Tektonika rowu górnej Nysy Kłodzkiej — sporne problemy — odpowiedź

Tektonika rowu górnej Nysy K³odzkiej — sporne problemy — odpowiedŸ

Jerzy Don*, Jurand Wojewoda**

mog¹ osobiœcie zapoznaæ siê z treœci¹ publikowa-nej na ³amach Przegl¹du Geologicznego dyskusji, nie ponawiamy wiêkszoœ-ci tych zarzutów (Don & Wojewoda, 2004a), które J. Badura i inni (2005) zupe³nie pominêli w swo-jej odpowiedzi. Komentujemy tylko te uwagi, które wnosz¹ do tematu cokolwiek nowego. Zajmujemy równie¿ stano-wisko wobec kolejnych, nowatorskich pogl¹dów J. Badury i innych (2005) na temat szeroko pojêtej geologii rowu gór-nej Nysy K³odzkiej. Po uznaniu morfologicznego obni¿enia Kamiennej za strukturê rowow¹, logiczn¹ konsekwencj¹ dalszego rozumowania naszych Adwersarzy by³o nie tylko odwrócenie profilu litostratygraficznego osadów kredy zie-mi k³odzkiej, ale równie¿ odwrócenie architektury struktur fa³dowych Idzikowa, D³ugopola i Bystrzycy K³odzkiej (Badura i in., 2005).

We wstêpie chcemy podkreœliæ, ¿e za naukowe uznaje-my takie tezy, które uwzglêdniaj¹ wszystkie dostêpne oraz weryfikowalne fakty. Je¿eli tak nie jest, wtedy g³oszone opinie nie mog¹ stanowiæ nawet przes³anek do jakichkol-wiek dalszych wnioskowañ. Uwa¿amy, ¿e to do twórców nowych tez nale¿y przeprowadzenie rzetelnego dowodu i ewentualne odrzucenie wczeœniejszych, a nie odwrotnie. W zakresie geologii regionalnej wymaga to zwykle prowa-dzenia rzetelnych i czêsto d³ugotrwa³ych prac terenowych. Zatem o ile wykonanie trzech krótkich profili sondowañ elektrooporowych i kilku wycieczek terenowych mo¿na przy dobrej woli uznaæ za wstêp do dalszych dzia³añ, to ich rezultat nie mo¿e byæ jednoznacznie interpretowany, a ju¿ na pewno nie burzy naszego spokoju. Zdanie Autorów cyto-wanego wy¿ej artyku³u (Badura i in., 2005), ¿e nie chcemy braæ udzia³u w dyskusji, tworzyæ nowych hipotez, czy wrêcz wykazujemy opór przed prób¹ prowadzenia dal-szych badañ w regionie — pozostawiamy bez komentarza.

Problemy terminologiczne

Takie pojêcia strukturalne, jak synklina, antyklina, bra-chysynklina, czy brachyantyklina, s¹ terminami opisowymi i odwzorowuj¹ rzeczywist¹ architekturê kompleksu skalnego o ustalonym nastêpstwie stratygraficznym. Powo³ywanie siê w tym przypadku na jakiekolwiek inne intencje nie jest uzasadnione.

Doœæ oczywisty jest fakt, ¿e dokumentuj¹c tylko jedno ze skrzyde³ struktury synklinalnej — dotyczy to te¿ wschodniego skrzyd³a brachysynkliny Idzikowa — zaw-sze uzyskamy obraz, który dla kogoœ o du¿ej wyobraŸni przestrzennej i niezorientowanego w obecnoœci drugiego skrzyd³a, mo¿e rzeczywiœcie kojarzyæ siê z monoklin¹,

chocia¿ przypomnijmy, ¿e poprawnym znaczeniem angiel-skiego terminu monocline jest akurat fleksura.

Do problemów terminologicznych zaliczamy równie¿ nieuzasadnione stosowanie skrótów nazw regionalnych jednostek geologicznych wyprowadzonych z w³asnych terminów anglojêzycznych, np. UNKG. Poniewa¿ my adre-sujemy nasz artyku³ przede wszystkim do polskich czy-telników, uwa¿amy, ¿e najbardziej trafny jest skrót nazwy polskiej — RGNK i dlatego bêdziemy go dalej u¿ywaæ.

Problemy metodologiczne i formalne

Próbowanie ró¿nych metod rozwi¹zania problemów badawczych jest w³aœciwe i celowe. Nale¿y jednak odró¿-niaæ zbieranie przes³anek od dowodzenia. Ka¿da z dyscy-plin naukowych, w tym równie¿ geologia, dopracowa³a siê metod opisu zjawisk i ich interpretacji. O ile podstaw¹ opi-su jest stosowanie powszechnie uzgodnionych i zaakcepto-wanych kodów znaczeniowych, o tyle podstaw¹ inter-pretacji s¹ prawa logiki i konsekwencje ich stosowania. Nieprzestrzeganie tych zasad wprowadza niepotrzebny zamêt i zabiera cenny czas œrodowisku naukowemu.

Nasza krytyka dotyczy³a przede wszystkim tego, ¿e w pracach Badury i innych (2002, 2003) zosta³y przedstawio-ne materia³y robocze, wieloznaczprzedstawio-ne i zbyt powierzchownie opracowane, podczas gdy Autorzy nadali im rangê udo-wodnionych tez, które w œrodowisku naukowym mog³y zostaæ potraktowane jako przes³anki do dalszych wniosko-wañ. W dyskusji, zamiast za³¹czyæ materia³y, które by skutecznie usunê³y liczne, wskazane przez nas usterki, ponownie zamieszczaj¹ te same rysunki. Za³¹czone tym razem fotografie w najmniejszym stopniu nie dokumentuj¹ kolejnych, nowych tez Autorów.

J. Badura i inni (2005) twierdz¹, ¿e w swoich arty-ku³ach udowodnili istnienie uskoku. Naszym zdaniem, sto-suj¹c wybran¹ metodê geofizyczn¹ i charakterystyczny dla siebie sposób interpretacji wyników pomiarowych, uzys-kali jedynie przes³ankê, ¿e w pod³o¿u wystêpuj¹ strefy nie-ci¹g³oœci przewodnictwa elektrycznego. Uskok jest cech¹ strukturaln¹ oœrodka skalnego. Jego udokumentowanie wymaga stwierdzenia konkretnych nieci¹g³oœci w obrazie kartograficznym lub te¿ wskazania jego powierzchni z ce-chami (np. zniszczeniami) przypisywanymi uskokom. Co wiêcej, warunkiem nazwania jakiejkolwiek nieci¹g³oœci uskokiem jest udowodnienie przemieszczenia wzd³u¿ takiej powierzchni. Na przyk³ad, na rzekomym uskoku ograniczaj¹cym tzw. rów Kamiennej od zachodu, „cenomañ-skie” zlepieñce musia³yby byæ podniesione ok. 500 m! Tymczasem, wzd³u¿ linii, gdzie mia³by siê ów uskok znaj-dowaæ, na jego przed³u¿eniu ku pó³nocy, jak i ku po³udnio-wi, brakuje jakichkolwiek oznak przemieszczeñ, a tym bardziej oznak inwersji.

J. Badura i inni (2005) wielokrotnie nazywaj¹ obni¿e-nie morfologiczne w rejoobni¿e-nie Kamiennej rowem tektonicz-nym. Samo obni¿enie dokumentuj¹ map¹ zagêszczonych poziomic. Uwa¿amy, ¿e stosuj¹c wybran¹ metodê geomet-rycznego odwzorowania powierzchni terenu wykazuj¹ jedynie to, co i tak jest od dawna dobrze znane, czyli po prostu obni¿enie terenu. Rów tektoniczny jest zdefinio-J. Wojewoda

J. Don

*ul. Mikulskiego 41/2, 52-420 Wroc³aw

**Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski, pl. M. Borna 9, 50-205 Wroc³aw

wan¹ struktur¹ tektoniczn¹ i aby wykazaæ jej obecnoœæ, trzeba wskazaæ jego granice (uskoki ramowe) oraz udo-wodniæ istniej¹cy na nich zrzut. Ani w krytykowanych wczeœniej pracach, ani w dyskusji nie przeprowadzono jakiegokolwiek dowodu strukturalnego. Przytaczane w kontekœcie dowodu zjawiska geomorfologiczne (zawie-szone doliny, czy powszechne na tym obszarze bystrza) mog¹ jedynie stanowiæ przes³anki o obni¿eniu lokalnej bazy erozyjnej. Natomiast o tym, ¿e obni¿enie morfolo-giczne w okolicach Kamiennej jest (i by³o) czynn¹ dolin¹ rzeczn¹, œwiadcz¹ m.in. osady aluwialne, które w tym miejscu zaznaczyli wszyscy autorzy dotychczasowych map geologicznych (por. ryc. 1, 2 i 3).

Ryc. 1. NE czêœæ RGNK miêdzy Nowym Waliszowem a Idzi -kowem w odwzorowaniu Beyricha (1849). Na pó³noc od Kamiennej zaznaczone aluwia (f1), rozcinaj¹ce wyraŸnie pias-kowce i zlepieñce z Idzikowa (f, senon) oraz utwory starsze (g)

Ryc. 2. NE czêœæ RGNK w odwzorowaniu Leppli (1900). Na

pó³noc od Kamiennej zaznaczone aluwia (at i as). WyraŸnie zaznacza siê struktura brachysynkliny Idzikowa (powierzchnie u³awicenia w obrêbie piaskowców i zlepieñców z Idzikowa (ks, emszeru) oraz starszych (kt) zapadaj¹ ku centrum struktury

Q

Q

Q

Q

Q

Ryc. 3. NE czêœæ RGNK miêdzy Nowym Waliszowem i

Idziko-wem w odwzorowaniu kartograficznym Cwojdziñskiego (1981) i Wroñskiego (1981). W rejonie na pó³noc od Kamiennej zaznaczo-ne aluwia (f/Q/h, s/Q/¿, s/¿/Q/2/p3, su/¿/Q/1-3/p3, d/gru/Q oraz gru/ic). WyraŸnie zaznacza siê struktura brachysynkliny Idzikowa (powierzchnie u³awicenia piaskowców w obrêbie piaskowców i zlepieñców z Idzikowa (PC/Cr/cn, koniak) oraz starszych (kt) zapadaj¹ ku centrum struktury, gdzie warstwy zalegaj¹ poziomo. Wyj¹tek stanowi¹ 2 w¹tpliwe pomiary zaznaczone na zachodnich krañcach Kamiennej — ok. 80/70 i 70/70. Pozosta³e pomiary w Kamiennej konsekwentnie pokazuj¹ strome upady ku zachodowi. Je¿eli uzna siê wszystkie zaznaczone na mapie pomiary za praw-dziwe, wtedy rzeczywiœcie nasuwa siê wniosek, ¿e warstwy zapadaj¹ przeciwnie (70–80/70 i 270/65) w odleg³oœci ok. 45 m od siebie!

Antyklinalna natura struktur fa³dowych D³ugopola i Bystrzycy K³odzkiej jest raczej oczywista i udokumento-wana zarówno licznymi otworami, jak i niezale¿nymi opra-cowaniami kartograficznymi (Leppla, 1900; Komuda & Don, 1964; Wroñski, 1983). Dlatego twierdzenie Badury i innych (2005), ¿e trudnoœci w przedstawieniu tektonicznej sytuacji w obrêbie ca³ego rowu górnej Nysy K³odzkiej mo¿na odczytaæ nie tylko z prac Adwersarzy (tzn. Dona i Wojewody), ale tak¿e z publikowanych map geologicz-nych, na których linie przekrojów geologicznych omijaj¹ trudne do interpretacji miejsca, jak na przyk³ad na arku-szach Bystrzyca K³odzka i Stronie Œl¹skie, gdzie wystêpuj¹ wychodnie piaskowców i zlepieñców idzikowskich (Wroñ-ski, 1983; Cwojdziñski 1983), brzmi nieco kuriozalnie! Tym bardziej, ¿e w krytykowanych artyku³ach sami nie zamieœcili ani jednego przekroju geologicznego wzd³u¿ wspominanych wczeœniej trzech profili elektrooporowych. Warto dodaæ, ¿e niezale¿nie od cytowanych wy¿ej map, liczne i systematycznie usytuowane poprzecznie do struktur tektonicznych przekroje geologiczne mo¿na znaleŸæ w publi-kacjach Donów (1960), a zw³aszcza Radwañskiego (1975).

Badura i inni (2005) twierdz¹, ¿e: zlepieñce idzikow-skie reprezentuj¹ cenomañidzikow-skie osady transgresywne i s¹ nasuniête na i³y turonu, tworz¹c kolejn¹ strefê tektoniczn¹, równoleg³¹ do fleksury wschodniej. Nie wspominaj¹ nato-miast o tym, ¿e na po³udnie od Idzikowa, wychodnie tych zlepieñców skrêcaj¹ stopniowo i w sposób ci¹g³y ku NW, gdzie na po³udniowo-zachodnim skrzydle omawianej struktury fa³dowej zapadaj¹ ku NE pod k¹tem do 35o

, dokumentuj¹c tym samym jej brachysynklinaln¹ budowê (Leppla, 1900; Don & Don, 1960; Wroñski, 1983). Podob-ny skrêt pasa wychodni zlepieñców z Idzikowa ku NW obserwuje siê w okolicy Nowego Waliszowa na pó³nocno-wschodnim skrzydle brachysynkliny Idzikowa. Na obu tych skrzyd³ach tzw. i³y œrodkowego koniaku zapadaj¹ pod seriê piaskowców i zlepieñców z Idzikowa. Po obydwu stronach wychodniom „i³ów” towarzysz¹ obni¿enia morfologiczne. Te ostatnie zreszt¹, otaczaj¹ Wysoczyznê Idzikowsk¹ ze wszystkich stron (ryc. 4).

Pragniemy raz jeszcze podkreœliæ, ¿e metody morfome-tryczne uwa¿amy za bardzo przydatne do wnioskowañ neotektonicznych. Sami siê czêsto do nich odwo³ujemy w na-szych pracach kartograficznych i badaniach strukturalnych. Tym bardziej dostrzegamy nadmiern¹ ufnoœæ geodetów i geomorfologów w to, ¿e formy powierzchniowe s¹ wy³¹cznie prost¹ implikacj¹ zachowañ dynamicznych w pod³o¿u.

Dziwi nas nastêpuj¹cy cytat z dyskusji J. Badury i innych (2005): Prace naszych poprzedników, poczynaj¹c od XIX w. nie mog¹ mieæ wp³ywu na dokonane przez nas odkrycia tektoniczne. Z kolejnej wypowiedzi wynika, ¿e J. Badura i inni (2005) s¹: zaskoczeni, ¿e geolodzy tak

œwietnie znaj¹cy teren oraz literaturê nie zorientowali siê, ¿e kwestionowane przez nich ods³oniêcie oraz uskok by³y ju¿ znane Leppli (1900). Na jego mapie w tym miejscu zaznaczony jest uskok pewny…. Praca Leppli (1900) nie by³a wczeœniej przez nich cytowana w krytykowanych artyku³ach. Na rycinie 5 przedstawiamy m.in. przywo³any fragment mapy Leppli. Nadal jednak nie wiemy, gdzie

0 1 2 3 4 5 6 7 8 0 1 2 3 4 5 6 7 8 (km) (km)

¬

Ryc. 4. Odwzorowanie topografii

ob-szaru brachysynkliny Idzikowa na rada-rowym zdjêciu satelitarnym 0,5ox 0,5o (GEOSYS DATA, 97 MONA Pro Visu-al). Strza³kami zaznaczono obni¿enia morfologiczne w miejscu wychodni i³ów z Idzikowa. B³¹d pomiaru w siat-ce 100 x 100 m wynosi ok. 1 m

1849

1900

1957-1990

Ryc. 5. Odwzorowanie budowy geologicznej okolic D³ugopola

Zdroju na mapach Beyricha (1849), Leppli (1900) oraz na arku-szach Szczegó³owej mapy geologicznej Sudetów (Fistek i Gierwie-laniec, 1957; Kozdrój, 1990; Walczak-Augustyniak & Wroñski, 1981; Wroñski, 1981)

zosta³y dokonane odkrycia (pomiary) opisane w krytyko-wanych pracach. W celu lepszego zrozumienia kontekstu za³¹czamy równie¿ najstarsze odwzorowanie kartograficz-ne tego terenu, wykonakartograficz-ne przez Beyricha (1849), oraz naj-bardziej aktualne, dostêpne na arkuszach Szczegó³owej mapy geologicznej Sudetów w skali 1 : 25 000 (Fistek i Gierwielaniec, 1957; Wroñski, 1981; Walczak-Augusty-niak & Wroñski, 1981; Kozdrój, 1990). Artyku³y Badury i innych (2004, 2005) nie wnios³y dodatkowych informacji, a przecie¿ wystarczy³oby zamieœciæ prosty szkic lokaliza-cyjny tajemniczego miejsca.

Równie tajemniczy jest sposób powo³ywania siê J. Ba-dury i innych (2005) na wybrane pozycje literatury. Na przyk³ad w 3 cytowanych pracach: Batik i inni (1996), Gry-gar & Jelonek (2003) oraz Kozdrój & Cymerman (2003), w których prezentowane s¹ ró¿ne, mo¿liwe przyczyny powstania RGNK, w ¿aden sposób nie zosta³y zakwestio-nowane dotychczasowe modele strukturalne i stratygra-ficzne samego RGNK, co przecie¿ ³atwo sprawdziæ.

Obydwaj postrzegamy aktualny stan wiedzy o RGNK jako efekt ewolucji pogl¹dów przez ponad 150 lat. Niemal zawsze zmiany tych pogl¹dów wynika³y z nowych, poja-wiaj¹cych siê faktów i by³y uzasadniane rzeteln¹ procedur¹ dowodzenia.

Struktura rowu górnej Nysy K³odzkiej

Powo³anie siê przez J. Badurê i innych (2005) na sche-matyczny przekrój z pracy Wojewody (1997) — nota bene przeoczone w krytykowanych przez nas artyku³ach — w innym, ni¿ by to wymaga³o, kontekœcie œwiadczy o nie-zrozumieniu przedstawionego tam mechanizmu rozwoju RGNK. W modelu tym rotacji, a bardziej poprawnie, rota-cji i zwi¹zanemu z ni¹ wypiêtrzeniu oraz wstecznemu

ugiê-ciu typu roll-over ulegaj¹ zespo³y skalne w skali ca³ego rowu. Prowadzi to do powstania sprzê¿onych ze sob¹ form synklinalnych lub rowów ni¿szego rzêdu przy brzegach i wypiêtrzonych kopu³ w centralnej czêœci RGNK. Taki spo-sób odkszta³cenia wnêtrza rowów, zw³aszcza rowów asy-metrycznych, które powstaj¹ w wyniku tensji i prostego œcinania, jest powszechnie spotykany i doskonale wyjaœ-niony (Naylor i in., 1986; White i in., 1986; Bradshaw i in., 1988; Ellis & McClay, 1988; Xiao & Suppe, 1989 i 1992; McClay & Scott, 1991; Thomas & Coward, 1996; Mauduit i in., 1997; Steward & Agent, 2000; Imber i in., 2003).

Inny model rozwoju RGNK wielokrotnie przedstawia³ Don (1960, 1996 i 2003). Ró¿nica miêdzy naszymi mode-lami polega na przyjêtym, regionalnym mechanizmie sprawczym (ryc. 6). W przypadku modelu roll-over jest to powszechne rozci¹ganie (transtensja), podczas gdy w modelu Dona (ryc. 6A) rów jest drugorzêdn¹ struktur¹ ten-syjn¹ w stropie kopu³y (antyklinalnie wygiêtej p³yty lito-sferycznej), powsta³ej w warunkach osiowego œciskania (transpresji). Trzeba podkreœliæ, ¿e obydwa te modele opie-raj¹ siê na tym samym zespole faktów kartograficznych i strukturalnych, co wiêcej, w obydwu przypadkach wczes-ne fazy rozwoju rowu s¹ podobwczes-ne — prosty rów grawita-cyjny. W obydwu modelach typowe dla fazy prostego rowu jest poddarcie warstw starszych od koniaku i synsedymen-tacyjna subsydencja rowu przy wschodnim uskoku ramo-wym w koniaku i santonie.

W odniesieniu do wschodniej granicy RGNK podobny mechanizm zaproponowa³ równie¿ Jerzykiewicz (1970, 1971). To w³aœnie zrzut i rotacja zachodniego skrzyd³a mia³y powodowaæ w koniaku i santonie przywi¹zanie stre-fy o najwiêkszym tempie subsydencji do wschodniego uskoku brze¿nego RGNK. Autor ten jednak nie wskaza³ na

A

B

(transtensji i transpresji)

kierunki naprê¿eñ lokalnych (tensji i kompresji)

kierunki wzglêdnych przemieszczeñ

typowe dla struktur roll-over ugiêcie przy uskoku, lecz liniowo „wznosi³” pod³o¿e basenu w kierunku zachodnim, jak równie¿ przypisa³ zachowaniu siê pod³o¿a basenu wp³yw na batymetriê (nie uwzglêdniaj¹c zjawiska akomodacji). Ponad 50 lat przed nim podobnie uwa¿a³ Scupin (1910).

Odmiennego zdania by³ cytowany wczeœniej Leppla (1900), który w³aœnie na przyk³adzie utworów kredy w RGNK wykaza³, ¿e subsydencja w rowie nie poci¹ga³a za sob¹ ¿adnych zmian facjalnych, i którego zatem mo¿na uznaæ za odkrywcê zjawiska akomodacji basenowej (to podrêcznikowe pojêcie nie by³o znane w jego czasach). Dyskusjê nad tezami Leppli (1900), jak równie¿ Struma (1901) przeprowadzi³ Rode (1934). Chyba jednak warto, ¿eby J. Badura i pozostali Autorzy krytykowanych przez nas prac (2002, 2003 i 2005) zapoznali siê z tymi historycz-nymi pracami przed dalszym podejmowaniem prób badañ naukowych w tym rejonie…

Model przedstawiony przez Wojewodê (1997) dotyczy zarówno etapu koniacko-santoñskiego rozwoju rowu, jak i najm³odszej, neogeñskiej aktywnoœci tego obszaru (ryc. 6B). G³ówn¹ dyslokacj¹ ramow¹ rowu jest wschodni uskok brze¿ny, który, jak wynika z zestawienia map geologicz-nych œciêcia na ró¿geologicz-nych poziomach (Kotañski i in., 1997), mo¿e siêgaæ do g³êbokoœci ponad 5000 m, i którego powierzchnia zapada w kierunku zachodnim. Z rotacji skrzyd³a zachodniego mo¿na wnioskowaæ, ¿e jest to g³êbo-ki roz³am listryczny.

Wed³ug Wojewody, o tym, ¿e elewacje tektoniczne w rejonie Bystrzycy K³odzkiej i D³ugopola s¹ zjawiskiem bardzo m³odym, a w zasadzie wspó³czesnym, œwiadczy dolina Nysy K³odzkiej. Jej lokalizacja w osi rowu wskazu-je miejsce o najwiêkszej inicjalnej subsydencji RGNK w neogeñskim etapie rozwoju sieci rzecznej. Jednoczeœnie, antecedentne prze³omy przez kopu³y D³ugopola i Bystrzy-cy K³odzkiej powsta³y ju¿ po uformowaniu siê tej sieci, czyli stosunkowo niedawno (Wojewoda, 2004 a i b).

Wed³ug Dona, za³o¿enia sieci hydrograficznej obszaru RGNK i przyleg³ego Masywu Œnie¿nika mog¹ byæ starsze (miocen?), o czym miêdzy innymi mo¿e œwiadczyæ ostat-nie datowaostat-nie bazaltów z L¹dka Zdroju na 5,46± 0,23 mln lat (Birkenmajer i in., 2004). Bazalty te przykrywaj¹ ¿wiry Bia³ej L¹deckiej, dotychczas uwa¿ane za plioceñsko-plej-stoceñskie.

Wiek rowu górnej Nysy K³odzkiej

Zagadnienia wieku RGNK nie mo¿na ograniczyæ wy³¹cznie do obszaru samego rowu. Aby uznaæ za zasadn¹ przedstawion¹ dalej argumentacjê, zreszt¹ wielokrotnie przytaczan¹ w ró¿nych publikacjach, trzeba odwo³aæ siê do stratygrafii i sedymentologii kredy w Sudetach.

Profile litostratygraficzne kredy w Sudetach, konstru-owane na podstawie rozpoznania kartograficznego i po-wiêkszaj¹cej siê z czasem kolekcji paleontologicznej, pu-blikowane s¹ pocz¹wszy od po³owy XIX wieku (Geinitz, 1843; Pachucki, 1959; Radwañska, 1960a, 1960b; Teisseyre, 1975). Do najnowszych opracowañ z zakresu stratygrafii nale¿¹ datowania mikropaleonotologiczne (Kêdzierski, 2002) oraz wyniki prac sedymentologicznych (Wojewoda, 1997 i 2004c; Wojewoda i in., 1997). W ostatnich 3 cytowanych pracach prezentowane s¹ równie¿ wnioski dotycz¹ce paleo-geografii kredy, a wnioskowanie w ka¿dym przypadku nawi¹zuje do ponadregionalnych prac paleogeograficznych.

Porównuj¹c s¹siaduj¹ce ze sob¹ prowincje — nieckê œródsudeck¹, zapadlisko Kudowy oraz RGNK — widzimy, ¿e schematy litostratygraficzne, pocz¹wszy od poziomu Actinocamax plenus (górny cenoman) do poziomu Inoce-ramus lamarcki (œrodkowy turon), s¹ niemal identyczne, zarówno co do mi¹¿szoœci, jak i litologii (ryc. 7). Regional-ne zró¿nicowanie wynika z litologii pod³o¿a, na którym w póŸnym cenomanie rozpoczyna³a siê sedymentacja i zale-¿y od materia³u, jaki by³ dostarczany z ró¿nych kierunków w turonie. Niemal wszêdzie ten segment profilu rozpoczy-na poziom piaskowca glaukonitowego (tzw. dolny piasko-wiec ciosowy, nazwa wprowadzona jednoczeœnie przez wielu badaczy w latach 30. XIX wieku i tradycyjnie przyjê-ta dla ca³ego obszaru kredy saksoñskiej) o mi¹¿szoœci od kilku do ok. 20 m. Niemal wszêdzie piaskowiec glaukoni-towy zawiera faunê morsk¹ i inwentarz struktur sedymen-tacyjnych, typowy dla stref sublitoralnej i litoralnej. Cech¹ wyró¿niaj¹c¹ piaskowiec jest du¿a zawartoœæ glaukonitu i to niezale¿nie od miejsca, gdzie wystêpuje (Gierwielaniec & Turnau-Morawska, 1965). Lokalnie, na obszarze zapad-liska Kudowy, i to tylko na jego NE obrze¿eniu, piasko-wiec glaukonitowy jest bardzo wapnisty i zlepieñcowaty w sp¹gu (Michael, 1893; Gierwielaniec, 1965). Podobnie jednolite s¹ m³odsze utwory w tym segmencie profilu (Wojewoda, 1997).

Radykalne zró¿nicowanie, zarówno litologii, jak i mi¹¿-szoœci, dotyczy utworów od najwy¿szego turonu po santon (ryc. 7; Kêdzierski, 2002; Don, 1996; Wojewoda, 1997). Na zachód od osi dzisiejszego RGNK w dolnej czêœci pro-filu wystêpuj¹ mu³owce wapniste, tzw. margle plenerskie, osady zewnêtrznego szelfu, a wy¿ej piaskowce kwarcowe, tzw. piaskowce Szczeliñca-Skalniaka, osady wewnêtrznego szelfu i tarasów akumulacyjnych (Wojewoda, 1986, 2003; Wojewoda & Jerzykiewicz, 1986), których ³¹czna mi¹¿szoœæ nie przekracza 250 m (Wojewoda, 1997). Na wschód od osi rowu ta czêœæ profilu ma znacznie wiêksz¹ mi¹¿szoœæ (kilkaset metrów) i zupe³nie inn¹ litologiê. Pro-fil rozpoczyna siê seri¹ osadów marglisto-piaszczystych o bardzo du¿ej zwartoœci zwi¹zków ¿elaza (tzw. poziom mar-gli syderytowych), a koñczy naprzemianleg³ymi piaskow-cami i zlepieñpiaskow-cami (tzw. piaskowce i zlepieñce z Idzikowa). Te ostatnie nazwy wprowadzi³ do literatury Beyrich (1849).

Niemal identyczne schematy litostratygraficzne od górnego cenomanu po œrodkowy turon dowodz¹, ¿e ca³e Sudety Œrodkowe tworzy³y w tym okresie jednolity obszar sedymentacji (basen sedymentacyjny), którego brzegi z ca³¹ pewnoœci¹ istotnie wykracza³y poza zasiêg dzisiej-szych wychodni kredy (por. Rode, 1934; Schwarzbach, 1934). Poza ewidentnym wp³ywem lokalnego pod³o¿a na sk³ad dolnego piaskowca ciosowego, nigdzie na tym obszarze nie zachowa³y siê starsze od koniaku osady lito-ralne, które wskazywa³yby na bliskoœæ brzegu. Pierwszym objawem bliskoœci brzegu by³a lokalna dostawa du¿ej iloœci zwi¹zków ¿elaza do basenu — prawdopodobnie z obszaru dzisiejszych Krowiarek, a dok³adniej z ich po³udniowo-zachodniej strefy, zwanej Górami ¯elaznymi. O bezpoœrednim s¹siedztwie z brzegiem basenu œwiadcz¹ osady pla¿owe i rzeczno-pla¿owe, m³odsze od górnego koniaku. Zatem o powstaniu rowu tektonicznego w kredzie mo¿e œwiadczyæ tylko wzrost akomodacji basenowej z koñcem koniaku, udokumentowany wzrostem mi¹¿szoœci osadów basenowych, oraz typowe facje przykrawêdziowe, udokumentowane wy³¹cznie przy dzisiejszej NE granicy

RGNK. Co wiêcej, oznacza to, ¿e granice rowu tektonicz-nego, który rozpocz¹³ swój rozwój w koniaku, pokrywaj¹ siê z dzisiejszymi granicami z³o¿onej struktury tektonicz-nej, któr¹ okreœlamy nazw¹ RGNK.

Trudno stwierdziæ na podstawie znanych obecnie fak-tów, kiedy i jak zakoñczy³ siê kredowy etap rozwoju RGNK. Najprawdopodobniej jednak, struktura ta zosta³a ca³kowicie wype³niona osadami w santonie i nie odgry-wa³a istotniejszej roli a¿ do schy³ku pliocenu. Wtedy dopiero rozpoczê³o siê tworzenie sudeckiej sieci hydrogra-ficznej, z Pranys¹ K³odzk¹ i jej dop³ywami. Niew¹tpliwie jednak, mamy do czynienia z reaktywowan¹, starsz¹

struk-tur¹ tektoniczn¹, która obecnie znajduje siê w bardzo aktywnej fazie rozwoju. Œwiadczy o tym miêdzy innymi zachowanie siê lokalnego systemu rzecznego, o czym wspomniano ju¿ wczeœniej (Wojewoda, 2004a, 2004b).

Powy¿szy wywód jednoznacznie wskazuje, ¿e przed koniakiem na obszarze dzisiejszego RGNK nie istnia³a odrêbna i znacz¹ca strefa tektoniczno-sedymentacyjna morza kredowego w Sudetach! Tym samym terminu rów RGNK (czy te¿ UNKG sensu Badura i in., 2002, 2003 i 2005) nie mo¿na w ¿adnym znaczeniu odnosiæ do tamtego okresu.

Równie¿ zupe³nie niejasny jest w¹tek jakoby koniecz-nego wystêpowania powierzchni erozyjnej miêdzy

utwora-œrednioziarniste piaskowce i zlepieñce seria heterolityczna wapnistych mu³owców i i³owców zawieraj¹ca warstwy piaskowca o gruboœci do 0,5 m spongiolity spongiolity seria wapnistych mu³owców seria mu³owców wapnistych wapienie piaszczyste i piaskowce wapniste i³owce wapniste piaskowiec glaukonitowy piaskowiec glaukonitowy mu³owce krzemionkowo-wapniste mu³owce krzemionkowo-wapniste 50 m 5 m 25 m 10 m 10 m 15 m 20 m 5 m 5 m 80 m 12 m 12 m 25 m 20 m piaskowiec Skalniaka-Szczeliñca I. schloenbachia -I. lamarcki -piaskowiec Progu Radkowa I. lamarcki -I. labiatus -Actinocamax Plenus piaskowiec glaukonitowy drobno- i gruboziarnisty arenit kwarcowy drobnoziarnisty piaskowiec glaukonitowy mu³owce wapniste i drobnoziarniste piaskowce mu³owce wapniste i drobnoziarniste piaskowce wapienie i i³owce wapniste piaskowiec, zlepieñcowaty w stropie

i³owce wapniste, piaszczyste gruboziarnisty piaskowiec kwarcowo-skaleniowy zlepieñcowaty w stropie œrednio- i gruboziarnisty piaskowiec mu³owce wapniste i drobnoziarniste piaskowce piaskowiec glaukonitowy i³owiec wapnisty piaszczysty spongiolit s³abo wysortowany, zlepieñcowaty piaskowiec glaukonitowy ekwiwalent piaskowca Skalniaka-Szczeliñca I. schloenbachia -I. lamarcki -I. lamarcki -I. labiatus -55 m 5 m piaskowiec glaukonitowy 10 m 40 m 120 m 25 m piaskowiec kwarcowo-skaleniowy 25 m 450-600 m 85 m dolne warstwy z Idzikowa górne warstwy z Idzikowa

RÓW GÓRNEJ

NYSY K£ODZKIEJ

GÓRY STO£OWE

Ryc. 7. Zestawienie generalizowanych profili litostratygraficznych dla obszarów rowu górnej Nysy K³odzkiej i Gór

mi turonu i koniaku na obszarze RGNK (Badura i in., 2005). Powierzchnia taka mog³aby powstaæ jedynie w sy-tuacji, gdyby na prze³omie cenomanu i turonu dosz³o do inwersji basenu, a nic o tym nie œwiadczy. W warunkach basenowych powstanie lokalnej strefy wzmo¿onej subsy-dencji przejawia siê wy³¹cznie zmian¹ facji lub potencja³u akomodacyjnego. Oczywiœcie sformu³owanie tezy, ¿e utwory cenomañsko-turoñskie na obszarze RGNK maj¹ silnie zredukowan¹ mi¹¿szoœæ (Badura i in., 2005) si³¹ rze-czy poci¹ga koniecznoœæ wprowadzenia takiej regionalnej powierzchni erozyjnej. Ale jest to kolejna teza, która, aby mia³a walor naukowy, poza tym, ¿e zosta³a w odwa¿ny sposób sformu³owana, musi byæ jeszcze udowodniona…

Wiek zlepieñców z Idzikowa

Kolejny, niezwykle intryguj¹cy pogl¹d, wyra¿ony przez J. Badurê i innych (2005), dotyczy wieku i pozycji tekto-nicznej zlepieñców z Idzikowa. Zawiera siê on w nastê-puj¹cym cytacie: Zlepieñce idzikowskie reprezentuj¹ cenomañskie osady transgresywne i s¹ one nasuniête na i³y turonu, tworz¹c kolejn¹ strefê tektoniczn¹ równoleg³¹ do fleksury wschodniej… Teza taka jest równie nowatorska, co odwa¿na! Trzeba przecie¿ to jakoœ udowodniæ. Po pierwsze, trzeba zakwestionowaæ dotychczasowe oznacze-nia wiekowe zlepieñców. Po drugie, trzeba metodami strukturalnymi dowieœæ, ¿e zosta³y nasuniête. Ponadto, sfor-mu³owany pogl¹d powinien byæ w zgodzie z powszechnie przyjêtymi wyobra¿eniami o realiach paleogeograficznych w czasie transgresji w cenomanie. Powinien równie¿ zostaæ wyjaœniony mechanizm oraz wskazany moment powstania tak spektakularnej struktury.

„Dowód stratygraficzny”, polegaj¹cy na przytoczeniu pracy Radwañskiego (1961), to kompletne nieporozumie-nie, gdy¿ to w³aœnie ten autor uzna³ zespó³ osadów klas-tycznych w rejonie Idzikowa za najm³odsze ogniwo lito-stratygraficzne górnej kredy ziemi k³odzkiej. „Dowód strukturalny”, czyli powo³ywanie siê na rzekomo podobn¹ interpretacjê na rycinie z pracy Grocholskiej i Grochol-skiego (1958), dotycz¹cej ca³kowicie odmiennej dyslokacji w rejonie Krosnowic-Gorzanowa, jest zupe³nie nietrafiony. Reasumuj¹c, przedstawienie takich tez wymaga wie-low¹tkowego dowodu i zastosowania ró¿nych metod dowodzenia. Czy zosta³o to wykonane — odsy³amy do Ÿród³a (Badura i in., 2005). Pomimo tego uwa¿amy, ¿e war-to ten w¹tek rozwin¹æ, chocia¿ w ramach takiego artyku³u jak ten, mo¿emy, z koniecznoœci, przedstawiæ jedynie naj-wa¿niejsze dotychczasowe tezy i fakty.

Piaskowce i zlepieñce z Idzikowa, od chwili, kiedy zosta³y odkryte, a ich zasiêg kartograficznie udokumento-wany, uznane zosta³y za najwy¿sze ogniwo utworów kredo-wych na obszarze RGNK (ryc. 1; Beyrich, 1849a; Beyrich i in., 1849). Jako jedyne zosta³y one przez Beyricha zaliczo-ne do senonu, podczas gdy pozosta³e utwory kredy zaliczy³ on ³¹cznie do cenomanu. Trzeba podkreœliæ, ¿e by³ on znawc¹ tzw. kredy saksoñskiej. Œwiadczy o tym chocia¿by dyskusja porównawcza, któr¹ przeprowadzi³ w innej swo-jej pracy (Beyrich, 1949b). Swoje oznaczenia wiekowe rzetelnie uzasadni³ na poziomie ówczesnego rozpoznania paleontologicznego. Zatem ju¿ ponad 150 lat temu powsta³ schemat litostratygraficzny, który przez nastêpne lata by³ konsekwentnie weryfikowany i precyzowany.

Równie¿ Leppla (1900) i Sturm (1901) uznali zlepieñ-ce z Idzikowa za najm³odsze utwory kredowe RGNK. Ró¿nica zdañ polega³a na interpretacji pozycji zlepieñców

wzglêdem piaskowców. Leppla uwa¿a³, ¿e zlepieñce i pias-kowce s¹ to równowiekowe odmiany facjalne, m³odsze od turonu. Sturm natomiast umieœci³ zlepieñce ponad piaskow-cami i zaliczy³ je do emszeru (dawniej najm³odsza kreda, obecnie koniak–santon). Pogl¹d Leppli podzieli³ póŸniej Rode (1934), natomiast powojenne prace kartograficzne, sedymentologiczne oraz stratygraficzne polskich badaczy wykaza³y, ¿e zlepieñce tworz¹ zarówno klinoformy w obrê-bie piaskowców, jak i wystêpuj¹ w stropie w postaci zwar-tej pokrywy (Don & Don, 1960; Radwañski, 1961; Jerzy-kiewicz, 1970, 1971; Valeèka, 1984; Wojewoda, 1997). Równolegle prowadzone badania paleontologiczne (m.in. Radwañska, 1960a, 1960b) i mikropaleontologiczne (Teis-seyre, 1975; Kêdzierski, 2002) ostatecznie lokuj¹ seriê piaszczysto-¿wirow¹ na prze³omie koniaku i santonu.

Dyskutowany wiek zlepieñców idzikowskich ma szcze-gólne znaczenie dla zrozumienia m³odej ewolucji Sude-tów, gdy¿ zlepieñce dokumentuj¹ pocz¹tek ich blokowego wypiêtrzania po trwaj¹cej ponad 150 mln lat penepleniza-cji wczeœniejszego orogenu waryscyjskiego (Don, 1996). Aby sugerowaæ inny wiek zlepieñców, trzeba wykazaæ, ¿e ich pozycja przestrzenna w stosunku do udokumentowa-nych paleontologicznie piaskowców jest inna, ni¿ wy¿ej przedstawiona. A taka teza wymaga dowodów paleontolo-gicznych i przes³anek strukturalnych. Wymaga równie¿ dokumentacji kartograficznej oraz odniesienia siê do przedstawionych wy¿ej faktów. Bez tego sugestia o ceno-mañskim wieku zlepieñców z Idzikowa pozostaje jedynie luŸn¹ impresj¹ J. Badury i innych (2005) po odbyciu paru wycieczek terenowych.

Cechy teksturalne zlepieñców z Idzikowa

J. Badura i inni (2005) poruszaj¹ kwestiê pochodzenia materia³u osadowego w zlepieñcach z Idzikowa. W zdaniu: Wskazanie na du¿¹ iloœæ gnejsów nie jest jeszcze dowodem na akumulacjê zachodz¹c¹ bezpoœrednio na obecnym styku masywu Œnie¿nika z UNKG, jakby mimochodem imputuj¹, rzekomo, nasz pogl¹d na tê kwestiê. Dla przypomnienia podaliœmy jedynie informacjê o tym, ¿e warstwy zlepieñców zawieraj¹ g³ównie otoczaki ska³ metamorficznych masywu Œnie¿nika, i ¿e w sk³adzie petrograficznym zlepieñców dominuj¹ otoczaki gnejsowe (Don & Wojewoda, 2004). Co do materia³u innego ni¿ gnejsowy, to zarówno informacje, jak i interpretacje zawarte w pracy Badury i innych (2005) s¹ cenne, ale o co najmniej 100 lat spóŸnione!

Na obecnoœæ materia³u innego ni¿ gnejsowy w zlepieñ-cach zwróci³ uwagê ju¿ Sturm (1901). Szczególnie intry-guj¹ce by³o stwierdzenie du¿ej iloœci ziaren kwarcowych we frakcji powy¿ej 5 mm (od 30% do nawet 50% procent!). Dok³adniej problemem zaj¹³ siê w 1934 r. Rode. Korzys-taj¹c z pomocy znawcy regionu sudeckiego, profesora Bederke, opisa³ on sk³ad petrograficzny zlepieñców z Idzi-kowa i porówna³ go do… sk³adu otoczaków we wspó³czes-nych aluwiach potoku Idzikowskiego, którego koryto prze-cina wychodnie zlepieñców (tab. 1). Wynik by³ na tyle oczywisty, ¿e Rode wyraŸnie sformu³owa³ nastêpuj¹cy wniosek: materia³ osadowy zlepieñców z Idzikowa nie by³ dostarczany wy³¹cznie z obszaru bezpoœrednio przyleg³ego do RGNK. Co wiêcej, Rode wskaza³ potencjalne miejsca pochodzenia materia³u (ryc. 8), jak równie¿ wyci¹gn¹³ cie-kawe wnioski dotycz¹ce paleogeografii Sudetów, zw³asz-cza ewolucji obszarów przyleg³ych do RGNK, pomimo ¿e nie by³y jeszcze wtedy znane wyrafinowane metody wspó³czesnej analizy facjalnej. Do ciekawych i

nowator-skich nale¿y zaliczyæ postulat Rodego, ¿e zlepieñców z Idzikowa nie mo¿na uznaæ za typowe osady regresywne. Uwa¿a³, ¿e by³y one „przywi¹zane” do miejsca, w którym wystêpuj¹, czyli do ram RGNK. Wspó³czeœnie takie kon-serwatywne „zakorzenienie siê” stref facjalnych wi¹¿emy z du¿ym potencja³em akomodacyjnym basenu.

Ca³kowity brak otoczaków gnejsów oczkowych oraz wapieni, których wychodnie znajduj¹ siê w pobli¿u Nowe-go Waliszowa, Rode (1934) interpretowa³ przykryciem tych obszarów przez osady starsze od koniaku. Zwróci³ równie¿ uwagê na fakt, ¿e dla gruboziarnistych osadów starszych od zlepieñców z Idzikowa nie mo¿na na podsta-wie sk³adu petrograficznego otoczaków jednoznacznie wytypowaæ obszarów zasilania, co ma istotne, a nawet decyduj¹ce znaczenie dla rozwa¿añ paleogeograficznych. Zró¿nicowany sk³ad zlepieñców z Idzikowa by³

komento-wany równie¿ w publikacjach Donów (1960) oraz Wojewody (1997).

Zagadnienie transgresji morza kredowego w Sudetach

Transgresjê w kredzie (por. Hancock & Kauffmann, 1979) poprzedzi³ d³ugi okres (póŸny trias, jura i wczesna kreda) intensywnego wietrzenia chemicznego ca³ego obszaru masywu czeskiego, w tym równie¿ Sudetów (Don, 1966; patrz dyskusja: Migoñ, 2001 i 2002). Tworzy³y siê w tym czasie pokrywy zwietrzelin, których relikty zachowa³y siê w wielu miejscach bezpoœrednio pod morskimi osadami cenomanu (Gierwielaniec, 1965; Gierwielaniec & Turnau-Morawska, 1965; August & Wojewoda, 2005). Materia³ saprolitowy jest bardzo niestabilnym produktem wietrze-nia i bezpoœrednio dostêpnym na powierzchni. Mo¿e siê zachowaæ in situ jedynie w warunkach bardzo szybkiego pogrzebania, na przyk³ad w nastêpstwie szybkiego zalania du¿ych obszarów l¹du w trakcie transgresji.

Szybkie zalanie du¿ego obszaru to równie¿ stosunko-wo szybkie ujednolicenie sposobu sedymentacji i margina-lizacja obszarów zasilania. I w³aœnie na takie warunki sedymentacji wskazuj¹ dokumentowane paleontologicznie i facjalnie osady transgresywne górnego cenomanu w Sudetach — piaskowce glaukonitowe, miejscami wapnis-te mu³owce i i³owce wapniswapnis-te oraz spongiolity (por. ryc. 7) to typowe osady agradacyjne, o poziomych powierzch-niach u³awicenia i zdecydowanie izochroniczne na znacz-nych obszarach (np. Michael, 1893). O szybkim zalaniu wod¹ œwiadczy równie¿ glaukonit w osadach górnego ceno-manu oraz wspó³wystêpowanie blisko siebie obszarów pokrytych zwietrzelinami i ca³kowicie ich pozbawionych (Gierwielaniec, 1965; Gierwielaniec & Turnau-Morawska, 1965). Ju¿ Rode (1934) uwa¿a³, ¿e w czasie transgresji kre-dowej w Sudetach niemal jednoczeœnie zosta³ zalany obszar l¹dowy na dystansie dziesi¹tków kilometrów (!), a elewa-cje terenu nie przekracza³y w tym czasie wysokoœci kilku metrów!

Wszystkie te fakty i przes³anki wykluczaj¹ mo¿liwoœæ powstania w czasie transgresji osadów o chocia¿by zbli¿o-nych cechach do zlepieñców z Idzikowa. Po pierwsze, dla-tego, ¿e s¹ to osady silnie diachroniczne, zatem zarówno obocznie i powy¿ej nich musia³yby wystêpowaæ odpowia-daj¹ce im, ekwiwalentne, dystalne zespo³y facjalne. Po drugie, gdy¿ jako osady transgresywne powinny zawieraæ faunê morsk¹. Po trzecie, powinny zawieraæ zapis facjalny, typowy dla œrodowisk przejœciowych.

Równie¿, omawiany wczeœniej, zró¿nicowany sk³ad petrograficzny, opisowo ujêty przez J. Badurê i innych (2005), du¿o mówi o sposobie i miejscu depozycji mate-ria³u. Gdyby zlepieniec z Idzikowa by³ osadem fluwialnym z okresu bezpoœrednio poprzedzaj¹cego transgresjê, jego sk³ad powinien zdecydowanie wskazywaæ jednolity kieru-nek pochodzenia materia³u. Ma³o, ¿e tak nie jest, to kierun-ki s¹ bardzo ró¿ne, a jeœli zaakceptowaæ tezê, ¿e czêœæ materia³u (wulkanity) pochodzi z obszaru niecki œród-sudeckiej — kierunki te s¹ wrêcz przeciwne. Przeczy to sytuacji, w której tu¿ przed transgresj¹, powierzchnia tere-nu na obszarze dzisiejszego RGNK mia³aby byæ znacznie nachylona i rozciêta dolinami rzek, i to rzek o energii gór-skich potoków (w zlepieñcach z Idzikowa dominuje grubo-okruchowy rumosz). Taka sytuacja mog³a mieæ miejsce, jednak ponad sto kilometrów dalej na wschód, gdzie na

Ryc. 8. Oryginalna ilustracja z pracy Rodego (1934)

przedsta-wiaj¹ca potencjalne miejsca Ÿród³owe materia³u zlepieñców z Idzikowa gnejsy soczewkowe gnejsy laminowane syenit porfir, keratofir ³upki ³yszczykowe kwarcyty grafitowe lidyt fyllit ³upki szrog³azy kulmowe kwarc 2,7% 20,6% 14,7% 20% 42% 57,0% 27,8% 7,0% 1,2% 7,0%

}

}

Tab. 1. Porównanie sk³adu otoczaków w zlepieñcu z Idzikowa i z Potoku Idzikowskiego (wg Rodego, 1934)

zachodnich zboczach elewacji górnoœl¹sko-opolskiej, pod kred¹ zosta³y udokumentowane g³êbokie rozciêcia erozyj-ne dolin rzecznych, ale skierowanych ku SE (Kotañski & Radwañski, 1977).

Gdyby, pomimo przytoczonych wy¿ej argumentów, nadal uznawaæ zlepieniec z Idzikowa za fluwialny osad sprzed transgresji, wtedy niew¹tpliwie cenomañski i trans-gresywny piaskowiec glaukonitowy, który tworzy zwart¹ pokrywê w niecce œródsudeckiej na NW od RGNK, tym bardziej powinien zawieraæ materia³ lokalny (wulkanity) i to o zdecydowanie bardziej proksymalnych cechach tek-sturalnych. A tak nie jest! Zatem w okresie poprze-dzaj¹cym transgresjê przez obszar miêdzy wychodniami wulkanitów w niecce œródsudeckiej na NW i dzisiejszymi wychodniami zlepieñców z Idzikowa na SE nie móg³ odby-waæ siê transport rumoszu, a ju¿ na pewno nie transport traktem fluwialnym.

Po szybkim zalaniu l¹du, w póŸnym cenomanie, redepo-zycja zwietrzelin z masywów krystalicznych w Sudetach ogranicza³a siê do lokalnych elewacji. PóŸniej, w turonie, osadza³y siê w tych miejscach, na pozbawionych zwietrze-liny ska³ach pod³o¿a, osady pelagiczne (Nove Mesto, Góry Orlickie, Masyw Œnie¿nika). Pierwszym produktem rede-pozycji zwietrzelin na skalê regionaln¹ s¹ megacyklotemy turonu i zwi¹zane z nimi diachroniczne klinoformy pias-kowców, tzw. ciosowych — piaskowce Progu Radkowa i piaskowce Szczeliñca-Skalniaka (Wojewoda, 1989 i 1997; patrz równie¿ ryc. 7). Ta regionalna redepozycja zosta³a wywo³ana formowaniem siê pó³nocnego sk³onu basenu i utworzeniem siê g³êbokoœciowych stref facjalnych. Trzeba jednak podkreœliæ, ¿e nie by³o to równoznaczne z pojawie-niem siê na pó³nocy obszaru l¹dowego (Wojewoda, 2003).

W koniaku rozpoczê³a siê na obszarze dzisiejszego RGNK depozycja drobnoziarnistych, ilastych osadów, szczególnie bogatych w ¿elazo (margle syderytowe). Naj-bardziej prawdopodobnym obszarem Ÿród³owym dla tych osadów jest s¹siaduj¹cy z RGNK od wschodu i pó³nocnego wschodu obszar dzisiejszych Gór ¯elaznych i Krowiarek. Redepozycja bogatych w ¿elazo zwietrzelin (laterytów?), poprzedzona erozj¹ starszych osadów kredy, prawdopo-dobnie wyznacza moment pojawienia siê wschodniego obszaru zasilania. Obszar RGNK wykazywa³ w tym okre-sie niski potencja³ akomodacyjny, co dokumentuj¹ typowe, pelagiczne warunki depozycji margli (stagnuj¹ca woda i znaczna g³êbokoœæ). Œwiadczy to o relatywnie szybkiej subsydencji przy jednoczeœnie ci¹gle jeszcze wyrównanym reliefie obszaru Ÿród³owego. Potwierdza to pojawienie siê wyraŸnej granicy (tektonicznej) miêdzy obszarami l¹du i morza.

Zró¿nicowana lokalizacja obszarów zasilania w czasie osadzania siê dzisiejszych zlepieñców z Idzikowa znako-micie mieœci siê w schemacie paleogeograficznym zatoki morskiej, ograniczonej stromymi brzegami, z wyraŸnie zaznaczonym tarasem litoralnym. Transport rumoszu odby-wa³ siê wzd³u¿ brzegu w kierunku po³udniowo-wschodnim i po³udniowym. G³ówn¹ przyczyn¹ by³ regionalny dryf wzd³u¿brzegowy w tych kierunkach, spowodowany przede wszystkim falowaniem wiatrowym. Mo¿na z du¿ym praw-dopodobieñstwem przyj¹æ, ¿e litoralny strumieñ rumoszu by³ na ca³ej d³ugoœci brzegu zasilany z lokalnych Ÿróde³ (por. np. Don & Don, 1960; Wojewoda, 1997). Taki schemat œrodowiskowo-paleogeograficzny dobrze t³umaczy zarówno sk³ad petrograficzny zlepieñców z Idzikowa, jak i ca³y,

zna-komicie udokumentowany, inwentarz zjawisk sedymen-tologiczno-ichnofacjalnych (Wojewoda, 1989, 1997, 2004; Wojewoda i in., 1997). Heterolityczna seria tempestytowa oraz piaskowce i zlepieñce z Idzikowa konsekwentnie zamykaj¹ dostêpn¹ do opisu historiê RGNK w kredzie.

Podsumowanie

Dzisiejsza architektura RGNK stanowi zapis zarówno syntektonicznego wype³niania rowu w czasie, kiedy powstawa³, jak i procesów m³odszych, prawie wspó³czesnych, które doprowadzi³y do jego reaktywacji w nieco innym kszta³cie i granicach. Próby rozdzielenia tych zapisów s¹ bardzo cenne i ze wszech miar celowe. Musz¹ byæ jednak zawsze podejmowane z wiedz¹ o wszystkich dostêpnych faktach. Równie¿ wnioskowanie musi opieraæ siê na powszechnie przyjêtych w nauce zasadach. Przedstawione przez nas fakty i sposoby wnioskowania, jak równie¿ podejmowane od ponad 150 lat ró¿ne próby interpretacji i wyjaœniania pojawiaj¹cych siê sprzecznoœci nie mog¹ byæ pominiête. Jak wykazujemy wy¿ej, nasza poprzednia krytyka (Don & Wojewoda, 2004) by³a ca³kowicie uzasadniona i celowa. Krytykowani przez nas Autorzy w swoim artykule (Badura i in., 2005) nie odnieœli siê do wiêkszoœci postawionych im zarzutów, jak równie¿ pominêli wiele zagadnieñ kluczo-wych dla tematyki. Tym samym zmuszeni jesteœmy pod-trzymaæ nasz¹ dotychczasow¹, krytyczn¹ ocenê ich publikacji (Badura i in., 2002, 2003 i 2005).

Literatura

ACOSTA J., CANALS M., LOPEZ-MARTINEZ J., MUNOZ A., HERRANZ P., ERGELES R., PALOMO C., CASAMOR J.L. 2002 — The Balearic Promontory geomorphology (western Mediterranean): morphostructure and active processes. Geomorphology, 49: 177–204. BRADSHAW G.A. & ZOBACK M.D. 1988 — Listric norma faulting, stress refraction, and the state of stress in the Gulf Coast basin. Geo-logy, 16: 271–274.

BADURA J., PRZYBYLSKI B., KRZYSZKOWSKI D.,

ZUCHIEWICZ W., FARBISZ J. & SROKA J. 2002 — Morphotectonic properties of the Sudetic Marginal Fault and K³odzko Basin faults, SW Poland, in the light of geoelectrical Resistivity studies. [In:] V. Schenk and Z. Schenkova (eds.) Recent geodynamics of the Sudety Mts. and adjacent areas; Acta Montana, ser. A, Geodynamics, 20: 57–65. BADURA J., JAMROZ O. & ZUCHIEWICZ W. 2003 — Recent cru-stal mobility of the Upper Nysa K³odzka graben, SW Poland. Acta Montana IRSM AS CR, ser. A, 24 : 65–71.

BADURA J., PRZYBYLSKI B., ZUCHIEWICZ W., FARBISZ J., SRO-KA W. & JAMROZ O. — Tektonika rowu górnej Nysy K³odzkiej — sporne problemy — dyskusja. Prz. Geol., 53: 200–205.

BATIK P., DOKTÓR S., GRANICZNY M. & ŠEBESTA J. 1996 — Rola tektoniki nieci¹g³ej w kszta³towaniu rzeŸby Masywu Œnie¿nika. [In:] A. Jahn, S. Koz³owski & M. Pulina (eds.), Masyw Œnie¿nika — zmiany w œrodowisku przyrodniczym. Pol. Ag. Ekol. S.A., Warszawa, 27–33.

BEYRICH E. 1849a — Das Quadersandsteingebirge in Schlesien. Z. Deutschen geologischen Gesellschaft, Bd. 1.

BEYRICH E. 1849b — Über die Zusammensetzung und Lagerung der Kreideformation in der Gegend zwischen Halberstadt, Blankenburg und Quedlingburg. Z. Deutsch. Geol. Ges., Bd. 1, 288–339. BEYRICH E. 1867 — Erläuterungen zur Geognostischen Karte von dem Niederschlesischen Gebirge und den angrenzenden Gegenden 1:100000. Blatt Glatz., 346.

BEYRICH E., ROSE G., ROTH I. & RUNGE W. 1849 — Geognosti-sche Karte von dem NiederschlesiGeognosti-schen Gebirge und den angrenzenden Gegenden 1:100 000. Blatt Glatz.

BIRKENMAJER K., PECSKAY Z., GRABOWSKI J., LORENC M.W. & ZAGO¯D¯ON P. 2002 — Radiometric dating of the Tertiary volca-nics, Lower Silesia, Poland. II. K-Ar and palaeomagnetic data from Neogene basanites near L¹dek Zdrój, Sudetes Mts. Annales Soc. Geol. Pol., 72: 119–129.

CWOJDZIÑSKI S. 1981 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów — arkusz Stronie Œl¹skie. Inst Geol., Wyd. Geol., Warszawa 1983. DON B. & DON J. 1960 — Geneza rowu Nysy na tle badañ wykona-nych w okolicach Idzikowa. Acta Geol. Pol., 10: 78–106.

DON J. 1996 — The Late Cretaceous Nysa Graben: implications for Mesozoic-Cenozoic fault-block tectonics of the Sudetes. Z. Geol. Wis., 24: 317–324.

DON J. 2003 — The problem of “diastrophic” blocks in the marginal parts of the Late Cretaceous Nysa K³odzka graben, the Sudetes, SW Poland. Geol. Sudet., 35; 61–67.

DON J. & WOJEWODA J. 2004a — Tektonika rowu górnej Nysy K³odzkiej — sporne problemy. Prz. Geol., 52: 883–886.

DON J. & WOJEWODA J. 2004b — Tectonics of the Upper Nysa K³odzka Graben: Contentious Issues. Acta Geodyn. Geomater., 1, 3: 173–178.

ELLIS P.G. & McCLAY K.R. 1988 — Listric extensional fault systems — results of analogue model experiments. Basin Research, 1: 55–70. FISTEK J. & GIERWIELANIEC J. 1957 — Szczegó³owa mapa geolo-giczna Sudetów 1:25 000, arkusz Nowa Bystrzyca. Inst. Geol., Wyd. Geol. GEINITZ H.B. 1843 — Die Versteinerungen von Kieslingswalde und Nachtrag zur Charakteristik des sächsisch.-böhmischen Kreidegebir-ges; Teil IV, Arnoldische Buchhandlung, Dresden, 23.

GIERWIELANIEC J. 1965 — Budowa geologiczna zapadliska Kudo-wy, Biul. Inst. Geol., 185: 23–108.

GIERWIELANIEC J. & TURNAU-MORAWSKA M. 1965 — Geneza galukonitu przy transgresji morza kredowego na krystalinik na obsza-rze miêdzy Kudow¹ a Spalon¹. Arch. Miner., 25: 261–275.

GROCHOLSKA J. & GROCHOLSKI A. 1958 — Tektonika pn.-wschodniej czêœci rowu Nysy. Prz. Geol., 6: 351–353. HANCOCK J.M. & KAUFFMANN E.G. 1979 — The great trans-gressions of the Late Cretaceous. J. of Geol. Soc., 136: 175–186. IMBER J., CHILDS C., NELL P.A.R., WALSH J.J., HODGETTS D. & FLINT S. 2003 — Hanging wall fault kinematics and footwall collapse in listric growth fault systems. J. Structural Geology, 25: 197–208. JERZYKIEWICZ J. 1970 — The Upper Cretaceous turbidite sequence in the Sudetes (south-western Poland). Bull. Pol. Acad. Sc., Serie Geol. et Geogr., 18: 149–159.

JERZYKIEWICZ J. 1971 — A flysh/littoral succession in the Sudetic Upper Cretaceous. Acta Geol. Pol., 21: 165–199.

JERZYKIEWICZ T. & WOJEWODA J. 1986 — The Radków and Szczeliniec sandstones: an example of giant foresets on a tectonically controlled shelf of the Bohemian Cretaceous Basin (Central Europe). [In:] Knight R.J. and McLean J.R. (eds.), Shelf Sands and Sandstones. Canadian Society of Petroleum Geologists, Memoir 11: 1–15. KÊDZIERSKI M. 2002 — Stratygrafia i paleobiogeografia osadów kredy opolskiej i dolnych warstw idzikowskich na podstawie nanno-planktonu wapiennego. Arch. ING UJ.

KOMUDA J. & DON J. 1964 — Brachyantyklina Bystrzycy K³odzkiej. Acta Geol. Pol., 14: 169–174.

KOTAÑSKI Z. & RADWAÑSKI S. 1977 — Geologia wg³êbna Opolszczyzny. Biul. Inst. Geol., 303: 91–163.

KOTAÑSKI Z. (red.) 1997 — Atlas geologiczny Polski. Mapy geolo-giczne œciêcia poziomego 1 : 750 000. Pañstw. Inst. Geol., Wyd. Geol. KOZDRÓJ W. 1990 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów 1:25000, arkusz Porêba, Pañstw. Inst Geol., Wyd. Geol.

KOZDRÓJ W. & CYMERMAN Z. 2003 — Alpine tectonic inversion — principal mechanism of the Variscan basement uplift and exhuma-tion in the Sudety Mts. Geolines, 16: 59–60.

LEPPLA A. 1900 — Geologisch-hydrographische Beschreibung des Niederschlagsgebietes der Glatzer Neiße (oberhalb der Steine Mün-dung) mit geologischer Übersichtskarte 1:50 000. Abhandlungen des Preußischen Geologischen Landes-Amt, N.F., 32, X, 368 (+ mapa). MAUDUIT T., GUERIN G., BRUN J.-P. & LECANU H. 1997 — Raft tectonics: the effect of basal slope angle and sedimentation rate on pro-gressive extension. J. Struct. Geol., 19: 1219–1230.

McCLAY K.R. & SCOTT A.D. 1991 — Experimental models of han-gingwall deformation in ramp-flat listric fault systems. Tectonophysics, 188: 85–96.

MICHAEL R. 1893 — Cenoman und Turon in der Gegend von Kudo-wa in Schlesien. Z. Deutsch. Geol. Ges., Bd 45: 195–244.

MIGOÑ P. & LIDMAR-BERGSTRÖM K. 2001 — Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and nor-thern Europe since the Mesozoic. Earth-Science Rev., 56: 285–324. MIGOÑ P. & LIDMAR-BERGSTRÖM K. 2002 — Deep weathering through time in central and northwestern Europe: problems of dating and interpretation of geological record. Catena, 49: 25–40. NAYLOR M.A., MANDL G. & SIJPESTEIJN C.H.K. 1986 — Fault geometries in basement-induced wrench faulting under different initial stress states. J. Struct. Geol., 8: 737–752.

PACHUCKI C. 1959 — O stratygrafii i litologii kredy w rowie Nysy K³odzkiej. Ann. UMCS, Sectio B, 1: 1–55.

RADWAÑSKA Z. 1960a — Problem górnego turonu w kredzie dolno-œl¹skiej. Kwart. Geol., 4: 113–121.

RADWAÑSKA Z. 1960b — O wieku tzw. i³ów idzikowskich. [W:] Z badañ Geologicznych na Dolnym Œl¹sku VIII, Biul. Inst. Geol., 151: 5–18. RADWAÑSKI S. 1961 — Deltowe osady koniaku w okolicy Idzikowa. Kwart. Geol., 5: 108–122.

RADWAÑSKI S. 1968 — Górnokredowe osady w Sudetach i wp³yw tektoniki na ich sedymentacjê. Kwart. Geol., 12: 607–617.

RADWAÑSKI S. 1975 — Kreda Sudetów Œrodkowych w œwietle wyników nowych otworów wiertniczych. Biul. Inst. Geol., 187: 5–59. RODE K. 1934 — Mesozoische Krustenbewegungen in Schlesien. Z. Deutsch. Geol. Ges., 86: 483–490.

RODE K. 1936 — Die Schichtenfolge der Kreide im Neißegraben. Zbl. Miner. (B), 109–118.

SCHULTZ-ELA D.D. 2001 — Excursus on gravity gliding and gravity spreading. J. Struct. Geol., 23: 725–731.

SCHWARZBACH M. 1934 — Die Entstehung der Thanndorfer “Terasse“ im Glatzer Schneegebirge (Spieglitzer Schneeberg). Firgen-wald, J., 7: 107–113.

SCUPIN H. 1910 — Über sudetische, prätertiäre junge Krustenbewe-gungen und die Verteilung von Wasser und Land zur Kreidezeit in der Umgebung der Sudeten und des Erzgebirges. Z. Naturwissensch., 82. STEWART S.A. & AGENT J.D. 2000 — Relationship between polari-ty of extensional fault arrays and presence of detachments. Journal of Structural Geology, 22: 693–711.

STEWART S.A., RUFFELL A.H., HARVEY M.J. 1997 — Relation-ship between basement-linked and gravity-driven fault systems in the UKCS salt basins. Marine and Petroleum Geology, 14: 581–604. STURM F. 1901 — Der Sandstein von Kieslingswalde in der Graf-schaft Glatz und seine Fauna. Jahrbuch der Königlichen Preußischen Geologischen Landes-Anstalt, 21: 30–98.

TEISSEYRE B. 1975 — Stratygrafia mikrofaunistyczna górnej kredy rowu Nysy (Sudety Œrodkowe). Rocznik PTG, 45: 81–134.

THOMAS D.W. & COWARD M.P. 1996 — Mesozoic regional tectoni-cs and South Viking Graben formation: evidence for localized thin-skinned detachments during rift development and inversion. Mari-ne and Petroleum Geology, 13: 149–177.

VALEÈKA J. 1984 — Storm-surge versus turbidite origin of the Coniacian-to-Santonian sediments in the eastern part of the Bohemian Cretaceous Basin. Geol. Rundschau, 113: 651–682.

WALCZK-AUGUSTYNIAK J. & WROÑSKI J. 1981 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów 1 : 25 000, arkusz Domaszków, Inst. Geol., Wyd. Geol.

WHITE N.J., JACKSON J.A. & McKENZIE D.P. 1986 — The rela-tionship between geometry of normal faults and that of the sedimentary layers in their hanging walls. J. Struct. Geol., 8: 897–909.

WOJEWODA J. 1986 — Fault scarp induced shelf sand bodies in Upper Cretaceous of Intrasudetic Basin. 7th IAS Regional Meeting, Excursion Guidebook, Excursion A-1: 31–52.

WOJEWODA J. 1997 — Upper Cretaceous littoral-to-shelf succession in the Intrasudetic Basin and Nysa Trough, Sudety Mts. [W:] J. Woje-woda (red.), Obszary
ród³owe: Zapis w osadach, tom I., WIND, Wroc³aw, 81–96.

WOJEWODA J. 2003 — “Gilbert Type Delta” versus “Accumulation Terraces” models and their application to middle Turonian-early Conia-cian sedimentary setting In the Intrasudetic Basin: A discussion. Geoli-nes, 16: 109–111.

WOJEWODA J., ROTNICKA J. & RACZYÑSKI P. 1997 — Obszar Sudetów w póŸnej kredzie. [W:] J. Wojewoda (red.), Obszary
ród³owe: Zapis w osadach, VI Krajowe Spotkanie Sedymentologów, Materia³y: 98–129.

WOJEWODA J. 2004a — Geodynamic interpretation of anomalies in the orientation of the upper segment of the Nysa K³odzka river. Geoli-nes (Abstract), vol. 17: 103–106.

WOJEWODA J. 2004b — Anomalie w przebiegu doliny górnego odcinka Nysy K³odzkiej i ich interpretacja neotektoniczna [W:] Kêdzierski M., Leszczyñski S. & Uchman A. (red.) — Geologia Tatr — ponadregionalny kontekst sedymentologiczny. Polska Konferencja Sedymentologiczna, VIII Krajowe Spotkanie Sedymentologów w Zakopanem, Materia³y Konferencyjne. Pol. Tow. Geol., Kraków. WOJEWODA J. 2004c — Skamienia³oœci œladowe w p³ytkowodnych osadach santonu na obszarze rowu Górnej Nysy K³odzkiej [W:] Muszer J. (red.) — Zapis paleontologiczny jako wskaŸnik paleoœrodowisk, 95–96. WROÑSKI J. 1981 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów 1:25000, arkusz Bystrzyca K³odzka. Inst. Geol., Wyd. Geol. XIAO S.-B. & SUPPE J. 1989 — Role of compaction in listric shape of growth normal faults. American Association of Petroleum Geolo-gists Bulletin, 73: 777–786.

XIAO S.-B. & SUPPE J. 1992 — Origin of rollover. American Asso-ciation of Petroleum Geologists Bulletin, 76: 509–259.