Rozwój tektoniczny dewońsko – karbońskich basenów

Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska
Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki
Rozprawa doktorska
Rozwój tektoniczny dewońsko – karbońskich basenów
załukowych w obrębie Masywu Czeskiego i obszarów
przyległych
Jan Barmuta
Promotor: prof. dr hab. inż. Jan Golonka
Kraków 2015
Chciałbym serdecznie podziękować
prof. dr hab. inż. Janowi Golonce za wprowadzenie
do zagadnień tektoniki płyt i rekonstrukcji
paleogeograficznych, jak również za wszelkie, cenne
dyskusje, wyjazdy terenowe i wykazaną cierpliwość.
Praca ta nie powstałaby bez pomocy Rodziny, której
jestem wdzięczny za wyrozumiałość i wsparcie.
1
Spis treści
1
2
Cel pracy ............................................................................................................. 4
Hipoteza, założenia i metodyka pracy................................................................. 4
2.1
2.2
Teoria tektoniki płyt – założenia i konsekwencję ........................................ 5
Metodyka rekonstrukcji wędrówki kontynentów ...................................... 13
2.2.1 Podstawy matematyczne ........................................................................ 13
2.2.2 Układ odniesienia ................................................................................... 15
2.2.3 Wybrane
geologiczne
i
geofizyczne
nośniki
informacji
paleogeograficznej ....................................................................................................... 16
2.2.4 Komputerowe metody rekonstrukcji – program GPlates ....................... 21
2.3
3
Nazewnictwo ............................................................................................. 23
Geologia obszaru badań .................................................................................... 25
3.1
3.2
3.3
3.4
Awalonia (Av) ........................................................................................... 25
Blok małopolski (MB) ............................................................................... 25
Terran Brunovistulicum (Brunowistulia) (Bv) .......................................... 26
Masyw Czeski ............................................................................................ 29
3.4.1 Saksoturyngia (Sx) ................................................................................. 30
3.4.2 Tepla - Barrandian (TB) ......................................................................... 32
3.4.3 Jednostka moldanubska (Moldanubicum) (Mo) .................................... 33
3.5
Sudety ........................................................................................................ 34
3.5.1 Masyw łużycki i pasmo łupków ze Zgorzelca ....................................... 37
3.5.2 Jednostka kaczawska .............................................................................. 37
3.5.3 Masyw karkonosko – izerski .................................................................. 39
3.5.4 Ofiolit śródsudecki ................................................................................. 40
3.5.5 Blok Gór Sowich (BGS) ........................................................................ 40
3.5.6 Jednostka Świebodzic ............................................................................ 41
3.5.7 Jednostka bardzka .................................................................................. 42
3.5.8 Metamorfik kłodzki ................................................................................ 42
3.5.9 Masyw orlicko – śnieżnicki (kopuła orlicko – śnieżnicka) (TOS)......... 43
3.5.10 Strefa ścinania Niemczy i Skrzynki ..................................................... 43
3.5.11 Pasmo Nowego Mesta .......................................................................... 44
3.5.12 Pasmo Starego Mesta i masyw amfibolitowy Niedźwiedzia ............... 44
3.5.13 Basen śródsudecki ................................................................................ 44
3.5.14 Sudety Wschodnie: płaszczowina Wielkiego Vrbna’a, jedn. Brannej,
płaszczowina Keprnika i kopuła Desny ...................................................................... 45
3.5.15 Masyw Strzelina ................................................................................... 46
4
5
6
Globalne ramy paleogeograficzne ..................................................................... 47
Dotychczasowe proponowane modele rozwoju Europy Centralnej ................. 49
Stanowiska geologiczne .................................................................................... 52
6.1
Srebrna Góra, Żdanów, droga Wilcza – Żdanów (stanowiska nr. 1,2, 3) .. 53
2
6.2
6.3
6.4
6.5
6.6
6.7
7
Odsłonięcie na wzgórzu Goliniec (Święcko) (stanowisko nr. 4)............... 54
Masyw Nowej Rudy (stanowisko nr. 5) .................................................... 54
Jeziorko Daisy (stanowisko nr. 6) .............................................................. 54
Wąwóz Myśliborski (stanowisko nr. 6) ..................................................... 55
Wystąpienia wapieni wojcieszowskich w rejonie Podgórki – Lipa - Mysłów
................................................................................................................... 56
Melanże jednostki kaczawskiej – odsłonięcia w miejscowości Rzeszówek .
................................................................................................................... 56
Modelowanie ..................................................................................................... 64
7.1
Konstrukcja modelu ................................................................................... 64
7.1.1 Globalne ramy modelu, wydzielenie jednostek Europy Centralnej ....... 64
7.2
8
Interpretacja budowy geologicznej ............................................................ 68
Omówienie i weryfikacja modelu ..................................................................... 71
8.1
8.2
8.3
8.4
8.5
8.6
8.7
9
10
11
12
Mapa 1, Przekrój 1 ..................................................................................... 71
Mapa 2, Przekrój 2 ..................................................................................... 71
Mapa 3, Przekrój 3 ..................................................................................... 72
Mapa 4, Przekrój 4 ..................................................................................... 73
Mapa 5, Przekrój 5 ..................................................................................... 73
Mapa 6, Przekrój 6 ..................................................................................... 74
Analiza prędkości ...................................................................................... 75
Dyskusja wyników i propozycje rozwinięcia prac ............................................ 80
Podsumowanie .................................................................................................. 84
Spis tabel i figur ................................................................................................ 98
Cytowane prace ............................................................................................... 102
3
1 Cel pracy
Celem pracy było stworzenie modelu tektoniki płyt opisującego historię jednostek
budujących Masyw Czeski w Europie Centralnej w interwale czasowym 420 – 305 Ma,
to jest od późnego syluru po późny karbon, to jest w okresie powstawania orogenu
waryscyjskiego. Istotna rolę w finalnym kształcie orogenu miały baseny załukowe oraz
terrany budujące łuki wysp, powstałe wzdłuż aktywnej krawędzi Laurosji.
Praca składa się z trzech część. Pierwsza z nich opisuje założenia, podstawy
teoretyczne, narzędzia oraz metodykę pracy. W części drugiej opisano geologię obszaru
badań oraz przedstawiono poglądy na temat ewolucji tego rejonu. Część trzecia zawiera opis
tworzenia modelu w programie GPlates na podstawie interpretacji danych geologicznych
przedstawionych w poprzedniej części. Część ta zawiera również wybrane wyniki prac
terenowych oraz efekt modelowania w postaci map i przekrojów dla wybranych cięć
czasowych opatrzonych komentarzem. W ostatnim rozdziale zawarto dyskusję wyników
oraz propozycję rozbudowy i udoskonalenia procesu modelowania tektoniki płyt jak
i samego modelu tworzenia się waryscydów europejskich.
2 Hipoteza, założenia i metodyka pracy
Problemem towarzyszącym rekonstrukcjom tektoniki płyt Masywu Czeskiego w okresie
orogenezy waryscyjskiej, jest przede wszystkim wybiórczo zachowany zapis informacji
geologicznej, wynikający z jej zatarcia się na wskutek powaryscyjskich procesów
geologicznych. Liczne opublikowane modele w większości postulują istnienie wielu domen
oceaniczych oraz licznych stref kolizji (np.: Crowley i inni, 2000; Stampfli i inni, 2002;
Lewandowski, 2003; Mazur i inni, 2010; Stampfli i inni, 2013). W związku z tym,
w poniższej pracy podjęto próbę rekonstrukcji, przy założeniu istnienia jedynie dwóch,
dobrze udokumentowanych domen oceanicznych, to jest Oceanu Rei oraz basenu
załukowego powstałego wzdłuż południowej krawędzi Laurosji na wskutek subdukcji
skorupy oceanicznej Oceanu Rei (Golonka i Gawęda, 2012).
W celu rozszyfrowania kolejnych etapów powstania waryscyjskiego cokołu Europy
Środkowej oparto się na teorii tektoniki płyt – dominującej obecnie teorii geotektonicznej.
Model stworzono w dedykowanym do tego typu zagadnień programie GPlates.
Dodatkowo, do przygotowanie map wykorzystano program ArcGIS.
4
2.1 Teoria tektoniki płyt – założenia i konsekwencję
Ponieważ budowa wnętrza Ziemi ma znaczące znaczenie dla podstaw teorii tektoniki płyt
poniżej przedstawiono podstawowe informację na temat wgłębnej budowy globu
(Fig. 1, Fig. 2):

Jądro Ziemi – dzieli się na wewnętrzne, mające charakter ciała stałego, oraz
zewnętrzne, które charakteryzująca się monotonnym wzrostem prędkości fali P
i brakiem fali S, co świadczy o jego płynnym stanie skupienia. Ze względu na
duże gęstości z zakresu 9,9 g/cm3 – 13,09 g/cm3 wg. modelu PREM
(Dziewoński i Anderson, 1981), jądro zewnętrzne zawiera najprawdopodobniej
dużą zawartość żelaza.

Płaszcz dolny – rozciąga się ponad jądrem, od którego oddzielony jest tak zwaną
warstwa D” (lub nieciągłością Gutenberga). Warstwa D” może mieć nawet do
200 km grubości i charakteryzuje się bardzo nieregularnym kształtem. Ostatnie
badania wskazują na istnienie obszarów o obniżonych wartościach prędkości fali
S na granicy jądra i płaszcza - tak zwanych LSVP (Low Shear Velocity Provinces),
których kontury, według najnowszych poglądów, są miejscem powstawania plam
gorąca (Burke i inni., 2008; Steinberg i Torsvik, 2012). Największe obszary
o anomalnych wartościach prędkości fali poprzecznej, czyli LLSVP (Large Low
Shear Velocity Provinces) są odpowiedzialne również za pozytywne anomalie
geoidy (Burke i inni, 2008). Obszary te mają najprawdopodobniej niezmienną
pozycją przez co najmniej cały fanerozoik. Płaszcz dolny charakteryzuje się
wzrostem prędkości fali P i S wraz z głębokością oraz niewielkim gradientem
gęstości w przedziale od 4,4 g/cm3 do 5,4 g/cm3 (Dziewoński i Anderson, 1981).

Płaszcz górny – rozciąga się od głębokości 660 km, zaznaczającej się wyraźnym
skokiem
w
prędkości
fali
P,
aż
do
nieciągłości
Moho.
Przedział głębokości od 410 km do 660 km nazywany jest strefą przejściową,
ze względu na przemiany fazowe minerałów: oliwinu w wadsleyit (głębokość
410 km), wadsleyitu w ringwoodyt (520 km) oraz ringwoodytu w perowskit
i magnesiowustit (660 km) (Kearey i inni, 2009).

Litosfera – strefa obejmująca zarówno skorupę ziemska jak również najpłytszą
część górnego płaszcza (Fig. 2). Charakteryzuje się podatnością na kruche
deformacje oraz miąższością w granicach od 50 do 300 kilometrów. W jej spągu
występuje niezwykle istotna dla tektoniki płyt strefa małych prędkości
5
(LVZ - low-velocity zone), która jest miejscem odspajania się płyt tektonicznych
(Fig. 1, Fig. 2) (Kearey i inni, 2009). Poniżej strefy LVZ znajduje się astenosfera
(zaliczana do płaszcza górnego), która zbudowana jest z częściowo przetopionych
skał, dzięki czemu, w odróżnieniu od litosfery, zachowuje właściwości
plastyczne.

Skorupa ziemska – jest najbardziej zewnętrzną strefą Ziemi cechującą się dużą
sztywnością. Jej grubości zmienia się w zakresie od 3 do nawet 70 kilometrów.
Ze względu na różnice składu chemicznego, wyróżnia się trzy podstawowe typy
skorupy
ziemskiej:
kontynentalną,
oceaniczną,
oraz
przejściową.
Skorupa kontynentalna zbudowana jest ze skał o stosunkowo dużej zawartości
krzemionki, dzięki czemu jej gęstość wynosi średnio 2,7 g/cm3. Z kolei skorupa
oceaniczna, o średniej gęstości około 2,9 g/cm3, zbudowana jest ze znacznie
cięższych skał zasadowych - bazaltów typu MORB (mid-ocean ridge basalts),
gabr i perydotytów, które są z reguły przykryte stosunkowo cienką pokrywą
drobnookruchowych skał osadowych. Grubość płyty oceanicznej wynosi średnio
6-7 km, podczas gdy miąższość płyty kontynentalnej może sięgać nawet
70
kilometrów
(średnio
40
km)
w
strefach
młodych
orogenów
(Kearey i inni, 2009).
Fig. 1 Uproszczony schemat rozkładu prędkości fali P i S wraz z głębokością. Vp – prędkość fali P, Vs –
prędkość fali S (na podstawie: Condie, 1997)
6
Fig. 2 Schemat budowy wnętrza Ziemi (nie zachowano skali pionowej)
7
Jednym z podstawowych założeń teorii tektoniki płyt jest wydzielenie w zewnętrznej
części Ziemi sztywnej litosfery oraz plastycznej astenosfery (Fig. 2). Litosfera podzielona
jest na fragmenty - czyli płyty tektoniczne, które stale przemieszczają się po powierzchni
globu. Przypuszcza się, że czynnikiem odpowiedzialnym za ruch płyt są komórki
konwekcyjne istniejące w płaszczu ziemskim, aczkolwiek, jak wykazują modelowania,
aż do 90 - 95% siły odpowiedzialnej za ruch płyty może być związane z pogrążaniem się
skorupy oceanicznej w płaszczu w strefach subdukcji (Stern, 2002; Stern, 2004;
Kearey i inni, 2009). Pozostała część sił odpowiedzialnych za ruch płyt, poza wcześniej
wspomnianymi komórkami konwekcyjnymi, związana jest między innymi z rozszerzaniem
się skorupy oceanicznej w strefach ryftowych.
W zależności od tego, czy ruch płyt względem siebie jest zbieżny, rozbieżny czy
przesuwczy wyróżnia się odpowiednio trzy typy granic pomiędzy nimi: granicę
konwergentną, czyli strefę subdukcji, reprezentowaną w topografii przez rowy oceaniczne
i strefy kolizji kontynentów, granicę dywergentną czyli ryfty, oraz granicę konserwatywną
zdominowaną przez uskoki transformujące.
Strefa subdukcji powstaje w miejscu gdzie płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę
kontynentalną lub oceaniczną i zagłębia w płaszczu. Strefa ta charakteryzuje się silnym
wulkanizmem oraz licznymi, mocnymi trzęsieniami ziemi związanymi z pogrążaniem się
fragmentu płyty w płaszczu. Hipocentra trzęsień zlokalizowane są wzdłuż pogrążanego
fragmentu skorupy oceanicznej – jest to tak zwana strefa Wadati - Benioff’a. Maksymalna
głębokość do jakich sięgają subdukowaney fragmenty może wynosić nawet 660 km
(np. typ Mariański), z kolei kąt zapadania, może wahać się średnio od 30 do 90 stopni.
Sam moment powstania nowej strefy subdukcji nie został jeszcze dostatecznie wyjaśniony.
Siła wynikająca z dużej gęstości schłodzonej płyty oceanicznej jest zdecydowanie zbyt mała,
żeby zainicjować powstanie subdukcji (Kearey i inni, 2009).
Ponieważ
w
strefach
subdukcji
skorupa
oceaniczna
jest
konsumowana,
obecnie najstarszy fragment in situ skorupy oceanicznej znajdujący się w jońskim
fragmencie Morza Śródziemnego ma wiek od 270 do 230 Ma (późny perm – środkowy trias)
(Müller i inni, 2008).
W topografii dna oceanicznego strefa subdukcji manifestuje się głębokim rowem
oceanicznym (np. rów Mariański, rów Chilijski) o głębokości znacznie większej niż średnia
głębokość równi abysalnych (tj.: około 4 - 6 tys. metrów). Największą głębokość,
tj.: 10911 m, odnotowano w rowie Mariańskim w tak zwanej Głębi Challenger’a.
8
Szerokość rowów oceanicznych waha się przeważnie od 50 – 100 km, a ich zbocza tworzą
niesymetryczną V kształtną dolinę (Kearey i inni, 2009). W zależności od erozji i transportu,
rów oceaniczny może być wypełniony osadami, tworzącymi tak zwaną pryzmę akrecyjną.
Spotykane są również strefy subdukcji gdzie cała pokrywa osadowa zdeponowana na płycie
oceanicznej jest wraz z nią pogrążana w płaszczu (Kearey i inni, 2009).
Kształt strefy subdukcji oraz cały zespół procesów związanych z pogrążaniem się płyty
oceanicznej zdeterminowany jest przez kilka czynników, takich jak prędkość płyt, wiek
subdukowanej płyty czy ilość osadów na niej się znajdujących. W zależności od kąta
zapadania subdukowanego elementu, powstają dwa podstawowe typy stref subdukcji.
W przypadku niskich wartości kąta (10⁰ do 45⁰), powstaje „chilijski” (andyjski) typ strefy
subdukcji, cechujący się reżimem kompresyjnym skorupy znajdującej się ponad
subdukowanym elementem. Ten typ występuje gdy pogrążana płyta oceaniczna jest
relatywnie młoda i w związku z tym jest niewychłodzona i lekka. W przypadku starszych
elementów skorupy oceanicznej, kąt zapadanie jest znacznie większy - nawet do 90⁰.
W takim przypadku ponad subdukowanym fragmentem występuje reżim ekstensyjny,
który może doprowadzić do powstania basenu załukowego oddzielonego od rowu
oceanicznego łukiem wysp wulkanicznych (typ mariański) lub oderwanym fragmentem
kontynentu (typ japoński) (Stern, 2002; Sdrolias i Müller, 2006; Kearey i inni, 2009).
Sekwencja osadowa wypełniająca basen załukowy uwarunkowana jest zarówno przez
obszary źródłowe jak i fazy rozwoju basenu (Ingersoll, 1988). Pierwsza faza rozwoju
związana
z
ekstensją
załukową
cechuje
się
znacznym
udziałem
osadów
wulkanoklastycznych. Poszerzaniu basenu towarzyszy zwykle powstanie stożków osadów
spływów grawitacyjnych głównie od strony aktywnego łuku wysp. Dojrzały basen załukowy
charakteryzuje się z kolei zwiększeniem udziału osadów pelagicznych i hemipelagicznych
w profilu. Zamykaniu się basenu towarzyszy depozycja synorogenicznych utworów
o cechach fliszu (Carey i Sigurdsson, 1984; Ingersoll, 1988).
Niezależnie od typu, ponad subdukowanym fragmentem skorupy oceanicznej
zlokalizowane są liczne wulkany usytuowane wzdłuż krawędzi kontynentu (np. Andy),
lub występujące w formie łuku wysp (np.: Antyle czy Aleuty).
9
Fig. 3 Schemat strefy subdukcji z basenem załukowym (na podstawie: Stern, 2002)
Strefy ryftowe powstają w przypadku rozbieżnego ruchu płyt. W miejscu tym,
na
wskutek
magmatyzmu
zasadowego
tworzy się
nowa
skorupa
oceaniczna.
W morfologii dna oceanicznego strefy ryftowe tworzą grzbiet oceaniczny, zwykle
o wysokości 2-3 km i szerokości 1000 - 4000 km. W osi grzbietu znajduje się głęboka
i wąska dolina ryftowa o głębokości do 2,5 km i szerokości 30-50 km (Kearey i inni, 2009).
Kształt grzbietu oceanicznego uzależniony jest w dużej mierze od tempa rozsuwania się płyt
– im większe tempo tym elementy ryftu są słabiej zarysowany w topografii
(Kearey i inni, 2009; Macdonald, 1982). Badania geofizyczne przeprowadzone ponad
grzbietami oceanicznymi, wskazują na istnienie w górnym płaszczu ciała o obniżonej
gęstości, którego geneza nie została na razie jednoznacznie wyjaśniona (Kearey i inni, 2009).
W zależności od stadium rozwoju, ryfty można podzielić na kontynentalne
(np. ryft afrykański) lub oceaniczne (np. ryft atlantycki). Strefy te charakteryzują się
płytkimi i stosunkowo słabymi trzęsieniami ziemi oraz, w przypadku ryftów oceanicznych,
charakterystycznym wulkanizmem zasadowym, w którego efekcie tworzą się między
innymi bazalty typu MORB. Powstanie ryftu tłumaczy się między innymi aktywnością plam
gorąca, ponad którymi powstają systemy trójzłączy typu ryft – ryft – ryft. Z układu trzech
protoryftów część rozwija się tworząc aktywny ryft, a część zamiera tworząc tak zwane
aulakogeny (Frisch i inni, 2011).
10
Uskoki transformujące umożliwiają przesuwanie się płyt względem siebie.
W odróżnieniu od uskoku przesuwczego, końce uskoku transformującego wygaszają się
w strefie subdukcji lub strefie ryftu (Wilson, 1965; Kearey i inni, 2009). Na wskutek
akumulacji naprężeń, wzdłuż uskoku dochodzi do powstania trzęsień ziemi, czego
najbardziej znanym przykładem jest uskok San Andreas w Kalifornii, stanowiący granicę
pomiędzy oceaniczną płytą pacyficzną a kontynentalną płytą północnoamerykańską.
Kolejnym elementem wynikającym z tektoniki płyt są trójzłącza, które powstają
w miejscu gdzie trzy płyty stykają się ze sobą (Fig. 4). Spośród teoretycznie możliwych
16 trójzłączy, obecnie jedynie 6 jest powszechnie spotykanych (Kearey i inni, 2009).
W zależności od geometrii oraz rozkładu prędkości poszczególnych płyt, trójzłącze może
być stabilne i jego kształt nie ulegnie zmianie, lub niestabilne - w takim wypadku będzie
dążyło do uzyskania reżimu stabilnego. Możliwe są przypadki gdzie więcej niż 3 płyty
stykają się ze sobą, powstają wtedy czterozłącza, które jednak są bardzo niestabilne
i natychmiast ewoluują do pary trójzłączy (Kearey i inni, 2009).
Fig. 4 Przykładowe trójzłącza. Typ R-R-R (a), R-r-r (b) i T-r-r (c), gdzie R - ryft, r - rów oceaniczny, T uskok transformujący
Konsekwencją wędrówki płyt jest rozpad i tworzenie się nowych kontynentów. Pełny
cykl rozpadu i utworzenia się nowego kontynentu opisuje cykl Wilsona (Wilson, 1966;
Dewey i Burke, 1974). Modelowy cykl Wilsona obejmuje dziewięć etapów (Whitmeyer i
inni, 2007):
1. Stabilny kraton kontynentalny
2. Początek tworzenia się ryftu kontynentalnego na wskutek aktywności plam
gorąca
11
3. Tworzenie się wczesnej domeny oceanicznej
4. Dojrzały ocean z pełni wykształconymi pasywnymi krawędziami po obu stronach
5. Inicjacja subdukcji i powstanie łuku wysp wulkanicznych
6. Kolizja łuku wysp z kontynentem
7. Tworzenie się łańcucha górskiego
8. Kolizja typu kontynent – kontynent, połączona z tworzeniem się orogenu
i całkowitym zamknięciem domen oceanicznych
9. Penelpenizacja nowego kontynentu
Rozwinięciem cyklu Wilsona jest cykl superkontynentalny (supercontinental cycle lub
continental supercycle) opisujący długookresowy cykl łączenia się kontynentów w jeden
superkontynent i następnie jego rozpadu. Obecne położenie kontynentów jest efektem
rozpadu ostatniego superkontynentu Pangei, uformowanego pod koniec ery paleozoicznej.
Na podstawie danych geologicznych i geofizycznych stwierdzono istnienie w przeszłości
kilku superkontynentów (np.: Rodinia, Pannocja) (np.: Golonka, 2007).
12
2.2 Metodyka rekonstrukcji wędrówki kontynentów
2.2.1 Podstawy matematyczne
Matematyczne podstawy opisu ruchu na sferze zostały opisane przez Euler’a, który
udowodnił, że dowolne przemieszczenie punktu po powierzchni sfery może być
odwzorowane jako jego obrót wokół osi przechodzącej przez środek kuli, a której przecięcie
się
z
powierzchnią
sfery
nazywane
jest
biegunem
Eulera
(Fig.
5).
W związku z tym, przy założeniu, że płyty tektoniczne zachowują swój kształt podczas
swojej wędrówki, każde przemieszczenie można opisać przy pomocy powyżej opisanego
twierdzenia (Greiner, 1999).
Współrzędne bieguna Eulera [E] oraz wartość kąta obrotu [φ] (mierzonego zwykle
przeciwnie do ruchu wskazówek zegara) definiują rotację Eulera:
rotacja Eulera = ROT[E, φ]
W związku z tym, przemieszczenie punktu A do pozycji A’, może być opisane wzorem:
𝐴′ = 𝑀𝐴
gdzie:
A – pierwotne położenie punktu,
A’ – położenie punktu po rotacji,
M – macierz rotacji,
13
Fig. 5 Położenie punktu w układzie kartezjańskim i geograficznym. Rotacja punktu A do położenia A'
względem bieguna E.
gdzie, macierz M może być rozłożona na trzy osobne rotacje:

T – transformację układu x, y, z w x’, y’, z’ w taki sposób, że biegun Eulera jest
wektorem jednostkowym na osi z’ (Fig. 5),

R – rotację wokół osi z’ o zadany kąt φ,

T-1 – powrót do wyjściowego układu współrzędnych,
w związku z czym:
𝑀 = 𝑇𝑅𝑇 −1
Możliwość wykorzystania twierdzenie Eulera w rekonstrukcji wędrówki kontynentów
została wykazana już w latach 60-tych XX wieku (Bullard i inni, 1965), i była rozwijana
w latach późniejszych (Pitman i Talwani, 1972). W tektonice płyt operuje się dwom typami
14
biegunów Eulera (obrotu). Pierwszy z nich - całkowity biegun rotacji (finite rotation pole),
odnosi się do całkowitego względnego obrotu opisującego przemieszczenie dwóch płyt
względem siebie. Z kolei drugi typ – chwilowy biegun rotacji (stage rotation pole),
opisuje względne przemieszczenie dwóch płyt względem siebie w okresie o stałej rotacji
(Greiner, 1999). Wynika z tego zależność, że suma chwilowych biegunów rotacji jest równa
całkowitemu biegunowi rotacji.
2.2.2 Układ odniesienia
Na podstawie danych geologicznych i geofizycznych przeważnie możliwe jest
odtworzenie jedynie względnego przemieszczenia się płyt. W związku z tym, podczas
rekonstrukcji zwykle jedna płyta stanowi punkt odniesienia i względem niej opisuje się
rotację pozostałych elementów. Z wielu względów, między innymi na potrzeby
modelowania konwekcji w płaszczu ziemskim, rekonstrukcji cyrkulacji prądów
oceanicznych czy określenia paleodługości geograficznej, istnieje potrzeba określenia
bezwzględnego układu odniesienia (Torsvik i inni, 2008). Przyjmuje się, że absolutny układ
odniesienia
powinien
opisywać
ruch
litosfery
względem
dolnego
płaszcza
(Kearey i inni, 2009). Powszechnie stosowane bezwzględne ramy odniesienia bazują
głównie na plamach gorąca (z ang.: hot spot), jednak ze względu na wiek skorupy
oceanicznej metoda ta ma ograniczony zasięg czasowy (Golonka i Bocharova, 2000).
Wszelkie rekonstrukcje wcześniejszych ruchów kontynentów są obarczone błędem ze
względu na brak możliwości określenia paleodługości geograficznej (Greiner, 1999;
Torsvik i inni, 2008). Układ odniesienia bazujący na plamach gorąca opiera się na
obserwacji łańcuchów oceanicznych wysp wulkanicznych, które są efektem przesuwania się
płyty ponad plamą gorąca. W efekcie powstaje szereg wysp wulkanicznych, z których
najstarsze są najbardziej odległe od pióropusza magmy. Klasycznym przykładem tego typu
wysp są Wyspy Hawajskie. W podstawowym wariancie tej metody zakłada się niezmienne
położenie „hot spotów” w czasie, aczkolwiek szczegółowe obserwacje wskazują na ich
nieznaczne przemieszczenia. W związku z tym opracowywane są bardziej złożone modele
uwzględniające kwazistacjonarność „hot spot’ów” (Torsvik i inni, 2008).
Ostatnie badania wskazują na możliwość wykorzystania LSVP jako bezwzględnego
układu odniesienia. Metoda ta opiera się na obserwacji, że krawędzie LSVP, tak zwane
„PGZ” od ang.: Plume Generation Zones, są miejscem generowania pióropuszy magmy,
które na powierzchni Ziemi mogą być obserwowane jako plamy gorąca (hot spot’y),
pokrywy lawowe (w skrócie LIP, od ang.: Large Igneous Province) czy kimberlity.
15
Obserwacje te, w połączeniu z niezmiennym położeniem LSVP przynajmniej w okresie
ostatnich 300 milionów lat, pozwalają na bezwzględne określenie zarówno paleoszerokości
jak i paleodługości geograficznej. Potwierdzenie przypuszczenia o stabilności LSVP
w okresie całego fanerozoiku pozwoliło by na weryfikację i uściślenie rekonstrukcji
wędrówek kontynentów (Torsvik i Cocks, 2012).
Osobnym problemem jest prędkość całej litosfery względem dolnego płaszcza.
Przy założeniu jednorodnej grubości i lepkości litosfery wraz z astenosferą, suma wszystkich
prędkości powinna znosić się do zera (Kearey i inni, 2009).
2.2.3 Wybrane geologiczne i geofizyczne nośniki informacji paleogeograficznej
2.2.3.1 Paleomagnetyzm
Jednym z podstawowych narzędzi służących do odtworzenia położenia płyt są dane
paleomagnetyczne. Z uwagi na fakt, że oś dipola ziemskiego pola magnetycznego
w przybliżeniu pokrywa się z osią obrotu Ziemi oraz, że większość skał zachowuje
informację w postaci pierwotnej naturalnej pozostałości magnetycznej, obserwując różnice
w kierunku wektora namagnesowania próbki a współczesnym polem magnetycznym, można
odtworzyć położenie skały w czasie jej powstania. Dzięki tej metodzie, ze względu na
symetrię osiową ziemskiego pola magnetycznego można odtworzyć jedynie szerokość
geograficzną (paleoszerokość) (Mortimer, 2004).
Innym przykładem wykorzystania informacji magnetycznej są pasmowe anomalie
magnetyczne. Anomalie te powstają wzdłuż ryftów w obrębie skorupy oceanicznej na
wskutek cyklicznych przebiegunowań ziemskiego pola magnetycznego. Wylewająca się
magma podczas zastygania namagnesowuje się zgodnie z panującym w danym momencie
polem magnetycznym. Anomalie pasmowe dostarczają bezwzględną informację na temat
tempa rozrostu dna oceanicznego, dzięki czemu są niezwykle ważnym nośnikiem
informacji. Ponieważ większość skorupy oceanicznej uległa subdukcji, zastosowanie
pasmowych anomalii magnetycznych ma zastosowanie ograniczone do rekonstrukcji nie
starszych niż mezozoik (Mortimer, 2004; Müller i inni, 2008).
Innym
zastosowaniem
inwersji
ziemskiego
pola
magnetycznego
jest
magnetostratygrafia, wydzielająca epoki o jednorodnym okresie polaryzacji pola, dzięki
czemu możliwa jest globalna korelacja stratygraficzna (Mortimer, 2004).
16
2.2.3.2 Inne metody geofizyczne
Zastosowanie metod geofizycznych w rekonstrukcjach tektoniki płyt i paleogeografii
jest bardzo szerokim zagadnieniem. W uproszczeniu, metody geofizyczne polegają na
pomiarze pól fizycznych i na podstawie ich zmienności wnioskowaniu na temat budowy
Ziemi. Pola fizyczne mogą być pochodzenia naturalnego (np.: pole siły ciężkości, pole
magnetyczne ziemskie) lub sztucznego (np.: fala akustyczna czy elektromagnetyczna).
W przypadku na przykład badań sejsmicznych wykorzystuje się, zarówno fale wzbudzane
jak również pochodzenia naturalnego (trzęsienia ziemi). Poniżej, w dużym skrócie
przedstawiono wybrane metody (Mortimer, 2004).
Metody sejsmiczne – analiza przebiegu fal akustycznych jest jedną z najważniejszych
metod rozpoznania budowy Ziemi. Wyróżnić można metody bazujące na źródle naturalnym
w postaci trzęsień ziemi, bądź na źródle sztucznie generowanym. W pierwszym przypadku
analiza przebiegu fal sejsmicznych generowanych przez trzęsienia ziemi dostarcza
informacji o wnętrzu ziemi, między innymi o własnościach sprężystych kolejnych stref
(tj.: jądro, płaszcz, skorupa). Dzięki tomografii sejsmicznej możliwe jest umożliwia również
obrazowanie stref subdukcji, niejednorodności płaszcza czy określenie zasięgu LSVP.
Metody przy użycia źródła wzbudzanego sztucznie, dostarczają, w zależności od
zastosowanej technologii i mocy źródła, informację z płytszych stref, obrazując głównie
pokrywę osadową, jak również skorupę ziemską, zasięg strefy Moho oraz najpłytszą część
górnego płaszcza.
Metody pomiaru pola grawitacyjnego i geomagnetycznego – metody polegają na
pomiarze rozkłady wartości siły grawitacji oraz wartości natężenia pola magnetycznego
w czasie i przestrzeni i na tej podstawie wnioskowania o budowie wgłębnej Ziemi.
Metody te stosuje się między innymi do rozpoznania dużych stref tektonicznych, granic
jednostek tektonicznych czy ciał magmowych, jak również anomalii w obrębie płaszcza.
2.2.3.3 Uskoki transformujące
Analiza uskoków transformujących do rekonstrukcji wędrówki kontynentów była
opracowana jako jedna z pierwszych metod określania względnego bieguna obrotu.
Biorąc pod uwagę, że uskoki transformujące zlokalizowane wzdłuż jednego ryftu, stanowią
fragmenty kół małych o wspólnym środku będącym biegunem obrotu, możliwe jest jego
znalezienie poprzez konstrukcję kół wielkich prostopadłych do uskoków transformujących.
Biegun obrotu będzie wyznaczony poprzez przecięcie się kół wielkich (Kearey i inni, 2009).
17
Metoda ta ma znaczne ograniczenia, wynikające między innymi z wieku współczesnej
skorupy oceanicznej oraz dokładności mapowania uskoków transformujących.
2.2.3.4 Skały jako nośnik informacji paleogeograficznej
Podstawowym nośnikiem informacji na temat rozwoju geotektonicznego dostarczają
kompleksy skalne interpretowane pod kątem paleogeograficznym. Poniżej przedstawiono
wybrane przykłady.
Osady pelagiczne – są to głównie różnego typu mułowce i iłowce ze śladowa ilością
materiału terygenicznego oraz niewielką zawartością grubszych frakcji. Do tej grupy zalicza
się głównie droboziarniste osady krzemionkowe i węglanowe tworzące się poprzez
depozycje
fragmentów
organizmów
nektonicznych
i
bentonicznych.
Cechą
charakterystyczną tych osadów jest ciągła i jednostajna depozycja w długim interwale czasu
(Hunke i Mulder, 2011). Pomijając rolę osadów pelagicznych jako wskaźnika
batymetrycznego, szczególnie ważne dla rekonstrukcji paleogeograficznych są należące do
tej grupy radiolaryty, które zwykle są pierwszym osadem przykrywającym skorupę
oceaniczną, w związku z czym często współwystępują one z sekwencjami ofiolitowymi
umożliwiając ich proste datowanie (Condie, 1997; De Wever i inni, 2001).
Pryzmy akrecyjne – tworzą się poprzez fałdowanie osadów wypełniających rowy
oceaniczne. Najczęściej są to osady o charakterze turbidytów, oraz podrzędnie pelagiczne
osady pokrywające skorupę oceaniczną. Na wskutek ciągłego podsuwania się skorupy
oceanicznej pod kontynent lub łuk wysp wulkanicznych, osady zdeponowane na dolnej
płycie są z niej „zdzierane” i przyłączane do płyty górnej. Na wskutek postępującej
subdukcji osady formowane są w serię nasunięć, z których najmłodsze zlokalizowane są
najbliżej rowu oceanicznego. Na wskutek erozji nasunięć i recykling materiału skalnego
powstają osady chaotyczne złożone z różnego typu skał osadowych, metamorficznych
i magmowych (Kearey i inni, 2009).
Granitoidy – geochemiczna klasyfikacja granitoidów wyróżnia cztery podstawowe
typy granitów: „S”, „I”, „A” i „M”. W roku 1974 Chappel i White (Chappell i White, 1974)
wyróżnili dwie podstawowe odmiany granitów: typ S i typ I. Typ S powstaje na wskutek
przetopienia skał osadowych lub suprakrustalnych. Granity typu I tworzone są poprzez
magmy pochodzące z przetopienie infrakrustalych skał wulkanicznych. Wyróżnione w 1979
roku (Loiselle i Wones, 1979) granity typu A odnoszą się głównie alkaicznych granitów
pochodzenia anorogenicznego. Typ A nie ma jednoznacznie zdefiniowanego źródła magmy.
A-granity powstają zwykle w obrębie stabilnych kratonów w reżimie tensyjnym i formują
18
niewielkie ciała, w porównaniu z I- i S-granitami. Zwykle też postdatują wcześniejsze
intruzje granitowe odmiennego typu (Clemens i inni, 1986). Granity typu M powstają na
wskutek frakcjonalnej krystalizacji magmy. Cechują się podwyższoną zawartością
plagioklazów, często współwystępują z gabrami i tonalitami.
Klasyfikacja geotektonicza dzieli granitoidy na trzy grupy: granity orogeniczne,
anorogeniczne i przejściowe (Pitcher, 1997). Granity orogeniczne powstają a środowiskach
oceanicznych łuków wysp, aktywnych krawędzi kontynentalnych oraz w strefach kolizji
kontynentalnych. W strefach aktywnych krawędzi dominują tonality i granodioryty, z kolei
w przypadku stref kolizji kontynentów występują głównie migmatyty i leukogranity.
Granity anorogeniczne są typowe dla ryftów kontynentalnych (granity, sjenity typu A
w klasyfikacji geochemicznej) i oceanicznych (plagiogranity typu M). Granity przejściowe
są to granitoidy związane postorogenicznym wynoszeniem i kolapsem. Reprezentowane są
one przez bimodalne granodioryty typu I, S i A.
Bazalty – podobnie jak granity wykazują duże zróżnicowanie, które może być
wiązane między innymi z różnym środowiskiem geotektonicznym ich tworzenia. Kryterium
geotektoniczne pozwala wyróżnić następujące główne typy bazaltów: bazalty grzbietów
śródoceanicznych (nazywane w skrócie „MORB” od Mid-Ocean Ridge Basalts, bazalty
wysp oceanicznych (OIB – Ocean Island Basalts), bazalty łuków wysp oceanicznych (IAB
– Island Arc Basalts), oraz bazalty pokryw lawowych (LIP – Large Igneous Provinces).
Bazalty typu MORB dzielą się na podtyp „N”, czyli normalne, „E” (z ang. enriched)
wzbogacone o składniki z głębokiego płaszcza, oraz „T” (z ang. transitional) czyli
przejściowe. Bazalty N-MORB związane są przetapianiem górnego płaszcza. Z kolei bazalty
E-MORB, nazywane również niekiedy P-MORB (od ang. plumes, czyli pióropusza magmy),
łączone są głównie z obszarami aktywnych plam gorąca i pióropuszy magmy. Ponieważ
źródło magmy dla tego typu bazaltów znajduje się w dolnym płaszczu, są one wzbogacone
o pierwiastki niekompatybilne, w tym pierwiastki lekkich ziem rzadkich (LREE).
Bazalty typu T-MORB mają charakterystykę przejściową i powstają poprzez wymieszanie
magm typu N-MORB i E-MORB. Istnieje również silna korelacja pomiędzy chemizmem
bazaltów typu MORB a prędkością rozsuwania się płyt w strefie ryftu. Bazalty ryftów
charakteryzujących się bardzo niskimi prędkościami mają niższe zawartości sodu i żelaza
w porównaniu do ryftów o szybkim tempie rozrostu (Kearey i inni, 2009).
Bazalty wysp oceanicznych (OIB) powstają na wskutek przesuwania się płyty
oceanicznej ponad stabilną plamą gorąca. Efektem tego procesu są wyspy wulkaniczne
położone wzdłuż linii obrazującej ruch płyty oceanicznej (np.: Wyspy Hawajskie,
19
czy Wyspy Kanaryjskie). Chemizm bazaltów OIB również jest zróżnicowany ze względu
głównie na grubość skorupy oceanicznej (Humphreys i Niu, 2009), jednak za źródło magmy
uważa się dolny płaszcz, na co wskazują podwyższone zawartości pierwiastków ziem
rzadkich (REE).
Bazalty związane z nadsubdukcyjnymi łukami wysp oceanicznych (IAB) powstają na
wskutek przetopieniu w płaszczu pogrążanej skorupy oceanicznej wraz z jej pokrywą
osadowa. IAB wykazują podobieństwo do bazaltów N-MORB, jednak w stosunku do nich
charakteryzują się podwyższonymi zawartościami pierwiastków z grupy LILE (large ion
lithophile elements). Podobieństwo geochemiczne bazaltów IAB i N-MORB wskazuje na
podobne źródło magmy (to jest górny płaszcz). Bazaltom łuków wysp wulkanicznych
towarzysza zwykle również andezyty (Perfit i inni, 1980; Kearey i inni, 2009).
Kolejna grupą są bazalty związane z pokrywami lawowymi (LIP). Pokrywy lawowe
to duże obszary o powierzchni do kilku milionów kilometrów kwadratowych, występujące
zarówno w obszarach skorupy kontynentalnej jak i oceanicznej. Przykładami tego typu
formacji mogą być pokrywy bazaltowe Dekanu czy Syberii, lub, w wypadku skorupy
oceanicznej, Wyniesienie Kergueleńskie. W grupie tej można wydzielić kilka podtypów:
kontynentalne pokrywy bazaltowe (CFB od ang.: Continental Flood Basalts), pokrywy
bazaltowe basenów oceanicznych (OBFB od ang.: Ocean Basin Flood Basalts),
gór podmorskich (SMT od ang.: seamount), plateau oceaniczne (OP od ang.: Oceanic
Plateau), grzbiety podmorskie (SR od ang.: Submarine Ridge) (Coffin i Eldholm, 1994).
Bazalty związane z LIP są zróżnicowane w składzie, aczkolwiek ich powstanie związane
jest najprawdopodobniej z aktywnością plam gorąca i strefami PGZ (Burke i inni, 2008;
Torsvik i Cocks, 2012). Powstanie pokryw lawowych jest procesem gwałtownym –
przypuszcza się, że formują się one w przeciągu kilku milionów lat (Kearey i inni, 2009).
Ofiolity – są to zachowane fragmenty skorupy oceanicznej, które nie uległy subdukcji
i zostały nasunięte na skorupę kontynentalną w procesie obdukcji w strefach kolizji
(Condie, 1997). Typowy profil sekwencji ofiolitowej składa się z najniżej leżących skał
ultramaficznych (w tym harzburgity, dunity i gabra), powyżej występują perydotyty i gabra
warstwowane (kumulaty), gabra izotropowe z ciałami plagiogranitów, które przykryte
są kompleksem dajek i żył pokładowych. Najwyższym fragmentem sekwencji ofiolitowej
są bazaltowe lawy poduszkowe przykryte osadami głębokomorskimi osadami klastycznymi
(np. radiolaryty) (Condie, 1997; Kearey i inni, 2009). Badania wskazują, że środowiskiem
powstania ofiolitów są głównie baseny załukowe (Stern, 2002). Fakt nasunięcia się ciężkiej
skorupy oceanicznej na lżejszą kontynentalną nie został również do tej pory jednoznacznie
20
wyjaśniony – obecnie rozważane jest kilka możliwych mechanizmów obdukcji
(Condie, 1997; Wakabayashi i Dilek, 2003; Stern, 2004; Kearey i inni, 2009).
2.2.4 Komputerowe metody rekonstrukcji – program GPlates
Program GPlates został stworzony ramach projektu EarthByte Project realizowanym na
Uniwersytecie w Sydney, przy współpracy z Kalifornijskim Instytutem Technologicznym
(CalTech), oraz norweskimi służbami geologicznymi (NGS).
GPlates daje możliwość bardzo intuicyjnej pracy nad zagadnieniem ruchu płyt litosfery.
Możliwość importowania różnego typy danych (graficznych, wektorowych i liczbowych),
różne sposoby wizualizacji oraz interaktywny tryb pracy, dają użytkownikowi nowe
możliwości i narzędzia. Program działa w systemach Windows, Linux oraz MacOS X i jest
oprogramowaniem darmowym, rozpowszechnianym na podstawie licencji GNU GPL.
Podstawowym, stworzonym dla potrzeb GPlates, formatem plików, w jakim mogą być
zapisywane wszystkie obiekty, jest format .gpml, bazujący na języku XML. Jednak każdy
element może być importowany lub eksportowany do popularnych formatów takich jak:
.shp, .dat, .plates czy .xy. Dzięki tej opcji GPlates może wymieniać dane z innymi
programami służącymi do analizy i wizualizacji danych geograficznych (ArcGis, GMT, itp.)
oraz jest kompatybilny z wcześniejszymi programami do rekonstrukcji paleogeografii
(np.: Plates,). W GPlates obiekty obrazujące różnego typu elementy geotektoniczne lub
abstrakcyjne mogą być zarówno tworzone bezpośrednio w programie lub importowane
z splików, których format jest rozpoznawany przez GPlates. Jak już wcześniej nadmieniono,
obiektami w programie mogą być zarówno elementy budowy strukturalnej (plamy gorąca,
strefy subdukcji, szwy tektoniczne, granice kontynentów, ryfty, uskoki, etc.), oraz elementy
abstrakcyjne, jak na przykład różnego typu izolinie. W programie każdy obiekt opisany jest
przy pomocy atrybutów, które są tożsame z atrybutami plików shapefile. Najważniejszymi
atrybutami obiektów są:

FeatureType (typ obiektu)

Name (nazwa)

Description (opis)

PlateID (numer identyfikujący element)

ValidTime
(opisuje
moment
pojawienia
i
zaniku
danego
elementu)
21
Dodatkowo, w celu dokładniejszego opisu elementów, w programie zostały stworzone
różne typy obiektów, które posiadają dodatkowe, charakterystyczne atrybuty. Takimi typami
są m. in.:

Transform (uskok transformujący)

SubductionZone (strefa subdukcji)

HotSpot (plama gorąca)

IslandArc (łuk wysp)

Craton (kraton)

Isochrone (izochrona)

ContinentalRift (ryft kontynentalny)

MidOceanRidge (ryft oceaniczny)
Dla przykładu, obiekty zakwalifikowanym jako ryft kontynentalny lub oceaniczny
(ContinentalRift, MidOceanRidge) może mieć przypisaną dodatkowo informację czy dany
ryft jest aktywny czy nie (isActive=True lub isActive=False).
Kolejną podstawową funkcją jest możliwość importowania oraz eksportowania plików
do rastrów w popularnych formatach (np.: jpg, bmp). Program umożliwia również tworzenie
czasowych sekwencji z bitmap (time-dependent raster), co oznacza, że obrazy wyświetlane
podczas
rekonstrukcji
przypisane
są
do
określonego
interwału
czasowego.
Należy zaznaczyć, że w GPlates każdy plik widziany jest jako warstwa na podkładzie w
postaci globu.
Podstawowym zagadnieniem geotektoniki jest rekonstrukcja przemieszczenia się
elementów tektonicznych na sferze. W programie, do opisania przemieszczeń, wykorzystuję
się twierdzenie Eulera, mówiące że ruch dowolnego elementu na sferze może być opisany
jako
obrót
tego
elementu
względem
osi
przechodzącej
przez
środek
kuli.
W celu przeprowadzenia rekonstrukcji przemieszczeń w GPlates, niezbędny jest plik
tekstowy, w którym zapisana jest informacja o współrzędnych bieguna obrotu w zadanym
interwale czasowym, prędkości kątowej, oraz hierarchia płyt. Konstrukcja pliku wygląda
następująco:
302
515.0
-15.55
147.52
148.78
000
!
302
545.0
-10.74
140.13
137.38
000
!
Tab. 1 Fragment pliku ASCII z sekwencją biegunów Eulera dla płyty 302 (kraton Bałtyki)
22
Gdzie w pierwszej kolumnie znajduje się numer płyty (PlateID), a w drugiej wiek
w milionach lat. Kolejne trzy kolumny to odpowiednio szerokość i długość geograficzna
bieguna obrotu oraz kąt obrotu. W następnej kolumnie znajduje się numer płyty względem,
której odbywa się ruch. Po znaku wykrzyknika zwykle następuje komentarz.
W programie, dzięki narzędziu służącemu do interaktywnego określania położenia
obiektu (Modify Reconstruction Pole), użytkownik ma możliwość przesunąć dowolny obiekt
na wybrane miejsce na globie w wybranym czasie geologicznym. Program, na podstawie
przemieszczenia, samodzielnie wylicza współrzędne bezwzględnego bieguna obrotu oraz
prędkość kątową, a następnie, po akceptacji użytkownika, automatycznie generuje wpis do
pliku rotacyjnego. Z uwagi na fakt, że informacje na temat ruchów płyt kontynentalnych
w dużej mierze pochodzą z badań paleomagnetycznych, w programie umieszczony został
moduł umożliwiający wykorzystanie tego typu informacji podczas rekonstrukcji ruchu płyt.
GPlates posiada dużą ilość narzędzi ułatwiających pracę nad zagadnieniami
rekonstrukcji. Warto podkreślić że, poza klasyczną metodą bazującą na rotacji elementów
o stałych kształtach, w programie wbudowany jest algorytm „Continuously Closing Plates
Algorithm”. W tym podejściu, każdy poligon, reprezentujący na przykład płytę tektoniczną
lub domenę oceaniczną, zdefiniowany jest przez skończoną ilość linii lub punktów,
z których każdy posiada własną sekwencję biegunów Eulera. Poligony w ten sposób
zdefiniowane (dynamiczne), mają stale zamknięty obwód w funkcji czasu przy
zmieniającym się kształcie (Gurnis i inni, 2012).
Dodatkowo, poza geometrycznymi możliwościami rekonstrukcji położenia, program
ułatwia również analizę ilościową i jakościową stworzonych modeli.
2.3 Nazewnictwo
Zgodnie z przyjętą zasadą nazwy jednostek geologicznych pisano z małej litery,
opierając się głównie na systematyce zawartej w „Regionalizacji Tektonicznej Polski”
(Żelaźniewicz i inni, 2011). Jednak w przypadku gdy człon nazwy jednostki geologicznej
odpowiada jednostce geograficznej, na przykład „masyw Gór Sowich”, uznaje się
przedstawioną pisownie za poprawną.
Z uwagi na fakt, że obecnie większość artykułów wydawanych jest w języku
angielskim, niejednokrotnie brak jest polskich odpowiedników nazw jednostek
geologicznych. Problematyczna też jest kwestia polskiej pisowni i odmiany nazw
zagranicznych. W przypadku nazw własnych obcojęzycznych starano się zachować
23
pisownie możliwie bliską oryginału (np.: „pasmo Starego Mesta”, zamiast „pasmo Starego
Miasta”, czy „kompleks Mariánske Lázne” zamiast „kompleks Mariańskich Łaźni”), chyba,
że w literaturze polskojęzycznej dana jednostka ma już powszechnie przyjętą nazwę.
W związku z tym, że w rekonstrukcjach paleogeograficznych operuje się nazwami
nieistniejących już obszarów geograficznych (np.: kontynentów czy oceanów), uznano za
zasadne pisać ich nazwy z wielkiej litery, tak jak jest to powszechnie przyjęte w odniesieniu
do współczesnych nazw geograficznych (na przykład: Gondwana, Bałtyka, Laurosja, Ocean
Rei czy Ocean Iapetus).
24
3 Geologia obszaru badań
W poniższym rozdziale scharakteryzowano jednostki tektoniczne Europy Centralnej
ze szczególnym uwzględnieniem Masywu Czeskiego. Przedstawione informację stanowiły
podstawę do stworzenia modelu. W nawiasach podano skróty, które dla uproszczenia będą
używane na mapach oraz w dalszej części pracy.
3.1 Awalonia (Av)
Awalonia jako osobny kontynent istniała w ordowiku. Był on jednym z pierwszych
mikrokontynentów zaliczanych do terranów perygondwańskich, który wraz z innymi
jednostkami, oderwał się od Gondwany ok. 485 Ma, np.: (Winchester i inni, 2002;
Golonka, 2007; Stampfli i inni, 2013). Na przełomie ordowiku i syluru, Awalonia na
wskutek dwuetapowej kolizji, początkowo z Bałtyką (około 440Ma), a następnie z Laurencją
(około 425 Ma), utworzyła kontynent Laurosji (Ziegler, 1989; Golonka, 2007). Efektem
kolizji Awalonii z Bałtyką była orogeneza kaledońska, której efekty w obszarze Polski są
słabo widoczne – zaznaczają się głównie w zachodniopomorskiej części kratonu
wschodnioeuropejskiego (Mizerskii inni, 2012).
Granice Awalonii w Europie wyznaczają od północnego - wschodu szew oceanu
Tornquista, szew o. Iapetus od północnego – zachodu, oraz szew oceanu Rei od południa
(Winchester i inni, 2002). Geograficznie, w Europie z elementów Wschodniej Awalonii
zbudowana jest skrajnie południowa część Anglii (przylądek Dover), większa część
Niemiec, fragment północno - wschodniej Francji oraz północno - zachodnia Polska.
W Ameryce Północnej, fragment Zachodniej Awalonii buduje Nową Szkocję i Nową
Funlandię.
3.2 Blok małopolski (MB)
Blok (terran) małopolski należy prawdopodobnie do pierwszych terranów oderwanych
od Gondwany i przyłączonych do Bałtyki już w środkowym kambrze (Malinowskii inni,
2005). Na uwagę zasługuje fakt zgodności pozornych ścieżek wędrówek bieguna dla MB
i Bałtyki dla wczesnego i środkowego kambru i ich rozbieżność we wczesnym ordowiku
(Nawrocki i Poprawa, 2006). Niektóre, starsze badania paleomagnetyczne wskazują na
wielkoskalowe przemieszczanie się bloku małopolskiego wzdłuż południowo wschodniej
krawędzi Bałtyki na przełomie dewonu i karbonu (Lewandowski, 1993), aczkolwiek nowe
badania wskazują na stałą pozycję MB względem Bałtyki co najmniej od wizenu
(Szaniawski, 2008).
25
Granice tej jednostki stanowią dwie regionalne dyslokacje: strefa uskokowa Kraków –
Lubliniec i dyslokacja świętokrzyska (Fig. 6). Skały krystaliczne bloku małopolskiego nie
zostały rozpoznane żadnymi wierceniami. Na podstawie refrakcyjnych profili sejsmicznych
(projekt CELEBRATION) głębokość do ich stropu szacuje się na około 10 km
(Malinowski i inni, 2005). Skały krystaliczne przykryte są słabozmetamorfizowanymi
skałami ediakaru o cechach fliszu. Paleozoiczna pokrywa, zbudowana ze skał od kambru po
karbon, ma charakter mozaikowy, będący wynikiem licznych etapów erozji oraz zrębową
budową tektoniczną. Wyjątek stanowi rejon dyslokacji świętokrzyskiej, gdzie dominuje
fałdowy styl tektoniczny (Buła i inni, 2008).
3.3 Terran Brunovistulicum (Brunowistulia) (Bv)
Jednostka Brunovistulicum z geograficznego punktu widzenia zlokalizowana jest
głównie na terenie południowej Polski i wschodnich Czech. Niewielki jej fragment zajmuje
obszar skrajnie północnej Słowacji. Północno - wschodnia granica jednostki przebiega
wzdłuż strefy uskokowej Kraków - Lubliniec, odgraniczając ją od bloku małopolskiego.
Strefa ta stanowi prawdopodobnie przedłużenie strefy uskokowej Kraków – Hamburg
(Buła i inni, 2008). Od zachodu Brunovistulicum graniczy z jednostką moldanubską
Masywu Czeskiego. Dokładny przebieg tej granicy utożsamiany jest ze śląsko - morawską
strefą uskokową i ze względu na waryscyjską pokrywę płaszczowinową jej dokładny
przebieg jest trudny do wyznaczenia (Pharaoh, 1999; Buła i inni, 2008). Z kolei miąższa
pokrywa mezozoiczno - kenozoiczna Karpat utrudnia określenia południowego zasięgu
jednostki. Tradycyjnie uważa się, że stanowi ją uskok perypieniński rozgraniczający
Karpaty Zewnętrzne od Wewnętrznych (Buła i inni, 2008). Terran Brunowistulii zbudowany
jest z dwóch podrzędnych jednostek tektonicznych: bloku Brna i bloku górnośląskiego
(Buła i inni, 2008) (Fig. 6). Ze względu na niejednoznaczne dane paleomagnetyczne
i paleontologiczne lokalizacja tej jednostki w późnym proterozoiku i w kambrze nie jest
jednoznacznie określona (Fig. 7) (Kalvoda i inni, 2008). Wyniki głębokich badań
sejsmicznych eksperymentów POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000 wskazują na
podobieństwo skorupy podłoża Brunovistulicum do skorupy Wschodniej Awalonii i strefy
istambulskiej
na
wschodzie
(Fingeri
inni,
2000;
Malinowski,
et
al,
2005;
Kalvoda et al., 2008). Świadczyć to może o jego gondwańskim - okołoawalońskim
pochodzeniu. Za tą teorią przemawiają również dane paleomagnetyczne, geochemiczne oraz
geochronologiczne, jednak ze względu na podobieństwo kambryjskich trylobitów,
wysuwane były również teorie na temat perybałtyckiego pochodzenia tego terranu
26
(Nawrockii inni, 2004). Najnowsze poglądy starają się pogodzić rozbieżności danych
geofizycznych i paleontologicznych, sugerując oderwanie się bloku Brunovistulicum
we wczesnym kambrze i jego transport wzdłuż obecnej zachodniej krawędzi kratonu
wschodnioeuropejskiego w środkowym ordowiku, o czym może świadczyć brak zgodności
pozornej wędrówki biegunów magnetycznych dla Bałtyki i Brunowistulii w kambrze
(Winchester i inni, 2002; Nawrockii inni, 2004; Kalvoda i inni, 2008).
Fig. 6 Uproszczony szkic strukturalny powierzchni podpermskiej Polski południowej (na podstawie Buła i
inni, 2008)
Najstarszymi skałami udokumentowanymi na obszarze Brunowistulii są skały
krystaliczne wieku archaicznego udokumentowane w okolicy Krakowa (wiek powstania
około 2,8 – 2,6 mld lat temu), powyżej których znajdują się skały krystaliczne wieku od
1020 do około 520 mln lat (Buła i inni, 2008). Na podstawie wierceń lokalnie stwierdzono
występowanie zmetamorfizowanych oraz silnie zdeformowanych tektonicznie osadów
fliszowych oraz zlepieńców polimiktycznych należących do ediakaru (Buła i Żaba, 2005).
Kambr dolny i środkowy, nawiercony jedynie w południowej części jednostki,
reprezentowany jest przez osady klastyczne. Osady ordowiku rozpoznane w północnej
części bloku górnośląskiego zbudowane są zarówno z osadów klastycznych jak i węglanów.
Sylur reprezentowany jest przez allochtoniczne, ciemne łupki graptolitowe, które zostały
opisane jedynie na bloku Brna (Buła i Jachowicz, 1996). Skały dolonopaleozoiczne
lub prekambryjskie przykryte są niezgodnie przez osady dewońsko - karbońskie.
W części zachodniej jednostki metawulkaniczno – osadowe utwory dewonu uległy
27
metamorfizmowi
na
wskutek
waryscyjskich
procesów
tektonometamorficznych
(Schulmann i Gayer, 2000). W części wschodniej i południowej dewon dolny
reprezentowany jest przez osady typu old red, a środkowy i górny przez osady platformy
węglanowej, na których zalegają dolnokarbońskie osady węglanowe (Narkiewicz, 2007).
Następnie na wskutek zmian warunków sedymentacji doszło do powstania miąższych
osadów kulmu, czyli synorogenicznych osadów o cechach fliszu, oraz powstania rozległej
platformy węglanowej wzdłuż południowej granicy Laurosji. Granica pomiędzy osadami
węglanowymi, nazywanym ogólnie wapieniem węglowym, a kulmem jest trudna do
uchwycenia i wykształcona jest w formie kalciturbidytów przewarstwianych osadami kulmu
(McCanni inni, 2008). W części zachodniej utwory kulmu były deponowane już na
przełomie dewonu i karbonu, z kolei w części południowej i południowo - wschodniej
dopiero w wizenie (Buła i inni, 2008). Początek namuru związany jest z początkiem
węglonośnej sedymentacji molasowej, która trwała aż po najniższy westfal, czego efektem
jest powstanie nagromadzeń węgla kamiennego w Górnośląskim Zagłębiu Węglowym.
Silna późnokarbońska aktywność tektoniczna, będąca efektem kolizji Brunovistulicum oraz
Masywu Czeskiego, zaskutkowała pofałdowaniem osadów paleozoicznych w zachodniej
części jednostki. W części wschodniej osady te wykazują blokowy styl tektoniczny
(Buła i inni, 2008).
28
Fig. 7 Możliwe położenie terranu Brunovistulicum w kambrze (na podstawie Kalvoda i inni, 2008)
3.4 Masyw Czeski
Masyw Czeski jest jednym z kilku dużych zlokalizowanych w Europie elementów
reprezentujących waryscyjski etap rozwoju tektonicznego. W klasycznej pracy z 1927 roku
(Kossmat, 1927) wyróżniono w jego obrębie dwie główne jednostki: saksoturyńską w części
północnej, oraz moldanubską, która obejmuje zarówno obszar terranu Tepla-Barrandian jak
również Moldanubicum sensu stricto. Od północy i północnego wschodu Masyw Czeski,
poprzez wyniesienie środkowoniemieckie (Mid-German Crystaline High) oraz strefę
renohercyńską, graniczy z mikrokontynentem Wschodniej Awalonii. Strefa renohercyńska
oraz wyniesienie środkowoniemieckie utożsamiane jest ze szwem powstałym na wskutek
zamknięcia się oceanu Rei podczas orogenezy waryscyjskiej (np.: Franke, 2000;
Zeh i Gerdes, 2010). W części południowo – wschodniej granicę stanowi śląsko – morawska
29
strefa uskokowa, za którą znajduję się Brunovistulicum (Fig. 8, Fig. 6). Południowa część
strefy moldanubskiej graniczy z północną granicą orogenu alpejskiego.
Na wskutek skomplikowanej historii geologicznej, Masyw Czeski jest nieustannym
przedmiotem badań i kontrowersji. Obecnie większość badaczy uznaje, że wszystkie
jednostki tektoniczne budujące Masyw Czeski należą do grupy terranów armorykańskich
(Armorican Terrane Assemblage,), które na wskutek wieloetapowej orogenezy
waryscyjskiej przyłączyły się do Laurosji, np.: (Crowley i inni, 2000; Stampfli i inni, 2002;
Lewandowski, 2003; Mazur i inni, 2010; Stampfli inni, 2013; Kroner i Romer, 2013).
Wysuwane były jednak hipotezy, że przynajmniej część jednostek, to jest na przykład Blok
Gór Sowich czy Tepla – Barrandian, mogą mieć bałtycko – awalońskie pochodzenie
(Cymerman, 1998; Golonka i Gawęda, 2012).
Fig. 8 Uproszczona mapa Masywu Czeskiego (na podstawie: Nance i inni, 2010, zmienione)
3.4.1 Saksoturyngia (Sx)
Terran saksoturyngii jest jednym z terranów należących do grupy terranów
armorykańskich (z ang.: Armorican Terrane Assembly – w skrócie ATA) (Tait i inni, 1997;
Matte, 2001). O jego przynależności do tej grupy terranów świadczą między innymi kopalne
górnoordowickie osady lodowcowe (tyllity) niespotykane na obszarze Awalonii, informacje
biogeograficzne, jak również dane paleomagnetyczne rozbieżne z pozorną wędrówką
30
biegunów Awalonii, sugerujące okołogondwańskie położenie Saksoturyngii we wczesnym
paleozoiku (Steiner i Falk, 1981; Pharaoh, 1999). Południową granicę tego terranu wyznacza
prawdopodobnie linia łącząca kompleks ofiolitowy Mariánske Lázne z jednostką
Leszczyńca – dokładny przebieg nie może być śledzony na powierzchni, aczkolwiek
wyraźnie zaznacza się on w pomiarach geofizycznych
(Guy i inni, 2011).
Północną i północno zachodnią granicę tworzy strefa środkowoniemieckiego wyniesienia
krystalicznego. Od północnego – wschodu za granicę przyjęto uskok śródsudecki,
w związku z czym do strefy saksoturyńskiej należy również zaliczyć przynajmniej fragment
Sudetów Zachodnich, tj.: masyw karkonosko – izerski, jak i masyw łużycki
(Fig. 9). Niektórzy autorzy sugerują, że elementem terranu saksoturyńskiego może być
również kopuła orlicko - śnieżnicka (Chopin i inni, 2012). W 2007 roku zaproponowano
podział terranu saksoturyngii na trzy jednostki: autochtoniczną, strefę nasuwczo przesuwczą i allochtoniczną (Kroner i inni, 2007; Kroner i inni, 2008).
Jednostka autochtoniczna charakteryzuje się ciągłą sedymentacją od ordowiku po
środkowy karbon włącznie. Wapienie dolno- i środkowokambryjskie zachowały się
wyłącznie lokalnie ze względu na późnokambryjski epizod erozyjny. Dolny ordowik
reprezentowany jest przez miąższe (do 3000 m) utwory silikoklastyczne szelfu
wewnętrznego, przechodzące w osady pelitowe głębszego szelfu. Z kolei, późnoordowickie
zlodowacenie pozostawiło po sobie tyllity. Sekwencja kambryjsko-ordowicka reprezentuje
etap ekstensji związanej powstawaniem oceanu Rei. Z kolei osady sylursko –
środkowodewońskie reprezentowane są przez czarne łupki, czerty i głębokowodne
wapienie. Podwyższona aktywność tektoniczna w późnym dewonie spowodowała
depozycję osadów turbidytowych. Na przełomie wczesnego i środkowego karbonu nastąpiła
diachroniczna sedymentacja dystalnych turbidytów w części centralnej, południowowschodniej i północno-zachodniej jednostki. Etap ten był poprzedzony depozycją
środkowoturnejskich czarnych łupków.
Strefa nasuwczo - przesuwcza do dewonu środkowego ma wykształcenie podobne do
jednostki autochtonicznej. We wczesnym franie epizod wzmożonej aktywności
wulkanicznej i tektonicznej doprowadził do zuskokowania obszaru oraz do powstania
licznych intruzji magmowych o początkowo kwaśnym charakterze, który w późniejszym
etapie przybrał charakter zasadowy (Gehmlich i inni, 2000). Zuskokowanie obszaru
doprowadziło do zróżnicowania reliefu dna basenu, co przejawia się lukami w sedymentacji
i dużą zmiennością facjalną górnodewońskich osadów. Z kolei głębokomorskie osady
turneju związane są propagacją orogenu waryscyjskiego.
31
Jednostka allochtoniczna nosi ślady ultrawysokich ciśnień i temperatur wskazujących na
zaangażowanie początkowo w proces subdukcji, a następnie szybko ekshumowane. Eklogity
Münchbergu
wskazują
na
dewoński
metamorfizm
wysokociśnieniowo
–
wysokotemperaturowy. Z kolei, w kompleksie Erzgebirge metamorfizm o podobnym
charakterze miał miejsce w dolnym karbonie. Ekshumacja miała charakter diachroniczny
i obejmowała okres od 400 do 340 Ma.
Fig. 9 Szkic geologiczny jednostki saksoturyńskiej (na podstawie: Kroner i inni, 2008). 1 – kompleks
Műnchenberg, 2 – kompleks Erzgebirge (część zachodnia), 3 – kompleks Erzgebirge (cześć wschodnia)
3.4.2 Tepla - Barrandian (TB)
Tepla – Barrandian jest jednostką położoną w centralnej części Masywu Czeskiego.
Od północy graniczy ona z terranem saksoturyńskim, a od południa ze strefą moldanubską
sensu stricto. Stanowi on osobną jednostkę tektoniczną, której podłoże zostało uformowane
podczas orogenezy kadomskiej. W odróżnieniu od otaczających go jednostek, to jest
saksoturyńskiej i moldanubskiej, TB uległ jedynie słabym przeobrażeniom podczas
orogenzy waryscyjskiej (Kroner i inni, 2008). Wyjątek stanowią części brzeżne, o wyższym
stopniu metamorfizmu. W ujęciu regionalnym w profilu TB można wyróżnić dwa piętra:
kadomskie podłoże oraz kambryjsko - dewońską pokrywę osadowa. Protolitem skał podłoża
kadomskiego były ediakarańskie osady głębokomorskie oraz kwaśne i zasadowe skały
32
wulkaniczne. Środowisko powstania tych skał określa się na kontynentalny lub oceaniczny
łuk wulkaniczny .
Istotnym epizodem w paleozoicznym rozwoju tej jednostki była późnodewońska
kolizja typu kontynent - kontynent z terranem saksoturyńskim, będąca efektem
zapoczątkowanej w sylurze subdukcji skorupy oceanicznej (Schulmann i inni, 2009).
3.4.3 Jednostka moldanubska (Moldanubicum) (Mo)
Jednostka moldanubska, zajmuje południową część Masywu Czeskiego. Graniczny on
od północy zarówno z terranem Saksoturyngii jak i terranem Tepla – Barrandianu, z kolei
od strony wschodniej z Brunovistulicum. Południowa cześć przykryta jest osadami
fliszowymi Alp Wschodnich.
Jednostka ta reprezentuje najbardziej zerodowane fragmenty „korzeni” orogenu
waryscyjskiego. Ze względu na skomplikowaną budowę wyróżniono trzy enigmatyczne
piętra strukturalne: Ostrong (również nazywane piętrem monotonicznym), Drosendorf
(piętro zróżnicowane) i Gföhl. Najniższe z nich - Ostrong cechuje się jednostajną litologią
i zbudowane jest głównie z paragnejsów i migmatytów, dla których protolitem były
górnoproterozoiczno – ordowickie szarogłazy skaleniowo – potasowe. Podrzędnie
występują ciała ortognejsów, amfibolitów, kwarcytów i eklogitów (Kroner i inni, 2008).
Powyżej jednostki Ostrong, znajduje się jednostka Drosendorf o zróżnicowanej
litologii. W jej skład wchodzą przede wszystkim paragnejsy, jak również kwarcyty,
granitognejsy, marmury, kwaśne i zasadowe skały metawulkaniczne (amfibolity, metagabra
i podrzędnie eklogity) (O'Brien i Vrana, 1995; Racek i inni, 2006; Kroner i inni, 2008).
Najwyżej położona jednostka Gföhl również wykazuje duże zróżnicowanie
litologiczne. Dla tej jednostki charakterystyczne są, zmetamorfizowane w warunkach
wysokich ciśnień i temperatur, skały ultrazasadowe płaszcza (piroksenity i perydotyty)
i eklogity, tworzące ciała w obrębie skał bardziej bogatych w krzemionkę, jak granitognejsy
migmatytowe, metagranity i granulity (Štípská i Powell, 2005; Kroner i inni, 2008).
Dewońsko – karboński relacje pomiędzy jednostką moldanubską a pozostałymi
jednostkami Masywu Czeskiego nie są do końca wyjaśnione. Niewątpliwie w tym czasie
nastąpiła ekshumacja, połączona z migmatyzacją i silnymi procesami plutonicznymi,
powodującymi powstanie dużych syn- i post- orogenicznym intruzji granitoidowych
(Schulmann i inni, 2009).
Ostatnio zaproponowany geodynamiczny model waryscyjskiej ewolucji Masywu
Czeskiego, a w szczególności jednostki moldanubskiej, wskazuje, że jednostka ta powstała
33
na wskutek deformacji strefy moldanubskiej (moldanubskiego basenu załukowego)
na wskutek niestabilności gęstości oraz emisji ciepła, pogrążonej skorupy oceanicznej,
która w formie diapirów była wyciskana ku górze (Schulmann i inni, 2009; Lexa i inni, 2011;
Maierová i inni, 2012; Maierová i inni, 2014).
3.5 Sudety
Sudety stanowią północno – wschodnie obrzeżenie Masywu Czeskiego. Podział
fizykogeograficzny wyróżnia Sudety Zachodnie, Środkowe i Wschodnie (Kondracki, 1964).
Z kolei w geologii tradycyjnie wydzielane były jedynie Sudety Zachodnie i Wschodnie,
jednakże ostatnio niektórzy autorzy postulują konieczność wydzielenia części Sudetów
Zachodnich jako Sudetów Centralnych (Aleksandrowski i Mazur, 2002) - według tego
podziału wyróżnia się następujące jednostki:
1. Sudety Zachodnie:

masyw łużycki i pasmo łupków ze Zgorzelca

jednostkę kaczawską

masyw karkonosko izerski
2. Sudety Centralne:

masyw gór sowich

ofiolit śródsudecki

basen świebodzic

basen bardzki

metamorfik kłodzki

masyw orlicko-śnieżnicki

pasmo Nowego Mesta

strefa Niemczy i Skrzynki

pasmo Starego Mesta

masyw amfibolitowy Niedźwiedzia

basen śródsudecki
3. Sudety Wschodnie

płaszczowina Wielkiego Vrbna

jednostka Brannej i płaszczowina Keprnika

kopuła Desny

masyw Strzelina
34
W uogólnieniu, w budowie Sudetów można wyróżnić następujące kompleksy skalne
(Mazur i inni, 2010):
1. Neoproterozoiczne niemetamorficzne lub przeobrażone skały magmowe oraz
kompleksy osadowo – wulkaniczne
2. Górnokambryjskie granity zmetamorfizowane podczas orogenezy waryscyjskiej
3. Zmetamorfizowane sekwencje wieku ordowicko – sylurskiego; głównie
wulkaniczno – osadowe kompleksy ekstensyjnych basenów sedymentacyjnych
4. Sylursko – dewońskie skały zasadowe, stanowiące fragmenty kompleksu
ofiolitowego
5. Dewońskie i dolnokarbońskie sekwencje osadowe zarówno pasywnych jak
i aktywnych krawędzi kontynentalnych
6. Wypełnienia górnopaleozoicznych basenów śródgórskich.
7. Karbońskie syn- i postorogeniczne intruzje granitoidowe
Skały neoproterozoiczne reprezentują wydarzenia zachodzące na aktywnej krawędzi
Gondwany związane z orogenezą kadomską. Do tych jednostek zalicza się metamorfik
kłodzki, masyw łużycki, masyw karkonosko – izerski oraz masyw orlicko – śnieżnicki.
Granitoidy górnokambryjskie łączone są z inicjacją ryftu kontynentalnegow obrębie
Gondwany. Ten typ granitu widoczny jest w masywie karkonosko – izerskim (granit
rumburski) (Żelaźniewicz i inni, 2003). Ordowicko – sylurskie skały osadowe deponowane
były w warunkach postępującej ekstensji w basenie podścielonym skorupą oceaniczną.
Występują one głównie w jednostce południowych Karkonoszy oraz w jednostce
kaczawskiej.
Sylursko – dewońskie skały zasadowe stanowią rozczłonkowany fragment kompleksy
ofiolitowego. Wiek protolitu został określony na 420 – 400 Ma (Dubińska i inni, 2004,
Kryza i Pin, 2010). Ofiolit Sudecki występuje w formie kilku odosobnionych ciał. Skały
zasadowe o podobnej charakterystyce znajdują się również w jednostce kaczawskiej
(Aleksandrowski i Mazur, 2002).
Wypełnienia górnopaleozoicznych basenów śródgórskich obejmują dewońsko –
karbońskie sekwencje osadowe. Późnodewońska, przeważnie węglanowa sedymentacja
dewońska, poprzedzona lokalnie zidentyfikowanymi osadami zlepieńca podstawowego,
na wskutek gwałtownych ruchów wypiętrzających przechodzi w karbonie w osady fliszowe,
chaotyczne lub, w przypadku basenu Świebodzic w osady deltowe (Porębski S. J., 1997).
35
Karbońskie granitoidy można podzielić na dwie grupy. Do pierwszej z nich należą
synorogeniczne intruzje powstałe w okresie od 340 do 330 Ma. Związane są one z głównym
etapem płaszczowinowania w obszarze polskiej części Masywu Czeskiego. Do tej grupy
należą między innymi następujące ciała granitoidowe: intruzja kłodzko – złotostocka,
granity Niemczy i Jawornika, czy tonality Starego Mesta. Intruzje te charakteryzują się
niewielkimi rozmiarami i często występującymi deformacjami. Druga grupa to
postorogeniczne intruzje granitoidowe, tworzące znacznej wielkości plutony. Zalicza się do
nich pluton karkonoski, Strzelina, Żelaźniaka i Strzegomia Sobótki. Ich cechą
charakterystyczną są szerokie aureole kontaktowe. Ciała te powstały w okresie 320 – 300 Ma
na wskutek intruzji magm w wychłodzoną skorupę kontynentalną podczas pokolizyjnej
ekstensji orogenu (Mazur i inni, 2007).
Fig. 10 Mapa geologiczna Sudetów (na podstawie: Aleksandrowski, Mazur, 2002; zmienione)
36
3.5.1 Masyw łużycki i pasmo łupków ze Zgorzelca
Masyw łużycki stanowi wschodnią część terranu saksoturyńskiego. Na obszarze tej
jednostki odsłaniają się prekambryjskie szarogłazy powstałe na wskutek depozycji osadów
z prądów grawitacyjnych oraz dwie generacje granodiorytów powstałych w środowisku
kontynentalnego łuku wulkanicznego datowanych na 587 – 560 Ma i 540 – 530 Ma
(Żelaźniewicz i inni, 2003). Kambryjsko – ordowicki wulkanizm związany z oderwaniem
się Bałtyki od Gondwany przejawia się głównie w kompleksów skał granitowych typu S.
Skały dewońskie reprezentowane są przez metabazyty występujące w rejonie Wrzeszczyna,
Leśnej i Jeleniej Góry, których protolitem były różnego typu bazalty od wewnątrzpłytowych
poprzez, sugerujące środowisko ryftowe bazalty typu MORB, jak również bazalty
nadsubdykcyjne (Żelaźniewicz i inni, 2003). Według niektórych autorów, dane te są
dowodem istnienia oceanu saksoturyńskiego oddzielającego terran saksoturyński od innych
terranów należących do grupy terranów armorykańskich zlokalizowanych się na południe
od niego (np.: Żelaźniewicz i inni, 2003).
Pasmo łupków ze Zgorzelca budują fragmenty skał wieku od dolnego kambru po dolny
karbon, które tworzą różnej wielkości olistolity w dolnokarbońskich osadach fliszowych.
Pogląd, sugerujący, że ekwiwalentem pasma łupków ze Zgorzelca może być jednostka
kaczawska, został zakwestionowany między innymi na podstawie inwentarzu skalnego oraz
stopnia metamorfizmu (Aleksandrowski i Mazur, 2002).
3.5.2 Jednostka kaczawska
Jednostka kaczawska zlokalizowana jest na NE obrzeżeniu masywu karkonoskiego
i zbudowana jest z kilku nasunięć – płaszczowin, przykrytych powaryscyjską molasą
(Aleksandrowski i Mazur, 2002).
W dotychczasowych opracowaniach w kompleksie kaczawskim wydziela się trzy
wyraźne sukcesje (Kryza i inni, 2007) (Fig. 11). Dolna zbudowana jest z kambro –
ordowickich metawulkanitów z lawami poduszkowymi typu MORB oraz słabo
zmetamorfizowanych
terygeniczno-
tufitowych
i
węglanowych
skał
osadowych
(w tym: formacja piaskowców z Gackowej, łupki radzimowickie i wapienie
wojcieszowskie). Sukcesja ta najlepiej odsłania się w południowej części jednostki
kaczawskiej (jednostki Świerzawy i Bolkowa) i jest interpretowana jako początkowy etap
powstawania ryftu kontynentalnego związanego z rozpadem Gondwany. Piaskowce z
Gackowej reprezentują płytkomorskie środowisko sedymentacji, do niedawna uznawana
jako osady kambryjsko – ordowickie, obecnie uznawane są za górnoproterozoiczne (Kryza
37
i Zalasiewicz, 2008). Również wiek łupków radzimowickich, związanych z późnym etapem
rozpadu Gondwany, uznawanych według różnych autorów, za górnoproterozoiczne,
dolnopaleozoiczne lub nawet karbońskie (Kryza i Muszyński, 1992), zostały określony na
górnokambryjsko - dolnoordowickie (Fig. 11) (Kryza i Zalasiewicz, 2008).
Fig. 11 Profil stratygraficzny jednostki kaczawskiej (na podstawie: Kryza et al., 2007, Kryza i Zalasiewicz,
2008)
Część środkowa profilu zbudowana jest z sylurskich łupków graptolitowych, sylursko
– dewońskich law poduszkowych (Fig. 12), dewońskich klastycznych osadów
drobnoziarnistych i karbońskich melanży. Na środkowym piętrze zalega permska molasa.
Część dolna i środkowa reprezentują tak zwaną kaczawską pryzmę akrecyjną,
która powstała na wskutek subdukcji skorupy oceanicznej pod obecny Masyw Czeski
podczas finalnego etapu amalgamacji waryscydów europejskich (Kryza i Zalasiewicz,
2008).
Z geotektonicznego punktu widzenia, jednostka kaczawska interpretowana jest jako
strefa szwu pomiędzy dwoma domenami o kontynentalnej charakterystyce, to jest pomiędzy
38
łużycko-izerskim
fragmentem
terranu
saksoturyńskim
a
blokiem
sowiogórskim
(Aleksandrowski i Mazur, 2002).
Część osadów kaczawskiej pryzmy akrecyjnej, a w szczególności wapienie
wojcieszowskie, ma formę znacznych rozmiarów olistolitów, tworzące niekiedy
olistostromy (olistoplaki) (Lorenc, 1983; Baranowski, 1988).
Fig. 12 Sylursko – dewońskie lawy poduszkowe (wąwóz Myśliborski)
3.5.3 Masyw karkonosko – izerski
Masyw Karkonoszy zbudowany jest z plutonu granitowego wieku powstałego
w późnym karbonie podczas ekstensji postorogenicznej orogenu waryscyjskiego
(Mazur i inni, 2007). Otoczony jest on starszymi skałami tworzącymi cztery jednostki –
płaszczowiny (jednostki): izersko-kowarską, Ještěd, Południowych Karkonoszy oraz
Leszczyńca (Aleksandrowski i Mazur, 2002).
Jednostkę
izersko-kowarską
budują
zmetamorfizowane
górnokambryjsko-
dolnoordowickie granity, zmienione na przełomie dewonu i karbonu w granitognejsy
i gnejsy. Skały te otoczone są przez łupki mikowe facji zieleńcowej i amfibolitowej, których
protolitem były neoproterozoiczne skały osadowe.
39
Jednostka południowych Karkonoszy budują głównie słabo zmetamorfizowane
morskie skały osadowe facji od nerytycznych do pelagicznych oraz bimodalne skały
wulkaniczne, w tym felsyczne skały śródpłytowe, oraz skały wykazujące podobieństwo
geochemiczne do MORB. Skały tej jednostki tradycyjnie interpretowane są jako
wypełnienie basenu w reżimie ekstensyjnym.
Jednostka Leszczyńca tworzą skały wulkaniczne i plutoniczne, wykazujące
geochemiczne podobieństwo do N-MORB, których wiek określono na około 500 Ma.
Według współczesnych interpretacji geotektonicznych, jednostka izersko-kowarska
stanowi fragment terranu saksoturyńskiego. Jednostka Leszczyńca, interpretowana jako
ekwiwalent kompleksu ofiolitowego Mariánske Lázne, została nasunięta wraz z jednostką
południowokarkonoską w kierunku NW na niżej leżącą jednostkę izersko-kowarską
w późnym dewonie – wczesnym karbonie. Niewielka jednostka Ještěd stanowi
prawdopodobnie ocalały fragment pokrywy osadowej jednostki izersko-kowarskiej.
3.5.4 Ofiolit śródsudecki
Ofiolit śródsudecki tworzą odosobnione ciała skał zasadowych i ultrazasadowych
zlokalizowanych wokół bloku Gór Sowich. Zalicza się do nich: masyw Ślęży, masyw Szklar,
masyw Braszowic - Brzeźnicy oraz masyw Nowej Rudy. Wiek tworzenia się skorupy
oceanicznej został określony na około 420 - 400 Ma (Dubińska i inni, 2004;
Kryza i Pin, 2010). Obdukcja i związana z tym ekshumacja nastąpiła najprawdopodobniej
w późnym dewonie - wczesnym karbonie (353±21 Ma). Na podstawie map magnetycznych
i
grawimetrycznych,
zaprzeczono
poglądowi
(Królikowski
i
Petecki,
1995;
Aleksandrowski i Mazur, 2002) sugerującemu, że skały zasadowe i ultrazasadowe ofiolitu
sudeckiego podścielają blok Gór Sowich (Znosko, 1981).
Największy z masywów ofiolitowych, to jest masyw Ślęży, zlokalizowany jest przy
północno – wschodniej krawędzi bloku Gór Sowich. Pozycja tektoniczna masywu Nowej
Rudy i Braszowic nie jest jednoznacznie określona. W literaturze sugerowano,
że przynajmniej masyw Braszowic – Brzeźnicy może być olistolitem tkwiącym w skałach
jednostki bardzkiej (Wajsprych, 1978).
3.5.5 Blok Gór Sowich (BGS)
Jednostka ta, o charakterystycznym trójkątnym zarysie, zlokalizowana jest
w centralnej części Sudetów. Przecina ją sudecki uskok brzeżny, przez co część wschodnia
zaliczana jest do przedgórza Sudetów i charakteryzuje się stosunkowo płaską morfologią
terenu, w odróżnieniu od części zachodniej gdzie znajdują się Góry Sowie.
40
Blok Gór Sowich zbudowany jest z głównie z paragnejsów, dla których protolitem
były górnoproterozoiczne skały osadowe (Gunia, 1985). W obrębie BGS spotykane są
również migmatyty, ortognejsy i małe ciała skał metamaficznych i granulitowych
(Żelaźniewicz, Deformation and metamorphism in the Góry Sowie gneiss complex, Sudetes,
SW Poland, 1990). W obrębie wyniesionej części bloku sowiogórskiego w rowach
tektonicznych (rów Glinnika, Kamionek, Walimia i półrów Sokolca) znajdują się zachowane
fragmenty osadów dolnokarbońskich (Cymerman, 2004).
Powstanie skał maficznych wiązane jest z ordowicka ekstensją krawędzi pasywnej lub
basenu wewnątrzkontynentalnego (Winchester i inni, 1998). Czas granulityzacji przypada
na 400 Ma i zachodził w środowisku ciśnień rzędu 18-20kbar i temperatur około 900⁰C,
typowych dla górnego płaszcza i dolnej skorupy (O'Brien i inni, 1997). Na podstawie badań
izotopowych
stwierdzono
U-Pb,
szybką
ekshumację
w
interwale
385 - 370 Ma, czego dowodem mogą być fragmenty gnejsów w górnodewońskich
i dolnokarbońskich zlepieńcach jednostki Świebodzic (Porębski S. J., 1981; Aleksandrowski
i Mazur, 2002).
Poglądy podsumowane przez Z. Cymermana (Cymerman, 1998), pokazują jak
problematyczna jest interpretacja geologiczna tej jednostki. Blok Gór Sowich, zaliczany
przeważnie do jednostek Masywu Czeskiego, był rozpatrywany między innymi jako masyw
śródgórski, płaszczowina lub mikropłyta. W tej samej pracy Cymerman wskazuje na
możliwość bałtyckiego pochodzenia tej jednostki. Według tego autora, wskazywać na to
mogą kaledońskie deformacje, jak również ziarna detrytycznego cyrkonu wieku archaiczno
– dolnopaleozoicznego. W tym ujęciu Blok Gór Sowich stanowił fragment łuku wysp
powstałego
wzdłuż
aktywnej
krawędzi
Bałtyki
we
wczesnym
paleozoiku.
Następnie uległ on amalgamacji z kontynentem Wschodniej Awalonii na wskutek
zamknięcia się oceanu Tornquist’a podczas orogenezy kaledońskiej. Podczas orogenezy
waryscyjskiej blok ten uległ nasunięciu w kierunku SSW na jednostki Masywu Czeskiego.
3.5.6 Jednostka Świebodzic
Jednostkę Świebodzic tworzą górnodewońskio – dolnokarbońskie osady o miąższości
dochodzącej do 4000 m zbudowane z synorogenicznnej molasy wykształconej w formie
polimiktycznych zlepieńców powstałych w środowisku deltowym, w części dolnej
przeławicanych
osadami
prądów
turbidytowych
oraz
soczewami
wapieni
(Porębski S. , 1984; Aleksandrowski i Mazur, 2002). Sam basen interpretowany jest jako
typu basen „pull – apart” powstały w efekci transtensyjnego reżimu naprężeń, będącego
41
efektem
prawoskrętnego
przemieszczeniem
wzdłuż
uskoku
śródsudeckiego
(Porębski S., 1984; Porębski S., 1997) lub, przynajmniej w swojej początkowej fazie,
jako basen niesiony (piggy-back) (Mazur i Aleksandrowski, 2008).
3.5.7 Jednostka bardzka
W profilu jednostki bardzkiej wyróżnia się dwie podjednostki: autochtoniczną
(parautochtoniczną)
i
allochtoniczną.
Jednostka
autochtoniczna
zbudowana
jest
z górnodewońsko - dolnokarbońskich osadów głównie węglanowych reprezentujących
sukcesję platformy i przedpola. Powyżej tej jednostki znajdują się utwory fliszu i dzikiego
fliszu z olistolitami skał wieku ordowicko – dewońskiego (Wajsprych, 1978;
Wajsprych, 1995; Aleksandrowski i Mazur, 2002). Prawdopodobnie jako olistolit, może być
również traktowany ofiolitowy masyw Braszowic (Wajsprych, 1978). Osady basenu
bardzkiego zostały sfałdowane po raz pierwszy na przełomie wczesnego i późnego karbonu,
a kolejna faza fałdowania miała miejsce w późnym karbonie (Aleksandrowski i Mazur,
2002). Na podstawie wiercenia Żdanów IG-1 stwierdzono występowanie gnejsów
sowiogórskich pod osadami jednostki bardzkiej (Chorowska i inni, 1986), aczkolwiek
wysuwane były również przypuszczenia, że na pozostałym obszarze w podłożu mogą
występować skały metamorfiku kłodzkiego jak również masywu Nowej Rudy
(Aleksandrowski i Mazur, 2002).
3.5.8 Metamorfik kłodzki
Metamorfik kłodzki składa się z sześciu jednostek nasuniętych w formie płaszczowin
ku WNW na masyw Nowej Rudy. (1) Jednostka Małego Bożkowa zbudowana z fyllitów,
wapieni krystalicznych i metapiaskowców i interpretowana jako środkowodewońska
sukcesja progradującego szelfu. (2) Jednostka Łącznej złożona ze zmetamorfizowanych
w facji epidotowo - amfibolitowej osadów o charakterze melanży o nieokreślonym wieku
deponowanych prawdopodobnie na zboczu kontynentalnym. (3) Jednostka Bierkowic
monotonnie wykształcona w postaci zmetamorfizowanych bazaltów śródpłytowych.
(4) Jednostka Ścinawki zbudowanej z gabr wykazujących podobieństwo do (5) jednostki
Orlej – Gołogłowów, na którą składają się neoproterozoiczne gabra, maficzne wulkanity
z lokalnie występującymi kwaśnymi skałami subwulkanicznymi i łupkami grafitowymi.
Najwyżej w profilu występuje (6) jednostka Twierdzy Kłodzkiej na którą składają się
późnoproterozoiczno – wczesnokambryjskie osady fliszowe z lawami bazaltowymi
i piaskowcami z udziałem materiału piroklastycznego oraz tufów (Mazur i inni, 2006)
42
Najprawdopodobniej okres powstawanie płaszczowin miało miejsce w środkowym
i późnym dewonie (Aleksandrowski i Mazur, 2002).
3.5.9 Masyw orlicko – śnieżnicki (kopuła orlicko – śnieżnicka) (TOS)
Masyw orlicko – śnieżnicki znajduje się w południowej części Sudetów. Od strony
południowo – zachodniej kontaktuje się z pasmem Nowego Mesta, a od południowego
wschodu z pasmem Starego Mesta. Część północna przykryta jest osadami depresji
śródsudeckiej. Skały budujące masyw orlicko – śnieżnicki to głównie ortognejsy, dla
których protolitem były kadomskie intruzje granitowe datowane na około 500 Ma
(Krӧner i inni, 2001). Metamorfizm granitoidów przechodził dwuetapowo. Pierwszy etap
wysokotemperaturowo – wysokociśnieniowego metamorfizmu w facjach granulitowych
i eklogitowych przypada na 369-350 Ma. Kolejna faza to migmatyzacja powstałych
wcześniej skał w warunkach wysokich temperatur i średnich do niskich ciśnień - przypada
ona na 342 Ma. Poza ortognejsami, podrzędnie w tej jednostce występują również łupki
krystaliczne, o neoproterozoicznym protolicie oraz soczewy eklogitów i granulitów.
Ostatnie prace sugerują, że kopuła orlicko – śnieżnicka stanowi fragment pasywnej krawędzi
terranu saksoturyńskiego pogrążonego na wskutek kolizji z terranem Tepla - Barrandian,
a następnie ekshumowanego w obszarze wschodniej części strefy moldanubskiej
(Lexa i inni, 2011; Chopin i inni, 2012).
3.5.10 Strefa ścinania Niemczy i Skrzynki
Strefa ścinania Niemczy oddziela blok sowiogórski od masywu kamienieckiego,
z kolei strefa Skrzynki graniczy od zachodu z kłodzko – złotostocką intruzją granitową
a od wschodu z północną częścią masywu Śnieżnika. Strefę Niemczy budują mylonity,
dla których protolitem mogły być gnejsy sowiogórskie (Mazur i Puziewicz, 1995) lub
metaszarogłazy (Franke i Żelaźniewicz, 2000). Analiza porównawcza ziaren cyrkonów ze
strefy Niemczy i masywu sowiogórskiego wykazuje znaczące różnice w wykształceniu
ziaren tego minerału. Cyrkony ze strefy Niemczy wskazują na osadowy lub granitoidowy
protolit mylonitów odmienny od protolitu gnejsów i migmatytów masywu Gór Sowich
(Klimas i inni, 2003). Strefa ścinania Skrzynki, reprezentowana przez blastomylonity,
mylonity, kataklazyty, gnejsy i łupki, obejmują również brzeżne części intruzji kłodzko –
złotostockiej (Aleksandrowski i Mazur, 2002; Mazur i inni, 2006).
Strefy Niemczy i Skrzynki interpretowane są jako późnowaryscyjskie lewoskrętne
strefy
ścinania
stanowiące
granice
terranów
(Cymerman,
1996;
Aleksandrowski i Mazur, 2002).
43
3.5.11 Pasmo Nowego Mesta
Pasmo Nowego Mesta zlokalizowane jest wzdłuż północno – wschodniej granicy
masywu orlickiego (Fig. 10). Zbudowane jest z dolnopaleozoicznych fylitów, zieleńców
i amfibolitów, z których te ostatnie wykazują geochemiczne podobieństwo do bazaltów typu
MORB. Pasmo to interpretowane może być jako szew tektoniczny o charakterze ofiolitu
pomiędzy masywem
orlicko
–
śnieżnickim
a
terranem
Tepla
–
Barrandian
(Timmerman, 2008; Floyd i inni, 1996). Utwory tej jednostki zostały nasunięte na skały
masywu orlickiego około 380 Ma (Mazur i inni, 2006).
3.5.12 Pasmo Starego Mesta i masyw amfibolitowy Niedźwiedzia
Pasmo Starego Mesta stanowi granicę pomiędzy Centralnymi a Wschodnimi
Sudetami. Pasmo to o długości około 40 km i 5 km szerokości ma przebieg NNE-SSW
(Fig. 10). Od wschodu graniczy ono z kopułą orlicko - śnieżnicką, a od wschodu
z jednostkami Keprnika i Velkego Vrbna, które stanowią płaszczowinową pokrywę skrajnie
wschodniej części kontynentu Brunowistulii. Pasmo Starego Mesta zbudowane jest z silnie
zmetamorfizowanych osadów podścielonych amfibolitami z soczewami perydotytów, gabr
i syntektonicznych intruzji tonalitowych (Mazur i inni, 2006). Datowania U-Pb wykazały
późokambryjski wiek gabr i amfibolitów. Z kolei wiek tonalitów został określony na
339±7 Ma (Parry i inni, 1997). Jednostka ta jest interpretowana jako strefa szwu
o charakterze ofiolitu, będąca efektem powstania kambro – ordowickieg ryftu
i
wczesnokarbońskiej
subdukcji
(Don
i
inni,
2003;
Mazur
i
inni,
2006).
Przedłużeniem jednostki Starego Mesta w kierunku północnym jest prawdopodobnie masyw
Niedźwiedzia, który zbudowany jest z amfibolitów o protolicie bazaltów typu MORB i gabr
(Aleksandrowski i Mazur, 2002).
3.5.13 Basen śródsudecki
Basen śródsudecki ma charakter syn- i postorogenicznego basenu, którego początki
sięgają wczesnego karbonu. Wypełniony jest on molasowymi osadami karbonu i permu
o miąższości dochodzącej do 11 km (Aleksandrowski i Mazur, 2002). Epizody aktywności
wulkanicznej, skutkujące wylewami law bazaltowych i ryolitowych jak również powstaniem
subwulkanicznych, intruzji sugerują nadsubdukcyjne środowisko we wczesnym karbonie
i warunki wewnątrzpłytowe w późnym karbonie i wczesnym permie (Mazur i inni, 2006).
44
3.5.14 Sudety Wschodnie: płaszczowina Wielkiego Vrbna’a, jedn. Brannej,
płaszczowina Keprnika i kopuła Desny
Granicząca od zachodu z jednostką Starego Mesta płaszczowina Wielkiego Vrbna,
zbudowana jest ortognejsów i zmetamorfizowanych w górnej facji amfibolitowej skał
osadowych, obecnie reprezentowanych przez paragnejsy, amfibolity, kwarcyty, łupki
mikowe i wapienie dolomityczne, dla których protolitem były przypuszczalnie
dolnopaloezoiczne sekwencje wulkaniczno - osadowe (Mazur i inni, 2006). Z kolei protolit
ortogenjsów datowany jest na późny proterozoik (Krӧner i inni, 2000)
Jednostka Brannej, przykryta płaszczowiną Wielkiego Vrbna zbudowana jest ze
zmetamorfizowanych skał osadowych typu metazlepieńców, kwarcytów, wapieni
krystalicznych, fyllitów serycytowych i serycytowo – grafitowych, oraz łupków
krystalicznych reprezentujących płytkomorskie środowisko (Schulmann i Gayer, 2000;
Mazur inni, 2006). Z kolei jednostka Brannej nasunięta jest na płaszczowinę Keprnika
składającą się w głównej mierze z neoproterozoicznych ortognejsów datowanych na
584±8 Ma (Krӧner i inni, 2000) z podrzędnie występującymi metapelitami i kwarcytami
(Mazur i inni, 2006).
Jednostka Desny (kopuła Desny) składa się z neoproterozoicznego cokołu
zbudowanego z gnejsów i mylonitów, na których spoczywają zmetamorfizowane osady
grupy
Vrbna,
zbudowanej
z
głębokowodnych
osadów
silikoklastycznych
z metawulkanitami (Krӧner i inni, 2000; Schulmann i Gayer, 2000). W obrębie jednostki
Desny, pośród utworów grupy Vrbna, zarówno po polskiej jak i czeskiej stronie, znajdują
się również metazasadowe skały, o charakterystyce geochemicznej od N-MORB do
E-MORB, których powstanie łączone jest z środkowodewońsko – dolnokarbońskim
reżimem ekstensyjnym w obrębie skorupy oceanicznej (Kozdrój, 2003; Ciesielczuk i Żaba,
2006).
Powstanie zespołu płaszczowin wiązane jest w pierwszej fazie z dewońską, załukową
ekstensją wskutek której utworzyły się wielkoskalowe „budiny” Wielkiego Vrbna, Keprnika
i Desny na których deponowane były osady grupy Vrbna i Brannej. W późniejszym etapie
kompresji
uległy
one
płaszczowinowaniu
i
metamorfizmowi
(Fig.
13)
(Schulmann i Gayer, 2000).
45
Fig. 13 Rozwój zachodniej krawędzi Brunowistulii (na podstawie: Schulmann & Gayer, 2000). 1 –
granitoidy waryscyjskie, 2 – jednostka Keprnika, 3, 4, 6 – sfałdowane osady grupy Vrbna i Brannej, 5 – kopuła
Desny
3.5.15 Masyw Strzelina
Masyw
Strzelina
jest
niewielkim
odsłonięciem
różnych
metamorficznych
i wulkanicznych. Skały metamorficzne reprezentowane są głównie przez gnejsy, dla których
protolitem
były
skały
zarówno
dolnopaleozoiczne
jak
i
górnoproterozoiczne
(Oliver i inni, 1993; Oberc-Dziedzic i inni, 2001). Podrzędnie występują również łupki
mikowe i amfibolity (Szczepański i Oberc-Dziedzic, 1998). W gnejsach spotykane
są
kwarcyty
podobne
do
kwarcytów
jednostki
Brannej
i
kopuły
Desny.
Na podstawie podobieństwa przypuszcza się ich wczesno- środkowodewoński wiek
(Aleksandrowski i Mazur, 2002). Badania liczne granitowych intruzji w obszarze masywu
Strzelina wskazują na trzy etapy ich powstawania datowane na okres od najniższego karbonu
po wczesny perm (Oberc-Dziedzic i inni, 2010). Na podstawie podobieństwa z kopułą
Desny, masyw Strzelina interpretowany jest jako jej ekwiwalent w rejonie bloku
przedsudeckiego (Aleksandrowski i Mazur, 2002).
46
4 Globalne ramy paleogeograficzne
Omawiany interwał czasowy w całości zawiera się w erze paleozoicznej.
Era paleozoiczna, trwająca od ok. 541 ±1 Ma do 252,17 ±0,06 Ma lat, była okresem wielu
istotnych zmian w paleogeografii i biologii Ziemi. Era ta była okresem dużych wahań
klimatu, co potwierdzają krzywe średniego poziomu oceanu, temperatury czy zawartości
dwutlenku węgla w atmosferze. Wahania te związane były z cyklicznymi długookresowymi
globalnymi wahanimi klimatu, to jest przejściem od okresów globalnych zlodowaceń
(icehouse effect) do okresów globalnego ocieplenia (greenhouse effect) (McCann, 2008).
Początek ery paleozoicznej związany jest z rozpadem superkontynentu Pannocji, z kolei
uformowanie się kolejnego superkontynetu Pangei jest równoznaczne z końcem tej ery.
Pomiędzy rozpadem a utworzeniem się kolejnego superkontynentu, doszło do dwóch
głównych orogenez związanych z kolizjami poszczególnych kontynentów. Pierwsza z nich
była efektem dwuetapowej kolizji Awalonii z Bałtyką a następnie z Laurencją na przełomie
ordowiku i syluru, co doprowadziło do utworzenia się kontynenty Laurosji.
Efektem tej kolizji są europejskie kaledonidy, obecnie najlepiej odsłaniające się na terenie
Półwyspu Skandynawskiego. Druga z kolei – waryscyjska (hercyńska) była efektem kolizji
Gondwany z
Laurosją, co w efekcie doprowadziło do uformowania Pangei
(np.: Golonka, 2007; Stampfli i inni, 2013; Torsvik i Cocks, 2013).
W neoproterozoiku, na wskutek orogenezy kadomskiej, wszystkie główne kratony były
połączone w jeden superkontynent – Pannocję (Golonka, 2007). Rozpad tego kontynentu
rozpoczął się na już w późnym wendzie (ediakarze), co w konsekwencji doprowadziło do
otwarcia się nowych domen oceanicznych. W środkowym kambrze, postępująca aktywność
ryftów zaskutkowała powstaniem i stałym powiększaniem się oceanu Iapetus, który
oddzielił Laurencję, Bałtykę oraz kraton syberyjski od głównego kontynentu. Efektem
działalności drugiego ryftu był ocean Pleionic oddzielający Bałtykę od kratonu
syberyjskiego. Pod koniec kambru na wskutek rozpadu Pannocji, istniały już cztery duże
kontynenty: Laurencja (kraton północnoamerykański), Bałtyka, Syberia oraz Gondwana,
zajmująca większą część półkuli południowej.
Nazwa Gondwana została wprowadzona przez H. B Medlicott’a i H. F. Blanford’a,
pracowników Indyjskich Służb Geologicznych dla określenia sekwencji osadów
niemorskiego pochodzenia z obszaru Indii. Nazwa ta została rozpowszechniona później
przez Suess’a (Suess, 1885) dla określenia obszaru występowania flory Glossopteris.
Wegener (Wegener, 1915), znacznie zmienił i rozszerzył to pojęcie postulując, że istnienie
47
superkontynentu w późnym paleozoiku charakteryzującego się obecnością wyżej
wspomnianej flory oraz osadów polodowcowych.
Gondwana tworzyła przez ponad dwieście milionów lat największy masyw lądowy.
Jej jądro stanowiły płyty kontynentalne Ameryki Południowej, Afryki, Antarktyki, Australii,
Madagaskaru i Indii. Podczas kolejnych etapów ryftowania, od krawędzi Gondwany
odrywane
były
mikrokontynenty
(terrany)
noszące
wspólną
nazwe
terranów
perygondwańskich. Zalicza się do nich na przykład mikrokontynent Awalonii jak również
terrany armorykańskie, których elementy obecnie wcielone są w orogeny kaledonidów i
waryscydów Europy i Ameryki Połnocnej (np.: Stampfli i inni, 2002; Golonka i inni, 2006,
Golonka i Gawęda, 2012, Stampfli i inni, 2013, Torsvik i Cocks, 2013).
W dolnym ordowiku zarówno Laurencja, Bałtyka, Gondwana i Syberia istniały jako
osobne kontynenty. Były one od siebie oddzielone oceanami, które w tym okresie miały
swoją największą szerokość. Szacuje się, że szerokość oceanu Iapetus mogła osiągnąć nawet
5000 km (Kent i van der Voo, 1990). Na wskutek rozwinięcia się subdukcji oceanu Iapetus
pod Gondwanę doszło do powstania ryftu wzdłuż jej krawędzi i oderwania się w tremadoku
kontynentu Awalonii wraz z licznymi mniejszymi jednostkami tworzącymi łuk wysp
(Golonka, 2007). Pomiędzy nowym kontynentem Awalonii a Gondwaną utworzył się nowy
ocean Rei. Część autorów postuluje również oderwanie się od Gondwany w późnym
ordowiku kolejnego mikrokontynentu Armoryki i otworzenie się Oceanu Moldanubskiego
(np.: Winchester i inni, 2002; Tait i inni, 1997; Matte, 2001).
Na przełomie późnego ordowiku i wczesnego syluru dochodzi do kolizji kontynentu
Awalonii z Bałtyką, a następnie z Laurencją, czego efektem była orogeneza kaledońska
w Europie, oraz powstanie kontynentu Laurosji (Golonka, 2007).
We wczesnym sylurze Ocean Rei osiągnął swoją największą szerokość. Szacuje się,
że jego rozciągłość równoleżnikowa wynosiła około 30⁰. Późniejsze powstanie stref
subdukcji wzdłuż południowej krawędzi bałtycko – awalońskiej części Laurosji i wzdłuż
amazońskiego fragmentu północnej krawędzi Gondwany i zapoczątkowało zamykanie się
oceanu Rei (Nance i inni, 2010).
We wczesnym dewonie dochodzi do powstania superkontynentu Oldredia, który był
wynikiem połączenia się Laurosji z Gondawną na wskutek kolizji kratonu Laurencji
z południowoamerykańskim fragmentem Gondwany. Rozpad superkontynentu nastąpił już
w dewonie środkowym (Ford i Golonka, 2003). Na wskutek postępującej konsumpcji
skorupy oceanicznej oceanu Rei, zachodzi wieloetapowa, skomplikowana kolizja
48
elementów północnej Gondwany z awalońsko - bałtyckim łukiem wysp wulkanicznych
(Kroner i Romer, 2013).
W karbonie nastąpiło ostateczna uformowanie superkontynentu Pangei. Na wskutek
kolizji Laurosji z Gondwaną doszło do wypiętrzenie łańcucha górskiego ciągnącego się od
Meksyku po Europę Wschodnią i prawdopodobnie Bliski Wschód.
5 Dotychczasowe proponowane modele rozwoju Europy Centralnej
W poglądach na temat górnopaleozoicznej paleogeografii Europy Centralnej wyróżnić
można dwie dominujące koncepcje. W pierwszej koncepcji, grupa terranów armorykańskich
stanowiła fragment łuku wysp lub osobny mikrokontynent oderwany od Gondwany
we wczesnym paleozoiku. Drugie podejście rozpatruję te jednostki jako północny fragment
kontynentu
gondwańskiego,
usytuowany
przez
cały
paleozoik
przy
jego
północnoafrykańskiej krawędzi. Poniżej przedstawiono według autora najważniejsze
opublikowane modele tektoniki płyt.
W oparciu głównie o dane paleomagnetyczne w 1997 (Tait i inni, 1997) zaprezentowano
model reprezentujący pogląd na oderwanie się grupy terranów armorykańskich
(Armorican Terrane Assemblage – ATA), sensu (Van der Voo, 1979; Tait i inni, 1997)
od północnej krawędzi Gondwany, a następnie ich samodzielny dryft w kierunku północnym
i kolizję z kontynentem Laurosji. Model ten implikował istnienie w górnym ordowiku dużej
domeny oceanicznej, tak zwanego Oceanu Moldanubskiego, oddzielającej terrany
armorykańskie od kontynentu gondwańskiego. Szerokość tego oceanu oszacowano na około
3 tys. km. Podobne poglądy zostały zaprezentowane przez innych badaczy, którzy
postulowali istnienie więcej niż jednego szwu oceanicznego oraz oderwanie się w dolnym
paleozoiku terranów armorykańskich od Gondwany i ich samotny dryf w kierunku Laurosji
(Crowley i inni, 2000; Matte, 2001; Winchester i inni, 2002). Jednak krytyczna analiza
danych
paleomagnetycznych
zaprzecza
istnieniu
kolejnego
dużego
oceanu
(Robardet, 2003).
W 2002 roku (Stampfli i inni, 2002) opublikowano model, w którym wskazywano na
oderwanie się grupy terranów Hunów od północnej Gondwany na wskutek subdukcji oceanu
Rei pod Gondwanę. Do terranów tych zaliczono również terran saksoturyński, armorykański
jak i inne jednostki budujące Masyw Czeski. Oderwanie się tej grupy terranów nastąpiło
według autorów w późnym sylurze (około 420 milionów lat temu) i dało początek
Paleotetydzie. Należy podkreślić, że model ten nie wskazuje na istnienie subdukcji oceanu
Rei pod Laurosję.
49
Późniejsze rekonstrukcje tej grupy naukowców wskazują na przynależność terranów
armorykańskich do grupy terranów galatyńskich. W tej interpretacji, terrany Hunów,
stanowiły wschodnią kontynuację kontynentu awalońskiego. Według tego modelu, otwarcie
oceanu Paleotetydy oraz oderwanie się terranów galatyńskich nastąpiło w dewonie
środkowym (eifel) (Stampfli i inni, 2013). W odróżnieniu od wcześniejszego modelu, ocean
Rei zamykany jest na wskutek dwóch stref subdukcji, zarówno pod Gondwanę jak
i Laurosję. Efektem istnienia drugiej z nich było otwarcie się Oceanu Renohercyńskiego
oraz powstanie systemu wysp wulkanicznych.
Według innego poglądu terrany armorykańskie nigdy w pełni nie oderwały się od
Gondwany. Ewentualnie, mogły tworzyć osobne jednostki tektoniczne zlokalizowane
w pewnym oddaleniu od krawędzi Gondwany (Lewandowski, 2003; Robardet, 2003;
Golonka, 2007; Golonka i Gawęda, 2012; Kroner i Romer, 2013).
W koncepcji zaprezentowanej przez Lewandowskiego
opartej
(Lewandowski, 2003),
głównie na danych paleomagnetycznych i paleoklimatycznych,
terrany
armorykańskie zlokalizowane były wzdłuż północnej Gondwany. Według autora, pomiędzy
poszczególnymi terranami istniały wąskie domeny oceaniczne umożliwiające migrację
fauny. Autor nie wykazuje konieczności istnienia basenu załukowego wzdłuż południowej
krawędzi
Laurosji,
ale
dopuszcza
taką
możliwość,
zaznaczając
możliwą
kilkusetkilometrową szerokość basenu. Brak uwzględnienia w modelu stref ryftów, stref
subdukcji czy uskoków transformujących nie pozwala do końca zweryfikować poprawności
tego rozwiązania.
W modelu Golonki i Gawędy (Golonka i Gawęda, 2012), wykazano możliwość bałtycko
– awalońskiego pochodzenie terranu Tepla – Barrandian, w pozostałych modelach zaliczany
do terranów armorykańskich, który został oderwany od południowej krawędzi Laurosji na
wskutek otwarcia się załukowego Oceanu Renohercyńskiego. W rekonstrukcji tej,
południowa krawędź Oceanu Rei ma charakter pasywny, a strefa subdukcji występuje
jedynie przy krawędzi północnej. Na wskutek kolizji wysuniętych terranów armorykańskich
z łukiem wysp oddzielających basen załukowy, nastąpiła rotacja terranu Tepla-Barrandian
i umiejscowienie go na południe od terranu saksoturyńskiego na wskutek wygięcia się strefy
subdukcji ku południowi. W modelu tym kluczową rolę odgrywa system basenów
załukowych powstałych wzdłuż całej aktywnej krawędzi, w części europejskiej utożsamiane
z Oceanem Renoheryńskim. Bezpośrednim dowodem na istnienie tego systemu są liczne,
w różnym stopniu zachowane kompleksy ofiolitów spotykane w zachodniej, centralnej
i wschodniej Europie.
50
Kolejny model wskazujący na okołogondwańskie położenie terranów armorykańskich
został zaprezentowany w 2013 roku (Kroner i Romer, 2013). W koncepcji tej, terrany
armorykańskie stanowią zespół jednostek wysuniętych na północ od Gondwany tworząc
„ostrogę armorykańską” (z ang.: Armorican Spur). Kolejne jednostki tworzące „ostrogę”,
kolidowały z łukiem wysp oddzielających Ocean Renohercyński od Oceanu Rei.
W modelu tym autorzy proponują istnienie trzech stref subdukcji, tworzących „waryscyjski
system stref subukcji” (Variscan Subduction Zone System). Poszczególne strefy subdukcji
były aktywne w okresie wczesnego dewonu, późnego dewonu oraz wczesnego karbonu.
Reorganizacja stref subdukcji była wynikiem kolejnych etapów kolizji bloków
armorykańskich z południową krawędzi Laurosji.
51
6 Stanowiska geologiczne
W
poniższym
rozdziale
przedstawiono
wybrane
stanowiska
geologiczne,
opisane w ramach wyjazdów terenowych (Fig. 14) . Ponieważ prace terenowe stanowiły
jedynie uzupełnienie lub zweryfikowanie zebranych informacji, zaznacza się, że ich celem
nie było szczegółowe opisanie odsłonięć, a jedynie lepsze zrozumienie rozwoju
geotektonicznego omawianego obszaru. W doborze stanowisk kierowano się przede
wszystkim jak najlepszym zobrazowaniem różnorodności w wykształceniu strefy szwu
oceanicznego, w którym spodziewano się odnaleźć dowody na istnienie basenów
załukowych.
Fig. 14 Uproszczona mapa Sudetów z lokalizacją stanowisk geologicznych (na podstawie Aleksandrowski i
Mazur, 2002)
52
Nr
Nazwa
1
Srebrna Góra
2
Żdanów
3
Żdanów - Wilcza
4
Święcko
5
6
7
Nowa Ruda
Jeziorko Daisy
Wąwóz Myśliborski
Kamieniołom wapienia
wojcieszowskiego i
łupków w Podgórkach
Nieczynny kamieniołom
wapienia
wojcieszowskiego
"Gruszka"
Rzeszówek II (koryto i
skarpa potoku
Kamiennik)
Rzeszówek I (skarpa w
potoku Kamiennik)
8
9
10
11
Opis
Karbońskiego fliszu (formacja ze Srebrnej Góry) i
osadów typu "debris flow"
Sylurskie łupki graptolitowe w obszarze jednostki
bardzkiej
Sfałdowane osady fliszu jednostki bardzkiej
Olistolity marmurów i metapiaskowców w łupkach i
fyllitach serycytowo - chlorytowych i grafitowych
Fragment ofiolit śrudsudeckiego
Płytkowodne wapienie z fauną i zlepieńce
Lawy poduszkowe
Wiek
C1
S/C1
C1
C(?)
S/D
D/C
S/D
Odsłonięcie olistolitów wapieni wojcieszowskich
wśród łupków
Cm
Kontakt gigaolistolitu wapienia wojcieszowskich i
łupków dolnopaleozoicznych
Cm
Osady chaotyczne (melanże) przykryte silnie
spękanymi łupkami
C
Silnie spękane łupki karbońskie
C
Tab. 2 Tabela stanowisk geologicznych. Numeracja jak na Fig. 14.
6.1 Srebrna Góra, Żdanów, droga Wilcza – Żdanów (stanowiska nr. 1,2, 3)
Odsłonięcie osadów jednostki bardzkiej w przekopie kolejki w Srebrnej Górze
(stanowisko nr. 1) jest jednym z najbardziej znanych przykładów dolnokarbońskiego fliszu.
W klasycznym odsłonięciu w przekopie kolejki odsłaniają się rytmiczne osady wizeńskiej
formacji ze Srebrnej Góry z wykształconą sekwencją Boumy (Wajsprych, 1995)
(Fig. 16 A, B). Z kolei poniżej wiaduktu w Srebrnej Górze, zaobserwowano osady
o strukturze diamiktytowej, które, zinterpretowane jako spływy kohezyjne, świadczą o dużej
aktywności tektonicznej we wczesnym karbonie (Fig. 16 C, D).
W miejscowość Żdanów w skarpie drogi zidentyfikowano czarne łupki graptolitowe
oraz lidyty, należące według literatury do najniższego dewonu oraz syluru (Oberc, 1987).
Według danych literaturowych stanowią one fragment licznych, ordowicko – sylursko –
dewońskich
olistolitów
zidentyfikowanych
w
utworach
jednostki
bardzkiej
(Wajsprych, 1978; Oberc, 1987; Wajsprych, 1995).
Na osady o podobnym makroskopowo wykształceniu litologicznym do formacji
ze Srebrnej Góry, jednak znacznie bardziej zaangażowane tektonicznie, natrafiono w zboczu
drogi prowadzącej ze Żdanowa do Wilczy (stanowisko nr 3). W trudnodostępnym
53
odsłonięciu odsłaniają się rytmiczne osady o cechach fliszu, zbudowane przeważnie
z drobnoziarnistych piaskowców o miąższości rzadko przekraczających 50 cm,
przeławiconych cienkimi warstwami mułowca (Fig. 17). W niektórych warstwach
piaskowca zaobserwowano laminację równoległą. Występują tu również wąskopromienne
fałdy, które zlokalizowane są przy uskokach nasuwczych (Fig. 17 B).
6.2 Odsłonięcie na wzgórzu Goliniec (Święcko) (stanowisko nr. 4)
Koło wapiennika w przekopie prowadzącym do nieczynnego wyrobiska odsłaniają się
słabozmetamorfizowane skały wykształcone w głównie w formie fyllitów i łupków
grafitowych i serycytowo – chlorytowych, pośród których tkwią fragmenty innych skał,
wśród których wyróżniono między innymi twarde kwarcyty wapniste, soczewy marmurów,
metatufity oraz metapiaskowce. W odsłonięciu zwrócono uwagę na brak ciągłości
sedymentacyjnej pomiędzy fyllitami i łupkami a pozostałymi odmianami skał, oraz na brak
lateralnej ciągłość tych ostatnich, co sugeruje ich olistolitowy charakter (Fig. 18).
6.3 Masyw Nowej Rudy (stanowisko nr. 5)
Gabro w masywie Nowej Rudy odsłaniają się przede wszystkim w ścianach kopalni
odkrywkowej Nowa Ruda – Słupiec oraz w przekopie kolejki przy kopalni.
W ścianach kopalni można łatwo obserwować liczne ślady deformacji tektonicznych
(Fig. 19 A, B, D). Z kolei w przekopie kolejki stwierdzono występowanie gabra
diallagowego (Fig. 19 C). Lokalizacja masywu Nowej Rudy po południowej stronie bloku
sowiogórskiego jak również karboński wiek otaczających go skał może sugerować, że został
on wraz z częścią osadów karbońskich jednostki bardzkiej przeniesiony ponad blokiem
Gór Sowich w formie gigaolistolitu. Jak już wcześniej zaznaczono podobne hipotezy były
wysuwane względem masywu Brzeźnicy – Braszowic.
6.4 Jeziorko Daisy (stanowisko nr. 6)
Jeziorko Daisy (zwane również „Zielonym”), znajduje się w rezerwacie przyrody
nieożywionej i powstało na wskutek zalania kamieniołomu dewońskich wapieni rafowych.
Poza licznymi, odsłaniającymi się na brzegu jeziorka, skamieniałościami widoczne są
tu również efekty fałdowań. Strukturalnie powyżej wapieni dewońskich, w niewielkich
odsłonięciach wzdłuż szlaków turystycznych obserwuje się przeważanie zlepieńce
o zróżnicowanym wykształceniu, czasem o strukturze diamiktytowej (Fig. 20).
54
6.5 Wąwóz Myśliborski (stanowisko nr. 6)
Odsłonięcia zieleńców w rejonie jednostki Rzeszówka – Jakuszowej zlokalizowane są
głównie w wąwozach chełmskiego parku krajobrazowego (np.: Wąwóz Myśliborski,
Wąwóz. Lipa, Wąwóz. Siedmicki). Zieleńce powstały na wskutek metamorfizmu w zonie
epi bazaltów typu MORB. W ścianach wąwozów odsłaniają się, w różnym stopniu
zachowane,
struktury
poduszkowe,
charakterystyczne
dla
bazaltów
grzbietów
śródoceanicznych. Z uwagi na wiek zbliżony do wieku ofiolit śródsudeckiego, bazalty
jednostki Rzeszówka – Jakuszowej, traktuje się jako ekwiwalent ofiolitu śródsudeckiego
w jednostce kaczawskiej. W związku z czym zakłada się, że musiały one powstać w obrębie
basenu załukowego tworzącego się wzdłuż południowej krawędzi Laurosji.
Fig. 15 Szkic geologiczny jednostki kaczawskiej (na podstawie: Białek i inni, 2007) z lokalizacjami punktów
terenowych. 1 - wystąpienie wapieni wojcieszowskich w Podgórkach, 2 - kamieniołom wapieni wojcieszowskich w
kamieniołomie "Gruszka", 3 - lawy poduszkowe w wąwozie Lipa, 4 – lawy poduszkowe w wąwozie Myśliborskim,
5 – melanże we wsi Rzeszówek
55
6.6 Wystąpienia wapieni wojcieszowskich w rejonie Podgórki – Lipa Mysłów
Z geotektonicznego punktu widzenia wapienie wojcieszowskie stanowią istotny
element jednostki kaczawskiej. Kontrowersje na temat ich wieku zostały rozstrzygnięte
poprzez zidentyfikowanie dolnokambryjskich archeocjatów (Białek i inni, 2007),
które zostały poparte datowaniami izotopowymi (Kryza i inni, 2008).
Wyjazdy terenowe w rejon Podgórek, Wojcieszowa, Mysłowa i Lipy potwierdziły
pogląd występowania wapieni wojcieszowskich w formie różnej wielkości bloków
w obrębie łupków metamorficznych, głównie łupków radzimowickich (Fig. 15, Fig. 21).
Prace terenowe pozwoliły stwierdzić, że wapienie wojcieszowskie tworzą olistostromę
rozciągającą się na znacznym obszarze – w rejonie od miejscowości Podgórki aż po
miejscowość Lipa. Ze względu na podwyższoną odporność na erozję budują one
w krajobrazie charakterystyczne wzniesienia, tworząc swoiste pasmo skałkowe.
Przykładami wzniesień zbudowanych z wapieni wojcieszowiskich są na przykład
wzniesienia Miłek, Gruszka w Wojcieszowie czy góra Krzyżowa w Podgórkach.
We wszystkich lokalizacjach, w których natrafiono na kontakt pomiędzy wapieniami
a łupkami, stwierdzono brak ciągłości sedymentacyjnej pomiędzy łupkami a wapieniami
(Fig. 21).
Biorąc pod uwagę dane literaturowe, profil litologiczny jednostki kaczawskiej,
datowania oraz relacje strukturalne, w kontekście geotektonicznym stwierdza się,
że wapienie wojcieszowskie powstawały na pasywnej krawędzi terranu saksoturyńskiego
w jago izersko-karkonoskim fragmencie.
6.7 Melanże jednostki kaczawskiej – odsłonięcia w miejscowości
Rzeszówek
Kompleksy melanżowe (chaotyczne) zostały zidentyfikowane we wsi Rzeszówek
(Fig. 15, Fig. 22). W literaturze opisywane jest siedem ciał melanżowych w rejonie jednostki
kaczawskiej
(Haydukiewicz,
1987).
Obserwacje
terenowe
pozwoliły
stwierdzić
występowanie różnego typu elementów egzotycznych, w tym wapieni krystalicznych,
łupków i skał krzemionkowych (Fig. 22 A, C). Tło zbudowane jest z ciemnych, silnie
spękanych łupków (Fig. 22 B, D), datowanych na górny dewon – wczesny karbon
(Haydukiewicz, 1987).
Melanże jednostki kaczawskiej interpretuje się jako utwory pryzmy akrecyjnej,
powstałej na wskutek zamykania się basenu renohercyńskiego.
56
Fig. 16 A, B - odsłonięcie fliszu formacji ze Srebrnej Góry (odsłonięcie w przekopie kolejki); C, D - diamiktytowa struktura osadów typu "debris flow" (odsłonięcie pod
wiaduktem)
57
Fig. 17 A - synforma z osadów fliszowych (wysokość odsłonięcia ok. 4 m), B - wąskopromienny fałd zlokalizowany przy uskoku nasuwczym (długość młotka ok. 60 cm)
58
Fig. 18 A - kontakt pomiędzy łupkami a blokiem metapiaskowca; B - soczewy marmuru w łupkowym matriks
59
Fig. 19 A - ściana kamieniołomu gabra w Dzikowcu, k. Nowej Rudy. Czerwonym kolorem zaznaczono znacznych rozmiarów uskok. Z prawej strony widoczne są również
ciągłe deformacje tektoniczne; B - strefa uskokowa z wyraźnie wykształconą brekcją uskokową; C – kryształy gabra diallagowego; D – blok gabra z wyraźnym lustrem
tektonicznym
60
Fig. 20 A - fragmenty koralowców (Rugosa) w wapieniach dewońskich; B - fałd z nasunięcia w pakiecie mułowcowo – wapiennym (około 3m wysokości); C, D – różne
wykształcenie zlepieńców karbońskich w sąsiedztwie Jeziorka Daisy
61
Fig. 21 Odsłonięcia wapieni wojcieszowskich. Czerwoną linią podkreślono kontakt wapieni znajdującymi się ponad łupkami metamorficznymi. A - odsłonięcie w
kamieniołomie „Gruszka”, B – zbliżenie strefy kontaktu, C – kontakt wapieni wojcieszowskich z łupkami radzimowickimi w Podgórkach, D – kontakt wapieni z fyllitami (odsłonięcie
w rejonie Mysłowa)
62
Fig. 22 A – odsłonięcie warstw chaotycznych w potoku powyżej wsi Rzeszówek. Czerwoną linią podkreślono duży egzotyczn klast w obrębie melanży. B – silnie spękane
utwory o cechach kulmu, stanowiące nadkład kompleksu chaotycznego. C – fragmnety wapieni krystalicznych znalezionych w obrębie warstw chaotycznych. D – odsłonięcie w
skarpie potoku w miejscowości Rzeszówek. Wyraźnie zaznacza się gęsta sieć spękań
63
7 Modelowanie
Proces tworzenia modelu obejmował następujące etapy:
1. przygotowanie danych wejściowych do programu,
2. zinterpretowanie danych geologicznych,
3. odtworzenie położenia poszczególnych jednostek na podstawie zebranych
informacji,
4. test wiarygodności modelu na podstawie prędkości.
Ze względu na brak wysokorozdzielczych danych na temat położenia poszczególnych
jednostek, przeprowadzone modelowanie polegało na ręcznym doborze parametrów
w sposób, który respektowałby zebrane informacje geologiczne przedstawione
w poprzednich rozdziałach. Modelowanie miało charakter wieloetapowy, podczas którego
odrzucano wcześniejsze rozwiązania z powodu niespójności modelu lub z powodu nowych
danych.
7.1 Konstrukcja modelu
Przygotowanie danych do modelowania było jednym z podstawowych zadań pracy.
W celu rozpoczęcia modelowania konieczne było przygotowanie pliku z poligonami
reprezentującymi jednostki tektoniczne jak również spójnego z nim pliku rotacyjnego,
umożliwiającego poruszanie jednostkami.
7.1.1 Globalne ramy modelu, wydzielenie jednostek Europy Centralnej
W celu przygotowania zestawu danych oparto się na granicach jednostek oraz
sekwencji rotacji opracowanych w ramach projektu PALEOMAP i opublikowanych przez
Golonkę (Golonka i inni, 2006, Golonka, 2007). Ponieważ dane te nie zawierały
szczegółowego podziału Europy na jednostki tektoniczne, kolejnym krokiem było
wydzielenia jednostek w obszarze Europy Centralnej.
Na podstawie zebranych danych uszczegółowiono podział tektoniczny Europy Centralnej
poprzez
wyznaczenie
dodatkowych
jednostek
drugiego
rzędu
(terranów)
(Fig. 23, Fig. 24). Na tym etapie prac oparto się głównie na mapie terranów Europy
(Oczlon, 2006) i mapie geologicznej Masywu Czeskiego (Nance i inni, 2010).
Mapy te, przy pomocy programu ArcGIS, osadzono w układzie współrzędnych
geograficznych, a następnie na ich podstawie stworzono warstwę wektorową z poligonami
obrazującymi jednostki tektoniczne. Następnie każdej nowo utworzonej jednostce
64
przypisano podstawowe atrybuty takie jak numer płyty (Plate ID), oraz w przypadku
jednostek tworzących się w trakcie powstawania Masywu Czeskiego dodatkowo podano
moment pojawienia się i/lub zniknięcia (Tab. 3).
Nazwa jednostki
Skrót
Saksoturyngia
Sx
ID
Wiek od
Wiek do
(Plate ID)
(w Ma)
(w Ma)
314
--
--
Uwagi
element
TB
Tapla-Barrandian
322
--
Awalońskiego
--
Łuku Wysp
Moldanubicum
Mo
321
360
--
Blok Gór Sowich
GSB
324
--
--
TOS
328
--
--
Strefa Renohercyńska
Rh
316
370
--
Brunovistulicum
Bv
312
--
--
Masyw Małopolski
MB
310
--
--
AIA
356, 357
420
370
Terran OrlickoBystrzycki
Łuk Wysp
Awalońskich
Ekwiwalent dla
Terran
Protokarpacki
PC
339
--
--
terranów Karpat
Wschodnich i
Zachodnich
Tab. 3 Fragment tabeli atrybuty dla wydzielonych jednostek
Podczas wyznaczania granic założono, że każda jednostka powinna reprezentować
fragment skorupy kontynentalnej, która posiada wyraźne granice wykazane poprzez badania
geofizyczne,
lub
widoczne
na
mapach
w
postaci
regionalnych
nieciągłości.
Wyjątek stanowią strefa renohercyńska oraz moldanubska. Pierwsza z powyższych jest
interpretowana jako strefa szwu oceanicznego, a geneza drugiej jest efektem podścielenia
i zdeformowania skorupy oceanicznej poprzez pogrążone, a następnie diapirowo wyciśnięte
fragmenty skorupy kontynentalnej pasywnej krawędzi terranu saksoturyńskiego.
65
W modelu uwzględniono również jednostki, których istnienie jest udokumentowane
w sposób pośredni, a które obecnie nie są wprost obserwowane. Odnosi się to do jednostek
budujących
łuk
Renoherycńskiego.
wysp
wulkanicznych
oddzielających
Ocean
Rei
od
Oceanu
Kształt tego typu jednostek zostały umownie wyznaczony.
W celu uproszczenia modelowania zastąpiono terrany Wschodnich i Zachodnich Karpat
jednym poligonem.
66
Fig. 23 Jednostki tektoniczne Europy Centralnej wydzielone na potrzeby modelowania na tle zarysów linii brzegowej i granicy Polski
67
Fig. 24 Wydzielone jednostki w rejonie Masywu Czeskiego wykorzystywane podczas modelowania
7.2 Interpretacja budowy geologicznej
Na podstawie studiów literaturowych oraz obserwacji terenowych do konstrukcji
modelu przyjęto poniższe założenia:
1. W obrębie Masywu Czeskiego występują dwie grupy kompleksów ofiolitowych.
Do pierwszej grupy zaliczają się kompleksy, dla których wiek powstania skorupy
został określony na kambr. Należy do nich zaliczyć kompleks Mariánske Lázne,
jednostkę Starego Mesta, oraz jednostkę Leszczyńca. Druga, młodsza grupa
obejmuje w różnym stopniu zachowane fragmenty sekwencji ofiolitowej. Skały tej
grupy powstawały w najwyższym sylurze – najniższym dewonie. Zalicza się do
nich przede wszystkim ofiolit śródsudecki, jak również lawy poduszkowe
jednostki Rzeszówka - Jakuszowej w jednostce kaczawskiej, a w obrębie Sudetów
Wschodnich skały Stanbergu - Górnego Beneszowa (Horní Benešov)
(Kozdrój, 2003). Pierwsza grupa interpretowana jest jako pozostałość po skorupie
oceanicznej o. Rei, a druga jako efekt obdukcji młodszej skorupy basenu
załukowego (Renohercyńskiego).
2. Młodsza grupa ofiolitów zlokalizowana jest w obrębie szerokorozumianego szwu
oceanicznego,
zbudowanego
ze
zróżnicowanych,
w
różnym
stopniu
zmetamorfizowanych i silnie zaangażowanych tektonicznie skał. Niejednokrotnie
68
fragmenty
kompleksów
ofiolitowych
tworzą
olistolity
wśród
wyżej
wspomnianych skał.
3. Podobieństwo w wykształceniu stref kontaktu pomiędzy Masywem Czeskim
a Laurosją w obrębie strefy renohercyńskiej i w strefie morawsko – śląskiej
pozwala na stwierdzenie, że strefy te są tożsame (Patocka i inni, 1994,
Kalvoda i inni, 2008).
4.
Wygięty ku północy łuk strefy renohercyńskiej oraz zbliżony do N-S przebieg
strefy morawsko - śląskiej sugeruje oroklinalne wygięcię się migrującego frontu.
69
Awalonia
Ordowik
Oderwanie się kontynentu
(485 – 443
od północnej Gondwany
Ma)
(wczesny ordowik)
Sylur
(443 – 419
Ma)
Awaloński Łuk Wyspowy,
Grupa Terranów Armorykańskich
Stałą pozycja przy północnoafrykańskim
--
segmencie Gondwany
Powstanie skorupy oceanu Rei –pozostałością są kompleksy
ofiolitowe starszej generacji (Stare Mesto, Letovice, Mariánske
Lázne, jednostka Leszczyńca)
Kolizja z Bałtyką i
Laurencją; rozwinięcie się
Początek ekstensji załukowej (od późnego
Stała pozycja przy północnoafrykańskim
subdukcji pod nowym
syluru)
segmencie Gondwany
Migracja łuku wysp ku południowi –
Dryf Gondwany ku północy na wskutek
poszerzanie się basenu załukowego
zamykania się o. Rei
kontynentem
Dewon
(419 – 359
Komentarz
(Północna Gondwana)
--
Ma)
Skorupa oceaniczna basenu załukowego stanowiła protolit dla ofiolit
śródsudeckiego, law poduszkowych jedn. kaczawskiej i skał
zasadowych Horni Bensova
Ślady ultra wysokich ciśnień i wulkanizm związany ze strefą
Kolizja z terranami armorykańskimi
subdukcji np. w obrębie Saksoturyngii; obdukcja fragmentów
skorupy Oceanu Rei
Początek kompresji w obszarze basenu załukowego i początek zamykania się Oceanu
Inicjacja sedymentacji typu dzikiego fliszu; tworzenie się pryzmy
Renohercyńskiego
akrecyjnej
Płaszczowinowanie osadów, obdukcja fragmentów skorupy Oceanu
Karbon
(359 – 299
Ma)
Kontynuuacja zamykania basenu załukowego
Renohercyńskiego; powstanie intruzji starszych synorogenicznych
--
intruzji granitowych
Zamknięcie się basenu załukowego
Powstanie postorogenicznych intruzji granitoidowych
Tab. 4 Podsumowanie zebranych danych geologicznych dotyczących ewolucji tektonicznej
70
8 Omówienie i weryfikacja modelu
W poniższym rozdziale przedstawiono wybrane, najbardziej reprezentatywne cięcia
czasowe w postaci map paleogeograficznych oraz schematycznych przekrojów
obrazujących ewolucję waryscyjską Masywu Czeskiego. Przedstawiono również wyniki
prostej analizy prędkości względnych wybranych jednostek w celu zbadania wiarygodności
modelu.
Mapy przedstawiono w odwzorowaniu równopowierzchniowym Mollweide’ego,
W celu zachowania czytelności map zdecydowano się na umieszczenie nazw lub skrótów
jedynie wybranych elementów, z których część była już podana w poprzednich rozdziałach,
a pozostałe zostały objaśnione w opisach. Na mapach zaznaczono również linię przekrojów.
Należy wziąć pod uwagę, przekroje mają jedynie charakter schematyczny, w związku z tym
nie zachowano skali. Legenda do przekrojów została podana na pierwszym z nich i odnosi
się ona do pozostałych.
8.1 Mapa 1, Przekrój 1
Skutkiem kolizji Awalonii z Bałtyką i kratonem północnoamerykańskim około
425 Ma było utworzenie się dwóch głównym masywów kontynentalnych, to jest Gondwany
na południu i Laurosji na północy. Oba lądy oddzielał mniej więcej równoleżnikowo
wykształcony Ocean Rei, którego szerokość w najszerszym miejscu wynosiła około
5500 km. Powstanie subdukcji pod południową krawędź Laurosją musiało nastąpić zaraz po
amalgamacji tego kontynentu. Świadczyć o tym mogą między innymi datowania masywu
Ślęży, wskazujące na późnosylurski - wczesnodewoński wiek protolitu, to jest 420 Ma
(Dubińska i inni, 2004, Kryza i Pin, 2010). Powstała strefa subdukcji miała początkowo
charakter typu ocean – kontynent. Jednak duży kąt zapadania subdukowanego elementu,
wynikającego z wieku pochłanianej płyty oceanicznej, zaskutkował powstaniem reżimu
ekstensyjnego ponad strefą subdukcji oraz migracją rowu oceanicznego w kierunku
południowym. Z kolei w obszarze okołogondwańskim, strefa subdukcji powstała
w późniejszym okresie i istniała prawdopodobnie jedynie w części zachodniej
(Nance i inni, 2010).
8.2 Mapa 2, Przekrój 2
Postępujące pogrążanie się płyty oceanicznej spowodowało oderwanie się fragmentów
skorupy kontynentalnej od południowej krawędzi Laurosji i powstanie systemu basenów
załukowych, który w części europejskiej utożsamiany jest z Oceanem Renohercyńskim.
71
Ocean Renohercyński oddzielony był on archipelagiem wysp, nazwanych Awalońskim
Łukiem Wyspowym, od Oceanu Rei. Do Awalońskiego Łuku Wyspowego zaliczono terran
Tepla – Barrandian, co wskazują dane paleomagnetyczne (Tait i inni, 1997), oraz terran
protokarpacki (Golonka i Gawęda, 2012). Pozostałe jednostki, które prawdopodobnie
stanowiły wyspy w tym archipelagu, zostały zamaskowane w obrębie wyniesienia
środkowoniemieckiego poprzez późniejsze procesy tektoniczne. W pełni wykształcona
oceaniczna skorupa basenu załukowego stanowiła protolit dla młodszej generacji ofiolitów,
(to jest ofiolitu śródsudeckiego, law poduszkowych jednostki Chełmca i Rzeszówka –
Jakuszowej, jak również skał maficznych jednostki Horni Benesov). Basen w tej fazie
rozwoju wypełniany był różnorodnymi osadami począwszy od zlepieńców podstawowych
poprzez płytkomorskie węglany do głębokomorskiech drobnoziarnistych osadów
krzemionkowych (Kalvoda i inni, 2008). Osady te obecnie spotykane są w formie łusek
i olistolitów w płaszczowinach pryzmy akrecyjnej. Na wskutek ekstensji załukowej blok
Brunovistulicum uległ lewoskrętnemu przesunięciu wzdłuż dzisiejszej strefy uskokowej
Kraków – Lubliniec.
8.3 Mapa 3, Przekrój 3
Kolizja terranów armorykańskich z Awalońskim Łukiem Wyspowym nastąpiła
w późnym dewonie, około 370 Ma. W części zachodniej na wskutek kolizji terranów
armorykańskich z łukiem wysp, doszło do uformowania się strefy środkowoniemieckiego
wyniesienia krystalicznego, będącego fragmentem szwu oceanu Rei, utożsamianego
ze strefą renohercyńską. We wschodniej części strefa subdukcji Oceanu Rei uległa
oroklinalnemu wygięciu ku południowi, co zainicjowało prawoskrętną rotację terranu Tepla
– Barrandian. Kolizja ta spowodowała również przeskok strefy subdukcji, na wskutek czego
pogrążaniu zaczęła ulegać skorupa Oceanu Renohercyńskiego. Powstanie nowej strefy
subdukcji zapisuje się poprzez depozycję typowo synorogenicznych osadów pryzmy
akrecyjnej o cechach fliszu i melanży z olistolitami w obszarze zamykającego się basenu
załukowego. Depozycja miała charakter diachroniczny – w segmencie płaszczowin Giessen
– Harz pierwsze tego typu osady mają wiek górnodewoński (Huckriede i inni 2004),
a w części morawsko – śląskiej dolnokarboński (Kalvoda i inni, 2008). W obszarze Polskiej
części Sudetów osady te reprezentowane są poprzez utwory jednostki bardzkiej i jednostki
Świebodzic. Równocześnie nastąpiła również inicjacja zmiany kierunku przemieszczenia
z lewoskrętnego na prawoskrętny na linii Kraków – Lubliniec.
72
8.4 Mapa 4, Przekrój 4
Rotacja terranu Tepla – Barrandianu skutkująca kolizją z terranem saksoturyńskim,
nastąpiła w najwyższym dewonie, to jest około 360 Ma. Efektem tego była obdukcja
kompleksów ofiolitowych starszej generacji, to jest: Starego Mesta, jednostki Leszczyńca
i kompleksu Mariańskie Łaźnie. Na wskutek prawoskrętnej aktywności uskoku Kraków –
Lubliniec (punkt 4 na Mapie 4) oraz pogrążania skorupy basenu załukowego nastąpiła
rotacją bloku Brunovistulicum połączona z postępującą jego kolizją z jednostkami Masywu
Czeskiego. Zarówno rotacja terranu Tepla - Barrandian jak i Brunovistulicum, odpowiednio
o około 140 i 90 stopni ma swoje potwierdzenie w danych palemagnetyczych
(Tait i inni, 1997) (Kalvoda i inni, 2008). Kolizja terranów armorykańskich z Awalońskim
Łukiem Wyspowym zaskutkowała również przeskokiem strefy subdukcji, która powstała
wzdłuż południowej krawędzi Masywu Centralnego (MC) i uległa połączeniu
ze wcześniejszą strefą subdukcji Oceanu Rei.
8.5 Mapa 5, Przekrój 5
Na wskutek pogrążenia pasywnej południowej krawędzi terranu saksoturyńskiego
doszło do jej metamorfizmu i diapirowego wyciśnięcia poza terranem Tepla - Barrandianu,
co w konsekwencji doprowadziło do deformacji wyżej ległej skorupy oceanicznej
i ukształtowania się strefy moldanubskiej. Wzdłuż dzisiejszej morawsko – śląskiej strefy
uskokowej zaznacza się lewoskrętne przemieszczenie terranu Brunovistulicum względem
Masywu Czeskiego.
Ostatni epizod zamykania basenu załukowego związany jest z obdukcją fragmentów
komplesów ofiolitowych młodszej generacji, do których zaliczyć należy przede wszystkim
ofiolit śródsudecki, jak również skały maficzne pasma Horni Benesov czy lawy poduszkowe
jednostki Rzeszówka – Jakuszowej w jednostce kaczawskiej.
Etap ten związany jest również z formowaniem się płaszczowin z materiału
zgromadzonego w basenie załukowym. W obrębie polskich Sudetów osady te mogą być
obserwowane w rejonie jednostki bardzkiej i jednostki kaczawskiej. Jednostka bardzka
stanowią najprawdopodobniej jedynie fragment prawdopodobnie znacznie większego
kompleksu płaszczowin, o czym mogą świadczyć zachowane osady karbońskie w rowach
w obszarze masywu Gór Sowich, co jest dowodem na przykrycie tego masywu przez
wachlarzowato ułożony stos płaszczowin, który w późniejszym okresie musiał ulec
intensywnej erozji. Interpretacja ta oparta jest na przekrojach przez lepiej zachowane
płaszczowiny w strefie morawsko – śląskiej, które ze względu na genezę można uznać za
73
ekwiwalent. W obrębie utworów jednostki bardzkiej występują liczne olistolity, wśród
których wyróżnić można między innymi sylurskie łupki graptolitowe. Przypuszcza się
również, że ofiolitowy masyw Nowej Rudy stanowi gigaolistolit, który wraz
z płaszczowinami został przeniesiony ponad blokiem Gór Sowich. Liczne olistolity
zidentyfikowano również w obrębie jednostki kaczawskiej - do najbardziej spektakularnych
przykładów należą ciała wapieni wojcieszowskich tkwiące w dolnopaleozoicznych łupkach.
Charakterystycznymi osadami dla tego okresy są również melanże jednostki kaczawskiej.
8.6 Mapa 6, Przekrój 6
W najwyższym karbonie doszło do ustania ruchów orogenicznych. Powstały orogen
przeszedł do etapu ekstensji postorogenicznej, czego efektem był postorogeniczny
magmatyzm granitoidowy oraz przejście z chaotycznej i fliszowej sedymentacji
synorogenicznej do sedymentacji postorogenicznej typu molasowego. Wzdłuż południowej
krawędzi powstałego kontynentu rozwinęła się zapadająca ku północy strefa subdukcji
nowego oceanu Paleotetydy.
74
8.7 Analiza prędkości
W celu sprawdzenia poprawności modelu przeanalizowano rozkłady prędkości
opisywanych jednostek tektonicznych.
Program GPlates pozwala na wizualizację wektora prędkości oraz eksport do pliku
tekstowego. Możliwe jest badanie prędkości w bezwzględnym układzie odniesienia jak
i względem wcześniej zdefiniowanej płyty. W celu wygenerowania wektora prędkości
konieczne jest stworzenie zbioru punktów równo rozmieszczonych na powierzchni globu –
w każdym z punktów próbkowana jest prędkość poligonu, w obrębie którego w danym
momencie znajduje się dany punkt.
Ponieważ, założono poprawność globalnego modelu tektoniki płyt, nie analizowano
bezwzględnych prędkości, a jedynie prędkości względne. Za płytę względem której
analizowano prędkości przyjęto mikrokontynent Wschodniej Awalonii (PlateID 315),
stanowiący fragment Laurosji. Dzięki temu obserwowane uzyskane prędkości były ściśle
związane z kolejnymi etapami rozwoju basenu załukowego. Analizę prędkości
przeprowadzono dla terranu Brunovistulicum oraz jednostek tworzących łuk wyspowy.
Wyniki przedstawiono w postaci histogramów wartości prędkości (Fig. 25, Fig. 26, Fig. 27),
tabel oraz sekwencji obrazów1 (Fig. 28, Fig. 29, Fig. 30).
Na histogramie całkowitym przedstawiono rozkład wartości wektora prędkości dla
całego omawianego interwału czasowego (420 – 305 Ma) (Fig. 25). Histogram ma silnie
asymetryczny charakter, z maksimum przesuniętym w stronę niskich wartości. Dominujący
udział mają prędkości do 2 cm/rok – stanowią one ponad 75% wszystkich wartości. Wartości
powyżej 10 cm/rok stanowią niecałe 2 % wszystkich danych. Ostatnia klasa histogramu,
zawierająca wartości od 14 do 16 cm/rok ma bardzo mała częstość występowania.
Maksymalna zaobserwowana wartość prędkości wynosi 15,18 cm/rok (Tab. 5).
Na wszystkich figurach obrazujących rozkład wektora prędkości zachowano stały współczynnik
skalowania.
1
75
2500
120.00%
100.00%
2000
80.00%
Częstość
1500
60.00%
1000
40.00%
Częstość
500
Łączna wartość %
0
20.00%
0.00%
0
2
4
6
8
10
12
14
prędkość [cm/rok]
16
18
20
Fig. 25 Histogram prędkości (420 - 305 Ma)
Klasy
Częstość
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
0
2063
262
81
226
15
25
2
26
0
0
Łączna wartość
%
0,00%
76,41%
86,11%
89,11%
97,48%
98,04%
98,96%
99,04%
100,00%
100,00%
100,00%
Wartość maksymalna: 15,18
Wartość średnia: 2,06
Mediana: 1,53
Tab. 5 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości (420 – 305 Ma)
W dalszej części analizy podzielono zbiór danych na dwie podgrupy. W pierwszej
grupie znalazły się wartości prędkości z przedziału od 420 do 370 Ma, obejmujący okres
76
tworzenia, rozrostu basenu załukowego i pierwszej fazy kolizji łuku wysp z terranami
perygondwańskimi. W drugiej grupie znalazły się dane od 370 do 305 Ma, czyli związane
z kolizją i zamknięciem się basenu załukowego.
350
120.00%
300
100.00%
250
Częstość
80.00%
200
60.00%
150
40.00%
Częstość
100
Łączna wartość %
20.00%
50
0
0.00%
0
2
4
6
8
prędkość [cm/rok]
10
Więcej
Fig. 26 Histogram prędkości (420 – 370 Ma)
Klasy)
Częstość
0
2
4
6
8
10
0
314
236
39
30
6
Łączna
wartość
%
0,00%
50,24%
88,00%
94,24%
99,04%
100,00%
Wartość maksymalna: 9,12
Wartość średnia: 1,95
Mediana: 1,03
Tab. 6 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości (420 - 370 Ma)
77
Histogram prędkości dla pierwszego interwału również ma asymetryczny, przesunięty
ku mniejszym wartościom rozkład (Fig. 26). Dominujące wartości do 4 cm/rok stanowią
prawie 90%. Maksymalna wartość w tym przedziale to 9,12 cm/rok (Tab. 6).
Prędkości do 4 cm/rok związane są z rozszerzaniem się basenu załukowego, trwającego od
420 do 400 Ma, jak również z czasem względnej stagnacji w przedziale 400 – 375 Ma.
Z kolei wyższe prędkości są efektem pierwszej fazy kolizji łuku wyspowego z terranami
perygondwańskimi (375 – 370 Ma) (Fig. 28).
2000
120.00%
1800
100.00%
1600
1400
80.00%
Częstość
1200
1000
60.00%
800
Częstość
600
Łączna wartość %
40.00%
400
20.00%
200
0
0.00%
0
2
4
6
8
10
12
14
prędkość [cm/rok]
16
18
20
Fig. 27 Histogram prędkości (370 - 305 Ma)
78
Klasy
Częstość
0
2
4
6
8
10
12
14
16
0
1749
26
42
196
9
25
2
26
Łączna
wartość
%
0,00%
84,29%
85,54%
87,57%
97,01%
97,45%
98,65%
98,75%
100,00%
Wartość maksymalna: 15,18
Wartość średnia: 2,09
Mediana: 1,53
Tab. 7 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości (370 - 305 Ma)
Histogram prędkości dla drugiego interwału (Fig. 27) ma kształt zbliżony do
całkowitego histogramu. Uderzająca przewaga wartości do 2 cm/rok ma swoje uzasadnienie
zarówno w dość jednostajnym i spokojnym ruchu płyt w ostatniej fazie zamykania się
basenu (360 -305 Ma), jak również w geometrii płyt – na powierzchniowo duży, pojawiający
się 370 Ma, poligon obrazujący strefę renohercyńską przypada znaczna ilość punktów
pomiarowych. Wysokie prędkości przekraczające 10 cm/rok występują w interwale od 370
do 360 Ma i są efektem kolizji łuku wysp z terranami armorykańskimi i związanej z tym
rotacji niektórych jednostek (Fig. 29). Okres od 360 do 305 Ma charakteryzuje się
stosunkowo stałym wektorem prędkości, o wartościach nie większych niż 2 cm/rok (Tab. 7).
W efekcie przeprowadzonych analiz rozkładu wartości wektora prędkości można
stwierdzić, że przynajmniej pod kątem prędkości, model jest poprawny. Przyjmuje się,
że prędkości płyt nie powinny przekraczać 15cm/rok (Howell, 1989; Zahirovic i inni, 2015).
W opracowanym modelu dominują prędkości niskie, nie przekraczające 10 cm/rok. Podobne
prędkości są obserwowane obecnie w obszarze Wysp Japońskich (Wei i Seno, 1998;
Miyazaki i Heki, 2001; Taira, 2001), który może stanowić analogię do opisywanego modelu.
Sporadycznie występujące wartości powyżej 10 cm/rok, z racji krótkiego zasięgu czasowego
są dopuszczalne i wiarygodne.
79
9 Dyskusja wyników i propozycje rozwinięcia prac
Z metodologicznego punktu widzenia niewątpliwą zaletą prezentowanego modelu jest
możliwość obserwacji przemieszczenia się jednostek i obserwacji ich wzajemnych relacji
na powierzchni kuli. Istotnym faktem jest również, że tak przeprowadzone rekonstrukcje
wymagają wpisania ruchu analizowanych elementów w globalne ramy paleogeograficzne,
dzięki czemu modele są bardziej wiarygodne. Model posiada jednak wady będące wynikiem
samego programu, braku danych lub konieczności przyjęcia pewnych uproszczeń.
Przede wszystkim w modelu operuje się jednostkami mającymi dzisiejszy kształt,
a więc model nie uwzględnia deformacji które musiały mieć miejsce na wskutek licznych
procesów geologicznych zachodzących w ostatnich epizodach jak i po orogenezie
waryscyjskiej. Z tego powodu podkreśla się fakt, że kształt poligonów nie może być
interpretowany jako na przykład obrys części wynurzonej, czy granica paleoszelfu.
Pomimo tej ewidentnej nieścisłości, wydaje się, że taki podejście jest wystarczająco dobrym,
a może nawet jedynym możliwym, przybliżeniem. Jednak konsekwencją tego uproszczenia
są między innymi liczne miejsca w których poligony nakładają się na siebie, pomimo,
że „kolizje” tych jednostek nie mają sensu geologicznego – na przykład „kolizja”
wschodniej części strefy renohercyńskiej z blokiem małopolskim (Mapa 5).
Kolejnym
celowym
uproszczeniem
jest
nieuwzględnienie
powaryscyjskich
przemieszczeń wzdłuż stref uskokowych. Rekonstrukcja taka byłaby prawdopodobnie
możliwa, lecz ze względu na jej czasochłonność i przypuszczalnie niewielki wpływ na efekt
końcowy, postanowiono ją zaniechać. Ze względu na ograniczenia programu oraz brak
danych, podczas prac ograniczono się jedynie do modelowania poziomych przemieszczeń
jednostek, bez uwzględnienia pogrążania i ekshumacji, jak również nie podjęto próby
modelowania trójzłączy, co mogłoby znacznie pomóc w doprecyzowaniu i uwiarygodnieniu
model.
Z powodu braku danych, jak również ze względu na złożoność problemu, nie podjęto
próby określenia maksymalnej szerokości basenu załukowego na podstawie przekrojów
zbilansowanych. Taka informacja była by niewątpliwie niezwykle cenną wskazówką.
Tempo rozrastania się skorupy oceanicznej basenu załukowego (i w konsekwencji szerokość
basenu) jest wynikiem ręcznego sterowania modelem w taki sposób, aby, przy zachowaniu
realnych prędkości, uwzględnione zostały zebrane informacje (to jest moment otwarcia się
basenu, kolizja z terranami armorykańskimi, czy powstanie strefy subdukcji).
80
Dopracowania wymaga również analiza prędkości, a w szczególności uniezależnienie
ilości zliczeń w danej klasie od powierzchni poligonu. W przedstawionej analizie bardzo
wpływ na ilość zliczeń w każdej klasie mają zarówno powierzchnie poligonów jak i zadany
czas analizy. W związku z tym, w celu przeprowadzenia bardziej szczegółowych analiz,
wydaje się być konieczne rozdzielenie tych dwóch czynników. Koncepcyjnie prostym
wyjściem byłoby wagowanie ilości zliczeń w każdej klasie histogramu w zadanym
przedziale czasowym ilością punktów.
Pomimo wyszczególniony wad, na podstawie opracowanego modelu, można wysunąć
następujące wnioski na temat ewolucji geologicznej Masywu Czeskiego:
1. Powstanie Masywu Czeskiego jest związane z zamknięciem się jedynie dwóch
domen oceanicznych, to jest Oceanu Rei i Oceanu Renohercyńskiego.
2. Wyróżnione dwie sekwencje ofiolitowe związane są z obdukcją fragmentów
skorupy oceanicznej Oceanu Rei lub Oceanu Renohercyńskiego.
3. Ocean Renohercyński powstał wzdłuż wschodnioawalońskiego fragmentu
Laurosji na wskutek ekstensji załukowej. Istaniał on od późnego syluru po
wczesny karbon.
4. Awaloński Łuk Wyspowy oddzielający Ocean Rei od Oceanu Renohercyńskiego
istniał od późnego syluru po późny dewon, kiedy to uległ kolizji i scaleniu
z perygondwańskimi terranami armorykańskimi.
5. Wygięcie stref subdukcji Oceanu Rei i Oceanu Renohercyńskiego odpowiednio ku
południu i ku północy spowodowało prawoskrętną rotację jednostki Tepla –
Barrandianu oraz powstanie orokliny.
6. Terran Tepla – Barrandian stanowił element Awalońskiego Łuku Wyspowego.
Pozostał elementy, na wskutek kolizji zostały wcielone w strefę szwu
oceanicznego..
7. Zgodnie z obowiązującymi poglądami, strefa renohercyńska interpretowana jest
jako szew oceaniczny, w obręb którego wchodzą elementy łuku wysp jak i pryzmy
akrecyjnej. Biorąc pod uwagę podobieństwo w wykształceniu basenu morawsko –
śląskiego jak i basenu renohercyńskiego należy uznać obie jednostki za tożsame.
81
8. Przypuszcza się, że system basenów załukowych występował wzdłuż całej
południowej krawędzi Laurosji na wzór dzisiejszych Wysp Japońskich. Ocean
Renohercyński stanowił prawdopodobnie jedynie fragment tego złożonego
systemu.
9. Brunovistulicum nie stanowiło fragmentu łuku wysp i powinno być rozpatrywane
jako element Laurosji, aczkolwiek jego początkowo lewoskrętna a następnie
prawoskrętne przemieszczanie się wzdłuż dzisiejszej linii Kraków – Lubliniec
miało znaczący wpływ na formowanie się orokliny Masywu Czeskiego oraz
zamykanie się morawsko – śląskiego fragmentu basenu załukowego.
Prezentowany model nie daje jednak odpowiedzi na niektóre problemy.
Podczas prac nie udało się jednoznacznie rozstrzygnąć czy Blok Gór Sowich należy do
terranów armorykańskich czy stanowił fragment Laurosji, a w okresie dewonu
Awalońskiego Łuku Wyspowego. Fakt występowania masywu ofiolitowego Ślęży na
północ od bloku sowiogórskiego niewątpliwie sytuuje ten element ponad strefą subdukcji
Oceanu Renohercyńskiego. Istniejące po południowej i wschodniej stronie mniejsze ciała
zaliczane do ofiolitu śródsudeckiego, to jest masyw Nowej Rudy i Braszowic,
najprawdopodobniej stanowią olistolity, które zostały przesunięte ponad blokiem
Gór Sowich podczas zamykania się basenu załukowego. Świadczyc o tym mogą zachowane
w rowach w obszarze bloku Gór Sowich osady dolokarbońskie. Z kolei metabazyty tkwiące
w późnoprekambryjskich – wczesnokambryjskich gnejsach świadczące o ekstensyjnym
środowisku w ordowiku, związanym najprawdopodobniej z pasywną krawędzią
kontynentalną (Winchester i inni, 1998). Według autora, o ile tą interpretację uznać za
słuszną, mogą być one związane z otwieraniem się Oceanu Rei. W związku z powyższym,
Blok Gór Sowich mógł być położony zarówno po północnej jak i południowej stronie
otwierającego się oceanu, a więc mógł należeć zarówno do terranów armorykańskich, jak i
do kontynentu awalońskiego. Według autora, należy jednak ostrożnie traktować
interpretację sugerującą pasywną krawędź kontynentu. Biorąc pod uwagę geochemiczna
charakterystykę tych skał, wskazująca na wzbogacenie o składniki głębokiego płaszcza,
należy również wziąć pod uwagę inne możliwości powstania tego typu skał, czyli na
przykład jako efekt przesunięcia się bloku sowiogórskiego ponad plamą gorąca. Podczas
modelowania testowano obie możliwości (Barmuta i Golonka, 2012), jednak nie uzyskano
zadowalającego wyniku. Według autora, narzucające jest podobieństwo gnejsów
sowiogórskich i kopuły orlicko – śnieżnickiej, jak również zbliżona historia
82
tektonometamorficzna.
Pomimo
powyższych
zastrzeżeń,
jako
obecnie
najlepiej
udokumentowaną interpretację uznano tę, klasyfikującą blok Gór Sowich jako element
terranów armorykańskich.
Dalszych prac wymaga również powstanie formacji typu bloki w matriks w rejonie
jednostki kaczawskiej. Na podstawie dotychczasowych prac wyróżniono dwa typu tego typu
kompleksów. Do pierwszej z nich zalicza się olistostromę zbudowanej z wapieni
wojcieszowskich w rejonie Podgórki – Lipa, z kolei do grupy drugiej należą kompleksy
chaotyczne zidentyfikowane w miejscowości Rzeszówek.
Na podstawie zebranych danych literaturowych, przypuszcza się, że kambryjskie
płytkowodne wapienie wojcieszowskie powstawały w obrębię pasywnej krawędzi północnej
Gondwany w rejonie krawędzi terranu saksoturyńskiego. Obecnie w rejonie miejscowości
Lipa – Podgórki tworzą one znacznych rozmiarów olistostromę wśród skał metaosadowych
najniższego paleozoiku w tym głównie łupków radzimowickich. Dla rozważań
geotektonicznych, istotnym problemem jest czas i miejsce ześlizgnięcia się fragmentów
wapieni do głębszych partii zbiornika. Uznając za poprawne interpretację łupków
radzimowickich jako głębokomorskich osadów rowu oceanicznego, można przypuścić, że
ześlizgnięcie się fragmentów wapieni wojcieszowskich jest z wiązane ze wzrostem
aktywności tektonicznej obszaru, co z kolei może sugerować istnienie strefy subdukcji
Oceanu Rei wzdłuż północnej krawędzi Gondwany (Mapa 1). Takie rozwiązanie jest jednak
niezgodne z prezentowanym modelem. W związku z tym, proponuje się alternatywną
interpretację, według której łupki radzimowickie stanowią głębokomorskie osady o cechach
spływów grawitacyjnych deponowanych u podnóża skłonu kontynentalnego przy pasywnej
krawędzi Gondwany, co zostało zasugerowane na podstawie współczesnych badań
(Kryza i Zalasiewicz, 2008). Z kolei, wapienie wojcieszowskie, pierwotnie powstałe
w płytkim środowisku, uległy redepozycji do głębszych partii zbiornika na wskutek
podmorskich ruchów masowych. Podobne kompleksy zostały opisane na podstawie badań
sejsmicznych w kenozoicznych utworach dzisiejszej zachodniej pasywnej krawędzi Afryki
(Lee i inni, 2004). W kolejnym etapie, na wskutek kolizji Gondwany z Awalońskim Łukiem
Wyspowym, kompleks ten uległ wcieleniu w powstającą pryzmę akrecyjną.
Druga grupa kompleksów typu bloki w matriks, o cechach melanży, charakteryzuje
się znacznie bardziej urozmaicony składem w stosunku do olistostromy wapieni
wojcieszowskich. Obserwacje terenowe pozwoliły stwierdzić występowanie różnego typu
elementów egzotycznych, w tym wapieni krystalicznych (prawdopodobnie wapieni
wojcieszowskich), piaskowców i skał krzemionkowych (Fig. 22 A, C). Bezpośredni nadkład
83
stanowią ciemne, silnie spękane mułowce (łupki) (Fig. 22 B, D), przypominających utworu
kulmu. Wyróżnione kompleksy melanżowe we wsi Rzeszówek (Fig. 15, Fig. 22) stanowią
jedne z siedmiu wyróżnionych ciał melanżowych, których wiek został określony na karbon
(Haydukiewicz, Melanże Gór Kaczawskich, 1987). Osady tego typu zostały opisane również
w innych segmentach waryscydów europejskich, np.: (Alonso i inni, 2014), jak również w
rejonie Karpat Zewnętrznych (Jankowski, 2007). Osady tego typu są efektem niszczenia
migrującego frontu nasunięcia i są charakterystycznym osadem synorogenicznym.
Biorąc pod uwagę doświadczenia zebrane podczas pracy, ilość dostępnych danych,
możliwości programu, poza ciągłym zbieraniem i zaktualizowaniem danych geologicznych,
w celu możliwości szybkiego aktualizowania modelu się stworzenie banku danych w którym
przechowywane byłby zarówno dane liczbowe (na przykład wyniki datowań, dane
paleomagnetyczne, współrzędne geograficzne odsłonięć, itp), graficzne (mapy, przekroje,
fotografie, schematy, wykresy, itp) jak i tekstowe (artykuły, komentarze, opisy)
zorganizowane w sposób pozwalający na szybki eksport do programów typu GPlates czy
ArcGIS. Istniejące rozwiązania typu geobaz danych stworzonych przez firmę ESRI mogło
by stanowić punkt wyjścia dla tego rozwiązania.
Pomimo, że w rekonstrukcjach paleogeograficznych niejednokrotnie istnieje potrzeba
operowania na poligonach o kształtach zmiennych w czasie, dotychczasowe modelowania
opierają się w większości na tak zwanych poligonach statycznych (o stałych kształtach). W
związku z tym dużym postępem było by dopisanie „wtyczki” do kodu źródłowego GPlates,
umożliwiającej takie operacje. Ze względu na licencę typu Open Source, twórcy GPlates
udostępniają użytkownikom kod źródłowy programu.
10 Podsumowanie
Niewątpliwą zaletą komputerowego modelowania tektoniki płyt jest przede
wszystkim możliwość oparcia się na różnorodnych danych jak również ilościowa ocena
modelu. W pracy przedstawiono jedynie część możliwości programu GPlates, który będąc
stale rozwijany, daje użytkownikom coraz więcej narzędzi.
Podczas prac wykazano, że do odtworzenia historii waryscyjskiej Europy Centralnej
zbędne jest istnienie większej ilości domen oceanicznych poza Oceanem Rei i Oceanem
Renohercyńskim. W oparciu o zebrane dane i przeprowadzone modelowanie, stwierdza się,
że złożony system basenów załukowych i towarzyszących im łuków wysp, powstałych
wzdłuż krawędzi Laurosji na wskutek subdukcji Oceanu Rei, miały bardzo istotny wpływ
84
na uformowanie się waryscyjskiego cokołu Europy Centralnej. Poza powyższymi, do
najważniejszych wniosków należy wykazanie bałtycko – awalońskiego pochodzenia terranu
Tepla – Barrandian oraz jego rotacja skutkująca powstaniem orokliny w obrębie Masywu
Czeskiego.
85
Mapa 1 Położenie płyt w późnym sylurze (420 Ma)
86
Mapa 2 Położenie płyt we wczesnym dewonie (400 Ma)
87
Mapa 3 Położenie płyt w późnym dewonie (370 Ma)
88
Mapa 4 Położenie płyt w późnym dewonie (365 Ma). 1 – morawsko – śląski fragment basenu złukowego, 2, 3 – obdukcja skorupy oceanicznej o. Rei (jedn. Leszczyńca,
kompleks Marianskie Lazne), 4 – prawoskrętna reaktywacja uskoku Kraków – Lubliniec, 5 – przeskok strefy subdukcji
89
Mapa 5 Położenie płyt we wczesnym karbonie (350 Ma). 1 – zamknięcie domeny morawsko – śląskiej, 2, 3 – kompleksy ofiolitowe starszej generacji, 4 – postępująca
subdukcja oceanu Paleotetydy
90
Mapa 6 Położenie płyt w późnym karbonie (305 Ma)
91
Przekrój 1 Schematyczny przekrój do Mapy 1
Przekrój 2 Schematyczny przekrój do Mapy 2
92
Przekrój 3 Schematyczny przekrój do Mapy 3
Przekrój 4 Schematyczny przekrój do Mapy 4. 1 – inicjacja depozycji osadów pryzmy akrecyjnej
93
Przekrój 5 Schematyczny przekrój do Mapy 5. 1 - kompleks ofiolitowy starszej generacji (np.: jednostka Leszczyńca, kompleks Mariańskich Laźni)
Przekrój 6Schematyczny przekrój do Mapy 6. 1 - strefa subdukcji Oceanu Paleotetydy, 2 – fragment skorupy oceanicznej Oceanu Renohercyńskiego, 3 – w pełni
wykształcona pryzma akrecyjna
94
Fig. 28 Wybrane cięcia czasowe ilustrujące rozkład wektora prędkości. Wyraźnie widoczna zmiana wektora prędkości związana z początkową fazą kolizji łuku wysp z terranami armorykańskimi (prawy dolny róg).
95
Fig. 29 Wybrane cięcia czasowe ilustrujące rozkład wektora prędkości podczas kolizji łuku wysp z terranami armorykańskimi. Widoczna szybka rotacja terranu protokarpackiego oraz terranu Tepla – Barrandian (górne rysunki).
96
Fig. 30 Wybrane cięcia czasowe ilustrujące rozkład wektora prędkości podczas ostatniego stadium zamykania basenu. Okres ten charakteryzuje się prawie stałym rozkładem prędkości. W 305 Ma dochodzi do wyzerowania się wektora prędkości.
97
11 Spis tabel i figur
Tab. 1 Fragment pliku ASCII z sekwencją biegunów Eulera dla płyty 302 (kraton
Bałtyki) ........................................................................................................... 22
Tab. 2 Tabela stanowisk geologicznych. Numeracja jak na Fig. 14. ......................... 53
Tab. 3 Fragment tabeli atrybuty dla wydzielonych jednostek ................................... 65
Tab. 4 Podsumowanie zebranych danych geologicznych dotyczących ewolucji
tektonicznej .................................................................................................... 70
Tab. 5 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości (420 – 305 Ma) ...................... 76
Tab. 6 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości (420 - 370 Ma) ....................... 77
Tab. 7 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości (370 - 305 Ma) ....................... 79
Fig. 1 Uproszczony schemat rozkładu prędkości fali P i S wraz z głębokością. Vp –
prędkość fali P, Vs – prędkość fali S (na podstawie: Condie, 1997) ............... 6
Fig. 2 Schemat budowy wnętrza Ziemi (nie zachowano skali pionowej).................... 7
Fig. 3 Schemat strefy subdukcji z basenem załukowym (na podstawie: Stern, 2002)
........................................................................................................................ 10
Fig. 4 Przykładowe trójzłącza. Typ R-R-R (a), R-r-r (b) i T-r-r (c), gdzie R - ryft, r rów oceaniczny, T - uskok transformujący .................................................... 11
Fig. 5 Położenie punktu w układzie kartezjańskim i geograficznym. Rotacja punktu
A do położenia A' względem bieguna E. ....................................................... 14
Fig. 6 Uproszczony szkic strukturalny powierzchni podpermskiej Polski południowej
(na podstawie Buła i inni, 2008) .................................................................... 27
Fig. 7 Możliwe położenie terranu Brunovistulicum w kambrze (na podstawie
Kalvoda i inni, 2008) ...................................................................................... 29
Fig. 8 Uproszczona mapa Masywu Czeskiego .......................................................... 30
Fig. 9 Szkic geologiczny jednostki saksoturyńskiej (na podstawie: Kroner i inni,
2008). 1 – kompleks Műnchenberg, 2 – kompleks Erzgebirge (część
zachodnia), 3 – kompleks Erzgebirge (cześć wschodnia) .............................. 32
Fig. 10 Mapa geologiczna Sudetów (na podstawie: Aleksandrowski, Mazur, 2002;
zmienione) ...................................................................................................... 36
98
Fig. 11 Profil stratygraficzny jednostki kaczawskiej (na podstawie: Kryza et al.,
2007, Kryza i Zalasiewicz, 2008) ................................................................ 38
Fig. 12 Sylursko – dewońskie lawy poduszkowe (wąwóz Myśliborski) ................... 39
Fig. 13 Rozwój zachodniej krawędzi Brunowistulii (na podstawie: Schulmann &
Gayer, 2000). 1 – granitoidy waryscyjskie, 2 – jednostka Keprnika, 3, 4, 6 –
sfałdowane osady grupy Vrbna i Brannej, 5 – kopuła Desny ...................... 46
Fig. 14 Uproszczona mapa Sudetów z lokalizacją stanowisk geologicznych (na
podstawie Aleksandrowski i Mazur, 2002) ................................................. 52
Fig. 15 Szkic geologiczny jednostki kaczawskiej (na podstawie: Białek i inni, 2007)
z lokalizacjami punktów terenowych. 1 - wystąpienie wapieni
wojcieszowskich w Podgórkach, 2 - kamieniołom wapieni wojcieszowskich
w kamieniołomie "Gruszka", 3 - lawy poduszkowe w wąwozie Lipa, 4 –
lawy poduszkowe w wąwozie Myśliborskim, 5 – melanże we wsi
Rzeszówek ................................................................................................... 55
Fig. 16 A, B - odsłonięcie fliszu formacji ze Srebrnej Góry (odsłonięcie w przekopie
kolejki); C, D - diamiktytowa struktura osadów typu "debris flow"
(odsłonięcie pod wiaduktem) ....................................................................... 57
Fig. 17 A - synforma z osadów fliszowych (wysokość odsłonięcia ok. 4 m), B wąskopromienny fałd zlokalizowany przy uskoku nasuwczym (długość
młotka ok. 60 cm) ........................................................................................ 58
Fig. 18 A - kontakt pomiędzy łupkami a blokiem metapiaskowca; B - soczewy
marmuru w łupkowym matriks .................................................................... 59
Fig. 19 A - ściana kamieniołomu gabra w Dzikowcu, k. Nowej Rudy. Czerwonym
kolorem zaznaczono znacznych rozmiarów uskok. Z prawej strony
widoczne są również ciągłe deformacje tektoniczne; B - strefa uskokowa z
wyraźnie wykształconą brekcją uskokową; C – kryształy gabra
diallagowego; D – blok gabra z wyraźnym lustrem tektonicznym.............. 60
Fig. 20 A - fragmenty koralowców (Rugosa) w wapieniach dewońskich; B - fałd z
nasunięcia w pakiecie mułowcowo – wapiennym (około 3m wysokości); C,
D – różne wykształcenie zlepieńców karbońskich w sąsiedztwie Jeziorka
Daisy ............................................................................................................ 61
Fig. 21 Odsłonięcia wapieni wojcieszowskich. Czerwoną linią podkreślono kontakt
wapieni znajdującymi się ponad łupkami metamorficznymi. A - odsłonięcie
w kamieniołomie „Gruszka”, B – zbliżenie strefy kontaktu, C – kontakt
99
wapieni wojcieszowskich z łupkami radzimowickimi w Podgórkach, D –
kontakt wapieni z fyllitami (odsłonięcie w rejonie Mysłowa) ....................... 62
Fig. 22 A – odsłonięcie warstw chaotycznych w potoku powyżej wsi Rzeszówek.
Czerwoną linią podkreślono duży egzotyczn klast w obrębie melanży. B –
silnie spękane utwory o cechach kulmu, stanowiące nadkład kompleksu
chaotycznego. C – fragmnety wapieni krystalicznych znalezionych w obrębie
warstw chaotycznych. D – odsłonięcie w skarpie potoku w miejscowości
Rzeszówek. Wyraźnie zaznacza się gęsta sieć spękań ................................... 63
Fig. 23 Jednostki tektoniczne Europy Centralnej wydzielone na potrzeby
modelowania na tle zarysów linii brzegowej i granicy Polski ....................... 67
Fig. 24 Wydzielone jednostki w rejonie Masywu Czeskiego wykorzystywane
podczas modelowania .................................................................................... 68
Fig. 25 Histogram prędkości (420 - 305 Ma) ............................................................. 76
Fig. 26 Histogram prędkości (420 – 370 Ma) ............................................................ 77
Fig. 27 Histogram prędkości (370 - 305 Ma) ............................................................. 78
Fig. 28 Wybrane cięcia czasowe ilustrujące rozkład wektora prędkości. Wyraźnie
widoczna zmiana wektora prędkości związana z początkową fazą kolizji łuku
wysp z terranami armorykańskimi (prawy dolny róg). .................................. 95
Fig. 29 Wybrane cięcia czasowe ilustrujące rozkład wektora prędkości podczas
kolizji łuku wysp z terranami armorykańskimi. Widoczna szybka rotacja
terranu protokarpackiego oraz terranu Tepla – Barrandian (górne rysunki). . 96
Fig. 30 Wybrane cięcia czasowe ilustrujące rozkład wektora prędkości podczas
ostatniego stadium zamykania basenu. Okres ten charakteryzuje się prawie
stałym rozkładem prędkości. W 305 Ma dochodzi do wyzerowania się
wektora prędkości. ......................................................................................... 97
100
Mapa 1 Położenie płyt w późnym sylurze (420 Ma) ................................................. 86
Mapa 2 Położenie płyt we wczesnym dewonie (400 Ma) ......................................... 87
Mapa 3 Położenie płyt w późnym dewonie (370 Ma) ............................................... 88
Mapa 4 Położenie płyt w późnym dewonie (365 Ma). 1 – morawsko – śląski
fragment basenu złukowego, 2, 3 – obdukcja skorupy oceanicznej o. Rei
(jedn. Leszczyńca, kompleks Marianskie Lazne), 4 – prawoskrętna
reaktywacja uskoku Kraków – Lubliniec, 5 – przeskok strefy subdukcji ... 89
Mapa 5 Położenie płyt we wczesnym karbonie (350 Ma). 1 – zamknięcie domeny
morawsko – śląskiej, 2, 3 – kompleksy ofiolitowe starszej generacji, 4 –
postępująca subdukcja oceanu Paleotetydy ................................................. 90
Mapa 6 Położenie płyt w późnym karbonie (305 Ma) ............................................... 91
Przekrój 1 Schematyczny przekrój do Mapy 1 .......................................................... 92
Przekrój 2 Schematyczny przekrój do Mapy 2 .......................................................... 92
Przekrój 3 Schematyczny przekrój do Mapy 3 .......................................................... 93
Przekrój 4 Schematyczny przekrój do Mapy 4. 1 – inicjacja depozycji osadów
pryzmy akrecyjnej ........................................................................................ 93
Przekrój 5 Schematyczny przekrój do Mapy 5. 1 - kompleks ofiolitowy starszej
generacji (np.: jednostka Leszczyńca, kompleks Mariańskich Laźni) ........ 94
Przekrój 6 Schematyczny przekrój do Mapy 6. 1 - strefa subdukcji Oceanu
Paleotetydy, 2 – fragment skorupy oceanicznej Oceanu Renohercyńskiego,
3 – w pełni wykształcona pryzma akrecyjna ............................................... 94
101
12 Cytowane prace
Aleksandrowski, P. i Mazur, S. (2002). Collage tectonics in the northeasternmost part of the
Variscan Belt: the Sudetes, Bohemian Massif. Geological Society of London, Special
Publication, 201, strony 237-277.
Alonso, J. L., Marcos, A., Villa, E., Suarez, A., Merino-Tome, O. A. i Fernandez, L. P.
(2014). Melanges and other types of block-in-matrix formations in the Cantabrian
Zone (Variscan Orogen, northwest Spain): origin and significance. International
Geology Review. Taylor and Francis.
Baranowski, Z. (1988). Łupki radzimowickie Gór Kaczawskich (Sudety Zachodnie):
charakterystyka litofacjalna zmetamorfizowanych osadów rowu oceanicznego.
Annales Societatis Geologorum Poloniae, 58, strony 325-383.
Barmuta, J. i Golonka, J. (2012). Paleozoic amalgamation of Central Europe - interactive
modeling with GPlates software. W Z. Nemeth (Red.), Mineralia Slovaca, 1, str. 72.
Białek, D., Raczyński, P., Sztajner, P. i Zawadzki, D. (2007). Archeocjaty wapieni
wojcieszowskich. Przegląd Geologiczny, 55(12/2), strony 1112-1116.
Buła, J. i Jachowicz, M. (1996). The Lower Palaeozoic sediments in the Upper Silesian
Block. Geological Quarterly, 40, strony 299-336.
Buła, Z. i Żaba, J. (2005). Pozycja tektoniczna Górnośląskiego Zagłebia Węglowego na tle
prekambryjskiego i dolnopaleozoicznego podłoża. W J. Jureczka, Z. Buła i J. Żaba,
Geologia i zagadnienia ochrony środowiska w regionie górnośląskim (strony 14-42).
Warszawa: Państwowy Instytut Geologiczny, Polskie Towarzystwo Geologiczne.
Buła, Z., Żaba, J. i Habryn, R. (2008). Reginalizacja tektoniczna Polski - Polska południowa
(blok górnośląski i blok małopolski). Przegląd Geologiczny, 56(10), strony 912 920.
Bullard, E., Everett, J. E. i Smith, A. G. (1965). The fit of the continents around the Atlantic.
258, 41 - 51. (P. M. Blackett, E. Bullard i K. S. Runcorn, Redaktorzy)
Burke, K., Steinberg, B., Torsvik, T. H. i Smethurst, A. M. (2008). Plume Generation Zones
at the margins of Large Low Shear Velocity Provinces on core-mantle boundary.
Earth and Planetary Science Letters, 265, strony 49-60.
Carey, S. i Sigurdsson, H. (1984). A model of volcanogenic sedimentation in marginal
basins. 16, strony 37-58.
Chappell, B. W. i White, A. J. (1974). Two contrasting granites types. Pacific Geology, 79,
strony 173-174.
102
Chopin, F., Schulmann, K., Skrzypek, E., Lehmann, J., Dujardin, J. R., Martelat, J. E., . . .
Pitra, P. (2012). Crustal influx, indentation, ductile thinning and gravity
redistribution in a continental wedge: Building a Moldanubian mantled gneiss dome
with underthrust Saxothuringian material (European Variscan belt). Tectonics, 31,
strony 1-27.
Chorowska, M., Milewicz, J. i Radlicz, K. (1986). Preliminary results of borehole Żdanów
IG-1. Przegląd Geologiczny, 10, strony 596-597.
Ciesielczuk, J. i Żaba, J. (2006). The palaeotectonic environment of amphibolites from the
Polish part of the Desna and Vrbno series, Opava Mts, East Sudetes. Mineralogia
Polonica - Special Papers, 29, strony 115-118.
Clemens, J. D., Holloway, J. R. i White, A. J. (1986). Origin of an A-type granite:
Experimental constrains. American Mineralogist, 71, strony 317-324.
Coffin, M. F. i Eldholm, O. (1994). Large Igneous Provinces: crustal structure, dimensions
and external consequences. Reviews of Geophysics, 32(1), strony 1-36.
Condie, K. C. (1997). Plate tectonics and Crustal Evolution (wyd. IV).
Crowley, Q. C., Floyd, P. A., Winchester, J. A., Franke, W. i Holland, J. G. (2000). Early
Palaeozoic rift-related magmatism in Variscan Europe: fragmentation of the
Armorican Terrane Assemblage. Terra Nova(12), strony 171-180.
Cymerman, Z. (1996). The Złoty Stok - Trzebieszowice regional shear zone: the boundary
terranes in the Góry Złote Mts (Sudetes). Geological Quarterly, 40, strony 89-118.
Cymerman, Z. (1998). The Góry Sowie Terrane: a key to understanding the Palaeozoic
evolution of the Sudetes area and beyond. Geological Quarterly, 42(4), strony 379400.
Cymerman, Z. (2004). Mapa tektoniczna Sudetów i bloku przedsudeckiego, 1:200 000. (J.
Małecka, Red.) PIG.
De Wever, P., Dumitrica, P., Caulet, J. P., Nigirini, C. i Caridroit, M. (2001). Radiolarians
in the Sedimentary Record. Taylor & Francis.
Dewey, J. F. i Burke, K. (1974). Hotspots and continental breakup: implication for
collisional orogeny. Geology, 2, strony 57 - 60.
Don, J., Skácel, J. i Gotowała, J. (2003). The boundary zone of the East and West Sudetes
on the 1:50 000 scale geological map of the Velké Vrbno, Staré Mìsto and OEnie¿nik
Metamorphic Units. Geologia Sudetica, 35, strony 25-59.
103
Dubińska, E., Bylina, P., Kozłowski, A., Dorr, W., Nejbert K, Schostok, J. i Kulicki, C.
(2004). U-Pb dating of serpentinitization: hydrotermal zircon from a metasomatic
rodingite shell (Sudeteic ophiolite, SW Poland). Chem. Geol, 203, strony 183-203.
Duthou, J. L., Couturie, J. P., Mierzejewski, M. P. i Pin, C. (1991). Age determination of the
Karkonosze granite using isochrone Rb-Sr whole rock method. Przegląd
Geologiczny, 2, strony 75-79.
Dziewoński, A. M. i Anderson, D. L. (1981). Preliminary reference Earth Model. Physics of
the Earth and Planetary Interiors, 25, strony 297-356.
Eckelmann, K., Nesbor, H. D., Konigshof, P., Linnemann, U., Hofmann, M., Lange, J. M. i
Sagawe, A. (2014). Plate interactions of Laurussia and Gondwana during the
formation of Pangaea - Constrains from U-Pb LA-SF-ICP-MS detrital zircon ages of
Devonian and Early Carboniferous siliciclastics of the Rhenohercynian zone, Central
European Variscides. Gondwana Research, 25(4), strony 1484-1500.
Finger, F., Hanžl, P., Pin, C., von Quadt, A. i Steyrer, H. P. (2000). The Brunovistulian:
Avalonia Precambrian sequences at the eastern end of the Central European
Variscides. W W. Franke, V. Haak, O. Oncken i D. Tanner, Orogenic Processes:
Quantification and Modelling in the Variscan Belt (strony 103-112). Londyn: The
Geological Society of London, Special Publication.
Floyd, P. A., Winchester, J. A., Ciesielczuk, J., Lewandowska, A., Szczepański, J. i Turniak,
K. (1996). Geochemistry of early Palaeozoic amphibolites from the Orlica-Śnieżnik
dome, Bohemian Massif: petrogenesis and palaeotectonic aspects. Geologische
Rundschau, 85, strony 225-238.
Ford, D. i Golonka, J. (2003). Phanerozoic paleogeography, paleoenvironment and
lithofacies maps of the circum-Atlantic margins. Marine and Petroleum Geology, 20,
strony 249 - 285.
Franke, W. (2000). The mid-Euopean segment of the Variscides: tectonostratigraphic units,
terrane boundaries and plate tectonic evolution. W W. Franke, V. Haak, O. Oncken
i D. Tanner, Orogenic Processes: Quantificaton and Modelling in the Variscan Belt
(Tom 129, strony 35-61). Londyn: Geological Society.
Franke, W. i Żelaźniewicz, A. (2000). The eastern termination of the Variscides: terrane
correlation and kinematic evolution. W W. Franke, V. Haak, O. Oncken i D. Tanner,
Orogenic Processes: Quantification and Modelling in the Variscan Belt (str.
London). Geological Society.
Frisch, W., Meschede, M. i Blakey, R. (2011). Plate Tectonics. Springer.
104
Gehmlich, M., Linnemann, U., Tichomirowa, M., Gaitzsch, B., Kroner, U. i Bombach, K.
(2000). Geochronologie oberdevonischer bis unterkarbonischer Magmatite der
Thuringischen und Bayerischen Faziesreihe sowie variszischer Deckenkomplexe
und der Fru¨hmolasse von Borna-Hainichen (Saxothuringisches Terrane). Zeitschrift
der deutschen geologischen Gesellschaft, 151, strony 337-363.
Golonka, J. (2007). Phanerozoic environment and paleolithofacies maps. Early Paleozoic.
Geologia, 35(4), strony 589 - 654.
Golonka, J. (2007). Phanerozoic paleoenvironment and paleolithofacies maps. Late
Paleozoic. Geologia, 33(2), strony 145-209.
Golonka, J. i Bocharova, N. Y. (2000). Hot sot activity and the break-up of Pangea.
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 161, strony 49-69.
Golonka, J. i Gawęda, A. (2012). Plate Tectonic Evolution of the Southern Margin of
Laurussia in the Paleozoic. W E. Sharkov, Tectonics - Recent Advances.
Golonka, J., Barmuta, J., Barmuta, M., Krobicki, M., Cieszkowski, M. i Ślączka, A. (2014).
Olistoplaques in the Carpathian and Sudetes Mountains. Olomouc.
Golonka, J., Krobicki, M., Pająk, J., Van Giang, N. i Zuchiewicz, W. (2006). Global Plate
Tectonics and Paleogeography of Southeast Asia (wyd. I). Kraków: Arkadia.
Greiner, B. (1999). Euler rotations in plate-tectonics reconstructions. Computers &
Geoscience, 25, strony 209-216.
Gunia, T. (1985). Geological position of the Góry Sowie block and its influance on the
paleogeography of the Palaeozoic complexes of Central Sudetes. Geologia Sudetica,
20, strony 83-119.
Gurnis, M., Turner, M., Zahirovic, S., DiCaprio, L., Spasojevic, S., Müller, R. D., . . . Bower,
D. J. (2012). Plate tectonics reconstructions with continuously closing plates.
Computers & Geoscience, 38(1), strony 35-42.
Guy, A., Edel, J., Schulmann, K., Tomek, C. i Lexa, O. (2011). A geophysical model of the
Variscan orogenic root (Bohemian Massif): Implications for modern collisional
orogens. Lithos, 124, strony 144-157.
Haq, B. U. i Schutter, S. R. (2008). A chronology of Paleozoic sea-level changes. Science,
322(5898), strony 64 - 68.
Haydukiewicz, A. (1987). Melanże Gór Kaczawskich. Przewodnik 58 Zajazdu Polskiego
Towarzystwa Geologicznego w Wałbrzychu.
Haydukiewicz, A. (1987). Melanże Gór Kaczawskich. Przewodnik 58 Zjazdu Polskiego
Towarzystwa Geologicznego w Wałbrzychu, (strony 106-112).
105
Howell, D. G. (1989). Tectonics of Suspected Terranes. Mountain Building and Continental
Growth. Londyn: Chapman & Hall.
Huckriede, H., Wemmer, K. i Ahrendt, H. (2004). Palaeogeography and tectonic structure
of allochthonous units in the German part of the Rheno-Hercynian Belt (Central
European Variscides). International Journal of Earth Science, 93, strony 414-431.
Humphreys, E. R. i Niu, Y. (2009). On the composition of ocean island basalts (OIB): The
offects of lithospheric thickness variation and mantle metasomatism. Lithos, 112,
strony 118-136.
Hunke, H. i Mulder, T. (2011). Deep-sea sediments. Amsterdam: Elsevier.
Ingersoll, R. V. (1988). Tectonics of sedimentary basins. Geological Society of America
Bulletin, 100, strony 1704-1719.
Jankowski, L. (2007). Kompleksy chaotyczne w rejonie gorlickim (polskie Karpaty
Zewnętrzne). Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 426, strony 27-52.
Kalvoda, J., Babek, O., Fatka, O., Leichmann, J., Melichar, R., Nehyba, S. i Spacek, P.
(2008). Brunovistulian terrane (Bohemian Massif, Central Europe) from late
Proterozoic to late Paleozoic: a review. Geol Rundsch, 97, strony 497 - 518.
Kearey, P., Klepeis, K. A. i Vine, F. J. (2009). Global Tectonics. Wiley-Blackwell.
Kent, D. V. i van der Voo, R. (1990). Palaeozoic palaeogeography from palaeomagnetism
of the Atlantic-bordering continents. W W. S. McKerrow i C. R. Scotese, Palaeozoic
palaeogeography and biogeography (Tom 12, strony 45 - 56). Geological Society
Memoir.
Kiessling, W., Flugel, E. i Golonka, J. (2002). Phanerozoic reef pattern. Tulsa: Society for
Sedimentary Geology.
Kiessling, W., Flugel, E. i Golonka, J. (2003). Patterns of Phanerozoic carbonate platform
sedimentation. Lethaia(36), strony 195-226.
Klimas, K., Kryza, R., Mazur, S. i Jendrzejaczyk, M. (2003). A petrogenetic comparative
study of zircons from the mylonites of the Niemcza Shear Zone and the gneisses of
the Górys Sowie Block (SW Poland). Geologia Sudetica, 35, strony 1-12.
Kondracki, J. (1964). Regiony fizycznogeograficzne Polski. Poznaj Świat, 137(4).
Kossmat, F. (1927). Gliderung des varistischen Gebirgsbaues. Abhandlungen des
Sachsischen Geologischen, 1, strony 1-39.
Kozdrój, W. (2003). Metabasites from the Polish part of the Andelska Hora Formation
(Moravo-Silesian Zone): Geochemistry, metamorphic hisory and geotectonic
meaning. Journal of the Czech Geological Society, 48(1-2), str. 82.
106
Królikowski, C. i Petecki, C. (1995). Gravimetric map of Poland, 1:1000 000. Warszawa:
Państwowy Instytut Geologiczny.
Kroner, U. i Romer, R. L. (2013). Two plates - Many subduction zones: The Variscan
orogeny reconsidered. Gondwana Research, 24, strony 298-329.
Kroner, U., Hahn, T., Romer, R. L. i Linnemann, U. (2007). The Variscan orogeny in the
Saxo-Thuringian Zone - Heterogenous overprint of Cadomian/Palaeozoic PeriGondwana crust. W U. Linnemann, R. D. Nance, P. Kraft i G. Zulauf, The Evolution
of the Rheic Ocean: From Avalonian-Cadomian Active Margin to AlleghenianVariscn Collision (Tom 423, strony 153-172). Geological Society of America.
Kroner, U., Mansy, J. L., Mazur, S., Aleksandrowski, P., Hann, H. P., Huckriede, H., . . .
Zulauf, G. (2008). Variscan Tectonics. W T. McCann, The Geology of Central
Europe (Tom 1). Londyn: Geological Society of London.
Kryza, R. i Muszyński, A. (1992). Pre-variscan volcanic-sedimentary succession of the
Central Souther Góry Kaczawskie, SW Poland: outline geology. Annales Societatis
Geologorum Poloniae, 62, strony 117-140.
Kryza, R. i Pin, C. (2010). The Cen tral-Sudetic ophiolites (SW Poland): petrogenetic issues,
geochronology and paleotectonic implications. Gondwana Research(17), strony
292-305.
Kryza, R. i Zalasiewicz, J. (2008). Records of Precambrain - Early Palaeozoic volcanic and
sedimentary processes in the Central European Variscides: A review of SHRIMP
zircon data from Kaczawa succession (Sudetes, SW Poland). Tectonophysics, 461,
strony 60-71.
Kryza, R., Zalasiewicz, J. i Nikolay, R. (2008). Enigmatic sedimentary-volcanic successions
in the central European Variscides: a Cambrian/Early Ordovician age of the
Wojcieszów Limestone (Kaczawa Mountains, SW Poland) indicated by SHRIMP
dating of volcanic zircons. Geological Journal, 43, strony 415-430.
Kryza, R., Zalasiewicz, J., Mazur, S., Aleksandrowski, P., Sergeev, S. i Presnyakov, S.
(2007). Early Palaeozoic initial-rift volcanism in the Central European Variscides
(the Kaczawa Mountains, Sudetes, SW Poland): evidence from SIMS dating of
zircon. Jurnal of the Geological Society, 164, strony 1207-1215.
Krӧner, A., Jaeckel, P., Hegner, P. i Opletal, M. (2001). Single zircon ages and whole-rock
Nd isotopic systematics of early Palaeozoic granitoid gneisses from Czech and Polish
Sudetes (Jizerske hory, Krkonose and Orlica-Snieżnik Complex). International
Journal of Earth Sciences, 90, strony 304-324.
107
Krӧner, A., Štípská, P., Schulmann, K. i Jaeckel, P. (2000). Chronological constrains on the
pre-Variscan evolution of the northeastern margin of he Bohemina Massif. W W.
Franke, V. Haak, O. Oncken i D. Tanner, Orogenic processes: Quantification and
modelling in the Variscan Belt (strony 175-197). London: Geological Society.
Lee, C., Nott, J. A., Keller, F. B. i Parrish, A. R. (2004). Seismic Expression of the Cenozoic
Mass Transport Complexes, Deepwater Tarfaya-Agadir Basin, Offshore Marocco.
Offshore Technology Conference. Huston.
Lewandowski, M. (1993). Paleomagnetism of the Paleozoic rocks of the Holy Cross Mts
(Central Poland) and the origin of the Variscan orogeny. Publications of the Institute
of Geophysics of the Polish Academy of Sciences, A23(265), strony 1-85.
Lewandowski, M. (2003). Assembly of Pangea: Combined Paleomagnetic and Paleoclimatic
Approach. Advances in Geophysics, 46, strony 199-236.
Lexa, O., Schulmann, K., Janousek, V., Štípská, P., Guy, A. i Racek, M. (2011). Heat source
and trigger mechanisms of exhumation of HP granulites in Variscan orogenic root.
Journal of Meamorphic Geology, 29, strony 79-102.
Loiselle, M. C. i Wones, D. R. (1979). Characteristic and origin of anorogenic granites. 11,
468. Geological Society of America Abstracts with Programs.
Lorenc, S. (1983). Petrogeneza wapieni wojcieszowskich. Geologia Sudetica, 18(1), strony
61-119.
Macdonald, K. C. (1982). Mid-ocean ridges: fine scale tectonic, volcanic and hydrothermal
processes within a plate boundary zone. Annual Review of Earth and Planetary
Sciences, 10, strony 155-190.
Maierová, P., Čadek, O., Lexa, O. i Schulmann, K. (2012). A numerical model of
exhumation of the orogenic lower crust in the Bohemian Massif during the Variscan
orogeny. Studia Geophysica et Geodaetica, 56, strony 595-619.
Maierová, P., Lexa, O., Schulmann, K. i Štípská, P. (2014). Contrasting tectonometamorphic evolution of orogenic lower crust in the Bohemian. Gondwana
Research, 25, strony 509-521.
Malinowski, M., Żelaźniewicz, A., Grad, M., Guterch, A. i Janik, T. (2005). Seismc and
geological structure of the crust in the transition from Baltica to Palaeozoic Europe
in SE Poland - CELEBRATION 2000 experiment, profile CEL02. Tectonophysics,
401, strony 55 - 77.
Matte, P. (2001). The Variscan collage and orogeny (480-290 Ma) and the tectonic definition
of the Armorica microplate: a review. Terra Nova, 13, strony 122 - 128.
108
Mazur, S. i Aleksandrowski, P. (2008). SW Poland Sudetes. W T. McCann, The Geology of
Central Europe (Tom I, strony 622-627). London, Geological Society.
Mazur, S. i Puziewicz, J. (1995). Mylonites of the Niemcza Shear Zone. Annales Societatis
Geologorum Poloniae, 64, strony 23-52.
Mazur, S., Aleksandrowski, P. i Szczepański, J. (2010). Zarys budowy i ewolucji
tektonicznej waryscyjskiej struktury Sudetów. Przegląd Geologiczny, 58(2), strony
133-145.
Mazur, S., Aleksandrowski, P., Kryza, R. i Oberc-Dziedzic, T. (2006). The Variscan Orogen
in Poland. Geological Quarterly, 50(1), strony 89-118.
Mazur, S., Aleksnadrowski, P., Turniak, K. i Awdankiewicz, M. (2007). Geology, tectonic
evolution and Late Palaeozoic magmatism of Sudetes - an overview. Granitoids in
Poland, 1, strony 59-87.
McCann, T. (2008). Introduction and overview. W T. McCann, Geology of Central Europe
(Tom 1, strony 1-20). Geological Society, London.
McCann, T., Skompski, S., Poty, E., Dusar, M., Vozarova, A., Schneider, J., . . . Tait, J.
(2008). Carboniferous. W The Geology of Central Europe.
Miyazaki, S. i Heki, K. (2001). Crustal velocity field of southwest Japan: Subduction and
arc-arc collision. Journal of Geophysical Research, 106, strony 4305-4326.
Mizerski, W., Stupka, O. i Olczak - Dusseldorp, I. (2012). Does the East European branch
of the Caledonides Exist? Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 449,
strony 109-118.
Mortimer, Z. (2004). Zarys Fizyki Ziemi (wyd. II). Kraków: Uczelniane Wydawnictwo
Naukowo - Dydaktyczne.
Müller, R. D., Sdrolias, M., Gaina, C. i Roest, W. R. (2008). Age, spreading rates, and
spreading asymmetry of the world's ocean crust. Geochemistry, Geopysics,
Geosystems, 9, strony 1-42.
Nance, R. D., Gutierrez-Alonso, G., Keppie, J. D., Linnemann, U., Murphy, J. B., Quesada,
C., . . . Woodcock, N. H. (2010). Evolution of the Rheic Ocean. Gondwana Research,
17, strony 194-222.
Narkiewicz, M. (2007). Development and inversion of Devonian and Carboniferous basins
in the eastern part of the Variscan foreland (Poland). Geological Quarterly, 51,
strony 231-256.
109
Nawrocki, J. i Poprawa, P. (2006). Development of the Trans European Suture ZOne in
Poland from Ediacaran rifting to Early Palaeozoic accretion. Geol. Quart., 50(1),
strony 59 - 76.
Nawrocki, J., Żylińska, A., Buła, Z., Grabowski, J., Krzywiec, P. i Poprawa, P. (2004). Early
Cambrian location and affinities of the Brunovistulian terrane (Central Europe) in
the light of palaeomagnetic data. Journal of the Geological Society, 161, strony 513
- 522.
Oberc, J. (1987). Pozycja fliszu Gór Bardzkich. Przewodnik LVIII zjazdu Polskiego
Towarzystwa Geologicznego, 165-180. (Z. Baranowski, A. Grocholski, J.
Malinowski, J. Oberc i S. Porębski, Redaktorzy) Wałbrzych: Zakład Graficzny AGH.
Oberc-Dziedzic, T., Klimas, T., Kryza, R. i Fanning, M. (2001). SHRIMP zircon
geochronology of the Neoproterozoic Strzelin gneiss: evidence for the MoravoSilesian zone affinity of the Strzelin masssif, Fore-Sudetic block, SW Poland.
Geolines, 13, strony 96-97.
Oberc-Dziedzic, T., Kryza, R. i Białek, J. (2010). Variscan multistage granitoid magmatism
in Brunovistulicum: petrological and SHRIMP U-Pb zircon geochronological
evidence from the southern part of the Strzelin Massif, SW Poland. Geological
Quarterly, 54(3), strony 301-324.
O'Brien, P. J. i Vrana, S. (1995). Eclogites with a short-lived granulite-facies overprint in
the Moldanubian Zone, Czech Republic – petrology, geochemistry and diffusion
modeling of garnet zoning. Geologische Rundschau, 84, strony 473-488.
O'Brien, P. J., Krӧner, A., Jaeckel, P., Hegner, E., Żelaźniewicz, A. i Kryza, R. (1997).
Petrological and isotopic studies on Palaeozoic high-pressure granulites, Gory Sowie
Mts, Polish Sudetes. Journal of Petrelogy, 38, strony 433-456.
Oczlon, M. S. (2006). Terrane map of Europe. Heidelberg.
Oliver, G. J., Corfu, F. i Krogh, T. E. (1993). U-Pb ages from SW Polish Sudetes: evidence
for a Caledonian suture zone between Baltica nad Gondwana. Journal of the
Geological Society, London, 150, strony 355-369.
Parry, M., Štípská, P., Schulmann, K., Hrouda, F., Jeżek, J. i Krӧner, A. (1997). Tonalite sill
emplacement at an oblique plate boundary: northeastern margin of the Bohemian
Massif. Tectonophysics, 280, strony 61-81.
Patocka, F. i Smulikowski, W. (2000). Early Palaeozoic intracontinental rifting and incipietn
ocaenic spreading in the Czech/Polish East Krkonose/Karkonosze Complex, West
Sudetes (NE Bohemian Massif). Geologia Sudetica, 33, strony 1-15.
110
Patocka, F., Otava, J. i Mastera, L. (1994). Geochemistry of Clastic Sediments of the
Andelska Hora Formation (Jaseniky Mountains, Culm Facies, Bohemian Massif):
Implication for the Source Are Nature. Jahrbuch Der Geologischen Bundesanstalt,
137(2), strony 319-330.
Perfit, M. R., Gust , D. A., Bence, A. E., Arculus, R. J. i Taylor, S. R. (1980). Chemical
Characteristics of Island-Arc Basalts: Implications for Mantle Sources. Chemical
Geology, 30, strony 227-256.
Pharaoh, T. (1999). Palaeozoic terranes and their litospheric boundaries within the TransEuropean Suture Zone (TESZ): a review. Tectonophysics, 314, strony 17 - 41.
Pitcher, W. S. (1997). The Nature and Origin of Granite (wyd. II). Londyn: Chapman &
Hall.
Pitman, W. C. i Talwani, M. (1972). Seafloor spreding in the North Atlantic. Geological
Society of America Bulletin(83), strony 619 - 646.
Porębski, S. (1984). Sedymentacja dewonu-karbonu w depresji Świebodzic. Przewodnik
LVIII zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 117-130. (Z. Baranowski, A.
Grocholski, J. Malinowski, J. Oberc i S. Porębski, Redaktorzy) Wałbrzych: Zakład
Graficzny AGH.
Porębski, S. J. (1981). Świebodzice succession. Upper Devonian-lowermost Carboniferous,
Western Sudetes: a prograding mass-flow dominated fan-delta complex. Geologia
Sudetica, 16, strony 92-101.
Porębski, S. J. (1997). Slope-type fan delta in a strike-slip setting: Świebodzice Basin
(Devonian-Carboniferous). W J. Wojewoda, Obszary Żródłowe: Zapis w Osadach
(Tom I, strony 35-52). Wrocław: WIND.
Racek, M., Štípská, P., Pitra, P., Schulmann, K. i Lexa, O. (2006). Metamorphic record of
burial and exhumation of orogenic lower and middle crust: a new tectonothermal
model for the Drosendorf window (Bohemian Massif, Austria). Mineralogy and
Petrology, 86, strony 221-251.
Robardet, M. (2003). The Armorica 'microplate': fact or fiction? Critical review of the
concept
and
contradictory
palaeobiogeographical
data.
Palaeogeography,
Palaeoclimatology and Palaeoecology, 195, strony 125 - 148.
Schulmann, K. i Gayer, R. (2000). A model for a continental accretionary wedge developed
by oblique collision: the NE Bohemian Massif. Journal of the Geological Society,
157, strony 401-416.
111
Schulmann, K., Konopáse, J., Janousek, V., Lexa, O., Lardeaux, J.-M., Edel, J.-B., . . .
Ulrich, S. (2009). An Andean type Palaeozoic convergence in the Bohemian Massif.
C. R. Geoscience, 341, strony 266-286.
Sdrolias, M. i Müller, R. D. (2006). Controls of back-arc basin formation. Geochemistry,
Geophysics, Geosystems, 7(4), strony 1-40.
Stampfli, G. M., Hochard, C., Verard, C., Willhem, C. i von Raumer, J. (2013). The
formation of Pangea. Tectonophysics, 593, strony 1-19.
Stampfli, G. M., von Raumer, J. F. i Borel, G. D. (2002). Paleozoic evolution of the preVariscan terranes: From Gondwana to the Variscan collision. W J. R. Catalan, R. D.
Hatcher, S. Arenas i F. Diaz Garcia, Variscan Appalachian dynamics: The building
of the late Paleozoic basement: Boulder, Colorado (Tom 364, strony 263-280).
Geological Society of America.
Steinberg, B. i Torsvik, T. H. (2012). A geodynamic model of plumes from the margins of
Large Low Shear Velocity Provinces. Geochemistry, Geophysics, Geosystems,
13(1), strony 1-17.
Steiner, J. i Falk, F. (1981). The Ordovivian Lederschifere of Thuringia. W M. J. Hambrey
i W. D. Harald, Earth's pre-Pleistocene glacial record. Cambridge: Univeristy Press.
Stern, R. J. (2002). Subduction Zones. Reviews of Geophysics, 40(4).
Stern, R. J. (2004). Subduction initiation: spontaneous and induced. Earth and Planetary
Science Letters, 226, strony 275-292.
Štípská, P. i Powell, R. (2005). Does ternary feldspar constrain the metamorphic conditions
of high-grade meta-igneous rocks? Evidence from orthopyroxene granulites,
Bohemian Massif. Journal of Metamorphic Geology, 23, strony 627-647.
Suess, E. (1885). Das Antlitz der Erde (Tom 1). Praga, Leipzig: Tompsky i Freytag.
Szaniawski, R. (2008). Late Paleozoic geodynamics of the Małopolska Massif in the light
on new paleomagnetic data for the southern Holy Cross Mountains. Acta Geologica
Polonica, 58(1), strony 1-12.
Szczepański, J. i Oberc-Dziedzic, T. (1998). Geochemistry of amphibolites from the Strzelin
crystalline massif, Fore-Sudetic Block, SW Poland. Neues Jahrbuch far
Mineralogie, Abhandlungen, 173, strony 23-40.
Taira, A. (2001). Tectonic Evolution of the Japanese Island Arc System. Annual Review of
Earth and Planetary Science, strony 109-134.
112
Tait, J. A., Buchtadse, V., Franke, W. i Soffel, H. C. (1997). Geodynamic evolution of the
European Variscan fold belt: palaeomagnetic and geological constrain. Geol.
Rundsch, 86, strony 585 - 598.
Timmerman, M. J. (2008). Palaeozoic magmatism. W T. McCann, Geology of Central
Europe (Tom 1). Londyn: Geological Society of London.
Torsvik, T. H. i Cocks, L. M. (2013). Gondwana from top to base in space and time.
Gondwana Research, 24, strony 999-1030.
Torsvik, T. H. i Cocks, L. R. (2012). From Wegener until now: the developement of our
understanding of Earth's Phanerozoic evolution. Geologica Belgica, 15(3), strony
181-192.
Torsvik, T. H., Müller, D. R., Van der Voo, R. i Steinberger, B. (2008). Global plate motion
frames: Toward a unified model. Reviews of Geophysics, 46(3), strony 1 - 44.
Van der Voo, R. (1979). Palaeozoic assembly of Pangea: a new plate tectonic model for the
Taconic, Caledonian and Hercynian orogenies. EOS Trans. AGU 60.
Wajsprych, B. (1978). Allochtoniczne skały paleozoiczne w osadach wizeńskich Gór
Bardzkich (Sudety). Rocznik Polskigo Towarzystwa Geologicznego, 48(1), strony
99-127.
Wajsprych, B. (1995). The Bardo Mts. rock complex: The Famennian - Lowe Carboniferous
preflysch (platform - to flysch (foreland) basin succession, the Sudetes. 23-42.
Kraków, Warszawa.
Wakabayashi, J. i Dilek, Y. (2003). What constitutes "emplacement" of an ophiolite?:
Mechanisms and relationship to subduction initiation and formation of metamorphic
soles. W Y. Dilek i P. T. Robinson, Ophiolites in Earth History (Tom 218, strony
427-447). Londyn: The Geological Society of London.
Wegener, A. (1915). Die Entstchung der Kontinente und Ozeane. Brunswick: Vieweg.
Wei, D. P. i Seno, T. (1998). Determination of the Amurian Plate motion. (M. F. Flower,
Red.) Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia, 27.
Whitmeyer, S. J., Fichter, L. S. i Pyle, E. J. (2007). New directions in Wilson Cycle concepts:
Supercontinent and Tectonic Rock Cycles. Geosphere, 3(6), strony 511-526.
Wilson, J. T. (1965). A new class of faults and their bearing oncontinental drift. 207, strony
343-347.
Wilson, J. T. (1966). Did the Atlantic close and re-open? Nature, 211, strony 676 - 681.
113
Winchester, J. A. i The PACE TMR Network Team. (2002). Palaeozoic amalgamation of
Central Europe: new results from recent geological and geophysical investigations.
Tectonophysics, 360, strony 5 - 21.
Winchester, J. A., Floyd, P. A., Awdankiewicz, A., Piasecki, M. A., Awdankiewicz, H.,
Gunia, P. i Gliwicz, T. (1998). Geochemistry and tectonic significance of metabasics
suites in the Góry Sowie Block, SW Poland. 155, strony 155-164.
Winchester, J. A., Pharaoh, T. C. i Verniers, J. (2002). Palaeozoic amalgamation of Central
Europe: an introduction and synthesis of new results from recent geological and
geophysical investigations. Special Publication, Geological Society of London,
strony 1-18.
Zahirovic, S., Müller,, R. D., Senton, M. i Flament, N. (2015). Tectonic speed limits from
plate kinematic reconstructions. Earth and Planetary Science Letters, 418, strony 4052.
Zeh, A. i Gerdes, A. (2010). Baltica- and Gondwana-derived sediments in the Mid-German
Crystalline Rise. 17, strony 254-263.
Żelaźniewicz, A. (1990). Deformation and metamorphism in the Góry Sowie gneiss
complex, Sudetes, SW Poland. 179, strony 129-157.
Żelaźniewicz, A. (2003). Postęp wiedzy o geologii krystaliniku Sudetów w latach 19902003. W W. Ciężkowski, J. Wojewoda i A. Zelaźniewicz, Sudety Zachodnie: od
wendu do czwartorzędu. Wrocław.
Żelaźniewicz, A., Aleksandrowski, P., Buła, Z., Karnkowski, P. H., Konon, A., Oszczypko,
N., . . . Żytko, K. (2011). Regionalizacja Tektoniczna Polski. Wrocław: Komitet
Nauk Geologicznych PAN.
Żelaźniewicz, A., Nowak, I., Achramowicz, S. i Czapliński, W. (2003). Północna część
bloku karkonosko - izerskiego: historia pasywnej krawędzi terranu Saksoturyngii. W
W. Ciężkowski , J. Wojewoda i A. Żelaźniewicz, Sudety Zachodnie: od wendu do
czwartorzędu. Wrocława.
Ziegler, P. A. (1989). Evolution of Laurussia. Dordrecht: Kluwer Academic Publisher.
Znosko, J. (1981). The problem of the oceanic crust and of ophiolites in the Sudetes. Bull.
Pol. Acad. Sc. Earth, 29(3), strony 185-197.
114