Przegląd Geologiczny (1999-11) tom 47

Rozpoznano płytkomorski charakter piaskowców wulkanoklastycznych i ich przynależność do domeny epikontynentalnych basenów perykratonicznych platformy wschodnioeuropejskiej. Analiza petrofacjalna oparta na modelu Dickinsona niewłaściwie identyfikuje środowisko tektoniczne ich obszaru źródłowego jako łuk magmowy. Diagramy geochemiczne oparte na pierwiastkach niemobilnych (Al, Ti, Zr, Nb) wskazują, że głównymi skałami źródłowymi były trachity i alkaliczne ryolity o bardzo wyraźnym pokrewieństwie z peralkalicznymi seriami wulkanicznymi typowymi dla środowiska ryftów kontynentalnych. Badane piaskowce są petrograficznie bardzo podobne do turnejskich piaskowców arkozowych strefy Koszalin–Chojnice na Pomorzu Zachodnim. Zupełnie inny charakter mają osady karbonu w pobliskich otworach Radwanów IG 1 i Budziszewice IG 1, reprezentujące głębokomorską asocjację fliszową eksternidów waryscyjskich. Z tego względu front deformacji waryscyjskich w sąsiedztwie Gór Świętokrzyskich należałoby lokalizować pomiędzy Radwanowem i Budziszewicami a Studzianną i Opocznem.

Prezentowana metoda polega na pomiarze zawartości izotopu 36Cl, powstałego w przypowierzchniowej warstwie skały pod wpływem promieniowania kosmicznego. Przy określonym tempie produkcji ilość akumulowanego w pobranej próbce izotopu zależy od czasu ekspozycji i stałej rozpadu. Dzięki długiemu czasowi połowicznego rozpadu (301000 lat) izotopem 36Cl można datować formy powierzchni ziemi, powstałe w przedziale wiekowym od kilku tysięcy do kilkuset tysięcy lat.

Wyniki datowania 37 próbek i form rzeźby lodowcowej w Tatrach metodą 36Cl zostały przedstawione na szerszym tle paleogeograficznym. Otrzymano daty z przedziału czasowego od 21 do 6,5 tysięcy lat. Według dat „chlorowych” najstarsze są moreny w okolicach Brzezin (21–15,3 ka), a najmłodsze z okolic Morskiego Oka (9,9–7,3 ka). Wyniki datowania za pomocą 36Cl stanowią istotny głos w dyskusji nad chronologią glacjalną Tatr.

Badania zmian koncentracji metali ciężkich w osadach dennych, wywołanych wezbraniami, zostały przeprowadzone na Białej Przemszy. Rzeka ta, płynąca we wschodniej części Wyżyny Śląskiej jest zanieczyszczona ściekami z kopalni rud Zn–Pb. Koncentracje Zn, Cd i Pb w próbkach pobranych w sierpniu 1993 roku zostały porównane z uzyskanymi po powodzi w lipcu 1997 r. Próbki były pobierane trzykrotnie: w sierpniu 1997, listopadzie 1997 i po wezbraniu o ok. 2–3 letniej powtarzalności w marcu 1998. Ekstremalna powódź spowodowała ok. 3–krotny spadek koncentracji metali ciężkich we frakcji < 1 mm na całej ok. 40 km długości badanego odcinka. W okresie od sierpnia 1997 do marca 1998 obserwowano natomiast stopniowy wzrost koncentracji badanych pierwiastków. Po wezbraniu zbliżonym do pełnokorytowego, koncentracje metali ciężkich zmniejszyły się w dolnym biegu Białej Przemszy, a w pobliżu dopływu wód z kopalni do rzeki zanotowano ich wzrost. Obserwowane zmiany wskazują, że w silnie zanieczyszczonym systemie rzecznym wezbrania zarówno małe jak i duże powodują stosunkowo krótkotrwałą poprawę jakości osadów dennych.

Oznaczenia chemiczne złotonośnych rud siarczkowych z Radzimowic wykazały wysokie zawartości złota (xn=23=21,5 g/t) oraz srebra (xn=23=92,3 g/t). Proporcja Au do Ag w różnych typach rud jest zmienna waha się od 1:3 do 1:80 (średnio ok. 1:3 ¸ 6 w masywnych rudach o zawartości złota > 3g/t. Złoto wykazuje pozytywną korelację z Ag, S, Bi, Co, Cd, Cu, CaO (od 0,94 do 0,61 z p< 0,05 dla n=23). Na podstawie badań mikroskopowych rozpoznano szereg minerałów kruszcowych wśród których opisano po raz pierwszy asocjację mineralną złota, srebra (złoto rodzime, elektrum — 60¸70% wag. Au), bizmutu (maldonit — ok. 65% wag. Au, bizmut rodzimy, bismutynit), tellurków i siarkotellurków Ag, Pb i Bi (hessyt, gustavit), różnorodnych węglanów (ankeryt, dolomit, kalcyt, syderyt) i młodszej generacji kwarcu związanej z wystąpieniami kobaltonośnego arsenopirytu. W zrostach z arsenopirytem stwierdzono również scheelit o strefowej budowie kryształów. Wstępne oznaczenia izotopowe siarki w paragenetycznych siarczkach mają zawartości od 1,31 do -1,13 *34S (CDT) i mogą wskazywać na pomagmowe źródło siarki. Obecność asocjacji mineralnej Au–Ag–Bi–Te–Pb–węglanyąkwarc w rudach siarczkowych, umiarkowanie niska proporcja Au:Ag, niska próba złota widzialnego (600–680), jak również pozycja większości zbadanych rud siarczkowych w trójkącie klasyfikacyjnym Au–Ag–base metals (wg Poulselna, 1996) wskazują na rozwój procesów leptotermalnych w złożu Radzimowickim. Pojawienie się mineralizacji było związane z rozwojem procesów hydrotermalnych wokół subwulkanucznej intruzji ryolitów masywu Żeleźniaka. Okruszcowanie złotonośnymi siarczkami nastąpiło po uformowaniu się ryolitowego lakolitu w trakcie i po krystalizacji żył lamprofirowych i andezytowych.

W jeziornych osadach interglacjału augustowskiego, starszego od interglacjału mazowieckiego, znaleziono 11 gatunków małży (Bivalvia), 7 gatunków ślimaków (Gastropoda, tab. 1), szczątki innych zwierząt (Coleoptera, Pisces, Aves) i 14 gatunków małżoraczków (Ostracoda, tab. 2). Na podstawie kilku gatunków mięczaków (Bithynia leachi, Pisidium supinum) można mówić o warunkach klimatu umiarkowanego. Inne gatunki mięczaków (Valvata naticina, Pisidium supinum, Sphaerium solidum) wskazują, że w tym jeziornym zbiorniku istniał przepływ.

Badania petrograficzne, mineralogiczne i chemiczne pozwoliły na szczegółową charakterystyę skał piroklastycznych z zachowanymi replikami fragmentów roślinnych. Skały te występują luźno na powierzchni terenu w formie nieregularnych, lekko obtoczonych głazików i głazów spotykanych na północnym skłonie Roztocza oraz w obrębie Wzniesień Urzędowskich. Występują one poza obszarami, gdzie zostały stwierdzone nagromadzenia skamieniałych pni drzew. Skały te mają skład kwaśnego, popiołowego, krystaloklastycznego tufu ryolitowego. Obecność tych skał autorzy wiążą z okresem petryfikacji skrzemieniałych drzew Roztocza Południowego, tworzeniem się bentonitów w obrębie południowego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich oraz z poziomami tufów na przedgórzu Karpat, związanych stratygraficznie z górnym miocenem (karpat–sarmat).

Na ogólny przebieg skutków obciążeń i odciążeń litosfery przez lądolody nakłada się zjawisko nieodwracalnego i krótkotrwałego procesu inicjacji i przyspieszenia ruchów soli. Proces ten zachodził w bezpośrednim sąsiedztwie strefy brzeżnej lądolodu. Istnieje zależność między czaszą lądolodu a zwłaszcza strefą brzeżną, warstwy soli oraz rzeźbą terenu. Strefa brzeżna lądolodu stwarza zróżnicowane obciążenie na podloże. Duża szerokość czaszy lądolodu decyduje o relatywnie niewielkim stopniu zaniku nacisków statycznych. Spełnienie w warstwie soli warunku zróżnicowanego napięcia ciśnień o wartości 0,5 MPa–1,5 MPa decyduje o jej uruchomieniu i przyśpieszeniu przepływu wg mechanizmu halokinezy zróżnicowanego obciążenia. Reaktywacja uskoków tektonicznych, wzmożony przepływ ciepła geotermalnego wpływały na procesy w strefie brzeżnej lądolodu i w konsekwencji na rzeźbę terenu. Związek przyczynowo-skutkowy ma więc charakter sprzężenia zwrotnego.

Następstwem formowania się zapadliska orawskiego jest powstanie w jego obrębie i na obrzeżach systemu nowych uskoków i spękań oraz uaktywnienie podobnych struktur o starszym założeniu. Ich łączna sieć jest obecnie wiekowo zróżnicowana, zwłaszcza w brzeżnych strefach zapadliska. W rejonie Miętustwa podłużne uskoki mają kierunek SW–NE, a poprzeczne NW–SE. Odsłaniają się one na Czerwonej Górze lub zaznaczają się w korytach potoków Cichego i Bystrego ciągiem martwic wapiennych i zaburzeniem ułożenia osadów. Kontakty utworów neogeńskich z fliszem podhalańskim i pienińskim pasem skałkowym są zarówno tektoniczne, jak i erozyjne. Do biegu uskoków i zboczowych szczelin nawiązują spękania. Większość spękań założonych w utworach neogeńskich wyróżnia się odrębną orientacją kierunków w stosunku do układu tych struktur we fliszu podhalańskim i pasie skałkowym. Zagęszczenie i otwieranie się spękań wzdłuż uskoków może być następstwem neotektonicznych ruchów zapadliska orawskiego.

Do analizy morfologii uwarunkowanej tektonicznie krawędzi oddzielającej Masyw Śnieżnika od Rowu Górnej Nysy zastosowano kilka odmiennych metod morfometrycznych opartych na pomiarach na mapach topograficznych w skali 1 : 25 000.

Rzut krawędzi na płaszczyznę równoległą do niej został skonstruowany przez nałożenie na siebie przekrojów porzecznych dolin rozcinających czoło masywu górskiego u jego podstawy, profili stref wododziałowych, spłaszczeń grzbietowych i stokowych. Dla analizy spadku rzek zastosowano wskaźnik długości–spadku rzeki. Wyniki zestawiono ze wskaźnikiem wysokości–szerokości doliny oraz wskaźnikiem asymetryczności zlewni. Wzięto również pod uwagę kształt młodych rozcięć dolinnych w rzucie na płaszczyznę.

Metody te pozwoliły na wydzielenie etapów rozwoju czoła masywu górskiego. Wskaźniki pokazują zmniejszającą się ku północy wartość wypiętrzenia bloku Masywu Śnieżnika. Ponadto ukazują, że czoło masywu istnieje dzięki dwóm odmiennym strefom deformacji tektonicznej.

Wydmy w regionie świętokrzyskim były formowane, podobnie jak na innych obszarach Polski, w późnym vistulianie i przekształcane w różnych okresach holocenu. Na rozmieszczenie wydm w regionie świętokrzyskim miało wpływ wiele czynników takich jak rzeźba, układ sieci dolinnej, rozmieszczenie i miąższość utworów podatnych na procesy eoliczne, głębokość występowania wód gruntowych, zwartość szaty roślinnej. W wielu przypadkach stwierdzono zjawisko wkraczania zespołów wydmowych i eolicznych piasków pokrywowych w doliny rzeczne i tamowanie przepływu, co prowadziło do powstania zaporowych zbiorników wodnych, w których akumulowane były osady biogeniczne. Zjawisko to prowadziło do zmiany układu sieci rzecznej. Szczegółowa analiza daje podstawę do stwierdzenia, że zjawisko to ma związek z neotektoniczną aktywnością podłoża. Wydmy wkraczały w doliny rzeczne i tamowały przepływy w miejscu przebiegu przez te doliny aktywnych transwersalnych elewacji tektonicznych. Datowania spągu osadów biogenicznych metodą radiowęglową pokazują, że ich akumulacja rozpoczęła się w późnym vistulianie.

Intensywną aktywność procesów eolicznych obserwowano także w obrębie aktywnego neotektonicznie i współcześnie uskoku nożycowego środkowej Lubrzanki między Cedzyną i Sukowem. Wydmy i eoliczne piaski pokrywowe były formowane w obrębie skrzydeł wyniesionych tego uskoku. Także współcześnie notuje się w tych miejscach wzmożoną aktywność procesów morfologicznych, w tym eolicznych.