Tworzenie się wczesnej domeny oceanicznej

Na wskutek otwarcia się nowego oceanu od Gondwany oderwał się kontynent Awalonii wraz z licznymi mniejszymi jednostkami tworzącymi archipelag na jej wschodnim przedłużeniu (Golonka 2007).

Postępująca aktywność ryftu oceanu Rei bardzo czytelnie odzwierciedla się w Sudetach w obszarze jednostki kaczawskiej. Występujące tu wczesnopaleozoiczne skały w jednoznaczny sposób świadczą o poszerzaniu i pogłębianiu się oceanu (Rys. 10). Występujące w dolnej części profilu bazalty poduszkowe są dowodem na wykształceniu się skorupy oceanicznej. Skały te można zaobserwować na wzgórzu Okole.

Z kolei skały osadowe powstałe we wczesnym ryfcie oceanicznym reprezentowane są przez płytkowodne wapienie wojcieszowskie (patrz kamieniołom Gruszka) oraz łupki radzimowickie o cechach turbidytów.

Łupki radzimowickie wykształcone są w postaci łupków kwarcytowo – serycytowych lokalnie sfeldspatyzowanych i zmylonityzowanych, barwy srebrzysto – zielonkawej, szaro – brązowej, lub szaro – żółtej. Ich wychodnie znajdują się w centralnej części Gór Kaczawskich w pasie do szerokości 3 km i długości ok. 20 km pomiędzy Podgórkami a Mysłowem. Spotykane są również w okolicach Lipy. Łupki radzimowickie rozdzielają jednostki Bolkowa i Świerzawy. Podstawową masę łupków radzimowickich stanowią metamułowce zbudowane z naprzmianległych lamin ciemnych i jasnych. Ciemne laminy budują muskowit, serycyt, chloryt, biotyt oraz inne, trudne do określenia makroskopowo minerały. W laminach jasnych można wyodrębnić kwarc i skalenie. Struktura skał jest drobno- lub/i homeoblastyczna, a tekstura łupkowa, masywna i bezładna.

Na podstawie studiów literaturowych oraz obserwacji terenowych stwierdzono, że wapienie wojcieszowskie budowały rafy w obrębie płytkich, najprawdopodobniej szelfowych stref zbiornika. Z kolei w odróżnienie od tradycyjnych poglądów sugerujących interpretację łupków radzimowickich jako osadów rowu oceanicznego (Baranowski 1988), uważa się, że były one

96 deponowane w reżimie ekstensyjnym w głębszych partiach otwierającego się oceanu na wskutek prądów grawitacyjnych, co było sugerowane na podstawie współczesnych badań (Kryza & Zalasiewicz 2008). Fakt występowania olistolitów wapieni wojcieszowskicj w obrębie łupków radzimowickich, tłumaczy się działaniem podmorskich ruchów masowych przenoszących fragmenty rafy w głąb zbiornika. Podobne zjawiska zostały zaobserowane w kenozoicznych osadach u zachodnich wybrzeży Afryki (Lee et al., 2004).

Najbardziej spektakularnym przykładem olistolitu jest blok wapieni odsłaniający się w nieczynnym kamieniołomi „Gruszka” w Wojcieszowie. W części zachodniej wyrobiska widać wyraźny kontakt pomiędzy łupkami radzimowickimi a wapieniem wojcieszowskimi. Kolejnymi przykładami są wystąpienia wapieni w miejscowości Podgórki. W morfologii terenu wapienie wojcieszowskie tworzą charakterystyczne łagodne wzniesienia (Fot. 14).

97 Fot. 14 A - ostaniec wapienia wojcieszowskiego w rejonie Podgórek, B – wychodnia wapieni wojcieszowskich w

98 Kolejnym elementem występującym w dolej części profilu jednostki kaczawskiej są piaskowce z Gackowej występujące w południowej części jednostki Świerzawy. Skały te występują w obrębie szczytowych partii wzgórz Radostka, Młynica, Chmielarz. Niewielka wychodnia znajduje się też na północ od Janochowa. Są to zwięzłe, trudno łupliwe skały barwy żółtej, jasnozielonej o bezładnej lub warstwowanej teksturze. W składzie mineralnym można wyróżnić kwarc, skalenie potasowe, albit, serycyt, węglany. Fragmenty law i piroklastów ryodacytowych pochodzą z erodowanej skorupy kontynentalnej (Kryza et al., 1994). Geotektoniczne uwarunkowania depozycji piaskowców z Gackowej nie są jednoznaczne. Tradycyjnie uważane są one za górnokambryjskie, płytkowodne utwory deponowane w warunkach sztormowych powyżej powierzchni falowania. Analogię do nich stanowią kwarcyty z Dubrau leżące w obrębie antyklinorium łużyckiego (Kryza et al., 2007). Z badań nad obszarem źródłowym i wiekiem depozycji wynika, że formacja z Gackowej ma charakter osadów pasywnej krawędzi kontynentu lub początkowego etapu ryftu kontynentalnego, w związku z tym mogą być one zaliczane do etapu ryftu kontynentalnego. Petrologia i geochemia sugerują z kolei, że materiał mógł pochodzić z erozji riodacytów jednostki Bolkowa (Kryza et al., 2007). Nowsze badania wskazują, że materiał źródłowy pochodzi z terranu zdominowanego przez prekambryjskie granitoidy lub ich pochodne jak na przykład masyw Łużycki (Kryza & Zalasiewicz 2008). Datowania SHRIMP nie wykazały młodszych ziaren cyrkonu niż 550 Ma, co jednak nie wyklucza wczesnopaleozoicznego wieku depozycji osadu. Niezależnie od przyjętego modelu wieku depozycji materiał musiał pochodzić z kadomskich granitów, które są często spotykane w obrębie terranów armorykańskich.

Przyjęty przez autokę, schemat warunków sedymentacji piaskowców z Gackowej, wapieni wojcieszowskich, oraz łupków radzimowickich przedstawiono na figurze (Rys. 15).

99 Rys. 15 Propozycja warunków depozycji dolnopaleozoicznych skał osadowych jednostki kaczawskiej

100

3.3.3 Dojrzały ocean z pełni wykształconymi pasywnymi krawędziami

kontynentu

Ocean Rei osiągnął największą szerokość w sylurze. Szacuje się, że wynosiła ona około 4000 kilometrów (Golonka 2007). W pełni rozwinięte pasywne krawędzie zajęte były przez depozycję klastyczną i węglanową (Golonka 2007). Charakterystyczną cechą tych osadów jest duża zawartość substancji organicznej (TOC – total organic carbon), dzięki czemu skały te stanowią skałę macierzystą dla węglowodorów lub niekonwencjonalną skałę zbiornikową (shale gas).

Etap ten reprezentowany jest przez dolnopaleozoiczne drobnoziarniste osady występujące w formie olistolitów w synorogenicznym kompleksie jednostki bardzkiej (Wyżga 1987). Reprezentowane są one głównie przez pelagiczne i hemipelagiczne mułowce, pyłowce, lidyty, konturyty oraz osady niskogęstościowych prądów turbidytowych (Wyżga 1987). Podrzędnie występują również osadu innych prądów grawitacyjnych, takich jak spływy kolizyjne czy kohezyjne. Charakterystyczną cechą tych osadów jest duża ilość skamieniałości, głównie w postaci graptolitów.

Biorąc pod uwagę głębokomorski charakter skał, interpretuje się je jako osady równi abysalnych oceanu Rei, który w tym okresie deponowania wyżej opisanych osadów był już szerokim oceanem w pełni wykształconymi krawędziami pasywnymi (Rys. 16). Według opracowań (Wyżga 1987) zmiany w barwie osadów oraz pojawienie się sedymentacji turbidytowej wskazuje na zmiany klimatyczne będące konsekwencją ordowickiego zlodowacenia oraz sylurskiego okresu ocieplenia.

W odsłonięciu w Żdanowie widoczne są głównie ciemne mułowce z licznymi szczątkami dobrze zachowanych graptolitów. Warto nadmienić, że tego typu osady stanowią często skałę macierzystą dla węglowodorów, lub w przypadku złóż niekonwencjonalnych również skałę zbiornikową.

101 Rys. 16 Szeroka domena oceaniczna z pełni wykształconymi krawędziami pasywnymi

102

3.3.4 Inicjacja subdukcji i powstanie łuku wysp wulkanicznych

Otwarcie się basenu załukowego nastąpiło w konsekwencji powstania strefy subdukcji pod południową krawędzią Laurazji. Zaskutkowało to powstaniem łuku wysp na kształt dzisiejszych wysp japońskich, które oddzielały nowopowstały basen (tak zwany Ocean Renohercyński) od oceanu Rei (Rys. 17). Basen załukowy ulegał wypełnieniu osadami klastycznymi jak i węglanowymi. Przykładem mogą być marmury jednostki Brannej, w których następnie, na wskutek zjawisk krasowych wykształciły się jaskinie (np.: jaskinia na Spicaku czy jaskinia na Pomezi) (Fot. 3) (Schulmann & Gayer 2000; Kalvoda et al., 2008). Z obszaru polskich Sudetów, płytykowodne wapienie z liczna fauną korali (Fot. 15), ramienionogów i liliowców można oglądać w nieczynnym, obecnie zalanym wyrobisku w jednostce Świebodzic (jez. Daisy). W obrębie jeziora występują górnodewońskie wapienie rafowe. Ponadto w dolnej części wyrobiska obserwowane są wapienie gruboławicowe przechodzące stopniowo w cienkoławicowe wapienie z przewarstwieniami margli. W najwyższej części profilu utwory te przechodzą w mułowce. Skały te są mocno zaangażowane tektonicznie (liczne spękania ciosowe).

103 Przypuszcza się również, że krzemionkowe osady dewońskie zidentyfikowane w kompleksach melanżowych w rejonie jednostki kaczawskiej również mogły stanowić głębokowodne wypełnienie basenu załukowego. Szerokość basenu załukowego nie została określona, jednak niewątpliwie była ona wystarczająca do wykształcenia się skorupy oceanicznej, o czym świadczy śródsudecki kompleks ofiolitowy oraz jego ekwiwalenty w postaci fragmentów skał metabazytowych w rejonie Górnego Beneszowa (Kalvoda et al., 2008) czy bazaltów poduszkowych typu MORB w jednostce Rzeszówka – Jakuszowej. Tego typu odsłonięcia występują w obrębie rezerwatów: Wąwóz Myśliborski (Fot. 16) i Wąwóz Lipa. W obu występują sylursko - dewońskie bazalty przeobrażone w warunkach niskiego stopnia metamorfizmu facji zieleńcowej. Zwykle zachowane są pierwotne struktury poduszkowe.

Etap ekstensji w basenie załukowym trwał najprawdopodobniej od późnego syluru po środkowy dewon (Golonka & Gawęda 2012).

104 Rys. 17 Otwarcie się basenu załukowego na wskutek pogrążania się starej skorupy oceanicznej oceanu Rei

105

3.3.5 Kolizja łuku wysp z kontynentem

Późnodewońska kolizja wysuniętych elementów szelfu Gondwany, to jest tak zwanej Ostrogi Armorykańskiej (Krӧner & Romer 2013) z Awalońskim Łukiem Wyspowym zaskutkowała zmianą reżimu tektonicznego z ekstensyjnego na kompresyjny w basenie załukowym (Golonka & Gawęda 2012). Efektem tego była depozycja typowych osadów synorogenicznych. W rejonie polskich Sudetów przejście to najlepiej zobrazowane jest w rejonie jez. Daisy, gdzie płytkowowdne wapienie z licznymi skamieniałościami przykryte są osadami klastycznymi jednostki Świebodzic interpretowanych jako osad synorogeniczny (Porebski 1987) (Rys. 18). Osady jednostki Świebodzic obejmują okres od późnego dewonu po górny karbon i wykształcone są głównie jako grubokalstyczne zlepieńce o niskiej dojrzałości jak również osady prądów grawitacyjnych. Innym przykładem osadów synorogenicznych basenu załukowego są osady jednostki bardzkiej z wyraźnie wykształconymi turbidytami oraz osadami typu „debris flow”(Fot. 10). Ich ekwiwalent można również spotkać w jednostce kaczawskiej w rejonie Rzeszówka (Wajsprych 1986). Z kolei o wulkanicznej aktywności łuku wysp w tym czasie świadczą między innymi wkładki bentonitów spotykane wśród tych osadów (Jirásek et al., 2014).

Na wskutek kolizji elementów gondwańskich z łukiem wysp doszło również do powstania ofiolitów zbudowanych z fragmentów skorupy oceanicznej oceanu Rei. Reprezentowane są one przez kompleks Leszczyńca, kompleks Marianskich Laźni, oraz pasmo Starego Mesta. W przeciwieństwie do znacznie młodszego kompleksu ofiolitu śródsudeckiego, skały budujące te kompleksy datowane są na kambr, a proces obdukcji miał miejsce w dewonie (Brian et al. 1995).

106 Rys. 18 Kolizja kontynentu z łukiem wysp

107

3.3.6 Tworzenie się łańcucha górskiego i kolizja typu kontynent – kontynent.

Zamknięcie się basenu załukowego nastąpiło najprawdopodobniej w najniższym późnym karbonie. W efekcie kolizji kontynentu Gondwany z Laurosją powstała znacznych rozmiarów pryzma akrecyjna (Rys. 19). Podczas tworzenia się pryzmy akrecyjnej doszło do obdukcji fragmentów skorupy oceanicznej basenu załukowego, czego najlepszym przykładem jest ofiolit śródsudecki. Na podstawie przeprowadzonych prac i dostępnej literatury stwierdza się, że ekwiwalentem dla ofiolitu śródsudeckiego są najprawdopodobniej lawy poduszkowe jednostki Rzeszówka – Jakuszowej odsłaniające się na przykład w wąwozie Myśliborskim czy w wąwozie Lipa. Z kolei w rejonie Sudetów Wschodnich, pasmo skałkowe w Górnym Beneszowie w Czechach również ma charakter skały skorupy oceanicznej (Kalvoda et al., 2008). Wynikiem zamykania się basenu załukowego jest również powstanie licznych melanży w obrębie jednostki Rzeszówka i Różanej. Najlepsze odsłonięcia znajdują się w potoku Kamiennik w Rzeszówku. W odsłonięciu tło melanżu stanowią silnie sfoliowane, niemal czarne metamułowce, w których tkwią różnej wielkości (od kilku centymetrów do pojedynczych metrów) fragmenty skał takich jak: lidyty, piaskowce, wulkanoklastyki czy węgiel brunatny. Wiek skały został określony na podstawie znalezionych w tle skalnym konodontów na wczesny dewon po wczesny wizen (Haydukiewicz 1987) .

108 Rys. 19 Kolizja typu kontynent - kontynent. Tworzenie się pryzmy akrecyjnej i szwu oceanicznego

109

3.3.7 Etap postorogeniczny

W końcowej fazie doszło do intruzji licznych granitoidów zarówno syn- jak i postorogenicznych, które licznie występują zarówno w Sudetach Zachodnich, Środkowych jak i Wschodnich. Najbardziej spektakularnym przykładem jest masyw granitoidowy Karkonoszy, masyw Strzegomia czy masyw Żulowej (Fot. 17). Szczególnie atrakcyjnym wydaje się być odsłonię zlokalizowane w obrębie góry Boží hora (Czechy) gdzie znajduje się stary kamieniołom w którym wydobywano granit i pegmatyt. Znajduje się tam również strefa kontaktu intruzji granitowej z marmurem. Strefa ta wyznacza granice intruzji. W obrebie jej powstała aureola kontaktowa.

Na przełomie karbonu i permu na wskutek erozji orogenu deponowana jest miąższa molasa (Rys. 20). Są to permskie osady rzeczne czerwonego spągowca wykształcone jako czerwonawe piaskowce drobnoziarniste i mułowce zlokalizowane przy tamie w Świerzawie (Fot. 18 A, B). Środowisko depozycji zostało określone na rzekę roztokową o asymetrycznych sekwencjach, z widoczną amalgamacją ławic i warstwowaniami typowymi dla nasypów środkowokorytowych (Ciężkowski et al., 2003).

110

Fot. 18 Odsłonięcie osadów molasowych wczesnego permu. A - odsłonięcie osadów rzecznych przy tamie w Świerzawie, B - spągowa część jednej z ławic z odciskiem kory drzewa

111 Rys. 20 Etap postorogeniczny - powstanie intruzji granitoidowych oraz depozcyja osadów molasowych

112