Geologia Polski - ebook

Przedmowa do wydania szóstego

Dla każdego autora kolejne wydanie jego książki jest źródłem satysfakcji. Satysfakcja musi jednak iść w parze z chęcią ulepszania publikacji, wprowadzania nowych, bieżących informacji, aby Czytelnik uzyskał produkt, który będzie mógł zostać przez niego uznany za aktualny. Tym kierował się też autor, przygotowując szóste już wydanie Geologii Polski. Wydawać by się mogło, że przez siedem lat, które upłynęły od jej piątego wydania, w geologii Polski zmieniło się niewiele. A jednak okazuje się, że siedem lat to okres wystarczający, by uległy modyfikacji niektóre poglądy na budowę i ewolucję geologiczną obszaru naszego kraju.

W tym wydaniu Geologii Polski Czytelnik znajdzie uaktualnione dane dotyczące nazewnictwa jednostek tektonicznych oraz wydzieleń stratygraficznych. Uaktualniono również informacje dotyczące budowy geologicznej wszystkich głównych jednostek tektonicznych Polski, wynikające z postępu w rozpoznaniu ich budowy geologicznej. Paleozoik kratonu wschodnioeuropejskiego przedstawiono w nawiązaniu do Atlasu paleogeologicznego podpermskiego paleozoiku kratonu wschodnioeuropejskiego w Polsce i na obszarach sąsiednich 1 : 200 000, wydanego przez PIG-PIB w 2010 r. Większe zmiany dotyczą podłoża platformy paleozoicznej zachodniej i środkowej Europy, zwłaszcza Górnego Śląska oraz Małopolski, utworów permskich Niżu Polskiego oraz Tatr. Autor starał się, aby nazwy jednostek tektonicznych Polski użyte w książce były zgodne z nazwami stosowanymi w Regionalizacji tektonicznej Polski, wydanej przez Polską Akademię Nauk w 2011 r., a także w Atlasie geologicznym Polski wydanym przez Państwowy Instytut Geologiczny – PIB w 2017 r. Tylko tam, gdzie nazewnictwo jednostek lub ich części było niegodne z poglądami autora, stosowane są odmienne nazwy. Wszędzie, gdzie było to możliwe, zastosowano terminologię litostratygraficzną, zgodną z Polskimi zasadami stratygrafii. Czytelnika zaciekawią zapewne obszerne informacje dotyczące występowania gazu ziemnego w złożach niekonwencjonalnych (tzw. gazu łupkowego), a także odkrytych niedawno złóż węglowodorów w innych regionach Polski. Uaktualniono tabelę stratygraficzną, sporządzoną na podstawie Międzynarodowej Tabeli Stratygraficznej z 2013 r.

Istotne jest też, aby Czytelnik zrozumiał, że obszar Polski nie kończy się na linii brzegowej, lecz sięga na 12 mil morskich w głąb Morza Bałtyckiego – są to polskie, morskie wody terytorialne, a jeszcze dalej sięga polska wyłączna strefa ekonomiczna, w obrębie której Polska może prowadzić wszelką działalność gospodarczą. Zatem ważne jest, by poznać budowę geologiczną tej części Bałtyku, gdyż tam możemy znaleźć nowe złoża surowców mineralnych, co do którtych nie ma przeszkód eksploatacji.

Aby podkreślić związek miejsc występowania surowców mineralnych z budową geologiczną obszaru Polski, w końcowej części rozdziałów omawiających poszczególne jednostki geologiczne Polski zamieszczono podrozdział poświęcony surowcom mineralnym w ich obrębie w oparciu o najnowszy Bilans zasobów kopalin wydany w 2019 r. przez Państwowy Instytut Geologiczny – PIB.

Książka przeznaczona jest przede wszystkim dla studentów wydziałów geologicznych, geograficznych, ochrony środowiska, geofizyki, planowania przestrzennego oraz innych kierunków, na których niezbędne jest przyswojenie podstawowej wiedzy o budowie geologicznej kraju. Jednak informacji o budowie geologicznej Polski oczekują nie tylko studenci. Podstawowa wiedza o budowie geologicznej regionu potrzebna jest przy podejmowaniu różnych decyzji o charakterze gospodarczym czy społecznym na różnych szczeblach samorządu terytorialnego. Autor ma więc nadzieję, że szóste wydanie książki spotka się z życzliwym przyjęciem nie tylko studentów i wykładowców, ale też wszystkich osób zainteresowanych budową geologiczną obszaru Polski lub jego wybranych fragmentów.

Autor prosi o wyrozumiałość, ponieważ w książce Czytelnik nie znajdzie wszystkich wyczerpujących informacji o każdej jednostce geologicznej Polski, gdyż na to trzeba by było wielotomowego dzieła; dane o ich budowie przedstawiono więc w sposób selektywny – są to zdaniem autora najważniejsze informacje, jednak część z nich prezentuje punkt widzenia autora, który nie zawsze jest zgodny z innymi poglądami. Pod tym względem książka ma charakter autorski. Nie znaczy to jednak, że Czytelnik skazany jest tylko na poglądy autora, gdyż w każdym przypadku jest odsyłany do literatury źródłowej, w której są prezentowane również inne podejścia. W tym wydaniu autor zrezygnował z pełnego spisu literatury przedmiotu, wychodząc z założenia, że w dobie Internetu Czytelnik z łatwością dotrze do cytowanej literatury.

Czytelnik może mieć żal do autora, że osady czwartorzędowe, które zajmują przeważający obszar Polski, w książce potraktowane są marginalnie. To zabieg celowy – istnieje znakomite dzieło E. Mojskiego Ziemie polskie w czwartorzędzie, w którym można znaleźć wyczerpujące informacje o osadach tego wieku na obszarze całego kraju. Jednak w porównaniu z poprzednim wydaniem Czytelnik natrafi na wiele nowych informacji, szczególnie dotyczących czwartorzędowych osadów Morza Bałtyckiego, surowców okruchowych występujących w ich obrębie, a także historii Bałtyku w oparciu o Atlas geologiczny południowego Bałtyku wydany przez Państwowy Instytut Geologiczny – PIB w 1995 r.

Książka ma służyć przede wszystkim celom dydaktycznym, dlatego na końcu każdego rozdziału znalazły się zarówno ćwiczenia do samodzielnego wykonania, jak i pytania kontrolne oraz testy sprawdzające, mające ułatwić przyswojenie prezentowanego w rozdziale materiału.

Autor pragnie podziękować wszystkim, którzy służyli mu pomocą w trakcie przygotowywania podręcznika. Szczególne podziękowania należą się Autorom ilustracji zaczerpniętych z poprzednich wydań.

Dziękując wielu Osobom za dyskusje w trakcie powstawania książki, autor musi jednak z całą stanowczością stwierdzić, że za wszystkie ewentualne błędy odpowiedzialność ponosi tylko on, a wszelkie uwagi, które mogą mu pomóc w pracy nad ewentualnym kolejnym wydaniem książki, prosi kierować na jego adres [email protected].

Książka jest nie tylko dziełem autora, ale także Redaktorów Wydawnictwa Naukowego PWN. Autor pragnie gorąco podziękować Pani Redaktor Katarzynie Włodarczyk-Gil, która z wyrozumiałością i cierpliwością podchodzi do działań autora na różnych etapach powstawania nie tylko tej książki.

Na końcu autor pragnie wyznać, że książka ta nigdy by nie powstała, gdyby nie zachęta ze strony jego Żony Aleksandry, która cierpliwie znosiła wynikające z pisania osamotnienie i która, jak zawsze, była pierwszym i najbardziej krytycznym recenzentem również i tej książki. Dziękuję za to, że jesteś!

Włodzimierz Mizerski

Spała – Nałęczów – Warszawa, marzec 2020 r.1 Pozycja Polski w strukturze geologicznej Europy

Główne rysy budowy geologicznej Europy

Kontynent europejski w swym dzisiejszym kształcie i budowie powstawał przez kilka miliardów lat. W tym okresie tworzyły się nowe fragmenty skorupy kontynentalnej w wyniku procesów ryftogenezy i subdukcji. Nowe fragmenty kontynentów przyrastały stopniowo do już istniejących, a stare ulegały rozpadowi tylko w ograniczonym stopniu. Procesy te spowodowały, że dla budowy geologicznej kontynentu charakterystyczna jest strefowość. Strefowość ta nie jest idealna, gdyż różnorodne procesy tektoniczne doprowadziły do tego, że w młodsze jednostki wbudowane są elementy jednostek starszych. To powoduje, że część zachodnia i południowa kontynentu ma budowę mozaikową. Można jednak zauważyć dużą prawidłowość w rozkładzie jednostek różnego wieku.

Na strukturę i ewolucję geologiczną kontynentu europejskiego wielki wpływ wywarły procesy związane najpierw z powstawaniem superkontynentu Euroameryki, potem Pangei, a następnie z rozpadem tego ostatniego (ryc. 1).

Złożona historia geologiczna kontynentu doprowadziła do tego, że dzisiaj w Europie wyróżnia się 6 głównych jednostek tektonicznych o różnej historii, wieku i budowie geologicznej (ryc. 2). Należą do nich: 1) prekambryjski kraton wschodnioeuropejski, 2) kaledonidy północnej i północno-zachodniej Europy, 3) platforma paleozoiczna zachodniej i środkowej Europy, w której obrębie spod pokrywy osadowej na powierzchnię wynurzają się struktury hercyńskie, a częściowo i kaledońskie, 4) paleozoiczna płyta scytyjska na południowym wschodzie, 5) struktura hercyńska Uralu, 6) strefa fałdowań alpejskich na południu kontynentu.

Kraton wschodnioeuropejski, wykraczający daleko poza wydzielaną powszechnie platformę wschodnioeuropejską i niesłusznie z nim identyfikowaną, którego podłoże zostało ostatecznie skonsolidowane podczas procesów magmowo-tektonicznych w eonie archaicznym i proterozoicznym; na tym podłożu (fundamencie krystalicznym) spoczywają leżące na ogół niemal płasko skały osadowe od neoproterozoiku po holocen (pokrywa osadowa kratonu). Platforma wschodnioeuropejska zajmuje tylko fragment kratonu, który sięga na północy aż po stok kontynentalny Morza Norweskiego, występując w podłożu skandynawskich kaledonidów. Tylko lokalnie pokrywa osadowa kratonu jest silniej zdeformowana, co wiązane jest najczęściej z procesami niepełnej ryftogenezy (np. ryft dnieprowsko-doniecki) czy ruchami blokowymi podłoża (np. obszar Lubelszczyzny).

Ryc. 1. Elementy kontynentu europejskiego w obrębie prakontynentów Baltika, Awalonia, Pangea i Laurencja (wg J. Nawrockiego i P. Poprawy, 2006, szkic uproszczony); AV – Awalonia, AR – Armoryka, B – Bohemia (Masyw Czeski), LU – blok łysogórski, PU – blok pomorski, BT – Brunowistulia, DT – terran Dobrudży, MOT – terran moezyjski, MT – terran małopolski, WT – terran wielkopolski

Ryc. 2. Główne jednostki tektoniczne Europy

Zachodnia granica kratonu wschodnioeuropejskiego przebiega wzdłuż rozłamu Kraków–Lubliniec–uskok środkowej Odry–strefa uskokowa Łaby, natomiast za granicę zachodnią platformy wschodnioeuropejskiej uważa się linię (strefę) Teisseyre’a–Tornquista. Jest to najstarsza część Europy, uformowana ostatecznie w neoproterozoiku jako kontynent Baltika (ryc. 1), oddzielony od Laurencji i Gondwany oceanem Iapetus, od Gondwany Morzem Tornquista i oceanem Rheic, od kontynentu syberyjskiego i kazaskiego Oceanem Uralskim. Skały prekambryjskie kratonu, wchodzące w skład jego fundamentu krystalicznego, występują na powierzchni w obrębie tarcz bałtyckiej i ukraińskiej; na pozostałym obszarze leżą na różnej głębokości pod przykryciem skał młodszych. Najstarsze skały odsłaniają się na tarczy bałtyckiej, w północno-wschodniej części półwyspu Kola. Są to archaiczne gnejsy i granitognejsy (3,8–3,2 mld lat). Nieco młodsze są występujące w tym samym rejonie kwarcyty żelaziste i gnejsy biotytowe (2,8 mld lat). Gnejsy znane też z tarczy ukraińskiej mają wiek ok. 3–2,7 mld lat. Powstanie tych skał związane jest z orogenezą marealbidzką (białomorską) ok. 2,6 mld lat temu, której towarzyszył silny metamorfizm i magmatyzm. W większości fundament krystaliczny kratonu składa się ze skał proterozoiku, wieku 2,5–1,7 mld lat; są to głównie gnejsy i łupki krystaliczne, a niekiedy ofiolity, które są pozostałością skorupy oceanicznej wbudowanej w kontynent podczas subdukcji. Tego samego wieku są też kwarcyty żelaziste (jaspility), będące bardzo bogatymi rudami żelaza, występujące w rejonie Krzywego Rogu i Kurska (Ukraina). Skały proterozoiczne podłoża powstały w wyniku metamorfizmu skał osadowych w czasie orogenezy karelskiej (sfekofeńskiej) ok. 1,7 mld lat temu, a później orogenezy gotyjskiej (ok. 1,4 mld lat temu), czemu towarzyszył intensywny magmatyzm granitoidowy. Po ruchach gotyjskich powstała seria jotnicka (piaskowce ze zlepieńcami i wulkanitami) wieku 1,4–1,2 mld lat w północnej części kratonu i piaskowce owruckie na południu. Po ich powstaniu nastąpiła orogeneza dalslandzka (ok. 1 mld lat temu), która odegrała istotną rolę w brzeżnych częściach tarczy bałtyckiej i ostatecznie usztywniła podłoże kratonu (tylko struktura Timanu w pn.-wsch. części platformy ma konsolidację kambryjską).

Fundament krystaliczny kratonu wschodnioeuropejskiego nie jest zatem jednorodny. Powstawał w wyniku łączenia się ze sobą wielu elementów, które można uznać za terrany (ryc. 3). Strefy kolizyjne między nimi zachowały się dzisiaj jako korzenie utworzonych w ich miejscu łańcuchów górskich.

Ryc. 3. Terrany w obrębie fundamentu krystalicznego kratonu wschodnioeuropejskiego
(wg W.E. Chaina i A.M. Nikiszyna, 1997)

Począwszy od neoproterozoiku na fundamencie kratonu wschodnioeuropejskiego zaczęła tworzyć się pokrywa osadowa, która wskutek pionowych ruchów podłoża ma zmienną grubość: w obniżeniach fundamentu krystalicznego (syneklizach) ma kilka kilometrów, w rowach tektonicznych i zapadliskach – czasem ponad 10 km, a nad wyniesieniami fundamentu w anteklizach – zwykle kilkaset metrów.

W starszym paleozoiku powstawały morskie osady okruchowe (piaskowce, mułowce, łupki ilaste i szarogłazy) i węglanowe (wapienie, margle). Największą miąższość (ponad 4 km) osady te osiągają w zachodniej części syneklizy perybałtyckiej, na obszarze przeduralskim i w zapadlisku nadkaspijskim.

W sylurze kontynent Baltika zderzył się z Awalonią i Laurencją, tworząc kontynent Euroameryka, a powstałe w wyniku kolizji struktury kaledońskie nasunęły się na brzeżną (obecnie północno-zachodnią) część kratonu wschodnioeuropejskiego (ryc. 4). W dewonie i w karbonie w różnych częściach kratonu powstawały morskie lub lądowe osady okruchowe i węglanowe; w późnym dewonie w aulakogenach dnieprowsko-donieckim i prypeckim oraz w permie w zapadlisku nadkaspijskim osadziły się dużej grubości pokłady soli kamiennej. W syneklizie moskiewskiej, aulakogenie dnieprowsko-donieckim i w rowie lubelskim wśród osadów piaszczysto-ilastych karbonu występują często pokłady węgla. W permie powstawały lądowe osady okruchowe oraz morskie wapienie, margle, gipsy i sole. Z końcem paleozoiku nastąpiło fałdowanie osadów w aulakogenie dnieprowsko-donieckim. Stałe zwężanie się Oceanu Uralskiego doprowadziło w permie do kolizji Euroameryki z kontynentem syberyjskim i kazaskim i powstania nowego kontynentu Laurazji (zwanego też Laurosją).

W mezozoiku i kenozoiku obszar kratonu był kilkakrotnie zalewany przez płytkie morza, które pozostawiły po sobie osady węglanowe i ilasto-piaszczyste. Najgrubsze osady mezozoiku i morskiego kenozoiku powstawały w południowej części kratonu, na przedpolu oceanu Tetyda. Plejstoceńskie zlodowacenia pozostawiły w północnej części kratonu osady lodowcowe i wodnolodowcowe, osiągające lokalnie kilkaset metrów miąższości, w południowo-zachodniej części kratonu zaś pokrywy lessowe.

Ryc. 4. Historia oceanu Iapetus i jego zaniku w starszym paleozoiku (orogeneza kaledońska)
(wg B.M. Stephensa, C.H. Wahlgrena i P. Weiheda, 1997, zmodyfikowana)

Struktury kaledońskie (kaledonidy) Europy północnej i północno-zachodniej, które powstały w wyniku likwidacji oceanu Iapetus, występują na obszarze Norwegii i częściowo Szwecji (Góry Skandynawskie) oraz Szkocji i północnej Irlandii, a także na Spitsbergenie i Grenlandii. Zbudowane są one przeważnie z utworów fliszowych (piaskowce, mułowce, łupki ilaste) i węglanowych oraz skał wulkanicznych, niekiedy silnie zmetamorfizowanych i poprzecinanych intruzjami skał magmowych, a także silnie sfałdowanych w różnych fazach orogenezy kaledońskiej. Kaledońskie pasmo fałdowe, powstałe w wyniku kolizji Laurencji i Baltiki, ma budowę wachlarzowatą. Powstały wówczas liczne płaszczowiny nasunięte ku południowemu wschodowi na skraj kratonu wschodnioeuropejskiego. Jedynie kaledonidy szkockie nasunięte są ku północnemu zachodowi, gdyż północna część Szkocji leżała we wczesnym paleozoiku na skraju Laurencji. W skład płaszczowin weszły również skały fundamentu krystalicznego brzeżnych stref kratonu wschodnioeuropejskiego.

Struktury kaledońskie występują również wzdłuż południowo-zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego, ciągnąc się od Morza Północnego poprzez Belgię, Niż Niemiecko-Polski i sięgając po Góry Świętokrzyskie i północno-wschodnie obrzeżenie Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Są one niemal w całości przykryte osadami młodszymi. Problem stosunku struktur kaledońskich do południowo-zachodniego skraju kratonu wschodnioeuropejskiego nie został jednak jeszcze do dzisiaj ostatecznie rozstrzygnięty. Ponieważ struktury kaledońskie nie mają tam żadnych cech, które by związane były ze strefami subdukcji istniejącymi wzdłuż południowo-zachodniej granicy kratonu wschodnioeuropejskiego, autor jest zdania, że nie mają one genezy orogenicznej i powstały jako oddźwięk procesów zachodzących na zewnątrz kratonu.

Struktury waryscyjskie (hercyńskie) zachodniej i środkowej Europy graniczą od północy z kaledonidami, a od południa z alpejską strefą fałdową; wśród alpidów struktury hercyńskie występują w postaci izolowanych masywów, co sugeruje, że waryscyjska strefa fałdowa Europy rozciągała się znacznie bardziej na południe, a jej fragmenty w wyniku ryftogenezy i subdukcji w alpejskiej epoce tektonicznej zostały włączone w skład młodszych struktur kontynentu. Znaczna część hercyńskiej strefy fałdowej jest przykryta młodszymi osadami permsko-mezozoicznymi i kenozoicznymi, z którymi tworzą młodą paleozoiczną platformę Europy Zachodniej i Środkowej. Na powierzchni struktury hercyńskie odsłaniają się w postaci izolowanych masywów w Kornwalii, Bretanii, Masywie Centralnym, Wogezach, Szwarcwaldzie, Reńskich Górach Łupkowych, Harcu, Masywie Czeskim i w Górach Świętokrzyskich, a także na Półwyspie Iberyjskim, w Pirenejach oraz na Sardynii i Korsyce.

Struktury hercyńskie są zbudowane głównie z utworów proterozoiku i paleozoiku (różnorodne skały węglanowe i okruchowe), sfałdowanych definitywnie w kilku fazach orogenezy hercyńskiej, głównie w karbonie. Ruchom fałdowym towarzyszyły na niektórych obszarach intruzje granitoidów, wylewy law oraz metamorfizm.

Hercynidy (waryscydy) Europy Zachodniej i Środkowej dzieli się na strefy (ryc. 5) różniące się wykształceniem utworów paleozoicznych oraz intensywnością magmatyzmu i metamorfizmu: moldanubską (m.in. południowa część Masywu Armorykańskiego, Masyw Centralny, Wogezy, Szwarcwald, większa część Masywu Czeskiego), saksońsko-turyńską (północna część Masywu Armorykańskiego, Saksonia, Turyngia, Sudety), reńsko-hercyńską (Kornwalia, Ardeny, Reńskie Góry Łupkowe), westfalską, będącą strefą rowów i zapadlisk przedgórskich, wypełnionych osadami węglonośnymi górnego karbonu (m.in. Zagłębie Saary, Zagłębie Ruhry, Zagłębie Górnośląskie). Odrębne strefy wyróżnia się w obrębie struktur waryscyjskich na obszarze Półwyspu Iberyjskiego i Francji (ryc. 5).

Należy w tym miejscu zaznaczyć, że struktury waryscyjskie Gór Świętokrzyskich nie mają charakteru orogenicznego. Powstały na obniżonym fragmencie kratonu wschodnioeuropejskiego w wyniku ruchów synorogenicznych, będących oddźwiękiem procesów orogenicznych zachodzących na zewnątrz kratonu. Jest to możliwe, gdyż naprężenia tektoniczne biorące początek na obszarze orogenicznym mogą być przenoszone na odległość nawet 1000 km.

Począwszy od permu na zrównanych w wyniku erozji i denudacji strukturach hercyńskich i częściowo kaledońskich zaczęły osadzać się płytkomorskie lub lądowe osady okruchowe, węglanowe i solne permsko-mezozoiczne i kenozoiczne, tworząc pokrywę platformy paleozoicznej Europy Zachodniej i Środkowej. Późniejsze ruchy tektoniczne powodowały wypiętrzenie niektórych części platformy, a następująca po tym erozja doprowadziła do odsłonięcia hercyńskich i kaledońskich struktur w postaci masywów, między którymi znajdują się niecki wypełnione osadami permu, mezozoiku i kenozoiku (m.in. akwitańska, anglo-paryska, basen polsko-niemiecki).

Ryc. 5. Podział waryscydów zachodniej i środkowej Europy
(wg F. Ellenbergera i G. Tamaina, 1980, zmodyfikowany)

Hercyńska struktura Uralu, wraz ze sfałdowanymi skałami podłoża paleozoicznej platformy zachodniosyberyjskiej, powstała ostatecznie w permie, w wyniku sfałdowania osadów nagromadzonych w Oceanie Uralskim. Ural jest wielkim antyklinorium. Jego strefę osiową budują silnie sfałdowane, zmetamorfizowane i pocięte intruzjami skały proterozoiczne i staropaleozoiczne. Część wschodnią tworzą grube, głębokomorskie osady syluru i młodszego paleozoiku i skały wulkaniczne, sfałdowane, częściowo zmetamorfizowane i poprzebijane intruzjami. W strefie zachodniej dominują płytkomorskie, przeważnie węglanowe osady paleozoiku nasunięte na kraton wschodnioeuropejski. Struktury hercyńskie zostały zrównane w jurze, a w późnej kredzie i w oligocenie zalane płytkim morzem. Ruchy neogeńskie wzdłuż odmłodzonych, starych uskoków wypiętrzyły obszar, a późniejsza erozja odsłoniła struktury hercyńskie.

Niezbyt intensywne ruchy hercyńskie w karbonie i permie zachodziły również na południowym i południowo-wschodnim obrzeżeniu kratonu wschodnioeuropejskiego. Na zrównanych strukturach hercyńskich spoczywają płytkomorskie osady mezozoiku i kenozoiku, tworząc pokrywę osadową młodej płyty scytyjskiej. Autor jest zdania, że paleozoiczne struktury w podłożu płyty scytyjskiej nie mają charakteru orogenicznego i jej obszar należy zaliczyć do kratonu wschodnioeuropejskiego, na którym w kenozoiku utworzone zostało przedkaukaskie zapadlisko przedgórskie.

Strefa fałdowań alpejskich obejmuje całą południową Europę, łącząc się z Atlasem w Afryce Północnej i alpejskimi łańcuchami Azji. Alpejski system Europy powstał w wyniku kolizji różnej wielkości bloków litosfery kontynentalnej, odrywanych od północnych fragmentów Gondwany i przemieszczających się w kierunku północnym ku Europie w mezozoiku i kenozoiku przez ocean Tetyda (jego pozostałością jest dzisiejsze Morze Śródziemne). W strukturze alpidów Europy wyróżnia się trzy główne gałęzie. Zachodnią gałąź stanowią Atlas, Góry Betyckie, Sycylia i Apeniny. Gałąź północną tworzą łuki Alp i Karpat, Stara Płanina, Góry Pontyjskie i Mały Kaukaz. Od tej gałęzi odchodzą dwie odnogi: na zachodzie Pireneje, a na wschodzie Kaukaz i Góry Krymskie. Trzecią gałąź stanowią Dynarydy, Pindos i góry południowej części Azji Mniejszej.

Główne gałęzie alpidów Europy (ryc. 6) są rozdzielone przez wydźwignięte masywy śródgórskie, zbudowane ze skał prekambru i paleozoiku (np. Rodopy), lub zapadliska śródgórskie (np. zapadlisko panońskie). Na przedpolu pasm alpejskich ciągną się zapadliska i rowy przedgórskie, wypełnione kenozoicznymi osadami okruchowymi pochodzącymi z niszczenia wypiętrzanych łańcuchów górskich.

Ryc. 6. Główne gałęzie europejskich alpidów (wg J. Debelmasa, 1980, szkic zmodyfikowany),
strzałki wskazują kierunki nasunięć płaszczowinowych

W strefie zewnętrznej alpidów dominują skały osadowe, w strefie wewnętrznej zaś – skały metamorficzne i magmowe. Do strefy zewnętrznej należą Pireneje, helwecka strefa Alp, Karpaty, Stara Płanina, Góry Krymskie, Kaukaz; w strefie tej występują hercyńskie masywy krystaliczne, biorące czasem udział w budowie płaszczowin (m.in. w Alpach i Karpatach) oraz silnie sfałdowane osady mezozoiczne i paleogeńskie (wapienie i dolomity, łupki ilaste i krzemionkowe, radiolaryty, flisz). Osady te są nasunięte w formie płaszczowin na przedpole (Alpy, Karpaty) lub też tylko wypiętrzone i tworzące strome fałdy z niewielkimi jedynie nasunięciami (m.in. Pireneje, Kaukaz). W strefie wewnętrznej występują silnie sfałdowane i zmetamorfizowane skały mezozoiczne (głównie łupki lśniące i ofiolity); w jej skład wchodzi strefa penińska Alp, Góry Apuseni, Góry Dynarskie i Pindos. W łańcuchach alpidów znajdują się też strefy zbudowane ze skał węglanowych osadzanych na blokach krystalicznych w obrębie oceanu Tetyda, odsłaniające się spod płaszczowin w oknach tektonicznych (np. Engadyna, Wysokie Taury, strefa austryjska Alp, strefa kalabryjska w Apeninach).

Alpidy Europy powstały w kilku fazach. Najsilniejsze ruchy, z którymi są związane metamorfizm i magmatyzm, przypadają na późną kredę i kenozoik. Główne wydźwignięcie europejskich alpidów nastąpiło u schyłku miocenu, w pliocenie i trwa do dziś.

Pozycja Polski na tle jednostek tektonicznych Europy

Obszar Polski zajmuje szczególne miejsce w strukturze geologicznej kontynentu europejskiego. Tu bowiem stykają się ze sobą trzy wielkie jednostki tektoniczne Europy: prekambryjski kraton wschodnioeuropejski, młoda platforma paleozoiczna Europy Zachodniej i Środkowej oraz strefa fałdowań alpejskich Europy południowej, z bardzo dobrze rozwiniętym zapadliskiem przedgórskim (ryc. 2). Sprawia to, że odpowiedzi na pytania dotyczące powiększania się i ewolucji kontynentu europejskiego w fanerozoiku szukać trzeba na obszarze Polski. Postawienie właściwej diagnozy jest jednak trudne, bowiem granica między fundamentem kratonu wschodnioeuropejskiego a fundamentem paleozoicznej platformy Europy Zachodniej i Środkowej na dużej części obszaru znajduje się na znacznej głębokości i mimo przeprowadzonych badań geofizycznych ciągle nie jest do końca jasna.

Poglądy na temat przebiegu zachodniej granicy kratonu wschodnioeuropejskiego stopniowo ewoluowały, jednak nadal są rozbieżne (E. Stupnicka, 2008). Rozbieżności te dotyczą przede wszystkim zasięgu kratonu wschodnioeuropejskiego w kierunku zachodnim. W skrajnym przypadku północno-zachodnią część kratonu prekambryjskiego przesuwano aż do Morza Północnego (ryc. 7). Różnice poglądów wynikają przede wszystkim ze słabej jeszcze znajomości skał podłoża, na którym spoczywają osady paleozoiku, mezozoiku i kenozoiku, jak również z różnej intensywności paleozoicznych (wczesno- lub późnopaleozoicznych) ruchów tektonicznych, zachodzących na różnych fragmentach obecnego zachodniego przedpola kratonu wschodnioeuropejskiego.

Ryc. 7. Zachodnia granica kratonu wschodnioeuropejskiego według różnych autorów
(za E. Stupnicką, 2008)

Co do zasięgu kratonu wschodnioeuropejskiego w kierunku zachodnim różnice poglądów wynikają przede wszystkim z różnej oceny wieku konsolidacji podłoża przedpola kratonu. Część badaczy jest zdania, że zachodnie (a raczej południowo-zachodnie) przedpole kratonu wschodnioeuropejskiego należy uznać za strefę paleozoicznej kolizji prekambryjskiego kratonu wschodnioeuropejskiego z mikrokontynentami – Awalonią, Barrandienem i Armoryką, które oderwały się wcześniej od leżącej na południu Gondwany. Ta strefa kontaktu, ciągnąca się ok. 2000 km od Wysp Brytyjskich do Morza Czarnego (D.J. Blundell i in., 1992; T.C. Pharoah, 1999; A. Guterch, M. Grad, 2000) otrzymała nazwę szwu transeuropejskiego (Trans European Suture Zone – TESZ). Jednak ostatnio wschodni zasięg Awalonii został znacznie przesunięty ku zachodowi i na rekonstrukcjach paleogeograficznych nie obejmuje już ona Polski północno-zachodniej; zachodnią granicę kratonu wschodnioeuropejskiego lokuje się na linii uskokowej biegnącej od rozłamu Kraków – Lubliniec poprzez uskok środkowej Odry aż po lineament Łaby na północnym zachodzie. Tak więc szew transeuropejski należałoby traktować jako strukturę wewnątrzkratoniczną, utworzoną na obniżonym skraju kratonu.

Przebieg szwu transeuropejskiego pokrywa się z biegnącą przez obszar Polski strefą Teisseyre’a–Tornquista (ryc. 8) – granicą, na której w sposób drastyczny zmieniają się własności fizyczne skorupy ziemskiej. Zmiany te są trudne do interpretacji. W obrębie TESZ na obszarze Polski występuje wiele bardzo złożonych struktur litosfery o niespotykanych w innych regionach Europy kontrastach. Zmienna jest również grubość skorupy ziemskiej. Na wschód od tej strefy, w obrębie platformy wschodnioeuropejskiej, skorupa ziemska ma miąższość 45–50 km, natomiast na zachód od niej – w obrębie młodej platformy paleozoicznej – miąższość skorupy wynosi ok. 30 km.

Wyniki głębokich sondowań sejsmicznych na obszarze Polski, przeprowadzone w ramach eksperymentów sejsmicznych POLONAISE’97 oraz CELEBRATION 2000, świadczą o bardzo złożonej strukturze skorupy ziemskiej (A. Guterch, M. Grad, 2000), która jest podzielona na wiele bloków różnej miąższości (ryc. 9). Przebiegająca przez obszar Polski strefa TESZ jest główną strukturą geologiczną kontynentu na północ od Alp, której korzenie sięgają do 200 km w głąb Ziemi.

Maksymalna miąższość skorupy ziemskiej, przekraczająca 50 km, jest notowana w strefie Teisseyre’a–Tornquista (strefa T–T). Sondowania wykazały również (A. Guterch i in., 1994), że fizyczne cechy bloków położonych na wschód i zachód od wschodniej granicy strefy T–T są różne (ryc. 10). Jest to z pewnością odzwierciedleniem różnic ich budowy geologicznej.

W. Pożaryski (1990) był zdania, że strefa T–T jest strefą graniczną między prekambryjskim kratonem wschodnioeuropejskim a przesuwczym orogenem kaledońskim złożonym z terranów (ryc. 11A). Z kolei R. Dadlez (1994) uważał, że kraton wschodnioeuropejski graniczy od południowego zachodu wzdłuż strefy T–T ze strefą fałdowań kaledońskich (ryc. 11B), a front fałdowań jest nasunięty na kraton. W podobny sposób przedstawiał przedpole kratonu J. Znosko (1986). Inaczej natomiast przedpole kratonu przedstawiali Z. Kotański i W. Mizerski (2000), którzy uważali, że północno-zachodni i środkowy odcinek zachodniego przedpola kratonu wschodnioeuropejskiego jest obniżonym fragmentem tego kratonu (ryc. 11C). Nawet jeśli prekambryjskie bloki zachodniego przedpola byłyby terranami, to ich połączenie z Baltiką musiało nastąpić jeszcze przed fanerozoikiem. Szerzej problem ten będzie omówiony w rozdziale poświęconym podłożu platformy paleozoicznej w Polsce.

Ryc. 8. Szkic tektoniczny transeuropejskiej strefy szwu TESZ (strefy Teisseyre’a–Tornquista) i obszarów przyległych (wg A. Gutercha i in., 2000, zmodyfikowany)

Ryc. 9. Schematyczna mapa głębokiej struktury skorupy ziemskiej obszaru Polski sporządzona na podstawie głębokich sondowań sejsmicznych (wg A. Gutercha i M. Grad, 1996)

Wydaje się, że obecnie za najbardziej prawdopodobny można uznać pogląd, że kraton wschodnioeuropejski zajmuje znacznie większy obszar, niż dotychczas przyjmowano (ryc. 11D), a platforma wschodnioeuropejska jest tylko wielką jednostką tektoniczną w jego obrębie. Kraton wschodnioeuropejski jako nadrzędny w stosunku do platformy wschodnioeuropejskiej musi być traktowany jako jednostka geotektoniczna. Nie może dziwić, że zewnętrzna część waryscydów sudeckich zajmuje obszar kratonu. To analogiczna sytuacja jak na Półwyspie Skandynawskim, gdzie skandynawskie kaledonidy nasunięte są na kraton.

Ryc. 10. Dwuwymiarowy model prędkościowy skorupy ziemskiej na profilu Lipsk–Kostrzyń nad Odrą–Lębork (wg A. Gutercha i in., 1994), liczby określają prędkość fal sejsmicznych w km/s

W tym miejscu należy też powiedzieć o zasięgu kratonu w jego południowej części. Jest oczywiste, że kraton wschodnioeuropejski kontynuuje się pod Karpatami, na który ich płaszczowiny są nasunięte, sięgając aż po rozłam perypieniński. Czy rozłam ten zawsze był południową granicą kratonu, nie jest dzisiaj jeszcze możliwe do roz­strzygnięcia.

Niezależnie od przyjmowanej interpretacji stosunku kratonu wschodnioeuropejskiego do jego przedpola, wiadomo, że na zachód od strefy T–T zachodziły w starszym lub młodszym paleozoiku mniej lub bardziej intensywne ruchy tektoniczne, które wywołały deformacje fałdowe i uskokowe. Ważne jest jednak określenie, jak daleko na zachód sięgał kraton wschodnioeuropejski. Jeśli przyjmiemy, że zachodnią granicą kratonu wschodnioeuropejskiego jest wschodnia krawędź strefy T–T, to fundamentalne znaczenie ma też stwierdzenie, czy na przedpolu kratonu wschodnioeuropejskiego znajdują się struktury orogeniczne, czy tylko fałdowe. Sprawa ta, z uwagi na dużą głębokość występowania skał paleozoicznych, jest ciągle nierozstrzygnięta. Pewne jest, że na sfałdowanych (choć niekiedy bardzo słabo) skałach starszego lub młodszego paleozoiku spoczywają płasko osady, począwszy od dewonu dolnego lub od permu. Przy całym ograniczeniu wynikającym z definicji platformy można w uproszczeniu przyjąć, że sfałdowane skały paleozoiku (i starsze) tworzą podłoże, leżące zaś na nich osady niesfałdowane stanowią pokrywę młodej platformy. W tym ujęciu można przyjąć, że strefa T–T jest strefą przejściową między prekambryjskim kratonem wschodnioeuropejskim a paleozoiczną platformą zachodniej i środkowej Europy, których pokrywa osadowa zazębia się ze sobą, a od permu powstawała w obrębie jednego basenu sedymentacyjnego.

Ryc. 11. Mapy tektoniczne podłoża podpermskiego obszaru Polski (oprócz Karpat) wg różnych autorów

Piętrowość budowy geologicznej Polski

Fakt, że obszar Polski leży w wielkim węźle tektonicznym, gdzie graniczą ze sobą trzy wielkie jednostki geologiczne Europy, sprawia, że występują na nim jednostki geologiczne (tektoniczne) różnego wieku nałożone na siebie. Granice ich przebiegają zatem nie tylko na powierzchni terenu, lecz i poniżej niej, niejednokrotnie się przecinając ze sobą. To powoduje trudności, a nawet uniemożliwia sporządzenie jednej, przejrzystej mapy jednostek tektonicznych obszaru Polski. Często bowiem tego samego rzędu jednostki młodsze leżą na jednostkach starszych.

W paleozoiku do kratonu wschodnioeuropejskiego były przyłączane bloki skorupy kontynentalnej (terrany), powodując powstawanie orogenu i słabszych deformacji na jego przedpolu. Nie przesądzając roli ruchów kaledońskich, można przyjąć, że po ruchach waryscyjskich na obszarze Polski można było wyróżnić trzy strefy (ryc. 12A): orogen waryscyjski (jego fragmentem odsłaniającym się na powierzchni są dzisiaj Sudety), przedpole orogenu waryscyjskiego (gdzie zachodziły ruchy waryscyjskie, lecz nie miały charakteru orogenicznego) i kraton prekambryjski. Zewnętrzna część orogenu waryscyjskiego nasunięta jest na kraton wschodnioeuropejski, natomiast przedpole orogenu waryscyjskiego należy do kratonu wschodnioeuropejskiego. Przedpole to sąsiaduje bezpośrednio z tradycyjnie wydzielaną platformą wschodnioeuropejską (także znajdującą się w obrębie kratonu wschodnioeuropejskiego). Na południe od tego obszaru znajdowała się północna część oceanu Tetyda.

Po denudacji orogenu waryscyjskiego i jego przedpola na całym obszarze Polski, w obrębie jednego basenu sedymentacyjnego, powstawały lądowe i morskie osady permsko-mezozoiczne w jednakowym planie strukturalnym, tworzące pokrywę osadową młodej i starej platformy (J. Kutek, J. Głazek, 1972). Dopiero inwersja basenu w wyniku ruchów laramijskich (najprawdopodobniej na przełomie kredy i kenozoiku i we wczesnym paleocenie) spowodowała wypiętrzenie obszaru i powstanie rozległych jednostek tektonicznych o kierunku NW–SE w obrębie pokrywy platformowej, zwane jednostkami laramijskimi. Jednostki te są zatem „nałożone” na starsze jednostki podłoża młodej platformy (ryc. 12B). Erozja, która potem nastąpiła, odsłoniła duże fragmenty podłoża młodej platformy (Sudety, blok przedsudecki, trzon paleozoiczny Gór Świętokrzyskich i in.). Leżące zaś niezgodnie na skałach starszych osady paleogenu i neogenu (od górnego paleocenu) mają zupełnie inny plan strukturalny.

Dalszy etap ewolucji tektonicznej obszaru Polski jest związany z ruchami alpejskimi. W czasie kilkakrotnych faz ruchów tektonicznych w końcu kredy i w kenozoiku powstała płaszczowinowa struktura Karpat, a płaszczowiny Karpat zewnętrznych zostały w końcu miocenu ostatecznie nasunięte ku północy, na sztywny obszar młodej platformy. Nasuwanie się płaszczowin Karpat zewnętrznych ku północy spowodowało powstanie rowu przedgórskiego, rozwiniętego na strukturach laramijskich i ich podłożu, w którym osadzały się morskie osady miocenu i pliocenu. Płaszczowiny Karpat zewnętrznych nasunęły się później na osady rowu przedgórskiego. Zatem same Karpaty, jak i rów przedgórski, są „nałożone” na jednostki starsze (ryc. 12C).

Ryc. 12. Główne jednostki tektoniczne Polski: A – jednostki podłoża podpermskiego,
B – jednostki laramijskie, C – jednostki alpejskie

Skały wchodzące dzisiaj w skład Karpat, zarówno wewnętrznych, jak i zewnętrznych, nie powstawały w granicach geograficznych Polski, lecz na południe od niej. Na obszarze Polski znalazły się dopiero wskutek działalności ruchów płaszczowinowych. Osady karpackiego rowu przedgórskiego leżą na fragmentach jednostek laramijskich oraz bloku górnośląskiego i przykryte są na przeważającej części obszaru przez jednostki płaszczowinowe. Można zatem uważać, że dzisiejsza południowa granica platformy paleozoicznej przebiega wzdłuż pienińskiego pasa skałkowego i jest głęboko ukryta pod strukturami Karpat i osadami zapadliska przedkarpackiego.

Ostatnio pojawiły się nowe propozycje regionalizacji geologicznej Polski uwzględniającej piętrowość jej budowy geologicznej. Ostatnie z nich przedstawili w 2011 r. A. Żelaźniewicz ze współautorami, nawiązując do nieco wcześniejszych podziałów M. Narkiewicza i R. Dadleza (2008) oraz P.H. Karnkowskiego (2008). Autorzy ci przedstawiali jednostki geologiczne Polski w różnych planach: podkenozoicznym (ryc. 13A, C, E), podpermskim (ryc. 13B, D), a także poddewońskim (ryc. 13F), proponując wydzielenie jednostek o różnej randze, a także różnych, od stosowanych dotychczas, nazwach. Niektóre z nich wchodzą w skład jednostek wyróżnianych wcześniej, inne, choć traktowane na równi z wydzielanymi wcześniej, nie mają konotacji strukturalnej (np. obszar płocki czy basen lubelski). Najbardziej kompleksowy podział, przedstawiony przez A. Żelaźniewicza z zespołem (ryc. 13E, F), a zawierający jednostki różnego rzędu i różnego wieku, w wielu miejscach odbiega od dotychczas używanego podziału i zdaniem autora jest w wielu miejscach niejasny i niekonsekwentny. Należy go raczej uznać za głos w dyskusji nad regionalizacją tektoniczną Polski, a nie ostatecznie przyjętą wykładnię tego podziału. Dlatego też w dalszej części książki używany będzie tektoniczny podział odbiegający nieco od tego ostatniego, co zostanie wyjaśnione. Oczywiście, podział ten jest również, zapewne, dyskusyjny, ale bliższy dotychczas stosowanym nazwom i kryteriom ich wydzielania.

Ryc. 13. Propozycje geologicznego podziału regionalnego Polski w planie podkenozoicznym (A, C i E), planie podpermskim (B i D) oraz poddewońskim poza obszarem orogenu waryscyjskiego (F) według M. Narkiewicza i R. Dadleza, 2008 (C i D); P.H. Karnkowskiego, 2008 (A i B): GZW – Górnośląskie Zagłębie Węglowe, SUK – strefa uskokowa Kocka, UBS – sudecki uskok brzeżny, UIZ – uskok Izbicy–Zamościa, UKL – uskok Krakowa–Lublińca; A. Żelaźniewicza i in., 2011 (E – kolorem szarym zaznaczono jednostki podłoża platformy paleozoicznej; F).