Analiza paleotektoniczna paleogeñskiej i neogeñskiej aktywnoœci pó³nocnych fragmentów strefy dyslokacyjnej Poznañ Oleœnica

Analiza paleotektoniczna paleogeñskiej i neogeñskiej aktywnoœci pó³nocnych fragmentów strefy dyslokacyjnej Poznañ Oleœnica arek Widera*, Justyna Banaszak*, Sylwia Cepiñska*, Rafa³ Derdowski* Palaeotectonic analysis of the Paleogene and Neogene activity of the northern parts of the Poznañ-Oleœnica Dislocation Zone. (central Poland). Prz. Geol., 52: 665 674. S u m m a r y. Northern part of the Poznañ Oleœnica Dislocation Zone (SDP O), including osina and Naramowice grabens, is located between Czempiñ and northern districts of Poznañ. In this article, the aim of study is to determine the Palaeogene and Neogene tectonic evolution of both grabens. Basing on combination of cross-sections and aggradation coefficient AC analysis, three periods of tectonic subsidence were recognized. The first one took place from the Lower osina Formation to the Upper osina Formation sedimentation with maximum development during the Czempiñ Formation accumulation (Lower Oligocene). During the Œcinawa Formation (iddle iocene, the lower part) sedimentation the study area was affected by the second period of tectonic subsidence. The last period of the Naramowice and osina grabens tectonic evolution is not exactly known. However, this its timing may be determined. It lasted after the iddle Polish ember, lower part of the Poznañ Formation, and before the Pleistocene glacial sedimentation (after the middle part of the iddle iocene). Finally, these periods of tectonic subsidence in the northern fragment of the SDP O are correlated with tectonic phases recognized by Stille (1952). The first two periods relate to Pyrenean and Styrian (Early Styrian) phases. The third one may be connected to post-oldovian (post-late Styrian) phase or phases (Attican, Wallachian, etc.). Key words: paleotectonic analysis, subsidence, aggradation coefficient, tectonic phases, Palaeogene, Neogene *Instytut Geologii UA, ul. aków Polnych 16, 61-66 Poznañ Strefa dyslokacyjna Poznañ Oleœnica (SDP O) nale y do najd³u szych i jednoczeœnie w¹skich obszarów zachodniej Wielkopolski, gdzie stwierdzono permsko-mezozoiczno-kenozoiczny rozwój rowów i zrêbów tektonicznych (ryc. 1). Permsko-mezozoiczn¹ ewolucjê SDP O opisali m.in.: Deczkowski i Gajewska (1977, 1979, 198), Karnkowski (1979, 198), Knieszner, Po³kanowa i Czuliñska (1983) oraz Grocholski (1991). W zgodnej opinii wymienionych badaczy rozwój tektoniczny SDP O by³ kontynuowany w kenozoiku, a przede wszystkim w paleogenie i neogenie. Wykonane w 1957 r. prace badawcze wykaza³y ujemn¹ anomaliê grawimetryczn¹ w pod³o u Poznania, co pocz¹tkowo b³êdnie ³¹czono z wystêpowaniem w pod³o u wysadu solnego. Za tak¹ hipotez¹ przemawia³a zarówno podwy szona mineralizacja wód w osadach mezozoicznych, jak i wystêpowanie solanek na linii Poznañ Pyzdry (D¹browski & Karaszewski, 1957). Dodatkowe szczegó³owe badania grawimetryczne wskaza³y na inn¹ od wy ej podanej, orientacjê osi anomalii grawimetrycznej w przybli eniu przebiegaj¹c¹ po³udnikowo (Duda & Bochnia, 196). Dopiero wiercenia przebijaj¹ce osady kenozoiczne, wykonane w latach 1961 1965, pozwoli³y wyjaœniæ przyczynê anomalii grawimetrycznej. W pod³o u Poznania i na S od niego stwierdzono du ej mi¹ szoœci osady g³ównie neogeñskie, z grubymi pok³adami lekkich wêgli brunatnych (Ciuk, 1962, 1965). Wiercenia, zrealizowane w latach 6. i 7. XX w., potwierdzi³y istnienie w pod³o u podkenozoicznym negatywnej paleogeñsko-neogeñskiej paleostruktury, ci¹gn¹cej siê od Poznania po Gostyñ (Ciuk, 1978). SDP O jest doskonale widoczna tak e na mapach pseudorzeÿby cieniowanej (Wybraniec, 1995, 1999). apy te, o czym warto wspomnieæ, powsta³y w wyniku komputerowego przetworzenia map grawimetrycznych Polski w skalach 1: 5 i 1: 2 (Królikowski, 1994). Na obszarze SDP O zbilansowano kilka z³ó wêgli brunatnych, tj. z³o e: Naramowice, Poznañ (zasoby tylko oszacowano), osina, Czempiñ, Krzywiñ i Gostyñ. Wymienione z³o a zalegaj¹ w obrêbie mniejszych struktur tektonicznych rowów, które powsta³y w wyniku przemieszczenia wzglêdem siebie, wzd³u uskoków poprzecznych, pewnych fragmentów SDP O o ok. 1 1,5 km (ryc. 1). Dlatego powsta³e w sposób naturalny segmenty SDP O nazywa siê konsekwentnie rowami: Naramowic, osiny, Czempinia itd. W prezentowanej pracy badaniami objêto pó³nocny fragment SDP O, a dok³adnie znaczne czêœci rowów Naramowic i osiny, z wystêpuj¹cymi na ich obszarze z³o ami o tych samych nazwach (ryc. 1). Ogó³em przeanalizowano 81 otworów wiertniczych, z czego 18 wystêpuje na obszarze rowu Naramowic, a pozosta³e 63 otwory zlokalizowane s¹ na obszarze rowu osiny (ryc. 1). Celem artyku³u jest przeprowadzenie szczegó³owej analizy paleotektonicznej obszaru pomiêdzy Czempiniem a pó³nocnymi dzielnicami Poznania. Zadanie badawcze zrealizowano poprzez przyporz¹dkowanie najpierw osadów z kart otworów wiertniczych odpowiednim jednostkom litostratygraficznym. Nastêpnie wykonano poprzeczne przekroje geologiczne, które ukazuj¹ wp³yw aktywnoœci podkenozoicznego pod³o a na wykszta³cenie osadów paleogeñskich i neogeñskich. Z kolei wzd³u wspomnianych linii przekrojowych wyznaczono wspó³czynnik agradacji (aggradation coefficient AC). Wspó³czynnik agradacji jest miar¹ wzglêdnej subsydencji pomiêdzy rowem tektonicznym a jego otoczeniem. Wyznacza siê go najczêœciej w sytuacji, kiedy analizie paleotektonicznej poddawane s¹ wydzielenia litostratygraficzne. Uzyskane wyniki pozwoli³y wreszcie na wykazanie podobieñstw i ró nic w rozwoju tektonicznym wybranych segmentów N fragmentu SDP O. Na koniec podjêto próbê korelacji stwierdzonych etapów ewolucji tektonicznej badanego obszaru z paleogeñsko-neogeñskimi fazami tektonicznymi wyró nionymi w Polsce i na innych obszarach Europy. 665

etodyka badañ Analiza paleotektoniczna. Analiza paleotektoniczna polega na poznaniu rozmieszczenia, sk³adu, mi¹ szoœci i u³o enia dawnych kompleksów skalnych (Chain, 1974). Z poœród wielu metod analizy paleotektonicznej jako najwa niejsze mo na wymieniæ analizê: facjaln¹, mi¹ szoœciow¹, formacyjn¹ oraz przerw i niezgodnoœci. W geologii wg³êbnej najwiêksze znaczenia ma analiza SZAOTU Y POZNAÑ SDP-O SDP-Sz LUBOÑ OSINA mi¹ szoœciowa, która jest najwa niejsz¹ metod¹ badañ paleotektonicznych. W metodzie tej przyjmuje siê, e w dostatecznie d³ugim okresie czasu obni anie siê terenu jest kompensowane przez sedymentacjê (Chain, 1974; Kotañski, 199). Zatem mi¹ szoœæ osadów mo e byæ doskona³ym wskaÿnikiem rozmiarów i intensywnoœci pogr¹ ania tektonicznego subsydencji. Dlatego analiza mi¹ szoœciowa pozwala nie tylko na jakoœciow¹, ale tak e na iloœciow¹ ocenê pionowych ruchów tektonicznych (Chain, 1974). Szczegó³owa mi¹ szoœciowa analiza paleotektoniczna jest wykonywana na podstawie map mi¹ szoœci mapy izopachyt. Niemniej jednak w praktyce badawczej korzysta siê równie z przekrojów geologicznych, które nie tylko ilustruj¹ zmiany mi¹ szoœci osadów, ale te ich zmiennoœæ facjaln¹. Ponadto stosuje siê przekroje geologiczne silnie przewy szone, co u³atwia znacznie analizê paleotektoniczn¹ (Kotañski, 199). Analizie paleotektonicznej poddaje siê osady równowiekowe, których izochronizm jest dobrze udokumentowany, np. paleontologicznie, a ich wiek metodami radiometrycznymi. Znajomoœæ chronostratygrafii pozwala wiêc na okreœlenie tempa subsydencji wyra onego, np. w CZEPIÑ SDP-K POZNAÑ II III I ul. Lechicka I' II' IG-1 III' 1km IV POZNAÑ LUBOÑ IV' Chronostratygrafia* Chronostratigraphy PLIOCEN NAJNI SZY LOWEST PLIOC. IOCEN GÓRNY UPPER IOCENE IOCEN ŒRODKOWY f. poznañska Poznañ Fm. () Litostratygrafia** Lithostratigraphy ogniwo wielkopolskie Wielkopolska ember () og. œrodkowopolskie iddle-polish br () formacja adamowska Adamów Formation () Litologia Lithology Grupa pok³adów wêgla kamiennego Group of lignite seams IA oczkowicka*** I œrodkowopolska V V' OSINA IDDLE IOCENE formacja paw³owicka Paw³owice Formation () formacja œcinawska Œcinawa Formation () IIA lubiñska II ³u ycka IOCEN DOLNY LOWER IOCENE formacja rawicka Rawicz Formation () III œcinawska 1km g³ówne miasta main towns otwory wiertnicze boreholes VI VI VI' CZEPIÑ linie przekrojów geologicznych VI' cross-section lines g³ówne uskoki main faults Ryc. 1. apa lokalizacyjna. Pó³nocny fragment strefy dyslokacyjnej Poznañ Oleœnica; strefy dyslokacyjne: SDP O Poznañ Oleœnica, SDP Sz Poznañ Szamotu³y, SDP K Poznañ Kalisz (za: Deczkowski & Gajewska, 198; Kasiñski, 1984; Kwolek, ; zmodyfikowane) Fig. 1. Location map. Northern part of the Poznañ Oleœnica Dislocation Zone; Dislocation Zones: SDP O Poznañ Oleœnica, SDP Sz Poznañ Szamotu³y, SDP K Poznañ Kalisz (after: Deczkowski & Gajewska, 198; Kasiñski, 1984; Kwolek, ; modified) OLIGOCEN DOLNY LOWER OLIGOCENE EOCEN GÓRNY UPPER EOCENE formacja mosiñska górna Upper osina Formation () formacja czempiñska Czempiñ Formation () formacja mosiñska dolna Lower osina Formation () EZOZOIK ESOZOIC J piaski sands mu³ki silts i³y clays wêgle brunatne lignites glaukonit glauconite luka stratygraficzna stratigraphic hiatus K V czempiñska Wed³ug: * According to: Steininger i Rögl, 1983 Steininger i in., 1987 Dyjor i Sadowska, 1986 Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995 Piwocki, 1 Wed³ug: ** According to: Piwocki, 1991 Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995 Piwocki, 1 tylko na obszarze rowu Naramowic *** in the Naramowice graben only Ryc. 2. Schemat litostratygraficzny paleogenu i neogenu w rowach Naramowic i osiny Fig. 2. Lithostratigraphic scheme of the Palaeogene and Neogene in the Naramowice and osina graben 666

m n.p.m. + I 1N m/mln lat lub w mm/tys. lat (Chain, 1974). W przypadku osadów paleogeñskich i neogeñskich na Ni u Polskim ubóstwo fauny, jak i przewodnich poziomów izochronicznych sprawiaj¹, e dominuj¹c¹ rolê odgrywa litostratygrafia (Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995; Piwocki, 1). Dlatego przed przyst¹pieniem do wykonania i analizy przekrojów geologicznych nale y jak najlepiej poznaæ litostratygrafiê badanego obszaru. Zarys litostratygrafii ska³y mezozoiczne esozoic rocks ska³y plejstoceñskie i holoceñskie Pleistocene and Holocene rocks g³ówne formacje wêglonoœne main lignite-bearing formations Nomenklaturê jednostek litostratygraficznych i pok³adów wêglowych przyjêto za Piwockim (1991), Piwockim i Ziembiñsk¹-Tworzyd³o (1995) oraz Piwockim I' 2N uskoki faults - 2N otwory wiertnicze boreholes - 1km Ryc. 3. Uproszczony przekrój geologiczny przez N czêœæ rowu Naramowic I I (lokalizacja na ryc. 1); formacja mosiñska dolna, formacja czempiñska, formacja mosiñska górna, formacja rawicka, formacja œcinawska, formacja paw³owicka, formacja adamowska, formacja poznañska, ogniwo œrodkowopolskie (ogniwo i³ów szarych), ogniwo wielkopolskie (ogniwo i³ów zielonych i ogniwo i³ów p³omienistych) Fig. 3. Simplified geological cross-section through N part of the Naramowice graben I I (location in Fig. 1); Lower osina Formation, Czempiñ Formation, Upper osina Formation, Rawicz Formation, Œcinawa Formation, Paw³owice Formation, Adamów Formation, Poznañ Formation, iddle-polish ember (Gray Clays ember), Wielkopolska ember (Green Clays amber and Flamy Clays ember) m n.p.m. + - - II 4N 5N 6N 7N 1km Przegl¹d Geologiczny, vol. 52, nr 8/1, 4 II' 8N Ryc. 4. Uproszczony przekrój geologiczny przez œrodkow¹ czêœæ rowu Naramowic II II ; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3) Fig. 4. Simplified geological cross-section through the middle part of the Naramowice graben II II ; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3) (1). W schemacie litostratygraficznym na podstawie w³asnych wyników wydzieleñ i obliczeñ, przedstawiono orientacyjny sk³ad litologiczny ka dej formacji/ogniwa (ryc. 2). Poza tym w profilu litologicznym zaznaczono po³o enie okreœlonej grupy pok³adów wêgla brunatnego oraz obecnoœæ glaukonitu w osadach. Wreszcie pozycjê poddanych analizie paleotektonicznej formacji i ogniw przedstawiono na tle obecnej chronostratygrafii paleogenu i neogenu (Steininger & Rögl, 1983; Steininger i in., 1987; Dyjor & Sadowska, 1986; Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995; Piwocki, 1). W tej pracy zaniechano stosowania terminu,,trzeciorzêd, zgodnie z ustaleniami iêdzynarodowej Komisji Stratygraficznej (ICS IUGS) z Rio de Janeiro w r., która zaleca stosowanie jako formalnych jednostek: paleogen i neogen.,,trzeciorzêd natomiast mo e byæ u ywany jako nazwa nieformalna (Remane i in., ). Zamieszczony schemat litostratygraficzny, w odró - nieniu od schematów o zasiêgu regionalnym Ciuka (197, 1978) i Piwockiego (1991), ma charakter lokalny, a przez to lepiej oddaje proporcje w mi¹ szoœci i w sk³adzie litofacjalnym kolejnych formacji na obszarze badañ (ryc. 2). Nale y jeszcze dodaæ, e podobnie jak Ciuk (1965, 1978) i Piwocki (1991), równie autorzy tej pracy nie wydzielaj¹ w okolicach Poznania formacji leszczyñskiej i d¹browskiej, jak czyni to Walkiewicz (1984). Przy omawianiu zarysu litostratygrafii warto przypomnieæ, e podstaw¹ do poszczególnych wydzieleñ, tj. formacji i ogniw, by³y materia³y archiwalne karty otworów wiertniczych. Brak zachowanych rdzeni g³êbokich otworów nie pozwala obecnie zweryfikowaæ opisów litologicznych zawartych w kartach otworów. Dlatego granice pomiêdzy kolejnymi wydzieleniami litostratygraficznymi nie zawsze musz¹ odpowiadaæ rzeczywistoœci. Ewentualne niedoci¹gniêcia i b³êdy mog¹ wynikaæ nie tylko z jakoœci opisów litologii, ale równie z technologii wierceñ. Wspomniane uchybienia zapewne obni aj¹ dok³adnoœæ przeprowadzonych badañ. Niemniej jednak dominuj¹ca wiêkszoœæ danych zawartych w kartach otworów wiertniczych jest prawdziwa, co upowa nia do ich wykorzystania w analizie paleotektonicznej. Zastanawiaj¹cy mo e byæ brak niektórych jednostek litostratygraficznych w s¹siednich otworach. Przyczyny takiego stanu rzeczy mog¹ byæ zarówno geologiczne sedymentologiczne i tektoniczne, jak i ludzkie sposób wiercenia oraz b³êdy w opisie litologii. W tej pracy, pomimo rodz¹cych siê w¹tpliwoœci i przypuszczeñ, za miarodajne uznano informacje zawarte w kartach otworów wiertniczych. ateria³y archiwalne, zawieraj¹ce m.in. karty otworów, s¹ dostêpne i dziêki temu weryfikowalne. Analiza przekrojów geologicznych. Przy wyborze linii przekrojowych kierowano siê tym, eby by³y one prostopad³e do przebiegu g³ównych struktur tektonicznych oraz aby obejmowa³y najbardziej pó³nocne, œrodkowe i po³udniowe segmenty poddanych badaniom fragmentów rowów Naramowic i osiny. Ogó³em wykonano 6 przekrojów geologicznych biegn¹cych przez 34 spoœród 81 otworów wiertniczych wystêpuj¹cych na omawianym 667

m n.p.m. + obszarze (ryc. 1). Podstawowe dane mi¹ szoœciowe wykorzystane do konstrukcji przekrojów geologicznych, jak i do obliczeñ wspó³czynnika agradacji zestawiono w postaci tabelarycznej (tab. 1). Pe³na dokumentacja, zawieraj¹ca m.in. sk³ad litologiczny, mi¹ szoœæ oraz rzêdne stropu i sp¹gu kolejnych formacji, znajduje siê w pracach Cepiñskiej (3) i Banaszak (w przygotowaniu). Nale y w tym miejscu podkreœliæ, e dla potrzeb niniejszej pracy uproszczono bardzo rozbudowan¹ pierwotn¹ numeracjê otworów. Numery robocze otworów z obszaru rowu Naramowic zawieraj¹ literê N, np.: 1N, 2N itd., a numery robocze otworów z obszaru rowu osiny wyró - niono odpowiednio liter¹, np.: 1, 2 itd. Numeracja pierwotna i robocza otworów wiertniczych, wymienionych w tekœcie i znajduj¹cych siê na przekrojach, zamieszczona zosta³a w tab. 1. Na przekrojach geologicznych poszczególne formacje i ogniwa opisano skrótami literowymi ich pe³nych nazw (por. ryc. 2 i 3). Ponadto w celu ³atwiejszej korelacji warstw, w rowach i w ich otoczeniu, formacje i ogniwa wêglonoœne zaznaczono dodatkowo szrafur¹. W ten sposób wyró niono formacjê czempiñsk¹ i œcinawsk¹ oraz ogniwo œrodkowopolskie (ryc. 3 8). m n.p.m. + 668 - - - -3 III 14N 15N 16N 17N IV 1-1km IV' 2 3 4 5 6 7 8 1km Ryc. 6. Uproszczony przekrój geologiczny przez N czêœæ rowu osiny IV-IV ; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3) Fig. 6. Simplified geological cross-section through the N part of the osina graben IV-IV ; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3) Ryc. 5. Uproszczony przekrój geologiczny przez S czêœæ rowu Naramowic III III ; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3) Fig. 5. Simplified geological cross-section through the S part of the Naramowice graben III III ; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3) III' 18N Wyniki analizy przekrojów geologicznych. Przekrój wzd³u linii I I obejmuje najbardziej N segment rowu Naramowic i jednoczeœnie ca³ego obszaru badañ (ryc. 1, 3). Bardzo charakterystyczna jest wysoka pozycja mezozoicznego pod³o a w otworze 2N i silnie zredukowane mi¹ szoœci poszczególnych formacji. Zrzut osadów paleogeñskich wzd³u g³ównego uskoku ramowego, w terminologii Deczkowskiego i Gajewskiej (198) zwanego g³ównym lub obramowuj¹cym, przekracza m (ryc. 3). Lokalizacji wspomnianego uskoku, jak i prawdopodobnego uskoku, po³o onego w s¹siedztwie otworu 1N, dokonano poprzez analogiê do opisanych ni ej przekrojów II II i III III (ryc. 4, 5). Kolejne 2 przekroje obejmuj¹ œrodkowy i S segment rowu Naramowic (ryc. 1, 4, 5). Pomimo du ych podobieñstw na obu przekrojach widoczne s¹ pewne ró nice istotne w analizie paleotektonicznej. Najwa niejsze podobieñstwo polega na wysokim po³o eniu E skrzyd³a rowu, gdzie strop mezozoiku wystêpuje na g³êbokoœci ok. m p.p.m. Natomiast w W czêœci przekroju, obejmuj¹cego jeszcze obszar rowu, pod³o e mezozoiczne zalega na rzêdnych ok. m p.p.m. Trzeba w tym miejscu wyraÿnie stwierdziæ, e otwory 4N i 14N nie s¹ zlokalizowane poza rowem, ale wewn¹trz niego (ryc. 4, 5). Poza tym najg³êbsza czêœæ rowu, ukazana na obu przekrojach, nie zosta³a przewiercona. W otoczeniu otworu 5N wyraÿnie zaznacza siê struktura zrêbowa (ryc. 4), przyjmuj¹ca charakter stopni tektonicznych wokó³ otworu 15N (ryc. 5). Informacji o g³êbokoœci rowu Naramowic dostarcza otwór IG 1 (lok. ryc. 1), w którym strop mezozoiku nawiercono na g³êbokoœci 267,5 m p.p.m. W najbli szym otworze natomiast, zlokalizowanym na wschodnim skrzydle struktury, mezozoik wystêpuje na g³êbokoœci 91, m p.p.m. Zatem wielkoœæ zrzutu g³ównego wschodniego uskoku ramowego rowu Naramowic wynosi w pobli u otworu IG 1 ok. 176,5 m. Najistotniejsz¹ ró nic¹ ujawniaj¹c¹ siê na przekrojach II II i III III, biegn¹cych przez œrodkow¹ i S czêœæ rowu Naramowic, jest czas aktywnoœci i wzglêdny zwrot przemieszczania siê skrzyde³ uskoków wyznaczonych pomiêdzy otworami 4N i 5N oraz 14N i 15N (ryc. 4, 5). Na przekroju II II aktywnoœæ wspomnianego uskoku zakoñczy³a siê najprawdopodobniej podczas sedymentacji formacji rawickiej. W tym czasie obszar z otworem 4N podlega³ szybszej subsydencji, o czym œwiadczy zwiêkszona mi¹ szoœæ formacji rawickiej, ni obszar z otworem 5N. Wczeœniej jednak wzglêdny ruch skrzyde³ by³ odwrotny, czego dowodzi co najmniej kilkakrotnie wiêksza gruboœæ formacji czempiñskiej na skrzydle z otworem 5N, ni na skrzydle z otworem 4N (ryc. 4). Inaczej przedstawia siê rozwój uskoku na przekroju III III, obejmuj¹cym najbardziej S fragmenty rowu Naramowic, miêdzy otworami 14N i 15N. Uskok ten by³ aktywny a do czasu sedymentacji formacji œcinawskiej i przez ca³y okres jego aktywnoœci subsydencja obszaru z otworem 15N by³a wiêksza ni obszaru z otworem 14N (ryc. 5). Analiza przekrojów geologicznych przez rów Naramowic upowa nia do stwierdzenia, e w paleogenie i prawie przez ca³y neogen aktywny by³ E g³ówny uskok ramowy, o

m n.p.m. + - - -3 V 32 33 34 35 f. p. f. r. 36 37 V' 38 1km Ryc. 7. Uproszczony przekrój geologiczny przez œrodkow¹ czêœæ rowu osiny V V ; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3) Fig. 7. Simplified geological cross-section through the middle part of the osina graben V V ; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3) m n.p.m. + - - -3 VI 57 58 59 6 61 o. w. po³udnikowej orientacji i zrzucie przekraczaj¹cym 175 m. Pozosta³e uskoki by³y aktywne w paleogenie i czêœciowo w neogenie, a ich zrzuty nie przekraczaj¹ kilkudziesiêciu metrów. Segmenty S i N rowu Naramowic przez ca³y analizowany okres rozwija³y siê w wyniku schodowego zapadania siê mezozoicznego pod³o a ku strefie najwiêkszych g³êbokoœci, rozci¹gaj¹cej siê wzd³u E skrzyd³a rowu. Tylko w segmencie œrodkowym, w czasie sedymentacji formacji rawickiej, funkcjonowa³a paleostruktura o charakterze zrêbu tektonicznego. Wystêpowanie paleozrêbów, tego samego lub zbli onego wieku, udokumentowano równie we wschodniej Wielkopolsce, np. w rowach Adamowa i Lubstowa (Widera, 1998, ). Najprawdopodobniej powstanie wspomnianych pozytywnych struktur zrêbów w obrêbie struktur negatywnych rowów spowodowane zosta³o zaklinowaniem bloku/bloków VI' 62 63 1km Ryc. 8. Uproszczony przekrój geologiczny przez S czêœæ rowu osiny VI VI ; (lokalizacja na ryc. 1, objaœnienia na ryc. 3) Fig. 8. Simplified geological cross-section through the S part of the osina graben VI VI ; (location in Fig. 1, explanation in Fig. 3) mezozoicznego pod³o a. Nale y jeszcze dodaæ, e szerokoœæ rowu Naramowic nie jest dok³adnie znana, zw³aszcza jego zasiêg w kierunku zachodnim. Niemniej jednak na mapach grawimetrycznych, przedstawiaj¹cych pseudorzeÿbê cieniowan¹, bardzo wyraÿnie na omawianym obszarze zaznacza siê rów tektoniczny (Wybraniec, 1995, 1999). Zatem obraz grawimetryczny potwierdza s³usznoœæ nazwania tej negatywnej paleostruktury rowem, a nie np. pó³rowem. Ze wzglêdu na brak g³êbokich otworów, zlokalizowanych na zachód od objêtego badaniami obszaru, rozprzestrzenienie rowu Naramowic w kierunku W nie zosta³o wykartowane. Jednak e na podstawie badañ Dudy i Bochni (196), jak i map opisywanych przez Królikowskiego (1994) mo na szacowaæ, e szerokoœæ rowu odpowiada strefie anomalii grawimetrycznej i w omawianym rejonie N dzielnic Poznania wynosi od co najmniej 4 km do nawet 1 km. W przeciwieñstwie do rowu Naramowic uskoki ramowe rowu osiny s¹ dobrze czytelne na przekrojach geologicznych. Szerokoœæ rowu waha siê w przedziale 2 3 km (ryc. 1). Przekrój IV IV obejmuje N segment rowu osiny, o szerokoœci ok. 3 km, który cechuje siê bardzo symetryczn¹ budow¹ (ryc. 6). Uskoki ramowe s¹ dobrze wykszta³cone i maj¹ w miarê wyrównane zrzuty: 16 m miêdzy otworami 1 i 2 oraz 14 m miêdzy otworami 7 i 8. Oba wymienione uskoki aktywne by³y w paleogenie i prawie przez ca³y neogen. Pozosta³e uskoki drugorzêdne zakoñczy³y swoj¹ aktywnoœæ podczas sedymentacji formacji rawickiej, a tylko uskok miêdzy otworami 4 i 5 rozwija³ siê jeszcze w czasie narastania wêglonoœnej formacji œcinawskiej. Przejawia siê to w deniwelacjach sp¹gu tej formacji przekraczaj¹cymi 3 m (ryc. 6). W œrodkowym segmencie rów osiny ma szerokoœæ ok. 2,5 km (ryc. 7). Zauwa alne jest du e podobieñstwo do wy ej opisanego N fragmentu rowu. Równie wyraÿnie zaznaczaj¹ siê uskoki ramowe, których zrzuty miêdzy otworami 33 i 34 oraz 37 i 38 wynosz¹ odpowiednio 187,6 i 153,2 m. Ich aktywnoœæ trwa³a, z krótkotrwa³ymi przerwami, w paleogenie i neogenie. Natomiast pozosta³e uskoki funkcjonowa³y wy³¹cznie w paleogenie lub co najwy ej w czasie sedymentacji formacji rawickiej, jak np. uskok pomiêdzy otworami 36 i 37. Wyj¹tek stanowi jedynie uskok wykreœlony na W skrzydle rowu, gdzie zró nicowanie gruboœci osadów formacji adamowskiej w otworach 32 i 33 siêga a 15,7 m (ryc. 7). Najbardziej rozcz³onkowan¹ budow¹ charakteryzuje siê S segment rowu osiny ukazany na przekroju VI VI (ryc. 8). Skrzyd³a rowu s¹ zuskokowane, a g³ówne uskoki ramowe nie s¹ tak wyraÿne jak na wy ej opisanych przekrojach. Tylko uskok pomiêdzy otworami 61 i 62 mo na nazwaæ uskokiem ramowym, na podstawie kryterium wielkoœci zrzutu i jego aktywnoœci przez niemal ca³y okres rozwoju rowu. Pozosta³e uskoki ulega³y okresowej reaktywacji, czasami o zmiennym zwrocie ich ruchu. Przyk³adowo, obszar z otworem 57 w paleogenie i podczas gromadzenia siê osadów formacji rawickiej podlega³ szybszemu pogr¹ aniu ni obszar z otworem 58. Natomiast w czasie sedymentacji formacji œcinawskiej dosz³o do odwrócenia wzglêdnego ruchu skrzyde³ uskoku miêdzy otworami 57 i 58. Nieco inn¹ sytuacjê mo na stwierdziæ w otworach 62 i 63, gdzie na E skrzydle rowu osiny zaznacza siê uskok aktywny w paleogenie oraz we 669

Tab. 1. Dane wyjœciowe do sporz¹dzenia przekrojów geologicznych i obliczeñ wspó³czynnika agradacji AC Table 1. Source data for geological cross-sections preperation and calculation of the aggradation coefficient AC Linia przekroju crosssection line I I' II II' III III' IV IV' V V' VI VI' Pierwotny numer otworu original numeration orasko 1 Umultowo 1 Pi¹tkowo 1 3/16 31/16 32/16 Ró any ³yn Podolany 1 3/14 31/14 32/14 Naramowice 2 24/48 23/5 22/52 21/54 Luboñ 27/2 199/58 198/6 197/62 Jeziory 23/94 168/42 osina 24/93,5 166/46 osina 25/93 163/5 osina 26/92,5 126/32 125/34 124/36 123/38 122/4 121/42 12/44 Roboczy numer otworu numeration in this paper 1N 2N 4N 5N 6N 7N 8N 14N 15N 16N 17N 18N 1 2 3 4 5 6 7 8 32 33 34 35 36 37 38 57 58 59 6 61 62 63 i¹ szoœæ formacji/ogniwa [m] Formation/ember thickness [m] b.d. 12, b.d. bd.. 1,5 8, 16, b.d. b.d. 4,47,5 11,6 1,2 17,3 14,8 13,6 11,2 16,1 6,7 3,9 11, 21,5 9,6 9, 9,8 1,6 1,8 14,6 7,7 >15,4 7,8 6, >4,5 >14,5 7,2 3,5 35,5 >36,9 >4, 1 7, 13,2 68,5 39,3 39,2 39,4 12,4 14,6 11,5 17, 19,3 89,4 39,5 33,5 >27,3 21,9 2,8 59, 4,8 19,2 14,4 11,7 13,5 8,5 12, 4,7 2,5 2,2 28,5 26,2 26,8 3,9 51,8 9,4 23,5 69,6 45,3 48,4 4, 7,3 1 5,3 24,8 9, 47,1 39, 79,8 58,1 63,6 56, 31, 49,9 6,4 79, 39,8 35,3 24,6 38,1 37, 32,3 49,1 7,1 52,4 35,5 34,4 36, 18,2 22, 32,6 46,9 35,5 32,6 13,8 47,5 43, 58,6 2,8 31,2 41, 2,5 12,4 37,4 51,6 3,5 15, 11,6 35, 31, 2, 7,7 2, 51,1 5,2 47,1 27,8 29, 33,8 9,1 3,3 7,7 58,3 51,9 53,6 44,2 8,5 13,4 54,8 57,1 55,9 72,6 43, 44, 14, 8,3 26,6 22, 26,8 17,5 (26,6) 37,8 (16,6) 2 24, 6,8 27,9 3 23,6 17,4 18,7 18, 16,5 12,8 42,3 23,8 5,2 4 37,8 42,3 33,8 26,3 27,7 23,3 23,9 32, 2,8 22,2 23,3 14,1 26, 1,6 11,8 6, (9,1) 9,3 (21,4) 25,8 7, 2,9 34,2 31,6 41, 53,2 48,4 45,8 39,3 37, 14,7 3,4 2,9 32,1 3,6 3,9 28,7 39, 34,3 5,6 43,2 13,6 19,6 19,7 13,7 7,9 5,4 9,4 9,6 2,7 7,9 7,6 11,5 11,2 9,8 7,9 13,3 15, 23, 7.8 5,4 7,6 7,5 8,6 5,3 2,9 4,5 5,1 13,7 13,7 14,3 2,3 15, 9,8 13,5 13,8 6,8 7,2 52,7 51,2 29,6 73,5 78,2 41,8 3,4 58,5 81,5 4,6 11,8 41,1 32, 68,2 61,4 66,8 68,8 72,5 72, 51,1 5,3 11,3 74,1 45, 37,6 31,7 19,7 4,8 69,3 89,2 76,9 89,6 64, 66,2 wczesnym neogenie. Podczas narastania formacji mosiñskiej górnej obszar wokó³ otworu 62 ulega³ wzglêdnemu obni aniu w odniesieniu do obszaru z otworem 63. W póÿniejszym czasie dosz³o do inwersji ruchu, co przejawia siê w postaci zwiêkszonej gruboœci osadów formacji rawickiej w pobli u otworu 63 (ryc. 8). Do obliczeñ wspó³czynnika agradacji jako drugi uskok,,ramowy przyjêto dyslokacjê pomiêdzy otworami 57 i 58. Przemawia za tym jej aktywnoœæ od paleogenu poprzez prawie ca³y neogen, pomimo e wielkoœæ zrzutu uskoku miêdzy otworami 58 i 59 wynosi 125,2 m i jest wiêksza nawet od zrzutu uskoku ramowego miêdzy otworami 61 i 62 82,7 m (ryc. 8). Najwa niejszym spostrze eniem wynikaj¹cym z analizy przekrojów poprzecznych przez rów osiny s¹ du e ró nice miêdzy po³udniowym a œrodkowym i pó³nocnym jego fragmentem. O ile w czêœci pó³nocnej i œrodkowej wyraÿnie zaznaczaja siê 2 uskoki ramowe, o tyle budowa geologiczna po³udniu segmentu rowu jest bardziej skomplikowana. Wewnêtrzna czêœæ rowu, w tym segmencie, charakteryzuje siê znacznymi deniwelacjami mezozoicznego pod³o a, a uskoki ramowe nie s¹ tak czytelne jak na innych odcinkach omawianej struktury (ryc. 8). Nale y zauwa yæ, e najbardziej po³udniowej czêœæ rowu osiny znajduje siê w bliskim s¹siedztwie uskoku transformacyjnego, który przebiega na po³udnie od Czempinia (por. ryc. 1). Jednak e na obecnym etapie badañ trudno jest ³¹czyæ powstanie kilku powierzchni dyslokacyjnych uskoków ramowych (ryc. 8) z bliskoœci¹ uskoku poprzecznego, diagonalnego do orientacji pó³nocnego fragmentu SDP O (ryc. 1). Faktem jest, e w dalszej odleg³oœci od wspomnianego uskoku poprzecznego naprê enia rozci¹gaj¹ce zosta³y roz³adowane wzd³u 2 g³ównych uskoków ramowych (ryc. 6, 7). Niemniej jednak wyjaœnienie przyczyn powstania kilku, a nie dwóch uskoków ramowych oraz genezy uskoków transformacyjnych, wykracza poza zakres prezentowanych badañ. Wyniki analizy wspó³czynnika agradacji Ocena wspó³czynnika agradacji. Jak wczeœniej wspomniano, w przypadku stratygrafii osadów paleogeñskich i neogeñskich na Ni u Polskim, dominuje podzia³ litostratygraficzny, a granice jednostek litostratygraficznych prawie zawsze s¹ diachroniczne. Dlatego zasadne wydaje siê wyznaczenie wspó³czynnika agradacji AC, gdy nie jest znany dok³adnie przedzia³ czasu, w którym sedymentacja okreœlonej formacji/ogniwa litostratygraficznej zachodzi³a. Znajomoœæ AC pos³u y³a m.in. do wyznaczenia 67

Tab. 2. Wyniki wspó³czynnika agradacji obliczone wzd³u 6 analizowanych linii przekrojowych Table 2. Results of the aggradation coefficient calculated along the 6 analyzed cross-section lines Linia przekroju cross-section line Wspó³czynnik agradacji [%] aggradation coefficient [%] I I' b.d. >197 121 164 169 165 173 13 II II' b.d. >376 154 345 114 212 57 167 III III' b.d. >3 111 168 529 161 134 114 228 IV IV' 151 287 471 154 716 14 121 164 V V' 88 244 351 84 8 127 115 123 389 VI VI' 133 551 49 22 171 19 127 241 143 mezozoicznych faz tektonicznych w strefie dyslokacyjnej Poznañ Kalisz (Kwolek, ). W przypadku natomiast dobrej bio- i chronostratygrafii najczêœciej wyznacza siê tempo subsydencji (tectonic subsidence rate TSR),które wyra a siê np. w m/mln lat (Ziegler, 1992; ichon i in., 3). W ostatnich latach równie w Polsce upowszechni³a siê tzw. jednowymiarowa analiza subsydencji tektonicznej (backstripping). Na obszarze Karpat i zapadliska przedkarpackiego metodê tê, m.in. dla osadów paleogeñskich i neogeñskich, z powodzeniem zastosowali Oszczypko (1999) oraz Poprawa i in. (1). Wymienieni autorzy do obliczeñ wykorzystali programy komputerowe Basinod i/lub SUBSIDE. Zastosowanie metody backstrippingu wprzypadku paleogenu i neogenu Ni u Polskiego jest bardzo ograniczone, co warto kolejny raz powtórzyæ, ze wzglêdu na s³ab¹ chronostratygrafiê. Przedstawione w tej pracy wartoœci AC dotycz¹ subsydencji ca³kowitej, która jest wypadkow¹ kilku procesów geologicznych. Wymieniæ mo na takie sk³adowe subsydencji ca³kowitej, jak: tektoniczne pogr¹ anie obszarów rowów, kompakcjê/konsolidacjê, ruchy izostatyczne oraz eustatyczne wahania oceanu œwiatowego (Chain, 1974). Na podstawie danych z tab. 1 wyliczono wartoœci AC, wzd³u wy ej opisanych 6 linii przekrojowych (tab. 2). Obliczenia polega³y na podzieleniu œredniej arytmetycznej mi¹ szoœci osadów ka dej formacji/ogniwa wewn¹trz rowu przez œredni¹ arytmetyczn¹ ich mi¹ szoœæ na zewn¹trz rowu. W efekcie uzyskano 51 wartoœci liczbowych AC, wyra onych w procentach. Nie otrzymano wyników w 3 przypadkach brak danych, zaœ w kolejnych 3 przypadkach podano wartoœci minimalne formacja nie przewiercona. Rezultaty obliczeñ AC dla ogniwa wielkopolskiego (ogniwa i³ów zielonych i ogniwa i³ów p³omienistych), wydzielanego w obrêbie formacji poznañskiej (por. ryc. 2), uznano za ma³o wiarygodne ze wzglêdu na du e deformacje wywo³ane przez plejstoceñskie procesy glacitektoniczne. Nie stwierdzono takich zaburzeñ w przypadku ogniwa œrodkowopolskiego (ogniwa i³ów szarych), co pozwoli³o otrzymane dla tego ogniwa wyniki wykorzystaæ w analizie paleotektonicznej. Wartoœci zerowe AC, otrzymane dla formacji mosiñskiej górnej, mog¹ œwiadczyæ o postsedymentacyjnej erozji lub krótkotrwa³ym wyniesieniu fragmentów rowów i braku sedymentacji. W pozosta³ych przypadkach wartoœci AC dla wybranych segmentów rowów Naramowic i osiny Przegl¹d Geologiczny, vol. 52, nr 8/1, 4 mieszcz¹ siê w bardzo szerokim przedziale od 49 do 351% (tab. 2). Etapy aktywnoœci tektonicznej. ichon i in. (3) rozró niaj¹ subsydencjê ca³kowit¹ i subsydencjê tektoniczn¹. W dalszej czêœci tej pracy wœród subsydencji tektonicznej, oprócz subsydencji izo- i eustatycznej, wyró - niana bêdzie subsydencja tektoniczna rowów. Subsydencja spowodowana ruchami izostatycznymi i eustatycznymi nie ma wp³ywu na wyró nione etapy rozwoju rowów Naramowic i osiny, bo w równym stopniu dotknê³a rowy i ich otoczenie. Dlatego konsekwentnie bêdzie wyró niana, wzoruj¹c siê na podziale ichona i in. (3), subsydencja ca³kowita rowów, która obejmuje subsydencjê tektoniczn¹ rowów oraz subsydencjê wywo³an¹ kompakcj¹/konsolidacj¹. Trzeba jednak wyjaœniæ, e subsydencjê tektoniczn¹ rowów Kasiñski (1984) uto samia z ruchami diastroficznymi, które Widera (1998, ) nazywa tektonik¹ lokaln¹. Natomiast subsydencjê izostatyczn¹ i eustatyczn¹ Kasiñski (1984) nazywa ruchami epejrogenicznymi, które z kolei Widera (1998, ) okreœla jako tektonikê regionaln¹. Uznano z du ¹ ostro noœci¹, e wartoœæ AC wynosz¹ca 15% mo e byæ granic¹ pomiêdzy subsydencj¹ tektoniczn¹ rowów a subsydencj¹ wywo³an¹ kompakcj¹ i konsolidacj¹. Na pewno rodzi siê pytanie: w jaki sposób wartoœæ AC równ¹ 15% oszacowano Wiêkszoœæ poddanych badaniom formacji i ogniw litostratygraficznych na obszarze rowów Naramowic i osiny prawie w ca³oœci lub w przewa aj¹cej czêœci sk³ada siê z piasków. Formacja czempiñska w przewadze sk³ada siê z mu³ków i piasków, a ogniwo wielkopolskie z i³ów. Ogniwa wielkopolskiego, o czym wczeœniej ju wspomniano, nie wziêto pod uwagê ze wzglêdu na deformacje glacitektoniczne. Na podstawie danych z literatury mo na ogólnie przyj¹æ, e wspó³czynnik kompakcji dla osadów mineralnych i konsolidacji dla osadów organicznych wzrasta w nastêpuj¹cej kolejnoœci: piaski, mu³ki, i³y i wêgle brunatne. Dla piasków, teoretycznie najwiêkszy wspó³czynnik kompakcji wynosi 128% (Wi³un, 1987). W rzeczywistoœci jest mniejszy od 11% Hagera i in. (1981) do 118% wed³ug Staszkiewicza (196). Powszechnie przyjmuje siê jednak dla paleogeñskich i neogeñskich piasków wspó³czynnik kompakcji wynosz¹cy 11% (Nadon, 1998). Natomiast dla wêgli brunatnych ze z³ó we wschodniej Wielkopolsce wspó³czynnik konsolidacji wyliczy³ jeden z wspó³autorów tej pracy. Dla I œrodkowopolskiego pok³adu wartoœæ wspó³czynnika konsolidacji wynosi 196%, dla II ³u yckiego pok³adu natomiast siêga 234% (Widera, 2). Oba wymienione pok³ady, a w³aœciwie grupy pok³adów, wystêpuj¹ na obszarze badañ wœród najbardziej wêglonoœnych wydzieleñ litostratygraficznych, tj. formacji œcinawskiej i ogniwa 671

œrodkowopolskiego. W ich sk³adzie litofacjalnym wêgiel brunatny nie przekracza 6% mi¹ szoœci. Przyjmuj¹c nawet 2,5-krotn¹ konsolidacjê wêgli otrzyma siê, dla ca³ej formacji œcinawskiej i ca³ego ogniwa œrodkowopolskiego, wspó³czynnik kompakcji/konsolidacji nie wiêkszy od przyjêtego wy ej, tj. 15% (2,5 x 6% = 15%). Nale y pamiêtaæ równie o wystêpuj¹cych w obu wymienionych jednostkach przerostach mineralnych, które obni aj¹ jednak wspó³czynnik konsolidacji pok³adów wêglowych (Hager i in., 1981; Widera, 2). Dla mu³ków i i³ów wspó³czynnik kompakcji osi¹ga wartoœci poœrednie miêdzy piaskami a wêglami brunatnymi. Dlatego dla wszystkich formacji i ogniw wystêpuj¹cych na obszarze badañ wspó³czynnik kompakcji/konsolidacji nie przekracza 15%. Zatem dla przedzia³u wspó³czynnika agradacji AC wynosz¹cego 15% mo na mówiæ o wp³ywie na subsydencjê ca³kowit¹ rowów zarówno kompakcji/konsolidacji i subsydencji tektonicznej rowów, jak i wy³¹cznie subsydencji spowodowanej kompakcj¹/konsolidacj¹. Natomiast wartoœci AC przekraczaj¹ce 15%, czêsto co najmniej kilka razy, nale y ³¹czyæ z subsydencj¹ tektoniczn¹ rowów. Z powy szych wzglêdów jako jednoznacznie tektoniczne ruchy bêd¹ uwa ane tylko te, które zapisa³y siê w zró nicowaniu mi¹ szoœci osadów, wewn¹trz i na zewn¹trz rowów, w postaci AC > 15% (tab. 2, ryc. 9). W celu lepszego zilustrowania etapów aktywnoœci tektonicznej obszaru badañ otrzymane wartoœci wspó³czynnika agradacji AC przedstawiono w postaci graficznej (ryc. 9). Uzyskane wyniki obliczeñ dla ka dej formacji/ogniwa wzd³u 6 linii przekrojowych, ze wzglêdu na ich ogromn¹ rozpiêtoœæ, naniesiono na skalê logarytmiczn¹. atwo mo na dostrzec na omawianej ryc. 9, e wartoœci AC powy ej 15% zosta³y wyró nione czarnym kolorem. Analiza wykresów AC pozwala wyró niæ 3 etapy wzmo onej aktywnoœci tektonicznej badanego obszaru (ryc. 9). Pierwszy etap obejmuje formacje paleogeñskie. WyraŸnie widaæ, e fragmenty rowów Naramowic i osiny nie podlega³y tektonicznej subsydencji w tym samym czasie i z t¹ sam¹ intensywnoœci¹. Niemniej jednak w czasie sedymentacji formacji czempiñskiej wp³yw pogr¹ ania tektonicznego obszaru rowów zaznaczy³ siê wzd³u ka dej linii przekrojowej w postaci wartoœci AC mieszcz¹cych siê w przedziale 197 551%. Na linii przekrojowej V V charakterystyczne s¹ 2 piki AC dla formacji mosiñskiej dolnej i górnej, osi¹gaj¹ce wartoœci 88 i 351% (tab. 2, ryc. 9). W przypadku wspomnianych 2 formacji na zawy enie wartoœci AC mog³y mieæ wp³yw, przy stosunkowo niewielkich mi¹ szoœciach osadów na skrzyd³ach rowów, procesy erozyjne. Redepozycja osadów ze skrzyde³ w obrêb rowów, w warunkach ma³ej subsydencji izostatycznej i/lub eustatycznej, wp³ynê³a zapewne na zawy enie otrzymanych wyników. Niemniej jednak inicjalny, pierwszy etap ewolucji rowów Naramowic i osiny wolno szacowaæ na póÿny eocen wczesny oligocen (por. ryc. 2). Zachodz¹ce w tym czasie ruchy tektoniczne fazy pirenejskiej wyró nia siê w obrêbie orogenu karpacko-alpejskiego. Powsta³y wtedy pierwsze baseny wewnêtrzne pó³nocnych Wêgier (Bada i in., 1996). Rozpoczê³o siê w tym czasie równie tworzenie rowów tektonicznych we wschodniej Wielkopolsce, jak rów: Lubstowa, Adamowa, Piasków i Drzewc (Widera, 1998, ) i innych fragmentów SDP O (Piwocki, 1975, 1991; Deczkowski & Gajewska, 198; Kasiñski, 1984; Walkiewicz, 1984). Ruchom fazy pirenejskiej przypisuje siê równie powstanie systemów dyslokacyjnych zachodniej Europy, m.in. rowów: Limagne i Bresse w asywie Centralnym, dolnego i górnego Renu w asywie Reñskim, Eger w asywie Czeskim i Centralnego na orzu Pó³nocnym (Rousset i in., 1992; Ziegler, 1992; Ziegler i in., 1995; ichon i in., 3). Drugi etap wzmo onej aktywnoœci tektonicznej pó³nocnych fragmentów SDP O odpowiada okresowi sedymentacji formacji œcinawskiej. Wartoœæ AC, wzd³u wszystkich analizowanych linii przekrojowych, przekracza 15% i mieœci siê w przedziale 171 164% (tab. 2, ryc. 9). Ramy czasowe powstawania formacji œcinawskiej rozci¹ga siê od œrodkowego wczesnego miocenu po najni szy œrodkowy miocen (Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). Najwa niejsze jest tutaj jednak powstanie 2 ³u yckiej grupy pok³adów wêgla brunatnego, której wiek przyjmuje siê na najwy szy wczesny miocen ni szy œrodkowy miocen (por. ryc. 2). W tym czasie wyró nia siê fazê starostyryjsk¹, zwan¹ te faz¹ styryjsk¹. W zapadlisku przedkarpackim zacz¹³ powstawaæ wtedy np. rów Nidy (Krysiak, ), w Sudetach zaczê³y funkcjonowaæ rowy Roztoki-okrzeszowa i Paczkowa-Kêdzierzyna (Dyjor, 1995), zaœ na Ni u Polskim kontynuowa³y subsydencjê zarówno paleogeñskie, jak i neogeñskie rowy tektoniczne. Ca³kowita subsydencja niektórych z nich osi¹gnê³a swoje kenozoiczne maksimum, wyra one powstaniem najbardziej produktywnych pok³adów wêglowych, m.in. w rowach: Szamotu³ (arzec, 1964), Naramowic (Ciuk, 1962), osiny (Ciuk 1965), Krzywinia (Ciuk, 1978; Deczkowski i Gajewska, 198; Kasiñski, 1984), Gostynia (Ciuk, 1978), Lubstowa (Widera, 1998, ) i niecki ytawskiej (Kasiñski, 1983, 1984). W rowach Z³oczewa Linia przekroju Cross-section line Formacja/ogniwo I I' II II' III III' IV IV' V V' VI VI' Formation/ember Wspó³czynnik agradacji [%] Aggradation coefficient [%] 5 5 5 5 5 5 Ryc. 9. Graficzne przedstawienie wspó³czynnika agradacji dla poszczególnych formacji i ogniw zawartych w tab. 2 Fig. 9. Graphic representation of the aggradation coefficient for the formations and members given in Tab. 2 672

(Kasiñski, 1984) i Be³chatowa (Ha³uszczak, 1999), najwiêksza subsydencja, to sama z najgrubszymi pok³adami, rozpoczê³a siê w najni szym wczesnym miocenie faza sawska. Jednak skutki ruchów tektonicznych fazy sawskiej nie zaznaczy³y siê w rowach Naramowic i osiny. Z ruchami tektonicznymi fazy styryjskiej i wspó³wystêpuj¹cymi z nimi ruchami eustatycznymi nale y ³¹czyæ tak e powstanie jednych z najzasobniejszych pok³adów wêgla brunatnego na Ni u Europejskim, tj. wêgli na obszarze u yc w Niemczech (Standke i in., 1993). Ostatni etap tektonicznego rozwoju rowów Naramowic i osiny jest trudny do korelacji z jak¹kolwiek póÿnoneogeñsk¹ lub wczesnoczwartorzêdow¹ faz¹ tektoniczn¹. Czasowo ten etap mo na rozci¹gn¹æ od œrodkowej czêœci œrodkowego miocenu po sedymentacji ogniwa œrodkowopolskiej, do plejstocenu przedglacjalnego preglacja³u. We wspomnianym przedziale czasowym Stille (1952) wyró nia co najmniej 3 fazy tektoniczne: attyck¹, rodañsk¹ i wallachijsk¹. Jedynie w przypadku linii przekroju VI VI, zw³aszcza miêdzy otworami 61, 62 i 63, mo na mówiæ o ruchach fazy mo³dawskiej (ryc. 8, 9, tab. 2). Przejawia siê to w wartoœci AC wynosz¹cym 241% dla ogniwa œrodkowopolskiego. W pozosta³ych przypadkach dla powstania tego ogniwa, z nieznacznie grubszymi pok³adami wêgli brunatnych wewn¹trz rowów, wystarczy³a kompakcja/konsolidacja ni ejleg³ych osadów. Trzeba jeszcze dodaæ, e sp¹g osadów plejstoceñskich nie jest zdeformowany przez procesy tektoniczne, a jedynie przez procesy glacitektoniczne. Zatem g³ówne deformacje sp¹gu ogniwa œrodkowopolskiego, wynosz¹ce od 3 do 6 m (por. ryc. 3 8), musia³y zachodziæ po zakoñczeniu jego sedymentacji, ale przed osadzeniem siê utworów glacjalnych. Ten etap tektonicznej ewolucji badanego obszaru mo na, w du ym przybli eniu, korelowaæ czasowo z sedymentacj¹ ogniwa wielkopolskiego na Ni u Polskim (Dyjor & Sadowska, 1986; Piwocki & Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995), a nie z konkretn¹ postmo³dawsk¹ (postm³odstyryjsk¹) faz¹ tektoniczn¹, tj.: attyck¹, rodañsk¹ lub wallachijsk¹ (Stille, 1952). Dyskusja i podsumowanie Na obszarze rowów Naramowic i osiny wyró niono etapy ich tektonicznej subsydencji, które powi¹zano z czasem sedymentacji odpowiednich formacji i ogniw litostratygraficznych. Natomiast sedymentacjê pozosta³ych formacji, niekiedy o mi¹ szoœci kilkudziesiêciu metrów, wyjaœniono kompakcj¹/konsolidacj¹ ni ejleg³ych osadów oraz ruchami izo- i eustytycznymi. Wspomniane etapy wzmo onej subsydencji tektonicznej rowów Naramowic i osiny wy³¹cznie ze wzglêdów korelacyjnych powi¹zano ze Stillowskimi (1952) fazami tektonicznymi, tj. pirenejsk¹, styryjsk¹ (starostyryjsk¹) i najm³odsz¹, której bli ej nie okreœlono (attyck¹, rodañsk¹, wallachijsk¹). Nale y w tym miejscu krytycznie odnieœæ siê do wyró niania faz, które nie musz¹ i najczêœciej nie odpowiadaj¹ przedzia³om czasowym jak to pojmowa³ Stille (1952). Przyk³adowo, faza wallachijska wed³ug tego badacza mia³a miejsce na prze³omie neogenu i plejstocenu oraz by³a stosunkowo krótkotrwa³a. Aktualnie jednak istniej¹ liczne dowody, e okres aktywnoœci tektonicznej uto samiany z t¹ faz¹, w jej obszarze typowym w po³udniowej Rumunii jest zdecydowanie d³u szy i rozci¹ga siê od œrodkowego tortonu (pontu) po wczesny plejstocen (Hippolyte & Sandulescu, 1996). Dlatego w przypadku Ni u Polskiego bardziej jednoznaczne jest wi¹zane etapów aktywnoœci pod³o a z okresem sedymentacji okreœlonej formacji litostratygraficznej, ni wy³¹cznie z fazami tektonicznymi w rozumieniu Stillego (1952). Nie nale y jednak unikaæ wyró niania faz tektonicznych w bardzo rozpowszechnionej, klasycznej terminologii Stillowskiej (1952). Pamiêtaæ jednak trzeba, e w przypadku osadów paleogenu i neogenu na Ni u Polskim takie przyporz¹dkowanie jest mniej precyzyjne ni na obszarach o dobrej bio- i chronostratygrafii. Dyskusyjny wydaje siê tak e wiek powstania uskoków transwersalnych dziel¹cych SDP O na opisywane rowy. Zdaniem Ciuka (1978) uskoki te zaczê³y powstawaæ po sedymentacji formacji œcinawskiej i rozwija³y siê równie w plejstocenie. Natomiast Walkiewicz (1984) poprzeczne przesuniêcia pewnych fragmentów SDP O nawet o 1 1,5 km koreluje z okresem sedymentacji szeroko pojmowanej formacji poznañskiej. Obecnie nale a³oby czas rozwoju uskoków poprzecznych w rozumieniu Walkiewicz (1984) uto samiaæ z sedymentacj¹ ogniwa wielkopolskiego, a wiêc z ostatnim wyró nionym w tej pracy etapem tworzenia siê rowów Naramowic i osiny. Zakres dotychczas przeprowadzonych badañ nie upowa nia autorów do rozstrzygania o wieku i mechanizmach tworzenia wspomnianych uskoków transformacyjnych. Niemniej jednak ten interesuj¹cy i bardzo wa ny problem geologiczny powinien byæ rozwi¹zany w niedalekiej przysz³oœci. Przeprowadzona szczegó³owa analiza paleotektoniczna rowów Naramowic i osiny pozwoli³a wykazaæ ró nice i podobieñstwa w budowie geologicznej i aktywnoœci tektonicznej obu struktur. Wspomniane ró nice przejawiaj¹ siê w poszczególnych segmentach omawianych rowów g³ównie: w diachronizmie rozwoju uskoków drugorzêdnych, w mi¹ szoœci kolejnych formacji w rozmiarach subsydencji, w wystêpowaniu paleozrêbów wewn¹trz rowów, w g³êbokoœci i szerokoœci rowów. Niezale nie od wy ej zasygnalizowanego zró nicowania, nie tylko pomiêdzy rowami Naramowic i osiny, ale nawet pomiêdzy ich czêœciami, istniej¹ tak e podobieñstwa w ich rozwoju. Dziêki temu uda³o siê wyznaczyæ 3 etapy paleogeñskiej i neogeñskiej aktywnoœci tektonicznej pó³nocnych fragmentów SDP O: 1. W pierwszym etapie rozpocz¹³ siê rozwój rowów podczas sedymentacji formacji mosiñskiej dolnej. W czasie osadzania siê formacji czempiñskiej dna rowów osi¹gnê³y maksimum paleogeñskiej subsydencji, która zaczê³a wygasaæ podczas sedymentacji formacji mosiñskiej górnej (wczesny oligocen). 2. Nastêpny etap, najd³u szy i najwyraÿniej zaznaczaj¹cy siê na ca³ym obszarze od Czempinia po pó³nocne dzielnice Poznania, obj¹³ czas tworzenia siê formacji œcinawskiej. Wolno nawet etap ten uto samiaæ z sedymentacj¹ 2 ³u yckiej grupy pok³adów wêgla brunatnego (wczesny œrodkowy miocen). 3. Ostatni, trzeci etap rozwoju poddanych badaniom rowów jest trudny do okreœlenia. W przybli eniu mo na jedynie podaæ, e mia³ miejsce po sedymentacji ogniwa 673

œrodkowopolskiego, ale przed plejstocenem glacjalnym (po œrodkowej czêœci œrodkowego miocenu). Autorzy pragn¹ bardzo serdecznie podziêkowaæ obu anonimowym Recenzentom. Nade wszystko dziêkujemy za wnikliwe i krytyczne, a jednoczeœnie bardzo konstruktywne i yczliwe liczne uwagi zawarte w recenzjach maszynopisu przedstawionej wy ej pracy. Literatura BADA G., FODOR L., SZÉKELY B. & TIÁR G. 1996 Tertiary brittle faulting and stress field evolution in the Gerecse outains, northern Hungary. Tectonophysics, 255: 269 289. BANASZAK J. (w przygotowaniu) Litostratygrafia i analiza paleotektoniczna osadów trzeciorzêdowych zalegaj¹cych w pod³o u pó³nocnych dzielnic Poznania. Pr. magisterska. CEPIÑSKA S. 3 Rozwój paleotektoniczny a wykszta³cenie jednostek litostratygraficznych trzeciorzêdu na przyk³adzie rowu osiny. Pr. magisterska, Arch. Inst. Geol. UA, Poznañ: 5 13. CHAIN W. J. 1974 Geotektonika ogólna. Wyd. Geol. CIUK E. 1962 Sprawozdanie z prac geologiczno-poszukiwawczych wykonanych w roku 1961 w okolicy Naramowic na pó³n. od Poznania woj. poznañskie. Arch. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa i UW w Poznaniu: 1 19. CIUK E. 1965 Sprawozdanie wstêpne z poszukiwañ z³ó wêgla brunatnego w rejonie osiny. Kwart. Geol., 9: 879 881. CIUK E. 197 Schematy litostratygraficzne trzeciorzêdu Ni u Polskiego. Kwart. Geol., 14: 754 771. CIUK E. 1978 Geologiczne podstawy dla nowego zag³êbia wêgla brunatnego w strefie rowu tektonicznego Poznañ Czempiñ Gostyñ. Prz. Geol., 26: 588 596. D BROWSKI A. & KARASZEWSKI W. 1957 O badaniach na przypuszczalnym wysadzie solnym pod Poznaniem. Prz. Geol., 5: 472. DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1977 Charakterystyka starokimeryjskich i laramijskich struktur blokowych monokliny przedsudeckiej. Kwart. Geol., 21: 467 481. DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 1979 Budowa geologiczna pod³o a retyku obszaru monokliny przedsudeckiej. Kwart. Geol., 23: 161 177. DECZKOWSKI Z. & GAJEWSKA I. 198 ezozoiczne i trzeciorzêdowe rowy obszaru monokliny przedsudeckiej. Prz. Geol., 28: 151 156. DUDA W. & BOCHNIA N. 196 Szczegó³owe badania grawimetryczne w obszarze Czempiñ osina (mapa anomalii grawimetrycznej). Archiwum Pañstw. Inst. Geol. w Warszawie i UW w Poznaniu. DYJOR S. 1995 Rozwój kenozoiku na bloku przedsudeckim. Przew. 66 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Wroc³aw: 29 4. DYJOR S. & SADOWSKA A. 1986 Próba korelacji wydzieleñ stratygraficznych i litostratygraficznych trzeciorzêdu zachodniej czêœci Ni u Polskiego i œl¹skiej czêœci Paratetydy w nawi¹zaniu do projektu IGCP Nr 25. Prz. Geol., 34: 38 386. GROCHOLSKI W. 1991 Budowa geologiczna przedkenozoicznego pod³o a Wielkopolski. Przew. 62 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Poznañ: 7 18. HAGER H., KOTHEN H. & SPANN R. 1981 Zur Setzung der rheinischen Braunkohle und ihrer klastischen Begleitschichten. Fortschr. Geol. Rheinld. U. Westf., 29: 319 352. HA USZCZAK A. 1999 ³odoalpejska tektonika w strefie rowu Kleszczowa (KWB Be³chatów). Streszczenia referatów. Pol. Tow. Geol., Oddzia³ Poznañski, Wydawnictwo Instytutu Geologii UA, 8: 35 46. HIPPOLYTE J.-C. & SANDULESCU. 1995 Paleostress characterization of the,,wallachian phase in its type area (southeastern Carpathians, Romania). Tectonophysics, 263: 235 248. KARNKOWSKI P.H. 1979 Interpretacja geologiczna zdjêæ satelitarnych obszaru miêdzy Koszalinem a Nys¹ na tle zdjêcia Europy Œrodkowej. Acta Geol. Pol., 29: 559 569. KARNKOWSKI P.H. 198 Paleotektonika pokrywy platformowej w Wielkopolsce. Prz. Geol., 28: 151 156. KASIÑSKI J.R. 1983 echanizmy sedymentacji cyklicznej osadów trzeciorzêdowych w zapadliskach przedpola Sudetów. Prz. Geol., 31: 237 243. KASIÑSKI J.R. 1984 Tektonika synsedymentacyjna jako czynnik warunkuj¹cy sedymentacjê formacji burowêglowej w zapadliskach tektonicznych na obszarze zachodniej Polski. Prz. Geol., 32: 26 268. KNIESZNER L., PO KANOWA L.P. & CZULIÑSKA A. 1983 Geneza struktur rowowych w kompleksie mezozoiczno-kenozoicznym Ni u Polskiego. Prz. Geol., 31: 48 415. KOTAÑSKI Z. 199 Geologiczna kartografia wg³êbna. Wyd. Geol. KRÓLIKOWSKI C. 1994 apa grawimetryczna Polski w skali 1:2. Prz. Geol., 42: 13 15. KRYSIAK Z. Tectonic evolution of the Carpathian Foredeep and its influence on iocene sedimentation. Geol. uart., 44: 137 156. KWOLEK K. Wiek ruchów tektonicznych w strefie dyslokacyjnej Poznañ Kalisz, monoklina przedsudecka. Prz. Geol., 48: 84 814. ARZEC. 1964 Wstêpne rozpoznanie trzeciorzêdu w rejonie Czarnków Szamotu³y Poznañ. Kwart. Geol., 8: 411 412. ICHON L., VAN BALEN R.T., ERLE O. & PAGNIER H. 3 The Cenozoic evolution of the Roer Valley Rift System integrated at European scale. Tectonopysics, 367: 11 126. NADON G.C. 1998 agnitude and timing of peat to coal compaction. Geology, 26: 727 73. OSZCZYPKO N. 1999 Przebieg mioceñskiej subsydencji w polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 29 23. PIWOCKI. 1975 Trzeciorzêd okolic Rawicza i jego wêglonoœnoœæ. Z badañ z³ó wêgli brunatnych w Polsce. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 284: 73 125. PIWOCKI. 1991 Geologia trzeciorzêdowych z³ó wêgla brunatnego w rowach tektonicznych Wielkopolski. Przew. 62 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Poznañ: 19 23. PIWOCKI. 1 Nowe pogl¹dy na litostratygrafiê paleogenu w Polsce pó³nocnej. Streszczenia referatów Pol. Tow. Geol., Oddzia³ Poznañski, Wyd. Inst. Geol. UA, X: 5 6. PIWOCKI. & ZIEBIÑSKA-TWORZYD O. 1995 Litostratygrafia i poziomy sporowo-py³kowe neogenu na Ni u Polskim. Prz. Geol., 11: 916 927. POPRAWA P., JAROSIÑSKI., PEPEL A. & KIERSNOWSKI H., JAWOR E. 1 Ewolucja tektoniczna rejonu Liplas Tarnawa analiza subsydencji, badania mezostrukturalne oraz analiza danych sejsmicznych i grawimetrycznych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 174: 143 16. REANE J., CITA.B., DECOURT T., BOUSSE P., REPETTO F.L. & FAURE-URET A. International Stratigraphic Chart. International Commossion on Stratigraphy, International Union of Geological Sciences, International Congress of Geological Sciences, Rio de Janeiro. ROUSSET D., BAYER R, GUILLON D. & EDEL J.B. 1992 Structure of the southern Rhine Graben from gravity and reflection seismic data. Tectonophysics, 221: 135 153. STANDKE G., RASCHER J.& STRAUSS C. 1993 Relative sea-level fluctuations and brown coal formations around the Early iddle iocene boundary in the Lusatian Brown Coal District. Geol. Rundsch., 82: 295 35. STASZKIEWICZ J. 196 Dokumentacja geologiczno-in ynierska z³o a wêgla brunatnego Adamów. Arch. KWB Adamów. STEININGER F., RÖGL F. 1983 Stratigraphic correlation of the Tethys Paratethys Neogene. [In:] Project 25 IGCP, Paris: 65 66. STEININGER F., RÖGL F., DERITZNKIS. 1987 Report of the round table disscusion editerraeanand Paratethys correlation.ann. Inst. Geol. Hung., 7: 397 421. STILLE H. 1952 Salztektonik in Nordwestdeutchland und Rumänien. Geol. Rundsch., 4: 276 281. WALKIEWICZ Z. 1984 Trzeciorzêd na obszarze Wielkopolski. Seria Geologia, Wyd. Nauk. UA, 1: 1 13. WIDERA. 1998 Ewolucja paleomorfologiczna i paleotektoniczna elewacji koniñskiej. Geologos, 3: 55 13. WIDERA. Geneza i g³ówne etapy rozwoju rowu Lubstowa w alpejskiej epoce tektonicznej. Prz. Geol., 48: 935 941. WIDERA. 2 Próba wyznaczenia wspó³czynnika konsolidacji torfów dla pok³adów wêgla brunatnego. Prz. Geol., 5: 42 48. WI UN Z. 1987 Zarys geotechniki. Wyd. Komunikacji i ¹cznoœci, Warszawa. WYBRANIEC S. 1995 Grawimetryczna pseudorzeÿba cieniowana Polski.Prz.Geol.,43:16. WYBRANIEC S. 1999 Rów Kleszczowa w obrazie grawimetrycznym. [W:] ³odoalpejski rów Kleszczowa. at. konferencyjne S³ok k. Be³chatowa: 117 127. ZIEGLER P.A. 1992 European Ceonozoic rift system. Tectonophysics, 28: 91 111. ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & VAN WESS J.D. 1995 Dynamics of intra plate compressional deformation: the Alpine foreland and other examples. Tectonophysics, 252: 7 59. 674