ARTYKU Y PRZEGL DOWE

ARTYKU Y PRZEGL DOWE Procesy nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach Edyta Jurewicz 1 Nappe-thrusting processes in the Tatra Mts. Prz. Geol, 60: 432 441. Abstract. In the Tatra Mts., Late Cretaceous nappe-thrusting processes took place underwater and at considerable overburden pressure. The main decollement level was anisotropic Triassic evaporite rocks (so-called Rauhwacke), whose selective solution significantly influenced the resultant complex geometry of the thrust contacts. High pressure fluids expelled into the thrusts zones facilitated tectonic transport and mass-loss processes. The mass-loss was preceded by pressure solution, hydrofracturing leading to mechanical disintegration, and cavitation erosion (hydrotectonic phenomena). Fluids released to the shear zones acted as a "water pillow" facilitating the motion of nappes. The multistage character of thrusting resulted in increasing mass loss and in geometrical complexity of the nappe-based shear zone. Keywords: nappe-thrust, hydrotectonic phenomena, mass-loss processes, Tatra Mts. Tatry, z punktu widzenia problematyki tektonicznej, s¹ uwa ane za atrakcyjny, lecz trudny obiekt badañ. Jeden z problemów stanowi z³o ona geometria powierzchni nasuniêæ p³aszczowinowych uniemo liwiaj¹ca przeprowadzenie klasycznej analizy strukturalnej. Brak mierzalnych p³aszczyzn, struktur œlizgowych, spêkañ i uskoków opierzaj¹cych, a niekiedy jakichkolwiek struktur wskazuj¹cych na obecnoœæ kontaktu tektonicznego, zniechêca do podejmowania prób zbierania pomiarów i przeprowadzenia konwencjonalnej analizy geometrycznej. Równie zmiennoœæ charakteru powierzchni czy strefy nasuniêcia, która w jednym miejscu ma postaæ szwu stylolitowego, a w innym strefy mylonitycznej o niejednorodnej budowie, stanowi znaczne utrudnienie. Badanie ciosu w jednostkach p³aszczowinowych jest tak e ma³o perspektywiczne i mo liwe do przeprowadzenia jedynie w dolnotriasowych piaskowcach (Rubinkiewicz & Ludwiniak, 2005). W wapieniach masywnych niekiedy brakuje spêkañ z powodu procesów rozpuszczania pod ciœnieniem i rekrystalizacji albo maj¹ one charakter spêkañ hydraulicznych i nie nadaj¹ siê do pomiarów. W dolomitach jest ich zbyt wiele, znaczna ich czêœæ ma charakter diagenetyczny, a uzyskany obraz na diagramach przypomina ró ê wiatrów. Trudnoœci te sprawi³y, e pierwsze wiêksze opracowanie struktur œlizgowych na powierzchniach luster tektonicznych zosta³o przeprowadzone dla ska³ krystalicznych (a nie osadowych) wchodz¹cych w sk³ad jednostek p³aszczowinowych (Burchart, 1963), a kolejna analiza kinematyczna dotyczy³a trzonu granitoidowego (Jurewicz, 2000a, 2002). Aby uzyskaæ informacje na temat geometrii i mechanizmu nasuniêæ p³aszczowinowych nale y siêgaæ po inne metody badawcze, m.in. petrotektonikê. BUDOWA GEOLOGICZNA TATR Tatry stanowi¹ najdalej ku pó³nocy wysuniêty masyw Karpat wewnêtrznych (wg nomenklatury s³owackiej Karpat centralnych; m.in. Mahel', 1986; Plašienka, 1997). Zbudowane s¹ (ryc. 1A, B) z waryscyjskiego trzonu krystalicznego (Burchart, 1968; Gawêda, 1995; Poller i in., 2000), mezozoicznej pokrywy osadowej oraz nasuniêtych na ni¹ jednostek p³aszczowinowych wierchowych i reglowych (m.in. Uhlig, 1907; Andrusov, 1965). Autochtoniczna pokrywa osadowa wykszta³cona jest w tej samej facji, co nasuniêta na ni¹ jednostka (seria) wierchowa (Kotañski, 1959). Wœród p³aszczowin wierchowych wyró nia siê w polskiej czêœci Tatr dwie jednostki: ni sz¹ Czerwonych Wierchów i wy sz¹ Giewontu (Rabowski, 1925; Kotañski, 1961,1963), a na terenie S³owacji ni sz¹ wzglêdem jednostki Giewontu jednostkê Szerokiej Jaworzyñskiej (Andrusov, 1950). Cech¹ charakterystyczn¹ p³aszczowiny Giewontu i Szerokiej Jaworzyñskiej jest obecnoœæ w sp¹gu nasuniêæ ska³ krystalicznych, które dawniej okreœlano jako wyspy krystaliczne (Burchart, 1963). Wœród p³aszczowin reglowych mo na wydzieliæ dwie jednostki: doln¹ kri niañsk¹ oraz górn¹ choczañsk¹, obie porozbijane na szereg mniejszych ³usek tektonicznych (Guzik & Kotañski, 1963; Kotañski, 1965). W latach 70. XX wieku by³a wyró niana jeszcze wy sza p³aszczowina reglowa stra- owska (Kotañski, 1973; Bac-Moszaszwili i in., 1979), niemniej pogl¹d ten zosta³ ca³kowicie zarzucony (GaŸdzicki & Michalik, 1980; Iwanow & Wieczorek, 1987; por. Kotañski, 1986a, b). Ukszta³towanie p³aszczowinowej budowy Tatr zwykle wi¹zano z ruchami tzw. fazy medyterañskiej orogenezy alpejskiej, tj. z póÿn¹ kred¹ (m.in. Andrusov, 1965; Lefeld, 2009). PóŸniejsza ewolucja masywu Tatr zwi¹zana jest z powstaniem basenu centralnokarpackiego, którego osady po neogeñskich ruchach wznosz¹cych zachowa³y siê po pó³nocnej stronie Tatr (m.in. w niecce podhalañskiej) oraz na po³udnie od uskoku podtatrzañskiego (w Kotlinie Liptowskiej ryc. 1B). Neogeñskie ruchy wypiêtrzaj¹ce mia³y charakter asymetryczny (silniejsze na po³udniu) i odpowiadaj¹ za pochylenie ca³ego masywu ku pó³nocy (Burchart, 1972; Král, 1977; Sperner, 1996; Sperner i in., 2002). Równie na linii W E zaznacza siê zró nicowanie stopnia wypiêtrzenia, zauwa alne m.in. w zapadaniu 1 Instytut Geologii Podstawowej, Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; edyta.jurewicz@uw.edu.pl. 432

Ryc. 1. A G³ówne jednostki strukturalne Tatr (wg Bac-Moszaszwili i in., 1979) oraz lokalizacja struktur (numery w kó³kach) z ryc. 5. Lokalizacja przekroju ryc. 4. B Blokdiagram budowy geologicznej Tatr i obszarów przyleg³ych (wg Jurewicz, 2005) Fig. 1. A Main tectonic units of the Tatra Mts. (after Bac-Moszaszwili et al., 1979) and locality of structures (numbers in circles) described in Fig. 5. Location of the cross-section Fig. 4. B Blockdiagram of the Tatra Mts. and adjacent areas (after Jurewicz, 2005) 433

osi struktur (Jurewicz, 2000b) oraz w datowaniach radiometrycznych wskazuj¹cych na znaczniejsze wyniesienie Tatr Wysokich, ni Zachodnich (Baumgart-Kotarba & Král, 2002). POGL DY NA EWOLUCJÊ TEKTONICZN TATR Rozpoznanie szczegó³ów budowy geologicznej zwykle wyprzedza³o wiedzê na temat procesów i mechanizmów odpowiedzialnych za powstanie Tatr (Passendorfer, 1978). Do pocz¹tku XX wieku nie stwierdzono wystêpowania nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach, t³umacz¹c wszystkie rysy ich tektoniki budow¹ fa³dow¹ (Uhlig, 1899) i dopiero w 1903 r. na kongresie geologicznym szwajcarski geolog Maurice Lugeon dowiód³ p³aszczowinowej budowy Tatr. Pocz¹tkowo przebieg nasuniêæ p³aszczowinowych wyobra ano sobie podobnie do ruchu lodowca, tzn. jako powolny, jednostajny proces. Za g³ówny mechanizm nasuniêæ p³aszczowinowych uwa ano zeœlizgi grawitacyjne z po³udnia (m.in. Halicki, 1955; Kotañski, 1963), na co mia³o wskazywaæ m.in. nachylenie ku pó³nocy powierzchni Ryc. 2. Kolejnoœæ powstawania jednostek p³aszczowinowych w przypadku: A zeœlizgów grawitacyjnych, B struktury imbrykacyjnej, C dupleksów (A inspirowane przez Engeleng, 1963; B i C wg McClay, 1992); zwróæ uwagê na odwrotn¹ kolejnoœæ powstawania struktur na ryc. A Fig. 2. Sequence of thrusting of tectonic units in case of: A gravitational gliding, B imbricate fan, C duplex (A inspired by Engeleng, 1963; B and C after McClay, 1992); note the reverse order of formation of the structures in Figure A nasuniêæ tatrzañskich (ryc. 1B, 2A). Wed³ug Kotañskiego (1961, 1963) du ¹ rolê w procesie sp³ywów grawitacyjnych odegra³a obecnoœæ elewacji i depresji w pod³o u nasuwaj¹cych siê jednostek. Wp³ynê³y one na kierunek transportu tektonicznego jednostki Czerwonych Wierchów, która sp³ynê³a do depresji Goryczkowej z SSW, podczas gdy wy sza od niej jednostka Giewontu z SSE. W konsekwencji zak³adano, e jako pierwsza nasunê³a siê p³aszczowina wierchowa, na ni¹ sp³ynê³a p³aszczowina reglowa dolna (kri niañska), a póÿniej górna (choczañska). Zbli ony przebieg zdarzeñ przyjmowany by³ w póÿniejszych koncepcjach odnosz¹cych siê krytycznie do teorii sp³ywów grawitacyjnych i zak³adaj¹cych znaczny udzia³ naprê eñ stycznych w procesach nasuwczych (Gorek & Veizer, 1965; Ksi¹ kiewicz, 1972). Bac-Moszaszwili i in. (1981) og³osili, e nasuniêcia p³aszczowinowe w Tatrach zachodzi³y pod wp³ywem poziomej kompresji, której towarzyszy³y œciêcia i poziome odk³ucia. Przeciwko teorii sp³ywów grawitacyjnych œwiadczy³o równie spostrze enie, e nachylenie powierzchni nasuniêæ ku pó³nocy jest skutkiem póÿniejszej rotacji masywu Tatr towarzysz¹cej ich neogeñskiemu wypiêtrzeniu (Soko³owski, 1959; Grecula & Roth, 1978). K¹t tej rotacji by³ szacowany na podstawie upadu autochtonicznej pokrywy osadowej oraz le ¹cego niezgodnie na jednostkach p³aszczowinowych eocenu, jak równie na podstawie wielkoœci przemieszczenia na uskoku podtatrzañskim na ok. 20 25 (Piotrowski, 1978; Bac-Moszaszwili i in., 1984). Wielkoœæ rotacji oparta na rekonstrukcji pól naprê eñ na podstawie pomiarów rys œlizgowych w trzonie krystalicznym pochodz¹cych z etapu nasuniêæ p³aszczowinowych wynios³a 40 (Jurewicz, 2000a, b). Po przywróceniu masywowi Tatr po³o enia sprzed rotacji powierzchnie nasuniêæ wyraÿnie przyjmuj¹ nachylenia ku po³udniowi. Dowodz¹ tego równie badania paleomagnetyczne z jednostek reglowych Tatr oraz z Gór Stra owskich, wskazuj¹ce, e jednostki p³aszczowinowe nasuwa³y siê pod górê, tworz¹c w skali regionalnej klasyczny dupleks ( hinterland dipping duplex; Grabowski i in., 2009). Do nieco innych wniosków w kwestii rotacji bloku tatrzañskiego dochodz¹ autorzy badañ termochronologicznych (Œmigielski i in., 2012), zaœ mechanizm grawitacyjnego transportu jednostki kri niañskiej jest podnoszony w pracy Prokešovej i in. (2012). Zasadniczy wp³yw na teoriê nasuniêæ p³aszczowinowych wywar³a zapocz¹tkowana w latach 60. zesz³ego stulecia teoria tektoniki p³yt. Zak³ada ona przyrost skorupy oceanicznej w strefach ryftów oceanicznych i jej zanik w strefach subdukcji. Ze strefami subdukcji wi¹ ¹ siê pryzmy akrecyjne, czyli spiêtrzenia ponasuwanych na siebie mas skalnych, tworz¹cych systemy nasuwcze typu imbrykacji i/lub dupleksów (Boyer & Elliot, 1982; McClay, 1992; Phinney i in., 2004). W klasycznej sekwencji tworzenia siê stosu p³aszczowinowego spiêtrzanie odbywa siê poprzez dobudowywanie od do³u (podsuwanie siê) kolejnych jednostek strukturalnych, tak e najpierw kszta³tuj¹ siê jednostki, które ostatecznie zajmuj¹ pozycjê najwy sz¹ (ryc. 2B, C). Podobnie by³o w Tatrach. Nasuniêcia ku pó³nocy by³y konsekwencj¹ zachodz¹cej na po³udniu subdukcji i podsuwania siê pod³o a wraz z pokryw¹ osadow¹ pod powstaj¹c¹ pryzmê akrecyjn¹. Najstarsza, czyli najwczeœniej odk³uta od pod³o a, jest p³aszczowina choczañska (ryc. 3A), pod ni¹ podsunê³a siê p³aszczowina kri niañska, 434

a póÿniej p³aszczowina wierchowa, zaœ pod wierchow¹ zosta³ wt³oczony masyw krystaliczny wraz z autochtoniczn¹ pokryw¹ osadow¹ w facji wierchowej (ryc. 3B) (Nemèok i in., 1998). W toku tych procesów uleg³a równie sfa³dowaniu autochtoniczna pokrywa osadowa, a w trakcie dalszej ewolucji tektonicznej trzon krystaliczny Tatr zosta³ podciêty przez podsuwaj¹ca siê platformê pó³nocnoeuropejsk¹ (Lefeld & Jankowski, 1985; Tomek, 1993; Ernst i in., 1997) (ryc. 1B). W tym ostatnim etapie w autochtonicznej pokrywie osadowej powierzchnie mechanicznej anizotropii, takie jak kontakt dolnotriasowych piaskowców kwarcytowych i zalegaj¹cych na nich ³upków ska³ o ró nych w³aœciwoœciach reologicznych mog³y stanowiæ powierzchnie wewnêtrznych odk³uæ, umo liwiaj¹c dysharmonijne sfa³dowanie ca³ego kompleksu (Michalik, 1955; Lefeld, 2009). PRZEBIEG PROCESÓW NASUWCZYCH Procesy nasuwcze w orogenie alpejsko-karpackim zwi¹zane by³y z subdukcj¹ skorupy oceanu penniñskiego (135 55 Ma) i póÿniejsz¹ kolizj¹ p³yty europejskiej z adriatyck¹ (55 40 Ma; m.in. Nemèok i in., 1998; Froitzheim i in., 2008). Na obszarze ca³ych Karpat widoczna jest migracja procesów deformacyjnych oraz coraz m³odszy wiek nasuniêæ p³aszczowinowych z po³udnia ku pó³nocy (m.in. Nemèok i in., 1998). O wieku procesów nasuwczych mo na wnioskowaæ na podstawie coraz m³odszych osadów wchodz¹cyc h w sk³ad coraz bardziej pó³nocnych jednostek p³aszczowinowych. I tak, nasuniêcie p³aszczowiny choczañskiej na kri niañsk¹ mia³o miejsce w po³udniowej czêœci w albie, a w pó³nocnej w cenomanie, natomiast nasuniêcia w obrêbie jednostek wierchowych przebiega³y w turonie (ryc. 3A, B) (m.in. Nemèok & Kantor, 1990; Plašienka i in., 1997; Rakús & Marschalko, 1997; Krajewski, 2003). Podobnie by³o w po³o onym na pó³nocy pieniñskim pasie ska³kowym, gdzie fa³dowania w po³udniowej czêœci ówczesnego basenu rozpoczê³y siê w koniaku (Scheibner, 1968), natomiast na pó³nocy trwa³y co najmniej po paleocen (Birkenmajer & Dudziak, 1991; por. Oszczypko i in., 2005). W Tatrach, z chwil¹, kiedy ca³kowitej subdukcji uleg³o pod³o e bardziej po³udniowych stref sedymentacyjnych i kompresj¹ zosta³ objêty obszar wierchowy, skróceniu podlega³o równie pod³o e krystaliczne. Fakt, e ska³y krystaliczne wesz³y w sk³ad p³aszczowin oznacza, e odk³ucia w obrêbie ska³ osadowych by³y stowarzyszone z powstaniem uskoków odwróconych w pod³o u krystalicznym (m.in. Bac-Moszaszwili i in., 1984). Czêœæ uskoków odwróconych mog³a powstawaæ na skutek zmiany zwrotu przemieszczenia na pierwotnie normalnych uskokach, o czym œwiadczy m.in. k¹t ok. 60 o pomiêdzy powierzchni¹ kontaktu sedymentacyjnego dolnotriasowych piaskowców ze ska³ami krystalicznymi a powierzchni¹ nasuniêcia wierchowej jednostki Giewontu (Jurewicz, 2006). Za³o enia tych uskoków mog¹ pochodziæ jeszcze z czasów wczesnotriasowego rozpadu platformy wêglanowej i ekspansji oceanicznej (Dumont i in., 1996; Szulc, 2000). Uskoki takie powstawa³y równie w œrodkowej jurze, czego przejawem s¹ liczne y³y neptuniczne ( uczyñski, 2001a). Proces transportu jednostek p³aszczowinowych w Tatrach odbywa³ siê pod powierzchni¹ morza i pod znacznym obci¹ eniem nadk³adem (Jurewicz & Koz³owski, 2003; Jurewicz, 2005). Powstaj¹ce w tym samym czasie œciêcia w obrêbie trzonu krystalicznego wskazuj¹ na g³êbokoœæ procesu rzêdu 6 7 km (Jurewicz & Koz³owski, 2003; Œmigielski i in., 2012). Powstaj¹ce w warunkach ówczeœnie panuj¹cej kontrakcji struktury prawdopodobnie mog³y pierwotnie mieæ charakter dupleksów o regularnej budowie, zosta³y jednak zaburzane i zniszczone pod wp³ywem Ryc. 3. Etapy rozwoju p³aszczowinowej budowy Tatr (wg Jurewicz, 2005): A alb: odk³ucie i nasuniêcie p³aszczowiny choczañskiej na kri niañsk¹, odk³ucie p³aszczowiny kri niañskiej; B turon: podsuniêcie siê trzonu krystalicznego wraz z autochtoniczn¹ pokryw¹ osadow¹ pod p³aszczowinê wierchow¹ z nasuniêt¹ wczeœniej p³aszczowin¹ kri niañsk¹ i choczañsk¹ Fig. 3. Stages of the nappe-thrusting in the Tatra Mts (after Jurewicz, 2005): A Albian: decollement and thrusting of Choè Nappe over Kri na Nappe, decollement of Kri na Nappe; B Turonian: underthrusting of the crystalline core with autochthonous sedimentary cover below High-Tatric Nappe with earlier formed Choè and Kri na nappes 435

szeregu czynników. Istotn¹ rolê odegra³o tu du e, zarówno horyzontalne, jak i wertykalne, zró nicowanie litologiczne, dziêki któremu powierzchnie œcinania ju z chwil¹ powstania by³y nierówne, a zachodz¹ce wzd³u nich procesy kataklazy, mylonityzacji i rozpuszczania pod ciœnieniem dodatkowo te nierównoœci pog³êbia³y (ryc. 4A) (Jurewicz 2003, 2006). Procesy te by³y odpowiedzialne za znacz¹ce ubytki masy i w istotny sposób zaburza³y geometriê nasuwanych i fa³dowanych jednostek, prowadz¹c niekiedy do po erania skrzyde³ uskoku (ang. ravenous faults Jurewicz & S³aby, 2004), które stanowi³o formê roz³adowania naprê eñ. Istotn¹ rolê procesów rozpuszczania pod ciœnieniem wykaza³y badania uczyñskiego (2001b), który dowiód³ 50 70% ubytku masy w œrodkowojurajskich ska³ach jednostki wierchowej na skutek samej stylolityzacji i kompakcji chemicznej. Mo na przypuszczaæ, e w strefach œcinania w sp¹gu p³aszczowin, bêd¹cych drog¹ migracji roztworów, procesy te by³y jeszcze intensywniejsze i stanowi³y jeden z wa niejszych czynników erozji tektonicznej. Mog³y byæ równie odpowiedzialne za powstanie czêœci luk uwa anych za stratygraficzne (por. Kotañski, 1959; Grabowski & Pszczó³kowski, 2006). Skutkiem erozji tektonicznej jest skomplikowana morfologia powierzchni kontaktu jednostek p³aszczowinowych i niejednorodna budowa stref œcinania, o czym mo na wnioskowaæ zarówno na podstawie przekrojów geologicznych (ryc. 4A), obrazu kartograficznego (Bac- Moszaszwili i in., 1979), jak i bezpoœrednio w ods³oniêciach. A trudno sobie wyobraziæ transport tektoniczny mas skalnych wzd³u tak bardzo nierównych powierzchni, których przywrócenie do pozycji z etapu nasuniêæ p³aszczowinowych bynajmniej nie czyni bardziej równymi (ryc. 4B). Wzd³u powierzchni kontaktów jednostek p³aszczowinowych mo na obserwowaæ wzajemne przerastanie Ryc. 4. A nasuniêcie jednostki Giewontu na jednostkê Czerwonych Wierchów w górnych partiach Doliny Ma³ej ¹ki (wg G¹sienicy-Szostak, 1973); nr 3 w kó³ku lokalizacja zdjêcia z ryc. 5C); B z³o ona morfologia powierzchni nasuniêcia jednostki Giewontu po przywróceniu do pozycji z etapu nasuniêæ p³aszczowinowych Fig. 4. A Giewont Unit thrust-fault overriding the Czerwone Wierchy Unit (High-Tatric Nappe), upper part of the Ma³a aka Valley structures (after G¹sienica-Szostak, 1973); No. 3 in circle locality of Fig. 5C; B complex morphology of the Giewont Unit thrust-fault after rotation to the original synthrusting position 436

siê ska³ nale ¹cych do s¹siaduj¹cych jednostek tektonicznych, np. na Hali Sto³y (ryc. 1A-1, 5A), którego mechanizm nie zosta³ dostatecznie wyjaœniony. To wzajemne przenikanie siê ró nowiekowych ska³ z s¹siednich jednostek tektonicznych przypomina wtopione w lód kamienie. Takie wzajemne wprasowanie ska³ nale ¹cych do ró - nych jednostek tektonicznych opisa³ w 1959 r. Kotañski ze sp¹gu jednostek wierchowych na Zadniem Kamiennem, gdzie widoczne s¹ dolomity kampilu w obrêbie wapieni urgonu. Autor uwa a³, e ich powstanie mog³o byæ efektem wielkich ciœnieñ wywi¹zuj¹cych siê w trakcie transportu p³aszczowinowego. Za g³ówn¹ przyczynê tworzenia siê tego typu struktur Bac-Moszaszwili i in. (1981) uznali procesy zachodz¹ce ze znacznym udzia³em wody, które zosta³y przez Jaroszewskego (1982; por. Kopf, 1982) okreœlone mianem hydrotektoniki. Rola wody 2 w procesach nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach sta³a siê przedmiotem dalszych opracowañ (Jurewicz, 2003, 2006; Jurewicz i in., 2007), z których wynika, e w pewnym stopniu odpowiada³a ona za cykliczny charakter procesu nasuniêæ. Cykl rozpoczyna³ siê narastaniem naprê eñ, w trakcie którego obecnoœæ wody powodowa³a wzrost ciœnienia porowego i spadek naprê eñ do wartoœci efektywnych, prowadz¹c do powstania powierzchni zniszczenia (ryc. 6A). Z tym etapem ewolucji zwi¹zane by³o pêkanie hydrauliczne, zarejestrowane w strefach œcinania. Naprê enia ulega³y roz³adowywaniu poprzez powstanie powierzchni zniszczenia oraz przemieszczenie p³aszczowiny (ryc. 6B). Woda obecna w sp¹gu przemieszczanej p³aszczowiny zmniejsza³a tarcie oraz u³atwia³a poœlizg i pokonanie nierównoœci pod³o a. Dalszy etap ewolucji to okres spokoju tektonicznego i postoju p³aszczowiny. Kiedy ruch zamiera³, p³aszczowina osiada³a, a powierzchnia odk³ucia zabliÿnia³a siê wskutek rekrystalizacji i mineralizacji pochodz¹cej z migruj¹cych wzd³u niej roztworów (ryc. 6C). Od tego momentu naprê enia wywi¹zuj¹ce siê w nadk³adzie w zwi¹zku ze skracaniem w pod³o u wskutek poch³aniania go w strefie subdukcji mog³y znowu narastaæ, a wiêc ca³y cykl rozpoczyna³ siê od nowa. W ka dym cyklu etapy ruchu by³y krótkotrwa³ymi epizodami rozdzielonymi d³ugimi okresami postoju p³aszczowiny i wzglêdnego spokoju tektonicznego (Jurewicz, 2003). WSPÓ CZESNE NASUNIÊCIA Aby wyobraziæ sobie lepiej przebieg procesu transportu tektonicznego mas skalnych na znaczne odleg³oœci mo na odwo³aæ siê do monitorowanych w sposób ci¹g³y wspó³czesnych stref subdukcji i akrecji obszarów aktywnych sejsmicznie, gdzie podczas trzêsieñ ziemi maj¹ miejsce przemieszenia mas skalnych na nieznaczne odleg³oœci. Na przyk³ad w wyniku aktywowania siê w 1999 r. na Tajwanie nasuniêcia Ch-Chi, gdzie zachodzi subdukcja p³yty filipiñskiej pod p³ytê euroazjatyck¹, w trakcie trzêsienia ziemi przemieszczenie osi¹gnê³o maksymalnie 11 m (Kao & Chen, 2000), natomiast wzd³u nasuniêcia Muikamachi- Bonchi-Seien w Japonii w wyniku wstrz¹sów sejsmicznych w 2004 r., zwi¹zanych z podsuwaniem siê p³yty pacyficznej pod euroazjatyck¹, nast¹pi³o przemieszczenie na odleg³oœæ 1,6 m (Mauryama i in., 2007). W tym ostatnim œrednie tempo nasuniêcia policzone dla ostatnich 9 tysiêcy lat wynosi ok. 0,8 1,2 mm/rok. Nie oznacza to jednak ruchu jednostajnego. Ruch ma charakter epizodów, w których w ci¹gu trwaj¹cego kilka sekund trzêsienia ziemi dochodzi do przemieszczeñ rzêdu kilku metrów. Epizody ruchu rozdzielone s¹ d³ugimi, trwaj¹cymi kilka, kilkadziesi¹t lub nawet kilkaset lat okresami wzglêdnego spokoju tektonicznego. Podobny przebieg mog³y mieæ nasuniêcia w orogenach alpejskich, w tym i w Tatrach. ROLA WODY W STREFACH NASUNIÊÆ W procesach nasuniêæ p³aszczowinowych du e znaczenie mia³y w³aœciwoœci petrofizyczne ska³, wzd³u których dochodzi³o do przemieszczeñ p³aszczowinowych (ryc. 7 patrz str. 451). Zarówno w Tatrach, jak i w Alpach najczêstszym horyzontem odk³uæ p³aszczowinowych by³y dolnoi œrodkowotriasowe ska³y o genezie ewaporatowej, na które sk³ada³y siê osady wêglanowe z wk³adkami ilastymi oraz gipsy i sole (Kotañski, 1956; Plašienka & Soták, 1996; Milovský i in., 2003). Ich niejednorodnoœæ litologiczna sprawia³a, e ju na etapie sedymentacji ³atwo ulega³y niszczeniu i brekcjowaniu. Powstawa³y z nich m.in. brekcje sztormowe czy krasowe (Jaglarz & Szulc, 2003), ³atwo te ulega³y brekcjowaniu w trakcie nasuniêæ p³aszczowinowych, m.in. na drodze pêkania hydraulicznego (ryc. 5C). Ska³y te nazywane rauwakami (niem. rauhwacke, zellendolomite, haselgebirge;fr.corneille) maj¹ ró ne definicje z uwagi na problematyczn¹ genezê zwi¹zan¹ z trudnym do okreœlenia udzia³em procesów sedymentacyjnych i tektonicznych w ich powstawaniu (por. Spötl & Hasenhüttl, 1998; Warren, 1999). Od strony geomechanicznej mo na je uznaæ za warstwê s³ab¹, podatn¹, u³atwiaj¹c¹ poœlizg, a powsta³a w ich obrêbie powierzchnia odk³ucia ju na wstêpie prawdopodobnie mia³a urozmaicon¹ morfologiê (Jurewicz, 2006). Niszczeniu rauwak sprzyja³a ich znaczna porowatoœæ wynikaj¹ca z obecnoœci pustek krasowych, wolnych przestrzeni miêdzy klastami w brekcjach, jak równie komórek w dolomitach komórkowych. Komórki te powstawa³y na skutek rozpuszczenia uwiêzionych w dolomitach kryszta³ów soli (Kasiñski, 1981). Wiêkszoœæ tych przestrzeni na etapie diagenezy zosta³a wype³niona wod¹, która w procesie przemieszczeñ tektonicznych w Tatrach, w trakcie krótkiego epizodu ruchu p³aszczowiny, dzia³a³a jak film wodny czy smar tektoniczny powoduj¹cy zmniejszenie tarcia i u³atwiaj¹cy transport mas skalnych. Woda z jednej strony przyczynia³a siê do pokonywania nierównoœci pod³o a w trakcie przemieszczenia siê p³aszczowiny, z drugiej odpowiada³a za ich powstawanie na skutek ró nych form niszczenia ska³ prowadz¹cych do erozji ska³ w strefie œcinania. Woda odpowiada³a za rozpuszczanie ska³ (g³ównie wêglanów), jak równie za wynoszenie pokruszonego materia³y w formie zawiesiny. Œladem tych procesów s¹ liczne stylolity (ryc. 5C). Takie 2 W pracy pojêcie woda nie jest rozumiane wy³¹cznie jako zwi¹zek chemicznie czysty o sk³adzie H 2 O, lecz jako roztwór (fluid), uk³ad wielosk³adnikowy, zawieraj¹cy ró norodne specjacje pierwiastków, równie roztwór w stanie nadkrytycznym, jednak e homogeniczny. Takie uproszczenie zosta³o zastosowane celem nawi¹zania do pojêæ: hydrotektonika, gradient hydrauliczny, poduszka wodna, woda uwalniana w trakcie przejœæ fazowych minera³ów. 437

sumowanie siê ró nych czynników erozyjnych w po³¹czeniu ze zró nicowaniem litologicznym przemieszczanych ska³ powodowa³o, e z ka dym kolejnym epizodem ruchu powierzchnia nasuniêcia stawa³a siê coraz bardziej nierówna. Œledz¹c zawi³y przebieg powierzchni kontaktu jednostek p³aszczowinowych mo na trafiæ na miejsca, gdzie kontakt ten ma charakter stylolitu, nie towarzysz¹ mu adne struktury typowe dla stref œcinania i niczym nie przypomina kontaktu tektonicznego (ryc. 5A). Sta³o siê tak zapewne dlatego, e wiêkszoœæ produktów dezintegracji mechanicznej i chemicznej zosta³a odprowadzona w formie zawiesiny i roztworów poza strefê œcinania, przez co ska³y wygl¹daj¹ jak sklejone na super glue, a nie jak standardowe wyobra enie kontaktu jednostek p³aszczowinowych. Dziêki nierównoœciom powierzchni nasuniêcia mo na trafiæ na kieszenie z zachowanymi zmylonityzowanymi ska³ami wêglanowymi, w których daje siê rozpoznaæ tekstury elongacyjne, klasty ze œladami pêkania hydraulicznego, cienie ciœnienia wokó³ porfiroklastów, œlady rozpuszczania pod ciœnieniem, y³y/sekrecje mineralne wszystkie w mniejszym lub wiêkszym stopniu zdeformowane (ryc. 5B, C). Mo na obserwowaæ wspó³wystêpowanie ze sob¹ struktur podatnych i niepodatnych, które wynika nie tylko ze zró nicowania litologicznego deformowanych ska³, lecz równie ze zmieniaj¹cego siê œrodowiska deformacji, którego kruchy lub podatny charakter wynika³ z ró nego udzia³u wody. Podobne struktury znane s¹ z nasuniêcia Lara w Pirenejach (Teixell i in., 2000) czy nasuniêcia McConnell w Górach Skalistych (Kennedy & Logan, 1997). Sk¹d pochodzi³a woda w strefach nasuniêæ p³aszczowinowych? Mia³a wiele Ÿróde³, m.in. by³y nimi pory w ska³ach, które np. w triasowych dolomitach komórkowych osi¹ga³y znaczne rozmiary. Woda mog³a pochodziæ ze spêkañ, mog³a to byæ woda strukturalna, np. z gipsów, czy minera³ów ilastych, mog³a równie migrowaæ z g³êbin w postaci roztworów hydrotermalnych. Wody nie brakowa³o, gdy nasuniêcia p³aszczowinowe odbywa³y siê pod powierzchni¹ morza (Jurewicz, 2005), a Tatry w trakcie ich trwania nie by³y jeszcze zarysowane w morfologii jako góry. Za zwiêkszanie siê objêtoœci wody w strefach œcinania odpowiadaæ mog³o zjawisko tzw. pompy hydrotektonicznej, zilustrowane doœwiadczeniami przez Kopfa (2003; por. te seismic pumping w: Sibson i in., 1975). Jej iloœæ w strefie œcinania w trakcie ruchu gwa³townie ros³a poprzez jej zasysanie do rozwieranych przestrzeni pojawiaj¹cych siê w skutek przemieszczenia po nierównej powierzchni (Kopf, 2003; Jurewicz i in., 2007). Woda zassana ze spêkañ i przestrzeni porowych przez podciœnienie wywi¹zuj¹ce siê w przewê eniach strefy œcinania by³a ekranowana przez cz¹steczki ilaste pochodz¹ce z zawiesiny, które by³y dociskane do œcian dyslokacji uniemo liwiaj¹c wydostanie siê wody i jej powtórne wt³oczenie w œciany dyslokacji. Z pojawieniem siê wody w zamkniêtej przestrzeni o nierównych powierzchniach mog³o siê Ryc. 5. Przyk³ady struktur ze sp¹gu nasuniêcia jednostki wierchowej: A okruch wapienia urgoñskiego z p³aszczowiny wierchowej w obrêbie silnie spêkanych triasowych dolomitów p³aszczowiny kri niañskiej (Hala Sto³y; nr 1 na ryc. 1A); B lineacja, foliacja i mineralizacja kalcytowa w wêglanowych mylonitach w sp¹gu nasuniêcia jednostki Giewontu (Zadnie Kamienne; nr 2 na ryc. 1A); C dobrze widoczne stylolity pomiêdzy spêkanymi klastami wapieni i dolomitów wype³nionymi kalcytem w sp¹gu nasuniêcia jednostki Giewontu (Siad³a Turnia; nr 3 na ryc. 1A i 4A); p³ytka cienka, œwiat³o niespolaryzowane; w wapienie, d dolomity, s stylolity, k kalcyt Fig. 5. Examples of structures at the base of the High-Tatric Nappe: A fragment of Urgonian limestone of the High-Tatric Nappe within strongly fractured Triassic dolomite (d) of Kri na Nappe (Sto³y Hill; No. 1 in Fig. 1A); B stretching lineation, foliation and calcite mineralization within carbonate mylonites at the base of Giewont Unit (Zadnie Kamienne; No. 2 in Fig. 1A); C well visible stylolites between strongly fractured clasts of limestone filled with calcite at the base of the Giewont Unit (Siad³a Turnia; No. 3 in Fig. 1A and 4A); thin section, non-polarized light; w limestone, d dolomite, s stylolite, k calcite 438

Ryc. 6. Cyklicznoœæ i wieloetapowoœæ procesu nasuniêæ p³aszczowinowych oraz rola poduszki wodnej w sp¹gu nasuwaj¹cej siê jednostki. A faza kumulacji naprê eñ wzrost naprê eñ œcinaj¹cych stowarzyszony jest ze wzrostem ciœnienia porowego, co prowadzi do powstania powierzchni zniszczenia; B faza ruchu uwolniona wskutek pêkania hydraulicznego (np. z porów w dolomitach komórkowych) oraz zasysana na zasadzie pompy hydrotektonicznej woda (bia³e strza³ki) tworzy poduszkê wodn¹ w sp¹gu nasuwaj¹cej siê p³aszczowiny, co u³atwia przemieszczenie po nierównej powierzchni; C faza postoju woda migruje w stronê ni szych ciœnieñ, a powierzchnia odk³ucia zabliÿnia siê poprzez wytr¹canie siê i krystalizacjê minera³ów obecnych w roztworach. Ca³y cykl wraca do punktu wyjœcia i mo e rozpocz¹æ siê od nowa Fig. 6. Cyclic and multistage character of thrusting processes and role of the "water pillow" at the base of advancing nappe. A stage of stress accumulation; increasing shear stress is associated with pore fluid pressure resulting in brittle failure; B stage of motion and growth of water pillow; water (white arrows), released due to hydraulic fracturing (e.g. from pores of cellular dolomites) facilitates the motion of nappes; C stage of arrest fluids migrate due to hydraulic gradient and decollement surface seals up due to precipitation and crystallization of new minerals from fluids. At this moment a new cycle can start wi¹zaæ zjawisko kawitacji (Preece, 1979), znane m.in. jako efekt graj¹cych rur z naszych ³azienek lub odpowiadaj¹ce za korozjê œrub okrêtowych. W trakcie przemieszczania siê p³aszczowiny, w strefie œcinania o nierównych œcianach, woda przeciska³a siê przez zwê enia i wpada³a do komór, w których na skutek lokalnego spadku ciœnienia móg³ siê pojawiæ ob³ok gazowych b¹bli. Podobny efekt uzyskujemy przy odkrêceniu butelki z gazowan¹ wod¹, kiedy to pod wp³ywem spadku ciœnienia dochodzi do przemiany fazowej i przejœcia cieczy w gaz. Uwalniane b¹ble gazu b¹ble kawitacyjne pêkaj¹ (ulegaj¹ implozji), czemu towarzyszy silna fala uderzeniowa oraz impuls termiczny (Frenkel, 1955; Lauterborn, 1974). Choæ zasiêg oddzia³ywania zarówno fali uderzeniowej, jak i wysokiej temperatury jest bardzo ma³y, to chmura pêkaj¹cych tu przy powierzchni uskoku b¹bli mog³a powodowaæ erozjê ska³ w strefie tektonicznej (Jurewicz i in., 2007). W³aœnie takie zjawisko odpowiada za korozjê stali w turbinach wodnych, a ska³y wykazuj¹ znacznie wiêksz¹ wra liwoœæ na ten rodzaj erozji, ni stal. Wp³yw pêkaj¹cych b¹bli kawitacyjnych na ciœnienie i temperaturê móg³ powodowaæ pojawienie siê w strefie œcinania lokalnych, niestabilnych warunków deformacji, ró ni¹cych siê znacznie od standardowych warunków œrodowiska wynikaj¹cych z mi¹ szoœci nadk³adu i stopnia geotermicznego. Wskazuje na to porównanie wyników badañ inkluzji ciek³o-gazowych wykonanych dla pochodz¹cych z etapu nasuniêæ p³aszczowinowych powierzchni œcinania w trzonie krystalicznym z wynikami badañ ze sp¹gu nasuniêcia p³aszczowiny Murania w Silicum (Milovský i in., 2003). Uzyskane dla trzonu krystalicznego dane wskazuj¹ na podobne wartoœci ciœnienia i temperatury: 212 254 C i 145 170 MPa (Jurewicz & Koz³owski, 2003), a wiêc na wyrównane warunki deformacji. Dane ze ska³ osadowych maj¹ du y rozrzut: 213 471 o C i 20 540 MPa (Milovský i in., 2003), co mo na by wyjaœniæ wp³ywem wspomnianego wy ej zjawiska kawitacji, które wzd³u p³askich i g³adkich powierzchni œciêæ w ska³ach krystalicznych nie mog³o zaistnieæ (Jurewicz, 2006). PODSUMOWANIE Rola wody w procesie nasuniêæ p³aszczowinowch w Tatrach polega³a nie tylko na selektywnej erozji zachodz¹cej wzd³u powierzchni nasuniêæ, prowadz¹cej do znacz¹cych ubytków masy oraz stopniowego wzrostu nierównoœci powierzchni przemieszczenia, ale równie na u³atwieniu w ich pokonywaniu. Uwolniona do strefy œcinania znacznej objêtoœci woda powodowa³a tak e zmniejszenie tarcia, jak równie dzia³a³a jak poduszka hydrauliczna, która na krótk¹ chwilê ruchu pozwala³a unieœæ siê p³aszczowinie i pokonaæ nierównoœci pod³o a. Po epizodzie przemieszczenia woda odp³ywa³a zgodnie z gradientem hydraulicznym w stronê ni szych ciœnieñ, a ruch p³aszczowiny na d³ugo zamiera³. Podsumowuj¹c, mo na stwierdziæ, e nasuniêcia p³aszczowinowe w Tatrach nie by³y wynikiem ani jednorazowego aktu, ani jednostajnego procesu, lecz odbywa³y siê na skutek wielokrotnie powtarzanych krótkich epizodów ruchu oddzielonych d³ugimi etapami spokoju tektonicznego. Nastêpstwo zdarzeñ w przebiegu procesów nasuniêæ p³aszczowinowych by³o takie, e najpierw dosz³o do nasuniêcia p³aszczowiny choczañskiej na kri niañska, a pod nie zosta³y podsuniête p³aszczowiny wierchowe. Nastêpstwo to, w zestawieniu z kontrakcyjnym charakterem struktur tektonicznych, jak równie orientacj¹ powierzchni nasuniêæ z etapu poprzedzaj¹cego rotacyjne wypiêtrzenie Tatr w neogenie, œwiadczy przeciwko zeœlizgom grawitacyjnym jako zasadniczemu mechanizmowi transportu poziomego p³aszczowin tatrzañskich. Na rzecz kontrakcyjnego charakteru nasuniêæ p³aszczowinowych, wynikaj¹cego ze znacznego skrócenia poziomego zachodz¹cego w ich pod³o u, przemawia fakt, e wczeœniejsze odk³ucia i nasuniêcia mia³y miejsce w po³udniowej, g³êbszej czêœci basenu oraz e wiek osadów wchodz¹cych w sk³ad coraz ni szych, po³o onych dalej na 439

pó³nocy jednostek strukturalnych, by³ coraz m³odszy. Za re imem kontrakcyjnym przemawiaj¹ równie : charakter powierzchni nasuniêæ, udokumentowane podwy szone wartoœci ciœnienia i temperatury w ich sp¹gu, przejawy s³abego dynamometamorfizmu w strefach œcinania, obecnoœæ mylonitów, tekstur elongacyjnych, cieni ciœnienia, œladów pêkania hydraulicznego wynikaj¹cego z ciœnieñ nadkrytycznych w p³ynach porowych, powszechnoœæ struktur z rozpuszczania pod ciœnieniem, znacz¹ce ubytki masy, wreszcie obecnoœæ ska³ krystalicznych z pod³o a jednostek wierchowych. Wiêkszoœæ struktur opisanych ze sp¹gu nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach, szczególnie powsta³ych z udzia³em wody, nie utworzy³aby siê w warunkach zeœlizgów grawitacyjnych. Po³¹czenie szczególnych cech petrofizycznych przemieszczanych mas skalnych, stowarzyszone z opisanymi powy ej z³o onymi procesami hydrotektonicznymi prowadz¹cymi do znacz¹cych ubytków masy, jest odpowiedzialne za brak charakterystycznej dla klasycznych dupleksów geometrii struktur p³aszczowinowych w Tatrach i wyjaœnia ich skomplikowan¹ budowê. Ten geometryczny nieporz¹dek sprawia, e Tatry s¹ trudnym obiektem do konwencjonalnej analizy strukturalnej, ale to dziêki temu maj¹ tak unikatowy charakter, zarówno pod wzglêdem tektonicznym, jak i estetycznym. Autorka dziêkuje dr. hab. Paw³owi Aleksandrowskiemu i dr. hab. Jackowi Grabowskiemu za konstruktywn¹ dyskusjê oraz Dyrekcji Tatrzañskiego Parku Narodowego za umo liwienie prowadzenia wieloletnich badañ. LITERATURA ANDRUSOV D. 1950 Tektonická stavba masívu Širokej, Vysoké Tatry. Geologicky Sbornik, 1: 19 30. ANDRUSOV D. 1965 Aperçu générale sur la géologie des Carpathes occidentales. Bulletin de la Société Géologique de la France, 7: 1029 1062. BAC-MOSZASZWILI M., BURCHART J., G AZEK J., IWANOW, A., JAROSZEWSKI W. KOTAÑSKI Z., LEFELD J., MASTELLA L., OZIMKOWSKI,W., RONIEWICZ P., SKUPIÑSKI A. & WESTFALEWICZ-MOGILSKA E. 1979 Mapa geologiczna Tatr Polskich, skala 1:30000. Instytut Geologiczny, Warszawa. BAC-MOSZASZWILI M., GAMKERLIDZE I. P., JAROSZEWSKI W., SCHROEDER E., STOJANOV S. & TZANKOV T.V. 1981 Thrust zone of the Krí na Nappe at Sto³y in Tatra Mts (Poland). Stud. Geol. Pol., 68: 61 73. BAC-MOSZASZWILI M., JAROSZEWSKI W. & PASSENDORFER E. 1984 On the tectonics of Czerwone Wierchy and Giewont area in the Tatra Mts., Poland (in Polish, English summary). Ann. Soc. Geol. Pol., 52: 67 88. BAUMGART-KOTARBA M. & KRÁL J. 2002 Young tectonic uplift of the Tatra Mts (fission track data and geomorphological arguments). Geol. Carpath., 53, Special Issue. BIRKENMAJER K. & DUDZIAK J. 1991 Middle to Late Palaeocene Nannoplankton Zones in the Jarmuta Formation, Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Bull. Pol. Ac. Earth Sc., Earth Sciences, 39: 47 52. BOYER S.E. & ELLIOT D. 1982 Thrust systems. American Association of Petroleum Geologist Bulletin, 66: 1196 1230. BURCHART J. 1963 Remarks on the directions of the slickensides and fault striae in the crystalline rocks of the Goryczkowa "crystalline island" in the Tatra Mts. Acta Geol. Pol., 13, 27 40. BURCHART J. 1968 Rubidium-strontium isochron ages of the crystalline core of the Tatra Mts., Poland. Amer. J. Sc., 266, 895 907. BURCHART J. 1972 Fission-track age determination of accessory apatite from the Tatra Mts., Poland. Earth Planetary Sc. Lett., 15, 418 422. CSONTOS L. & VÖRÖS A. 2004 Mesozoic plate tectonic reconstruction of the Carpathian region. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 210, 1 56. DUMONT T., WIECZOREK J. & BOULLIN J.P. 1996 Inverted Mesozoic rift structures in the Polish Western Carpathians (High-Tatric units). Comparision with similar features in the Western Alps. Eclogae Geol. Helv., 89, 181 202. ENGELEN G.B. 1963 Gravity tectonic in the NW Dolomites (North Italy). Geologica Ultraiectina, 13: 1 189. ERNST T., JANKOWSKI J., SEMENOV V., ADAM A., HVOZDARA M., JÓ WIAK W., LEFELD J., PAWLISZYN J., SZARKA L. & WESZTERGOM V. 1997 Electromagnetic Soundings across the Tatra Mountains. Acta Geoph. Pol., 45: 33 44. FRENKEL J. 1955 Kinetic theory of liquids, Dover, New York. FROITZHEIM N., PLAŠIENKA D. & SCHUSTER R. 2008 Alpine tectonics of the Alps and Western Carpathians. [W]: McCann T. (red.): The Geology of Central Europe. Volume 2: Mesozoic and Cenozoic. Geological Society Publishing House, London: 1141 1232. GAWÊDA A. 1995 Geochemistry and Rb/Sr isochron age of pegmatites from the Western Tatra Mts. Geol. Carpath., 46, 95 99. GA DZICKI A. & MICHALIK J. 1980 Uppermost Triassic sequence (Choè nappe of the Str owska Hornatina and the Tatra Mts (west Carpathians). Acta Geol. Pol., 30: 61 76. G SIENICA-SZOSTAK M. 1973 Budowa geologiczna pó³nocnego zbocza Doliny Ma³ej ¹ki (praca magisterska). Arch. Wydz. Geol. UW. GOREK A. & VEIZER J. 1965 Der Character der alpinen Tektonik in der Hohen Tatra. Geol. Sb. Slov. Akad. Vied, 16: 265 272. GRABOWSKI J., MICHALÍK J., SZANIAWSKI R. & GROTEK I. 2009 Synthrusting remagnetization of the Krí na nappe: high resolution palaeo- and rock magnetic study in the Strá ovce section, Strá ovské vrchy Mts, Central West Carpathians (Slovakia). Acta Geol. Pol., 59: 137 155. GRABOWSKI J. & PSZCZÓ KOWSKI A. 2006. Górny tyton i berias w p³aszczowinie reglowej dolnej Tatr Zachodnich w œwietle danych lito-, bio- i magnetostratygraficznych. Prz. Geol., 54, 870 877. GRECULA P. & ROTH Z. 1978 Kinematic model of the West Carpathians. Sbornik Geologickych V d, Geologie, 32: 49 73. GUZIK K. & KOTAÑSKI Z. 1963 Tektonika regli zakopiañskich. Acta Geol. Pol., 13: 387 412. HALICKI B. 1955 O przebiegu jednostek reglowych w dorzeczu Suchej Wody w Tatrach. Acta Geol. Pol., 5: 81 97. HORVÁTH F., VÖRÖS A. & ONOUHA K.M. 1977 Plate tectonics of the Western Carpatho-Pannonian Region: a working hypothesis. Acta Geologica Academiae Hungaricae, 21: 207 221. IWANOW A. & WIECZOREK J. 1987 Problem najwy szych jednostek tektonicznych w Tatrach. Prz. Geol., 35: 525 528. JAGLARZ P. & SZULC J. 2003 Middle Triassic evolution of the Tatricum sedimentary basin: an attempt of sequence stratigraphy to the Wierchowa Unit in the Polish Tatra Mountains. Ann. Soc. Geol. Pol., 73, 169 182 JAROSZEWSKI W. 1982 Hydrotectonic phenomena at the base of the Krí na nappe, Tatra Mts. In: M. Mahel' ed.: Alpine structural elements: Carpathian-Balkan-Caucasus-Pamir orogene zone. Veda, Bratislava: 137 148. JUREWICZ E. 2000a Próba rekonstrukcji pola naprê eñ z etapu fa³dowañ p³aszczowinowych w Tatrach na podstawie analizy struktur œlizgowych w trzonie granitoidowym. Prz. Geol., 48: 239 246. JUREWICZ E. 2000b Próba korelacji wyników analizy strukturalnej trzonu granitoidowego Tatr Wysokich i jednostek p³aszczowinowych. Prz. Geol., 48: 1014 1018. JUREWICZ E. 2002 Geometric analysis of steep dipping dislocations within the granitoid core in the Polish part of the Tatra Mts. Ann. Soc. Geol. Pol., 72, 89 98. JUREWICZ E. 2003 Multistage evolution of the shear zone at the base of the Giewont Unit, Polish Tatra Mts. Geol. Carpath., 54: 337 351. JUREWICZ E. 2005 Geodynamic evolution of the Tatra Mts. and the Pieniny Klippen Belt (Western Carpathians): problems and comments. Acta Geol. Pol., 55: 295 338. JUREWICZ E. 2006 Petrophysical control on the mode of shearing in sedimentary rocks and granitoid core of the Tatra Mts. during Late Cretaceous nappe-thrusting and folding, Carpathians, Poland. Acta Geol. Pol., 57: 159 170. JUREWICZ E. GIREÑ B. & STELLER J. 2007 Cavitation erosion a possible cause of the mass loss within thrust zones in the Tatra Mts., Poland. Acta Geol. Pol., 57: 305 323. JUREWICZ E. & KOZ OWSKI A. 2003 Formation conditions of quartz mineralisation in the mylonitic zones and on the slickenside fault planes in the High Tatra granitoids. Arch. Miner., 54: 65 75. JUREWICZ E. & S ABY E. 2004 The Zadnie Kamienne "ravenous" shear zone (High-Tatric nappe) conditions of deformation. Geol. Quart., 48, 371 382. KAO H. AND CHEN W. P. 2000 The Chi-Chi earthquake sequence: Active out-of-sequence thrust faulting in Taiwan. Science, 288: 2346 2349. 440

KASIÑSKI J. 1981 Dolomity komórkowe w triasie wierchowym w Tatrach. Prz. Geol., 10: 524 529. KENNEDY L.A. & LOGAN J.M. 1997 The role of veining and dissolution in the evolution of fine-grained mylonites: the McConnell thrust, Alberta. J. Struct. Geol., 19, 785 797. KOPF R. W. 1982 Hydrotectonics: Principles and Relevance: U.S. Geological Survey Open-File Report, 82 307: 30 p. KOPF R. W. 2003 The hydrotectonic hypothesis: a tectonically-activated hydraulic system. Unpublished manuscript donated to the U.S. Geological Survey, 38 p. KOTAÑSKI Z. 1956 Kampil wierchowy w Tatrach. Acta Geol. Pol., 6: 65 73. KOTAÑSKI Z. 1959 Profile stratygraficzne serii wierchowych Tatr Polskich. Biul. Inst. Geol., 139: 1 139. KOTAÑSKI Z. 1961 Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 187 467. KOTAÑSKI Z. 1963 Nowe elementy budowy masywu Czerwonych Wierchów. Acta Geol. Pol., 13: 149 198. KOTAÑSKI Z. 1965 Budowa geologiczna pasma reglowego miêdzy Dolin¹ Ma³ej ¹ki i Dolin¹ Koœcielisk¹. Acta Geol. Pol., 15: 257 330. KOTAÑSKI Z. 1973 Upper and Middle Subtatric nappe in the Tatra Mts. Bull. Acad. Pol. Sc. Sér. Sc. Terre, 21: 75 83. KOTAÑSKI Z. 1986a Jeszcze raz o p³aszczowinie stra owskiej w Tatrach czêœæ I. Prz. Geol., 33: 547 552. KOTAÑSKI Z. 1986b Jeszcze raz o p³aszczowinie stra owskiej w Tatrach czêœæ II. Prz. Geol., 34: 621 628. KRAJEWSKI K. 2003 Facies development and lithostratigraphy of the Hightatric mid-cretaceous (Zabijak Formation) in the Polish Tatra Mountains. Stud. Geol. Pol., 121: 81 158. KRÁL J. 1977 Fission track ages of apatites from some granitoid rocks in West Carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 28 (2): 269 276. KSI KIEWICZ M. 1972 Budowa geologiczna Polski, IV Tektonika, 3 Karpaty, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 228 p. LAUTERBORN W. 1974 Kavitation durch Laserlicht, Acustica, 31: 51 78. LEFELD J. 2009 Alpejskie fazy orogeniczne w Tatrach. Prz. Geol., 57: 669 673. LEFELD J. & JANKOWSKI J. 1985 Model of deep structure of the Polish Central Carpathias. Publ. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc., A-16, 175, 593 614. LUGEON M. 1903 Les nappes recouvrement de la Tatra et l"origine des klippes des Carpathes. Bull. Lab. Géol. Univ. Lausanne, t. 4. UCZYÑSKI P. 2001a Development history of Middle Jurassic neptunian dykes in the High-Tatric series, Tatra Mountains, Poland. Acta Geol. Pol., 51: 237 252. UCZYÑSKI P. 2001b Pressure-solution and compaction of condensed Middle Jurassic deposits, High Tatric series, Tatra Mts. Geol. Carpath., 52: 91 102. MAHEL M. 1986 Geologická stavba èeskoslovenských Karpat. (1) Paleoalpínske jednotky, p. 503. VEDA, Bratislava. MARUYAMA T., IEMURA K., AZUMA T., YOSHIOKAT. A, SATO M., MIYAWAKI R. 2007 Paleoseismological evidence for non-characteristic behavior of surface rupture associated with the 2004 Mid-Niigata Prefecture earthquake, central Japan. Tectonophysics, 429: 45 60. McCLAY K.R. 1992 Glossary of thrust tectonics terms, [W]: K.R. McClay (red.). Thrust tectonics: London, Chapman & Hall: 419 433. MICHALIK A. 1955 Tektonika serii wierchowej na obszarze Liliowego i Ma³ej Koszystej. Biul. Inst. Geol., 96: 5 35. MILOVSKÝ R., HURAI V., PLAŠIENKA D. & BIROÒ A. 2003 Hydrotectonic regime at soles of overthrust sheets: textural and fluid inclusion evidence from basal cataclasites of the Muráò nappe (Western Carpathians, Slovakia). Geodinamica Acta, 16: 1 20. NEMÈOK M. & KANTOR J. 1990 Pohybová štúdia vybranej oblasti jednotky Velkého Boku. Regionálna Geológia Západných Karpát: Správy o vyskumoch. GÚDŠ, Bratislava: 75 83. NEMÈOK M., POSPÍŠIL L., LEXA J. & DONELICK R.A. 1998 Tertiary subduction and slab break-off model of the Carpathian-Pannonian region. Tectonophysics, 295: 307 340. PASSENDORFER E. 1978 Rozwój pogl¹dów na budowê geologiczn¹ Tatr w okresie powojennym. Pr. Muz. Ziemi, 28: 3 33. PIOTROWSKI, J. 1978 Mesostructural analysis of the main tectonic units of the Tatra Mts.(in Polish, with English summary). Stud. Geol. Pol., 55, 1 80. RABOWSKI F. 1925 Budowa Tatr. Budowa pasma wierchowego. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 6. Kraków. PHINNEY E.J., MANN P., COFFIN M.F. & SHIPLEY T.H. 2004 Sequence stratigraphy, structural style, and age of deformation of the Malaita accretionary prism (Solomon arc-ontong Java Plateau convergent zone). Tectonophysics, 389: 221 246. PLAŠIENKA D. 1997 Cretaceous tectonochronology of the Central Western Carpathians, Slovakia. Geol. Carpath., 48: 99 111. PLAŠIENKA D. & PROKEŠOVÁ R. 1996 Towards an evolutionary tectonic model of Kri na cover nappe (Western Carpathians, Slovakia). Slovak Geol. Mag., 3 4: 279 286. PLAŠIENKA D. & SOTÁK J. 1996 Rauwackized carbonate tectonic breccias in the West Carpathian nappe edifice: introductory remarks and preliminary results. Slovak Geol. Mag., 3 4: 287 291. PLAŠIENKA D., GRECULA P., PUTIŠ M., KOVÁÈ M. & HOVORKA D. 1997 Evolution and structure of the Western Carpathians: an overview. in: Grecula P., Putiš M. & Hovorka D. (red.): Geological evolution of the Western Carpathians. Min. Slov.: 1 24. POLLER U., JANÁK M., KOHÚT M., TODT W. 2000 Early Variscan magmatism in the Western Carpathians: U-Pb zircon data from granitoids and orthogneisses of the Tatra Mountains (Slovakia). Int. J. Earth Sci., 89: 336 349. PREECE C.M. 1979 Cavitation Erosion. In: Treatise on Materials Science and Technology, 16 "Erosion", p.249, Academic Press, New York 1979. PROKEŠOVÁ R, PLAŠIENKA D. & MILOVSKÝ R. 2012 Structural pattern and emplacement mechanisms of the Krí na cover nappe (Central Western Carpathians). Geol. Carpath., 63, 13 32. OSZCZYPKO N., OSZCZYPKO-CLOWES M., GOLONKA J. & MARKO F. 2005 Oligocene-Lower Miocene sequences of the Pieniny Klippen Belt and adjacent Magura Nappe between the Jarabina and Orlov their tectonic position and paleogeographic implications. Geol. Quart.. 49: 379 402. RAKUS M. & MARSCHALKO R. 1997 Position of the Manin, Drietoma and Klappe units at the boundary of the Central and Outer Carpathians. in: Alpine evolution of the Western Carpathians and related areas, Bratislava: 79 97. RUBINKIEWICZ J. & LUDWINIAK M. 2005 Fracture and fault development in Werfenian quartzitic sandstones a case study from the autochthonous cover of the Tatra Mts. (Poland). Ann. Soc. Geol. Pol., 75: 171 187. SCHEIBNER E. 1968 The Klippen Belt of Carpathians. In: Regional geology of Czechoslovakia, II: The West Carpathians (M. Mahel`, T. Buday i in.): 304 371. Academia. Praha. SIBSON R.H., MOOR J.M. & RANKIN A.H. 1975 Seismic pumping a hydrothermal fluid transport system. J. Geol. Soc. London, 131: 653 659. SOKO OWSKI S. 1959 Zdjêcie geologiczne eocenu numulitowego wzd³u pó³nocnego brzegu Tatr Polskich. Biul. Inst. Geol., 149: 197 212. SPERNER B. 1996 Computer programs for the kinematic analysis of brittle deformation structures and the Tertiary tectonic evolution of the Western Carpathians (Slovakia). PhD Thesis, Tübinger Geowiss. Arbeiten A27: 1 120. SPERNER B., RATSCHBACHER L. & NEMÈOK M. 2002 Interplay between subduction retreatand lateral extrusion: tectonics of the Western Carpathians. Tectonics, 21: 1051 1075. SPÖTL C. & HASENHÜTTL C. 1998 Thermal history of the evaporitic Haselgebirge melange in the Northern Calcareous Alps (Austria). Geol. Rundsch., 87: 449 460. SZULC J. 2000 Middle Triassic evolution of the northern Peri-Tethys area as influenced by early opening of the Tethys Ocean. Ann. Soc. Geol. Polon., 70: 1 48. ŒMIGIELSKI M., STUART F., PERSANO C., KRZYWIEC P., SINCLAIR H., ALEKSANDROWSKI P. & PISANIEC K. 2012 Subsequent Exhumation of the Tatr Mountains constrained by low temperature thermochronology. Min. Slov., 44: 105. TOMEK È. 1993 Deep crustal structure beneath the Central and Inner West Carpathians. Tectonophysics, 226: 417 431. TEIXELL A., DURNEY D.W. & ARBOLEYA M.L. 2000 Stress and fluid on décollement within competent limestone. J. Struct. Geol., 22: 349 371. UHLIG V. 1899 Die Geologie des Tatragebirges. Theil II IV. Denkschr. Math.-Naturwiss. Cl., Acad. Wiss. Wien. Bande, 68: 43 140. Praca wp³ynê³a do redakcji 4.11.2011 r. Po recenzji akceptowano do druku 30.05.2012 r. 441

Zdjêcie na ok³adce: Widok z Rysów na Miêguszowieckie Szczyty w Tatrach Wysokich. W ska³ach granitoidowych dobrze widoczna seria stref œcinania zaznaczaj¹cych siê w morfologii œcian stromymi lebami (zob. Jurewicz, str. 432). Fot. E. Jurewicz Cover photo: View from Mt. Rysy to Mieguszowieckie Szczyty Peaks in the High Tatra Mts. Well visible shear zones within granitoid rocks steeply dipping couloirs (see Jurewicz, p. 432). Photo by E. Jurewicz

Procesy nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach (patrz str. 432) Nappe-thrusting processes in the Tatra Mts. (see p. 432) Ryc. 7. A i B Przyk³ady deformacji ze strefy nasuniêcia jednostki Giewontu na jednostkê Czerwonych Wierchów w Tatrach pod Siad³¹ Turni¹. Widoczne dolnotriasowe ska³y tzw. rauwaki tektono-sedymentacyjne brekcje powsta³e ze ska³ ewaporatowych, stanowi¹ce horyzont odk³uæ p³aszczowinowych, m.in. w Tatrach i w Alpach Fig. 7. A and B Examples of deformation from a thrust zone in the Tatra Mts. between the Giewont and Czerwone Wierchy units. (Siad³a Turnia Mt). Visible are the Lower Triassic rocks so-called "rauhwacke" tectono-sedimentary breccia originated from evaporitic rocks.these rocks are usually the nappe decollement horizon, e.g. in the Tatra Mts. and Alps 451