Przegląd Geologiczny (2002-10) tom 50

Metodyki wyznaczania zasobów dyspozycyjnych wód podziemnych napotykają na istotny problem wynikający z rozbieżności pomiędzy wymaganiami formalno-prawnymi a przyrodniczą naturą tych zasobów. Metodyka PDE proponuje rozwiązanie tych rozbieżności przez wprowadzenie pojęcia przestrzeni dopuszczalnych eksploatacji (PDE). W takim przypadku wyznaczenie zasobów dyspozycyjnych sprowadza się do obliczenia dwóch powierzchni w postaci funkcji q = f(x,y). Powierzchnie te są wyznaczane na drodze obliczeń optymalizacyjnych z użyciem modelu numerycznego badanego systemu wodonośnego. Metodyka PDE jest zrealizowana przy pomocy obiektowego systemu programowego ASPAR, działającego w środowisku systemu GIS GRASS na platformie unixowej. Dwa praktyczne zastosowania tej metodyki odnoszące się do przypadków w różnej skali, regionalnej i lokalnej, potwierdzają poprawność przyjętych podstawowych założeń. Jednak szersze zastosowanie praktyczne tej metodyki wymaga dalszych prac badawczych i aplikacyjnych.

Słowa kluczowe: zasoby wód podziemnych, zasoby dyspozycyjne, wyznaczanie zasobów, modelowanie hydrogeologiczne.

*Państwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

**Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Karpacki, ul. Skrztów 1, 31-560 Kraków

Dla obszaru Karpat wykorzystano do interpretacji fotolineamentów rosyjskie zdjęcia radarowe wykonane przy zastosowaniu systemu bocznego wybierania — TOROS. Do interpretacji wykorzystano 126 diapozytywów czarno-białych w skali 1 : 100 000, a wyniki interpretacji przeniesiono na podkład topograficzny. Do analizy statystycznej zostały wykorzystane tylko lineamenty odpowiadające strefom nieciągłości. Dla otrzymanego zbioru ponad 17 000 fotolineamentów wykonano szereg przetworzeń. Wykonano mapy gęstości fotolineamentów przy zastosowaniu filtru kołowego o promieniu 3 km. Otrzymano obraz izolinii gęstości fotolineamentów pokazujący główne strefy występowania struktur tektonicznych na terenie Karpat. Szczególne zagęszczenia fotolineamentów widoczne jest we wschodniej części Karpat, gdzie odpowiadają przebiegowi struktur fałdowych np. w strefie fałdu Brzanka-Liwocz. W zachodniej części Karpat największą gęstość fotolineamentów zarejestrowano w niektórych odcinkach nasunięcia jednostki magurskiej na swoje przedpole. Lineamenty radarowe grupują się w trzech kierunkach: ok. 15o, 75o i 155o i są to szerokie maksima.

Wykonana mapa gęstości fotolineamentów dla azymutu 75oą5o pokazała, że zdecydowana większość ich wystęuje w wschodniej części obszaru Karpat na terenie jednostki skolskiej i północnej części jednostki śląskiej. Kierunek fotolineamentów 15oą5o (subpołudnikowy) przeważa również we wschodniej części obszaru Karpat i jest on charakterystyczny dla wschodniej części jednostki śląskiej i południowej części jednostki dukielskie, gdzie osiąga największe wartości częstotliwości występowania. Elementy liniowe występujące na zdjęciach radarowych mogą być tu interpretowane jako uskoki zrzutowo-przesuwcze związane ze strukturami fałdowymi na terenie Centralnej Depresji Karpackiej. W pozostałej części Karpat kierunek ten jest mniej widoczny. Trzeci kierunek fotolineamentów 155oą5o jest charakterystyczny dla zachodniej części Karpat polskich. Przy czym wyróżniają się tu obszary związane ze strefą nasunięcia magurskiego. Azymuty obserwowanych fotolineamentów reprezentują kierunek poprzeczny do przebiegu tego nasunięcia i wskazują na dominacje uskoków przesuwczych, z których część można zidentyfikować z uskokami znaczonymi na mapach geologicznych.

Wykonano również przetwarzanie polegające na generowaniu map gęstości fotolineamentów grupujących się w dwóch wybranych kierunkach 85o;155o. Otrzymano mapę gęstości tych dwóch kierunków, które dominują w zachodniej części Karpat.

Badano również obrazu zmienności kierunków fotolineamentów na terenie Karpat poprzez analizę rozkładu fotolineamentów na arkuszach map w skali 1 : 100 000. Na podstawie róży kierunków stwierdzono, że dla arkuszy w zachodniej części Karpat po Bochnię i Rabkę dominującym kierunkiem fotolineamentów jest azymut około 155o i towarzyszy mu drugorzędny kierunek o azymutach w zakresie około 150–250. Dla środkowej części Karpat dwie grupy azymutów osiągają wyrównane proporcje dominant 25o–35o i 155o–165o, a jedynie na arkuszach Gorlice i Jasło dominują fotolineamenty o kierunku 25o–35o. Na wschód od Krosna ujawniają się nowe kierunki, jeden zbliżony do południkowego oraz drobne maksimum 700, które na arkuszach przy wschodniej granicy mają już bardzo wyraźnie zarysowaną dominantę występującą razem z kierunkiem subpołudnikowym 5o–10o. Na arkuszu Przemyśl wyraźnie widoczna jest para kierunków 15o i 70o. Na diagramach obrazujących azymuty fotolineamentów w NE części obszaru Karpat zaznacza się tendencja do zwiększania się udziału kierunków w przedziale 100–150, „kosztem” drugiego, komplementarnego 70–75o. Wyniki analizy kierunków przebiegu fotolineamentów radarowych prowadzą do wniosku, że są one odzwierciedleniem struktur geologicznych. Porównanie wyników analizy lineamentów z wnioskami z badań tektonicznych przeprowadzonych przez rożnych autorów w Karpatach upoważnia do potraktowania fotolineamentów radarowych, jako odzwierciedlenie struktur nieciągłych – uskoków i stref spękań. Ten rodzaj lineamentów zinterpretowanych na zdjęciach radarowych układa się ukośnie do przebiegu struktur fałdowych przeważnie w systemach dwóch kierunków krzyżujących się pod kątem 50– 60o. Symetryczność tych linii i ich stosunek do przebiegu fałdów pozwala je interpretować jako system ścięć komplementarnych. Kierunek lineamentów o przebiegu prostoliniowym usytuowany prostopadle lub lekko ukośnie do kierunku struktury fałdowej jest w większości intersekcyjnym obrazem nieciągłości o charakterze uskoków i stref spękań o upadzie zbliżonym do pionowego. Na zdjęciach można również zaobserwować nieciągłości o płaszczyznach dużo mniej stromych. Rysują się one jako lineamenty o przebiegu mniej regularnym wyraźnie zależnym od morfologii. Jednoznaczna identyfikacja lineamentów jako linii nieciągłości pozwala na zastosowanie do ich badania niektórych elementów analizy tektonicznej.

Słowa kluczowe: Karpaty, radar, zdjęcie radarowe, fotogeologia, fotolineament, tektonika

*Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

**Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk, ul. Senacka 1, 31-002; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

***Instytut Fizyki, Politechnika Śląska, ul. Krzywoustego 2, 44-100 Gliwice; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

Strefa współcześnie lewoprzesuwczego uskoku Dien Bien Phu (DBP), o orientacji NNE–SSW do N-S, jest jest jednym z najbardziej aktywnych uskoków sejsmotektonicznych w Indochinach. W NW Wietnamie uskok ten, 160 km długości i 6–10 km szerokości, przecina skały osadowe i metamorficzne wieku późnoproterozoicznego, paleozoicznego i mezozoicznego, a także paleozoiczne i górnotriasowe granitoidy. Wzdłuż DBP występuje 5 niewielkich basenów typu pull-apart (od północy: Pa Tan, Chan Nua, Lai Chau, Muong Pon oraz Dien Bien Phu), spośród których przeanalizowano szczegółowo dwa największe, tj. Lai Chau i Dien Bien Phu. Oba baseny są obramowane przez uskoki lewoprzesuwcze i lewoprzesuwczo-normalne, wywołujące ugięcie i przemieszczenie sieci drenażu, obecność licznych grzbietów zagradzających (shutter ridges), jak również zuskokowanie tarasów i stożków napływowych. Na obecność normalnej składowej ruchu uskokowego wskazują: trójkątne lica progów uskokowych, wysoko wzniesione tarasy skalno-osadowe w przełomowych odcinkach dolin, zawieszone doliny oraz wysokie i niewyrównane spadki koryt rzecznych. Minimalne rozmiary przemieszczeń lewoprzesuwczych wynoszą od 6–8 m do 20–50 m dla dolin holoceńskich oraz 2–2,5 km dla dolin środkowo-późnoplejstoceńskich w różnych segmentach uskoku. Miąższość osadów czwartorzędowych zmienia się od kilku -, kilkunastu metrów w Lai Chau do blisko 130 m w basenie Dien Bien Phu.

W basenie Lai Chau osady tarasu średniego (23 m) rzeki Nam Na (stanowisko most Muong Te) zostały wydatowane techniką OSL-SAR na 26–45 ka. Osady te zostały przecięte uskokiem normalnym o zrzucie ok. 12 m w ciągu ostatnich 13 tys. lat i przykryte przez gliny stokowe, 8–12 m grubości, z kilkoma poziomami klinów koluwialnych z poziomami ostrokrawędzistego gruzu, a utworzonymi przypuszczalnie dzięki epizodom palesejsmicznym po dacie 13 ka. Kontakt między utworami stokowymi a piaskowcami i mułowcami triasu również ma charakter uskoku normalnego. W basenie Dien Bien Phu aluwia tarasów wczesno-środkowoholoceńskich zostały wydatowane OSL-SAR na 6,5-7 ka, podczas gdy najmłodsze pokrywy aluwialne zostały zdeponowane 1,8–2,7 ka oraz niemal współcześnie. Aluwia górnoplejstoceńskich stożków napływowych na wschodnim obramowaniu basenu są pocięte serią spękań oraz drobnych uskoków o orientacji zbieżnej z orientacją strefy DBP (N20oE).

Przemieszczone tarasy i stożki napływowe pozwalają sądzić, iż minimalne tempo ruchu lewoprzesuwczego wynosiło 0,6–2 mm/rok w holocenie oraz 2–4 mm/rok w środkowym i późnym plejstocenie. Natomiast tempo holoceńskich ruchów wypiętrzających zmieniało się od 1 mm rocznie w rejonie Lai Chau do 0,4–0,6 mm/rok na zachód od Dien Bien Phu. Długoterminowe, średnie prędkości czwartorzędowych ruchów podnoszących są trudne do oszacowania; przekraczały one jednak wartość 0,05 mm/rok.

Słowa kluczowe: aktywne uskoki, morfotektonika, datowania OSL-SAR, osady czwartorzędowe, uskok Dien Bien Phu, Wietnam

Wystąpienia bursztynu są znane na obszarze północnej Lubelszczyzny między Kockiem, Parczewem i Lubartowem wśród osadów formacji z Siemienia. Na podstawie biostratygraficznych mięczków, otwornic, wapiennego nanoplanktonu i dinocyst, wiek bursztynonośnej formacji z Siemienia można okreslić jako pogranicze bartonu i priabonu oraz priabon. Bursztynonośne osady formacji z Siemienia występują w wyższej części profilu formacji i reprezentują zonę nanoplanktonową NP 18 — Chiasmolithus oamaruensis z dolnego priabonu.Potwierdzają to badania otwornic i fitoplanktonu.

Słowa kluczowe: eocen stratygrafia, Polska, formacja z Siemienia, osady bursztynonosne, północna Lubelszczyzna

*Instytut Geografii, Akademia Świętokrzyska, ul. Świętokrzyska 15, 25-406 Kielce; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

**Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Będzińska 60, 41-200 Sosnowiec; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

Profil otworu wiertniczego Białe Ługi 5B znajduje się w centralnej części Gór Świętokrzyskich, na południowy-wschód od Daleszyc i Słopca Szlacheckiego. Wiercenie wykonano w strefie przykrawędziowej torfowiska, w obrębie akumulacyjno-erozyjnej terasy z okresu zlodowacenia środkowopolskiego. Spąg serii organicznej nie został przewiercony na skutek trudności technicznych. Mimo to prezentowana sukcesja pyłkowa ma wiele cech, które pozwalają wiązać ją z interglacjałem mazowieckim. Jedną z nich jest obecność w osadach pyłku skrzydłoorzecha (Pterocarya). Sukcesja pyłkowa obejmuje młodszą część interglacjału mazowieckiego, tj. schyłek II oraz III i IV okres pyłkowy wg Szafera (1953) oraz początek ochłodzenia o randze glacjału. Osady interglacjału mazowieckiego, wykształcone w postaci torfów i mułków organicznych, zalegają na głębokości 12,8–10,8 m i są przykryte jedynie mułkami oraz piaskami.

Słowa kluczowe: Góry Świętokrzyskie, analiza pyłkowa, interglacjał mazowiecki

*Państwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

**Uniwersytet Wrocławski, pl. M. Borna 9, 50-204 Wrocław; Ten adres pocztowy jest chroniony przed spamowaniem. Aby go zobaczyć, konieczne jest włączenie w przeglądarce obsługi JavaScript.

Streszczenie. Zaprezentowano metodę modelowania jednowymiarowych profili reologicznych litosfery. Wykresy reologiczne, zwane również obwiedniami wytrzymałościowymi, przedstawiają wielkość maksymalnych naprężeń dyferencjalnych w funkcji głębokości. W modelach reologicznych uwzględnia się trzy typy deformacji: sprężystą (opisaną prawem Hooka), kruchą (opisaną kryterium Coulomba–Naviera) oraz deformację podatną (najczęściej pełźnięcie mikrodyslokacyjne, opisane równaniem potęgowym). Główne warunki brzegowe stanowią, oddziaływanie stałej siły poziomej (dla modeli dynamicznych) lub występowanie stałego tempo deformacji poziomej (dla modeli kinematycznych).

Podstawowymi danymi do modelu reologicznego są struktura petrologiczna oraz profil termiczny litosfery. Struktura petrologiczna jest interpretowana z profilowań sejsmicznych i eksperymentów sejsmologicznych. Wyniki badań petrofizycznych pozwalają na przypisanie, poszczególnym domenom struktury prędkościowej, przybliżonego składu petrograficznego. Profil termiczny litosfery określany jest na podstawie modelu gęstości powierzchniowego strumienia cieplnego oraz założonego rozprzestrzenienia produkcji ciepła radiogenicznego. Istotną rolę w modelu reologicznym odgrywa również sposób odkształcania litosfery, który określany jest poprzez tempo deformacji i towarzyszący jej reżim tektoniczny.

Powszechnie obserwowanym efektem modelowań reologii litosfery kontynentalnej jest jej mechaniczne rozwarstwienie, będące skutkiem odmiennej reakcji podstawowych składników mineralnych poszczególnych warstw na wzrost temperatury i ciśnienia wraz z głębokością. Generalnie przyjmuje się, że reologia uwarunkowana jest przez najsłabszy spośród składników skałotwórczych, którymi są: w przypadku górnej warstwy skorupy ziemskiej — kwarc, dolnej skorupy — plagioklaz, natomiast górnego płaszcza — oliwin. Wyniki modelowania obarczone są szeregiem błędów, wynikających zarówno z uproszczonej procedury modelowania, niedokładności danych wejściowych jak również z algorytmów obliczeniowych, nie oddających pełnej złożoności procesów naturalnych. Mimo tych problemów, profile reologiczne litosfery są niezbędnym elementem rekonstrukcji geodynamiki dużej skali.

Słowa kluczowe: reologia, litosfera, naprężenia tektoniczne, profil termiczny, struktura sejsmiczna

Słowa kluczowe: osuwisko, katastrofalna powódź, polskie Karpaty Zachodnie

Podczas przeobrażania się biocenozy w oryktocenozę największe znaczenie mają czynniki oddziaływujące na nekrocenozę, zwłaszcza rozkład organizmów bezszkieletowych, w rezultacie którego w tafocenozie nie zachowuje się przeciętnie od ok. 70% gatunków (w środowiskach morskich) do ponad 90% gatunków (w środowiskach lądowych) występujących w biocenozie. Wśród zwierząt szkieletowych podstawowymi czynnikami działającymi na etapie nekrocenozy jest dysartykulacja i fizyczne, chemiczne lub biologiczne niszczenie szkieletów. Procesy te działają często selektywnie w zależności od przynależności taksonomicznej, a także od wielkości okazów i niekiedy uniemożliwiają odtworzenie liczebności taksonów. Bardzo istotne jest uśrednianie czasowe, które zachodzi zarówno w obrębie nekrocenozy, jak i tafocenozy. Zjawisko to powoduje nadreprezentację wielu taksonów oraz niemożność obserwowania krótkoterminowych zmian biocenozy. Po utworzeniu się tafocenozy zachodzą dalsze zmiany zespołu skamieniałości, m.in. w wyniku rozpuszczania szkieletów aragonitowych oraz pokryw chitynowych. Dlatego w artykule używam terminu „oryktocenoza” dla zespołów skamieniałości zachowanych do czasów współczesnych.

Słowa kluczowe: Tafonomia, biocenoza, nekrocenoza, tafocenoza, tanatocenoza, oryktocenoza

Wykonane na na arkuszu Grabowiec Szczegółowej Mapy Geologicznej 1: 50 000 wiercenia w Bogucicach, Frankamionce, Czartorii, Horyszowie, Grabowcu, Wronowicach (Szymański, 1999) i badania geologiczne odsłonięcia w Szystowicach (Dolecki & Szymański, 1999, 2000; Dolecki & Wojtanowicz, 2000) wnoszą nowe dane do znajomości budowy geologicznej czwartorzędu Działów Grabowieckich. Z analizy profilów wynika, że na nierównej powierzchni skał kredowych leżą cienkie pokrywy iłów zwietrzelinowych skał kredowych z płatami residualnych piasków i żwirów eoplejstoceńskich, bądź silnie przemytych glin lodowcowych i piasków i żwirów wodnolodowcowych. W obrębie większych obniżeń podłoża kredowego zachowały się gliny zwałowe zlodowacenia san 1 rozdzielone osadami genezy peryglacjalnej ze śladami interstadialnej pedogenezy. Na stokach zachowały się osady czwartorzędowe starsze od zlodowacenia san 1; stanowią je podmorenowe mułki ilaste i piaszczyste lessopodobne. W profilu Bogucice K–6 na glinach zwałowych zlodowacenia san 1 zachowały się zróżnicowane facjalnie utwory lessopodobne z rozwiniętą na nich interglacjalną glebą mazowiecką. Wyżej, oddzielone rozległym hiatusem, leżą lessy i gleby kopalne interstadialne ze zlodowacenia liwca przykryte miąższymi lessami ze zlodowaceń odry, warty i wisły z glebami kopalnymi różnej rangi stratygraficznej. Powierzchnię bazalną teras vistuliańskich stanowią osady aluwialne warciańskie. Z rozmieszczenia hiatusów w profilach w układzie przestrzennym wynika, że w strefie granicznej Działów Grabowieckich i Kotliny Zamojskiej zachodziły w plejstocenie bardzo intensywne procesy erozji i denudacji.

Słowa kluczowe: Działy Grabowieckie, lessy najstarsze, litostratygrafia plejstocenu