Zdeformowane granity z Lipnik na bloku przedsudeckim: zapis waryscyjskiej ekstensji w strefie granicznej zachodnich i wschodnich Sudetów

Zdeformowane granity z Lipnik na bloku przedsudeckim: zapis waryscyjskiej ekstensji w strefie granicznej zachodnich i wschodnich Sudetów Stanisław Mazur*, Jacek Puziewicz*, Jacek Szczepański* Deformed granites from Lipniki (Fore-Sudetic Block): record ofvariscan extension in the WestJEast Sudetes boundary zone (SW Poland) S u m ma ry. A late tectonicgranite body is exposed south ofvillage Lipniki in the vicinity of suspected West!East Sudetes boundary zone (Fig. 1). Loca\y visible contacts ot' the granite are oblique to the foliation ot' the country rocks (Fig. 3). The granite was subjected to ductile, heterogeneous deformation under greensehist facies conditions. Deformation was localized in shear zones bearing well-developed, west dipping foiation and stretching ineation plunging gently to the west (Fig. 2). S-C fabric (Fig. 4) and shear bands (Fig. 5) indicate top-to- W, dip-slip sense of non-coaxial shear. Quartz fabric suggests an important constrictional component of strain (Fig. 6). Weconsider the deformation recorded by the granite as the latest duetile deformation (D3) in the West!East Sudetes boundary zone. This deformation fouowed the stage ofne-directed overthrusting. n the area adjacent to the west to the Lipniki area, a sinistral, strike-slip and SW -directed normal displacements (Mazur & Puziewicz, 1995a) seem to becontemporaneous with the deformation ofthe Lipniki granite. n our opinion the deformation recorded by thegranite was induced by a gravitational couapse of the crust, previously thickened by nappe stacking. A late phase of the couapse was accompanied by late-syntectonic intrusions such as the Lipniki orthogneiss. Nieduże wystąpienie ortognejsów i amfibolitów w Lipnikach jest położone na bloku przedsudeckim, w strefie granicmej struktury Sudetów zachodnich i wschodnich (ryc. 1). Charakter i następstwo deformacji w tej strefie były dotąd odmiennie interpretowane przez różnych autorów (Oberc, 1972; Cymerman & Jerzmański, 1987; Achramowicz, 1994; Mazur & Puziewicz, 1995a). W związku z tym szczególnegoznaczenianabieraodczytaniezapisu deformacjiw syntektonicznychintruzjach,które ze względu na swój wiekzarejestrowaiy tylkonajrnlodszewydarzeniaw ewolucjiwspomnianego obszaru. Dane dostarczone przez badania syn- i późnotektonicznych intruzjimogą ułatwić ustaleniepełnej sekwencji deformacji w skałach, w których najrnlodsze odkształcenia nałożyły się na deformacje poprzedzające powstanie intruzji. Skały odsłaniające się w Lipnikach były dotąd uważane za proterozoiczne gnejsy (Oberc, 1968, 1972; Badura, 1985, 1989), będące odpowiednikiem gnejsów metamorfiku Śnieżnika (Oberc, 1968). W publikowanej pracy wykazano, że gnejsy z Lipnik to późnotektoniczne granity związane z plutonizmem waryscyjskim. Deformacja zapisana w granitach stanowi naszym zdaniem ostatni etap podatnej deformacji w strefie granicznej struktury zachodnich i wschodnich Sudetów. Zarys geologii regionu i historia badań Zdaniem Suessa (1912) Sudety zachodnie nasunęły się ku E na Sudety wschodnie, w których wykształciła sięjednocześnie budowa płaszczowinowa. Granicę struktury zachodnich i *nstytut Nauk Geologicznych, pl. M. Borna 9, 50-204 Wrocław 290 Uniwersytet Wrocławski, wschodnich Sudetów w ich części górskiej stanowi nasunięcie ramzowskie (Suess, 1912). Przebieg nasunięcia ramzowskiego na bloku przedsudeckim jest interpretowany w różny sposób (Bederke, 1929; Oberc, 1968; Skacel, 1989). Według Oberca (1968) skały krystaliczne w okolicach Lipnik znajdują się bezpośrednio na zachód od tego nasunięcia (ryc. 1) i wchodzą w skład Sudetów zachodnich. Wschodni kierunek transportu tektonicznego Suess ustalił na podstawie orientacji powierzchni nasunięć oraz wschodniej wergencji fałdów. Jednak analiza przebiegu lineacji z rozciągania oraz kinematycznych wskaźników zwrotu ścinania doprowadziła w ostatnich latach do reinterpretacji kierunków transportu tektonicznego na granicy Sudetów zachodnich i Sudetów wschodnich. W modelach terranowych przedstawianych dla całego masywu czeskiego (Matte i in., 1990), jak i dla Sudetów (Cymerman & Piasecki, 1994) w omawianej strefie granicznej rozpoznano północno-wschodni kierunek dominujących przemieszczeń podatnych w strefach ścinań w warunkach prawoskrętnej transpresji. Natomiast nasunięcie rarnzowskie zostało uznane przez Cymermana (1993b) za strukturę związaną z regionalną ekstensją wykazującą zwrot "strop-ku-sw". Również Chab i Tab. 1. Skład chemiczny in., (1994) oraz Schulmann i in., oraz norma CPW granitu (1995) rozpoznali efekty inten- z Lipnik sywnej ekstensji o podobnej ki% wag, Składnik nematyce w terenie położonym 73,29 Si02 na wschód od nasunięcia ramzo0,23 Ti02 wskiego (w masywie Jesioni13,30 A203 ków). Schulmann i in., (1995) 1,59 Fe203 uznali, że deformacja ekstensyj0,71 FeO na nakłada się tam na powstałe 0,D2 MnO uprzednio nasunięcia. 0,04 MgO Mazur i Puziewicz (1995a) 1,21 CaO rozpoznali efekty trzech deforma3,33 Na20 cji (Dl, D2, D3) w metamorfiku 5,09 K20 Niemczy-Kamieńca Ząbkowic0,08 P20S kiego i metamorfiku Doboszowic Str. maż. 0,93 (ryc. 1) natomiast tylko D3 w stre99,82 fie Niemczy. Deformacje te zwią- Suma Norm CPW zano z ewolucją szeroko pojętej 32,40 strefy granicznej Sudetów zaq chodnich i Sudetów wschodnich. Ol' 30,45 28,46 W interpretacji Mazura i Puziewiab cza (1995a) dwa pierwsze etapy 5,55 an deformacji odpowiadały nasunię0,29 C ciom ku E (etap Dl) ine(etap D2). 0,10 hy Deformacja D3 była natomiast 1,71 mt efektem ekstensji zachodzącej w 0,43 he końcowej fazie ewolucji orogenu. ilm 0,44 Z etapem D3 Mazur i Puziewicz an 0,18 wiążą powstanie strefy Niemczy, Analizę wykonano w pracowktóra stanowi ich zdaniem lewoni analitycznej Zakładu Mineskrętną, przesuwczą strefę podatne- ralogii i Petrologii nstytutu go ścinania rozwiniętą w gnejsach Nauk Geologicznych Uniwerwzdłuż wschodniej krawędzi bloku sytetu Wrocławskiego pod kierownictewm mgr H. Siagły

- sowiogórskiego (Mazur & Puziewicz, 1995a,b). Autorzy ci uważają, że deformacja D3 zaznaczyła się z różnym nasileniem także w metarnorfiku Kamieńca Ząbkowickiego oraz w metamońiku Doboswwic. W obu tych obszarach Mazur i Puziewicz (1995a) reformacji D, przypisują efekty ścinania o zwrocie,,stmp-ku-sw', które za:ierąjąwskalachstarszestrukturydefolrnacyjne.sekweugarefoj.11la(ji, z uwzględnieniem roli stref ścinania, przedstawiona przez Mazura i Puziewicz.a(1995a) odbiega od sekwencji deforrnaqizinterpretowanej w tmdycyjnysp005bpzezcymennanaijemnańskiego(1987)orazachramowicz.a(l994).natoońastdanenaternatkinematykirefoj.11la(jizamieszczone w pracach Mazura i Puziewicz.a (1995a, b) są zgodne z danymi opublikowanymi przez Cymennana (l99la, b, 1993a) OOZCymennana i Piaseckiego (1994) dla wschodniej części bloku przedsudeckiego. Ogólna charakterystyka odsłonięć We wschodniej części bloku przed sudeckiego, na północny zachód od Otmuchowa (ryc. l), znajduje się niewielka wychodnia skał krystalicznych wynurzająca się spod pokrywy osadów kenozoicznych. Skały krystaliczne odsłaniają się 3 km na południe od Lipnik na wzgórzu przy lokalnej drodze do Paczkowa (ryc. l). Na południowym i północnym stoku wzgórza są zlokalizowane dwa nieczynne kamieniołomy. W odsłonięciach występuje granit podatnie zdeformowany w ortognejs. W ortognejsie tkwi pakiet amfibolitu odsłaniający się w obu kamieniołomach. Jego miąższość wynosi maksymalnie około 30 m, a długość wychodni przekracza 200 m. Wydłużenie pakietu amfibolitu jest przeważnie zgodne z biegiem foliacji w ortognejsie. Foliacja w ortognejsie zapada łagodnie ku WSW i W (ryc. 2). Wyznacza ją równoległa orientacja blaszek biotytu, wydłużonych porfiroklastów skalenia oraz plastycznie spłaszczonych ziarn kwarcu. Na powierzchniach foliacji występuje lineacja z rozciągania zanurzająca się ku WSW (ryc. 2). Lineację wyraża równoległe ułożenie blaszek biotytu oraz wydłużonych agregatów kwarcowych. W pewnych partiach ortognejsu foliacja jest bardzo dobrze wykształcona, podczas gdy w innych zaznacza się słabo lub wcale. Wyraźna foliacja charakteryzuje strefy, w których skała uległa silniejszej deformacji ze ścinania. Strefy ścinania osiągaa ją miąższość do kilku metrów i 10km są N,-, czwartorzęd L--J quarternary r.--7'1 zdeformowany granit L±...±.J deformed granite,-, amfibolit L--J amphibolite \~ \ / /8 / +~ (a) K.. ~\ C /~~~~~r amemec. study O Zebkowick! / area fp E2_ v:.y t ~vv la 0\ ~ Paczkó~ t::r~~~ N + D osady kenozoiczne dewon metamoriiku Cenozoie sediments _ Wzgórz Strzelińskich Oevonian metasediments l"'7l struktura bardzka (Wzgórza Strzelińskie) l..!...!...: Bardo Basin ~ metamoriik Śnieżnika r:;:-+l granitoidy ~ $nietnik Unit L.:...::J gramtolds l...vl blok sowiogórski ~ ofiolily Góry Sowie bloek ~ ophiolites 1.""'1 strefa ścinania Niemczy metamorfik Wzgórz ~. Niemeza Shear Zone / Strzelińskich i Lipowych metamorfik Niemczy- Wzgorza Strzeiinskie r77l Kamieńca Ząbkowickiego and Lpowe UM ~ Niemeza-Kamieniee Unit F== metamoriik Doboszowic ~ Doboszowice Unit lv"7l masyw Niedźwiedzia L.:!...:..J Niedźwiedź massif położenie nasunięcia ramzowskiego wg: A - Bederkego (1929),,, B - Oberca (1968), C - Skacela (1989) loeation of the Ramzova Thrust aeeording to: A - Bederke (1929), B - Obere (1968), C - Skacel (1989) Ryc. 1. a - położenie obszaru badań na tle budowy geologicznej regionu; b - szkicowa mapa geologiczna wychodni skał krystalicznych na południe od Lipnik (wg Badury, 1985); c - położenie obszaru badań/a) na tle mapy Polski Fig. 1. a - Regional setting ofthe study area; b - Geological sketch map of crystalline rocks outcrop zone south of Lipniki (after Badura, 1985); c -ocation of of the study area (a) on the map of Poland (b) Ryc. 2. Orientacja foliacji i lineacji w zdeformowanym granicie z Lipnik. Dolna półkulasiatki Schmidta. Na obu diagramach izolinie dla l, 10 i 20% pomiarów na l % powierzchni, a- foliacja (60 pomiarów), b -lineacja z rozciągania (50 pomiarów) Fig. 2. Attitude of foliation and stretching lineation in the deformed granite from Lipniki. Schmidt net, lower hemisphere, contours per 1% area: 1, 10 and 20% in a]] stereograms, a- foliation (60 measurements), b - stretching lineation (50 measurernents) 291

\ ograniczone domenami słabo lub niezdeformowanego granitu. Orientacja foliacji i lineacji w zdeformowanym granicie i w amfibolicie jest podobna. Foliacja w pakiecie amfibolitu przebiega równolegle do jego wydłużenia. Miejscami jest skośna do powierzchni kontaktu amfibolitu z granitem (ryc. 3). Foliację w amfibolicie wyznacza równoległa orientacja części słupków hornblendy. Miejscami podkreśla ją także nieregularne warstwowanie wyrażone przez naprzemianległe występowanie warstewek zdominowanych przez hornblendę i przez plagioklazy. Równoległe ułożenie słupków hornblendy na powierzchniach foliacji tworzy lineację z rozciągania. W zbadanych przez nas próbkach amfibolitu brak wiarygodnych wskaźników zwrotu ścinania. porfirklastów skaleni dominującym minerałem jest kwarc, jednak miejscami towarzyszy mu skaleń potasowy. W drobnoziarnistym tle skały dominuje kwarc, tworząc ziarna o bardzo zróżnicowanej wielkości. Większe ziarna są często wydłużone równolegle do foliacji i mają dobrze widoczną budowę subziarnową. Mniejsze ziarna są często izometryczne, ale i one mają budowę subziarnową lub faliście wygaszają. Skaleń potasowy tworzy w tle skały niewielkie ziarna o kratkowym zbliźniaczeniu. Niewielkie, niezbliźniaczone ziarna tworzy plagioklaz. Obok skaleni jest obecny myrmekit. Biotyt tworzy w skale dwa rodzaje ziarn: hipautomorficzne blaszki o dobrze widocznej łupliwości i długości dochodzącej do 0,5 mm Petrografia Występujący w opisywanych odsłonięciach ortognejs jest średnio-lub drobnoziarnisty, nierównoziarnisty, o foliacji podkreślonej głównie przez równoległe ułożenie blaszek biotytu. Obserwacje mikroskopowe wykazują, że składa się on z dużych porfiroklastów skalenia potasowego i plagioklazu tkwiących w drobnoziarnistym, bardzo nierównoziarnistym tle złożonym z kwarcu, skaleni i biotytu (ryc. 4, 5). Wzajemne proporcje tła i porfiroklastów są zmienne. W skale występują partie, w których porfiroklasty tworzą zwarty szkielet ziarnowy, w interstycjach którego są obecne jedynie cienkie smużki drobnoziarnistego tła, oraz partie, w których porfiroklasty są nieliczne. lość drobnoziarnistego tła wzrasta szczególnie w strefach o wyraźnej foliacji. Porfiroklasty skalenia potasowego zawierają cienkie, wrzecionowate przerosty pertytowe. W większych ziarnach występują nipauromorficzne wrostki plagioklazu i okrągłe kwarcu. W niektórych porfin klastach skalenia potasowego występują wrostki myrmekitu. Porfuoklasty plagioklazu wykazują dobrze rozwiniętą budowę pasową (od 30% An w jądrach do 17% An w obwódkach). W cieniach ciśnienia w -- - - -o E mm Ryc. 4. Struktury deformacyjne S-C w zdeformowanym granicie. Powierzchnie C (poziome) odpowiadają głównej foliacji skały. Porfiroklasty skalenia są otoczone drobnoziarnistym, bardzo nierównoziarnistym tłem złożonym z kwarcu, skaleni i biotytu, koncentrującym się wzdłuż powierzchni S i C Fig. 4. S-C fabric in the deformed granite. C planes (horizontal) define the main foliation of the rock. Feldspar porphyroclasts are surrounded by fine-grained, very unequigranular matrix consisting of quartz, feldspars and biotite which is concentrated along S and C planes - -.. - E o Ryc. 3. Kontakt niezdeformowanego granitu (bez foliacji) i amfibolitu. Powierzchnia kontaktujest skośna do foliacji w amfibolicie. Długość skali wynosi 15 cm Fig. 3. Contact of the undeformed granite (without foliation) and amphibolite. Contact piane is oblique to the foliation in the amphibolite. Length of the scale is 15 cm 292 mm 2 Ryc. 5. Powierzchnie kliważu ekstensyjnego w zdeformowanym granicie. Widoczna bardzo nierównoziarnista struktura skały Fig. 5. Shear bands in the deformed granite. Very unequigranular structure of the rock is visible

orazagregaty bardzo drobnych, ksenomorficznych osobników. W smugach drobnoziarnistego agregatu o szczególnie drobnych ziarnach występuje w niewielkich ilościach muskowit. Lokalnie w opisywanych odsłonięciach występują partie jasnego makroskopowo granitu, który pod mikroskopem charakteryzuje się silną serycytyzacją skaleni, spadkiem zawartości biotytu, któremu towarzyszą duże ilości minerałów nieprzezroczystych oraz obecnością niewielkich ilości epidotu. Struktury deformacyjne Przeważającą część ortognejsu z Lipnik tworzą strefy o wyraźnej foliacji. W strefach tych występują dobrze wykształcone struktury deformacyjne S-C (ryc. 4). Główną foliację z x x Ryc. 6. Reprezentatywne przykłady rozrzutu osi c kwarcu w zdeformowanych granitach z Lipnik. Diagramy konturowe, półkula dolna: a - 150 pomiarów, b - 204 pomiary. Linie konturowe co %. Powierzchnia diagramów odpowiada przekrojowi XZ elipsoidy deformacji. Orientacja foliacji jest zgodna z płaszczyzną poziomą, prostopadłą do rysunku. Lineacja (zgodna z osią X elipsoidy) jest pozioma, równoległa do rysunku, c - diagram szkieletowy przedstawiający typ rozrzutu osi c kwarcu w zbadanych próbkach Fig. 6. Representative examples of c-axis patterns in the deformed Lipniki granite. Contour diagrams, lower hemisphere: a - 150 measurements, b - 204 measurements. Contours at every 1%. Diagrams are in plane of XZ section of strain ellipsoid. Attitude of foliation corresponds to a horizontal piane perpendicular to the picture. Lineation (parallei to X axis of strain ellipsoid) is horizontal, parallei to the picture, c - skeletal outline showing c-axis pattern in the analysed sampies ortognejsu stanowią powierzchnie C, podkreślone przez cienkie warstewki złożone z bardzo drobnoziarnistego agregatu kwarcowo-skaleniowego, a niekiedy także przez pl anarne nagromadzenia blaszek biotytu. Rozmiary ziarn w drobnoziarnistych warstewkach wyznaczających powierzchnie C są wielokrotnie mniejsze niż w otaczającej skale. Powierzchnie S wymacza równoległa orientacja pojedynczych blaszek biotytu, tabliczkowatych porfirokłastów skalenia, spłaszczonych plastycznie ziarn kwarcu oraz wydłużonych agregatów tego minerału. Znaczna część myrmekitu występującego w porfiroklastach skalenia potasowego ma charakter deformacyjny, lm. jest zlokalizowna w częściach ziarn równoległych do powierzchni S w skale. Lokalnie foliację (powierzchnie C) podkreślają monomineralne wstęgi kwarcowe. Na struktury deformacyjne S-C nakładają się powierzchnie ekstensyjnego kliważu krenulacyjnego (ang. extensional crenulation cleavage - Platt & Vissers 1980; shear bandswhite i in., 1980; C' - Berthe i in., 1979). Powierzchnie te (ryc. 5) są podkreślone przez wąskie strefy wypełnione agregatem bardzo drobnych ziarn kwarcu oraz ksenomorficznych osobników biotytu. Obecność struktur deformacyjnych S-C oraz powierzchni ekstensyjnego kliważu krenulacyjnego sugeruje, że granit uległ deformacji niekoaksjalnej, przypuszczalnie o znacznej składowej prostego ścinania. Potwierdza to asymetria cieni ciśnienia wykształconych przy porfiroklastach skalenia. Wszystkie wskaźniki kinematyczne: struktury deformacyjne S-C, ekstensyjny kliważ krenulacyjny oraz asymetryczne cienie ciśnienia wskazują konsekwentnie na ścinanie o zwrocie "strop-kuwsw". Orientacja osi optycznych c kwarcu mierzona w próbkach o wyraźnej foliacji, wykazuje na diagramach rozrzut wzdłuż dwóch kół małych wokół osi X elipsoidy odkształcenia (ryc. 6). Rozrzut taki wskazuje na ważną rolę składowej wydłużania (ang. constriction) w ramach całkowitego odkształcenia (Schmid & Casey 1986). Główne maksima osi c kwarcu są położone w pobliżu obwodu diagramów (ryc. 6). Sugeruje to, że w trakcie odkształcenia kwarcu dominowały poślizgi wzdłuż powierzchni bazalnej kryształów (Schmid & Casey, 1986). Dyskusja i wnioski Skałę odsłaniającą się na południe od Lipnik określamy jako zdeformowany granit ponieważ zachowała ona wiele cech skały magmowej. Należy do nich pierwotna, ziarnista struktura granitu, dobrze widoczna w słabo lub niezdeformowanych partiach skały, oraz obecność kryształów plagioklazu o normalnej budowie pasowej. Ziarna plagioklazu o takiej budowie powstają w wyniku krystalizacji ze stopniowo stygnącego stopu krzemianowego. Skład chemiczny badanej skały (tab. 1) jest typowy dla granitu: charakteryzuje się on dużą zawartością krzemionki, niewielką - żelaza i magnezu, niską zawartością korundu w norrnie CPW oraz wzajemnymi proporcjarni normatywnych kwarcu, albitu i ortoklazu zbliżonymi do l : l : 1. ntruzjagranitu z Lipnik miała charakter późnosyntektoniczny. W trakciejej stygnięcia i ścinania rozwinęła się foliacja wyrażona przez równoległe ułożenie blaszek biotytu. Następnie, w miarę dalszego ochładzania się skały,podatna deformacja koncentrowała się głównie w strefach o wyraźnej foliacji (struktury S-C). Całkowite odkształcenie w tych strefach obejmowało dwie istotne składowe: prostego ścinania oraz wydłużania. Podatna deformacja granitu zachodziła w efekcie plastycznego odkształcenia kwarcu. Wskazuje na to równoległa orientacja wydłużonych ziarn tego minerału faliście wygaszających światło. Kryształy skalenia stanowiły natomiast porfiroklasty. Uległy one głównie deformacji kruchej. Kruche odkształcenia skaleni świadczą, że 293

zasadnicza deformacja granitu nastąpiła w warunkach facji zieleńcowej (Simpson, 1985). Wskazuje na to również orientacja osi optycznych c kwarcu, która sugeruje poślizgi wzdłuż powierzchni bazalnej kryształów tego minerału, charakierystyczne dla deformacji przebiegającej w zakresie temperatur facji zieleńcowej (Schmid & Casey, 1986). Występowanie myrmekitów deformacyjnych w porfiroklastach skalenia potasowego sugeruje natomiast, że odkształcenie rozpoczęło się jeszcze przed ochłodzeniem granitu do warunków facji zieleńcowej. Gdyby chodziło tu o deformację wcześniej ostygłej intruzji, to metamorfizm w warunkach facji amfibolitowej powinien być rejestrowany przez inwersyjną zonalność ziarn plagioklazu, czego w badanej skale nie stwierdziliśmy. Zdaniem autorów, jedynym możliwym wytłumaczeniem występowania myrmekitów deformacyjnych i normalnej zonalności ziarn plagioklazu jest przyjęcie, że deformacji uległa stopniowo stygnąca późnosyntektoniczna intruzja. W ortognejsie z Lipnik zarejestrowano efekty tylko jednej deformacji związanej ze ścinaniem o zwrocie "stropku-wsw" w warunkach facji zieleńcowej. Powstałe w jej wyniku foliacja i lineacja przebudowują pierwotną, magmową strukturę skały. Tymczasem foliacja i lineacja amfibolitów masywu Niedźwiedzia (ryc. 1) powstały w wyniku ścinania o zwrocie "strop-ku-ne" w warunkach facji amfibolitowej (Cymerman, 1986; Cymerman & Jerzmański, 1987). Również gnejsy odsłaniające się w metamorfiku Doboszowic uległy głównym deformacjom (Dl i D2) w warunkach facji amfibolitowej (Mazur & Puziewicz, 1995a). Gdyby zatem granit z Lipnik został zdeformowany wcześniej niż gnejsy i przetrwał późniejsze deformacje jako sztywne ciało, odporne na odkształcenia to powinien był zarejestrować metamorfizm facji amfibolitowej, podobnie jak występujące wspólnie z nim amfibolity. Ponieważ tak nie jest, to można sądzić, że deformacja jakiej uległ granit była młodsza niż ta, którą zarejestrowały gnejsy z Doboszowic i amfibolity masywu Niedźwiedzia. Zdeformowane granity z Lipnik stanowią, naszym zdaniem, późnosyntektoniczną intruzję w uprzednio zdeformowane i zmetamorfizowane amfibolity masywu Niedźwiedzia. ntruzja ta miała miejsce podczas retrogresji metamorfizmu. Przy założeniu, że foliacja w granicie z Lipnik nie uległa późniejszej reorientacji, zapisana w granicie deformacja miała kinematykę połogiej, ekstensyjnej strefy ścinania. Można tak sądzić, ponieważ ścinanie ekstensyjne o zwrocie "strop-ku- WSW" zachodziło po powierzchniach foliacji łagodnie nachylonych ku zachodowi (ryc. 2). Uważamy, że deformacja zapisana w ortognejsie stanowi odpowiednik deformacji opisanej przez nas jako D3 (Mazur & Puziewicz, 1995a) na obszarze sięgającym od strefy Niemczy przez metamorfik Niemczy-Kamieńca po metamorfik Doboszowic (ryc. 1). Sądzimy, że przykład zdeformowanego granitu z Lipnik potwierdza interpretację (Mazur & Puziewicz, 1995a), zgodnie z którą po etapie nasunięć ku NE w strefie granicznej Sudetów zachodnich i Sudetów wschodnich miały miejsce lewoskrętne przemieszczenia przesuwcze (strefa Niemczy) wzdłuż kierunku NNE-SSW oraz przemieszczenia ku SW o kinematyce zrzutowej zachodzące w warunkach regionalnej ekstensji. Zwrot ścinania "strop-ku- WSW" w ortognejsie z Lipnik sugeruje, że rozrzut kierunków transportu tektonicznego w etapie D3 był większy niż sądziliśmy dotychczas (strop-ku-sw). Deformacja opisywana przez nas jako D3 we wschodniej części bloku przed sudeckiego stanowi, naszym zdaniem, odpowiednik deformacji ekstensyjnej rozpoznanej przez Cymermana (l993b), Chaba i in., 294 (1994) oraz Schulmanna i in., (1995) w górskiej części Sudetów na obszarze masywu Jesioników. Na obecnym etapie badań zakładamy, że deformacja D3 była związana z kolapsem ekstensyjnym (Dewey, 1988), który odgrywał istotną rolę we wschodniej części bloku przedsudeckiego. Jest to teza zgodna z wnioskami sformułowanymi przez Cymermana (l993b) w odniesieniu do masywu Jesioników. W przeciwieństwie do poglądów tego autora uważamy natomiast, że występowanie deformacji ekstensyjnej w żadnym wypadku nie wyklucza wcześniejszej tektoniki płaszczowinowej, której powstanie poprzedzało naszym zdaniem ekstensyjny kolaps orogenu. Kolaps rozwinął się w górnej części skorupy ziemskiej znacznie pogrubionej w wyniku uprzedniego spiętrzenia płaszczowin. Końcowym fazom kolapsu towarzyszyły późnosyntektoniczne, niedatowane dotychczas intruzje granitoidów, których przykładem jest zdeformowany granit z Lipnik. Autorzy składają podziękowania dr hab. R. Kryzie za wykonanie analiz składu chemicznego plagioklazów przy pomocy mikrosondyelektronowej oraz dr P. Aleksandrowskiemu za dyskusję nad wcześniejszymi wersjami artykułu. Literatura ACHRAMOWCZ S. 1994 - Ann. Soc. Geol. Pol., 63: 265-332. BADURA J. 1985 - Szczegółowa mapa geologiczna Sudetów, l : 25 000, ark. Lipniki. nst. Geol. BADURA J. 1989 - Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Sudetów, ark. Lipniki. bidem. BEDERKE E. 1929 - Geol. Rdsch., 20: 186-205. BERTHE D., CHOUKROUNE P. & JEGOUZO P. 1979 - J. Struct. Geol., 1: 31-42. CHAB J., MXA P., VANECEK M. & ZACEK V. 1994Vestnik Ćeskćho Geol. Ustavu, 63: 7-15. CYMERMAN Z. 1986 - Kwart. Geol., 30: 157-186. CYMERMAN Z. 1991a - Prz. Geol., 39: 450-456. CYMERMAN Z. 1991b - bidem, 39: 457-463. CYMERMAN Z. 1993a-bidem, 41: 27-31. CYMERMAN Z. 1993b - bidem, 41: 700-706. CYMERMAN Z. & JERZMAŃSK J. 1987 - Kwart. Geol., 31: 239-262. CYMERMAN Z. & PASECK M. A. J. 1994 - bidem, 38: 191-210. DEWEY J. F. 1988 - Tectonics, 7: 1123-1139. MATTE PH., MALUSK H., RAJLCH P. & FRANKE W. 1990-Tectonophysics, 177: 151-170. MAZUR S. & PUZEWCZ J. 1995a - Prz. Geol., 43: 786-793. MAZUR S. & PUZEWCZ J. 1995b- Ann. Soc. GeoLPoL,64: 23-52. OBERC J. 1968 - Ann. Soc. Geol. Pol., 38: 203-217. OBERC J. 1972 - Budowa geologiczna Polski. T. V. Tektonika, cz, 2. Sudety i obszary przyległe. Wyd. Geol.,: 1-307. PLATT J. P. & VSSERS R. L. 1980-J. Struc. Geol., 2: 397-410. SCHMD S. & CASEY M. 1986 - [W:] Hobbs B. E. & Heard H. C. (eds) Mineral and Rock Deforrnation: Laboratory StudiesThe Paterson Volume. Am. Geophysical Union, Geophysical Monograph, 36: 263-286. SCHULMANN K., GA YER R. & CHAB J. 1995 - Silesian domain. Thermal and Mechanical nteractions in Deep Seated Rocks, Excursion Guide - Post-Conference Excursion, 14.10.1995, Czech Republic. SMPSON C. 1985 - J. Struct. Geol., 7: 503-511. SKACEL J. 1989 - Acta Univ. Wratisl. 1113, Pr. Geol. Mineral., 17: 45-55. SUESS F. E. 1912 - Denkschr. Akad. Wiss. Wien, Mat.-Nat. K., 88: 541-651. WHTE S. H., BURROWS S. E., CARRERA S J., SHAW N. D. & HUMPHREYS F. J. 1980-J. Struct. Geol., 2: 175-187.