ZAPADLISKO KUDOWY PO 200 LATACH BADAŃ JURAND WOJEWODA Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocławski ul. Cybulskiego 30, 50-205 Wrocław e-mail: juwo@ing.uni.wroc.pl (referat wygłoszony w dniu 03.03.2005) Wstęp Opisywany obszar stanowi brzeżny fragment śródgórskiej kotliny, dla której w literaturze polskiej przyjęła się zwyczajowa nazwa obniżenie Kudowy (Klimaszewski 1948). Nazwę tę zaadoptował w odniesieniu do leżącego w Polsce fragmentu depresji tektonicznej Gierwielaniec (1957, 1965), a po nim kolejni badacze regionu (np. Żelaźniewicz 1977a, b; Cymerman 1996, 2004 i inni). Warto wspomnieć, że nazwa ta została wyprowadzona z niemieckiego określenia scholle, które w odniesieniu do regionalnych struktur tektonicznych odpowiada obniżonemu blokowi, czyli fragmentowi litosfery ograniczonemu stromymi powierzchniami uskokowymi. W takim też znaczeniu nazwę tę (Kreidescholle von Cudowa) w odniesieniu do obniżonego tektonicznie obszaru w kształcie rombu, wypełnionego utworami kredy i osi wyznaczonej przez miejscowości Hronov i Lewin Kłodzki odpowiednio na NW i SE, po raz pierwszy zastosował Michael (1893), a po nim następni geolodzy niemieccy (m.in. Flegel 1904a, b; Rode 1934). W rzeczywistości, tektoniczna depresja Kudowy stanowi wschodni fragment większej struktury tektonicznej zapadliska Kudowy (zapadlisko sensu Jaroszewski i inni, 1985, str. 298-299). Zapadlisko Kudowy natomiast stanowi fragment regionalnej jednostki basenowej basenu Nachodu, którą wypełniają osady o wieku od permu po neogen. Basen Nachodu ma kształt rombu, którego naroża wyznaczają miejscowości: Červeny Kostelec, Žďarky, Lewin Kłodzki oraz Nachod (Ryc. 1). Schemat litostratygraficzny oraz pozycja paleogeograficzna lokują basen Nachodu w obrębie tzw. południowosudeckiego ciągu basenowego (SSBS), który rozpoczyna się rowem Górnej Nysy Kłodzkiej na wschodzie i poprzez baseny Nachodu i Trutnova, ciągnie się aż po basen Mnichovo-Hradište u podnóża masywu Karkonoszy na zachodzie (por. Holub 1976; August i Wojewoda 2005; Wojewoda 2007a, b) (Ryc. 2).
6 J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań Ryc. 1. Schematyczna mapa basenu Nachodu. Objaśnienia: 1 - nierozdzielne osady neogenu; 2 - górna kreda (cenoman-turon); 3 - osady czerwonego spągowca (sakson); 4 - osady czerwonego spągowca (turyng); 5 - uskoki pewne; 6 - uskoki przypuszczalne; 7 - strefa uskokowa Pořiči-Hronov. Litologia i wiek skał Skały, które budują podłoże oraz otoczenie zapadliska Kudowy to skały metamorficzne zaliczane do tzw. kompleksu orlickiego (w przewadze łupki łyszczykowe, fyllity i amfibolity) oraz granitoidy zaliczane do tzw. masywu Kudowa-Olešnice. Wyżej wymienione skały często są zwietrzałe, a zwietrzeliny tworzą lokalne pokrywy - regolity. Skały, które wypełniają zapadlisko to utwory permskie, kredowe oraz neogeńskie, w tym współczesne aluwia (por. m. in. Michael 1893; Dziedzic 1957; Gierwielaniec 1965; Gierwielaniec i Turnau- Morawska 1961; Holub 1976 oraz Vejlupek 1990). Skały metamorficzne kompleksu orlickiego Wśród skał metamorficznych na obszarze zapadliska Kudowy przeważają ilościowo amfibolity, łupki łyszczykowe i amfibolowe zaliczane do tzw.
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań 7 formacji strońskiej oraz fyllity serycytowe i łupki amfibolowe zaliczane do tzw. formacji z Nového Mĕsta. Opisy petrograficzne oraz zasięgi wychodni rożnych odmian skalnych były tematem opracowań m.in. Petrascheck a (1909) oraz Żelaźniewicza (1977 a i b). Ten ostatni autor ustalił ponadto następstwo deformacji w/w utworów. Według niego skały były deformowane w sześciu etapach, z czego dwa pierwsze dotyczyły wyjściowych serii osadowych. Ostatnie wyniki datowań metodą Rb/Sr Bachlińskiego (2002) - 494 ± 19 Ma (fyllity z osłony) oraz 588 ± 25 Ma (łupki łyszczykowe i amfibolity z osłony) lokują wiekowo te utwory w długim okresie od późnego kambru po wczesny sylur (por. Ryc. 3). Ryc. 2. Schemat strukturalny Sudetów Środkowych (podkład DEM SRTM 90 m x 90 m). Białym kolorem zaznaczone są saksońsko-neogeńskie zapadliska tektoniczne o cechach odrębnych śródgórskich basenów sedymentacyjnych, które tworzą południowosudecki ciąg basenowy (SSBS). Białymi konturami zaznaczone są najważniejsze masywy krystaliczne Sudetów. Granitoidy masywu Kudowa-Olešnice Granitoidy tego masywu tradycyjnie są wyróżniane w literaturze jako tzw. granit z Kudowy (NE obrzeżenie zapadliska) oraz tzw. granit z Čermnej (SW obrzeżenie zapadliska, od: Česka Čermna (Čerma Granit wg Petrascheck
8 J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań 1909, 1933); por. Gierwielaniec 1957, 1965; Żelaźniewicz 1977a, b). Petrografię granitu z Kudowy opisał m.in. Żelaźniewicz (1977a, b), który wskazał na obecność kilku generacji skaleni i biotytu, powstałych w różnych etapach magmowego i pomagmowego rozwoju intruzji. Autor ten podkreślił silną kataklazę (protoklazę) granitu powstałą na etapie jego stygnięcia oraz związaną z tym procesem powszechną obecność agregatów łyszczykowo skaleniowo-kwarcowych. Ryc. 3. Następstwo czasowe najważniejszych wydarzeń na obszarze zapadliska Kudowy zapisane w dotychczas rozpoznanych skałach, zjawiskach egzogenicznych i powierzchniach strukturalnych. Objaśnienia: (pn) - ważniejsze powierzchnie niezgodności; (w) - okresy intensywnego wietrzenia chemicznego i rozwoju regolitów. Najstarsze opublikowane oznaczenia radiometryczne dotyczące bezpośrednio granitu z Kudowy są następujące: 301-312 Ma metodą Rb/Sr na biotycie (Borucki 1966) oraz 307-328 Ma metodą K/Ar również na biotycie (Przewłocki i in. 1962). W Czechach wykonane zostały datowania gabrodiorytu i granodiorytu z Nového Hrádka uważanych za odpowiedniki granitu z Kudowy (Domečka
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań 9 i Opletal 1974): 318-352 Ma, 327-361 Ma i 342-378 Ma (granodioryt) metodą K/Ar na amfibolu i biotycie. Ostatnie wyniki datowań metodą Rb/Sr Bachlińskiego (2002) dają wiek granitu z Kudowy - 331 ± 11 Ma. Oznaczenia te lokują intruzję we wczesnym karbonie, najprawdopodobniej w wizenie. Regolity Skały krystaliczne, a zwłaszcza granitoidy, które występują na powierzchni w otoczeniu zapadliska Kudowy są z reguły silnie zwietrzałe. Dotyczy to zwłaszcza takich miejsc, gdzie na granicie zalegają utwory osadowe permu lub kredy. Zdaniem Augusta i Wojewody (2005) skataklazowany i zmieniony hydrotermalnie granit był materiałem wyjściowym dla powstania zwietrzelin, w tym pokryw zwietrzelinowych typu regolitu. Największe wychodnie silnie zwietrzałego granitu występują w okolicach Brzozowia i w Kudowie Górnej, jak również w pasie od Pstrążnej na północnym zachodzie, poprzez okolice Czermnej do obszaru na wschód od Jerzykowic Wielkich (August i Wojewoda 2005). Rekonstrukcja warunków, w jakich powstawały zwietrzeliny nie może być jednoznaczna. Można jednak z dużym prawdopodobieństwem uznać, że mogły one powstać w klimacie umiarkowanym i niezbyt wilgotnym, w krajobrazie o ubogiej roślinności. Takie warunki mogły panować w późnym karbonie, a konkretnie w okresie przed ca. 313 Ma (westfal B i C, patrz dyskusja August i Wojewoda 2005), co jednak nie wyklucza możliwości późniejszego reaktywowania procesów wietrzeniowych, np. w triasie, jurze, wczesnej kredzie, czy nawet w trzeciorzędzie (por. m. in. Mroczkowski 1977; Migoń i Lidmar-Bergström 2001, 2002). Perm Osady permu na obszarze zapadliska Kudowy, przez porównanie do obszaru niecki śródsudeckiej, zaliczane są do górnej części czerwonego spągowca - saksonu (por. Petrascheck 1933; Dziedzic 1957, 1961; Gierwielaniec 1965). Holub zaliczył osady permu na obszarze basenu Nachodu (basen Trutnov-Nachod sensu Holub 1976) do formacji z Trutnova (sakson). Ich cechy teksturalne i strukturalne, a przede wszystkim obecność wyraźnych poziomów wzbogaconych w węglan wapnia (kopalne gleby typu kalicze), pozwalają te osady skorelować z najwyższym ogniwem dolnego permu rozpoznanym w okolicach Radkowa (niecka śródsudecka), tzn. ze zlepieńcem z Wambierzyc (por. Śliwiński 1984). Najwyższą część osadów permskich stanowi tzw. formacja z Bohuslavic (por. Holub 1976; Vejlupek 1990). Osady tej formacji są zaliczane do turyngu i występują wyłącznie w zachodnim obrzeżeniu zapadliska Kudowy, tworząc wąski pas wychodni na zachód od linii Nachod-Hronov (por. Vejlupek 1990). O wieku osadów permskich w zapadlisku Kudowy można jedynie powiedzieć, że nie są star-
10 J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań sze niż ok. 270 Ma i młodsze niż ok. 260 Ma. Miąższość osadów permu na obszarze zapadliska Kudowy nie przekracza 200 m. Kreda Kreda na obszarze zapadliska Kudowy wypełnia depresję tektoniczną oraz występuje w postaci płatów w jej obrzeżeniu (por. Ryc. 1). Wiek najstarszych utworów kredowych do dzisiaj nie jest jednoznacznie udokumentowany. Początkowo zaliczane do środkowego cenomanu (Michael 1893; Gierwielaniec 1965), zlepieniec i piaskowiec wapnisty z Kudowy, zlepieniec muszlowy oraz piaskowiec krzemionkowo-wapnisty z Jakubowic, jak się okazuje mają niewielki zasięg i obocznie przechodzą w piaskowce glaukonitowe z Actinocamax Plenus (górny cenoman), a ku górze w piaskowce i mułowce z I. labiatus (dolny turon). Główną masę osadów kredy na obszarze zapadliska Kudowy stanowią mułowce wapniste środkowego turonu (I. lamarcki), których miąższość w najgłębszej części depresji wynosi prawie 500 (!) m. Ogólnie można z dużym prawdopodobieństwem przyjąć, że osady kredy na obszarze zapadliska Kudowy nie są starsze niż ok. 98 Ma. Neogen Utwory neogeńskie na obszarze zapadliska Kudowy to przede wszystkim rozległe pokrywy żwirowe między Czermną a Jeleniowem oraz na południe od Hronova, jak również w okolicach Žernova i na zachód od Noveho Města (por. Ryc. 1). Osady te wiąże się czasowo z okresami zlodowaceń w czwartorzędzie (por. Vejlupek 1990). Ponadto, do neogenu (miocen-pliocen?) zalicza się pojedyncze i izolowane wystąpienia żwirów oraz glin na południe od Noveho Hrádka (por. Sekyra 1990). Schematy paleogeograficzne i strukturalne basenu Nachodu w permie i neogenie Schematy paleogeograficzne basenu Nachodu wskazują jednoznacznie, że zarówno pod względem obszarów (centrów) depozycji, kierunków paleotransportu i zmian facjalnych jedynie osady permskie i neogeńskie nawiązują do ram strukturalnych basenu (Ryc. 4, 5). Ramy te, konsekwentnie przez cały czas istnienia basenu, wyznaczają dwie ważne strefy uskokowe. Pierwsza ogranicza basen Nachodu od północy i pokrywa się z dobrze udokumentowaną strefą uskokową Pořiči-Hronov (P-HFZ). Jej naturalne przedłużenie w kierunku wschodnim stanowią między innymi uskok Ždarky-Jakubowice (por. Wojewoda 2006a, c) i strefa uskokowa Szczytnika (SZFZ) (Ryc. 5). Druga ogranicza basen Nachodu od południa i jak na razie ma raczej umowny charakter, gdyż składa się z wielu mniejszych udokumentowanych lub przypuszczalnych dyslokacji. Jest to strefa,
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań 11 której zasięg wyznaczają miejscowości: Česka Skalice (na zachodzie), Novy Hrádek i Přibyslav oraz Spalona w Górach Orlickich (na wschodzie). To jednocześnie strefa, która wyznacza południowy zasięg występowania utworów permu w tym regionie (Ryc. 4). Warto podkreślić, że przedłużenie tej strefy w kierunku zachodnim jest znacznie lepiej udokumentowane, zwłaszcza, że wyznacza ona tam granicę strukturalną między basenem Trutnova a basenem Mnichovo- Hradište (por. Ryc. 2) (patrz również Holub i Tásler, 1974, mapa V). Granicę wschodnią zapadliska Kudowy wyznacza wschodni uskok brzeżny zapadliska, który obejmuje wcześniej opisane przez Gierwielańca (1965) dyslokacje: fleksurę Dańczów-Lewin oraz uskoki Czermnej, Dańczowa i Jerzykowic Wielkich. Granica zachodnia jest również umowna. Wyznacza ją linia Upice-Žernov i dolina rzeki Upy, która w przybliżeniu określa granice stref depozycyjnych w neogenie. Schemat paleogeograficzno-strukturalny w permie wskazuje na zamknięcie basenu Nachodu od wschodu i jego otwarcie na zachód (kierunki transportu do centrum basenu i ku zachodowi), utwory turyngu zwiększają stopniowo swoją miąższość w kierunku zachodnim, a wszystkie utwory permu są ograniczone w stropie zapewne tą samą powierzchnią erozyjną, por. m. in. Dziedzic (1957, 1961); Holub i Teler (1974) i Holub (1976) (Ryc. 4). Charakterystyczny romboidalny kształt basenu oraz lokalizacja stref największej miąższości (centrów subsydencji) dla permu (Holub i Tásler 1974; Holub, 1976) pozwalają przyjąć za najbardziej prawdopodobny, transtensyjny schemat rozwoju basenu związany z prawoskrętnym ruchem przesuwczym na uskokach ramowych (romboidalny basen typu pull-apart) (Mann i in. 1983). Zamknięcie basenu od wschodu sugeruje, że w permie główną strefą wymuszającą rozwój basenu była jego południowa granica (CS-SFZ), a sam basen miał charakter przesuwczego basenu terminalnego (ang. fault branch basin). Drugą granicę wyznaczał wschodni uskok brzeżny zapadliska Kudowy, który w permie stanowił najprawdopodobniej wschodnie zakończenie strefy uskokowej Pořiči-Hronov (Ryc. 4). Schemat paleogeograficzno-strukturalny w neogenie wskazuje na konsekwentne zamknięcie basenu Nachodu ze wszystkich stron (Ryc. 5). Oczywiście, nie oznacza to zamknięcia basenu w sensie hydrograficznym rzeki Bystra i Czermnica (zapadlisko Kudowy) uchodzą do Metuji, a ta przełomem, poprzez elewację Nachodu, dopływa do wyznaczającej granicę basenu rzeki Upa (zapadlisko Žernova). Największe nagromadzenia neogeńskich aluwiów występują na dwu obszarach, które wyznaczają zasięg zapadlisk tektonicznych Kudowy i Žernova. Taka lokalizacja osadów sugeruje istotną akomodację na obszarze zapadlisk i tym samym ich (neo)tektoniczną aktywność. Lokalizacja zapadlisk Kudowy i Žernova, konsekwentnie romboidalny kształt zarówno poszczególnych zapadlisk, jak i całego basenu Nachodu, pozwalają go uznać za romboidalny basen typu pull-apart związany z prawoskrętnym ruchem przesuwczym. Za takim właśnie kierunkiem przemieszczeń po kredzie (!) przemawia również między innymi
12 J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań rozwój kopuł strukturalnych Pstrążnej i Kudowy. Ich związek ze strefą uskokową P-HFZ raczej nie ulega wątpliwości (Wojewoda, 2006 a i c). Warto też podkreślić, że autor dysponuje dużą liczbą obserwacji terenowych, które potwierdzają współczesną, prawoskrętną przesuwczość na uskokach systemu NW-SE na całym obszarze zapadliska Kudowy i w najbliższym otoczeniu (np. zachodni segment strefy uskokowej Czerwonej Wody w Górach Stołowych). Ryc. 4. Schemat paleogeograficzno-strukturalny basenu Nachodu w permie. Objaśnienia: 1 - perm (czerwony spągowiec, turyng); 2 - perm (czerwony spągowiec, sakson); 3 - skały metamorficzne kompleksu orlickiego; 4 - granitoidy masywu Kudowa- Olešnice; 5 - przypuszczalne aktywne uskoki; 6 - kierunki przemieszczeń poziomych; 7 - strefa uskokowa Pořiči-Hronov; 8 - strefa uskokowa Česka Skalice-Spalona; 9 - kierunek regionalnej tensji. Przeciwny, lewoskrętny kierunek przemieszczenia wzdłuż strefy uskokowej Szczytnika (SZFZ, Ryc. 5) nie jest sprzeczny z ogólnie przesuwczym charakterem uskoków w regionie, chociaż wytłumaczenie tego zjawiska wymaga wprowadzenia nowych danych, wykraczających poza ramy tego artykułu. Można w tym miejscu jedynie stwierdzić, że takie zachowanie kinematyczne wzdłuż
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań 13 uskoków przesuwczych jest jak najbardziej naturalne, pod warunkiem, że przeciwstawne przemieszczenia są rozładowywane w poprzecznej do uskoku przesuwczego strefie tensji lub kompresji, tak jak ma to miejsce np. na przyryftowych uskokach transformujących. Ryc. 5. Schemat paleogeograficzno-strukturalny basenu Nachodu w neogenie. Objaśnienia: 1 - neogen (nierozdzielony); 2 - kreda (nierozdzielona, cenoman-turon); 3 - perm nierozdzielony (sakson-turyng); 4 - granitoidy masywu Kudowa-Olešnice; 5 - skały metamorficzne kompleksu orlickiego; 5 - kierunki przemieszczeń poziomych; 7 - strefa uskokowa Pořiči-Hronov; 8 - strefa uskokowa Česka Skalice-Spalona; 9 - strefa uskokowa Szczytnika; 10 - kierunek regionalnej tensji; 11 - przypuszczalne aktywne uskoki. Schemat paleogeograficzny i strukturalny basenu Nachodu w kredzie Utwory kredy na obszarze zapadliska Kudowy w najmniejszym stopniu nie nawiązują facjalnie do granic tej jednostki strukturalnej. Jedyna i specyficzna odmiana litologiczna zlepieniec muszlowy z Kudowy - jest osadem przyboju i wskazuje, że w początkowej fazie transgresji kredowej na tym właśnie obszarze
14 J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań panowały warunki płytkowodne, wysokoenergetyczne i przybrzeżne. Tendencję do zachowania relatywnie płytszych od otoczenia warunków sedymentacji w późniejszych etapach rozwoju morza kredowego (I. lamarcki) częściowo potwierdzają również wnioski środowiskowe zawarte w pracach Rotnickiej (2004), oparte między innymi na interpretacji skamieniałości śladowych. Zatem w obrębie śródsudeckiej zatoki czeskiego morza kredowego obszar zapadliska Kudowy (a szerzej masywu orlickiego) stanowił raczej elewację morfologiczną. Tym samym niesłuszny jest pogląd o głębi w dnie morza kredowego, jaki wcześniej wysuwali różni autorzy (m. in. Radwański 1957). Nawet trudno doszukiwać się na tym obszarze większej subsydencji, która w sposób oczywisty musiałaby być kompensowana wysokim stopniem akomodacji. Strefa litoralna w późnym cenomanie znajdowała się na północy, przy północnych krańcach synklinorium śródsudeckiego. Była zatem oddalona od dzisiejszego zapadliska co najmniej 30 km. Trudno sobie wyobrazić mechanizm tranzytu materiału osadowego na taką odległość w ilościach mogących kompensować ową większą subsydencję. Odrębnym zagadnieniem jest miąższość kredy w obrębie zapadliska Kudowy, która lokalnie znacznie przekracza przeciętną miąższość kredy na obszarze śródsudeckim (ok. 300 m) (por. Wojewoda 1986, 1997; Wojewoda i in. 1997, Don i Wojewoda 2005). Taka sytuacja może nasuwać przypuszczenie o zwiększonej akomodacji w kredzie na obszarze tektonicznej depresji Kudowy. Jednak ten lokalny wzrost miąższości w stosunku do obszarów przyległych dotyczy jedynie poziomu I. lamarcki, zatem jeżeli można mówić o jakimś wzroście tempa subsydencji to wyłącznie lokalnie i tylko w środkowym turonie. Trzeba w tym miejscu podkreślić, że możliwa jest również inna interpretacja tego zjawiska. Nie jest wykluczone, że bardzo silnie tektonicznie spękane, drobnoziarniste osady tego poziomu powtarzają się kilkukrotnie w profilu kredy, a przyczyną takiej cykliczności może być lokalna tektonika grawitacyjna na zboczach tektonicznego zapadliska Kudowy (por. Wojewoda 2006a). Podsumowanie i wnioski 1. Zapadlisko Kudowy stanowi fragment większej struktury basenowej basenu Nachodu. Basen ten powstał u schyłku permu jako śródgórskie zapadlisko typu przesuwczego basenu terminalnego u zbiegu dwu znaczących regionalnych dyslokacji strefy uskokowej Česka Skalice-Spalona i zakończenia strefy uskokowej Pořiči-Hronov. Względnie wąski basen szybko został wypełniony aluwiami (sakson) i osadami eoliczno-jeziornymi (turyng). W miarę rozwoju basen coraz bardziej otwierał się w kierunku zachodnim. 2. Drugi etap ewolucji tego obszaru przypada na neogen. Ramy basenu oraz rozmieszczenie osadów od miocenu do czasów współczesnych nawiązują do schematu rombowego basenu typu pull-apart. Ramy basenu w neoge-
J. WOJEWODA: Zapadlisko Kudowy po 200 latach badań 15 nie pokrywają się z granicami basenu permskiego, co może świadczyć o reaktywowaniu starych uskoków. 3. W obydwu przypadkach baseny rozwijały się w warunkach prawoskrętnych przemieszczeń na głównych uskokach ramowych (NW-SE) i normalnych zrzutów na uskokach poprzecznych (SW-NE). Tym samym rozwój basenu można uznać za permanentnie transtensyjny w warunkach dominującej tensji w kierunku równoleżnikowym. Podziękowania Pragnę podziękować wszystkim, którzy w latach 2003-2005 brali udział w pracach terenowych, a w szczególności żonie Agacie i córkom Ani i Kasi. Dziękuję dr A. Szynkiewiczowi, że zechciał poświęcić czas na wykonanie i częściową interpretację profili georadarowych w miejscach budzących moje wątpliwości. Informacja o finansowaniu Artykuł ten powstał w ramach prac własnych finansowanych z grantu 2022/W/ING/05-63 oraz przy wsparciu finansowym wydawnictwa WIND. W artykule wykorzystano georadarowe zdjęcia o wysokiej rozdzielczości DEM SRTM 30 x 30 zakupione w ramach grantu KBN 2 P04D 016 28. Literatura: AUGUST C., WOJEWODA J., 2005: Late Carboniferous weathering and regolith at the Kudowa Trough, West Sudetes: palaeogeographic, palaeoclimatic and structural implications. Geologia Sudetica, 36: 53-66. BACHLIŃSKI R., 2002: Studium petrologiczno-geochemiczno-geochronologiczne skał krystalicznych z okolic Kudowy Zdrój. Praca doktorska [PhD thesis]. Archiwum Biblioteki ING PAN w Warszawie, 110 p. (unpublished). BORUCKI J., 1966: Wstępne wyniki datowań bezwzględnych (K-Ar) granitoidów dolnośląskich. Kwartalnik Geologiczny, 10 (1). CYMERMAN Z., 1996: Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Sudetów, 1:25 000, arkusz Lewin Kłodzki. Państwowy Inst. Geol., Warszawa, 50 p. CYMERMAN Z., 2004: Tectonic Map of the Sudetes and Fore-Sudetic Block, 1:200 000. Państwowy Inst. Geol., Warszawa. DOMEČKA K., OPLETAL M., 1974: Granitoidy západni části orlicko-kladské klenby. Acta Universitatis Carolinae Geologica, 1: 75 109. DON J., WOJEWODA J., 2005: Tektonika rowu górnej Nysy Kłodzkiej - sporne problemy odpowiedź. Przegląd Geologiczny, 53: 212-221. DZIEDZIC K., 1957: Stratygrafia, tektonika i paleogeografia górnego karbonu i czerwonego spągowca Ziemi Kłodzkiej. Przewodnik do XXX Zjazdu PTG w Ziemi Kłodzkiej, Duszniki Zdrój 19-21 maja 1957: 120-133.