Rozwój tektoniczny dewońsko karbońskich basenów załukowych w obrębie Masywu Czeskiego i obszarów przyległych

Transkrypt

1 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

2 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

3 Spis treści 1 Cel pracy Hipoteza, założenia i metodyka pracy Teoria tektoniki płyt założenia i konsekwencję Metodyka rekonstrukcji wędrówki kontynentów Podstawy matematyczne Układ odniesienia Wybrane geologiczne i geofizyczne nośniki informacji paleogeograficznej Komputerowe metody rekonstrukcji program GPlates Nazewnictwo Geologia obszaru badań Awalonia (Av) Blok małopolski (MB) Terran Brunovistulicum (Brunowistulia) (Bv) Masyw Czeski Saksoturyngia (Sx) Tepla - Barrandian (TB) Jednostka moldanubska (Moldanubicum) (Mo) Sudety Masyw łużycki i pasmo łupków ze Zgorzelca Jednostka kaczawska Masyw karkonosko izerski Ofiolit śródsudecki Blok Gór Sowich (BGS) Jednostka Świebodzic Jednostka bardzka Metamorfik kłodzki Masyw orlicko śnieżnicki (kopuła orlicko śnieżnicka) (TOS) Strefa ścinania Niemczy i Skrzynki Pasmo Nowego Mesta Pasmo Starego Mesta i masyw amfibolitowy Niedźwiedzia Basen śródsudecki Sudety Wschodnie: płaszczowina Wielkiego Vrbna a, jedn. Brannej, płaszczowina Keprnika i kopuła Desny Masyw Strzelina Globalne ramy paleogeograficzne Dotychczasowe proponowane modele rozwoju Europy Centralnej Stanowiska geologiczne Srebrna Góra, Żdanów, droga Wilcza Żdanów (stanowiska nr. 1,2, 3)

4 6.2 Odsłonięcie na wzgórzu Goliniec (Święcko) (stanowisko nr. 4) Masyw Nowej Rudy (stanowisko nr. 5) Jeziorko Daisy (stanowisko nr. 6) Wąwóz Myśliborski (stanowisko nr. 6) Wystąpienia wapieni wojcieszowskich w rejonie Podgórki Lipa - Mysłów Melanże jednostki kaczawskiej odsłonięcia w miejscowości Rzeszówek Modelowanie Konstrukcja modelu Globalne ramy modelu, wydzielenie jednostek Europy Centralnej Interpretacja budowy geologicznej Omówienie i weryfikacja modelu Mapa 1, Przekrój Mapa 2, Przekrój Mapa 3, Przekrój Mapa 4, Przekrój Mapa 5, Przekrój Mapa 6, Przekrój Analiza prędkości Dyskusja wyników i propozycje rozwinięcia prac Podsumowanie Spis tabel i figur Cytowane prace

5 1 Cel pracy Celem pracy było stworzenie modelu tektoniki płyt opisującego historię jednostek budujących Masyw Czeski w Europie Centralnej w interwale czasowym 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

6 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/cm 3 13,09 g/cm 3 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/cm 3 do 5,4 g/cm 3 (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

7 (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/cm 3. Z kolei skorupa oceaniczna, o średniej gęstości około 2,9 g/cm 3, 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

8 Fig. 2 Schemat budowy wnętrza Ziemi (nie zachowano skali pionowej) 7

9 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.: m, odnotowano w rowie Mariańskim w tak zwanej Głębi Challenger a. 8

10 Szerokość rowów oceanicznych waha się przeważnie od 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

11 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 km. W osi grzbietu znajduje się głęboka i wąska dolina ryftowa o głębokości do 2,5 km i szerokości 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

12 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

13 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

14 2.2 Metodyka rekonstrukcji wędrówki kontynentów 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

15 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

16 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 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

17 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) Wybrane geologiczne i geofizyczne nośniki informacji paleogeograficznej 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

18 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 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

19 Metoda ta ma znaczne ograniczenia, wynikające między innymi z wieku współczesnej skorupy oceanicznej oraz dokładności mapowania uskoków transformujących 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

20 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

21 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

22 wyjaśniony obecnie rozważane jest kilka możliwych mechanizmów obdukcji (Condie, 1997; Wakabayashi i Dilek, 2003; Stern, 2004; Kearey i inni, 2009) 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

23 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: ! ! Tab. 1 Fragment pliku ASCII z sekwencją biegunów Eulera dla płyty 302 (kraton Bałtyki) 22

24 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

25 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

26 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

27 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

28 (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

29 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

30 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

31 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) 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

32 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

33 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) 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

34 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) 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

35 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

36 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 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

37 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 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

38 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 Ma i 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) 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

39 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

40 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) 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 górnokambryjskodolnoordowickie 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

41 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 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 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) 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

42 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 U-Pb, stwierdzono szybką ekshumację w interwale 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 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

43 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) 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) 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

44 Najprawdopodobniej okres powstawanie płaszczowin miało miejsce w środkowym i późnym dewonie (Aleksandrowski i Mazur, 2002) 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 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) 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

45 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) 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) 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

46 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

47 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 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

48 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

49 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

50 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

51 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 (Lewandowski, 2003), opartej 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

52 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

53 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

54 Nr Nazwa Opis Wiek 1 Srebrna Góra Karbońskiego fliszu (formacja ze Srebrnej Góry) i osadów typu "debris flow" C1 2 Żdanów Sylurskie łupki graptolitowe w obszarze jednostki bardzkiej S/C1 3 Żdanów - Wilcza Sfałdowane osady fliszu jednostki bardzkiej C1 4 Święcko Olistolity marmurów i metapiaskowców w łupkach i fyllitach serycytowo - chlorytowych i grafitowych C(?) 5 Nowa Ruda Fragment ofiolit śrudsudeckiego S/D 6 Jeziorko Daisy Płytkowodne wapienie z fauną i zlepieńce D/C 7 Wąwóz Myśliborski Lawy poduszkowe S/D 8 Kamieniołom wapienia Odsłonięcie olistolitów wapieni wojcieszowskich wojcieszowskiego i wśród łupków łupków w Podgórkach Cm Nieczynny kamieniołom wapienia wojcieszowskiego "Gruszka" Rzeszówek II (koryto i skarpa potoku Kamiennik) Rzeszówek I (skarpa w potoku Kamiennik) Kontakt gigaolistolitu wapienia wojcieszowskich i łupków dolnopaleozoicznych Osady chaotyczne (melanże) przykryte silnie spękanymi łupkami Silnie spękane łupki karbońskie Tab. 2 Tabela stanowisk geologicznych. Numeracja jak na Fig. 14. Cm C C 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

55 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

56 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

57 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

58 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

59 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

60 Fig. 18 A - kontakt pomiędzy łupkami a blokiem metapiaskowca; B - soczewy marmuru w łupkowym matriks 59

61 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

62 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

63 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

64 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

65 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 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

66 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 ID Wiek od Wiek do (Plate ID) (w Ma) (w Ma) Saksoturyngia Sx Tapla-Barrandian TB Moldanubicum Mo Blok Gór Sowich GSB Terran Orlicko- Bystrzycki TOS Strefa Renohercyńska Rh Brunovistulicum Bv Masyw Małopolski MB Łuk Wysp Awalońskich AIA 356, Terran Protokarpacki PC Uwagi element Awalońskiego Łuku Wysp Ekwiwalent dla 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

67 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 wysp wulkanicznych oddzielających Ocean Rei od Oceanu Renoherycńskiego. Kształt tego typu jednostek zostały umownie wyznaczony. W celu uproszczenia modelowania zastąpiono terrany Wschodnich i Zachodnich Karpat jednym poligonem. 66

68 Fig. 23 Jednostki tektoniczne Europy Centralnej wydzielone na potrzeby modelowania na tle zarysów linii brzegowej i granicy Polski 67

69 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

70 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

71 Awalonia Awaloński Łuk Wyspowy, Grupa Terranów Armorykańskich (Północna Gondwana) Komentarz Ordowik ( Ma) Oderwanie się kontynentu od północnej Gondwany (wczesny ordowik) -- Stałą pozycja przy północnoafrykańskim segmencie Gondwany Powstanie skorupy oceanu Rei pozostałością są kompleksy ofiolitowe starszej generacji (Stare Mesto, Letovice, Mariánske Lázne, jednostka Leszczyńca) Sylur ( Ma) Kolizja z Bałtyką i Laurencją; rozwinięcie się subdukcji pod nowym kontynentem Początek ekstensji załukowej (od późnego syluru) Stała pozycja przy północnoafrykańskim segmencie Gondwany Dewon ( Ma) -- Migracja łuku wysp ku południowi Dryf Gondwany ku północy na wskutek poszerzanie się basenu załukowego zamykania się o. Rei Kolizja z terranami armorykańskimi 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 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 Karbon ( Ma) -- Kontynuuacja zamykania basenu załukowego Zamknięcie się basenu załukowego Płaszczowinowanie osadów, obdukcja fragmentów skorupy Oceanu Renohercyńskiego; powstanie intruzji starszych synorogenicznych intruzji granitowych Powstanie postorogenicznych intruzji granitoidowych Tab. 4 Podsumowanie zebranych danych geologicznych dotyczących ewolucji tektonicznej 70

72 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

73 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

74 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

75 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

76 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 obrazów 1 (Fig. 28, Fig. 29, Fig. 30). Na histogramie całkowitym przedstawiono rozkład wartości wektora prędkości dla całego omawianego interwału czasowego ( 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). skalowania. 1 Na wszystkich figurach obrazujących rozkład wektora prędkości zachowano stały współczynnik 75

77 Częstość % % % Częstość Łączna wartość % 60.00% 40.00% 20.00% prędkość [cm/rok] 0.00% Fig. 25 Histogram prędkości ( Ma) Klasy Częstość Łączna wartość % 0 0 0,00% ,41% ,11% ,11% ,48% ,04% ,96% ,04% ,00% ,00% ,00% Wartość maksymalna: 15,18 Wartość średnia: 2,06 Mediana: 1,53 Tab. 5 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości ( 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

78 Częstość 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 % % Częstość Łączna wartość % 80.00% 60.00% 40.00% 20.00% Więcej prędkość [cm/rok] 0.00% Fig. 26 Histogram prędkości ( Ma) Klasy) Częstość Łączna wartość % 0 0 0,00% ,24% ,00% ,24% ,04% ,00% Wartość maksymalna: 9,12 Wartość średnia: 1,95 Mediana: 1,03 Tab. 6 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości ( Ma) 77

79 Częstość 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 Ma. Z kolei wyższe prędkości są efektem pierwszej fazy kolizji łuku wyspowego z terranami perygondwańskimi ( Ma) (Fig. 28) Częstość Łączna wartość % prędkość [cm/rok] % % 80.00% 60.00% 40.00% 20.00% 0.00% Fig. 27 Histogram prędkości ( Ma) 78

80 Klasy Częstość Łączna wartość % 0 0 0,00% ,29% ,54% ,57% ,01% ,45% ,65% ,75% ,00% Wartość maksymalna: 15,18 Wartość średnia: 2,09 Mediana: 1,53 Tab. 7 Tabelaryczne zestawienie wartości prędkości ( 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 ( 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

81 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

82 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

83 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

84 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

85 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

86 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

87 Mapa 1 Położenie płyt w późnym sylurze (420 Ma) 86

88 Mapa 2 Położenie płyt we wczesnym dewonie (400 Ma) 87

89 Mapa 3 Położenie płyt w późnym dewonie (370 Ma) 88

90 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

91 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

92 Mapa 6 Położenie płyt w późnym karbonie (305 Ma) 91

93 Przekrój 1 Schematyczny przekrój do Mapy 1 Przekrój 2 Schematyczny przekrój do Mapy 2 92

94 Przekrój 3 Schematyczny przekrój do Mapy 3 Przekrój 4 Schematyczny przekrój do Mapy 4. 1 inicjacja depozycji osadów pryzmy akrecyjnej 93

95 Przekrój 5 Schematyczny przekrój do Mapy kompleks ofiolitowy starszej generacji (np.: jednostka Leszczyńca, kompleks Mariańskich Laźni) Przekrój 6Schematyczny przekrój do Mapy strefa subdukcji Oceanu Paleotetydy, 2 fragment skorupy oceanicznej Oceanu Renohercyńskiego, 3 w pełni wykształcona pryzma akrecyjna 94

96 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

97 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

98 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