8 th Czech-Polish Workshop On Recent Geodynamics of the Sudety Mts. and Adjacent Areas, Kłodzko Poland, March 29-31, 2007, Abstracts, p.17-21. TENSYJNA GENEZA INWERSJI W BASENIE POLSKIM Z NAWIĄZANIEM DO TENSYJNEGO ROZWOJU MASYWU CZESKIEGO Jan Koziar Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocławski Pl. M. Borna, 50-205 Wrocław e-mail: koziar@ing.uni.wroc.pl Polska wersja artykułu opublikowanego w języku angielskim POSZERZONY ABSTRAKT Basen polski i poglądy na jego rozwój Największą strukturą geologiczną na terenie Polski jest basen polski. Obejmuje on wał śródpolski (ryc. 1) o przebiegu NW SE oraz przylegające do niego niecki: pomorską, płocką i lubelską (od NE) oraz szczecińską, mogileńską, uniejowską i miechowską (od SW). Niecki mogilneńska i uniejowska przechodzą ku SW w monoklinę przedsudecką, która opiera się o NE krawędź masywu czeskiego. Strukturalna, NE granica basenu polskiego nawiązuje do krawędzi kratonu wschodnio-europejskiego (linii Teisseyra Tornquista), do której przylega NE ciąg niecek. Ryc. 1. Położenie głównych, omawianych w pracy struktur i tensyjny plan ich rozwoju 1
Basen polski wypełniony jest głównie utworami permo-mezozoiku. Na przełomie kredy i paleogenu doszło do jego przebudowy, co przejawiło się: (1) wypiętrzeniem wału śródpolskiego (2) rozwojem dwu ciągów przyległych do niego niecek (3) stopniowym zanikiem sedymentacji. Rozwój basenu polskiego traktowano aż do lat 80. zgodnie z tradycyjną tektoniką kompresyjną. W szczególności wypiętrzenie wału śródpolskiego wiązano z naciskiem przenoszonym poprzez masyw czeski od zaczynającego się formować w górnej kredzie orogenu alpejskiego. W latach powojennych, w wielu permo mezozoicznych basenach europejskich, zaczęto rozpoznawać syntektoniczny charakter sedymentacji (Voigt 1963). Okazało się wtedy, że wał śródpolski, aż do początków górnej kredy, był bruzdą ( bruzda śródpolska ) o największej subsydencji i największej miąższości osadów. W górnej kredzie i na początku paleogenu bruzda ta ulegała wypiętrzaniu tworząc obecny wał (ryc. 1) zaś osie subsydencji pojawiły się obok, doprowadzając do powstania dwu ciągów przyległych do wału niecek. W 1978 roku McKenzie dokonał przewrotu w rozumieniu mechanizmu kształtowania się basenów sedymentacyjnych wskazując na ich rozwój tensyjny. Wkrótce potem do wypiętrzanych centralnych partii basenów zaczęto stosować termin inwersja (Glennie, Boegner 1981), który po raz pierwszy został użyty przez odkrywcę geosynklin Halla (1859), w odniesieniu do przekształcenia się zawartości geosynkliny w wypiętrzone pasmo fałdowe. Jednak samą inwersję basenową nadal usiłuje się objaśniać mechanizmami regionalnej kompresji (tradycyjnym naciskiem tangencjalnym). W przypadku inwersji bruzdy śródpolskiej przyczyną ma być nadal hipotetyczny nacisk ( far field compression ) przekazywany poprzez masyw czeski od laramijskiego orogenu alpejskiego. Pogląd taki jest prezentowany współcześnie w pracach Krzywca (2000, 2002, 2005) oraz Mazura i in. (2005) ryc. 2. Ryc. 2. Rozwój basenu polskiego wg Mazura i in. 2005 (strzałki poziome J.K.) a stadium tensyjne (subsydencja bruzdy śródpolskiej) b stadium kompresyjne (inwersja bruzdy śródpolskiej). Jednakże inwersja bruzdy śródpolskiej powinna być objaśniana jako efekt izostatycznej reakcji podłoża na rozciąganie oraz spredingu grawitacyjnego (Bucher 1956, Ramberg 1981) wypiętrzanej i tracącej boczne oparcie, pryzmy osadowej (ryc. 3). 2
Ryc. 3. Inwersja bruzdy śródpolskiej i spreading grawitacyjny jako efekt rozciągania podłoża i jego izostatycznej reakcji (na bazie ryc. 2b,. Mazur i in. 2005). Uzasadnienie tensyjnego mechanizmu inwersji Wykażemy w pierwszej kolejności, że powstawanie inwersji w wyniku regionalnej kompresji (ryc. 2b) jest niemożliwe. W szczególności: (I) Niemożliwe jest przekazywanie hipotetycznego nacisku tangencjalnego od laramijskiego orogenu alpejskiego (II). Niemożliwe jest też działanie nacisku tangencjalnego ze względu na budowę basenu polskiego i jego podłoża. Ia) Współczesne badania wykazały, że pod frontalnymi partiami pasm fałdowych i zapadliskami przedgórskimi głębokie podłoże jest rozciągane (ryc. 4). Ryc. 4. Zestawienie powierzchniowej kompresji nasunięciowej z wgłębną tensją pod frontalną częścią pasma fałdowego i zapadliskiem przedgórskim (Koziar 2005). Tym samym kompresja wywołana nasuwanymi seriami skalnymi jest tylko zjawiskiem powierzchniowym, niemiarodajnym dla deformacji litosferycznego fundamentu, który rozwija się w przeciwstawny sposób. 3
Ib) Pomiędzy laramijskim orogenem alpejskim a masywem czeskim istniała nadal geosynklina fliszowa, która właśnie w górnej kredzie zaczęła się intensywniej rozwijać. Wiadomo zaś od czasów prac geologów alpejskich z lat 40. i 50., że geosynkliny są strukturami tensyjnymi. IIa) Hipotetyczny nacisk tangencjalny miałby być prostopadły do prawie pionowego, inwersyjnego wypiętrzenia (patrz ryc. 2b), co stwarza mechaniczną dysfunkcjonalność. IIb) Oba ciągi przylegających do wału śródpolskiego niecek tworzą mechaniczną próżnię niezdolną do przekazywania hipotetycznego nacisku tangencjalnego. Występujące w nich struktury fałdowe wyjaśnić należy dośrodkową tektoniką grawitacyjną (Reyer 1888; Van Bemmelen 1954) - ryc. 5. Ryc. 5. Dośrodkowa tektonika grawitacyjna w basenie osadowym (wg Van Bemmelen 1954). IIc) Fundament serii osadowych basenu polskiego również nie jest w stanie przenosić hipotetycznego nacisku, gdyż jest osłabiony rozciąganiem tworząc tzw. przewężenie szyjkowe, dobrze widoczne na przekroju sejsmicznyym LT-7 - ryc. 6 (Guterch i in. 1999; Stephenson i in. 2003). Ryc. 6. Przewężenie szyjkowe skorupy ppod basenem polskim (profil LT-7), wg Stephenson i in. 2003). Wróćmy teraz do schematu alternatywnego przedstawionego na ryc.3. Nawiązuje on do dobrze rozpoznanej w geologii, izostatycznej reakcji podłoża na rozciąganie, która może dochodzić do stadium diapirowego (ryc. 7). Ryc. 7. Etapy tensyjnej destrukcji litosfery (wg Ollier, Koziar 2007) a powstawanie basenu osadowego (suprakrustalny wskaźnik tensji) b reakcja diapirowa głębokiego podłoża (infrakrustalny wskaźnik tensji). 4
Reakcja ta w początkowym stadium może przybierać różne formy. Możne to być izostatyczne wybrzuszenie przewężenia szyjkowego (Kooi, Cloethingh 1992) niezwiązane z lokalnym rozrzedzeniem materii górnego płaszcza (ryc. 8). Ryc. 8. Podniesienie przewężenia s szyjkowego poprzez izostatyczną reakcję niezmienionego górnego płaszcza (wg Kooi, Cloethingh 1992). W tym przypadku powierzchnia Moho podnosi się. Może też zostać wytworzona poduszka ryftowa (np. Illies 1969; Saltus 1993; Swain i in. 1994; O Reilly i in. 1996) z rozrzedzonej materii górnego płaszcza (ryc. 9). W tym przypadku powierzchnia Moho obniża się. Poduszka taka może być gorąca lub chłodna (podryftowe przesycenie płaszcza fluidami, serpentynizacja). Samo zaś wypiętrzenie skorupy może być blokowe, czyli zachodzić wzdłuż uskoków. Ryc. 9. Podniesienie dna ryftu poprzez rozrzedzony górny płaszcz (poduszkę ryftową). Przedstawiony mechanizm tensyjny (niezależnie od jego szczegółowej wersji) jest w zgodzie z przyśpieszoną subsydencją poprzedzającą inwersję (Dadlez i in. 1995, Stephenson i in. 2003). Z przyspieszenia tego wynika, że inwersja wywołana jest nasileniem czynnika powodującego subsydencję, a jest nim tensja. Mechanizm ten jest również w zgodzie z nasileniem się diapiryzmu solnego podczas inwersji, który także wiąże się z reżimen tensyjnym (patrz np. Nalpas, Brun 1993). Inwersja bruzdy śródpolskiej powodowała jednocześnie inwersję (rewersję) wcześniejszych uskoków grawitacyjnych, związanych z subsydencją. Jednakże kompresja, na tak powstałych uskokach inwersyjnych, nie jest efektem regionalnego nacisku tangencjalnego a efektem grawitacyjnego rozpływania się na boki wału śródpolskiego. Jest to tym razem odśrodkowa tektonika grawitacyjna (spreding grawitacyjny), która pojawia się na etapie inwersji basenu. 5
Tensyjny rozwój masywu czeskiego Z tego, co powiedziano powyżej wynika, że masyw czeski nie był poddany rzekomej, laramijskiej, alpejskiej kompresji. Tensjny, permo mezozoiczny plan rozwoju basenu polskiego sięga poprzez baseny sudeckie aż do czeskiego basenu kredowego (ryc. 1 i 10). Ryc. 10. Schemat tensyjnego rozwoju masywu czeskiego (wg Koziar 1993 oraz Koziar, Wojewoda 1995). Masyw czeski jest strukturą zbudowaną głównie z serii infrakrustalnych i zawiera dużą ilość linearnych intruzji granitoidowych. Są one podobnie jak baseny czeskiego masywu wskaźnikami tensji. Wskaźnikami takimi są również strefy wulkanizmu, jak np. trzeciorzędowy ryft Ohrzy. W sumie wszystkie te wskaźniki wyznaczają dla masywu czeskiego radialną tensję działającą, co najmniej od epoki waryscyjskiej do dzisiaj (ryc.10). Wynika z tego, że mechanizmem napędowym deformacji litosfery pod masywem czeskim jest radialne rozciąganie płaszcza. Przedstawiony plan tensyjnego rozwoju basenu polskiego i masywu czeskiego jest elementem szerszego planu tensyjnego rozpadu waryscydów europejskich (Koziar 1993; Koziar, Wojewoda 2002; Koziar 2005, 2006). Dziękuję prof. Cliffordowi Ollierowi oraz dr Jurandowi Wojewodzie za dyskusję tekstu. 6
Literatura Bucher W.H., 1956, The role of gravity in orogenesis. Geol. Soc. Am. Bull. 67: 1295 1318. Carey, S. W., 1976, The Expanding Earth. Elsevier, Amsterdam Oxford New York, p. 488. Dadlez R., Narkiewicz M., Stephenson R.A. Visser M.T.M., van Wees J-D., 1995, Tectonic evolution of the Mid-Polish Trough: modelling implications and significance for central European geology. Tectonophysics, 252: 175-195. De Sitter L.U., 1960, Compression and tension in the Earths crust. Geol. Rundschau, 50: 219 225. Guterch A., Grad M., Thybo H., Keller G.R., POLONAISE Working Grup, 1999, POLONAISE 97 an international seismic experiment between Precambrian and Variscan Europe in Poland. Tectonophysics, 114: 101-121. Illies J.H., 1969, An intercontinental belt of the world rift system. Tectonophysics, 8: 5 29. Kooi H., Cloethingh S. 1992, Lithospheric Necking and Regional Isostasy at Extensional Basins, 1, Subsidence and Gravity Modeling With an Application to the Gulf of Lions Margin (SE France). J. Geopys. Res. 97: 17 553-17 571. Koziar J., 1993, Schemat tektoniczny rozwoju Europy waryscyjskiej (Tectonic scheme of the development of the Variscan Europe). Poster, Institute of Geological Sciences, Wrocław University. Koziar J., 2005a, Tensyjny rozwój orogenów śródlądowych. Mechanizm. (Tensional development of the intracontinental fold belts. Mechanism). Referaty XIV, PTG Oddz. w Poznaniu, UAM IG, Poznań p. 131 156. Koziar J., 2005b, Tensyjny rozwój orogenów śródlądowych. Przykłady regionalne. (Tensional development of the intracontinental fold belts. Regional examples), Referaty XIV, PTG Oddz. w Poznaniu, UAM IG Poznań, p. 157 196. Koziar J., 2006, Terrany, czyli geologia w krainie duchów. (Terranes or the geology in a ghost land) Referaty XIV, PTG Oddz. w Poznaniu, UAM IG Poznań, p. 47-98. Koziar J., Wojewoda J., 1995. Tensyjny rozwój NE-części masywu czeskiego w trzeciorzędzie (Tensional evolution of NE-part of the Bohemian Massif in the Tertiary). LXVI Zjazd Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Wroclaw 1995. Poster. Koziar J., Wojewoda J., 2002, Extensional development of the Bohemian Massif on the background of breaking up of the European Variscides (abstract). In: On Recent Geodynamics of the Sudety Mts. and Adjacent Areas. 4th Czech Polish Workshop November 7 9, 2002, Lubawka, Poland, p. 28 29. Krzywiec P., 2000, O mechanizmach inwersji bruzdy śródkowopolskiej wyniki interpretacji danych sejsmicznych (On mechanism of the Mid-Polish Trough inversion). Pol. Geol. Inst. Bull. 393: 135-166. 7
Krzywiec P., 2002, Mid-Polish Trough inwersion seismic examples, main mechanisms and its relationship to the Alpine-Carpathian collision. In: Bertotti G., Schulmann K., Cloething S., (eds), Continnetal collision and the tectonosedimentary evolution of forelands. European Geosciences Union, Stephan Mueller Special Publication Series, vol. 1: 151-165. Krzywiec P., 2005, O stylu strukturalnym ekstensji i inwersji bruzdy śródpolskiej w oparciu o wyniki interpretacji danych sejsmicznych. Referaty XIV, PTG Oddz. w Poznaniu, UAM IG, Poznań, p. 92-101. Mazur S., Sheck-Wenderoth M., Krzywiec P., 2005, Different modes of the Late Cretaceous-Early Teretiary inversion in the North German and Polish basins. Int J Earth Sci (Geol Rundsch) 94: 782-798. Nalpas T., Brun J-P., 1993, Salt flow and diapirism related to extension at crustal scale. Tectonophysics, 228: 349-362. Ollier C.D., Koziar J., 2007, Dlaczego cykle geologiczne tektoniki płyt nie sprawdzają się? (Why the plate tectonics rock cycles do not work?) Przegląd Geologiczny, (in print). O Reilly B.M., Hauser F., Jacob A.W.B., Shanon P.M., 1996, The lithosphere below the Rockall Trough: wide-angle seismic evidence for extensive serpentinisation. Tectonophysics, 255: 1-23. Ramberg H., 1981, The role of gravity in orogenic belts. In: McClay K.R. & Price N.J. eds, Thrust and Nappe Tectonics. Blackwell Scientific Publ. p.125-140. Reyer E., 1888, Theoretische Geologie. Stuttgard, p. 868. Saltus R. W., 1993: Upper-crustal structure beneath the Columbia River Basalt Group, Washington: Gravity interpretation controlled by borehole and seismic studies. GSA Bulletin, 105: 1247 1259. Stephenson R.A., Narkiewicz M., Dadlez R., van Wees V-D., Andriessen P., 2003, Tectonic subsidence modelling of the Polish Basin in the light of new data on crustal structure and magnitude of inversion. Sedimentary Geol., 156: 59-70. Swain C.J., Maguire P.K.H., Khan M.A., 1994, Geophysical experiments and models of the Kenya Rift before 1989. Tectonophysics 236: 23-32. Van Bemmelen 1954, Mountain building: a study primarily based on Indonesia region of the world s most active crustal deformations. Hague. Nijhoff, p. 177. Voigt E., 1963, Über Randtröge von Schollenrändern und ihre Bedeutung im Gebiet der mitteldeutsche Senke und angrenzender Gebiete. Z. Deut. Geol. Ges., 114: 378-418. 8