przez Komitet Badañ Naukowych (nr grantu 4T12B 38 28). utor wyra a wdziêcznoœæ kolegom dr J. Gutowskiemu i mgr S. Salwie za inspiruj¹c¹ dyskusjê. Literatura BRBCKI. P. & KZNOWSK. 21 Œrodkowojurajska formacja geotermalna centralnej czêœci zapadliska przedkarpackiego i obszarów przyleg³ych. Prz. Geol., 49: 894 9. BRSKI M. 1999 Stratygrafia jurajskich czarnych i³ów z ods³oniêæ w po³udniowo-zachodnim obrze eniu Gór Œwiêtokrzyskich na podstawie cyst Dinoflagellata. Prz. Geol., 47: 718 722. BELK Z. 199 Thermal maturation and burial history from conodont colour alteration data, Holy Cross Mountains, Poland. Courier Forsch.-Inst. Senkenberg, 118: 241 251. BU Z. 2 Dolny paleozoik Górnego Œl¹ska i Zachodniej Ma³opolski. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 171. DDLEZ R. 1997a Tektonika kompleksu permsko-mezozoicznego. [W:] Marek S., Pajchlowa M. (red.). Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Pañstw. Inst.Geol., 153: 41 415. DDLEZ R. 1997b Epicontinental basins in Poland: Devonian to Cretaceous relationships between crystalline basement and sedimentary infill. Geol. Quart., 41: 419 432. DDLEZ R. 23 Mesozoic thickness pattern in the Mid-Polish Trough. Geol. Quart., 47: 223-24. DDLEZ R. & JROSZEWSKI W. 1994 Tektonika. PWN. DDLEZ R., NRKIEWICZ M., STEPHENSON R.., VISSER M. T. M. & VN WEES J.-D. 1995 Tectonic evolution of the Mid-Polish Trough: modelling implications and significance for Central Europe geology. Tectonophysics, 252: 179 195. DDLEZ R., MREK S. & POKORSKI J. (red.) 1998 tlas paleogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Polsce. Pañstw. Inst. Geol. DYCZK-CLIKOWSK K. & MORYC W. 1988 Rozwój basenu sedymentacyjnego i paleotektonika jury œrodkowej na obszarze Polski. Kwart. Geol., 32: 117 136. DECZKOWSKI Z. & FRNCZYK M. 1988 Paleomi¹ szoœæ, litofacje i paleotektonika epikontynentalnej jury dolnej w Polsce. Kwart. Geol., 32: 15 115. GOLONK J. 1978 Mikrofacje górnej jury przedgórza Karpat. Biul. Inst. Geol., 31: 5 3. GUTOWSKI J. & KOYI H. 25 Jurajsko-kredowa ewolucja perykarpackiego odcinka bruzdy œrodkowopolskiej w œwietle wyników modeli analogowych. [W:] bstrakty referatów z konferencji Jurassica V. Kroœcienko nad Dunajcem, 26 28 wrzeœnia 25. Tomy Jurajskie. Wydz. Geol. UW, 3: 143 144. GUTOWSKI J., KRZYWIEC P., WLSZCZYK I. & PO RYSKI W. 23 Od ekstensji do inwersji zapis aktywnoœci pó³nocno-wschodniej brze nej strefy uskokowej œwiêtokrzyskiego segmentu bruzdy œródpolskiej w osadach górnej jury i kredy na podstawie interpretacji danych sejsmiki refleksyjnej. Tomy Jurajskie, tom I. Wydz. Geol. UW, 1: 124 125. HKENBERG M. 198 Dependence of the thickness of Permian to Jurassic sediments in the Miechów Basin on major faults. cta Geol. Pol., 3: 471 483. HKENBERG M. & ŒWIDROWSK J. 1998 Evolution of the Holy Cross segment of the Mid-Polish Trough during the Cretaceous time. Geol. Quart., 42: 239 262. HKENBERG M. & ŒWIDROWSK J. 1999 Subsydencja i pocz¹tki inwersji bruzdy œródpolskiej na podstawie analizy map mi¹ szoœci i litofacji osadów górnokredowych. Prz. Geol., 47: 61 68. JWOR E. 197 Wg³êbna budowa geologiczna na wschód od Krakowa. cta Geol. Pol., 2: 79 769. JURKIEWICZ H., KOWLCZEWSKI Z. & WIERZBOWSKI. 1969 Przekrój geologiczny przez osady permsko-mezozoiczne niecki nidziañskiej. Kwart. Geol., 13: 64 618. KONRSKI E. 1974 Oksford i kimeryd przedgórza Karpat polskich. Kwart. Geol., 18: 117 131. KOWLCZEWSKI Z. 22 Late Palaeozoic-Mesozoic development of the Skrzynno Fault (northeastern border of the Holy Cross Mts.). Geol. Quart., 46: 281 291. KUTEK J. 1969 Kimeryd i najni szy oksford po³udniowo-zachodniego obrze enia mezozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich. Czêœæ II. Paleogeografia. cta Geol. Pol., 19: 222 321. KUTEK J. 1994 Jurassic tectonic events in south-eastern cratonic Poland. cta Geol. Pol., 44: 167 221. KUTEK J. & G ZEK J. 1972 The Holy Cross area, Central Poland, in the lpine Cycle. cta Geol. Pol., 22: 63 653. LMRCHE J., BERGERT F., LEWNDOWSKI M., MNSY J. L., ŒWIDROWSK J. & WIECZOREK J. 22 Variscan to lpine heterogeneous palaeo-stress field above a major Palaeozoic suture in the Carpatian foreland (southeastern Poland). Tectonophysics, 357: 55 8. MREK S. & PJCHLOW M. (red.) 1997 Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153. MTYJ B.. 1977 The Oxfordian in the south-western margin of the Holy Cross Mts. cta Geol. Pol., 27: 41 64. McCLY K.R., DOOLEY T., WHITEHOUSE P. & MILLS M. 22 4-D evaluation of rift systems: Insights from scaled physical models. m. ssoc. Petr. Geol. Bull., 86: 935 959. MORWSK. 1986 Palaeotectonic and palaeogeographic evolution of the northern part of Miechów Trough in the Permian. Stud. Geol. Pol., 86: 7 55. MORWSK. & STUPNICK E. 1985 Pó³nocno-zachodni zasiêg masywu ma³opolskiego i pozycja tektoniczna wyniesienia W³oszczowej. Prz. Geol., 33: 62 67. MORYCOW E. & MORYC W. 1976 Rozwój utworów jurajskich na Przedgórzu Karpat w rejonie D¹browy Tarnowskiej Szczucina. Rocz. Pol. Tow. Geol., 46: 231 288. MORYC W. & RTJSK E. 1983 Opracowanie geologiczno-z³o owe utworów doggeru w rejonie Wadowice Rzeszów. rch. PGNiG, Kraków. NEY R. (red.) 1992 Outline of Palaeozoic Geology of the Southern Lublin Region, by S. Paw³owski. Bull. Pol. cad. Sc., Earth Sc., 4: 125 139. PESZT C. 1991 Mikrostruktury i geneza mikrytowych wapieni oksfordu SW obrze enia Gór Œwiêtokrzyskich. rch. Miner., 97: 155 181. PIEÑKOWSKI G. 24 The epicontinental Lower Jurassic of Poland. Polish Geol. Inst. Spec. Pap., 12: 1 154. PO RYSKI W. 1974 Budowa geologiczna Polski. IV. Tektonika. 1. Ni Polski. Wyd. Geol. SIEMI TKOWSK-GI EJEWSK M. 1974 Stratigraphy and palaeontology of the Callovian in the southern and western margins of the Holy Cross Mts. cta Geol. Pol., 24: 365 46. SZCZEPNIK Z. 1997 Preliminary results of the thermal alteration investigations of the Cambrian acritarchs in the Holy Cross Mts. Geol. Quart., 41: 257 264. SZYPERKO-TELLER. & MORYC W. 1988 Evolution of the Buntsandstein sedimentary basin in Poland. Kwart. Geol., 32: 53 71. Z ONKIEWICZ Z. 1999 Szczegó³owa mapa geologiczna regionu Œwiêtokrzyskiego, 1 : 25, ark. Piekoszów- (814). CG Pañstw. Inst. Geol. Z ONKIEWICZ Z. 21 Jura dolna w niecce miechowskiej streszczenie referatu. II Spotkanie Polskiej Grupy Roboczej Systemu Jurajskiego. Jurassica. Starachowice 27 29.9.21. Z ONKIEWICZ Z. 22 Korelacja i paleogeografia górnej jury w po³udniowo-zachodnim obrze eniu mezozoicznym Gór Œwiêtokrzyskich i w niecce Nidy. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol. Z ONKIEWICZ Z. 24a Rozwój paleotektoniczny niecki miechowskiej na tle basenu jurajskiego bruzdy œródpolskiej. [W:] bstrakty referatów z konferencji Jurassica IV. Ba³tów, 27 29 wrzeœnia 24. Tomy Jurajskie. Wydz. Geol. UW, 2: 162 163. Z ONKIEWICZ Z. 24b Sedymentacja jury œrodkowej w niecce miechowskiej. [W:] bstrakty referatów z konferencji Jurassica IV. Ba³tów, 27 29 wrzeœnia 24. Tomy Jurajskie. Wydz. Geol. UW, 2: 163 164. Z ONKIEWICZ Z. 26 Rozwój sedymentacji jurajskiej w niecce Nidy. CG Pañstw. Inst. Geol. ZNOSKO J. (red.) 1998 tlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. Geol. Praca wp³ynê³a do redakcji 24.3.26 r. kceptowano do druku 4.5.26 r. 54