Na obszarze Polski ewaporaty występują w trzech głównych jednostkach stratygraficznych: permskiej, triasowej i neogeńskiej (mioceńskiej). Największy zasięg mają osady permskie występujące obecnie na ponad połowie powierzchni kraju. Osady te są pozostałością rozległego Morza Cechsztyńskiego, które zajmowało w górnym Permie znaczną część Europy. Znacznie mniej rozległe są ewaporaty mioceńskie, rozwinięte w zapadlisku przedkarpackim na południu Polski. Osady te związane są z Morzem Paratetydy. Natomiast ewaporaty w utworach triasowych mają charakter lokalny i zostały rozpoznane głównie na podstawie danych wiertniczych z obszaru centralnej i południowo-zachodniej Polski.

Formacja cechsztyńska

Rekonstrukcja układu kontynentów w środkowym permie (za Wikimedia Commons, licencja CC-BY-4.0, zmodyfikowano)

Formacja cechsztyńska tworzy najbardziej rozległą formację ewaporatową w Polsce – ponad 60% powierzchni kraju. Osady te powstały w późnym permie (ok. 257–252 mln lat temu) w obrębie rozległego, płytkiego epikontynentalnego Morza Cechsztyńskiego. Obejmowało ono znaczną część dzisiejszej Europy – od Wielkiej Brytanii przez Niemcy, Polskę po Litwę. Sedymentacja przebiegała w warunkach gorącego i suchego klimatu oraz ograniczonej wymiany wód z otwartym oceanem, co sprzyjało intensywnej ewaporacji i akumulacji miąższych osadów ewaporatowych.

Rekonstrukcja położenia Morza Cechsztyńskiego w późnym permie (za Deep Time Maps, licencja ?, zmodyfikowano)

Zasięg poszczególnych cyklotemów cechsztynu (opracowanie własne na podstawie [6,7])

Początek sedymentacji cechsztyńskiej związany był z transgresją morską związaną z jednoczesnym obniżaniem się dna basenu (subsydencją) oraz podniesieniem się poziomu morza. Najstarszy cyklotem PZ1 rozpoczynają osady łupku miedzionośnego, przechodzące w wapień cechsztyński, powyżej których występują anhydryt dolny i górny rozdzielony najstarszym poziomem soli kamiennej (Na1).

Kolejny cykl sedymentacyjny, PZ2, rozpoczyna się ponowną transgresją morską i depozycją dolomitu głównego i anhydrytu podstawowego. W miarę wzrostu zasolenia następuje sedymentacja rozległych i miąższych pokładów soli kamiennej (starszej soli kamiennej) oraz lokalnie soli potasowo-magnezowych (starszej soli potasowej)^[8]. Górną część sekwencji stanowią cienkie osady starszej soli kamiennej kryjącej i anhydrytu kryjącego.

Utwory cyklu PZ3 są zazwyczaj mniej miąższe niż w PZ2, ale zachowują podobny, uporządkowany układ warstw^[8]. Sekwencja rozpoczyna się osadami szarego iłu solnego, powyżej którego występuje dolomit płytowy oraz anhydryt główny. W górnej części cyklu wykształciły się osady młodszej soli kamiennej, młodszej soli potasowej i zubru brunatnego (ten ostatni wyłącznie w centralnej części basenu).

Najwyższy cyklotem PZ4 cechuje się największą zmiennością i złożonością. Występuje tu kilka poziomów najmłodszej soli kamiennej, w tym poziomy dolne, rozdzielające i stropowe, przedzielone warstwami ilasto-solnymi. Charakterystycznym elementem tego cyklu są czerwono zabarwione osady ilasto-solne tzw. zuber czerwony, wskazujące na zwiększony dopływ materiału z lądu (detrytycznego). Powtarzalność tych warstw wskazuje na wielokrotne zmiany warunków środowiska^[8].

Tabela litostratygraficzna cyklotemów cechsztynu (opracowane własne na podstawie [8])

Sole triasu

Rekonstrukcja układu kontynentów w środkowym triasie (za Wikimedia Commons, licencja CC-BY-4.0, zmodyfikowano)

W przeciwieństwie do cechsztyńskich, ewaporaty triasowe mają bardzo niewielką miąższość i nie wykazują cykliczności – sedymentacja miała bardziej lokalny i epizodyczny charakter. Takie epizody ewaporatowe wystąpiły dwa: pierwszy u schyłku dolnego triasu – około 246 mln lat (ret), a drugi w triasie górnym – około 237 mln lat (środkowy kajper). Ich geneza związana była z panującym wówczas gorącym i suchym klimatem. Powstawały w różnych środowiskach: od zanikającego, płytkiego morza po izolowane, śródlądowe jeziora solne. Utwory te znane są tylko z otworów wiertniczych^[10].

Rekonstrukcja położenia basenu południowopermskiego w dolnym triasie (za [8], czy możemy użyć?, zmodyfikowano)

Formowanie się soli dolnotriasowych związane było z istnieniem płytkiego basenu ewaporatowego w zachodniej części monokliny przedsudeckiej, stanowiącego południowo-wschodni skraj wielkiej saliny basenu południowopermskiego^[10]. Osady te, zaliczane do górnego pstrego piaskowca (retu), występują w obrębie warstw gipsowych I. Jest to wydzielenie w obrębie dolnego retu. Sole retu zostały dotychczas rozpoznane w profilach kilku otworów wiertniczych, gdzie ich łączna miąższość dochodzi do ponad 22 m, a całej serii ewaporatowej – 30 m. Występują one na głębokościach powyżej 1650 m w formie przewarstwień, tkwiących wśród anhydrytów i dolomitów^[8,10].

Zasięg soli i innych ewaporatów triasu (opracowanie własne na podstawie [10])

Sole górnotriasowe osadziły się natomiast w środkowym kajprze w obrębie niewielkiego, śródlądowego zbiornika salinarnego zajmującego centrum dzisiejszej Polski. Utwory te budują od 1 do 3 pokładów w sekwencji dolnych warstw gipsowych przedzielonych seriami iłowców i mułowców ze skupieniami i przewarstwieniami anhydrytu, dolomitu i wapienia. Łączna grubość soli waha się od 40 do 143 m, a całość serii ewaporatowej do ponad 200 m^[10,11,12]. Zostały one zarejestrowane w pięciu otworach wiertniczych na głębokościach od 1200 do 3250 m. W przeciwieństwie do niższego poziomu, osady te mają bardziej zróżnicowany charakter litologiczny i wskazują na większą zmienność warunków sedymentacyjnych. Dodatkowo przypuszcza się, że w górnym triasie za proces tworzenia się soli częściowo odpowiedzialne były nasycone roztwory pochodzące z rozpuszczania starszych złóż solnych (dolnotriasowych i permskich), odsłoniętych na powierzchni w wyniku zjawisk tektonicznych, w tym przebijania się wysadów, co wpływało na skład chemiczny powstałych skał^[10].

Tabela litostratygraficzna serii solnych triasu (opracowanie własne na podstawie [10])

Sole neogeńskie

Rekonstrukcja układu kontynentów w środkowym miocenie (za Deep Time Maps, licencja ?, zmodyfikowano)

Najmłodsze ewaporaty znajdujące się w Polsce powstały w neogenie, a dokładnie w miocenie. Występują w stosunkowo wąskim pasie ciągnącym się od Śląska, przez Wieliczkę i Bochnię, aż po wschodnią granicę Polski. Powstanie tych złóż było bezpośrednim skutkiem badeńskiego kryzysu salinarnego (ok. 13,8–13,4 mln lat temu)^[8]. Proces ten został zainicjowany przez tektoniczne zamknięcie połączeń Paratetydy z oceanem światowym (Indopacyfikiem i powstającym Atlantykiem) oraz globalne obniżenie poziomu mórz. W warunkach gorącego i suchego klimatu doprowadziło to do gwałtownego wzrostu zasolenia wód i intensywnego wytrącania się minerałów ewaporatowych. Maksimum tego zjawiska, datowane na około 13,6 mln lat temu, odpowiada depozycji najgrubszych serii soli kamiennej^[8,14]. Rozmieszczenie i miąższość tych osadów, dochodząca lokalnie do 300–400 metrów, były ściśle uzależnione od rzeźby dna zapadliska przedkarpackiego oraz intensywnego obniżania się dna basenu wzdłuż nasunięcia Karpat^[8,15].

Rekonstrukcja położenia basenu Paratetydy w środkowym miocenie (za Deep Time Maps, licencja ?, zmodyfikowano)

Mioceńskie utwory ewaporatowe zapadliska przedkarpackiego dzielą się na dwie równoczasowe jednostki: siarczanową formację z Krzyżanowic (złożoną głównie z gipsów i anhydrytów) oraz solonośną formację z Wieliczki, która zawiera zasadnicze złoża soli kamiennej. Obie formacje zalegają obok siebie lateralnie i znajdują się w profilu pomiędzy starszymi iłami formacji ze Skawiny a młodszymi utworami formacji z Machowa. Dowodem na jednoczesne tworzenie się osadów w całym basenie sedymentacyjnym są poziomy tufitowe. Są to cienkie wkładki pyłów wulkanicznych, które jako poziomy przewodnie pozwalają jednoznacznie stwierdzić ciągłość sedymentacji ewaporatowej w odległych od siebie rejonach^[14].

Zasięg soli i innych ewaporatów neogeńskich (oprcowanie własne na podstawie [15,16])

Sole formacji z Wieliczki występują głównie w formie pokładów, ale lokalnie przybierają również formę tzw. złóż bryłowych. Złoża pokładowe zachowują pierwotny układ warstwowy, w którym kolejne poziomy soli i osadów towarzyszących są stosunkowo regularnie ułożone. Stanowią one zapis bezpośredniego osadzania się soli na dnie zbiornika. Choć profile poszczególnych złóż różnią się detalami litologicznymi wynikającymi z lokalnej dynamiki basenu, ich ogólny schemat pozostaje spójny. W obszarze Wieliczki profil ten budują od spągu: iły podsolne, sole najstarsze, piaskowiec podsolny, wkładki tufitowe, pokładowa sól zielona (osadzona przy zwiększonym dopływie materiału ilastego), czysta i krystaliczna sól szybikowa oraz kończące sekwencję sole spizowe, przedzielone warstwami iłowców anhydrytowych^[16,17]. Z kolei złoża bryłowe mają budowę chaotyczną i składają się z nieregularnych bloków soli otoczonych osadami ilastymi i zubrami^[17]. Powstanie złóż bryłowych wiąże się z późniejszymi przekształceniami osadów. Część deformacji mogła zachodzić już w trakcie sedymentacji, gdy nagromadzone osady przemieszczały się po nachylonym dnie basenu. Kluczową rolę odegrały jednak procesy tektoniczne związane z nasuwaniem Karpat, które prowadziły do fałdowania, przemieszczania i rozrywania pierwotnych warstw. W efekcie doszło do powstania złożonej struktury, w której fragmenty pierwotnych pokładów zostały pokruszone i przemieszczone^[18].

Tabela litostratygraficzna serii solnych neogenu (opracowanie własne na podstawie [14])

Zobacz także

• Występowanie soli kamiennej w Polsce

Literatura

[1] https://pl.wikipedia.org/wiki/Perm

[2] https://deeptimemaps.com/map-lists-thumbnails/europe/

[3] Wagner R., Peryt T., 1998. O możliwości podziału cechsztynu na sekwenjce stratygraficzne w basenie polskim. Prace - Państwowego Instytutu Geologicznego 129–146

[4] Czapowski G., Bukowski K., 2016. Solnictwo w XII wieku – aktualne problemy geologii utworów solnych w Polsce. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego 466, 17–32

[5] Krzywiec P., Peryt T.M., Kiersnowski H., Pomianowski P., Czapowski G., Kwolek K., 2017. Permo-Triassic Evaporites of the Polish Basin and Their Bearing on the Tectonic Evolution and Hydrocarbon System, an Overview. Permo-Triassic Salt Provinces of Europe, North Africa and the Atlantic Margins. Elsevier, 243–261

[6] Wagner R., 1994. Stratygrafia osadów i rozwój basenu cechsztyńskiego na Niżu Polskim, Prace Państwowego Insytyutu Geologicznego. Państwowy Instytut Geologiczny

[7] Peryt T.M., Skowroński L., 2021. The stratigraphy of Zechstein strata in the East European Craton of Poland: an overview. Geological Quarterly 65, 21–27

[8] Peryt, T. (Ed.), 2026. Budowa geologiczna Polski. Tom 1. STRATYGRAFIA. Państwowy Instytut Geologiczny - Państwowy Instytutu Badawczy

[9] https://pl.wikipedia.org/wiki/Trias

[10] Czapowski G., Tomassi-Morawiec H., 2016. Baseny solne triasu na obszarze Polski. Przegląd Solny 12, 51–55

[11] Gajewska I., 1964. Ret, wapień muszlowy i kajper w zachodniej i środkowej części monokliny przedsudeckiej. Geological Quarterly 8, 598–608

[12] Becker A., Fijałkowska-Mader A., Kowalski A., Zabielski R., Złonkiewicz Z., 2026. Trias. W: Peryt, T.M. (Red.), Budowa geologiczna Polski. Tom 1. Stratygrafia. Państwowy Instytut Geologiczny – Państwowy Instytut Badawczy, Warszawa, 403–473

[13] https://deeptimemaps.com/map-lists-thumbnails/global-series/

[14] Bukowski K., 1999. Porównanie badeńskiej serii solonośnej z Wieliczki i Bochni w świetle nowych danych. Prace - Państwowego Instytutu Geologicznego 43–56

[15] Garlicki A., 1979. Sedymentacja soli miocenskich w Polsce. Polska Akademia Nauk. Oddział w Krakowie. Komisja Nauk Geologicznych, Kraków

[16] Bukowski K., 2011. Badeńska sedymentacja salinarna na obszarze między Rybnikiem a Dębicą w świetle badań geochemicznych, izotopowych i radiometrycznych. Wydawnictwa AGH, Kraków, 184 s

[17] Alexandrowicz Z., 2000. Zarys budowy geologicznej wielickiego złoża soli. Studia Naturae 11–18

[18] Rowan M.G., Krzywiec P., Bukowski K., Przybyło J., 2020. Nature and origin of large-scale and intrasalt deformation within the Wieliczka salt mine, Poland. Geological Quarterly 64