Dajki klastyczne i brekcje sejsmotektoniczne w utworach permu basenu Nachodu (Sudety Œrodkowe)

Dajki klastyczne i brekcje sejsmotektoniczne w utworach permu basenu Nachodu (Sudety Œrodkowe) Jurand Wojewoda 1, Stanis³aw Burliga 1 Przegl¹d Geologiczny, vol. 56, nr 9, 2008 Clastic dikes and seismotectonic breccia in Permian deposits of the Nachod Basin (Middle Sudetes). Prz. Geol., 56: 857 862. J. Wojewoda S. Burliga A b s t r a c t. Clastic dikes have been evidenced in Permian conglomerates occurring near Kudowa Zdrój in the Nachod Basin, the Sudetes, NE Bohemian Massif. The lithology of the dikes is the same as that of the polimictic conglomerate hosting them; they only differ in textural characteristics. The spatial orientation of the dikes points out to their genetic relationship with a nearby fault that, in a map view, separates Permian and Cretaceous formations. The dikes must have intruded after tectonic rotation of conglomerate beds on the fault to a position similar to the present one and they represent record of post-diagenetic seismotectonic events. Keywords: clastic dikes, seismotectonic breccia, Permian, Nachod Basin, Sudetes Struktury sejsmotektoniczne s¹ wa nym wskaÿnikiem aktywnoœci tektonicznej obszarów depozycyjnych. Wiêkszoœæ z nich powstaje w trakcie lub w nied³ugim czasie po depozycji osadów, a przed ich diagenez¹. Ustalanie sejsmotektonicznej natury struktur w ska³ach osadowych jest zwykle procedur¹ wielow¹tkow¹ i w wielu przypadkach polega na eliminacji innych mo liwych mechanizmów ich powstania (Seilacher, 1984). W Sudetach zjawiska o przypuszczalnie sejsmotektonicznym pochodzeniu zosta³y opisane miêdzy innymi z utworów karbonu (Teisseyre, 1967), permu (Aleksandrowski i in., 1986), kredy (Wojewoda, 1987) i neogenu (Mastalerz &Wojewoda, 1991, 1993). Do najbardziej spektakularnych procesów, które towarzysz¹ trzêsieniom ziemi, nale y pêkanie gruntu, otwieranie siê szczelin i erupcje up³ynnionego materia³u (m.in. Dutton, 1889; Reibisch, 1935; Price, 1933; Reimnitz & Marshall, 1965; Coulter & Migliacco, 1966; Penick, 1976; Hesse & Reading, 1978; Sieh, 1981). Skutkiem tych procesów s¹ struktury deformacyjne wewn¹trz osadów, takie jak brekcje, spêkania (m.in. Seilacher, 1969; Sims, 1973, 1975), iniekcyjne dajki oraz kliny klastyczne (m.in. Reibisch, 1935; Price, 1933; Hayashi, 1964; Foster & Karlstrom, 1966; Hayashi, 1966; Reichel, 1968; Tröger i in., 1968; Rastogi, 2004; Rust, 2005). Podzia³ dajek klastycznych ze wzglêdu na kszta³t œcianek szczelin oraz ze wzglêdu na mechanizm wype³niania szczelin zaproponowa³ Hayashi (1964). Deformacja osadów mo e byæ efektem reakcji osadów na wstrz¹sy, przejawiaj¹cej siê ich kruchym pêkaniem lub up³ynnieniem (Plaziat i in., 1990; Guiraud & Plaziat, 1993; Purser i in., 1993; Cartwright & Mansfield, 1998), mo e równie powstaæ na skutek reakcji na przemieszczenie wzd³u powierzchni uskoków wystêpuj¹cych poni ej osadów (m.in. Sieh, 1981; El-Isa & Mustafa, 1986). Towarzysz¹cy tym procesom wzrost ciœnienia porowego wywo³uje efekt tzw. pompowania sejsmicznego, który czêsto jest wskazywany jako g³ówna przyczyna otwierania szczelin, brekcjonowania osadu i wewn¹trzszczelinowych przep³ywów up³ynnionego materia³u (por. m.in. Sibson i in., 1975; Kämpf i in., 1985; Labaume i in., 2004). 1 Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski, pl. Maksa Borna 9, 50-204 Wroc³aw; jurand.wojewoda@ ing.uni.wroc.pl, stanislaw.burliga@ing.uni.wroc.pl Przy pó³nocnym uskoku ramowym tzw. rowu Brzozowia (ryc. 1 i 2), który jest lokaln¹ struktur¹ w basenie Nachodu (por. Wojewoda, 2007), w obrêbie zlepieñców polimiktycznych (ogniwo zlepieñców ze S³onego), zaliczanych przez analogiê litologiczno-facjaln¹ do saksoñskiej formacji z Trutnova (por. Holub, 1976), natrafiono na zwi¹zane przestrzennie z uskokiem struktury deformacyjne brekcje i dajki klastyczne (ryc. 3). Struktury te wyznaczaj¹ ok. 8-metrowej szerokoœci strefê zaburzeñ przy powierzchni uskoku (ryc. 2). Dwie wystêpuj¹ce w tej strefie dajki klastyczne oznaczono symbolami: A (dajka grubsza, dalej od uskoku) i B (dajka cieñsza, bli ej uskoku) ryc.4i5. Zlepieñce ze S³onego Zlepieñce ze S³onego to ró ne odmiany zlepieñców i piaskowców zlepieñcowatych, w obrêbie których wystêpuj¹ cienkie wk³adki ró noziarnistych piaskowców i mu³owców. Zlepieñce te maj¹ przewa nie zwarty szkielet ziarnowy (ryc. 3A). Œrednice najwiêkszych ziaren wynosz¹ ponad 15 cm. Podrzêdnie wystêpuj¹ te zlepieñce o rozproszonym szkielecie ziarnowym. Wiêksze otoczaki s¹ na ogó³ elipsoidalne i dyskoidalne lub maj¹ wyraÿnie zaokr¹glone naro a. Sporadycznie wystêpuj¹ otoczaki bardzo dobrze obtoczone, jak równie ostrokrawêdziste okruchy kwarcowe lub skaleniowe, które nale ¹ do najdrobniejszej frakcji szkieletu ziarnowego. Piaszczysto-mu³owa masa wype³niaj¹ca zawiera takie same sk³adniki lityczne jak szkielet ziarnowy, jednak e pospolitsze s¹ w tej frakcji ziarna kwarcowe i skaleniowe. Wszystkie sk³adniki s¹ s³abo spojone lepiszczem ilasto- elazistym, które nadaje ska³om czerwonawofioletowe zabarwienie. Makroskopowa identyfikacja zlepieñców w ods³oniêciu z wychodniami dajek klastycznych oraz obserwacje w p³ytkach cienkich wskazuj¹, e g³ówn¹ masê ich szkieletu ziarnowego stanowi¹ sk³adniki lityczne (ryc. 3A). S¹ to g³ównie otoczaki gnejsów, ³upków serycytowo-kwarcowych, ³upków ³yszczykowych, ³upków zieleñcowych, kwarcytów, granitoidów oraz kwarcu y³owego. Ska³y krystaliczne o podobnym zró nicowaniu i wykszta³ceniu wystêpuj¹ wspó³czeœnie w s¹siedztwie oraz pod³o u osadów permskich w obrêbie formacji Nového Mìsta oraz metamorfiku Gór Orlickich (Domeèka & Opletal, 1974; elaÿniewicz, 1977a, b). Z du ¹ pewnoœci¹ mo na zatem 857

450 500 Przegl¹d Geologiczny, vol. 56, nr 9, 2008 Rtynè Poøièí-Hronov strefa uskokowa Poøi ronov Èerveny Kostelec Horní Radechová fau ne lt zo èí-h Hronov ïárky 60 Kudowa S³one 55 80 15 44/85-45 471 20 Jeleniów Kudowa Zdrój Dolní Radechová Kudowa Zdrój 400 400 450 15 44/85-45 Jakubowice-Spalona fault zone Èeská Skalice Náchod Brzozowie Èeská Èermná strefa uskokowa Jakubowice palon -S a Lewin K³odzki 50/85-60 POLSKA POLAND 44/85-45 Brzozowie Èeská Skalice-Spalona fault zone Wroc³aw Warszawa strefa uskokowa Èeská Skalice-Spalona 2km Polom 1km 450 25/80 CZECHY CZECH REP. 30/80 masyw granitowy Èermnej Èermna Granitoid Massiv stanowisko Kudowa S³one Kudowa-S³one area masyw granitowy Èermnej Èermna Granitoid Massiv bieg i upad powierzchni u³awicenia strike and dip of bedding permo-trias (nierozdzielony) Permo-Triassic (undivided) perm Permian powierzchnie uskokowe strike and dip of faults kreda (nierozdzielona) Cretaceous (undivided) kreda (nierozdzielona) Cretaceous (undivided) stanowisko Kudowa S³one Kudowa-S³one area Ryc. 1. Schemat lokalizacyjny stanowiska Kudowa S³one () w obrêbie basenu Nachodu (z lewej) i rowu Brzozowia (z prawej) wed³ug Wojewody (2007, zmieniony) Fig. 1. Geological setting of Kudowa S³one area () in the Nachod Basin (to the left) and the Brzozowie Graben (to the right) after Wojewoda (2007, modified) u³awicenie bedding spêkania fractures Ryc. 2. Pó³nocny uskok ramowy rowu Brzozowia Fig. 2. Northern border fault of the Brzozowie Graben przyj¹æ, e zlepieñce s¹ zbudowane z materia³u lokalnego, który by³ transportowany na niewielk¹ odleg³oœæ. Zró nicowanie zlepieñców na odmianê o zwartym i o rozproszonym szkielecie ziarnowym jest widoczne w skali ods³oniêcia. Miejscami zlepieñce wykazuj¹ jednokierunkow¹ imbrykacjê podpr¹dow¹ i niskok¹towe warstwowanie przek¹tne. Tworz¹ soczewkowate ³awice lub wielozestawy. Powszechnie wystêpuj¹ w nich rozleg³e i p³ytkie powierzchnie erozyjne przypuszczalnie kopalne koryta rzeczne. Zespó³ facji jest typowy dla œrodowiska wirodennej rzeki roztokowej (Miall, 1996; por. Wojewoda, 2007). Osie koryt, imbrykacja otoczaków w brukach korytowych oraz niskok¹towe warstwowania przyrostu bocznego jednoznacznie wskazuj¹ na kierunek paleotransportu ku zachodowi i pó³nocnemu zachodowi, co odpowiada ogólnemu schematowi paleogeograficznemu basenu Nachodu (por. Wojewoda, 2007). 858

Dajki i brekcje sejsmotektoniczne Dajki klastyczne maj¹ podobny sk³ad litologiczny szkieletu ziarnowego do zlepieñców, lecz ziarna ich szkieletu s¹ rozproszone w piaszczysto-mu³owym matriksie i spojone ilasto- elazistym cementem (ryc. 3B). Ska³y te maj¹ intensywniejsz¹ barwê ni ska³a otoczenia s¹ niemal bordowe. W skali ods³oniêcia zauwa alne jest zró nicowanie cech teksturalnych w y³ach. W dolnej czêœci wyrobiska (NE czêœæ ods³oniêcia) dajki s¹ zbudowane ze zlepieñca o rozproszonym szkielecie ziarnowym, w którym dominuj¹ otoczaki lityczne frakcji ok. 0,5 2 cm, przy czym wiêksze otoczaki maj¹ kszta³t p³askoelipsoidalny i s¹ pó³obtoczone lub obtoczone, natomiast drobniejsze ziarna maj¹ bardziej izometryczny pokrój i s³absze obtoczenie; s¹ wœród nich tak e ziarna nieobtoczone. Czêœæ sk³adników szkieletu ziarnowego kontaktuje ze sob¹, w szczególnoœci w strefach brze nych y³y, w których ponadto dominuje piaszczysty matriks. W œrodkowej, osiowej czêœci dajki szkielet jest bardziej rozproszony, a matriks mu³owo-piaszczysty. W strefie tej wystêpuj¹ najwiêksze otoczaki (do 2 cm). zgodnie z przebiegiem dajki i maj¹ wyraÿnie zaokr¹glone krañce (ryc. 4C). Tkwi¹ one w mu³owym matriksie bli ej NE œciany dajki. W oko³o 6-metrowej szerokoœci pasie osadów przyleg³ych do uskoku (ryc. 4D) wystêpuj¹ nieregularne strefy brekcji o gruboœci do 2 m. Brekcje te wspó³wystêpuj¹ z dajkami, wraz z którymi tworz¹ strefy nawi¹zuj¹ce do u³awicenia osadów (ryc. 5). Intraklasty brekcji s¹ zbudowane z porozrywanych fragmentów ³awic i zestawów zlepieñca. Maj¹ zwykle zaokr¹glone, romboidalne lub elipsoidalne kszta³ty. W badanych wycinkach dajek klastycznych uporz¹dkowanie sk³adników szkieletu ziarnowego makroskopowo jest s³abo czytelne. Jedynie w dolnej czêœci wyrobiska wiêksze otoczaki wykazuj¹ uporz¹dkowan¹ orientacjê wzglêdem œcian dajki s¹ ustawione pod k¹tem 5 25 do granicy dajki i zachowuj¹ równoleg³oœæ biegu najwiêkszych p³aszczyzn do biegu dajek (ryc. 4B). Linijne uporz¹dkowanie sk³adników szkieletu jest dostrzegalne w p³ytkach cienkich prób pobranych zarówno w dolnej, jak i górnej czêœci wyrobiska. Wyd³u one sk³adniki szkieletu A B 5mm 5mm Ryc. 3. Obraz mikroskopowy zlepieñca (A) i ska³y wype³niaj¹cej dajkê (B). Œwiat³o przechodz¹ce, nikole równoleg³e Fig. 3. Microphotographs of host conglomerates (A) and dike rocks (B). Transmitted light, parallel nicols W szkielecie ziarnowym dajki A, ods³aniaj¹cej siê w górnej czêœci wyrobiska (SW czêœæ ods³oniêcia, ryc. 4A), dominuj¹ ziarna o œrednicy 1 2 mm, sporadycznie 0,5 cm (œrednica najwiêkszego znalezionego otoczaka mia³a 1 cm). Przewa nie s¹ to s³abo obtoczone ziarna kwarcowe i skaleniowe, rzadziej ziarna lityczne. S¹ one rozproszone w mu³owo-drobnopiaszczystym matriksie, który stanowi g³ówny sk³adnik y³y (ryc. 3B, 4B). Podobnie jak w dolnej czêœci wyrobiska, najwiêksze otoczaki s¹ obserwowane w œrodkowej czêœci dajki, wœród silnie mu³owego matriksu. W dajce B uwagê zwraca obecnoœæ inkorporowanych w strukturê y³y fragmentów ska³y os³ony (ryc. 4C). Intraklasty te w przekroju prostopad³ym do dajki s¹ wyd³u one ziarnowego d³u szymi osiami uk³adaj¹ siê równolegle i subrównolegle do œcian y³. Poniewa w p³ytkach widoczne s¹ przekroje poprzeczne przez p³askoelipsoidalne otoczaki, mo na przyj¹æ, i mikroskopowo czytelna lineacja wskazuje na podobne u³o enie sk³adników szkieletu ziarnowego na ca³ej rozci¹g³oœci dajek, bez wzglêdu na œrednicê ziaren szkieletu (ryc. 4B). Geneza dajek Wyniki obserwacji struktury i tekstury dajek klastycznych przy uskoku ramowym rowu Brzozowia wskazuj¹, i powsta³y one w wyniku wype³nienia przyuskokowych 859

A C B D B C D Ryc. 4. Dajki klastyczne w zlepieñcach (A). Lineacja wype³nienia dajki A (B) i intraklasty w dajce B (C). Strefa zbrekcjonowanego zlepieñca w s¹siedztwie dajki B (D) Fig. 4. Clastic dikes in conglomerates (A). Lineation in A dike infill (B) and intraclasts within B dike infill (C). Brecciated conglomerate in the vicinity of B dike (D) 860

320 powierzchnia uskoku fault plane brekcja breccia 210 220 /55 60 brekcja breccia 230 /80 biegun i ko³o wielkie makroskalowej orientacji dajek A i B pole and great circle of macro-scale orientation of A and B dikes biegun i ko³o wielkie u³awicenia zlepieñców w s¹siedztwie dajek A i B pole and great circle of bedding in conglomerates hosting dikes biegun i ko³o wielkie u³awicenia zlepieñców na SW od dajek A i B pole and great circle of conglomerates located SW of dikes bieguny orientacji p³askich otoczaków w obrêbie dajki klastycznej A poles of disc-, and blade-shaped pebbles in A dik trend przebiegu uskoku oddzielaj¹cego wychodnie czerwonego sp¹gowca i kredy; projekcja na pó³kulê doln¹ strike of fault separating Permian and Cretaceous formations; lower hemisphere projection Ryc. 5. Schemat wzajemnych relacji przestrzennych miêdzy powierzchni¹ uskoku, orientacj¹ warstwowania oraz dajek i brekcji sejsmotektonicznych Fig. 5. Spatial relationships between the fault, dikes, bedding and seismotectonic breccia szczelin w zlepieñcu, przez mieszaninê mu³owo-piaszczysto- wirow¹. Obecnoœæ w wype³nieniu dajek kierunkowej orientacji p³askoelipsoidalnych otoczaków oraz zaokr¹glonych intraklastów ska³ os³ony jest przes³ank¹ du ego zawodnienia osadu oraz sporej dynamiki jego przep³ywu przez szczelinê. Wobec braku linijnych wskaÿników przep³ywu trudno jest precyzyjnie okreœliæ kierunek przemieszczania materia³u klastycznego, jednak e u³o enie otoczaków sugeruje transport równoleg³y do œcian y³. Na podstawie obecnej pozycji otoczaków mo na s¹dziæ, i kierunki pr¹dowe przebiega³y bardzo stromo. Podstawowym zagadnieniem w ustaleniu genezy opisywanych dajek jest okreœlenie czasu ich powstania. Struktury tego typu powstaj¹ zarówno w nieskonsolidowanym i s³abo skonsolidowanym osadzie, jak równie w ska³ach zlityfikowanych, a nawet krystalicznych (por. m.in. Sibson i in., 1975; Kämpf i in., 1985; Labaume i in., 2004). W utworach czerwonego sp¹gowca synklinorium œródsudeckiego udokumentowano podobnie wykszta³cone dajki klastyczne, zwi¹zane z odwodnieniem nieskonsolidowanego osadu (Aleksandrowski i in., 1986, stanowisko Goliñsk). Interpretuj¹c genezê analogicznych dajek w badanym stanowisku, nale a³oby zatem dopuœciæ mo liwoœæ, i dajki klastyczne powsta³y w uk³adzie warstw zbli onym do pierwotnego. Poniewa zlepieñce wystêpuj¹ce w badanym stanowisku zosta³y zinterpretowane jako utwory roztokowo-aluwialne, nale y przyj¹æ pierwotne nachylenie powierzchni sedymentacyjnych pod k¹tem nawet ok. 20 30 (por. Miall, 1966). Jest to k¹t zbli ony do k¹ta nachylenia warstw zlepieñcowo-piaskowcowych w SW czêœci opisywanego wyrobiska, a jednoczeœnie zgodny z nachyleniem analogicznych facjalnie zlepieñców w obszarach oœciennych. Niestety, w wyniku rotacji za pomoc¹ siatek Lamberta-Schmidta warstwy zlepieñców do k¹ta upadu warstw ok. 30, ulegaj¹ce takiej samej rotacji dajki przyjmuj¹ nachylenie ok. 45 50 i kierunek zapadu zgodny z warstwowaniem. Kontynuuj¹c rotacjê warstw do poziomu, obserwuje siê sukcesywne zmniejszanie k¹ta nachylenia dajek. Wyklucza to poprawnoœæ przyjêtej interpretacji, gdy uk³ad taki nawet dopuszczaj¹c mo liwoœæ jego wygenerowania jest niemo liwy do zachowania w luÿnym osadzie. Na skutek kolapsu grawitacyjnego zawodniony materia³ mu³owo-piaszczysty uleg³by wyciœniêciu na powierzchniê. Co wiêcej, kana³y odwodnieniowe w osadzie i powstaj¹ce dajki maj¹ najczêœciej orientacjê pionow¹. Rotuj¹c zatem w dalszej kolejnoœci uk³ad, a do uzyskania pionowej orientacji dajek, nadajemy warstwowaniu nachylenie 60 70, co równie wyklucza prawid³owoœæ interpretacji dajek klastycznych z rejonu S³onego jako struktur powsta³ych w osadzie nieskonsolidowanym. Zarówno uporz¹dkowanie p³askich otoczaków, jak i wyd³u enie intraklastów zlepieñcowych w y³ach implikuj¹ bardzo stromy, niemal pionowy, przep³yw materia³u y³owego w obecnej orientacji dajek. Ponadto wewnêtrzna strefowoœæ teksturalna osadu (œciœlej upakowany szkielet ziarnowy przy œcianach y³y A oraz rozproszony szkielet ziarnowy, drobniejsza masa wype³niaj¹ca i najwiêksze otoczaki w osiowej partii tej y³y) sugeruje etapowoœæ powsta- 861

wania struktury dajki. Reaktywacja szczelin jest cech¹ typow¹ dla osadów skonsolidowanych. Poczynione obserwacje ³¹cznie wskazuj¹, i dajki klastyczne w czerwonym sp¹gowcu w rejonie Kudowy powsta³y ju po cementacji osadów permskich, w uk³adzie warstw obserwowanym wspó³czeœnie po tektonicznej rotacji warstw zlepieñców do pozycji zbli onej do wspó³czesnej. Poniewa przyczyn¹ zestromienia warstw zlepieñcowych by³o ich ci¹gnienie przyuskokowe, mo na wnioskowaæ równie o uskokowej genezie dajek klastycznych. Wniosek ten wydaje siê znajdowaæ potwierdzenie w prostoliniowym przebiegu dajek, ich wzglêdnie sta³ej mi¹ szoœci oraz zgodnoœci biegów dajek i pobliskiego uskoku. Opisywane dajki wype³niaj¹ spêkania równoleg³e b¹dÿ subrównoleg³e do uskoku, powsta³e na skutek pionowego przemieszczenia skrzyde³ uskokowych. Nie ma jednak wskaÿników do jednoznacznego okreœlenia zwrotu przemieszczenia poziomego na uskoku. Nie ma równie pewnoœci, sk¹d móg³ pochodziæ materia³ wype³niaj¹cy dajki. Najprawdopodobniej powsta³ wskutek uwadniania i rozlasowania pierwotnego matriksu w zlepieñcach lub z niszczenia osadów mu³owcowo-piaskowcowych, które w omawianym ods³oniêciu wystêpuj¹ zarówno poni ej, jak i powy ej zlepieñców (ryc. 5). Materia³ ten móg³ byæ nastêpnie przemieszczany pod ciœnieniem w strefach zluÿnieñ i w szczelinach w nastêpstwie wspomnianego procesu pompowania sejsmicznego (Sibson i in., 1975; Kämpf i in., 1985). Podsumowanie Dajki i brekcje klastyczne stwierdzone w obrêbie zlepieñców ze S³onego na obszarze basenu Nachodu wykazuj¹ wyraÿny zwi¹zek przestrzenny z pobliskim uskokiem. S¹ to struktury powsta³e po przynajmniej czêœciowej lityfikacji osadów, wskutek rozlasowania, up³ynnienia oraz iniekcji pod ciœnieniem pierwotnego matriksu lub towarzysz¹cych zlepieñcom osadów piaszczysto mu³owych. Tym samym ich sejsmotektoniczna geneza wydaje siê bardzo prawdopodobna. Badania sfinansowano ze œrodków bud etowych Instytutu Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wroc³awskiego (granty 2022/W/ING/08-5 oraz 2022/W/ING/08-63). Literatura ALEANDROWSKI P., ŒLIWIÑSKI W. & WOJEWODA J. 1986 Frontally and surficially fluidized slump to debris flow sheets in an alluvial sequence, Lower Permian, Intrasudetic Basin. 7 th IAS Regional Meeting, Excursion Guidebook, Excursion A-1: 9 29. CARTWRIGHT J.A. & MANSFIELD C.S. 1998 Lateral displacement variation and tip geometry of normal faults in the Canyonlands National Park, Utah. J. Struct. Geol., 20: 3 19. COULTER W.H. & MIGLIACCO R. 1966 Effects of the earthquake of March 27. 1964 at Valdez Alaska. U.S. Geol. Surv., Washington, Prof. Paper, 542-C. DOMEÈKA K. & OPLETAL M. 1974 Granitoidy západni èásti orlicko-kladské klenby. Acta Universitatis Carolinae Geologica, 1: 75 109. DUTTON C.E. 1889 The Charleston earthquake of August 31, 1886. Ninth Annual Report of the Directorate. U.S. Geol. Surv., Washington, D.C., 209 528. EL-ISA Z.H. & MUSTAFA H. 1986 Earthquake deformations in the Lisan deposits and seismotectonic implications. Geophys. J. R. astr. Soc., 86: 413 424. FOSTER H.L. & KARLSTROM T.N.V. 1966 Ground Breakage and associated effects in the Cook Inlet Area, Alaska, resulting from the March 27, 1964, earthquake. U.S. Geol. Surv., Washington, Prof. Paper, 543-F. GUIRAUD M. & PLAZIAT J.C. 1993 Seismites in the fluviatile Bima Sandstones: identification of paleoseismis and discussion of their magnitudes in a Cretaceous synsedimentary strike-slip basin (Upper Benue, Nigeria). Tectonophysics, 225: 493 522. HAYASHI T. 1966 Clastic dikes in Japan. Jap. J. Geol. Geogr., 37: 1 20. HESSE R. & READING H.G. 1978 Subaqueous clastic fissure eruptions and other examples of sedimentary transposition in the lacustrine Horton Bluff Formation (Mississippian), Nova Scotia, Canada. [W:] Modern and Ancient Lake Deposits, A. Matter & M.E. Tucker (red.), Spec. Publ. IAS, 2: 241 257. KÄMPF H., BANKWITZ P., STRAUCH G., STIEHL G., GEISLER M., GERSTENBERGER H., HAASE G., KLEMM W., THOMAS R. & VOGLER P. 1985 Local and regional processes and zoning in a hydrothermal Late Variscan vein mineralization from the southern part of the G.D.R. Gerlands Beitr. Geophysik, Leipzig, 94: 426 434. LABAUME P., CARRIO-SCHAFFHAUSER E., GAMOND J.-F. & RENARD F. 2004 Deformation mechanisms and fluid-driven mass transfers in the recent fault zones of the Corinth Rift (Grece). C. R. Geoscience, 336: 375 383. MASTALERZ K. & WOJEWODA J. 1993 Alluvial-fan sedimentation along an active strike-slip fault: Plio-Pleistocene Pre-Kaczawa fan, SW Poland. Spec. Publs Int. Ass. Sediment., 17: 293 304. MIALL A.D. 1996 The Geology of Fluvial Deposits. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg New York. PENICK J. JR. 1976 The New Madrid earthquakes of 1811 1812, U. Missouri Press, Columbia, Mo. PLAZIAT J.C., PURSER B.H. & PHILOBBOS E. 1990 Seismic deformation structure (seismites) in the syn-rift sediments of the NW Red Sea (Egypt). Bull. Soc. Geol. France, 8: 419 439. PRICE P.H. 1933 Claydikes in Redstone coal, West Virginia and Pennsylvania. Bull. Am. Assoc. Petrol. Geology, 17: 1527 1531. PURSER B.H., PLAZIAT J.C. & PHILOBBOS E. 1993 Stratiform breccias and associated deformation structures recording Neogene earthquake in synrift sediments of the Egyptian Red Sea coast. Geol. Soc. Egypt, Spec. Publ., 1: 189 204. RASTOGI B.K. 2004 Damage due to the M w 7.7 Kutch, India earthquake of 2001. Tectonophysics, 390: 85 103. REIBISCH P. 1935 Entstehung der Rücken und Kämme im Rotliegenden des Döhlener Beckens. Isis Jhg., Sitzungsberichte, 6 7. REIMNITZ E. & MARSHALL N.F. 1965 Effects of the Alaska earthquake and tsunami on recent deltaic sediments. J. Geophys. Res., 70: 2363 2376. REICHEL W. 1968 Zyklische Sedimentation und ihre Ursachen im Unterrotliegenden des Döhlener Beckens bei Dresden. Geologie-Berlin, 17: 875 884. RUST D. 2005 Palaeoseismology in steep terrain: The Big Bend of the San Andreas fault, Transverse Ranges, California. Tectonophysics, 408: 193 212. SEILACHER A. 1984 Sedimentary structures tentatively attributed to seismic events. [W:] Seismicity and Sedimentation, M.B. Cita & F. Ricci Lucchi (ed.), Marine Geology, 55: 103 106. SEILACHER A. 1969 Fault-graded beds interpreted as seismites. Sedimentology, 13: 155 159. SIBSON R.H., MCMOORE J.M. & RANKIN A.H. 1975 Seismic pumping a hydrothermal fluid transport mechanism. J. Geol. Soc. London, 131: 653 659. SIEH K.E. 1981 A review of geological evidence for recurrence times of large earthquakes. [W:] Earthquake Prediction An International Review, Richards Maurice Ewing Series, 4: 181 207. SIMS J.D. 1973 Earthquake-induced structures in sediments of Van Norman Lake, San Fernando, California. Science, 182: 161 163. SIMS J.D. 1975 Determining earthquake recurrence intervals from deformational structures in young lacustrine sediments. Tectonophysics, 29: 141 152. TEISSEYRE A.K. 1967 Clastic wedges in the Lower Carboniferous of the Intrasudetic Basin. Bull. Acad. Polon. Sci. Sér. géol. et géogr., 15: 15 22. TRÖGER K., BEHR H.J. & REICHEL W. 1968 Die tektonisch-fazielle Entwicklung des Elbe-Lineaments im Bereich der Elbtalzone. Frei. Forsch. H.-Berlin, C 241: 71 85. WOJEWODA J. 1987 Sejsmotektoniczne osady i struktury w kredowych piaskowcach niecki œródsudeckiej. Prz. Geol., 35: 169 175. WOJEWODA J. 2007 Perm basenu Nachodu. [W:] J. Wojewoda (ed.), Review of Permian sedimentary successions of Boskovice Trough, Nachod Basin and Trutnov Basin. Sedimentologica, 1: 85 99. ELA NIEWICZ A. 1977a Rozwój spêkañ w ska³ach metamorficznych Gór Orlickich. Rocz. PTG, 47: 163 191. ELA NIEWICZ A. 1977b Granitoidy masywu Kudowy Olešnic. Geologia Sudetica, 12: 137 162. 862