Położenie obniżenia nadbałtyckiego
Obniżenie nadbałtyckie jest jednostką prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej. Oprócz niego wyróżnia się również trzy inne jednostki platformowe: wyniesienie mazurskie, obniżenie podlaskie i strukturę zrębową podlasko-lubelską.
Obniżenie nadbałtyckie zwane jest w literaturze geologicznej obniżeniem perybałtyckim lub synkelizą perybałtycką. Poza północną Polską rozciąga się na teren Litwy, Łotwy i Estoni, zajmuje prawie cały Bałtyk po wyspy Olandię i Gotlandię oraz rejony petersburski i królewiecki. Na północ od obniżenia nadbałtyckiego leży tarcza bałtycka, na wschodzie siodłowina łotewska, a na południu ogranicza je wyniesienie mazurskie. Na południowym zachodzie obniżenie sięga do uskoków strefy T-T
Obniżenie nadbałtyckie zajmuje obszar blisko 120 tys. km2. Oś jego biegnie od okolic jeziora Ładoga przez Rygę, Królewiec w kierunku Łeby. Granice obniżenia przyjęte umownie leżą na linii obecnego maksymalnego zasięgu skał osadowych, przeważnie kambru, miejscami wendu. Maksymalna miąższość skał osadowych obniżenia jest zróżnicowana i waha się od kilkudziesięciu metrów na wschodzie, do około 5000m w południowo-zachodniej, najgłębszej część depresji.
Budowa
Na wschodzie obniżenie nadbałtyckie jest stosunkowo płytkie i szerokie, w południowo-zachodniej części ulega pogłębieniu i zwężeniu. W przekroju prostopadłym do osi, obniżenie jest asymetryczne, skrzydło północne jest bardziej połogie niż skrzydło południowe. Północne obszary obniżenia są dziś wyżej podniesione, dzięki czemu skały starszego paleozoiku odsłaniają się na Olandii i Gotlandii oraz wzdłuż wybrzeży Zatoki Fińskiej. Część południowa, na terenie Polski, ukryta jest pod pokrywą młodszych skał osadowych.
Rozwój obniżenia nadbałtyckiego przebiegał w kilku etapach. Na budowę syneklizy miały wpływ istniejące w podłożu skał osadowych struktury prekambryjskie. W obrębie obniżenia występują liczne struktury drugorzędne, takie jak odkryta niedawno kopuła bałtycka, położona na północ od Łeby.
Polska część obniżenia nadbałtyckiego dzieli się na dwie części:
strefę Łeby na zachodzie i
monoklinę kętrzyńską na wschodzie.
W strefie Łeby miąższość skał osadowych kambro-syluru jest znaczna. Osady samego kambru mają grubość blisko 600m. Facje są przeważnie głębokowodne.
Profil skał starszego paleozoiku monokliny kętrzyńskiej charakteryzuje się mniejszą miąższością oraz częstymi lukami spowodowanymi albo rozmyciem osadów, albo przerwami w sedymentacji. Jest to obszar silniej zróżnicowany, podzielony uskokami.
Pomiędzy strefą Łeby i monokliną kętrzyńską znajdują się tereny Zatoki Gdańskiej i depresji dolnej Wisły.
Stratygrafia
1. Najstarsze skały stwierdzone dotychczas w polskiej części obniżenia nadbałtyckiego to czerwone zlepieńce i piaskowce arkozowe tworzące wielkie stożki napływowe u ujścia rzek. Ich wiek to wend lub eokambr. Osady te nazwano serią żarnowiecką dolną lub formacją smołdzińską. Miąższość tych osadów jest zmienna od kilkunastu do 150m Osady te wyrównały dno basenu, w którym osadziły się następnie utwory kambru. Transgresja morska postępowała z południowego zachodu ku północnemu wschodowi.
2. W kambrze następowały ruchy pionowe, od których zależał rozwój sedymentacji, miąższości i facji. Wyróżniamy dwie facje osadów:
- formację klukowską: skały, początkowo o barwach pstrych potem szarych, zawierają akrytarchy i ośrodki muszli ślimaków najniższego kambru oraz
- formację Łeby: wyżej leżące mułowce i piaskowce z glaukonitem zawierające faunę przewodnią dolnego kambru.
Na monoklinie kętrzyńskiej formacja Łeby leży miejscami wprost na skałach krystalicznych, co było wynikiem podnoszenia się ku wschodowi powierzchni podłoża krystalicznego. Spowodowało to także zmniejszenie się miąższości skał kambryjskich na monoklinie kętrzyńskiej.
Gdzieniegdzie występują wkładki zlepieńców. Spotykane są konkrecje fosforytowe i warstwy syderytów. Sedymentacja rozwijała się w zbiorniku płytkim, a materiał był transportowany z północy (tarcza bałtycka) i południowego wschodu (wyniesienie mazurskie).
W kambrze środkowym najgłębsze facje to łupki mułowcowo-iłowcowe ciemnoszare bez glaukonitu. Jest to tzw. formacja sarbska. Pod koniec kambru środkowego nastąpiła regresja. Zbiornik uległ spłyceniu. Powstały piaskowce formacji dąbkowskiej i glaukonity formacji białogórskiej, a lokalnie doszło do wynurzenia i erozji.
Osady kambru górnego zachowały się na niedużym obszarze a miejscami nawet ich brak. Kambr górny to formacje słowińska i piaśnicka. Są one reprezentowane przez iłowce z soczewkami wapieni na zachodzie i wkładkami zlepieńców na wschodzie. Miąższość iłowców wynosi od kilkunastu do kilkudziesięciu metrów. Fauna zubożała wskazuje na izolowany zbiornik.
Piaskowce kambryjskie z obszaru platformy prekambryjskiej znane są jako piaskowce kwarcytowe lub kwarcyty z uwagi na wysoki stopień diagenetycznej sylifikacji tych skał. Piaskowcom tym został poświęcony artykuł Magdaleny Sikorskiej pt.: „Sylifikacja piaskowców kambryjskich polskiej części syneklizy perybałtyckiej w świetle badań katodoluminescencyjnych” wydany przez Państwowy Instytut Geologiczny w roku 92'. Skały te zostały poddane mikroskopowym badaniom. Główną uwagę poświęcono procesom kompakcji mechanicznej i chemicznej oraz sylifikacji na zdiagenezowanie tych skał. Główna faza sylifikacji miała z początku charakter diagenezy, później polegała na krystalizacji SiO2 wewnątrz wolnych przestrzeni porowych, w których tworzyły się obwódki regeneracyjne. Źródłem krzemionki były płyny wyciskane z pakietów skał ilastych. Druga faza sylifikacji miała miejsce podczas katagenezy i została spowodowana rozpuszczaniem kwarcu związanym z mikrostylolitami i obwódek regeneracyjnych w warunkach wysokiego ciśnienia.
3. Skały ordowickie zawierają bardzo bogatą faunę, reprezentującą wszystkie poziomy od tremadoku górnego do aszgilu. Litologia i fauna wskazują, że osad powstał w płytkim morzu szelfowym. Najstarsze skały ordowiku to wapienie lub piaskowce i ilowce z glaukonitem oraz glaukonity. Miejscami w spągu skał ordowiku występuje cienka warstewka zlepieńca.
We wschodniej części obniżenia, na monoklinie kętrzyńskiej na glaukonitach leżą wapienie, które reprezentują prawie cały profil ordowiku. W arenigu są to wapienie czerwone, rzadziej szare, często margliste, organodetrytyczne zawierające skamieniałości m.in. licznych trylobitów i ramienionogów. W wapieniach ordowickich zostały opisane liczne powierzchnie rozmycia i luki spowodowane niedepozycją osadu. W lanwirnie w szarych wapieniach organodetrytycznych występują ooidy żelaziste oraz częste struktury typu twardego dna. Do końca ordowiku t.j. do aszgilu trwała sedymentacja węglanowa, jednak w stropowej części profilu występuje domieszka ilasta (margle).
Posuwając się w kierunku zachodnim (strefa Łeby) obserwujemy w profilu ordowiku wzrost udziału facji ilastej. Facje węglanowe dominują tu tylko w górnym arenigu, lanwirnie i aszgilu. Są to wapienie organodetrytyczne, lekko margliste, zawierające bioklasty lokalnie z fragmentami trylobitów, brachiopodów, małżoraczków i mszywiołów. W landeilu i karadoku powstały czarne łupki ilaste z graptolitami lub rzadziej z bezzawiasowymi brachiopodami. W iłowcach graptolitowych karadoku występuje materiał piroklastyczny i cienkie warstwy bentonitów.
Sedymentacja ordowicka w obniżeniu nadbałtyckim kończy się stopniową regresją morza w górnym aszgilu. W stropowych partiach profilu pojawia się domieszka kwarcu terygenicznego. W tym czasie we wschodniej części basenu obserwuje się przerwy w sedymentacji.
4. Z początkiem syluru w landowerze następuje ogólna transgresja morska. Na obniżeniu nadbałtyckim występuje sedymentacja czarnych i szarych łupków ilastych z fauną graptolitową. W łupkach tych występuje niewielka domieszka węglanów. Miąższości skał sylurskich mieszczą się w granicach od kilkudziesięciu do 2000m.
Osady syluru w polskiej części obniżenia nadbałtyckiego składają się z monotonnej serii łupków ilastych, mułowcowych oraz krzemionkowych z bogata fauną graptolitów.
Sylur dolny o miąższości od 40 do 70 m (landower) jest reprezentowany przez zielonkawe łupki ilasto-margliste, niekiedy dolomityczne oraz czarne łupki z graptolitami. Na wschód od dolnej Wisły występują przewarstwienia wapieni, których ilość dalej ku wschodowi stopniowo wzrasta, aż do całkowitego zastąpienia łupków.
Sylur środkowy o miąższości od 200 do 500m (wenlok-dolny ludlow), wykształcony jest głównie w postaci łupków ilastych z graptolitami i wkładkami węglanowymi.
W sylurze górnym (górny ludlow-przydoli) nastąpił dopływ materiału mułowcowego, wskutek czego wśród łupków ilastych obserwuje się w górę profilu coraz liczniejsze przewarstwienia mułowców. Najmłodsze skały sylurskie mają charakter osadów regresywnych. Są to łupki margliste zawierające małżoraczki, brachiopody oraz szczątki ryb. Skały górnosylurskie mają dużo większą miąższość niż utwory starsze. Wzrost miąższości osadów oraz dopływ grubszego materiału do zbiornika sedymentacyjnego w górnym sylurze spowodowane było działaniem kaledońskich ruchów tektonicznych na południowy zachód od platformy wschodnioeuropejskiej.
5. Skały dewońskie stwierdzono w obniżeniu nadbałtyckim na wschodzie, na terenach krajów nadbałtyckich. Skały tego wieku, w dolnej części wykształcone są jako piaskowce lądowe, wyżej jako osady morskie z przewarstwieniami anhydrytów, gipsów i soli. Na terenie Polski ich brak może być wynikiem albo erozji, albo tego, że się nie osadziły.
6. W środkowej części obniżenia, pod dnem Bałtyku, stwierdzono niewielki płat utworów najniższego karbonu.
7. Młodsze utwory (perm, mezozoik i kenozoik) przykrywające południową część obniżenia nadbałtyckiego należą do młodszych jednostek strukturalnych, a późniejszy rozwój terenów zachodniej części obniżenia jest związany z rozwojem niecki brzeżnej.
Tektonika
Na obecny kształt obniżenia nadbałtyckiego i jego budowę, podobnie jak na rozwój sedymentacji w paleozoiku, miała wpływ przede wszystkim budowa cokołu krystalicznego. Większość uskoków w pokrywie osadowej powstała zapewne na przedłużeniu dyslokacji w skałach krystalicznych. Czynnikiem aktywizującym uskoki były ruchy tektoniczne trwające ze zmiennym natężeniem od późnego prekambru do dziś.
W zachodniej części omawianej jednostki decydującą rolę odegrały procesy tektoniczne zachodzące wzdłuż strefy T-T. Miały one wpływ na powstanie uskoków o kierunku NW-SE oraz stopniowe obniżanie stropu skał krystalicznych na południowy zachód. Izohipsy stropu krystaliniku układają się tu równolegle do uskoków strefy T-T. Podobny kierunek mają niektóre stwierdzone tu dyslokacje oraz mniejsze struktury paleozoiczne.
We wschodniej części obniżenia, na monoklinie kętrzyńskiej wpływ strefy T-T jest nieznaczny. Kierunki uskoków są albo południkowe albo równoleżnikowe. Wyróżnione tu dwa równoleżnikowe wały - olsztyński i zarębiański - miały wpływ na rozwój sedymentacji już w kambrze dolnym. Są to zapewne podniesione części stopni uskoków antytetycznych o prekambryjskich założeniach. Uskoki te powstały wzdłuż północnej krawędzi wyniesienia mazurskiego i rozwijały się stopniowo, tworząc lokalne bariery wpływające na przebieg sedymentacji. Wał zarębiański oddziela południową, płytszą część monokliny od części głębszej, północnej. Liczne uskoki południkowe dzielą monoklinę poprzecznie na bloki: Morąga, Lidzbarka, Kętrzyna i Łaźna.