Piotr Kłapyta. Budowa geologiczna i rzeźba Gór Marmaroskich

Transkrypt

1 Piotr Kłapyta Badania i podróże naukowe krakowskich geografów. Tom III. Budowa geologiczna i rzeźba Gór Marmaroskich Środowisko przyrodnicze Gór Marmaroskich należy do najbardziej urozmaiconych w całych Karpatach Wschodnich. Składa sie na to przede wszystkim skomplikowana budowa geologiczna, która wpłynęła na wykształcenie urozmaiconej rzeźby tych gór. Góry Marmaroskie już od ponad 100 lat stanowiły obszar badań geologicznych i geomorfologicznych wybitnych przyrodników (Zapałowicz 1881, 1889; Sawicki 1911, Kondracki 1937). Ten niezwykle ciekawy i cenny dla nauki fragment Karpat był przez długi okres zamknięty dla badań naukowych na skutek obostrzeń granicznych. W ostatnich latach, w związku z powstaniem niepodległej Ukrainy i zmianach politycznych w Rumunii, pojawiły się możliwości ponownych badań środowiska przyrodniczego tej części Karpat. Góry Marmaroskie są rozległą grupą górską o powierzchni 2000 km 2 położoną w środkowej części Karpat Wschodnich na pograniczu Ukrainy i Rumunii. Strefa graniczna przebiega wzdłuż grzbietu głównego na odcinku od Valea Viseului przez gniazdo Popa Iwana (1940 m n.p.m.), Nieneskę (1817 m n.p.m.), Stoha (1653 m n.p.m), Góry Czywczyńskie aż po legendarną Palenicę (1758 m n.p.m.) i Hnitesę (1769 m n.p.m.) (Kondracki 1937). Obszar ten sąsiaduje z rozległymi, wysokogórskimi pasmami: od północy z najwyżej wzniesionym pasmem fliszowym w Karpatach Czarnohorą (Howerla 2061 m n.p.m.), a na południu z najwyższym pasmem górskim Karpat Wschodnich: Górami Rodniańskimi (Pietros 2305 m n.p.m.). Góry Marmaroskie charakteryzuje odmienny jednak układ orograficzny niż sąsiednią Czarnohorę i Góry Rodniańskie. Występuje tutaj układ grzbietów o chrakterze rozrogów uwarunkowany litologią i tektoniką podłoża. Najwyższa część rozrogów zbudowana jest z odpornych utworów skalnych (np. Pop Iwan gnejsy), od którego odgałęziają się promieniście niższe grzbiety boczne. Rozrogi te oddzielone są od siebie głębokimi, przełomowymi dolinami poprzecznymi zboczach wysokości 1000 m (np. Dolina Vazeru). Rozrogi występujące w południowej części Gór Marmaroskich we wczesnym etapie rozwoju rzeźby stanowiły główny grzbiet tej grupy górskiej. Geneza współczesnego układu orograficznego związana jest z intensywnym 150

2 cofaniem dopływów Wyszowa i rozcięciem wododziałowego grzbietu (Kondracki 1937). W wyniku tego rozcięcia nastąpiło przesunięcie wododziału na północ w obręb mniej odpornych utworów fliszowych, a dawny grzbiet wododziałowy został podzielony na 4 rozrogi, które są jednocześnie najwyższą częścią całej grupy górskiej. Są to: Pop Iwan (1940 m n.p.m.), Farkaul (1961 m n.p.m.) i Mihailekul (1920 m n.p.m.), Pietros Budyjowski (1854 m n.p.m.) i Torojag (1939 m n.p.m.). Budowa geologiczna Gór Marmaroskich Góry Marmaroskie są jednym z najbardziej skomplikowanych pod względem budowy geologicznej regionów w całych Karpatach. Znaczne zróżnicowanie petrograficzne warstw wieku sięgającego od prekambru po paleogen oraz niezwykle zawiła tektonika sprawiają, że konieczne są dalsze badania geologiczne tego obszaru. Ta cześć Karpat stanowi do dzisiaj swoistą zagadkę, szczególnie w świetle najnowszych odkryć związanych z występowaniem podmorskich wulkanitów (Krobicki i in. 2004). Masyw Marmaroski odgrywał ważną rolę w paleostrukturze karpackich basenów sedymentacyjnych. W dalszym ciągu słabo znana jest jego pozycja i układ basenów sedymentacyjnych. Góry Marmaroskie budują struktury należące pod względem geologicznym do Karpat Zewnętrznych i Wewnętrznych. W skład struktur tektonicznych Gór Marmaroskich wchodzą od NE ku SW (Oszczypko i in. 2006): płaszczowina porkulecka (zbudowana z fliszu zewnętrznokarpacka), płaszczowiny Dacydów Zewnętrznych (flisz, wulkanity, skały węglanowe) jednostki: rachowska i Czarnego Fliszu, płaszczowiny Dacydów Środkowych (Masyw Marmaroski) trzon krystaliczny wraz z pokrywami osadowymi. Zrąb strukturalny Gór Marmaroskich tworzy trzon krystaliczny zbudowany z prekambryjskich skał metamorficznych utworzonych w trakcie orogenezy kadomijskiej: gnejsów, i łupków krystalicznych, należących do najstarszych skał w całych Karpatach. Na trzonie krystalicznym leżą: autochtoniczny kompleks osadowy płaszczowin austryjskich (infrabukowińska, subbukowińska i bukowińska), pokrywa dzikiego fliszu z płatami płaszczowin transylwanidów oraz 151

3 152 Badania i podróże naukowe krakowskich geografów. Tom III. posttektoniczna pokrywa fliszu Marmaroskiego (Żytko 1999, Oszczypko i in. 2005). Stare struktury Masywu Marmaroskiego kontaktują się bezpośrednio na południu wzdłuż uskoku z najmłodszymi oligoceńsko mioceńskim fliszem wypełniającym Kotlinę Marmaroską. Prekambryjskie, twarde gnejsy budują gniazdo Popa Iwana oraz zbocza przełomowego odcinka Doliny Vazeru (Hreben, E podnóża Pietrosa Budyjowskiego). Z dużą odpornością tych skał wiążą się: występowanie stoków skalnych, ostrych grzbietów i miejscami grani skalnych oraz wysokogórskiej rzeźby na stokach Popa Iwana. W budowie geologicznej Gór Marmaroskich szczególnie ciekawym, a mało poznanym zagadnieniem jest występowanie mezozoicznych wulkanitów podmorskich. Wulkanity występują pomiędzy marmaroskim trzonem krystalicznym a fliszową jednostką rachowską jako tzw jednostka Czarnego Fliszu (Kamiannyj Potok Unit) (Oszczypko i in. 2005). Powstawały one w wyniku podmorskich wylewów poduszkowych law bazaltowych w strefie ryftowej (Krobicki i in. 2004). W Górach Marmaroskich struktury te są wstrzyknięte w jurajskie, rafowe wapienie organogeniczne (Tyton). Kontakt z ogniskiem lawowym spowodował przeobrażenie termiczne tych wapieni. Ciekawe przykłady takich struktur termicznych można zaobserwować wzdłuż wschodniej części grzbietu Mihailekula. Kompleks wulkanitowo-węglanowy tworzy charakterystyczny przekładaniec, złożony z ławic wapieni oraz soczew i żył bazaltowych. W rejonie Farkaula masywne lawy poduszkowe występują bez wapieni. Sekwencje węglanowo-bazaltowe zostały sfałdowane i w wielu miejscach zalegają pionowo (grzbiet Mihailekula i Farkaula). Obecnie trwają prace geologiczne mające na celu określenie wieku, pozycji i warunków powstawania tych struktur. Prawdopodobnie działalność wulkaniczna w Górach Marmaroskich miała miejsce po Hoterywie i wiąże się z efuzjami cieszynitów w basenie śląskim (Oszczypko i in. 2005). Odporne na denudację bazalty zaznaczają się w rzeźbie w postaci kopulastych wierzchołków (Farkaul, Pietros), tworzą także wychodnie na stokach i w dnach dolin. W obszarze Gór Marmaroskich podmorskie lawy poduszkowe występują w trzech rejonach: Pietrosa Marmaroskiego (1784 m n.p.m.), Farkaula (1961 m n.p.m.) i Mihailekula (1920 m n.p.m.), Czywczyna (1769 m n.p.m.

4 W SE części Gór Marmaroskich występują potężna intruzja mioceńskich andezytów budujących Torojagi (1939 m n.p.m.). Należy ona do największych intruzji andezytowych w Karpatach i ma postać lakkolitu. Andezyty, które ją budują należą do facji subwulkanicznej. Z działalnością subwulkaniczną w rejonie Torojagi wiążą się cenne złoża polimetaliczne oraz wody mineralne w Valea Vineului, Baritina i Suligulu (Oancea 1976, Kulewski 1985). Złoża te powstały w wyniku mineralizacji na kontakcie z łupkami krystalicznymi. Są to: rudy miedzi, ołowiu, cynku wraz z domieszkami złota, srebra i uranu. Kopalnie w masywie Torojagi wspominają: H. Zapałowicz (1880) i A. Rehman (1895); leżały one wtedy na terytorium Węgier. Systematyczna eksploatacja tych złóż rozpoczęła się w latach 50. XX w. Wykorzystywano wówczas złoża: Torojaga, Burloaia, Gura Băii, Magura II. W latach 80. i 90. uruchomiono nowe kopalnie w: Colbu, Macarlau i Roşu-Novaţ. Przebito szyb pod przełęczą Lunca Ciasa i w ten sposób połączono kopalnie po północnej i południowej stronie grzbietu (Oancea 1976). Rudy te poddawane są flotacji w Baile Borsza; oczyszcza się tam 2400 t/dobę, a w procesie tym wykorzystuje sie wody Cisy. W powstałym w czasie flotacji zbiorniku osadów zgromadzona jest potężna ilość niebezpiecznych związków chemicznych i metali ciężkich, które są wielkim zagrożeniem dla środowiska przyrodniczego całego dorzecza Wyszowa i Cisy (Serban i in. 2004). W skład struktur geologicznych Gór Maramroskich wchodzą także utwory fliszowe. Tworzą one dwa pasy pomiędzy trzonem krystalicznym. Od NE są to utwory kredowo-paleogeńskiego fliszu zewnątrzkarpackiego sfałdowanego w miocenie. Piaskowce i łupki jednostki porkuleckiej budują grzbiet główny Gór Marmaroskich na odcinku od Bendreaski po Bydyjowską Wielką (1678 m n.p.m.). W południowej części Gór Marmaroskich (Doliny Ruskowej Riki i Wyszowa) ciągnie się druga strefa fliszowa, o odmiennej genezie i wieku. Jest to flisz centralnokarpacki (Flisz z Borszy), który genetycznie jest pokrywą posttektoniczną Masywu Marmaroskiego i stanowi odpowiednik zachodniokarpackiego fliszu podhalańskiego. Są to utwory transgresji morskiej w spągowej części zawierające miąższy ( m) kompleks cenomańskich piaskowców i zlepieńców (warstwy Sojmul) Oszczypko i in. (2005). Warstwy te nie zostały zaburzone i zalegają płytowo, jako sztywna pokrywa osadowa (Pazdro 1934). W wyniku 153

5 denudacji, część osadów fliszu marmaroskiego zostało juz zdartych, a reszta zachowała się w postaci czapek tektonicznych (twardzielcowa kopa szczytowa Pietrosa Budyjowskieg, płyta fliszowa Palenicy i Hnitesy). Zlepieńce tworzą liczne wychodnie w Górach Czywczyńskich, na grzbiecie Komanowej i Hnitesy. Rzeźba Gór Marmaroskich Główne elementy rzeźby Gór Marmaroskich wiążą się z uwarunkowanym tektonicznie dużym wyniesieniem tej części Karpat oraz z występowaniem odpornych, różnowiekowych kompleksów litologicznych (gnejsy, bazalty, wapienie, andezyty). Znaczny wpływ na wykształcenie struktury Gór Marmaroskich odegrała tektonika głębszego podłoża a szczególnie poprzeczne ondulacje górotworu karpackiego. W Karpatach Wschodnich zaznaczają się poprzeczne elewacje i depresje tektoniczne, których rola w tektonice została już dawno zauważona, ale jest jeszcze wciąż mało poznana. H. Teisseyre (1928) widział przewodnią rolę poprzecznych struktur tektonicznych w rozczłonkowaniu powierzchni szczytowej Karpat, twierdził, że dyslokacje przedmurza przedłużają się pod Karpatami i wpływają na ich strukturę (Teisseyre 1928). W zachodniej części Gór Marmaroskich zaznacza się strefa poprzecznej, regionalnej elewacji skorupy ziemskiej, która spowodowała podniesienie na powierzchnię starych, prekambryjskich struktur geologicznych Masywu Marmaroskiego. Strefa ta ma regionalny zasięg, ciągnie się w poprzek Karpat z NE na SW i przecina ich wszystkie struktury geologiczne (Tołwiński 1950). Amplituda tej elewacji, nazwanej przez K. Tołwinskiego (1950), kulminacją podolsko-karpacką, wynosi kilka kilometrów, a jej zasięg wynosi około 500 km i sięga na NE po wyniesione paleozoiczne podłoże masywu wołyńsko-ukraińskiego. Występowanie tej elewacji stwierdził także wcześniej H. Teisseyre (1928), który, analizując przebieg powierzchni szczytowej Karpat wydzielił elewację pokucką, która ciągnie się od Gór Pokuckich, przez Czarnohorę po Masyw Marmaroski. Elewacja obejmuje wysoko wzniesione grupy górskie Popa Iwana i Farkaula, Mihailekula. Większe podniesienie tej części pasma umożliwiło szybszą niż w depresjach tektonicznych denudacje i zdarcie nadkładu fliszowego oraz odsłonięcie starych struktur geologicznych. W centralnej części Gór Marmaroskich zaznacza się druga elewowana strefa ciągnąca się wzdłuż Doliny Vazeru po Czywczyn, w jej centralnej części wychodzą na powierzchnię stare 154

6 prekambryjskie gnejsy. Z kolei pomiędzy dwoma wyżej wymienionymi elewacjami przebiega wybitna depresja tektoniczna, która zaznacza się w tektonice poprzez rozległą zatokę fliszu marmaroskiego (Flisz z Borszy) Kondracki (1937) w dolinie Ruskowej Riki, pokrywającą stare skały trzonu krystalicznego. Prawdopodobnie jest to przedłużenie ku SW poprzecznej depresji Czeremoszu (Tołwiński 1950). W rzeźbie zaznacza się znaczne zróżnicowanie wysokości względnych. Lokalne bazy erozyjne leżą w dolinach Cisy, Czarnego Czeremoszu i Wyszowa na wysokości około m n.p.m., a najwyższe wierzchołki osiągają wysokość m n.p.m. Deniwelacje wynoszą więc m i należą do najwyższych w Karpatach Wschodnich. Rzeźba Gór Marmaroskich została intensywnie odmłodzona w wyniku pionowych ruchów górotwórczych w fazie wołoskiej. Wielkość czwartorzędowego odmłodzenia jest w Karpatach Wschodnich znacznie większa niż w ich części zachodniej a ruchy neotektoniczne trwają do dzisiaj. Wyraźnie widoczne są w rzeźbie głębokie, młode doliny wciosowe, których wysokość zboczy i nachylenia świadczą o dalszym podnoszeniu i odmładzaniu rzeźby tego obszaru. Najstarsze neogeńskie formy rzeźby zachowały się wysoko na grzbietach górskich w postaci powierzchni zrównań oraz twardzielcowych i ostańcowych szczytów. W Karpatach Wschodnich geomorfologowie wyróżniają trzy poziomy spłaszczeń denudacyjnych odpowiadających okresom spokoju tektonicznego: połoniński (1000 m wysokości względnej), beskidzki (podpołoniński) (650 m) oraz pogórski ( m) Cyś (1966), Demediuk (1983). Szczególnie wyraźnie w rzeźbie terenu zaznacza się załom oddzielający od siebie dwie generacje form: stare, zrównane grzbiety górskie oraz młode stoki, o dużym nachyleniu i znacznej energii rzeźby. Ten typ rzeźby występuje na dużej powierzchni w Górach Czywczyńskich. Falisty główny grzbiet oraz najwyższa część grzbietów bocznych pomiędzy Stohem (1653 m n.p.m.) a Budyjowską Wielką (1678 m n.p.m.) są zrównane w obrębie poziomu połonińskiego, który ścina średnioodporne skały fliszowe jednostki porkuleckiej. Ponad wyrównaną wierzchowiną o średniej wysokości 1550 m n.p.m. wznoszą się ostańcowe szczyty: Stoh (1653 m n.p.m.) i Ledeskul (1585 m n.p.m.). Rozległa, niezaburzona powierzchnia grzbietowa przypomina falistą peneplenę, która powstawała w warunkach spokoju tektonicznego. 155

7 Znaczne podniesienie pionowe tego obszaru spowodowało głębokie rozcięcie i rozczłonkowanie przez leje źródłowe i doliny wciosowe dopływów Czarnego Czeremoszu i Ruskowej Riki. Rzeźba polodowcowa w Górach Marmaroskich Badania form polodowcowych mają w Górach Marmaroskich ponad stuletnią tradycję. Był to przewodni temat większości prac geomorfologicznych, lecz pomimo tak długiej tradycji badawczej, jest wciąż mało rozpoznany. Wiedza na temat form glacjalnych ogranicza sie do opisu i morfometrii niektórych większych form. Pionierami tych badań byli Polacy: H. Zapałowicz (1886), L. Sawicki (1911) i J. Kondracki (1935, 1937). Cennym źródłem jest praca L. Sawickiego (1911), w której schematycznie zaznaczone są kotły polodowcowe, większe wały morenowe i zasięgi jęzorów lodowcowych. Najwyraźniej zaznaczają się w rzeźbie kotły i cyrki w dnach których złożone są osady moren dennych, bocznych i recesyjnych. W rozmieszczeniu polodowcowych zaznacza sie asymetria, większość z nich eksponowana jest ku N i NE. W plejstocenie funkcjonowały w tym obszarze niewielkie lodowce karowe o długości maksymalnej około 2,5 km (Kondracki 1937). W obrębie Gór Marmaroskich w plejstocenie lodowce rozwinęły się w 6 masywach (Kondracki 1937): Popa Iwana (1940 m n.p.m.), Nieneski (1817 m n.p.m.), Farkaula (1961 m n.p.m.) i Mihailekula (1920 m n.p.m), Pietrosa Budyjowskiego (1854 m n.p.m.), Torojagi (1939 m n.p.m.), Kreczeli (1855 m n.p.m.). Najlepiej zachowane ślady zlodowacenia znajdują się w masywie Popa Iwana. Znajduje sie tu pięć kotłów polodowcowych, także kotły piętrowe, dolne przegłębione, w dnach znajdują się płytkie jeziorka (Hnatiuk 1987). Skalne, urwiste zbocza kotłów wycięte są w gnejsach, i rozczłonkowane żlebami i rynnami korazyjnymi, u podnóża stoków skalnych zalegają stożki usypiskowe i napływowe. Dna kotłów zostały już w znacznym stopniu zasypane przez materiał stokowy, w najwyżej położonych kotłach polodowcowych znajdują się płaty wieloletniego śniegu. Współcześnie zaznacza się duża energia rzeźby w obrębie 156

8 wysokogórskiej części gniazda Popa Iwana, gdzie stoki modelowane są głównie przez odpadanie, spływy gruzowe i lawiny śnieżne. Formy polodowcowe wykształcone we fliszu znajdują się na północnych stokach Nieneski (Kondracki 1935) i Pietrosa Budyjowskiego (Sawicki 1911). W obrębie średnioodpornych warstw fliszu jednostki porkuleckiej budującej masyw Nieneski, zbocza kotłów są znacznie zdegradowane, rzadko występują stoki skalne, a ślady świeżych procesów po części są już utrwalone zaroślami olszy kosej. Kotły na N i NE stokach Pietrosa Budyjowskiego wycięte są w bardziej odpornych warstwach cenomańskich piaskowców i zlepieńców, dzięki czemu są tu wyraźne i dobrze zachowane. W obrębie zachodniego kotła pod Lutoiasą znajdują się wypełnione osadami zagłębienia jeziorne, które mogą stanowić niezwykle cenny materiał do datowań, analiz paleobotanicznych i źródło do poznania historii czwartorzędowej tej części Karpat. Literatura: Cyś P.N., 1966, Obzor osnovnych problem morfogenezisa Ukrainskich Karpat, Geomorphological Problems of Carpathians II, Warszawa, Demediuk N.S. 1983, Povierchnosti vyravnivanija Ukrainskich Karpat i ich Priedgorij, Studia Geomorph. Carpatho-Balcanica, 16, Hnatiuk R., 1987, Formy reliefa i otłożenija drjevnjego oledjenjenija Ukrainskich Karpat, maszynopis, Lwów. Kondracki J., 1935, O zlodowaceniu pasma Nieneski w Karpatach Marmaroskich, Przegl. Geogr., XIV, Warszawa. Kondracki J., 1937, Karpaty Marmaroskie, Wierchy, t. XV, Kraków. Kulewski A., Wielocha A., 1985, Romănia, Karpaty Marmaroskie, Wyd. SKPB, Warszawa. Krobicki M., Golonka J., Lewandowski M., Michalik M., Oszczypko N., Popadyuk I., Slaby E., 2004, Volcanism of the Jurassic-Creteceous triple-junction zone in the Eastern Carpathians, Geolines, 17, Oancea D., 1976, Munţi Maramureşului [w:] Carpaţi Romăneşti şi depresiunea Transilvaniei, Universitatea din Bucareşti, 3, Oszczypko N., Oszczypko-Clowes M., Golonka J., Krobicki M., 2005, Position of the Marmarosh Flysch (Eastern Carpathians) and its relation to the Magura Nappe (Western Carpathians), Acta Geol. Hungarica, 48/3, Oszczypko N., Uchman A., Malata E., 2006, Rozwój paleotektoniczny basenów Karpat Zewnętrznych i pienińskiego Pasa Skałkowego, Instytut Nauk Geolog. UJ, Kraków. 157

9 Pazdro Z., 1934, Pasmo gór Czywczyńskich, Budowa geologiczna, Rocznik Pol. Tow. Geolog., t. X, Kraków. Rehman A., 1895, Karpaty opisane pod względem fizyczno-geograficznym, Lwów. Sawicki L., 1911, Die galzial Zũge der Rodner Alpen und Marmaroscher Karpaten, Mitt. d. k. k. Geogr. Gesell, Wiedeń. Serban M., Macklin M., Brewer P., Balteanu D., Bird G., 2004, The impact of metal mining activities on the upper Tisa river basin, Romania and transboundary river pollution, Studia Geomorph. Carpatho-Balcanica, XXXVIII, Teisseyre H., 1928, Powierzchnia szczytowa Karpat, Prace Geogr., X, Lwów-Warszawa. Tołwiński K., 1950, Karpaty Pokuckie, Acta Geol. Polonica, 1, 3, Warszawa. Zapałowicz H., 1881, Z Czarnohory do Alp Rodniańskich, Pamiętnik Towarzystwa Tatrzańskiego, VII, Kraków. Zapałowicz H. 1889, Roślinna szata gór Pokucko-Marmaroskich, Spraw. Kom. Fizj., XXIV. Żytko K., 1999, Correlation of the main structural Units of the Western and Eastern Carpathians, Prace Państw. Inst. Geol.,