Procesy i zjawiska związane z tektoniką płyt w wybranych rejonach Polski Południowej i obszarów przyległych w aspekcie geoturystycznym.

Transkrypt

1 Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki Rozprawa doktorska Procesy i zjawiska związane z tektoniką płyt w wybranych rejonach Polski Południowej i obszarów przyległych w aspekcie geoturystycznym. Maria Barmuta Promotor: prof. dr hab. inż. Jan Golonka Kraków

2 Chciałabym serdecznie podziękować prof. dr hab. inż. Janowi Golonce za wprowadzenie do zagadnień tektoniki płyt, wyjazdy terenowe, a także za wyrozumiałość i niewyczerpalne pokłady cierpliwości. Praca ta nie powstałaby bez pomocy Rodziny, której jestem wdzięczny za pomoc i wsparcie. 2

3 Spis treści 1 Wprowadzenie Cel i zakres pracy Metodyka Geoturystyka - definicja i podstawowe założenia Funkcje geoturystyki Pozycja geoturystyki w systemie nauk Geoturystyka jako narzędzie edukacyjne Założenia programowe edukacji geologii na różnych poziomach kształcenia Geoturystyczne pomoce edukacyjna Tektonika płyt Historia badań początki teorii Typy granic międzypłytowych Strefa subdukcji Strefa ryftowa Uskoki transformujące Trójzłącza płyt Cykl Wilsona Budowa geologiczna obszaru badań Makrojednostki Europy i globalne ramy paleogeograficzn Sudety Sudety Zachodnie Sudety Środkowe Sudety Wschodnie Karpaty Basen pienińsko - magurski Grzbiet śląski Basen protoślaski i śląski Fałdowanie i nasunięcie Karpat

4 3 Badania terenowe Zakres badań terenowych Dokumentacja geoturystyczna najlepszych pod względem dydaktycznym stanowisk geoturystycznym Kamieniołom Gruszka Nýznerovské vodopády Wapienica Jaskinie Na Pomezí i Na Špičáku Ślęża Geologiczny park edukacyjny Szklary propozycja rewitalizacji obiektu pogórniczego Budowa geologiczna obiektu Rys historyczny górnictwa w Szklarach Znaczenie dydaktyczne Propozycje wykorzystania lokalnych zasobów atrakcje parku Przełęcz Srebrna Góra Kamieniołom Vycpálek Kaskady Wieprzówki Skałka bazaltowa i rezerwat Białej Wody Mosorny potok, Zawoja Etapy cyklu Wilsona w Sudetach Stabilny kraton oraz tworzenie się ryftu kontynentalnego Tworzenie się wczesnej domeny oceanicznej Dojrzały ocean z pełni wykształconymi pasywnymi krawędziami kontynentu Inicjacja subdukcji i powstanie łuku wysp wulkanicznych Kolizja łuku wysp z kontynentem Tworzenie się łańcucha górskiego i kolizja typu kontynent kontynent Etap postorogeniczny Etapy cyklu Wilsona w Karpatach Powstanie Tetydy Alpejskiej

5 3.4.2 Ryft protośląski Formowanie się strefy subdukcji Tworzenie się pryzmy akrecyjnej Kolizja Dyskusja i podsumowanie Wnioski Spis rycin i tabel Bibliografia

6 1 Wprowadzenie 1.1 Cel i zakres pracy Celem niniejszej pracy jest przybliżenie teorii tektoniki płyt i wskazanie możliwości wykorzystania jej do celów edukacyjnych i turystycznych. Praca została podzielona na pięć głównych części. Pierwsza z nich jest wprowadzeniem do tematu rozprawy. Przedstawiono w nim podstawy teoretyczne dotyczące geoturystyki, a następnie skupiono się na funkcji edukacyjnej tej dziedziny. Po analizie ministerialnych programów nauczania na różnych szczeblach edukacji obrano za grupę docelową licealistów i w oparciu o nich realizowano kolejne etapy pracy. Poza tym, rozdział ten jest również wprowadzeniem do głównych zagadnień związanych z tektoniką płyt. Omówiono zatem podstawowe jej elementy ze szczególnym uwzględnieniem cyklu Wilsona. W drugiej części przedstawiono budowę geologiczna wybranych regionów. Zawarty w temacie obszar tj.: Polska południowa i tereny przyległe, ze względu na swój rozmiar nie mógł w całości zostać szczegółowo opisany, w związku z czym przedstawiono jedynie globalne ramy budowy geologicznej, a wybrane, najistotniejsze według autora obszary, przedstawiono bardziej szczegółowo. Budowa geologiczna Sudetów została opisana w aspekcie tektoniki płyt, w związku z czym autor starał się skupić przede wszystkim na wskazaniu i interpretacji poszczególnych jednostek w kontekście tej teorii. Pod pojęciem tereny przyległe rozumie się obszar graniczny obejmujący czeska stronę Sudetów, to jest Góry Rychlebskie oraz Jeseniki. Z kolei, budowa geologiczna Karpat opisana jest w sposób bardzo ogólny, z wyjątkiem jednostki śląskiej, magurskiej oraz Pienińskiego Pasa Skałkowego, co jest uzasadnione poprzez dobór punktów terenowych. Trzecią część stanowi przedstawienie efektów prac terenowych. Przedstawiono w nim zestawienie najważniejszych stanowisk geologicznych zinwentaryzowanych w trakcie prac terenowych. W kolejnym etapie prac wytypowano stanowiska o największym potencjale geoturystycznym i edukacyjnym, a następnie przygotowano ich opis geologiczny oraz interpretację w kontekście teorii tektoniki płyt. Jednemu z obiektów autor poświęcił szczególną uwagę widząc jego ogromny potencjał geoturystyczny. Ostatnim etapem tej części pracy było opisanie na bazie przeprowadzonych badań terenowych pełnego cyklu Wilsona. Ponieważ w Sudetach synorogeniczne osady typu fliszowego nie zachowały się 6

7 w wystarczającym stopniu, obszar badań poszerzono o zewnętrzne Karpaty fliszowe, dzięki czemu w lepszym stopniu przedstawiono takie elementy jak olistolity, olistostromy czy osady prądów turbidytowych. Czwarty i piąty rozdział jest dyskusją i przedstawieniem wniosków płynących z badań terenowych i prac literaturowych. 1.2 Metodyka Geoturystyka - definicja i podstawowe założenia Pojęcie geoturystyka zostało zdefiniowane w literaturze dopiero w 1995 r. przez Hose a. W jego myśl geoturystyka to: zapewnienie takich środków i usług, które umożliwiałyby turystom rozwijanie wiedzy i zrozumienie geologii i geomorfologii odwiedzanego miejsca (włączając jego wkład w rozwój nauk o Ziemi), oraz wykraczałyby poza poziom zwykłych doznań estetycznych (Hose 1995). Z początkiem XXI w pojawiły się nowe definicje tego pojęcia (Dowling & Newsome 2006; Sandry 2009; Hose 2012). Definicją najbardziej trafną w kontekście niniejszej pracy wydaje się być formuła zaproponowana przez Dowling a i Newsome a. Brzmi ona następująco: forma turystyki w obszarach naturalnych skupiająca uwagę na krajobrazie i geologii. Skupia się na edukacji przez promocję geostanowisk, georóżnorodności, zrozumieniu nauk o ziemi. Idea nauki, poznawania geologii jest realizowana przez odwiedzanie ciekawych geologicznie miejsc, wyznaczonym trasami, punktami geologicznymi (Dowling & Newsome 2010). Geoturystyka jest również formą propagowania geoochrony (Pforr & Megerle 2006) (zob. str. 9) Należy jednak podkreślić fakt, że choć w niniejszej pracy przedrostek geo tyczy się głównej mierze geologii, to wielu definicjach geoturystyki odnosi się on ogólnie do nauk o ziemi (geomorfologii, geografii, górnictwa) (Migoń, 2012) (Zagożdżon & Zagożdzon, 2010). W Polsce propagowanie geoturystyki rozpoczęli naukowcy z AGH w Krakowie otwierając w 2000 r. na wydziale Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska specjalność Geoturystyka. 7

8 Tab. 1 Obszar zainteresowań geoturystyki W kręgu zainteresowań geoturystyki mieszczą się zarówno elementy geologiczne związane z krajobrazem naturalnym, jak np. stożki wulkaniczne, wodospady, kaniony, przełomy rzeczne, odsłonięcia naturalne, jaskinie, jak również elementy antropogeniczne, które z kolei można je podzielić na obiekty typowo związane z górnictwem i geologią jak i związane pośrednio (Miśkiewicz et al., 2007) (Tab. 1). Do pierwszej grupy zaliczają się kopalnie głębinowe i odkrywkowe (kamieniołomy). Najczęściej wykorzystuje się obiekty nieczynne 8

9 (w szczególności w przypadku kopalń głębinowych), po uprzednim przygotowaniu do użytku turystycznego. Zdarza się również wykorzystanie do celów geoturystycznych czynnych obiektów górniczych. Drugą grupa obiektów antropogenicznych są obiekty związane z kamieniem wykorzystanym w architekturze (budownictwo sakralne, mosty, wiadukty, itd.). Inną grupę stanowią miejsca związane z kolekcjonerstwem minerałów i skał. Umiejscowienie obiektów kulturowych (antropogenicznych) w kręgu zainteresowań związanych z geoturystyką świadczy o przynależności geoturystyki nie tylko do turystyki przyrodniczej ale również turystyki kulturowej (Kowalczyk 2010). Konieczność rozwoju i popularyzacji geoturystyki wynika z założeń polityki prowadzonej przez ministerstwo środowiska mającej na celu ochronę georóżnorodności (Dziekan-Kamieńska, 2006). Ochrona ta jest usankcjonowana w ustawie o ochronie przyrody z dnia 16 kwietnia 2004 r. (Dz.U. Nr 92, poz r. z późniejszymi zmianami) Funkcje geoturystyki W myśl wcześniejszych definicji geoturystyka w swoim założeniu pełni szereg funkcji: - funkcja edukacyjna, - funkcja krajoznawcza, - funkcja rekreacyjno - wypoczynkowa - funkcja ochronna (przyrody w szczególności nieożywionej), - funkcja naukowa, - funkcja estetyczna, - funkcja ekonomiczno-społeczna. Do najbardziej istotnych w kontekście pracy należy funkcja edukacyjna i ochronna, ponieważ w myśl definicji Dowlinga i Newsoma (2010) to one w pełni uzasadniają potrzebę istnienia geoturystyki. Środowisko naturalne stanowi podstawę geoturystyki, w związku z tym oczywistym wydaje się być konieczność jego ochrony. Ochrona georóżnorodności jest warunkiem rozwoju geoturystyki (Alexandrowicz 2003; Dombay & Hadnagy 2011). Pod pojęciem georóżnorodność mieszczą się takie składowe przyrody nieożywionej jak: elementy rzeźby krajobrazu, naturalne 9

10 i sztuczne odsłonięcia, wody powierzchniowe i podziemne oraz procesy geologiczne i geomorfologiczne zachodzące w ich obrębie (Kozłowski 1994; Kozłowski,1997; Alexandrowicz & Poprawa 2000; Kozłowski et al., 2004). W myśl ustawy o ochronie przyrody z dnia 16 kwietnia 2004 r. z późniejszymi zmianami, w Polsce wyodrębnia się dziesięć różnych form ochrony, z czego w trzech przypadkach (rezerwaty, pomniki przyrody i stanowiska dokumentacyjne) cechy budowy geologicznej mogą być wystarczającym uzasadnieniem do objęcia ochroną danego miejsca. W większych powierzchniowo formach ochrony jak parki narodowe, krajobrazowe i obszary chronionego krajobrazu dziedzictwo Ziemi jest jedną ze składowych ochrony. Odrębną forma ochrony jest geopark. Ta forma mimo, że nie mieści się w ramach ustawy o ochronie przyrody z dnia 16 kwietnia 2004, ma na celu połączenie geoochrony z możliwością wykorzystania jej walorów do rozwoju społeczno-gospodarczego regionu (Alexandrowicz 2006). Istotnym celem geoparku i geoturystyki, w myśl polityki zrównoważonego rozwoju, jest poprawa sytuacji ekonomicznej obszarów na których jest rozwijana (Dombay & Hadnagy 2011). Poprawa ta następuje w wyniku tworzenia nowych miejsc pracy i nowych form działalności gospodarczej, w szczególności w regionach wiejskim, które potrzebują dodatkowych źródeł dochodu (Keever et al., 2006) Pozycja geoturystyki w systemie nauk W myśl Uchwały Centralnej Komisji do Spraw Stopni i Tytułów z dnia 24 października 2005 r. w sprawie obszarów wiedzy, dziedzin nauki i sztuki oraz dyscyplin naukowych i artystycznych (M. P. z 2005, Nr 79, poz ze zmianą w M. P. z 2008 r. Nr 97, poz. 843 z 2010 r. Nr 46, poz. 636 oraz z 2011r. Nr 14, poz.149) geoturystyka nie została wymieniona jako samodzielna dyscyplina naukowa. Według autora należy ją traktować jako interdyscyplinarny twór spełniający ważną rolę w procesie kształtowania wrażliwości człowieka na otaczającą przyrodę. Fundamentem naukowym na jakim zbudowana jest geoturystyka jest obszar nauk przyrodniczych, głównie nauk o ziemi, a w szczególności geologii stosownej (Komoo 1997; Alexandrowicz & Alexandrowicz 2002). 10

11 1.2.2 Geoturystyka jako narzędzie edukacyjne Wycieczki terenowe w miejsca atrakcyjne pod względem geologicznym zdają się być idealnym narzędziem mającym na celu przedstawienie procesów zachodzących w przyrodzie, które są omawiane w trakcie zajęć lekcyjnych (Hughes & Ballantyne 2010). Umiejętne wyznaczenie trasy wycieczki geologicznej (w zależności od zamieszkiwanego rejonu) pozwala na pokazanie powszechności występowania omawianych na lekcjach zagadnień. W następnych rozdziałach pracy wybrano punkty terenowe umożliwiające wyznaczenie kilku tras geoturystycznych w obrębie Karpat Zachodnich oraz Sudetów, pozwalających na przestawienie kwestii związanych z tektoniką płyt zawartych w programie nauczania na poziomie licealnym Założenia programowe edukacji geologii na różnych poziomach kształcenia Zagadnienia geologiczne omawiane są w ramach przedmiotu przyroda (w szkołach podstawowych i gimnazjach) oraz geografia (licea, technika). W ramach I i II stopnia nauczania geologia potraktowana jest marginalnie. Zagadnienia związane z naukami o ziemi bardziej szczegółowo omawiane są w liceach i technikach w klasach gdzie geografia jest przedmiotem rozszerzonym. Na przykładzie I LO im. Władysława Orkana w Limanowej przeanalizowano zakres tematyczny obejmujący dziedzinę geologii. Numer zagadnienia Temat Lekcji Wybrane zagadnienia związane z tematyką pracy Ilość godzin 1 Budowa wnętrza Ziemi 2 Minerały i ich typy, Typy genetyczne skał 3 Odtwarzanie i datowanie dziejów Ziemi 4 Kronika dziejów Ziemi 5 Tektonika płyt litosfery 6 Ruchy górotwórcze - metody badań wnętrza Ziemi -skorupa ziemska - minerały jako składniki skorupy ziemskiej - skały i ich podział - podział dziejów Ziemi - analiza profilu geologicznego - wydarzenia geologiczne, przyrodnicze i klimatyczne z dziejach Ziemi - teoria tektoniki płyt litosfery - etapy rozwoju ryftu - procesy zachodzące w strefie spreadingu i subdukcji - ruchy górotwórcze (orogenezy) - obszary fałdowań -rodzaje procesów endogenicznych

12 7 Deformacje tektoniczne i typy genetyczne - deformacje tektoniczne gór - typy genetyczne gór 1 - plutonizm - typy intruzji magmatycznych 8 Plutonizm i wulkanizm - wulkanizm - typy i rozmieszczenie wulkanów - skutki erupcji wulkanicznych 2 - powstanie trzęsień ziemi 9 Trzęsienia ziemi - rozmieszczenie trzęsień ziemi 1 -skutki trzęsień ziemi 10 Ruchy epejrogeniczne oraz izostatyczne - przyczynie powstawania ruchów epejrogenicznych - skutki procesów epejrogenicznych 1 - ruchy izostatyczne 11 Wielkie formy ukształtowania lądów - ukształtowanie poziome - ukształtowanie pionowe 1 12 Wielkie formy ukształtowania oceanów - formy dna oceanicznego - rozmieszczenie form ukształtowania dna 1 oceanicznego 13 Wody podziemne -pochodzenie, rodzaje wód podziemnych 1 Tab. 2 Wybrane zagadnienia programowe dotyczące geologii realizowane w ramach lekcji geografii w I LO w Limanowej Po konsultacjach przeprowadzonych z nauczycielem geografii w I Liceum Ogólnokształcącym w Limanowej sporządzono tabelę (Tab. 2) zawierającą zagadnienia związane z geologią. Podane w tabeli tematy są zgodne z podstawą programową z przedmiotu geografia ustaloną przez ministerstwo edukacji ( Z tabeli wynika, że nauczyciel geografii przeznacza 16 h na tematykę geologiczną. Większość wymienionych zagadnień odpowiada lub przynajmniej nawiązuje do tematyki związanej z niniejszą rozprawą. Znaczna część zagadnień możliwa jest do pokazania w terenie. W tym wypadku wycieczki geoturystyczne wydają się być dobrą formą edukacyjną mającą na celu utrwalenie, uprzystępnienie i poszerzenie wiedzy zdobytej w trakcie zajęć lekcyjnych. Dodatkową korzyścią takiej formy zajęć jest rozwijanie świadomości ekologicznej, a także zachęcanie do propagowania ochrony przyrody ożywionej jak i nieożywionej. Zajęcia terenowe to aktywna forma poznawania swojego regionu, kształtowanie odpowiednich zachowań, oraz czerpanie przyjemności ze zdobywania wiedzy na świeżym powietrzu (Stawiński 2006) Geoturystyczne pomoce edukacyjna Tablice edukacyjne Tablica informacyjna zawierająca treści geologiczne jest narzędziem szczególnie ważnym dla turystów indywidualnych (to jest nie korzystających z usług przewodników). Choć w powszechnym wyobrażeniu skonstruowanie tablicy geoturystycznej wydaje się być 12

13 proste, trudno podać wiele przykładów dobrych rozwiązań z obszaru Polski. Według Hughes i Ballantyne (2010) ważne jest aby podczas projektowania sprecyzować: - grupę docelową dla której sporządzana jest tablica, tak aby dostosować treść do poziomu intelektualnego odbiorcy, - co stanowi o atrakcyjności geologicznej miejsca i to podkreślić, - w jaki sposób i w jakim miejscu ustawić tablicę żeby zachować warunki bezpieczeństwa oraz komfort dla korzystających z tablicy. Foldery, przewodniki, witryny internetowe, czasopisma, mapy Wzrost popularności geoturystyki można obserwować na podstawie wzrostu oferty wydawnictw specjalizujących się w tej tematyce. Do czasopisma naukowego Geoturystyka wydawanego od drugiej połowy 2004 r. przez Akademię Górniczo - Hutniczą (od 2010 r. przez Wydawnictwa AGH) oraz Stowarzyszenie Naukowe im. Stanisława Staszica, dołączyły inne istotne publikacje. W 2006 r. ukazał się Katalog obiektów geoturystycznych w Polsce (obejmuje wybrane geologiczne stanowiska dokumentacyjne) (Słomka et al., 2006). Pierwsze tego typu wydawnictwo w Polsce (podobnie jak czasopismo Geoturystyka ) powstałe na zlecenie Ministerstwa Środowiska skierowane jest do odbiorcy posiadającego już sporą wiedzę geologiczną. Kilka lat później wydano drugą część katalogu. Tym razem obejmuje on obiekty znajdujące się w obrębie rezerwatów i pomników przyrody (Słomka 2012). Na rynku wydawniczym coraz częściej ukazują się również przewodniki geoturystyczne. Szczególnie zasobny w tego typu opracowania jest region Sudetów. Poza przewodnikami samochodowymi (Cwojdziński & Kozdrój 2007; Stachowiak 2013) popularnością cieszy się geoturystyka propagowana w parkach narodowych (Wojewoda 2011; Knapik 2011; Knapik & Migoń 2011). Nie sposób wymienić obecnie dostępnych na rynki geoturystycznych map, czy folderów. Wśród wielu portalów internetowych szczególną uwagę przykuwają dwa projekty, to jest Geostrada Sudecka ( i GeoKarpaty ( Oba źródła są cennym wkładem w rozwój geoturystyki. Centra edukacyjne. Do tradycyjnych miejsc gdzie można zdobywać wiedzę geologiczna jak muzea geologiczne dołączają coraz to bardziej nowoczesne centra edukacyjne nastawiane na poszerzanie wiedzy 13

14 geologicznej. Pierwszy tego typu obiekt powstał w Kielcach i poświęcony jest głównie geologii Gór Świętokrzyskich. Kolejne obiekt, czyli Europejskie Centrum Edukacji Geologicznej zorganizowano w Chęcinach. Tematyka przedstawiana w niniejszej pracy poruszana jest w Sudeckiej Zagrodzie Edukacyjnej w Dobkowie. Można tam obejrzeć wystawę poświęconą w głównej mierze Sudetom, ale również obejrzeć na sferycznym projektorze ruch płyt litosfery, sprawdzić na platformie wibracyjnej jak odczuwalne są trzęsienia ziemi o różnym stopniu natężeń. Szczegółowo pokazano również różne typy wulkanizmu. Odwiedzający mogą wziąć udział w różnych warsztatach tematycznych związanych z zagadnieniami geologicznymi i ekologicznymi. 14

15 1.3 Tektonika płyt Spośród wielu teorii wyjaśniających budowę Ziemi w tym rozmieszczenie lądów i mórz, teoria tektoniki płyt posiada najwięcej zwolenników. Zakłada ona, że najbardziej zewnętrzna część Ziemi tj. litosfera zbudowana jest z dwóch rodzajów sztywnych płyt poruszających się względem siebie. Pierwszy rodzaj to grube (ok km) płyty kontynentalne zbudowane z minerałów kwaśnych (przede wszystkim kwarcu, łyszczyków, skaleni), drugi rodzaj to znacznie cieńsze (do 8 km grubości) płyty oceaniczne o chemizmie zasadowym (pirokseny, oliwiny, zasadowe plagioklazy, amfibole). Płyty poruszają się z prędkością przeważnie nieprzekraczającą ~10 cm/rok (Zahirovic et al., 2015), aczkolwiek badania wskazują, że nawet duże kratony (Bałtyka, Laurencja) mogły osiągać prędkości nawet ponad 20 cm/rok (Gurnis & Torsvik 1994). Motorem będącym odpowiedzialnym za ruch płyty jest przede wszystkim siła wynikająca z pogrążania się skorupy oceanicznej w strefach subdukcji (slab pull) stanowi ona około 90-95% całkowitej siły odpowiedzialnej za ruch płyt. Pozostałymi składowymi są siły wynikające z aktywności komór konwekcyjnych w płaszczu, czy siła powstająca na wskutek rozrastania się skorupy oceanicznej w strefach ryftu (ridge push) (Kearey et al., 2007; Allen & Allen 2004). 15

16 Rys. 1 Główne elementy tektoniki płyt; a grzbiet śródoceaniczny, b dolina ryftowa, c uskok transformujący, d rów oceaniczny; e pogrążany element skorupy oceanicznej, f łuk wulkaniczny, g komora magmowa Historia badań początki teorii Teoria tektoniki płyt jest teorią mobilistyczną (neomobilistyczną) nawiązującą do Wegenerowskiego dryfu kontynentów. Została ona sformułowana w latach Pomimo, że opiera się ona na tezach i wynikach badań opublikowanych w pięciu artykułach: Wilsona (1965), McKenzie i Parkera (1967), Morgana (1968), Le Pichona (1968) i Isacksa, Olivera i Sykesa (1968), podstawą do jej sformułowania był szybki rozwój badań dotyczących obserwacji dna oceanicznego i sformułowanie hipotezy spreadingu (Dietz 1961; Hess 1962). Na podstawie badań magnetycznych dna oceanicznego, zbudowanego głównie ze skał typu bazaltów, Matthews i Vine jednoznacznie udowodnili istnienie strefy spredingu poprzez zidentyfikowanie pasowych anomalii magnetycznych w obrębie skorupy oceanicznej, które są symetryczne względem osi grzbietu śródoceanicznego (Vine & Matthews 1963). Kolejnym krokiem było zdefiniowanie i opisanie uskoku trasformującego stanowiącego jeden z trzech typów granic pomiędzy płytami i umożliwiającego ich wzajemny ruch 16

17 (Wilson 1965). Odkrycie to pozwoliło zarysować granice głównych płyt i określić ich charakter jako tensyjny bądź kompresyjny. Dalszy etap badań polegał na dostosowaniu wyników obserwacji poprzednika do reguł geometrii kuli (McKenzie & Parker 1967) i ścisłym określeniu granic płyt głównych i podrzędnych (Morgan 1968). Już w tym czasie udało się obliczyć obecną prędkość płyt i dokonać rekonstrukcji ruchu płyt (Le Pichon 1968). Potwierdzenie słuszności tez znaleziono w aspekcie sejsmologicznym zagadnienia. Zwieńczeniem prac nad formułowaniem nowej teorii było użycie po raz pierwszy terminu nowej teorii globu (Isacks et al., 1968) Typy granic międzypłytowych Tektonika płyt wymaga istnienia trzech typów granic dzielącymi sztywną litosferę na płyty (Rys. 1). W poniższym rozdziale zostały one krótko scharakteryzowane starano się podkreślić najistotniejsze cechy i właściwości każdej z granic Strefa subdukcji Strefa subdukcji to miejsce gdzie następuje konsumpcja płyt, to jest płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę kontynentalną lub oceaniczną i pogrąża się w płaszczu ziemskim. W efekcie powstaje charakterystyczna struktura w morfologii dna oceanicznego nazywana się rowem oceanicznym. Strefom subdukcji towarzyszy wzmożona aktywnością sejsmiczna i wulkaniczna. Ogniska trzęsień ziemi usytuowane są w tak zwanej strefie Wadati Benioffa, która w przybliżeniu utożsamiana jest z pogrążanym fragmentem skorupy oceanicznej. Wyróżnia się trzy podstawowe typy subdukcji: - andyjski, gdzie płyta oceaniczna podsuwana jest pod płytę kontynentalną, a w wyniku kolizji tworzy się kontynentalny łuk wulkaniczny - młode pasmo gór fałdowych (Andy). Ten typ subdukcji powstaje gdy pogrążany fragment skorupy oceanicznej zapada pod stosunkowo niewielkim kątem, co skutkuje powstaniem reżimu kompresyjnego w skorupie kontynentalnej ponad subdukowanym fragmentem (Rys. 2). 17

18 Rys. 2 "Andyjski" typ strefy subdukcji; a - pryzma akrecyjna, b - obszar kompresji ponad subdukowanym elementem, c pogrążana skorupa oceaniczna, d - skorupa kontynentalna - japoński, gdzie podobnie płyta oceaniczna podsuwana jest pod płytę kontynentalną w wyniku czego powstaje łuk wysp wulkanicznych oddzielonych od kontynentu morzem marginalnym (Japonia, Filipiny). W odróżnieniu od typu andyjskiego, kąt subdukowanego fragmentu jest bardzo duży, nawet do 90 stopni, skutkiem czego jest reżim ekstensyjny, a efektem jego jest powstanie basenów załukowych (Rys. 3). -mariański, gdzie subdukowana płyta podsuwana jest pod płytę oceaniczną, a jednocześnie następuje kolizja dwóch łuków wyspowych, lub łuku wyspowego i grzbietu podmorskiego. Rys. 3 "Japoński" typ strefy subdukcji; a - pryzma akrecyjna, b - obszar ekstensji załukowej, c - pogrążany fragment skorupy oceanicznej, d - skorupa kontynentalna 18

19 Kąt zapadania pogrążanego fragmentu skorupy oceanicznej jest silnie uzależniony od jej wieku (Sdrolias & Müller 2006). Stare, wychłodzone płyty oceaniczne tworzą stromo zapadające strefy subdukcji, w przeciwieństwie do młodych, które maja tendencję do stosunkowo połogiego zapadania. Osobnym typem kolizji płyt jest sytuacja kiedy płyta kontynentalna zderza się z płytą kontynentalną czego wynikiem jest powstawanie wysokich, mocno zdeformowanych pasm górskich. Przykładem takiej kolizji płyt kontynentalnych jest zderzenie się Indii z Azją i utworzenie się na granicy tych dwóch płyt Himalajów. Z badań sejsmicznych wynika, że strefy wulkaniczne tworzą się gdy strefa Wadatti - Benioffa, będąca linią ścierania się dwóch płyt wzdłuż której ulokowane są hipocentra, jest na głębokości co najmniej 100 km (Czechowski 1994). Skład lawy wulkanicznej zależy od głębokości z jakiej pochodzi i od wieku płyty oceanicznej. W strefie młodych łuków wyspowych tworzą się skały niskopotasowej serii toleitowej zdominowanej przez lawę bazaltową do bazaltów oliwinowych zawierających małą ilość krzemionki. W strefie gdzie występują bardziej dojrzałe łuki wyspowe (strefa Benioffa sięga większych głębokości) stwierdzono serie wapniowo-alkaiczne zdominowane przez andezyty wzbogacone w potas. Zaobserwowano, że zawartość potasu zwiększa się wraz z pogłębianiem strefy Benioffa (Ollier 1987). Najstarsze łuki wulkaniczne zbudowane są z serii alkaicznych i materiału piroklastycznego. Typowym przejawem wulkanizmu stref subdukcji łuku wyspowego i kontynentalnego jest stratowulkan. Charakteryzuje się on występowaniem gęstej, lepkiej, szybko zastygającej lawy, która buduje strome stożki. Erupcja związana jest w wyrzucaniem dużej ilości materiału piroklastycznego. Łuki wyspowe oddzielone są od kontynentalnych morzem marginalny (basenem załukowym). Wypełnienie basenu załukowego uzależnione jest zarówno od obszarów alimentacyjnych jak i fazy rozwoju. W początkowej fazie ekstensji załukowej powstają osady ze znacznym udziałem materiału wulkanoklastycznego. W dojrzałym stadium basen załukowy wypełniany jest przez osady spływów grawitacyjnych przechodzące w osady pelagiczne i hemipelagiczne. Etap zamykania się basenu zaznacza się poprzez depozycję osadów synorogenicznych o cechach fliszu (Ingersoll 1988). 19

20 W strefie subdukcji mogą występować baseny przedłukowe zasilane materiałem pochodzącym z erozji górnej płyty kontynentalnej, łuku wulkanicznego, pryzmy akrecyjnej i osadami produkowanymi przez ocean. W idealnym profilu basenu przedłukowego występują iły głębokowodne z tufitami i drobnoziarnistymi turbidytami przechodzącymi ku górze w turbidyty o coraz to większej frakcji i klastyki szelfowe i deltowe. Na obrzeżach mogą również powstawać budowle rafowe. W obrębie strefy przedłukowej mogą tworzyć się znacznie mniejsze baseny. Basen akrecyjny zlokalizowany na wewnętrznym stoku rowu na pryzmie zasilany materiałem pochodzącym z jej erozji. Dobrze wykształcone pryzmy akrecyjne występują na przykład w antylskim czy aleuckim łuku wyspowym. Powstają one na brzegu płyty górnej na wskutek deformowania osadów wypełniających rów oceaniczny. Należy jednak podkreślić, że akrecji nie podlega cały kompleks osadów rowu. Kompleks ten jest podzielony na dwie części: dolną, subdukowaną wraz z płytą dolną i górną podlegającą akrecji. Granicę stanowi główna płaszczyzna odkłucia powstająca w miejscu gdzie skały cechują się najwyższym kontrastem parametrów takich jak gęstość, porowatość i ciśnienie płynów porowych. Najczęściej granicę stanowi przejście osadów pelagicznych, silnie zlityfikowanych w osady hemipelagiczne i hemiterygeniczne (Dadlez & Jaroszewski 1994; Kearey et al., 2007). Pryzmy akrecyjne stanowią zespoły łusek tektonicznych oddzielonych od siebie nasunięciami skierowanymi w stronę rowu oceanicznego. Nachylenie łusek wzrasta w miarę rozwijania się pryzmy akrecyjnej, a powstające nowe powierzchnie odkłucia zlokalizowane są u jej czoła (Dadlez & Jaroszewski 1994). Osady pryzmy akrecyjnej pochodzą z erozji łuku wulkanicznego jak również ze zdarcia głębokomorskich utworów zdeponowanych na subdukowanej płycie oceanicznej. Charakterystyczne jest wstępowanie fragmentów skorupy oceanicznej w postaci sekwencji ofiolitowej, melanży tektonicznych, spływów podmorskich w postaci olistostrom, diapirów iłowych, a także produktów działalności wulkanów błotnych. W głębszych poziomach strukturalnych skały te ulegają metamorfizmowi i recyclingowi. W 1961 r. japoński geolog Akiho Miyashiro, odkrył istnienie trzech równowiekowych stref metamorficznych różniących się od siebie typem. Pierwsza strefa cechuje się metamorfizmem wysokich ciśnień i niskich temperatur, druga metamorfizmem umiarkowanych ciśnień i umiarkowanych temperatur, a trzecia niskich ciśnień i wysokich temperatur (Dadlez & Jaroszewski 1994). Dwa skrajne typy tworzą parzyste masy metamorfizmu 20

21 (Brown 2009). Warunki wysokiego ciśnienia i niskich temperatur występują w wzdłuż rowu oceanicznego, a przeciwne (niskiego ciśnienia i wysokich temperatur) w obrębie łuków (Kearey et al., 2007). Parzyste pasma metamorficzne są wynikiem metamorfizmu i późniejszej ekshumacji pogrążonych skał skorupy (Brown 2009). W ostatnich latach postęp wiedzy o procesach zachodzących wzdłuż konwergentnych granic spowodował sceptyczne podejście do tego uproszczonego modelu. Obserwacje wskazują, że granice dywergentne wykazują zwykle również przemieszczenia skośne, co implikuje możliwość, że pasma metamorficzne mogą być formowane w różnych strefach tej samej strefy subdukcji (Brown 2009). Kontrastujące ze sobą zespoły metamorficzne mogą powstawać w odległych środowiskach. Co więcej, pasma metamorfizmu nie powstają w reżimie jednego gradientu geotermalnego, co sugeruje znacznie bardziej skomplikowany mechanizm (Kearey et al., 2007) Strefa ryftowa Strefy ryftowe są to miejsca w których dochodzi do produkcji nowej skorupy oceanicznej na wskutek wylewów law bazaltowych. Strefy ryftowe zaznaczają się w morfologii dna oceanicznego poprzez system wzniesień, tj. grzbiety śródoceaniczne. W zapisie geofizycznym w strefie osiowej grzbietów śródoceanicznych odnotowuje się podwyższony strumień cieplny oraz ujemną anomalię grawitacyjną. Strefę wyznacza pas aktywności wulkanicznej i sejsmicznej. Trzęsienia ziemi występujące wzdłuż grzbietów śródoceanicznych charakteryzują się płytkimi ogniskami (do 70 km) i małą magnitudą. Tempo spreadingu wacha się od 1 do 17 cm/rok (Kearey et al., 2007). W zależności od szybkości przyrostu skorupy oceanicznej wprowadzono podział na grzbiety o spreadingu powolnym, nie osiągającym 6 cm/rok, pośrednim (6-12 cm/rok) i szybkim o przyroście powyżej 12 cm/rok (Rys. 4) (Fox & Gallo 1984). 21

22 Rys. 4 Morfologia grzbietu oceanicznego w zależności od tempa rozrostu; a - szybkie tempo rozrostu, b - wolne tempo rozrostu (wg. Kearey et al. 2009, zmienione) W miejscu gdzie tempo spreadingu jest powolne, wzdłuż osi powstaje dolina ryftowa. Jej szerokość może wynosić od 30 do 130 km, a głębokość do 2 km (Dadlez & Jaroszewski 1994). Poprzecinana jest ona licznymi uskokami transformującymi. Z dwóch stron ograniczają ją uskoki o charakterze normalnym, szuflowym tworzące zespoły skarp. Na dnie doliny mają miejsce przejawy aktywności hydrotermalnej, a w jej osiowej części często występuje strefa neowulkaniczna. Grzbiety o szybkim tempie rozrostu cechują się słabiej wykształcona morfologią bez wyraźnej doliny ryftowej. Uskoki transformujące są płytsze i rzadsze w porównaniu do stref powolnego spreadingu. Strefa neowulkaniczna występuje w obrębie wypiętrzenia centralnego, pod którym istnieją rozległe komory magmowe, które zostały stwierdzone przy pomocy badań sejsmicznych (Burnett et al., 1989). Pełny profil skorupy oceanicznej można obserwować na dnie oceanów lub na kontynentach w postaci sekwencji ofiolitowych, czyli fragmentów skorupy oceanicznej nasuniętych na płytę kontynentalna w procesie obdukcji. Schematyczny profil sekwencji ofiolitowej przedstawia Rys. 5 22

23 Rys. 5 Uproszczony schemat sekwencji ofiolitowej. 1 - osady głębokomorskie, 2 - lawy poduszkowe, 3 doleryty i dioryty, 4 gabra kumulatowe i izotropowe, 5 perydotyty kumulatowe dajki i sille piroksenitów, 6 dajki i sille dolerytowe, 7 perydotyty i harzburgity (wg. Dadlez & Jaroszewski, 1994, zmienione) Pomiędzy grzbietem śródoceanicznym, a krawędzią kontynentu tworzą się równie abisalne. Obszary te znajdują się na głębokości 5-6 km. W ich obrębie, na skorupie oceanicznej odkładają się bezwęglanowe utwory głębokomorskie. Od strony krawędzi pasywnych kontynentów mogą pojawić się utwory dystalnych partii podmorskich stożków napływowych i stożki prądów zawiesinowych. Obszary równi abisalnych cechują się stosunkowo prostą (w porównaniu do granic płyt) tektoniką. Mogą tam jednak występować strefy spękań. Często obserwowane są podmorskie wulkany, skupiska wysp wulkanicznych, wygasłe centra spreadingu, podmorskie płaskowyże. 23

24 Uskoki transformujące Pojęcie uskoku transformującego (transformacyjnego) zostało wprowadzone przez Wilsona (1965). Jest to rodzaj uskoku przesuwczego powstałego w wyniku poziomych przemieszczeń płyt w przeciwnym kierunku. Z miejscami powstawania uskoków transformujących związane jest występowanie płytkich ognisk trzęsień ziemi (Ollier 1987). Istnieje kilka rodzajów uskoków transformujących. W zależności od połączonych ze sobą elementów strukturalnych wyróżniono trzy podstawowe typy (Le Pichon et al., 1973) (Rys. 6): - uskoki łączące dwie osie spredingu (R-R), - kolizja osi spredingu i strefy subdukcji (R-T), - kolizja dwóch stref subdukcji (T-T). W poszczególnych typach przedstawiono wybrane możliwe kombinacje (Rys. 6) (Dadlez & Jaroszewski, 1994). Pierwszy typ (R-R) występuje najczęściej. Przykładem uskoku transformującego łączącego dwie osie spreadingu jest uskok Romanche biegnący od Ameryki Południowej po Afrykę, gdzie długość aktywnego uskoku przekracza 500 km, a całego rozłamu 5000 km. Kontrast wiekowy skał przekracza 50 mln lat. W obszarze wysp Królowej Charlotte występuję uskok typu R-T. Uskok alpejski przecinający Nową Zelandię ma typ T-T. Strefa uskoków transformujących charakteryzuje się występowaniem silnych deformacji i procesów związanych z przemieszczaniem płyt takich jak: mylonityzacja, kataklazy, brekcjonowanie tektoniczne, metamorfizm kontaktowy, serpentynizacji. Wszystkie te procesy mogą być zachowane w trakcie dalszego transportu płyty litosferycznej i występować w sekwencjach ofiolitowych (Karson & Dewey 1978). 24

25 Rys. 6 Wybrane kombinacje uskoków transformujących (wg. Dadlez & Jaroszewski 1994, zmienione) 25

26 Trójzłącza płyt Bardziej złożonym przykładem układów między granicami płyt są sytuacje gdy stykają się trzy płyty. Powstają wtedy tak zwane trójzłącza. Istnieje kilkanaście możliwych konfiguracji trójzłączy. Stosując użyte wcześniej skróty (dodając dla uskoku transformującego symbol F) można je zapisać jako: RRR, TTT (centralna Japonia), FFF, RRT, RRF, TTR, TTF (przecięcie rowu Peru- Chile i grzbietu Chile), FFR, FFT (uskok Św. Andrzeja i strefa Mendocino), RTF (ujście Zatoki Kalifornijskiej) (McKenzie & Morgan 1969). Część z tych kombinacji posiada jeszcze oddzielne warianty wynikające z prawo- lub lewoskrętności uskoków transformujących. Niektóre z wymienionych zostały od razu odrzucone w rozważaniach jako nie możliwe lub nietrwałe (McKenzie & Morgan 1969). W zależności od tego czy wektory prędkości stykających się płyt się znoszą bądź nie, trójzłącza dzieli się na stabilne i niestabilne. Teoretycznie możliwe jest występowanie czterozłączy, jednak są one wyjątkowo nietrwałe ewoluują do pary trójzłączy (Kearey et al., 2007) Cykl Wilsona Cykl Wilsona jest to uproszczony schemat obrazujący ewolucję ruchu płyt litosfery. Pierwotnie w ramach cyklu wyróżniono 6 etapów. Pierwszy to etap embrionalny, w którym dochodzi do inicjacji strefy ryftowej w obrębie płyty kontynentalnej. Powodem powstania ryftu może być zaburzenie równowagi izostatycznej na wskutek działania plam gorąca, będących konsekwencją pióropuszy magmy. W efekcie działalności hot spotów powstaje rozległa kopuła o średnicy kilkuset kilometrów i wysokości rzędu 1-2 km. Następnie kopuła zaczyna pękać. W modelowej sytuacji występują trzy główne, radialne strefy rozłamów ułożone pod kątem 120 stopni względem siebie, z których każda może rozwinąć się ryft. W przypadku gdy jedno z ramion przestaje się rozwijać mówi się o aulakogenach. W przeciwieństwie do ryftów są one nieczynne geologicznie, to znaczy nie zaznacza się podwyższony gradient termiczny czy aktywność sejsmiczna. Aulakogeny wypełnione są głównie klastycznymi osadami pochodzenia lądowego oraz podrzędnie osadami płytkomorskimi. Typowymi skałami dla tego etapu są: -skały magmowe typu: bazalty śródpłytowe -skały osadowe rzeczne i jeziorne (zlepieńce, fanglomeraty) 26

27 Stadium młodociane obejmuje tworzenie się skorupy oceanicznej na wskutek zasadowego magmatyzmu podmorskiego. Jest on efektem podnoszenia się ultramaficznej magmy pierwotnej z płaszcza, która ulega frakcjonalnemu przetapianiu tworząc skorupę oceaniczną. Ryft poszerza się, a następnie rozpoczyna się proces rozrostu skorupy oceanicznej. Produkowana magma szuka ujścia na powierzchnię. Początkowo tworzą się intruzje w postaci dajek, silli, lakkolitow porozdzielane skałami otoczenia. Część lawy wydostaje się na powierzchnię tworząc wulkany lub pokrywy lawowe. Zwierceń i danych geofizycznych wynika, że skorupa oceaniczna podzielona jest na trzy strefy. Dwie z nich zostały przewiercone (warstwa druga tylko częściowo) co umożliwiło ich pełniejsze zbadanie (Maxwell 1994). Z badań wynika, że pierwszą (górną) warstwę stanowią skały osadowe. Poniżej występują bazalty i skały intruzywne przy czym część górna warstwy stanowią lawy poduszkowe i masywne potoki lawowe. Warstwę trzecia budują skały typu gabr. W etapie dojrzałym dochodzi do utworzenia się szerokiej domeny oceanicznej, oraz pełnego wykształcenia się pasywnych krawędzi kontynentalnych. Krawędzie pasywne stanowią strefę przejściową pomiędzy skorupa oceaniczną a kontynentalna. W morfologii krawędzi pasywnych wyróżnia się szelf kontynentalny, skłon kontynentalny, podniesienie kontynentalne i równię abysalna. W obszarach tych deponowane są różnorodne skały osadowe: terygeniczne, biogeniczne i ewaporaty. Ze względu na charakter sedymentacji wyróżnia się dwa podstawowe typy krawędzi pasywnych: węglanowy i klastyczny. Wzdłuż krawędzi pasywnych często obserwuje się deformacje związane z halokinezą czy diapiryzmem osadów ilastych. W przypadku krawędzi zdominowanej przez sedymentacje klastyczną obszar szelfu zdominowany jest przez sedymentacje środowisk deltowych i płytkomorskich. Z kolei ze skłonu kontynentalnego materiał w postaci prądów zawiesinowych transportowany jest do głębszych partii zbiornika. W obszarze szelfu węglanowego tworzą się bariery węglanowe, które dzielą obszar na dwie części - przedbarierową i zabarierowe. Strefa zabarierowa obejmuje obszar od brzegu morskiego do szczytu bariery i charakteryzuje się spokojniejsza sedymentacją. Powstają tutaj np. maty glonowe, biohermy, biostromy czy stromatolity. Natomiast strefa przedbarierowa składa się z osadów pochodzących z niszczenia raf (bariery). W etapie schyłkowym tworzy się strefa subdukcji. Przynajmniej jedna z krawędzi pasywnych zamienia się w aktywną, co, w zależności od typu subdukcji, może doprowadzić do powstania łuku wysp wulkanicznych lub łuku wulkanicznego na obszarze kontynentu. 27

28 Strefa subdukcji może powstać w obrębie dwóch płyt oceanicznych, wtedy tworzy się łuk wysp, lub wzdłuż krawędzi kontynentu. W obu wypadkach ma miejsce wzmożony wulkanizm. Fragment płyty zanurzającej się początkowo jest zimny, jednak wraz ze wzrostem głębokości ciepło płynące z wnętrza ziemi podgrzewa skorupę. Podsuwająca się w strefie subdukcji skorupa oceaniczna ulega dehydratacji na głębokości ok. 120 km, wskutek czego następuje frakcjonalne przetopienie materiału płaszcza znajdującego się ponad subdukujacym fragmentem skorupy oceanicznej. Ze względu na temperatury tworzy się magma o charakterze obojętnym, która intruduje w wyżej ległą skorupę kontynentalną. Nieprzetopione ultramaficzne pozostałości ulegają dalszemu pogrążeniu gdzie ulegają metamorfizmowi wysokich ciśnień i wysokich temperatur (facja eklogitowa). Powstawanie łuku wysp wulkanicznych jest skutkiem działalności wulkanicznej w obrębie dwóch płyt oceanicznych. Początkowo wydobywająca się lawa tworzy pokrywy i potoki. Grubość pokrywy lawowej stopniowo wzrasta aż utworzą się wyspy wystające ponad powierzchnię wody. Łuk wysp wulkanicznych rozdziela dwa zbiorniki sedymentacyjne tj. basen zaułkowy i przedłukowy. Materiał pochodzący z niszczenia wyspy dostaje się do obu zbiorników przy pomocy prądów przy czym w przypadku basenu przedłukowego w efekcie wielokrotnej redepozycji i wciąż aktywnej subdukcji powstaje pryzma akrecyjna z licznymi melanżami. Panujące na skłonie kontynentalnym warunki związane z siłami tarcia prowadzą do przeobrażania się skał. Materiał pochodzący z erozji łuku wulkanicznego transportowany jest do rowu oceanicznego gdzie na wskutek pogrążania ulega on metamorfizmowi wysokociśnieniowemu, niskotemperaturowemu facji łupków glaukofanowych. Efektem erozji luków wulkanicznych są osady piaskowców litycznych, których skład uzależniony jest od skał obszaru źródłowego. Osady te często tworzą stożki podmorskie otaczające luk wulkaniczny. W etapie terminalnym osady wypełniające basen załukowy i rów oceaniczny ulegają intensywnemu zafałdowaniu tworząc system płaszczowin. Na wskutek obdukcji fragmentów skorupy oceanicznej tworzą się ofiolity W ostatnim etapie, pokolizyjnym następuje wypiętrzenie się orogenu oraz powstanie szwu oceanicznego. Dochodzi również do uformowanie się licznych intruzji granitów postorogenicznych, jak również intensyfikacji procesów denudacyjnych. 28

29 2 Budowa geologiczna obszaru badań 2.1 Makrojednostki Europy i globalne ramy paleogeograficzn Obszar Europy Centralnej zbudowany jest z kilku głównych jednostek tektonicznych: Awalonii, Bloku Małopolskiego, Brunovistulicum i Masywu Czeski (Rys. 7). Masyw Czeski dzieli się na trzy podjednostki, to jest Saxothuringia, Tepla-Barrandian i Moldanubicum (Rys. 8). Uległy one konsolidacji u schyłku orogenezy waryscyjskiej. Północną i północno - zachodnią granicę terranu Saxotrhuringii stanowi strefa środkowoniemieckiego wyniesienia krystalicznego, północno wschodnią zaś uskok śródsudecki. Takie wytyczenie granicy jednoznacznie świadczy o przynależności masywu łużyckiego i karkonosko izerskiego do wspomnianego terranu. Południową granicę strefy saxothurinskiej przeprowadzono wzdłuż linii łączącej ofiolitowy kompleks Mariánske Láznie z jednostką Leszczyńca (Guya et al., 2011). Na południe od terranu saxothurinskiego znajduje się jednostka Tepla Barrandian stanowiącej środkową część Masywu Czeskiego. Południowa część Masywu Czeskiego zajmuje z kolei jednostak moldanubska. Od wschodu z Masyw Czeski poprzez system nasunięć morawsko orlickich graniczy z terranem Brunovistulicum, który zbudowany jest z bloku Brna i bloku górnośląskiego. Podłoże terranu Brunovistulicum wskazuje podobieństwo do skorupy Wschodniej Awalonii i strefy istambułskiej (Finger et al., 2000). Dalej na wschód znajduje się niewielka jednostka bloku małopolskiego granicząca z Brunovistulicum poprzez strefę uskokową Kraków Lubliniec, stanowiącej przedłużenie strefy uskokowej Kraków- Hamburg (Buła et al., 2008). 29

30 Rys. 7 Uproszczona mapa jednostek tektonicznych Europy Centralnej Północną granicę Masywu Czeskiego stanowi strefa renohercyńska interpretowana jako szew oceaniczny powstały na wskutek zamknięcia się oceanu Rei. Na północ od tej strefy znajduje się wschodnia część kontynentu awalońskiego. Powyższe jednostki budują tak zwaną platformę europejską, która od wschodu poprzez strefę T-T graniczy z kontynentem Bałtyki. Południowa część Masywu Czeskiego, Brunovistulicum i bloku małopolskiego zajęta jest przez fałdowo nasuwcze pasmo Karpat należących do orogenu alpejskiego. Powyżej wymienione jednostki powstały podczas paleozoicznego cyklu superkontynentalnego związanego z kambryjskim rozpadem Pannocji i karbońską amalgamacją superkontynentu Pangei. Superkontynent Pannocja uległ podzieleniu na mniejsze kontynenty tj.: Laurencję, Bałtykę, Syberię oraz Gondwanę na wskutek kambryjskiego epizodu ryftowania, który doprowadził również do powstania oceanu Iapetus. Szacuje się, że ocean ten we wczesnym ordowiku miał nawet 5000 km szerokości (Kent & van der Voo 1990). W wyniku powstania strefy subdukcji wzdłuż krawędzi Gondwany utworzył się ryft czego wynikiem było oderwanie się fragmentu kontynentu. Odłączyła się wówczas Awalonia wraz z mniejszymi fragmentami tworząc łuk wysp (Golonka 2007). Pomiędzy Awalonią a Gondwaną zaczął rozwijać się nowy ocean Ocean Rei. Awalonia zaczęła się przemieszczać w kierunki północno wschodnim. Na przełomie ordowiku i syluru uległa ona zderzeniu z Bałtyką, 30

31 a następnie Laurencją. Wynikiem tychże kolizji było utworzenie się nowego kontynentu Laurosji (Ziegler 1989; Golonka 2007). Kolejnym istotnym etap było zamykanie się oceanu Rei, który to swoją maksymalną szerokość osiągnął w sylurze. Zamykanie to było wynikiem powstania strefy subdukcji wzdłuż krawędzi bałtycko awalońskiej i fragmentu północnej krawędzi Gondwany (Nance et al., 2010). W wyniku postępującej subdukcji we wczesnym dewonie nastąpiła kolizja Laurosji i Gondwany skutkiem czego było powstanie nowego, bardzo nietrwałego superkontynentu Oldredia. Jego rozpad miał miejsce w dewonie środkowym (Ford & Golonka 2003). W wyniku postępującego zamykania się o. Rei doszło do wieloetapowej kolizja Gondwany z awalońsko bałtyckim łukiem wysp wulkanicznych (Krӧner & Romer 2013; Stampfli et al., 2013), skutkiem czego w karbonie nastąpiło ostateczne uformowanie się superkontynentu Pangei. Kontynent ten otoczony był z trzech stron wszechoceanem Panthalassa. Na wschodzie utworzył się ocean Tetydy, który początkowo tworzył zatokę, a dopiero po rozpadzie Pangei u schyłku ery paleozoicznej Tetyda rozdzielała Laurazję od Gondwany. Z początkiem paleogenu nastąpił dalszy podział kontynentów. We wczesnej jurze, w wyniku powstania ryftu atlantyckiego z Laurazji wyodrębniła się Euroazja i Ameryka Północna. Ich ostateczny podział nastąpił w kredzie. Z Gondwany wyodrębniły się pozostałe obecnie istniejące kontynenty. Zamkniecie oceanu Tetydy miało miejsce z początkiem neogenu i było wynikiem kolizji Euroazji i Afryką skutkującej orogenezą alpejską. 31

32 Rys. 8 Uproszczona mapa geologiczna Masywu Czeskiego (wg. Nance et al. 2010, zmieniona) 2.2 Sudety Sudety charakteryzują się skomplikowaną budową geologiczną wynikającą z wieloetapowego procesu ich powstawania (Rys. 8Błąd! Nie można odnaleźć źródła odwołania.). W uproszczeniu, zbudowane są one z elementów skonsolidowanych podczas orogenezy kadomskiej, które uległy rozczłonkowaniu i ponownej konsolidacji podczas tworzenia się orogenu waryscyjskiego w górnym paleozoiku. Na pograniczu kambru i ordowiku nastąpiło oderwanie się od Gondwany mikrokontynentu Awalonii i otwarcie Oceanu Rei. We wczesnym sylurze mikrokontynent kolidował początkowo z Bałtyką a następnie Laurencją tworząc Laurosję. W uogólnieniu, efektem tej kolizji była orogeneza kaledońska. Następnie, na przełomie późnego dewonu i wczesnego karbonu miały miejsce liczne i skomplikowane kolizje terranów zarówno perygondwańskich jak i wywodzących od Laurosji. Ostatnim epizodem orogenezy waryscyjskiej są liczne masywy granitoidowe. W okresie od późnej kredy po 32

33 kenozoik pasmo to (wraz z całym Masywem Czeskim) zostało poddane wynoszeniu blokowemu. Proces zachodził w wyniku pól naprężeń związanych z kolejnymi etapami kolizji alpejskiej, a następnie ekstensji pokolizyjnej i otwierania się północnego Atlantyku (Ziegler & Dezes 2005) Sudety obejmują strefę morawsko - śląską i północno-wschodni fragment Masywu Czeskiego. Ograniczone są dwoma regionalnych rozmiarów dyslokacjami: od północnego wschodu strefą uskokową Odry, od południowego zachodu strefa uskokową górnej Łaby. W ich obrębie wyróżnić można dwa bloki: blok sudecki i blok przedsudecki. Obie te struktury podzielone są Sudeckim Uskokiem Brzeżnym - głęboką dyslokacją karbońską powstałą u schyłku orogenezy waryscyjskiej, reaktywowaną w późnej kredzie i paleogenie, a następnie w neogenie (Aleksandrowski et al., 1997; Badura et al., 2003). Ze względu na zmienność litologiczną, tektoniczną i strukturalną Sudety dzieli się na Zachodnie, Środkowe i Wschodnie (Aleksandrowski & Mazur 2002) (Rys. 9a). 33

34 2.2.1 Sudety Zachodnie Obejmują one wschodnią część masywu łużyckiego, masyw karkonosko - izerski, jednostkę metamorfiku kaczawskiego, oraz zgorzeleckie pasmo łupkowe. Tylko niewielki fragment masywu łużyckiego leży po stronie polskiej. Od strony N- NE oddzielony jest od pasma zgorzeleckiego uskokiem śródłużyckim, a dalej głównym uskokiem śródsudeckim. Od strony SE masyw ten przechodzi w masyw izersko-karkonoski bez wyraźnej granicy tektonicznej, stąd struktury te opisywane są jako masyw łużycko-izerski niezależnie od przynależności geograficznej (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). Masyw łużycko-izerski stanowi pasywne obrzeżenie terranu saxothurinskiego (Mazur & Aleksandrowski 2001; Franke & Żelaźniewicz 2002). Masyw łużycki zbudowany jest z górnoproterozoicznych szarogłazów łużyckich osadzonych w strefie szelfowej zbiornika mln lat temu, w które w późnym kambrze ( mln lat) intrudowały granitoidy łużyckie (Krӧner et al., 1994). Część badaczy (Pin et al., 2007; Oberec - Dziedzic,et al., 2005; Mazur, et al., 2010) uważa, że granitoidy te intrudowały w strefę ryftu kontynentalnego podczas oderwania się terranu saksoturyńskiego od krawędzi Gondwany. Odmienny pogląd przedstawia Golonka (Golonka & Gawęda 2012) wątpiąc jakoby takie oderwanie miało miejsce, a intruzje związane są z magmatyzmem nadsubdukcyjnym przy aktywnej krawędzi kontynentu (Krӧner et al., 2001). Podczas orogenezy waryscyjskiej granitoidy łużyckie uległy zgnejsowaniu. Górnoproterozoiczne skały masywu izersko - karkonoskiego w S części Karkonoszy przykryte są utworami ordowicko-dewońskiej sukcesji osadowej będącej osadem basenów ekstensyjnych założonych w strefie inicjalnego ryftu kontynentalnego (Mazur et al., 2010). W jednostce Leszczyńca obserwuje się utwory o charakterze ofiolitu korelowane z ofiolitem Marianskich Łaźni (Aleksandrowski & Mazur 2002). Sekwencja ta została w późnym karbonie zaburzona intruzjami plutonicznymi i subwulkanicznymi. W obrębie jednostki Jěstěd i południowych Karkonoszy występuje szew tektoniczny (Mazur & Aleksandrowski 2001). W czasie Ma obrębie centralnej części masywu karkonosko-izerskiego intrudował granit karkonoski rozdzielając północną gnejsową część od południowej, zdominowanej przez zmetamorfizowane utwory osadowowulkanogeniczne (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). Masyw łużycki od N sąsiaduje ze zgorzeleckim pasmem łupkowym stanowiącym paraautochtoniczne podłoże płaszczowin kaczawskich (Aleksandrowski & Mazur 2002). Pasmo 34

35 zgorzeleckie obejmuje interwał czasowy od kambru po wczesny karbon włącznie. Utwory kambru reprezentowane są głównie przez węglany i piaskowce, rzadko skały wulkaniczne. Powyżej występują silikoklasyczne utwory ordowiku. Utwory sylurskie stanowią pokrywę wulkaniczno-osadowych skał terranu saxothurinskiego zdeponowanych w otwartym zbiorniku morskim (Mazur et al., 2010). Dewońskie sekwencje osadowe deponowane były na obrzeżach kontynentalnych. W utworach karbonu wykształconego jako dziki flisz znajdują się różnych rozmiarów ciała olistolitowe. Rys. 9 Uproszczona mapa geologiczna Sudetów (wg. Aleksandrowski & Mazur, 2002; zmienione) 35

36 Zgorzeleckie pasmo łupkowe stopniowo, bez wyraźnych granic przechodzi w pasmo kaczawskie, które zbudowane jest z dwóch (Baranowski 1988), lub trzech pięter strukturalnych (Kryza & Zalasiewicz 2008). Wg Baranowskiego dolne piętro strukturalne zbudowane jest z silnie zmetamorfizowane i zdeformowane tektonicznie skał osadowych i wulkanicznych obejmujących interwał czasowy od kambru po późny karbon (wizen) włącznie. Najstarsze, fliszoidowe utwory jednostki Świerzawy, czyli fyllity i łupki zawierające wkładki detrytycznego kwarcu świadczą o bliskości obszaru źródłowego, a więc deponowane były na krawędzi kontynentu. Ordowicko- dewońskie sukcesje osadowo- wulkaniczne są osadem basenów ekstensyjnych zlokalizowanych w strefie inicjalnego ryftu kontynentalnego. Pod względem chemicznym skały magmowe zaklasyfikowane są do bazaltów typu MORB. Pomimo, że pozycja paleotektoniczna nie jest jednoznacznie określona przyjmuje się, że jest to wulkanizm płytkomorski reprezentujący środowisko wysp oceanicznych (Baranowski 1988). Wyżej opisywane utwory ujęte są w zespół płaszczowin nasuniętych ku NW (Mazur & Kryza 1996). Płaszczowiny te wywodzą się z waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej czego dowodem jest obecność melanży, zapis metamorfizmu wysokociśnieniowego facji niebieskich łupków, zmetamorfizowane skały magmowe o chemizmie typu MORB (Mazur et al., 2010). Górne piętro strukturalne jest niezmetamorfizowane i słabo zaburzone tektonicznie. Osady górnego pietra stanowią molasę wypełniającą depresję śródsudecką, zapadliska i rowy tektoniczne (Rys. 10). 36

37 Rys. 10 Profil litostratygraficzny jednostki kaczawskiej (wg. Kryza, et al 2008, zmienione) Sudety Środkowe W obrębie Sudetów Środkowych wyróżnia się następujące duże jednostki geologiczne: blok Gór Sowich wraz z ofiolitem śródsudeckim, strefa Niemczy, pluton Strzegomia-Sobódki, metamorfik kłodzki, kopuła orlicko- śnieżnicka, pasmo Starego i Nowego Mesta. Jednostki te przykryte są osadami wypełniającymi baseny śródgórskie, lub ocalałymi przed erozją fragmentami w postaci struktury Świebodzic bądź struktury bardzkiej. Blok Gór Sowich (BGS) trójkątny w zarysie blok jest zbudowany z paragnejsów i migmatytów. Protolitem gnejsów były głównie szarogłazy i pelity osadzające się w basenie neoproterozoiczno-kambryjskim (Mazur et al., 2006). BGS nosi wyraźne ślady różnowiekowego metamorfizmu (402Ma, migmatyzacja 384Ma 370Ma). Datowanie radiometryczne wskazuje, że wypiętrzanie się bloku sowiogórskiego przypada na 37

38 370Ma 360Ma. Blok Gór Sowich był interpretowany jako fragment Gondwany lub jako niewielki element (terran) pochodzący z Bałtyki (Cymerman 1998). Blok Gór Sowich otoczony jest przez zasadowe i ultrazasadowe skały ofiolitu śródsudeckigo. Największy element ofiolitu stanowi serpentynitowo gabrowy masyw Ślęży po północnowschodniej stronie bloku. Pozostałe fragmenty ofiolitu budują gabrowo serpentynitowy masyw Braszowic - Brzeźnicy, serpentynitowy masyw Szklar i gabrowo diabazowy masyw Nowej Rudy - Słupca. Skały budujące ofiolit są wieku dewońskiego (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008) i stanowią pozostałość po wąskim basenie załukowym. Usytuowanie masywu Nowej Rudy pomiędzy karbońskimi skałami osadowymi, sugerować może, że ten fragment ofiolitu może być rozpatrywany jako olistolit oderwany od podłoża i przeniesiony ponad blokiem Gór Sowich wraz z materiałem osadowym wypełniający basen w kierunku zachodnim podczas zamykania się basenu załukowego, o czym mogą świadczyć fragmenty skał maficznych (gabr) w osadach karbońskich na wzgórzu Wapienica. Od południowego zachodu oraz od północy bloku Gór Sowich znajdują się odpowiednio jednostka Bardzka i Świebodzic są to typowe pre- lub synorogeniczne osady głębokomorskie świadczące o wzmożonej aktywności tektonicznej. W licznych odsłonięciach można wyróżnić typowe dla tego typu osadów spływy kohezyjne, sekwencje Boumy czy różnej wielkości olistolity. W przypadku osadów jednostki Bardzkiej przeważają późnopaleozoiczne skały osadowe (Oberc 1972). Przypuszcza się, że początkowo osady te były deponowane w zbiorniku znajdującym się pomiędzy kontynentem Bałtycko-Awalońskim a blokiem sowiogórskim. Następnie na wskutek zamykania się basenu we wczesnym karbonie, uległy one pofałdowaniu i przemieszczeniu w formie płaszczowin ponad blokiem Gór Sowich. Świadczą o tym osady karbońskie zlokalizowane w obniżeniach morfologicznych bloku sowiogórskiego (Cymerman 2004), oraz wyniki otworu Żdanów IG1, w którym opisano odwrócone zaleganie warstw karbońskich, które leżą niezgodnie na krystalicznym podłożu bloku sowiogórskiego (Chorowska et al., 1987). Część północna jednostki bardzkiej została podgrzana przez późnokarbońską intruzję granitoidów kłodzko-złotostockich (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). Na północ od BGS występuje masyw Strzegomia-Sobótki. Jest on efektem magmatyzmu związanego z końcową fazą orogenezy waryscyjskiej. W Sudetach zjawiska magmatyczne (kończące orogenezę) odbywały się w dwóch etapach: Ma i Ma. Pierwszy 38

39 etap związany jest ze wzrostem temperatury w dolnej i środkowej części skorupy spowodowanej rozpadem pierwiastków promieniotwórczych w strefie korzeniowej orogenu (Mazur et al., 2010). W pierwszym etapie intrudował granitowy pluton kłodzko-złotostocki, granitoidowy pluton Kudowej i pluton Niemczy (Skrzypczak 2010). Druga faza związana jest z wzrostem przepływu ciepła z litosferycznego płaszcza do skorupy ziemi. Powodem takiego zjawiska mogła być regionalna ekstensja lub delaminacja litosferycznego płaszcza pogrubionego pod Masywem Czeskim (Skrzypczak 2010). Z tą fazą związany jest pluton Karkonoszy i wschodniosudeckie plutony Strzelińca. Pluton Strzegomia-Sobótki intrudował Ma (Mazur et al., 2007). Od NE Bloku Gór Sowich sąsiaduje ze strefą Niemczy i Skrzynki. Strefa Niemczy, utworzona w karbonie zbudowana jest ze zmetamorfizowanych szarogłazów i kwarcytów z fragmentami ofiolitu i zmylonityzowanych gnejsów pochodzących z BGS. Utwory tej strefy wykazują silną mylonityzację. W strefę tą intrudowały granitoidy niemczańskie. Z kolei strefa Skrzynki, sąsiadująca ze strukturą bardzką, zbudowana jest z blastomylonitów, mylonitów, kataklazytów, gnejsów i łupków. Do strefy Niemczy przylega pasmo metamorficzne Kamieńca Ząbkowickiego. Pasmo to budują łupki łyszczykowe, będące elementem serii suprakrustalnej reprezentującej osady basenów śródkontynentalnych lub stref szelfowych, z przeławiceniami leptynitytów, amfibolitów, marmurów, orto- i paragnejsów zmetamorfizowanych w facji amfibolitowej (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). 39

40 Rys. 11 Profil litostratygraficzny metamorfiku kłodzkiego (wg. Aleksandrowski & Mazur, 2002; zmieniony) Na południe od BGS występuje metamorfik kłodzki (Rys. 11). Zbudowany jest sześciu mniejszych jednostek tektonicznych (Mazur et al., 2006). Są to zmetamorfizowane skały plutoniczne i wulkaniczno - osadowe o charakterystyce typowej dla łuków magmowych oraz basenów załukowych. Kolejne jednostki nasunięte są w formie płaszczowin na ofiolitowe ciało masywu Nowej Rudy. Jednostka Małego Bożkowa, Łączany i Bierkowic zbudowana jest z utworów osadowo- wulkanicznych deponowanych od późnego dewonu na pasywnej krawędzi kontynentu. Z kolei jednostki Ścinawki, Orla-Głogowy i Kłodzka reprezentowane są przez 40

41 neoproterozoiczne sekwencje, nasunięte na młodsze skały paleozoiczne wraz z waryscyjskimi płaszczowinami. Sekwencja neoproterozoiczna ma charakter wapniowo-zasadowej asocjacji metawulkanitów z metagabrami i kumulatami wykazującymi podobieństwo do N-MORB, co może wskazywać na ich nadsubdukcyjne środowisko powstania (Kryza et al., 2003). Neoproterozoiczny epizod magmatyzmu interpretowany jest jako dowód na prekadomską subdukcję typu oceanicznego pod aktywną krawędź Gondwany (Nance et al., 2010) Skały powyższych jednostek uległy metamorfizmowi regionalnemu głównie facji zieleńcowej (jedynie utwory w części zachodniej i północnej zostały zmetamorfizowane w facji almandytowo-albitowej (Skrzypczak 2010). Następnie utwory te uległy kataklatyzacji i mylonityzacji. W sąsiedztwie metamorfiku kłodzkiego występuje kopuła orlicko- śnieżnicka. Jednostka ta zlokalizowana w SE części masywu łużyckiego zbudowana jest z późnoproterozoicznej sekwencji metafliszowej i dolnopaleozoicznych migmatytów i intruzji granitowych (Żelaźniewicz et al., 2003). Skały tej jednostki noszą wyraźne śladu kilku waryscyjskich faz metamorficznych. Na zachód od kopuły orlicko-śnieżnickiej znajduje się jednostka Novego Mesta. Jednostka ta zbudowana jest z fylitów, zieleńców, łupków, gnejsów i amfibolitów. Od wschodu kopuła Orlicko-Śnieżnicka sąsiaduje z najbardziej wysuniętym na wschód zespołem nasunięć pasma fałdowego Starego Mesta stanowiącego granicę między Sudetami Środkowymi a Wschodnimi. Jednostka Starego Mesta, zbudowana z górnoproterozoicznokambryjskich zmetamorfizownych skał zasadowych i ultrazasadowych. Strefa ta jest interpretowana jako rozczłonkowana sekwencja ofiolitowa reprezentująca pozostałości po młodocianym stadium ryftu kontynentalnego (Krӧner et al., 2000). Skały występujące w tej jednostce noszą zapis metamorfizmu niskociśnieniowego facji granulitowej właściwej dla stref ścienionej skorupy (Krӧner et al., 2000). Pasmo Starego Mesta jest typowym przykładem szwu oceanicznego. Powstanie szwu było połączone z ekshumacja wcześniej subdukowanych fragmentów skorupy. Najprawdopodobniej obecne położenie jednostki Starego Mesta nie koniecznie musi odzwierciedlać oryginalną geometrię kolidujących ternarów. Ramy czasowe i polaryzacja strefy subdukcji nie są jednoznacznie określone. Schulmann i Gayer (2000) postulują wczesnokarboński wiek i wskazują na istnienie aktywnej krawędzi terranu środkowosudeckiego, co implikuję zanurzającą się na zachód strefę subdukcji. Prawdopodobna 41

42 kontynuacja jednostki Starego Mesta w kierunku północnym w rejon Masywu Niedźwiedzia jest problematyczna ze względu na małą ilość odsłonięć (Aleksandrowski & Mazur 2002). Duże podobieństwo do jednostki Starego Mesta wykazuje amfibolitowy masyw Niedźwiedzia (Mazur et al., 2006). Zbudowany jest on w głównej mierze z 1,5 km grubości sukcesji skał amfibolitowych o chemizmie typu MORB i metagabra (Awdankiewicz 2001). Skały te zostały poddane średniemu i wysokiemu stopniowi metamorfizmu, co doprowadziło do częściowego przetopienia metabazaltów Sudety Wschodnie Obejmują one północno - wschodnią część strefy morawsko - śląskiej rozciągającą się wzdłuż wschodniej krawędzi Masywu Czeskiego. Strefa ta stanowi pozostałość szwu będącego wynikiem kolizji kształtujących się struktur Sudetów Wschodnich i strefy moldanubskiej ze sztywnym terranem Brunovistulicum (Żaba et al., 2005; Mazur et al., 2010). W wyniku tego zderzenia powstał szereg płaszczowin zbudowanych ze skał pierwotnie należących do podłoża terrenu brunovistulicum i jego pokrywy osadowej. Głównymi jednostkami tektonicznymi Sudetów Wschodnich są: Jednostka Desny, Płaszczowiny Wielkiego Vrbna, jednostka Branny i płaszczowina Keprnika, masyw Strzelińca. Jednostkę Desny, stanowi fragment kadomskiego łuku magmowego. Trzon krystaliczny tej jednostki zbudowany jest z górnoproterozoicznych gnejsów /-0.9Ma (Krӧner et al., 2000) oraz intruzji granitowych o wieku z przedziału od 570 do 590 Ma. (Finger et al., 2000). Jednostka Desny dzieli się wzdłuż uskoku o przebiegu NE-SW na masyw Keprnika i masyw Desny. Pokrywę osadową tych jednostek stanowią zmetamorfizowane, głównie sylursko dewońskie jednostki allochtoniczne i para-autochtoniczne reprezentowane przez metazlepieńce podstawowe, marmury i metapelity (Hanžl 2007). Zalicza się do nich na przykład grupę Vrbna, interpretowaną jako sukcesja osadowo - wulkniczna wypełnienia dewońsko-karbońskiego basenu załukowego (Mazur et al., 2010). Płaszczowiny Wielkiego Vrbna od zachodu sąsiaduja z jednostką Starego Mesta. Jednostka ta zbudowana jest z ortognejsów oraz metasedymentów zmetamorfizowanych w warunkach facji amfibolitowej (Mazur et al., 2006). Obecność reliktów eklogitowych wskazuje na starszy etap metamorfizmu wysokich ciśnień i niskich temperatur (HP/LT). Wiek gnejsów określany jest na 574 Ma (Krӧner et al., 2000). Za protolit serii suprakrustalnej uważa się 42

43 wczesnopaleozoiczną sekwencję wulkaniczno-osadową, wiek tej serii jednak nie jest potwierdzony wynikami datowań (Mazur et al., 2006). Jednostka Brannej i płaszczowina Keprnika znajdują się pomiędzy płaszczowiną Wielkiego Vrbna (od strony zachodniej), a jednostką Desny (od wschodu). Jednostka Branny zbudowana jest z głównie z płytkomorskich polimiktycznych konglomeratów, wapieni krystalicznych, kwarcytów, flitów, porfiroidów i łupków wapniowo- krzemianowych (Mazur et al., 2006). Dewońskie metasedymenty poddane były metamorfizmowi facji zieleńcowej. Jednostka Branny nasunięta jest na jednostkę Keprnika, którą budują górnoproterozoiczne gnejsy datowane na 584±8 Ma (Krӧner et al., 2000) podrzędnie przeławicone z metapelitami, skałami wapniowo krzemianowymi oraz kwarcytami. Kolejnym ważnym elementem tektonicznym jest masyw Žulowej. Jednostkę tą budują granitoidy waryscyjskie o zróżnicowanym wieku. Wiek granitoidów określono na Ma (Don et al., 2003). Masyw Žulowej jest jednym z licznych przykładów granitowych intruzji postorogenicznych zlokalizowanym w rejonie Sudetów. W części polskiej Sudetów wschodnich wyróżnia się masyw Strzelińca. Zbudowany jest on z kadomskiego podłoża terranu Brunovistulicum (Oberec-Dziedzic et al., 2003) i pokrywy osadowej. Podłoże stanowią neoproterozoiczne i późnokambryjskie gnejsy, łupki łyszczykowe, amfibolity i marmury oraz dewońskie kwarcyty i łupki kwarcytowe zmetamorfizowane w facji amfibolitowej, w które następnie intrudowały granity (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). 43

44 2.3 Karpaty Karpaty to rozległy łańcuch górski wchodzący w skład systemu alpejsko-himalajskiego. Ciągnący się ok km górotwór od zachodu graniczy z Alpami wschodnimi, a od południowego wschodu z Bałkanami. Karpaty dzieli się na Zachodnie, Wschodnie, Południowe oraz Góry Zachodniorumuńskie (Apuseni). Badania terenowe przeprowadzone w ramach niniejszej pracy przeprowadzone były w obrębie wybranych fragmentów Karpat Zachodnich. Karpaty Zachodnie pod względem geologicznym zostały podzielone na Karpaty zewnętrzne (fliszowe) i wewnętrzne. Segmenty te oddzielone są od siebie Pienińskim Pasem Skałkowym zaliczanym do Karpat wewnętrznych (Kondracki 1989). Karpaty zewnętrzne zbudowane są z górnojurajsko dolnomiocenskich osadów deponowanych w obrębie kilku basenów sedymentacyjnych zlokalizowanych we wschodniej części oceanu Tetydy - Perytetydy. Ocean Tetydy powstał wyniku rozpadu superkontynentu Pangei, jaki miał miejsce w jurze (Golonka et al., 2005). Z punktu widzenia tektoniki płyt można wyróżnić dwa elementy: płytę północnoeoropejską i płytę Alkapa (ALCAPA alpy, Karpaty, element panoński). Karpaty wewnętrzne wchodzą w skład Alkapy. Mikropłyta ta zbudowana jest ze skał skonsolidowanych w czasie orogenezy waryscyjskiej (Gawęda & Golonka 2011; Golonka & Gawęda 2012) oraz w różnym stopniu zdeformowanej pokrywy osadowej. Mezozoiczne sekwencje osadowe tej płyty zostały sfałdowane tworząc serię płaszczowin (Golonka et al, 2006). Podłoże i płaszczowiny przykryte są w mniejszym stopniu zdeformowane paleogeńskie i neogeńskie skały osadowe oraz neogeńskie wulkanity. Paleogeńskie skały fliszowe określane są mianem paleogenu wewnątrzkarpackiego albo fliszu podhalańskiego (Golonka, et al., 2005; 2006). Platforma północnoeuropejska składa się ze sfałdowanego i zmetamorfizowanego podłoża oraz z pokrywy sedymentacyjnej w skład której wchodzą utwory paleozoiczne, mezozoiczne i kenozoiczne platformy. Allochtoniczne skały Karpat zewnętrznych zostały odkorzenione i nasunięte na południową cześć platformy północnoeuropejskiej. Tworzą one zespół płaszczowin i nasunięć ułożonych w szereg jednostek tektonicznych. W zachodnich Karpatach zewnętrznych w Polsce wyróżnia się od południa kolejno płaszczowiny: magurską, grupę płaszczowin przedmagurskich, dukielską, śląską, podśląską i skolsko - skibową (Książkiewicz 1977a, b; Ślączka et al., 2006). Utwory allochtoniczne osadziły się w basenie sedymentacyjnym położonym pomiędzy płytą Karpat wewnętrznych a płytą północnoeuropejską, zwanym Tetydą Alpejska (basen pienińsko-magurski),a także w basenach 44

45 powstałych w brzeżnej części platformy północnoeuropejskiej. W strefie szwu pomiędzy płytą Karpat wewnętrznych a płytą północnoeuropejską powstał pieniński pas skałkowy. Baseny Karpat zewnętrznych powstałe w okresie jurajskim zostały zreorganizowane w kredzie i paleogenie. Reorganizacja ta wiąże się z tworzeniem pryzmy akrecyjnej będącej wynikiem kolizji płyt na tym obszarze Basen pienińsko - magurski Basen ten jest częścią Tetydy alpejskiej utworzonej w jurze w wyniku rozpadu superkontynentu Pangei (Golonka 2005; Golonka et al., 2006). Początkowo, wykształcony jako megabasen pieniński, w bajosie, na wskutek powstania grzbietu czorsztyńskiego uległ podzieleniu na dwie części. Północno - zachodnią część stanowił basen magurski, południowo wschodnią zaś basen pieniński (Birkenmajer 1986; Golonka & Krobicki 2004). Wczesne stadium sedymentacji w obrębię megabasenu pienińskiego jest słabo rozpoznane. Najstarsze utwory datowane na hetang synemur zaliczane do facji gresteńskiej odnalezione zostały jedynie na Słowacji i Ukrainie. Najstarszymi utworami tego basenu występującymi w Polsce są czarne łupki ze sferosyderytami datowane na aalen. Kolejny etap sedymentacji odbywał się już w oddzielonym grzbietem czorsztyńskim basenie pienińskim. W obrębie basenu wytworzyło się sześć sukcesji. Najgłębsza z nich to sukcesja ultrapienińska (Birkenmajer et al., 1990) opisywana wcześniej jako jednostka złatniańska (Golonka & Sikora 1981) zdominowana przez jurajsko wczesnokresowe radiolaryty i wapienie pelagiczne. Nieco płytsze, choć również basenowe są sukcesje braniska i pienińska, przejściowe są sukcesje niedzicka i czertezicka, a najpłytsze haligowiecka i czorsztyńska (Golonka & Krobicki 2004). Sedymentację w obrębie tych sukcesji przestawia Rys

46 Rys. 12 Tabela litostratygraficzna Pienin (wg. Borecka et al., 2013) 46

47 W jurze środkowej już po inicjalnych ruchach tektonicznych nastąpiła gwałtowna zmiana warunków sedymentacyjnych. Środowisko beztlenowe przeobraziło się w idealne warunki do życia organizmów w związku z czym dno zbiornika zasiedlone zostało przez liliowce ze szczątków, których utworzyły się wapienie krynoidowe. Ich zasięg obejmował w głównej mierze płytkowodne i przejściowe sukcesje: czorsztyńską, niedzicką i czertezicką. W znacznie mniejszym stopniu wapienie te występują również w obrębie sukcesji braniskiej. Ich uksztaltowanie się w obrębie głębokiego zbiornika było wynikiem redepozycji. W tym samym czasie w głębokich partiach zbiornika, to jest w obrębie sukcesji pienińskiej i braniskiej, tworzyły się radiolaryty. Proces sedymentacji radiolarytów zakończył się w kimerydzie. Należy jednak zaznaczyć, że w okresie od oksfordu do kimerydu radiolaryty pojawiły się również w obrębie sukcesji przejściowych. Świadczy to o pogłębieniu się zbiornika w tym okresie. Sukcesja czorsztyńska w górnej jurze zdominowana jest przez wapienie bulaste typu ammonitico rosso, które od kimerydu nie występują jedynie w sukcesji pienińskiej. Najbardziej zróżnicowana sedymentacji miała miejsce w interwale czasowym obejmującym tyton i berias. Osadziły się wtedy wapienie organogeniczne (kalpionellowe), mikrytowe, bulaste i rogowcowe. Zróżnicowanie to jest efektem neokimeryjskich ruchów tektonicznych (Krobicki et al., 2006). Przebudowa basenu pienińskiego jest utożsamiana z duża aktywnością tektoniczną w basenach karpackich (Birkenmajer 1986; Golonka et al., 2002). Sedymentacja wapieni rogowcowych w obrębie głębokomorskich sukcesji trwała do końca barremu, podczas gdy w płytkowodnej sukcesji czorsztyńskiej w dalszym ciągu trwała sedymentacja wapieni organogenicznych. W kolejnym etapie sedymentacyjnym obejmującym apt i alb następuje ujednolicenie sedymentacji w obrębie całego zbiornika. Tworzyły się wówczas utwory o charakterze pelagicznym typu margli i wapieni marglistych. Ostatni, górnokredowy etap sedymentacji zdominowany jest przez margle globigerinowe. Najmłodszy epizod sedymentacji w obrębie basenu pienińskiego stanowią utwory fliszowe. Ostateczne zamknięcie basenu pienińskiego miało miejsce na przełomie kredy i paleogenu i było wynikiem przesuwania się płyt Karpat wewnętrznych ku północy (Krobicki et al., 2006). Na wskutek przesuwania się pryzmy akrecyjnej ponad grzbietem czorsztyńskim w południowej części basenu magurskiego deponowane były liczne olistolity i osady osuwisk podmorskich. Rozwój sedymentacji w basenie magurskim można podzielić na trzy etapy. Pierwszy z nich stanowi etap postryftowy i obejmuje środkowojurajskie otwarcie basenu i sedymentację 47

48 pelagiczną i hemipelagiczną obejmującą interwał czasowy od powstania zbiornika do cenomanu. W obrębie polskich Karpat ten przedział czasowy reprezentują utwory jednostki grajcarka zlokalizowane w południowej części basenu magurskiego (Birkenmajer 1986; 1988). Wydzielenia tej formacji przedstawia Rys. 12, z której wynika, że osady w zbiorniku magurskim są takie same jak w części pienińskiej. Należy nadmienić, że w okresie od kimerydu do baremu nastąpiło lokalne obniżenie strefy CCD (kompensacji kalcytu) lub też miało miejsce wyniesienie fragmentu zbiornika (Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). Pstre łupki formacji z Malinowej deponowane od cenomanu do turonu kończą pelagiczną i hemipelagiczną sedymentacje uwarunkowaną ruchami ekstensyjnymi. Drugi etap stanowi sedymentacja synorogenicznego fliszu obejmująca formowanie się utworów od późnej kredy do oligocenu (Rys. 13). Jest on związany z wyniesieniem grzbietu śląskiego jak i eustatycznym obniżeniem poziomu morza (Poprawa et al., 2002). W okresie tym sedymentacja fliszowa przebiega w trzech cyklach turbidytowych (Oszczypko & Oszczypko- Clowes 2006). Każdy z nich rozpoczyna sedymentacja pstrych łupków. Ze względu na zróżnicowanie facjalne jakie występuje w obrębię płaszczowiny magurskiej od cenomanu zaznaczają się cztery strefy facjalne: krynicka, bystrzycka, raczańska i siar (Rys. 13). W obrębie tych stref (za wyjątkiem strefy krynickiej) deponowane były między innymi utwory formacji ropianieckiej (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007) wieku senon- paleocen. Charakteryzują się obecnością drobnoziarnistych, twardych, wapnistych, mikowych piaskowców przeławiconych ilastymi lub marglistymi łupkami koloru szarozielonego, szarego. Odpowiednikiem formacji ropianieckiej w obrębie strefy krynickiej jest formacja szczawnicka (Ślaczka et al., 2006). W porównaniu do wcześniej opisywanej, utwory tego wydzielenia wzbogacone są o gruboławicowe piaskowce zlepieńcowate. W stropie tych formacji szczawnickiej znajdują się piaskowce wieku eoceńskiego. W strefie Siar występują utwory formacji z Jaworzynki, deponowane jako średnio ławicowe piaskowce biotytowo skaleniowe przeławicone łupkami z wkładkami piaskowców lub zlepieńców (Cieszkowski et al., 2006). 48

49 Rys. 13 Tabela litostratygraficzna zachodniej części Karpat Zewnętrznych (wg. Golonka & Waśkowska, 2007, zmienione) 49

50 Bezpośrednio na formacji ropianieckiej, a w przypadku strefy Siar na warstwach z Jaworzynki, spoczywa formacja z Łabowej. Jej wiek określany jest na paleocen środkowy eocen. Są to czerwone i zielone łupki ilaste a miejscami czerwone mułowce z wkładkami cienkoławicowych, twardych, wapnisto - krzemionkowych piaskowców. Lokalnie, w obrębie strefy Siar występują wkładki piaskowców ze Skawiec lub piaskowców z Żurawicy (Cieszkowski et al., 2006). Wkładki te wykształcone są jako gruboławicowe piaskowce zlepieńcowate i zlepieńce. Powyżej formacji z Łabowej, w obrębie strefy raczańskiej i bystrzyckiej występuje formacja beloweska (Oszczypko 1991) deponowana w trakcie wczesnego i środkowego eocenu. Charakterystyczną cechą tego wydzielenia jest rozpadanie się cienkoławicowych, drobnoziarnistych piaskowców o zabarwieniu niebieskawoszarym na drobne płytki. Piaskowce te zawierają spoiwo wapniste. W ich składzie występuje również spora ilość muskowitu. W warstwach tych czasami występują pstre łupki margliste. W strefie bystrzyckiej osady formacji beloweskiej deponowane są jedynie w takcie wczesnego eocenu po czym następuje osadzanie się formacji warstw łąckich. Są to twarde, ciemnoszare, często skrzemionkowane margle przeławicone średnioławicowymi piaskowcami glaukonitowymi, lub łupkami szarymi. Deponowanie tych warstw kończy się równocześnie z osadzaniem się warstw beloweskich w strefie raczańskiej. Całkowita miąższość warstw beloweskich wynosi do 350 m, zaś warstw łąckich do 500 m. Najmłodszym ogniwem jednostki magurskiej jest formacja magurska w skład, której wchodzą piaskowce magurskie facji muskowitowej (Oszczypko 1991) deponowane od wczesnego eocenu po oligocen (Ślaczka et al., 2006; Golonka & Waśkowska 2011). Udokumentowane zostały one w obrębie strefy raczańskiej, bystrzyckiej i krynickiej. Są to przeważnie gruboławicowe, drobnoziarniste piaskowce mikowe i spoiwie wapnistym. W południowej części wskazanego obszaru występują piaskowce zlepieńcowate i wkładki piaskowców glaukonitowych. W obrębie opisywanej formacji podrzędnie występują łupki ilaste lub margliste. Ich miąższość wynosi m (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). W strefie Siar występują utwory formacji makowskiej (Cieszkowski et al., 2006). Dolną część formacji stanową deponowane od środkowego do późnego eocenu łupki ogniwa z Zembrzyc. Są to łupki margliste i szare, niebiesko- i zielonoszare margle, rzadko szare łupki ilaste. W pakietach łupków tkwią średnioławicowe piaskowce czasami wzbogacone 50

51 glaukonitem. Miąższość ogniwa łupków z Zembrzyc dochodzi do 400 m (Golonka 1981; Cieszkowski et al., 2006). Górna część formacji makowskiej tworzy ogniwo piaskowców z Wątkowej datowane na eocen oligocen (Golonka 1981; Cieszkowski et al., 2006). Ogniwo to zbudowane jest ze średnio- i gruboławicowych piaskowców z dużą ilością glaukonitu przeławiconych piaskowcami muskowitowymi. Ich miąższość wynosi do 1000 m (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). W następnym etapie w trakcie wczesnego miocenu utworzył się basen niesiony (piggy back basin) będący wynikiem uformowania się czoła płaszczowiny magurskiej oraz intensywnej subsydencji w południowej części basenu magurskiego i basenu pienińskiego pasa skałkowego (Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2006). Pozostałością po tymże basenie są utwory formacji z Zawady deponowane w obrębię jednostki raczańskiej, a także utwory formacji z Kremnej i Starego Bystrego jednostki krynickiej Grzbiet śląski Grzbiet ten, nazywany również wyspą lub kordylierą śląska, rozdzielał basen magurski od seweryńsko mołdawidzkiego (protośląskiego). W literaturze interpretowany jako mikrokontynent (Birkenmajer 1986; Słomka 2001), lub fragment wyniesionej, ścienionej skorupy kontynentalnej platformy północnoeuropejskiej wyniesionej w wyniku kolizji płyt litosfery (Soták 1992). Grzbiet ten jest również uważany za kolizyjny, zakorzeniony pas nasuwczo - fałdowy (Poprawa et al., 2004). Zbudowany był z paleozoicznego trzonu plutonicznego, i pokrywy skał metamorficznych i osadowych (Słomka 2001). Do wczesnej kredy grzbiet śląski był podwodnym wyniesieniem. Jego wypiętrzenie następowało wzdłuż kompresyjnych uskoków odwróconych (Poprawa & Malata 2006) w czasie od albu po turon. W apcie miało miejsce ponowne zanurzenie grzbietu (Golonka et al., 2008). Aktywność grzbietu śląskiego, jako głównego dostarczyciela materiału sedymentacyjnego trawiła do późnego wczesnego oligocenu. Po tym czasie w wyniku nasuwania pryzmy akrecyjnej grzbiet uległ całkowitemu zniszczeniu (Golonka & Krobicki 2006). Jego istnienie udowadniają jedynie egzotyki występujące w utworach fliszowych. 51

52 2.3.3 Basen protoślaski i śląski Basen protośląski ukształtowany został jako ryft lub basen załukowy wewnątrz platformy północno-europejskiej pod koniec jury (Golonka et al., 2006; 2008). Zbiornik o przebiegu NW- SE ograniczony był od północy wyniesieniem Baška - Inwałd, które łączyło ten basen z platformą europejską, od południa grzbietem śląskim, a od wschodu wyniesieniem getycko marmaroskim. Największą szerokość basen protośląski osiągnął w hoterywie apcie (Golonka et al., 2008). Tworzeniu się basenu towarzyszył podmorski wulkanizm, którego efektem są cieszynity występujące w okolicach Cieszyna (Grabowski et al., 2004). W późnej kredzie nastąpił podział basenu na wskutek czego wyodrębniły się mniejsze baseny to jest śląski, skolski i dukielski. Były one oddzielone od siebie wzniesieniami. Największy z nich był basen śląski. W okresie maksymalnego rozwoju stanowił rynnę długości ok. 300 km i szerokości powyżej 100 km (Słomka 1995). Od południa zbiornik ten było ograniczony grzbietem śląskim, który w turonie stał się głównym źródłem materiału sedymentacyjnego trafiającego do basenu (Książkiewicz 1951; Golonka et al., 2002). Wyróżnia się kilka etapów ewolucji opisywanego basenu. Pierwszy etap to okres subsydencji, trwający od początku sedymentacji do cenomanu, będącej wynikiem otwierania się ryftu. Po tym okresie nastąpiła zmiana reżimu na kompresyjny w wyniku czego basen karpacki uległ wynoszeniu. Pierwsza faza dźwigania się orogenu trwa od turonu do mastrychtu (?). Po tym etapie nastąpił powrót do powolnej subsydencji trwającej od paleocenu do przełomu eocenu i oligocenu. Przyczyną pogłębienia się zbiornika było fleksuralne ugięcie się podłoża basenu karpackiego spowodowane subdukcja i obciążeniem płyty przez rozwijającą się pryzmę akrecyjna. Następnym etapem było ponowne, lecz tym razem krótkotrwałe wynoszenie. Efektem tego mogło być odcięcie basenu fliszowego od oceanu światowego. Ostatni etap subsydencji jest notowany we wczesnym oligocenie. Rozwój basenu kończy fałdowanie i ruchy nasuwcze jakie miały miejsce w środkowym miocenie (Słomka et al., 2006). Najstarszymi utworami serii śląskiej są utwory formacji wędryńskiej wieku kimeryd - tyton (Ślączka et al., 2006) nazywane również łupkami cieszyńskimi dolnymi. Reprezentują one synryftowy etap sedymentacji basenu protoślaskiego (seweryńsko mołdawidzkiego) (Golonka et al., 2008). Zawierają one ciemnoszare, prawie czarne łupki margliste z wkładkami cienkoławicowych wapieni pelitycznych i detrytycznych. W stropie formacji występują 52

53 drobnoziarniste piaski wapniste (Picha et al., 2006). Miąższość formacji wynosi do 300 m. Powyżej znajduje się formacja wapienia cieszyńskiego zbudowana w dolnej części głównie z drobnoziarnistych, cienkoławicowych wapieni detrytycznych i pelitycznych z niewielką ilością margli i piaskowców marglistych (Słomka et al., 2006). Przypuszcza się, że materiał detrytyczny budujący wydzielenie mógł pochodzić z niszczenia osadów rafowych (Książkiewicz 1971). Maksymalna miąższość formacji sięga 250 m (Słomka et al., 2006). Górną część wydzielenia stanowią średnio- i gruboziarniste wapienie detrytyczne miejscami zlepieńcowate przeławicane łupkami marglistymi. Wiek formacji określony został na tyton - walażyn (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). We wymienionych powyżej utworach stwierdzono występowanie intruzji magmowych w postaci cieszynitów (Narębski 1990; Grabowski et al., 2008). W trakcie pierwszego etapu subsydencji, powyżej warstw cieszyńskich osadziła się formacja grodziska (walażyn hoteryw) (Golonka et al., 2008) Obecnie wg nowej nomenklatury do tej formacji włączono przynależne kiedyś do warstw cieszyńskich górne łupki cieszyńskie, warstwy grodziskie i dolna część warstw wierzowskich (Golonka et al., 2008). Typowymi utworami tej formacji są czarne, ciemnoszare łupki margliste przełowione cienkimi wkładkami drobnoziarnistych piaskowców wtrąceniami ławic syderytowych i sferosyderytów (Golonka 1981) i wapieni detrytycznych. Lokalnie występują kompleksy średnioi gruboławicowych, gruboziarnistych piaskowców i zlepieńców z egzotykami tworząc ogniwo piaskowców z Piechówki zaliczane do opisywanej formacji. Ogniwo to funkcjonuje w literaturze również jako piaskowce grodziskie (Ślączka et al., 2006) kolejną składową tejże formacji jest ogniwo z Cisówki nazywane wcześniej górnymi łupkami cieszyńskimi wieku walanżyn hoteryw (Ślączka et al., 2006). Są to ciemne łupki ilaste stanowiące najwyższą część formacji grodziskiej. Miąższość formacji grodziskiej dochodzi do 300 m (Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). Powyżej w profilu litostratygraficznym płaszczowiny śląskiej (Rys. 13) umiejscowiona jest formacja wierzowska datowana w Polsce na barrem najwcześniejszy alb (Golonka 2011), miąższości m (Golonka 1981). Utwory te wykształcone są jako czarne łupki ilaste i skrzemionkowane z ławicami i konkrecjami sferosyderytów, z lokalnie występującymi czarnymi łupkami mułowcowymi z egzotykami skał krystalicznych i wapiennych. 53

54 Wyżejległe utwory należą do formacji lgockiej (późny alb późny cenoman) (Picha et al., 2006) o miąższości do 450 m (Ślaczka, et al., 2006), powstałe w obrębie mułowcowo piaszczystych stożków napływowych z dobrze rozwiniętymi lobami depozycyjnymi (Bilan 2001). W obrębie wydzielenia występują przeważnie piaskowce (często skrzemionkowane) cienko- i średnio- a rzadziej gruboławicowe. Stropowa części wydzielenia stanowi ogniwo rogowców mikuszowickich w obrębie których wyróżnia się niebieskawe rogowce, gezy i piaskowce cienko i średnioławicowe przekładane łupkami. Nad utworami formacji lgockiej zdeponowana jest zaledwie kilku do kilkunastometrowej miąższości formacja łupków radiolariowych z Barnasiówki deponowana w okresie od późnego cenomanu do wczesnego turonu (Bąk et al., 2001). Formacja ta zbudowana jest z cienkich warstw drobnoziarnistych piaskowców i mułowców z konkrecjami manganowymi, gez oraz pojawiającymi się śladami tufitów (Bąk et al., 2013). Warstwy te są ostatnim osadem deponowanym w rozległym zbiorniku, później nowy materiał osadzał się już w zbiorniku śląskim przeobrażonym po jego reorganizacji. Bezpośrednio na formacji lgockiej lub na formacji z Barnasiówki występują utwory formacji z Mazaka (Picha et al., 2006). Kompleksy ten zbudowany jest z czerwonych łupków pelitycznych sporadycznie przeławicanych cienkoławicowymi piaskowcami glaukonitowymi. Lokalnie w obrębie formacji z Mazaka występują gruboziarniste, zlepieńcowate piaskowce i zlepieńce ogniwa piaskowców ostrawickich. Wiek ich sedymentacji oszacowany został na cenoman-wczesny senon. Miąższość sięga 250 m (Ślaczka et al., 2006; Golonka & Waśkowska- Oliwa 2007). Dominującym w obrębie basenu śląskiego utworem są spoczywające na łupkach radiolariowych skały formacji godulskiej (turon wczesny senon). Ich miąższość przekracza 2000 m (Ślaczka et al., 2006; Golonka & Waśkowska-Oliwa 2007). Cechą charakterystyczną opisywanych utworów jest przewaga piaskowców glaukonitowych (Golonka & Waśkowska- Oliwa 2007). Utwory te są trójdzielnie. Wyróżnia się ogniwo dolne w obrębie, którego występują w spągu gruboławicowe piaskowce i zlepieńce przechodzące stopniowo ku górze w cienkoławicowe, drobnoziarniste piaskowce przeławicane zielonymi i czarnymi łupkami. ogniwo środkowe formacji godulskiej stanowią cienko- i gruboławicowe piaskowce przekładane cienkimi wkładkami zielonych łupków. Ogniwo górne zaś to cienko i gruboławicowe piaskowce przeławicone zielonymi łupkami z lokalnie wykształconym 54

55 poziomem gruboławicowych zlepieńców określanych w literaturze jako ogniwo zlepieńców z Malinowskiej Skały. Przyjmuje się że utwory formacji godulskiej deponowane były w obrębie kilku stożków podmorskich usypywanych u podnóża północnego skłonu grzbietu śląskiego. Równolegle rozwijała się również depozycja w obrębie fartuchów podmorskich (Słomka et al., 2006). Wyżej w profilu znajduje się dwudzielna formacja istebniańska (senon paleocen), usypana z materiału pochodzącego z niszczenia kordyliery śląskiej (Unrug 1963). Spągową część stanowi ogniwo z Czarnej Wisełki wykształcone w postaci gruboławicowych piaskowców arkozowych i zlepieńce z podrzędnie występującymi wkładkami łupków. Stropowa część to ogniwo z Jasnowic. Zostały w nim wydzielone trzy części: poziom dolny zbudowany z czarnych łupków z syderytami i soczewkami zlepieńców, poziom środkowy to gruboławicowe piaskowce, zaś poziom górny stanowią czarne mułowce i łupki z ławicami syderytów (Golonka 1981). Całkowita miąższość warstw istebniańskich dochodzi do 2100 m (Strzeboński 2005). Powyżej w profilu znajduje formacja ciężkowicka (wyższy paleocen wczesny eocen) miąższości do 250 m (Golonka 1981). W jej obrębie występują pakiety gruboławicowych piaskowców turbidytowych i zlepieńców deponowanych w rozległych kanałach oraz strefach ujściowych stożków podmorskich (Leszczyński 1981). Piaskowce przeławicone są czerwonymi i pstrymi łupkami. Bezpośrednio na nich lub oddzielone jedynie kilkudziesiecio metrowym pakietem pstrych łupków są warstwy hieroglifowe (dolny i środkowy eocen) wykształcone w postaci cienkoławicowego, drobnoziarnistego, piaskowcowo łupkowego fliszu (Cieszkowski et al., 2006) z licznymi hieroglifami. Takie wykształcenie warstw świadczy o spokojnej sedymentacji zachodzącej w obrębie lobów depozycyjnych. W obrębie warstw hieroglifowych występują wtrącenia łupków pstrych. Od najwyższego eocenu funkcjonują dwa baseny: resztkowy basen magurski, który stopniowo nabiera charakteru basenu niesionego (piggy-back) oraz basen krośnieński, rozwinięty w północnej części pryzmy akrecyjnej. W obrębie basenu krośnieńskiego utworzona została formacja menilitowa (oligocen). Są to czarne, ciemnoszare, czekoladowe łupki bitumiczne przechodzące w górnej części profilu w rogowce (Barmuta et al., 2014). Lokalnie w spągu warstw menilitowtych występują margle globigerynowe (formacja margli globigerynowych). Miąższość warstw menilitowych wynosi 55

56 około 100 m. Zaledwie kilkudziesieciometrowej miąższości margle z Barutki stanowią przejście między formacją menilitową a krośnieńską. Są to margle lub łupki margliste mikowe, popielate lub czarne, często z łuskami ryb i ze sferosyderytami Formacja krościeńskia (oligocen wczesny miocen) kończy sedymentacje w basenie krośnienskim. Utwory te wykształcone są jako piaskowce muskowitowe i łupki margliste. Piaskowce drobnoziarnistę w większości występują w cienkich i średnich ławicach. Grube ławice zdarzają się w części spągowej wydzielenia. Ich miąższość wynosi ok m (Golonka 1981) Fałdowanie i nasunięcie Karpat Ostateczne uformowanie się Karpat jest wynikiem orogenezy alpejskiej. W wyniku postępującej strefy subdukcji zamknięte zostały karpackie baseny sedymentacyjne. Regionalnych rozmiarów odkłute od podłoża płaty skalne w formie płaszczowin zostały pofałdowane, ponasuwane na siebie i przeniesione na znaczne odległości. Proces ten w obrębię Karpat fliszowych miał miejsce w okresie karpatu w fazie ruchów starostyryjskich (Tomek & Hall 1993; Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2003). W tym czasie powstały również uskoki przesuwcze ograniczające północną i południową krawędź pienińskiego pasa skałkowego zaliczanego już do Karpat wewnętrznych. Kolejne ruchy nasuwcze maja miejsce w późnym badenie. Doprowadzają one do skrócenia Karpat wynikającego z nasunięcia płaszczowiny magurskiej na płaszczowinę przedmagurską (Oszczypko 1998). Ostatni etap nasunięć datowany jest na sarmat. Końcowym etapem ruchów orogenicznych jest magmatyzm. W obrębie Karpat fliszowych i pienińskiego pasa skałkowego etap ten przejawia się w postaci intruzji andezytowych tworzących pienińska linie andezytową (PAL) ciągnącą się od Kluszkowiec po Szczawnicę. Geneza pienińsko magurskich andezytow jest tematem dywagacji. Część naukowców uważa, że te synkolizyjne utwory wulkanizmu wapiowo - alkaicznego są związane ze strefą subdukcji (Lexa & Koneĉný 1998; Birkenmajer 2003), bądź z parcjalnym wytapianiem w rezultacie lokalnej dekompresji (Pin et al., 2004). Istnieje również pogląd, że maja one związek z dekompresja spowodowaną ruchami ścinającymi (Jurewicz & Nejbert 2005). Wiek andezytów zostały określony dzięki datowaniu metodą K-Ar na / Ma (Birkenmajer et al., 2004). 56

57 3 Badania terenowe 3.1 Zakres badań terenowych Zakres przeprowadzonych w ramach rozprawy badań terenowych objął zarówno orogen waryscyjski jak i alpejski. Niemniej jednak należy zaznaczyć, że Sudety stanowią główny obszar zainteresowań autora, a Karpaty są jedynie uzupełnieniem. Po przeprowadzeniu wstępnego zwiadu terenowego w Sudetach autorka wybrała trzy główne regiony badań, na których skupił swoja uwagę. Są to Pogórze Kaczawskie, Góry Rychlebskie i okolice Lądka Zdroju. W poniższej tabeli (Tab. 3) przedstawiono dokładne lokalizacje wybranych miejsc, które objęły prace terenowe. Niektóre punkty terenowe posłużyły w kolejnych rozdziałach pracy jako przykłady bardzo dobrych stanowisk geoturystycznych i w związku z tym zostały bardziej szczegółowo opracowane. Inne użyto jako przykłady do opisu cyklu Wilsona. Części stanowisk nie wykorzystano powtórnie jednak umieszczenie ich w tabeli ma służyć do wskazania lokalizacji istotnych z punktu widzenia tematyki pracy. L p Stanowisko Współrzędne gps Rozpoznanie Wiek Jednostka 1 Wapienica - Dzikowiec 2 Przełęcz Srebrna Góra 3 Żdanów 4 Przełom Bardzki 5 Jaskinia Na Špičáku 6 Kamieniołom Vycpálek 7 Boží hora 8 Nýznerovské vodopády N E N E N E N E N E N E N E N E profil osadów węglanowych, - olistolity - spływy upłynnionego materiału, egzotyki, - utwory fliszowe D3, C1 J. Bardzka C1 J. Bardzka - łupki graptolitowe S J. Bardzka - piaskowce, flisz C J Bardzka - wapienie, marmury D J. Brannej - granity, skarny, marmury - metamorf. kontaktowy C Masyw Žulowej - granity, pegmatyty C Masyw Žulowej - ofiolit starej i nowej generacji, amfibolity Cm? Stare Mesto 9 Jaskinia Na Pomezí - marmury D J. Brannej 10 Łom Skorošice N E serpentynit Cm? Stare Mesto 57

58 11 Červenohorské sedlo 12 Branna 13 Święcko 14 Gołogłowy 15 Wodospad Wilczki Szary Kamień Lądek Zdrój Skalna Brama na Trojaku Czarne urwisko w Lutyni Skalny Wąwóz w Lutyni N E N E N E N E N E N E N 50 20' 11.7" E 16 54'55.998" N 50 21' 26" E 16 53'29.8" N 50 22' 29.8" E 16 54'18.2" 20 Jaskinia Radochowska N 50 21'31.88" E 16 49'2.47" Kamieniołom Biała Marianna Kamieniołom Julianna Biała Skałki eklogitowe w Międzygórzu N 50 16'56.32" E 16 51'39.907" N 50 16'40.003" E 16 51'57.266" N 50 13' 46.6" E 16 46' 4.5" 24 Głuchołazy N E Gwarkowa Perć N E Jeziorko Daisy N E Przełom Pałecznicy N E Ślęża N E Szklary N E Okole 31 Kamieniołom na górze Miłek N 50 58' 49.4" E 15 49' 54.9" N 50 56' 8.61" E 15 55'52.38" -Łupki serycytowe, eklogity Pr j. Keprnika - kwarcyty D Skłony Desny - łuk wysp wulkanicznych? - wapień w formie olistolitów - kontakt wapienia z granitem - gnejsy, piaskowce, migmatyty - granity, gnejsy, bazalty - intruzje - gnejsy gierałtowskie, migmatyty D? Metamorfik kłodzki D Tr, paleoz. Ng Paleoz. - bazalty Ng pliocen - gnejsy śnieżnickie - granitognejsy - marmury - łupki krystaliczne Paleoz. Cm - marmury Paleoz. dolny - marmury Paleoz. dolny - eklogity - łupki łyszczykowe, amfibolity, piaski zwirowate - łupki fyllitowe -wapienie, osady fluwialne D/C Metamorfik kłodzki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik lądecko- śnieżnicki Metamorfik Metamorfik Neoproterozoik niemczańskokamieniecki niemczańskokamieniecki Basen Świebodzic - D/C Basen Świebodzic - skały ultramaficzne - ofiolit - ofiolit serpentynit, rudy niklu -lawy poduszkowe - zielence - wapienie wojcieszowskie S S Cm Cm Ofiolit śródsudecki Ofiolit śródsudecki Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski 58

59 32 Kamieniołom pod przełęczą Kapera 33 Kamieniołom Gruszka 34 Białe Skały w Podgórkach 35 Zbocza Maślaka 36 Wleń góra Zamkowa 37 Ostrzyca Proboszczowiecka 38 Wilcza Góra 39 Małe Organy Myśliborskie 40 Organy Wielisławskie 41 Rzeszówek 42 Świerzawa tama 43 Wąwóz Myśliborski 44 Wąwóz Lipa 45 Wojcieszów 1 46 Wojcieszów 2 47 Zakręt Śmierci 48 Wodospad Szklarski 49 Wieściszowice nieczynny kamieniolom 50 Wieściszowice- Kolorowe Jeziorka 51 Jarkowice Spękane Skały 52 Droga na Bogarynię 53 Turoszów bocznica kolejowa N 50 57'23.547"E 15 49'30.614" N 50 57'16.428" E 15 55'35.67" N 50 57'18.91" E 15 51'56.72" N 50 57'12.55" E 15 52'4.64" N 51 1' 2.3" E 15 39'45.3" N 51 03' " E 15 45' " N 51 06' " E 15 54' " N 51 01' 19.0" E 16 07' 32.0" N 51 02' " E 15 52' " N E N E N E N 50 58' 52.44" E 16 02' 04.98" N 50 57' 43.84" E 15 55' 34.3" N 50 57' 34.22" E 15 57' 7.95" N 50 50' 55.21" E 15 32' 6.98" N 50 49' 48.26" E 15 33' N 50 50' 5.54" E 15 57' N 50 49' 41.08" E 15 58' N 50 43' 16.72" E 15 54' N 50 0' 57.7" E 14 57' N 50 56' 54.94" E 15 54' wapienie wojcieszowskie - łupki łyszczykowe - olistolit wapienie wojcieszowskie, łupki łyszczykowe - wapienie wojcieszowskie - fyllity, łupki grafitowe, łupki serycytowokwarcytowe - lawy poduszkowe - bazalty, zieleńce - komin wulkaniczny - bazalty - stożek wulkaniczny - bazalty - bazalty -komin wulkaniczny Cm Cm Cm Paleoz. S/D Tr Tr Tr -ryolity P? - melanże C - piaskowce, zlepieńce P - lawy poduszkowe S/D - zieleńce, bazalty - lawy poduszkowe S/D - piaskowce z Gackowej? - piaskowce z Gackowej? Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik Kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski Metamorfik kaczawski --granity C3 Masyw karkonoski -granity C Masyw karkonoski -amfibolity, lupki serycytowe, łupki amfibolitowe - łupki chlorytowe, łupki serycytowe, amfibolity -zlepieńce, piaskowce, brekcje -granity rumberskie lekko zgnejsowane z zylami pegmatytowymi Cm Cm C Or Metamorfik Rudaw Janowickich Metamorfik Rudaw Janowickich Depresja śródsudecka Masyw łużycji - granity rumberskie Or Masyw łużycki 59

60 54 Cieszyn- Pastwiska 55 Cieszyn - estakada 56 Puńców 57 Zamaski Rudów (kamieniołom z kapliczką 58 Zamarski - Rudów 59 Bryjarka szczyt 60 Malinów 61 Wdżar 62 Tylka 63 Snoska - szczyt 64 Łom pod pomnikiem 65 Lisi łom 66 Biała Woda 67 Wola Skrzydlańska 68 Baszta w Tylmanowej 69 Skałka pod Szkoła- Stare Bystre 70 Rzyki - Wieprzówka 71 Wodospad Mosorny 72 Żegocina 72 Roczyny 74 Targanice 75 Inwałd N 49 46' 10.3" E 18 37' 28.8" N 49 45' 50.3" E 18 37' 08.4" N 49 43' 21.2" E 18 40' 08.8" N 49 46' 50.5" E 18 38' 45.8" N 49 47' 07.5" E 18 38' 36.2" N 49 25' 52.8" E 20 28' 55.6" N 49 24' 51.2" E 20 30' 46.8" N 49 27' 18.2" E 20 19' 09.5" N 49 27' 22.2" E 20 19' 03.9" N 49 27' 14.3" E 20 19' 10.9" N 49 27' 07.3" E 20 18' 57.3" N 49 27' 30" E 20 19' 00.4" N 49 24' 14.0" E 20 34' 22.0" N 49 57' 31.9" E 20 09' 59.8" N 49 30' 57.05" E 19 23' 53.3" N 49 25' 01.3" E 19 54' 01.0" N 49 50' 05.0" E 19 22' 05.0" N 49 37' 49.3" E 19 33' 54.0" N 49 48' 33.5" E 20 25' 15.0" N 49 51' 25.0" E 19 19' 38.0" N 49 59' 06.0" E 19 20' 00.15" N 49 51' 01.38" E 19 23' 32.81" - Cieszynity, pikrocieszynit Cr1 j. śląska -cieszynit Cr1 j. śląska -cieszynit, monchikit, sjenit Cr1 j. śląska -cieszynit Cr1 j śląska -cieszynit Cr1 j. śląska -andezyty miocen j. magurska -andezyty miocen j. magurska -andezyt, brekcja miocen j. magurska -andezyt miocen j. magurska -andezyt miocen j. magurska -andezyt miocen j. magurska -andezyt miocen j. magurska -bazalt, olistolit Cr1,, J j. magurska, PPS -olistostroma, egzotyki oligocen j. śląska -ogniwo piaskowcow z Piwnicznej -wapienie, radiolaryty, żwiry, piaskowce,iły, olistolit eocen j. magurska J, neogen j. magurska, PPS -formacja wierzowska Cr1 j.śląska -formacja beloweska, piaskowce magurskie -formacja grodziska, egzotyki osuwisko podmorskie -wapienie, olistolit, skałki andrychowskie -wapienie, margle, olistolit, skałki andrychowskie - wapienie, mylonity, olistolit, skałki andrychowskie eocen Cr1 Cr1, J2, J3 j. magurska j. śląska J. śląska/ podślaska J, paleocen j. śląska/ podśląska J j. śląska Tab. 3 Spis wybranych stanowisk geologicznych 60

61 3.2 Dokumentacja geoturystyczna najlepszych pod względem dydaktycznym stanowisk geoturystycznym O wyborze poniższych stanowisk zadecydowało kilka czynników. Mając na uwadze fakt, że stanowiska te w myśl koncepcji autora są przeznaczone jako punkty edukacyjne zwrócono uwagę na wybranie takich miejsc gdzie w niedalekiej odległości zlokalizowana jest dodatkowa infrastruktura turystyczna np. sklep, lokal gastronomiczny itp. Istotnym dla autora było aby w pobliżu stanowisk znajdowało się miejsce gdzie może zaparkować lub przynajmniej bezpiecznie zatrzymać autobus. Istotnym było również występowanie w niedalekiej odległości innych atrakcji geologicznych i turystycznych tak aby była możliwość zaplanowania całodziennej wycieczki. Kluczowe jednak było to żeby w obrębie danego odsłonięcia zrealizować możliwie dużą ilość zagadnień zawartych w Tab. 2. Poniższa tabela zestawia zakres tematyczny jaki można rozwinąć w obrębie wskazanych punktów. 61

62 Odsłonięcie Zagadnienie Kamieniołom Gruszka Nýznerovské vodopády Wapienica Jaskinia Na Špičáku i Na Pomezí Ślęża Szklary Przełęcz Srebrna Góra Kamieniołom Vycpálek Kaskady Wieprzówki Bazaltowa Skałka/ Biała Woda Wodospad Mosorny Metody badań wnętrza Ziemi + Skorupa Ziemska Minerały jako składniki skorupy Ziemskiej Skały i ich podział Podział dziejów Ziemi Analiza profilu geologicznego Wydarzenia geologiczne w dziejach Ziemi Teoria tektoniki płyt litosfery Etapy rozwoju ryftu Procesy zachodzące w strefie spreadingu i subdukcji Ruchy górotwórcze

63 Deformacje tektoniczne i typy genetyczne gór Wulkanizm i plutonizm Trzęsienia ziemi Ruchy epejrogeniczne i izostatyczne Wielkie formy ukształtowania lądów Wielkie formy ukształtowania oceanów Wody podziemne + SUMA Tab. 4 Zagadnienia możliwe do przedstawienia w wybranych lokalizacjach 63

64 3.2.1 Kamieniołom Gruszka Odsłonięcie zlokalizowane jest w powiecie złotoryjskim, gminie a zarazem miejscowości Wojcieszów (N 50 57'16.428" E 15 55'35.67"). Obiekt usytuowany jest w obrębie południowego zbocza góry Bielec. Długość odsłonięcia wynosi ok. 240 m, a jego szerokość ok. 130 m. Ściany odkrywki sięgają ok. 50 m. Jest to duży, nieczynny kamieniołom (Fot. 1 A), w którym eksploatowano wapienie wojcieszowskie. Pod pojęciem wapienie wojcieszowskie przyjmuje się zespół wystąpień zmetamorfizowanych skał węglanowych wieku wczesnokambryjskiego występujących wśród zieleńców zlokalizowanych w południowo wschodniej części gór Kaczawskich (Białek et al., 2007). W obrębie wapieni wojcieszowskich wyszczególniono osiem litotypów tworzących dwa kompleksy. Sedymentacja pierwszego z nich odbywała się w obrębie bardzo płytkiego i płytkiego morza lokalnie osiągając warunki strefy miedzypłytowej i ponadpłytowej. Materiał kompleksu drugiego był wynikiem redepozycji kompleksu pierwszego (Lorenc 1983). We wskazanym wystąpieniu wyróżnia się przede wszystkim wapienie litotypu A i B1 należące do kompleksu pierwszego (Lorenc 1987). Skały litotypu A to wapienie i dolomity charakteryzujące się barwą jasną, jasnoszarą, są masywne, jedynie miejscami niewyraźnie zaznaczają się grube ławice. W skałach tych często obserwuje się smugowanie. Ciemne smugi stanowią związki Fe i Mn (Kryza et al., 2003). Najintensywniejsze smugowanie obserwowanie jest w sąsiedztwie wapienia z zieleńcami. Powyżej częstotliwość występowania nagromadzeń związków Fe i Mn zmniejsza się. Skały litotypu B1 to jasnoszare, szarobrunatne, uławicone dolomity. Ich cecha szczególna jest drobna laminacja. W obrębie ścian kamieniołomu wyróżnia się również liczne brekcje o charakterze prawdopodobnie tektonicznym. O intensywnej tektonice świadczą również liczne fałdy i uskoki. W obrębie kamieniołomu obserwuje się zjawiska krasowe. Mniej więcej po środku głównej ściany wyrobiska znajduje się niewielka (ok. 20 m długości) jaskinia z bogata szatą naciekową w formie stalagmitów, stalaktytów, żeber skalnych i polew wapiennych. Innym, widocznym już na pierwszy rzut oka procesem geologicznym jest wietrzenie wapieni. Jego wynikiem jest znajdujący się w licznych szczelinach rdzawoczerwony nalot terra rosa. Wapienie wojcieszowskie zalegają na łupkach zieleńcowych. Granica miedzy nimi jest ostra co może świadczyć o olistolitowej genezie ciała wapiennego (Fot. 1 B). 64

65 CYKL WILSONA: Wapienie wojcieszowske deponowane były w obrębie pasywnej krawędzi kontynentu, w płytkiej części zbiornika. Ich stosunek względem łupków zieleńcowych sugeruje, że potężne głazy mogły zsunąć się w głąb zbiornika tworząc olistolity. Idąc tym tokiem rozumowania, autor przypuszcza, że może to być jedynie fragment większej olistostromy. Przeprowadzone badania terenowe potwierdzają taką tezę. Zaznaczające się w morfologii terenu kaczawskie pasmo skałkowe zbudowanie z wapienia wojcieszowskiego w większości odwiedzonych miejsc (kamieniołom na górze Miłek, Białe Skałki w Podórkach, kamieniołom na przełęczy Kapera) charakteryzowało się brakiem przejścia sedymentacyjnego skał. 65

66 Fot. 1 Kamieniołom "Gruszka". A - widok na wyrobisko, B - kontakt wapieni krystalicznych z łupkami świadczący o olistolitowym charakterze ciał wapiennych 66

67 3.2.2 Nýznerovské vodopády Wodospady znajdują się niespełna 3 km od granicy Polsko- Czeskiej (N E ). Prawnie jest to chroniony zabytek przyrodniczy o obszarze 1,24 ha powołany w roku Można dostać się tam pieszo. Trasa rozpoczyna się niebieską ścieżką dydaktyczną w miejscowości Bielica. Należy dojść do granicznej przełęczy Peklo, a stamtąd najpierw niebieskim szlakiem turystycznym (1,4 km), a później zielonym (1,3 km). Do tego miejsca można również dojechać samochodem. Z miejscowości Žulová należy kierować się na pd-zach wzdłuż niebieskiego szlaku turystycznego. Geologicznie jest to masyw orlicko - śnieżnicki i kompleks krystaliczny Starego Mesta. Wodospady zawieszone są na odpornych na erozję skałach potoku Srebrnego. Łączna wysokość progów skalnych wyrzeźbionego w utworach paleozoicznych kanionu wynosi 14 m. Skały tworzące progi to amfibolity, metagabra. W otoczeniu występują m.in łupki mikowe, paragnejsy, mylonity. Najwyższy, trzymetrowy próg wodospadu zawieszony jest na amfibolicie prawdopodobnie starej generacji ofiolitów. W tym miejscu, tuż nad poziomem wody zaobserwować można kontakt amfibolitu ze skałami otaczającymi prawdopodobnie zmetamorfizowanymi skałami osadowymi. CYKL WILSONA: Obecność skał maficznych, będących elementem ofiolitu, świadczy o wykształceniu się skorupy oceanicznej w dnie zbiornika morskiego. W połączeniu z wczesnopaleozoicznym wiekiem skał opisywanych skał, można przypuszczać, że element ten może być utożsamiany ze skorupą oceaniczną oceanu Rei Wapienica Kamieniołom zlokalizowany jest w północno - zachodniej części Gór Bardzkich, na południowy - zachód od miejscowości Dzikowiec. Usytuowany jest na zachodnim zboczu góry Wapnica (Wapiennej) (N E ) o wysokości 579,6 m. Geologicznie nieczynna kopalnia odkrywkowa zlokalizowana jest w obrębie osadów jednostki bardzkiej. Kamieniołom w Dzikowcu, w który obecnie zagospodarowany jest jako strzelnica, ma około 500 m długości i 150 m szerokości. Obserwować w nim można utwory od najmłodszego dewonu (380 mln lat) do wczesnego karbonu (325 mln lat) (Haydukiewicz & Muszer 2006). 67

68 Zachodnią ścianę południowej części kamieniołomu stanowi wapień podstawowy miąższości ok. 15 m. Skała powstała w mikrofacji otwornicowo-glonowo- liliowcowej strefy litoralnej lub sublitoralnej (Chorowska & Radlicz 1987). Wapień ten jest biosparytem z widocznymi fragmentami gabra, granitoidów i serpentynitów i różnorodnej fauny (Fot. 2 A). Jest to prawdopodobnie pokrywa parautochtoniczna przemieszczona podczas ześlizgu podmorskiego na gabro. Na ścianie wschodniej kamieniołomu usytuowane są olistolity wapienia głównego o miąższości ok. 40m. Wiek został określono na podstawie znalezionej fauny na famen (Lewandowski 1959). Osady pochodzą ze skłonu płytkiego szelfu oraz strefy literalnej. Występuje tu również szary lub różowy wapień klimeniowy (Fot. 2 B) i wapień piętra Gattendorfia. Profil stratygraficzny wapienia klimeniowego powstałego w środowisku morskim strefy pelagicznej został przedstawiony przez Lewandowskiego (1959) Jego miąższość wynosi ok. 3 m. Nad nim leży warstwa szaroniebieskiego wapienia gattenndorfiowego. We wschodniej ścianie kamieniołomu znajdują się piaskowce gnejsowe. Są to najniższe osady terygeniczne dolnego karbonu w północnej części Gór Bardzkich (Pacholska 1987). W dolnej części występują piaskowce z reguły cienkoławicowe (rzadko ławice są grube) przeławicone zlepieńcami i mułowcami. W zlepieńcach można wyróżnić gnejsy z okruchami wapieni. Powyżej zalega grubookruchowa brekcja gnejsowa zbudowana w głównej mierze z bloków gnejsów sowiogórskich i piaskowców gnejsowych. Brekcja intepretowana jest jako osuwisko (Pacholska 1987). CYKL WILSONA: Chaotyczny charakter odsłonięcia powstał zarówno na wskutek podmorskich ruchów masowych jak i tektonicznego zaangażowania skał. Biorąc pod uwagę wiek osadów, przypuszcza się, że zapisują one etap zamykania się basenu załukowego (to jest oceanu Renohercyńskiego). Fragmenty gnejsów sowiogórskich w osadach wczesnego karbonu mogą świadczą o gwałtownej erozji masywu sowiogórskiego związanego najprawdopodobniej z jego ekshumacją. 68

69 Fot. 2 Wapienica. A - fragmenty gabr w wapieniach, B - widok na ścianę zbudowaną z wapienia klimeniowego 69

70 3.2.4 Jaskinie Na Pomezí i Na Špičáku W niedużej odległości od Polskiej granicy, w kraju olomunieckim, powiecie Jesenik znajdują się dwie interesujące, przystosowane do ruchu turystycznego jaskinie. Oba te obiekty można potraktować jako miejsca odpowiednie do przedstawienia omawianego tematu. Zlokalizowane są one w rejonie jednostek geologicznych: masywu Žulowej, podgrupa górnej brannej. Jaskinia Na Pomezí znajduje się w miejscowości Vapenna, 2 km na S od Lipová-lázně. Jaskinia powstała w wyniku rozpuszczania się (krasowienia) marmurów. Występuje tu bogata szata naciekowa, powstała dzięki temu, że woda znajdująca się w jaskini jest mocno nasycona węglanem wapnia, co sprzyja powstawaniu stalaktytów, makaronów, polew naciekowych, pereł jaskiniowych itp. (Fot. 3 A, B) Dzięki bogatej szacie naciekowej poszczególne miejsca zostały nazwane: Lodowe pomieszczenie, Pomieszczenie u płaczącej wierzby, korytarz Rzymskich łaźni, Białe pomieszczenie, Królewski komin, Skarbiec. Na dnie jaskini znajdują się naniesione przez wody podziemne iły. Jaskinia została przystosowywana do ruchu turystycznego w latach , a następnie oddana do użytku. Długość udostępnionych tras wynosi 530m., a zwiedzanie odbywa się z przewodnikiem. Przy jaskini znajduję się niewielki skwerek z ekspozycją geologiczną przedstawiającą skały występujące na tym terenie i krótką informację o tym jakie ciekawostki geologiczne można zobaczyć w okolicy. Jaskinia Na Špičáku (N ; E ) znajduje się w miejscowości Supíkovice na południowym zboczu Špičáku. teren ten buduje i masyw Žulowej. Jaskinia znana w literaturze od 1430 r. Wtedy to po raz pierwszy została wymieniona w rękopisie Antonio Walle z Krakowa. Liczne ślady (najczęściej w postaci dat) pozostawione na ścianach skalnych świadczą o tym, że obiekt był często odwiedzany. Służył on w XIII w jako miejsce schronienia przed Tatarami, później jako schronienie dla przemytników, osób prześladowanych, a także dom pustelniczy. Najstarsza, pokazywana prze przewodnika w trakcie zwiedzania data pochodzi z 1564 r. W 1884 r. jaskinia została udostępniona do zwiedzania. Dodatkowymi walorami geoturystycznymi obu jaskiń jest bogata szata naciekowa oraz pozostałości po kilku cyklach krasowienia. 70

71 CYKL WILSONA: Obecne występujące w jaskiniach marmury, są wynikiem zmetamorfizowania wapieni powstałych w płytkim i ciepłym zbiorniku morskim. Tego typu osady węglanowe są charakterystyczne dla młodych, tworzących się basenów i interpretowane mogą być jako element sekwencji synryftowej. W przypadku węglanów występujących w jaskini, depozycja zachodziła w obrębie otwierającego się basenu załukowego pomiędzy terranem Brunovistulicum a łukiem wysp oddzielających basen załukowy (o. Renohercyński) od oceanu Rei. Metamorfizm może być efektem procesów orogenicznych jak i wpływem postorogenicznych intruzji granitoidowych (np.: masyw Žulowej). 71

72 Fot. 3 Szata naciekowa w jaskini Na Pomezí. A, B - polewy, stalagmity i żebra 72

73 3.2.5 Ślęża Masyw Ślęży zlokalizowany jest w powiecie wrocławskim, gminie Sobótka. Chcąc obejrzeć najciekawsze odsłonięci można udać się na niezbyt długą wycieczkę pieszą wyruszając szlakami turystycznymi z przełęczy Tąpadła (N E ) (Fot. 4 A). Początkowo należy poruszać się wzdłuż szlaku żółtego, a na drogę powrotną można wybrać szlak niebieski. Zespół Ślęży stanowi fragment ofiolitu środkowosudeckiego. Jego wykształcenie porównywalne jest do modelowego ofiolitu Troodos na Cyprze. Jak dotąd nie odnaleziono jeszcze wyraźnie wykształconych law poduszkowych (Majerowicz 2006). Od dołu (czyli z południa na północ) ofiolit Ślęży zbudowany jest z serpentynitów i perydotytów. Zespół skał obalony jest tektonicznie ku N pod katem 90. Na północy, w rejonie Rogowa Sobuckiego, Garncarska, i Pustkowia Wiłczkowickiego serpentynity kontaktują tektonicznie z metamorficznymi łupkami. Znaleziona w okolicach Pustkowa fauna (radiolarie) świadczy o głębokomorskim pochodzeniu skał. Wyniki badań przeprowadzonych na grafitoidach występujących w metamułowcach wykazały że warunki metamorficzne przekroczyły nieznacznie fację zieleńcową (Kwiecińska & Parachoniak 1976). Na serpentynitach zalegają skały członu plutonicznego i wulkanicznego. Są to ultramaficzne kumulaty bogate w pirokseny i amfibole. Występują one w spągu członu gabrowego. Magma ma charakter toleidowy (Majerowicz 2006). Spacerując wzdłuż podanej wyżej trasy można obserwować pojedyncze wychodnie skalne lub ich grupy należące do członu gabrowego (Fot. 4 B, C, D). CYKL WILSONA: Występowanie zespołów ofiolitowych jednoznacznie świadczy o tym, że miejsce to jest fragmentem skorupy oceanicznej, która znalazła się na powierzchni w wyniku obdukcji, to jest odspojeniu fragmentów skorupy oceanicznej i przyłączenia jej do krawędzi kontynentu. Konsekwencją tego zjawiska są deformacje tektoniczne, a warunki temperatury i ciśnienia jakie panują są przyczyną metamorfizmu skał magmowych. Pierwotne gabra budujące skorupę oceaniczną przechodzą do metagabra. Z diabazów i bazaltów tworzą się amfibolity i zieleńce. Perydotyty zamieniają się w serpentynity. 73

74 Fot. 4 Masyw Ślęży. A - widok na przełęcz Tąpadła, B - gabro, C - ostaniec denudacyjny, D gołoborze 74

75 3.2.6 Geologiczny park edukacyjny Szklary propozycja rewitalizacji obiektu pogórniczego. Obszar Dolnego Śląska wydaje się być regionem o największym potencjale geoturystycznym w Polsce. Decyduje o tym ogromna różnorodność fascynujących obiektów przyrody nieożywionej w postacie odsłonięć naturalnych i sztucznych. W obecnej chwili coraz więcej obiektów górniczych ze względu na nierentowność bądź wyczerpane złoża zostaje zamknie. Pogórnicze budynki przestają być wykorzystane, a ludność traci źródło dochodów. Taka historia spotkała kopalnię niklu w Szklarach. Koniecznym według autora wydaje się być wykorzystanie tego obiektu na nowo Budowa geologiczna obiektu Kopalnia niklu w Szklarach znajduje się w obrębie masywu Szklar. W obrębie masywu prowadzone były liczne badania geologiczne (Juskowiak 1957; Niśkiewicz 1967; 2000; Gunia, 2000) mające na celu rozpoznanie jego budowy geologicznej i zlokalizowaniu najwydajniejszych złóż niklu. Dzięki wierceniom wykonanym przez Zakład Złóż Surowców Skalnych I. G. można było przeprowadzić analizy pobranego materiału. Masyw ten zaliczany jest do tektonitów płaszczowych wchodzących w skład paleozoicznej sekwencji ofiolitowej (Pin et al., 1988). Zbudowany jest on z serpentynitów otoczonych skałami metamorficzno - mylonitycznymi strefy niemczy (Niśkiewicz, 1967). Serpentynity i skały osłony poprzecinane są intruzjami skał magmowych typu granitoidu, żyłami aplitowymi, pegmatytowymi i rzadziej lamprofirowymi. Górną część masywu tworzy zwietrzelina laterytowa o zmiennej miąższości. Opisywane poniżej kamieniołom składa się z kilku nieczynnych wyrobisk (Fot. 5 A, B, Fot. 7 B, Fot. 8 B). Łączna powierzchnia obiektu wynosi ok. 85 ha. Wychodnie skał można obserwować na długości ok m i ok. 550 m szerokości. Wysokość ścian jest zmienna jednak nie przekracza ona ok. 11 m. Główną skałą występującą w kamieniołomie jest serpentynit. Pochodzi on z przeobrażenia perydotytu. Badania petrograficzne wykazały, że stopień serpentynizacji protolitu nie jest zależny od głębokości na jakie się znajduje (Juskowiak 1957). Charakteryzuje się on barwą zielono-szarą, szaro-zieloną z odcieniem brunatnym, strukturą drobno- i średnioblastyczną, a jego tekstura jest bezładna. Wyróżnia się 75

76 dwa rozdaje serpentynitu. Pierwszy z nich to serpentynit właściwy zbudowany z minerałów grupy serpentynitu, a występujący w nim oliwin stanowi minerał poboczny. Druga odmiana to serpentynit oliwinowi czyli taki, w którym oliwin tak jak i serpentynit stanowią grupę minerałów głównych. Zdecydowana większość skał znajdujących się w kamieniołomie jest zwietrzała. Zwietrzelina serpentynitowa tworzy pokrywę skalna o zmiennej miąższości (od kilku do kilkudziesięciu metrów). Pokrywa ta zalega w obrębie całego masywu Szklar. Jest ona wynikiem wietrzenia laterytowego. Proces tego rodzaju wietrzenia odbywa w warunkach klimatu tropikalnego. Lateryzacja rozpoczyna się od spękań i szczelin, następnie proces postępuje w głąb. W obrębie kamieniołomu wyróżnić można trzy zasadnicze odmiany serpentynitu zwietrzałego. Różnią się one od siebie stopniem zwietrzenia. Pierwsza odmiana to serpentynit lity. Obserwowany jest z reguły na granicy z serpentynitem niezwietrzałym. Charakteryzuje się on barwą szarobrunatną lub szarozielonkawą. Cecha charakterystyczną jest występowanie ciemnych plamek. Są to skupiska drobnych ziarenek magnetytu będące pozostałością po protolicie. Skała ta jest miejscami silnie spękana, wolne przestrzenie wypełnione są magnezytem, hydrokrzemianami magnezytowymi (żyłki białe) (Fot. 7 A) bądź hydrokrzemianami magnezyto-niklowymi (żyłki zielonkawe). Skała ta ma małą (słabą) zwięzłość. Po uderzeniu młotkiem wydaje głuchy dźwięk. Drugi rodzaj to zwietrzelina serpentynitowa z bloczkami serpentynitu. Ta odmiana występuje najczęściej. Zbudowana jest ona z ziemnistego materiału pylasto - gliniastego koloru rdzawo - czerwonego, brunatnego - zielonego, w którym tkwią ostrokrawędziste bloczki serpentynitu o różnym stopniu zwietrzenia o czym świadczy barwa bloczków od zielono-czarnej po żółto - rdzawą. Bloczki serpentynitowe poprzecinane są spękaniami wypełnionymi wyżej wymienionymi związkami. Wielkość bloczków jest zróżnicowana, od kilku do kilkunastu centymetrów. W zależności od próby skalnej różna jest również ilość tych bloczków. Trzecią odmiana jest serpentynit ziemisty. Skała barwy brązowej, rdzawobrunatnej, brunatnozielonej, czerwonoszarej, żółtawej jest równomiernie zwierzała. Tekstura zwietrzeliny jest zbita lub komórkowa. Pory komórek często są wypełnione minerałami. Miejscami zachowana jest struktura pierwotna. Wyżej opisane rodzaje serpentynitu zwietrzałego stanowią jedynie część odmian. W literaturze wyróżnia się ich znacznie więcej (Niśkiewicz 2000). 76

77 Z pokrywą zwietrzelinową związane jest występowanie wielu minerałów i pierwiastków chemicznych. Najcenniejszym z nich jest nikiel, który był eksploatowany. Zawartość niklu w serpentynitach jest zmienna i wacha się od ilości śladowych do 4,68% wagowych. Pochodzi on z rozpadu oliwinów zbudowanych z krzemianów Fe, Mg i Ni. Należy zaznaczyć, że zwietrzelina serpentynitowa jest głównym miejscem koncentracji wtórnej niklu (Niśkiewicz 2000). Równie cennymi szczególnie z punktu widzenia kolekcjonerskiego są minerały z grupy krzemianów opal i chalcedon. Do najatrakcyjniejszych należy zabarwiony na zielono chryzopraz. Można go obserwować w ścianach chodników wykutych w serpentynicie (Fot. 6 A, B), bądź szukać w ziemistej zwietrzelinie. Najładniejsze okazy pozyskiwane były w zachodniej części kamieniołomu. Ciekawym miejscem z gemmologicznego punktu widzenia jest północna część kamieniołomu, gdzie znaleziono żyłę pegmatytową zbudowaną z kwarcu, skaleni, muskowitu, biotytu, miejscami znaleźć można granaty i turmalin. Żyła pegmatytowa datowana jest na 380 Ma (Pieczka et al., 2013). Ciekawostką jest, że pierwszy raz na świecie dzięki szklarskiemu pegmatytowi opisano trzy nowe, rozpoznawane mikroskopowo minerały: tytanoholtyt, szklaryit i nioboholtyt (Pieczka et al., 2013). Obecnie wyróżnia się 81 minerałów opisanych w obrębie masywu Szkar. Skały masywu szlar interpretowane są jako fragment górnego płaszcza, skorupy oceanicznej. Zestawienie tego typu skał i skał skorupy kontynentalnej świadczy o kolizji kontynentów. W obrębie Sudetów taka kolizja miała miejsce w późnym dewonie. Nastąpiło wtedy zderzenie mikrokontynentów znajdujących się pomiędzy superkontynentami Gondwany i Laurosji (Mazur et al., 2010; Kryza & Pin 2010) Rys historyczny górnictwa w Szklarach Wietrzeniową rudę niklu w Szklarach odkrył, pochodzący z Ząbkowic Śląskich inżynier górnik Adolf Reitsch w latach osiemdziesiątych XIX w. Jego odkrycie było wynikiem porównania budowy masywu Szklar do znanego mu złoża niklu w Nowej Kaledonii. Wierząc w swoje przypuszczenia Reitsch wraz z berlińskim kupcem Benen Sommerem w 1889 r złożyli wniosek do Głównego Urzędu Górniczego o nadanie koncesji na eksploatację rudy. W następnym roku byli już właścicielami pól górniczych Martha i Benno (Niśkiewicz 1963). 77

78 Rys. 14 Szkic pól eksploatacyjnych rud niklu w Szklarach (wg. Organiściak 1984, zmienione) Rok później, w 1881 r pola górnicze zostały sprzedane Rudolfowi Härsche, który niemalże od razu założył przedsiębiorstwo odpowiedzialne za zbadanie zasobów złoża i jego dokumentację. Przeprowadzone badania wykazały, że zawartość niklu w rudzie wynosiła 1-1,5% w partiach przypowierzchniowych, 2 4% w partiach głębszych, a lokalnie do 12% (Furmankiewicz & Krzyżanowski 2008). Z tego okresu pochodzą pierwsze szyby i chodniki kopalni. Nowy właściciel nabył kolejne pola: Alwine i Adolf (Organiściak 1984) (Rys. 14). W 1884 wybudowano hutę, która szybko okazała się niewystarczająca dla rentowności eksploatacji złoża w związku z czym 1897 r nastąpiła reorganizacja spółki, a dwa lata później obok starej huty rozpoczęto budowę nowej. Prężnie działająca kopalnia i huta w 1891 r. wzbogaciła się o nowe pole górnicze Michael. W kolejnych latach wydobywano najlepszą surówkę gdzie zawartość Ni przekraczała 3%, jednak te partie złoża szybko zaczęły się wyczerpywać. Eksploatacja rudy o zawartości Ni 1 2% nie przynosi zadawalających wyników finansowych przedsiębiorstwu w związku z tym dla podwyższenia opłacalności procesu hutniczego od 1905 r. zaczęto sprowadzać wysokoprocentową (6%) rudę z Nowej Kaledonii. W 1915 r kopalnia i huta zmieniła właścicieli. Po unowocześnieniu i huty znacznie zwiększyło się wydobycie kruszcu. Do tradycyjnej metody wydobywania głębinowego 78