ARTYKUŁY PRZEGLĄDOWE Procesy nasunięć płaszczowinowych w Tatrach

Procesy nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach

Edyta Jurewicz

Nappe-thrusting processes in the Tatra Mts. Prz. Geol, 60: 432–441.

A b s t r a c t. In the Tatra Mts., Late Cretaceous nappe-thrusting processes took place underwater and at considerable overburden pressure. The main decollement level was anisotropic Triassic evaporite rocks (so-called Rauhwacke), whose selective solution significantly influenced the resultant complex geometry of the thrust contacts. High pres-sure fluids expelled into the thrusts zones facilitated tectonic transport and mass-loss processes. The mass-loss was preceded by pressure solution, hydrofracturing leading to mechanical disintegration, and cavitation erosion (hydrotectonic phenomena). Fluids released to the shear zones acted as a "water pillow" facilitating the motion of nappes. The multistage character of thrusting resulted in increasing mass loss and in geometrical complexity of the nappe-based shear zone.

Keywords: nappe-thrust, hydrotectonic phenomena, mass-loss processes, Tatra Mts.

Tatry, z punktu widzenia problematyki tektonicznej, s¹ uwa¿ane za atrakcyjny, lecz trudny obiekt badañ. Jeden z problemów stanowi z³o¿ona geometria powierzchni nasu-niêæ p³aszczowinowych uniemo¿liwiaj¹ca przeprowa-dzenie klasycznej analizy strukturalnej. Brak mierzalnych p³aszczyzn, struktur œlizgowych, spêkañ i uskoków opie-rzaj¹cych, a niekiedy jakichkolwiek struktur wskazuj¹cych na obecnoœæ kontaktu tektonicznego, zniechêca do podej-mowania prób zbierania pomiarów i przeprowadzenia kon-wencjonalnej analizy geometrycznej. Równie¿ zmiennoœæ charakteru powierzchni czy strefy nasuniêcia, która w jed-nym miejscu ma postaæ szwu stylolitowego, a w injed-nym strefy mylonitycznej o niejednorodnej budowie, stanowi znaczne utrudnienie. Badanie ciosu w jednostkach p³asz-czowinowych jest tak¿e ma³o perspektywiczne i mo¿liwe do przeprowadzenia jedynie w dolnotriasowych piaskow-cach (Rubinkiewicz & Ludwiniak, 2005). W wapieniach masywnych niekiedy brakuje spêkañ z powodu procesów rozpuszczania pod ciœnieniem i rekrystalizacji albo maj¹ one charakter spêkañ hydraulicznych i nie nadaj¹ siê do pomiarów. W dolomitach jest ich zbyt wiele, znaczna ich czêœæ ma charakter diagenetyczny, a uzyskany obraz na diagramach przypomina ró¿ê wiatrów. Trudnoœci te spra-wi³y, ¿e pierwsze wiêksze opracowanie struktur œlizgo-wych na powierzchniach luster tektonicznych zosta³o przeprowadzone dla ska³ krystalicznych (a nie osadowych) wchodz¹cych w sk³ad jednostek p³aszczowinowych (Bur-chart, 1963), a kolejna analiza kinematyczna dotyczy³a trzonu granitoidowego (Jurewicz, 2000a, 2002). Aby uzy-skaæ informacje na temat geometrii i mechanizmu nasuniêæ p³aszczowinowych nale¿y siêgaæ po inne metody badaw-cze, m.in. petrotektonikê.

BUDOWA GEOLOGICZNA TATR

Tatry stanowi¹ najdalej ku pó³nocy wysuniêty masyw Karpat wewnêtrznych (wg nomenklatury s³owackiej – Karpat centralnych; m.in. Mahel', 1986; Plašienka, 1997).

Zbudowane s¹ (ryc. 1A, B) z waryscyjskiego trzonu krysta-licznego (Burchart, 1968; Gawêda, 1995; Poller i in., 2000), mezozoicznej pokrywy osadowej oraz nasuniêtych na ni¹ jednostek p³aszczowinowych wierchowych i reglowych (m.in. Uhlig, 1907; Andrusov, 1965). Autochtoniczna pokrywa osadowa wykszta³cona jest w tej samej facji, co nasuniêta na ni¹ jednostka (seria) wierchowa (Kotañski, 1959). Wœród p³aszczowin wierchowych wyró¿nia siê w polskiej czêœci Tatr dwie jednostki: ni¿sz¹ – Czerwonych Wierchów i wy¿sz¹ – Giewontu (Rabowski, 1925; Kotañ-ski, 1961,1963), a na terenie S³owacji – ni¿sz¹ wzglêdem jednostki Giewontu – jednostkê Szerokiej Jaworzyñskiej (Andrusov, 1950). Cech¹ charakterystyczn¹ p³aszczowiny Giewontu i Szerokiej Jaworzyñskiej jest obecnoœæ w sp¹gu nasuniêæ ska³ krystalicznych, które dawniej okreœlano jako „wyspy krystaliczne” (Burchart, 1963). Wœród p³aszczo-win reglowych mo¿na wydzieliæ dwie jednostki: doln¹ – kri¿niañsk¹ oraz górn¹ – choczañsk¹, obie porozbijane na szereg mniejszych ³usek tektonicznych (Guzik & Kotañ-ski, 1963; KotañKotañ-ski, 1965). W latach 70. XX wieku by³a wyró¿niana jeszcze wy¿sza p³aszczowina reglowa – stra-¿owska (Kotañski, 1973; Bac-Moszaszwili i in., 1979), niemniej pogl¹d ten zosta³ ca³kowicie zarzucony (GaŸdzic-ki & Michalik, 1980; Iwanow & Wieczorek, 1987; por. Kotañski, 1986a, b). Ukszta³towanie p³aszczowinowej budowy Tatr zwykle wi¹zano z ruchami tzw. fazy medyterañskiej orogenezy alpejskiej, tj. z póŸn¹ kred¹ (m.in. Andrusov, 1965; Lefeld, 2009). PóŸniejsza ewolucja masywu Tatr zwi¹zana jest z powstaniem basenu centralnokarpackiego, którego osady po neogeñskich ruchach wznosz¹cych zachowa³y siê po pó³nocnej stronie Tatr (m.in. w niecce podhalañskiej) oraz na po³udnie od uskoku podtatrzañskie-go (w Kotlinie Liptowskiej – ryc. 1B). Neogeñskie ruchy wypiêtrzaj¹ce mia³y charakter asymetryczny (silniejsze na po³udniu) i odpowiadaj¹ za pochylenie ca³ego masywu ku pó³nocy (Burchart, 1972; Král, 1977; Sperner, 1996; Sper-ner i in., 2002). Równie¿ na linii W–E zaznacza siê zró¿ni-cowanie stopnia wypiêtrzenia, zauwa¿alne m.in. w zapadaniu

1

Instytut Geologii Podstawowej, Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; edyta.jurewicz@uw.edu.pl.

Ryc. 1. A – G³ówne jednostki strukturalne Tatr (wg Bac-Moszaszwili i in., 1979) oraz lokalizacja struktur (numery w kó³kach) z ryc. 5. Lokalizacja przekroju – ryc. 4. B – Blokdiagram budowy geologicznej Tatr i obszarów przyleg³ych (wg Jurewicz, 2005)

Fig. 1. A – Main tectonic units of the Tatra Mts. (after Bac-Moszaszwili et al., 1979) and locality of structures (numbers in circles) described in Fig. 5. Location of the cross-section – Fig. 4. B – Blockdiagram of the Tatra Mts. and adjacent areas (after Jurewicz, 2005)

osi struktur (Jurewicz, 2000b) oraz w datowaniach radio-metrycznych wskazuj¹cych na znaczniejsze wyniesienie Tatr Wysokich, ni¿ Zachodnich (Baumgart-Kotarba & Král, 2002).

POGL¥DY NA EWOLUCJÊ TEKTONICZN¥ TATR Rozpoznanie szczegó³ów budowy geologicznej zwy-kle wyprzedza³o wiedzê na temat procesów i mechani-zmów odpowiedzialnych za powstanie Tatr (Passendorfer, 1978). Do pocz¹tku XX wieku nie stwierdzono wystêpo-wania nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach, t³umacz¹c wszystkie rysy ich tektoniki budow¹ fa³dow¹ (Uhlig, 1899) i dopiero w 1903 r. na kongresie geologicznym szwajcarski geolog Maurice Lugeon dowiód³ p³aszczowinowej budo-wy Tatr. Pocz¹tkowo przebieg nasuniêæ p³aszczowino-wych wyobra¿ano sobie podobnie do ruchu lodowca, tzn. jako powolny, jednostajny proces. Za g³ówny mechanizm nasuniêæ p³aszczowinowych uwa¿ano zeœlizgi grawitacyjne z po³udnia (m.in. Halicki, 1955; Kotañski, 1963), na co mia³o wskazywaæ m.in. nachylenie ku pó³nocy powierzchni

nasuniêæ tatrzañskich (ryc. 1B, 2A). Wed³ug Kotañskiego (1961, 1963) du¿¹ rolê w procesie sp³ywów grawitacyj-nych odegra³a obecnoœæ elewacji i depresji w pod³o¿u nasuwaj¹cych siê jednostek. Wp³ynê³y one na kierunek transportu tektonicznego jednostki Czerwonych Wier-chów, która sp³ynê³a do depresji Goryczkowej z SSW, podczas gdy wy¿sza od niej jednostka Giewontu – z SSE. W konsekwencji zak³adano, ¿e jako pierwsza nasunê³a siê p³aszczowina wierchowa, na ni¹ sp³ynê³a p³aszczowina reglowa dolna (kri¿niañska), a póŸniej górna (choczañska). Zbli¿ony przebieg zdarzeñ przyjmowany by³ w póŸniej-szych koncepcjach odnosz¹cych siê krytycznie do teorii sp³ywów grawitacyjnych i zak³adaj¹cych znaczny udzia³ naprê¿eñ stycznych w procesach nasuwczych (Gorek & Veizer, 1965; Ksi¹¿kiewicz, 1972). Bac-Moszaszwili i in. (1981) og³osili, ¿e nasuniêcia p³aszczowinowe w Tatrach zachodzi³y pod wp³ywem poziomej kompresji, której towarzyszy³y œciêcia i poziome odk³ucia. Przeciwko teorii sp³ywów grawitacyjnych œwiadczy³o równie¿ spostrze¿e-nie, ¿e nachylenie powierzchni nasuniêæ ku pó³nocy jest skutkiem póŸniejszej rotacji masywu Tatr towarzysz¹cej ich neogeñskiemu wypiêtrzeniu (Soko³owski, 1959; Gre-cula & Roth, 1978). K¹t tej rotacji by³ szacowany na pod-stawie upadu autochtonicznej pokrywy osadowej oraz le¿¹cego niezgodnie na jednostkach p³aszczowinowych eocenu, jak równie¿ na podstawie wielkoœci przemieszcze-nia na uskoku podtatrzañskim na ok. 20/–25/ (Piotrowski, 1978; Bac-Moszaszwili i in., 1984). Wielkoœæ rotacji opar-ta na rekonstrukcji pól naprê¿eñ na podsopar-tawie pomiarów rys œlizgowych w trzonie krystalicznym pochodz¹cych z etapu nasuniêæ p³aszczowinowych wynios³a 40/ (Jurewicz, 2000a, b). Po przywróceniu masywowi Tatr po³o¿enia sprzed rotacji powierzchnie nasuniêæ wyraŸnie przyjmuj¹ nachylenia ku po³udniowi. Dowodz¹ tego równie¿ badania paleomagnetyczne z jednostek reglowych Tatr oraz z Gór Stra¿owskich, wskazuj¹ce, ¿e jednostki p³aszczowinowe nasuwa³y siê „pod górê”, tworz¹c – w skali regionalnej – klasyczny dupleks ( hinterland – dipping duplex; Grabow-ski i in., 2009). Do nieco innych wniosków w kwestii rotacji bloku tatrzañskiego dochodz¹ autorzy badañ termochrono-logicznych (Œmigielski i in., 2012), zaœ mechanizm grawi-tacyjnego transportu jednostki kri¿niañskiej jest podno-szony w pracy Prokešovej i in. (2012).

Zasadniczy wp³yw na teoriê nasuniêæ p³aszczowino-wych wywar³a zapocz¹tkowana w latach 60. zesz³ego stu-lecia teoria tektoniki p³yt. Zak³ada ona przyrost skorupy oceanicznej w strefach ryftów oceanicznych i jej zanik w strefach subdukcji. Ze strefami subdukcji wi¹¿¹ siê pryzmy akrecyjne, czyli spiêtrzenia ponasuwanych na siebie mas skalnych, tworz¹cych systemy nasuwcze typu imbrykacji i/lub dupleksów (Boyer & Elliot, 1982; McClay, 1992; Phinney i in., 2004). W klasycznej sekwencji tworzenia siê stosu p³aszczowinowego spiêtrzanie odbywa siê poprzez dobudowywanie od do³u (podsuwanie siê) kolejnych nostek strukturalnych, tak ¿e najpierw kszta³tuj¹ siê jed-nostki, które ostatecznie zajmuj¹ pozycjê najwy¿sz¹ (ryc. 2B, C). Podobnie by³o w Tatrach. Nasuniêcia ku pó³nocy by³y konsekwencj¹ zachodz¹cej na po³udniu subdukcji i podsuwania siê pod³o¿a wraz z pokryw¹ osadow¹ pod powstaj¹c¹ pryzmê akrecyjn¹. Najstarsza, czyli najwcze-œniej odk³uta od pod³o¿a, jest p³aszczowina choczañska (ryc. 3A), pod ni¹ podsunê³a siê p³aszczowina kri¿niañska, Ryc. 2. Kolejnoœæ powstawania jednostek p³aszczowinowych w

przypadku: A – zeœlizgów grawitacyjnych, B – struktury imbry-kacyjnej, C – dupleksów (A – inspirowane przez Engeleng, 1963; B i C – wg McClay, 1992); zwróæ uwagê na odwrotn¹ kolejnoœæ powstawania struktur na ryc. A

Fig. 2. Sequence of thrusting of tectonic units in case of: A – gravitational gliding, B – imbricate fan, C – duplex (A – inspired by Engeleng, 1963; B and C – after McClay, 1992); note the reverse order of formation of the structures in Figure A

a póŸniej p³aszczowina wierchowa, zaœ pod wierchow¹ zosta³ wt³oczony masyw krystaliczny wraz z autochto-niczn¹ pokryw¹ osadow¹ w facji wierchowej (ryc. 3B) (Nemèok i in., 1998). W toku tych procesów uleg³a rów-nie¿ sfa³dowaniu autochtoniczna pokrywa osadowa, a w trakcie dalszej ewolucji tektonicznej trzon krystaliczny Tatr zosta³ podciêty przez podsuwaj¹ca siê platformê pó³nocnoeuropejsk¹ (Lefeld & Jankowski, 1985; Tomek, 1993; Ernst i in., 1997) (ryc. 1B). W tym ostatnim etapie w autochtonicznej pokrywie osadowej powierzchnie mecha-nicznej anizotropii, takie jak kontakt dolnotriasowych pia-skowców kwarcytowych i zalegaj¹cych na nich ³upków – ska³ o ró¿nych w³aœciwoœciach reologicznych – mog³y sta-nowiæ powierzchnie wewnêtrznych odk³uæ, umo¿liwiaj¹c dysharmonijne sfa³dowanie ca³ego kompleksu (Michalik, 1955; Lefeld, 2009).

PRZEBIEG PROCESÓW NASUWCZYCH Procesy nasuwcze w orogenie alpejsko-karpackim zwi¹zane by³y z subdukcj¹ skorupy oceanu penniñskiego (135–55 Ma) i póŸniejsz¹ kolizj¹ p³yty europejskiej z adriatyck¹ (55–40 Ma; m.in. Nemèok i in., 1998; Froitzheim i in., 2008). Na obszarze ca³ych Karpat widoczna jest migracja procesów deformacyjnych oraz coraz m³odszy wiek nasuniêæ p³aszczowinowych z po³udnia ku pó³nocy (m.in. Nemèok i in., 1998). O wieku procesów nasuwczych mo¿na wnioskowaæ na podstawie coraz m³odszych osadów wchodz¹cyc h w sk³ad coraz bardziej pó³nocnych jedno-stek p³aszczowinowych. I tak, nasuniêcie p³aszczowiny choczañskiej na kri¿niañsk¹ mia³o miejsce w po³udniowej czêœci w albie, a w pó³nocnej – w cenomanie, natomiast nasuniêcia w obrêbie jednostek wierchowych przebiega³y w turonie (ryc. 3A, B) (m.in. Nemèok & Kantor, 1990; Pla-šienka i in., 1997; Rakús & Marschalko, 1997; Krajewski,

2003). Podobnie by³o w po³o¿onym na pó³nocy pieniñskim pasie ska³kowym, gdzie fa³dowania w po³udniowej czêœci ówczesnego basenu rozpoczê³y siê w koniaku (Scheibner, 1968), natomiast na pó³nocy trwa³y co najmniej po pale-ocen (Birkenmajer & Dudziak, 1991; por. Oszczypko i in., 2005).

W Tatrach, z chwil¹, kiedy ca³kowitej subdukcji uleg³o pod³o¿e bardziej po³udniowych stref sedymentacyjnych i kompresj¹ zosta³ objêty obszar wierchowy, skróceniu pod-lega³o równie¿ pod³o¿e krystaliczne. Fakt, ¿e ska³y krysta-liczne wesz³y w sk³ad p³aszczowin oznacza, ¿e odk³ucia w obrêbie ska³ osadowych by³y stowarzyszone z powstaniem uskoków odwróconych w pod³o¿u krystalicznym (m.in. Bac-Moszaszwili i in., 1984). Czêœæ uskoków odwróco-nych mog³a powstawaæ na skutek zmiany zwrotu prze-mieszczenia na pierwotnie normalnych uskokach, o czym œwiadczy m.in. k¹t ok. 60o

pomiêdzy powierzchni¹ kontak-tu sedymentacyjnego dolnotriasowych piaskowców ze ska³ami krystalicznymi a powierzchni¹ nasuniêcia wier-chowej jednostki Giewontu (Jurewicz, 2006). Za³o¿enia tych uskoków mog¹ pochodziæ jeszcze z czasów wczesno-triasowego rozpadu platformy wêglanowej i ekspansji oce-anicznej (Dumont i in., 1996; Szulc, 2000). Uskoki takie powstawa³y równie¿ w œrodkowej jurze, czego przejawem s¹ liczne ¿y³y neptuniczne (£uczyñski, 2001a).

Proces transportu jednostek p³aszczowinowych w Tatrach odbywa³ siê pod powierzchni¹ morza i pod znacz-nym obci¹¿eniem nadk³adem (Jurewicz & Koz³owski, 2003; Jurewicz, 2005). Powstaj¹ce w tym samym czasie œciêcia w obrêbie trzonu krystalicznego wskazuj¹ na g³êbokoœæ procesu rzêdu 6–7 km (Jurewicz & Koz³owski, 2003; Œmigielski i in., 2012). Powstaj¹ce w warunkach ówcze-œnie panuj¹cej kontrakcji struktury prawdopodobnie mog³y pierwotnie mieæ charakter dupleksów o regularnej budo-wie, zosta³y jednak zaburzane i zniszczone pod wp³ywem

Ryc. 3. Etapy rozwoju p³aszczowinowej budowy Tatr (wg Jurewicz, 2005): A – alb: odk³ucie i nasuniêcie p³aszczowiny choczañskiej na kri¿niañsk¹, odk³ucie p³aszczowiny kri¿niañskiej; B – turon: podsuniêcie siê trzonu krystalicznego wraz z autochtoniczn¹ pokryw¹ osadow¹ pod p³aszczowinê wierchow¹ z nasuniêt¹ wczeœniej p³aszczowin¹ kri¿niañsk¹ i choczañsk¹

Fig. 3. Stages of the nappe-thrusting in the Tatra Mts (after Jurewicz, 2005): A – Albian: decollement and thrusting of Choè Nappe over Krina Nappe, decollement of Krina Nappe; B – Turonian: underthrusting of the crystalline core with autochthonous sedimentary cover below High-Tatric Nappe with earlier formed Choè and Krina nappes

szeregu czynników. Istotn¹ rolê odegra³o tu du¿e, zarówno horyzontalne, jak i wertykalne, zró¿nicowanie litologicz-ne, dziêki któremu powierzchnie œcinania ju¿ z chwil¹ powstania by³y nierówne, a zachodz¹ce wzd³u¿ nich proce-sy kataklazy, mylonityzacji i rozpuszczania pod ciœnie-niem – dodatkowo te nierównoœci pog³êbia³y (ryc. 4A) (Jurewicz 2003, 2006). Procesy te by³y odpowiedzialne za znacz¹ce ubytki masy i w istotny sposób zaburza³y geome-triê nasuwanych i fa³dowanych jednostek, prowadz¹c nie-kiedy do „po¿erania” skrzyde³ uskoku (ang. ravenous

faults – Jurewicz & S³aby, 2004), które stanowi³o formê

roz³adowania naprê¿eñ. Istotn¹ rolê procesów rozpuszcza-nia pod ciœnieniem wykaza³y badarozpuszcza-nia £uczyñskiego (2001b), który dowiód³ 50–70% ubytku masy w œrodkowo-jurajskich ska³ach jednostki wierchowej na skutek samej stylolityzacji i kompakcji chemicznej. Mo¿na przypusz-czaæ, ¿e w strefach œcinania w sp¹gu p³aszczowin,

bêd¹cych drog¹ migracji roztworów, procesy te by³y jesz-cze intensywniejsze i stanowi³y jeden z wa¿niejszych czynników erozji tektonicznej. Mog³y byæ równie¿ odpo-wiedzialne za powstanie czêœci luk uwa¿anych za straty-graficzne (por. Kotañski, 1959; Grabowski & Pszczó³-kowski, 2006). Skutkiem erozji tektonicznej jest skompli-kowana morfologia powierzchni kontaktu jednostek p³aszczo-winowych i niejednorodna budowa stref œcinania, o czym mo¿na wnioskowaæ zarówno na podstawie przekrojów geologicznych (ryc. 4A), obrazu kartograficznego (Bac-Moszaszwili i in., 1979), jak i bezpoœrednio w ods³oniê-ciach. A¿ trudno sobie wyobraziæ transport tektoniczny mas skalnych wzd³u¿ tak bardzo nierównych powierzchni, których przywrócenie do pozycji z etapu nasuniêæ p³asz-czowinowych bynajmniej nie czyni bardziej równymi (ryc. 4B). Wzd³u¿ powierzchni kontaktów jednostek p³aszczo-winowych mo¿na obserwowaæ wzajemne „przerastanie

Ryc. 4. A – nasuniêcie jednostki Giewontu na jednostkê Czerwonych Wierchów w górnych partiach Doliny Ma³ej £¹ki (wg G¹sienicy-Szostak, 1973); nr 3 w kó³ku – lokalizacja zdjêcia z ryc. 5C); B – z³o¿ona morfologia powierzchni nasuniêcia jednostki Giewontu po przywróceniu do pozycji z etapu nasuniêæ p³aszczowinowych

Fig. 4. A – Giewont Unit thrust-fault overriding the Czerwone Wierchy Unit (High-Tatric Nappe), upper part of the Ma³a £aka Valley structures (after G¹sienica-Szostak, 1973); No. 3 in circle – locality of Fig. 5C; B – complex morphology of the Giewont Unit thrust-fault after rotation to the original synthrusting position

siê” ska³ nale¿¹cych do s¹siaduj¹cych jednostek tektonicz-nych, np. na Hali Sto³y (ryc. 1A-1, 5A), którego mecha-nizm nie zosta³ dostatecznie wyjaœniony. To wzajemne przenikanie siê ró¿nowiekowych ska³ z s¹siednich jedno-stek tektonicznych przypomina wtopione w lód kamienie. Takie wzajemne „wprasowanie” ska³ nale¿¹cych do ró¿-nych jednostek tektoniczró¿-nych opisa³ w 1959 r. Kotañski ze sp¹gu jednostek wierchowych na Zadniem Kamiennem, gdzie widoczne s¹ dolomity kampilu w obrêbie wapieni urgonu. Autor uwa¿a³, ¿e ich powstanie mog³o byæ efektem wielkich ciœnieñ wywi¹zuj¹cych siê w trakcie transportu p³aszczowinowego. Za g³ówn¹ przyczynê tworzenia siê tego typu struktur Bac-Moszaszwili i in. (1981) uznali pro-cesy zachodz¹ce ze znacznym udzia³em wody, które zosta³y przez Jaroszewskego (1982; por. Kopf, 1982) okre-œlone mianem hydrotektoniki. Rola wody2 w procesach nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach sta³a siê przedmio-tem dalszych opracowañ (Jurewicz, 2003, 2006; Jurewicz i in., 2007), z których wynika, ¿e w pewnym stopniu odpo-wiada³a ona za cykliczny charakter procesu nasuniêæ. Cykl rozpoczyna³ siê narastaniem naprê¿eñ, w trakcie którego obecnoœæ wody powodowa³a wzrost ciœnienia porowego i spadek naprê¿eñ do wartoœci efektywnych, prowadz¹c do powstania powierzchni zniszczenia (ryc. 6A). Z tym etapem ewolucji zwi¹zane by³o pêkanie hydrauliczne, zarejestro-wane w strefach œcinania. Naprê¿enia ulega³y roz³adowy-waniu poprzez powstanie powierzchni zniszczenia oraz przemieszczenie p³aszczowiny (ryc. 6B). Woda obecna w sp¹gu przemieszczanej p³aszczowiny zmniejsza³a tarcie oraz u³atwia³a poœlizg i pokonanie nierównoœci pod³o¿a. Dalszy etap ewolucji to okres spokoju tektonicznego i postoju p³aszczowiny. Kiedy ruch zamiera³, p³aszczowina osiada³a, a powierzchnia odk³ucia „zabliŸnia³a siê” wsku-tek rekrystalizacji i mineralizacji pochodz¹cej z migru-j¹cych wzd³u¿ niej roztworów (ryc. 6C). Od tego momentu naprê¿enia wywi¹zuj¹ce siê w nadk³adzie w zwi¹zku ze skracaniem w pod³o¿u wskutek poch³aniania go w strefie subdukcji mog³y znowu narastaæ, a wiêc ca³y cykl rozpo-czyna³ siê od nowa. W ka¿dym cyklu etapy ruchu by³y krótkotrwa³ymi epizodami rozdzielonymi d³ugimi okresa-mi „postoju” p³aszczowiny i wzglêdnego spokoju tekto-nicznego (Jurewicz, 2003).

WSPÓ£CZESNE NASUNIÊCIA

Aby wyobraziæ sobie lepiej przebieg procesu transpor-tu tektonicznego mas skalnych na znaczne odleg³oœci mo¿na odwo³aæ siê do monitorowanych w sposób ci¹g³y wspó³czesnych stref subdukcji i akrecji – obszarów aktyw-nych sejsmicznie, gdzie podczas trzêsieñ ziemi maj¹ miej-sce przemieszenia mas skalnych na nieznaczne odleg³oœci. Na przyk³ad w wyniku aktywowania siê w 1999 r. na Taj-wanie nasuniêcia Ch-Chi, gdzie zachodzi subdukcja p³yty filipiñskiej pod p³ytê euroazjatyck¹, w trakcie trzêsienia ziemi przemieszczenie osi¹gnê³o maksymalnie 11 m (Kao & Chen, 2000), natomiast wzd³u¿ nasuniêcia Muikamachi-Bonchi-Seien w Japonii w wyniku wstrz¹sów

sejsmicz-nych w 2004 r., zwi¹zasejsmicz-nych z podsuwaniem siê p³yty pacy-ficznej pod euroazjatyck¹, nast¹pi³o przemieszczenie na odleg³oœæ 1,6 m (Mauryama i in., 2007). W tym ostatnim œrednie tempo nasuniêcia policzone dla ostatnich 9 tysiêcy lat wynosi ok. 0,8–1,2 mm/rok. Nie oznacza to jednak ruchu jednostajnego. Ruch ma charakter epizodów, w któ-rych w ci¹gu trwaj¹cego kilka sekund trzêsienia ziemi dochodzi do przemieszczeñ rzêdu kilku metrów. Epizody ruchu rozdzielone s¹ d³ugimi, trwaj¹cymi kilka, kilkadzie-si¹t lub nawet kilkaset lat okresami wzglêdnego spokoju tektonicznego. Podobny przebieg mog³y mieæ nasuniêcia w orogenach alpejskich, w tym i w Tatrach.

ROLA WODY W STREFACH NASUNIÊÆ W procesach nasuniêæ p³aszczowinowych du¿e zna-czenie mia³y w³aœciwoœci petrofizyczne ska³, wzd³u¿ któ-rych dochodzi³o do przemieszczeñ p³aszczowinowych (ryc. 7 – patrz str. 451). Zarówno w Tatrach, jak i w Alpach najczê-stszym horyzontem odk³uæ p³aszczowinowych by³y dolno-i œrodkowotrdolno-iasowe ska³y o genezdolno-ie ewaporatowej, na któ-re sk³ada³y siê osady wêglanowe z wk³adkami ilastymi oraz gipsy i sole (Kotañski, 1956; Plašienka & Soták, 1996; Milovský i in., 2003). Ich niejednorodnoœæ litologiczna sprawia³a, ¿e ju¿ na etapie sedymentacji ³atwo ulega³y niszczeniu i brekcjowaniu. Powstawa³y z nich m.in. brek-cje sztormowe czy krasowe (Jaglarz & Szulc, 2003), ³atwo te¿ ulega³y brekcjowaniu w trakcie nasuniêæ p³aszczowi-nowych, m.in. na drodze pêkania hydraulicznego (ryc. 5C). Ska³y te nazywane „rauwakami” (niem. rauhwacke,

zellen-dolomite, haselgebirge; fr. corneille) maj¹ ró¿ne definicje z

uwagi na problematyczn¹ genezê zwi¹zan¹ z trudnym do okreœlenia udzia³em procesów sedymentacyjnych i tekto-nicznych w ich powstawaniu (por. Spötl & Hasenhüttl, 1998; Warren, 1999). Od strony geomechanicznej mo¿na je uznaæ za „warstwê s³ab¹”, podatn¹, u³atwiaj¹c¹ poœlizg, a powsta³a w ich obrêbie powierzchnia odk³ucia ju¿ na wstêpie prawdopodobnie mia³a urozmaicon¹ morfologiê (Jurewicz, 2006). Niszczeniu rauwak sprzyja³a ich znaczna porowatoœæ wynikaj¹ca z obecnoœci pustek krasowych, wolnych przestrzeni miêdzy klastami w brekcjach, jak rów-nie¿ „komórek” w dolomitach komórkowych. „Komórki” te powstawa³y na skutek rozpuszczenia uwiêzionych w dolo-mitach kryszta³ów soli (Kasiñski, 1981). Wiêkszoœæ tych przestrzeni na etapie diagenezy zosta³a wype³niona wod¹, która w procesie przemieszczeñ tektonicznych w Tatrach, w trakcie krótkiego epizodu ruchu p³aszczowiny, dzia³a³a jak „film wodny” czy „smar tektoniczny” powoduj¹cy zmniejszenie tarcia i u³atwiaj¹cy transport mas skalnych. Woda z jednej strony przyczynia³a siê do pokonywania nie-równoœci pod³o¿a w trakcie przemieszczenia siê p³aszczo-winy, z drugiej – odpowiada³a za ich powstawanie na skutek ró¿nych form niszczenia ska³ prowadz¹cych do ero-zji ska³ w strefie œcinania. Woda odpowiada³a za rozpusz-czanie ska³ (g³ównie wêglanów), jak równie¿ za wyno-szenie pokruszonego materia³y w formie zawiesiny. Œladem tych procesów s¹ liczne stylolity (ryc. 5C). Takie

2

W pracy pojêcie „woda” nie jest rozumiane wy³¹cznie jako zwi¹zek chemicznie czysty o sk³adzie H2O, lecz jako roztwór (fluid),

uk³ad wielosk³adnikowy, zawieraj¹cy ró¿norodne specjacje pierwiastków, równie¿ roztwór w stanie nadkrytycznym, jednak¿e homo-geniczny. Takie uproszczenie zosta³o zastosowane celem nawi¹zania do pojêæ: hydrotektonika, gradient hydrauliczny, poduszka wod-na, woda uwalniana w trakcie przejœæ fazowych minera³ów.

sumowanie siê ró¿nych czynników erozyjnych w po³¹cze-niu ze zró¿nicowaniem litologicznym przemieszczanych ska³ powodowa³o, ¿e z ka¿dym kolejnym epizodem ruchu powierzchnia nasuniêcia stawa³a siê coraz bardziej nierów-na. Œledz¹c zawi³y przebieg powierzchni kontaktu jedno-stek p³aszczowinowych mo¿na trafiæ na miejsca, gdzie kontakt ten ma charakter stylolitu, nie towarzysz¹ mu ¿ad-ne struktury typowe dla stref œcinania i niczym nie przypo-mina kontaktu tektonicznego (ryc. 5A). Sta³o siê tak zapewne dlatego, ¿e wiêkszoœæ produktów dezintegracji mechanicznej i chemicznej zosta³a odprowadzona w for-mie zawiesiny i roztworów poza strefê œcinania, przez co ska³y wygl¹daj¹ jak „sklejone na super glue”, a nie jak standardowe wyobra¿enie kontaktu jednostek p³aszczowi-nowych. Dziêki nierównoœciom powierzchni nasuniêcia

mo¿na trafiæ na kieszenie z zachowanymi zmylonityzowa-nymi ska³ami wêglanowymi, w których daje siê rozpoznaæ tekstury elongacyjne, klasty ze œladami pêkania hydrau-licznego, cienie ciœnienia wokó³ porfiroklastów, œlady roz-puszczania pod ciœnieniem, ¿y³y/sekrecje mineralne – wszystkie w mniejszym lub wiêkszym stopniu zdeformo-wane (ryc. 5B, C). Mo¿na obserwowaæ wspó³wystêpowa-nie ze sob¹ struktur podatnych i wspó³wystêpowa-niepodatnych, które wynika nie tylko ze zró¿nicowania litologicznego defor-mowanych ska³, lecz równie¿ ze zmieniaj¹cego siê œrodo-wiska deformacji, którego kruchy lub podatny charakter wynika³ z ró¿nego udzia³u wody. Podobne struktury znane s¹ z nasuniêcia Lara w Pirenejach (Teixell i in., 2000) czy nasuniêcia McConnell w Górach Skalistych (Kennedy & Logan, 1997).

Sk¹d pochodzi³a woda w strefach nasuniêæ p³aszczowi-nowych? Mia³a wiele Ÿróde³, m.in. by³y nimi pory w ska³ach, które np. w triasowych dolomitach komórkowych osi¹ga³y znaczne rozmiary. Woda mog³a pochodziæ ze spê-kañ, mog³a to byæ woda strukturalna, np. z gipsów, czy minera³ów ilastych, mog³a równie¿ migrowaæ z g³êbin w postaci roztworów hydrotermalnych. Wody nie brakowa³o, gdy¿ nasuniêcia p³aszczowinowe odbywa³y siê pod powierzchni¹ morza (Jurewicz, 2005), a Tatry w trakcie ich trwania nie by³y jeszcze zarysowane w morfologii jako góry. Za zwiêkszanie siê objêtoœci wody w strefach œcina-nia odpowiadaæ mog³o zjawisko tzw. „pompy hydrotekto-nicznej”, zilustrowane doœwiadczeniami przez Kopfa (2003; por. te¿ seismic pumping w: Sibson i in., 1975). Jej iloœæ w strefie œcinania w trakcie ruchu gwa³townie ros³a poprzez jej zasysanie do rozwieranych przestrzeni poja-wiaj¹cych siê w skutek przemieszczenia po nierównej powierzchni (Kopf, 2003; Jurewicz i in., 2007). Woda zassana ze spêkañ i przestrzeni porowych przez podciœnie-nie wywi¹zuj¹ce siê w przewê¿eniach strefy œcinania by³a „ekranowana” przez cz¹steczki ilaste pochodz¹ce z zawie-siny, które by³y dociskane do œcian dyslokacji uniemo¿li-wiaj¹c wydostanie siê wody i jej powtórne wt³oczenie w œciany dyslokacji. Z pojawieniem siê wody w zamkniêtej przestrzeni o nierównych powierzchniach mog³o siê

¬

Ryc. 5. Przyk³ady struktur ze sp¹gu nasuniêcia jednostki wej: A – okruch wapienia urgoñskiego z p³aszczowiny wiercho-wej w obrêbie silnie spêkanych triasowych dolomitów p³asz-czowiny kri¿niañskiej (Hala Sto³y; nr 1 na ryc. 1A); B – lineacja, foliacja i mineralizacja kalcytowa w wêglanowych mylonitach w sp¹gu nasuniêcia jednostki Giewontu (Zadnie Kamienne; nr 2 na ryc. 1A); C – dobrze widoczne stylolity pomiêdzy spêkanymi kla-stami wapieni i dolomitów wype³nionymi kalcytem w sp¹gu nasu-niêcia jednostki Giewontu (Siad³a Turnia; nr 3 na ryc. 1A i 4A); p³ytka cienka, œwiat³o niespolaryzowane; w – wapienie, d – dolo-mity, s – stylolity, k – kalcyt

Fig. 5. Examples of structures at the base of the High-Tatric Nappe: A – fragment of Urgonian limestone of the High-Tatric Nappe within strongly fractured Triassic dolomite (d) of Krina Nappe (Sto³y Hill; No. 1 in Fig. 1A); B – stretching lineation, foliation and calcite mineralization within carbonate mylonites at the base of Giewont Unit (Zadnie Kamienne; No. 2 in Fig. 1A); C – well visible stylolites between strongly fractured clasts of limestone filled with calcite at the base of the Giewont Unit (Siad³a Turnia; No. 3 in Fig. 1A and 4A); thin section, non-polarized light; w – limestone, d – dolomite, s – stylolite, k – calcite

wi¹zaæ zjawisko kawitacji (Preece, 1979), znane m.in. jako efekt „graj¹cych rur” z naszych ³azienek lub odpowia-daj¹ce za korozjê œrub okrêtowych. W trakcie przemiesz-czania siê p³aszczowiny, w strefie œcinania o nierównych œcianach, woda przeciska³a siê przez zwê¿enia i wpada³a do komór, w których na skutek lokalnego spadku ciœnienia móg³ siê pojawiæ ob³ok gazowych b¹bli. Podobny efekt uzyskujemy przy odkrêceniu butelki z gazowan¹ wod¹, kiedy to pod wp³ywem spadku ciœnienia dochodzi do prze-miany fazowej i przejœcia cieczy w gaz. Uwalniane b¹ble gazu – b¹ble kawitacyjne – pêkaj¹ (ulegaj¹ implozji), cze-mu towarzyszy silna fala uderzeniowa oraz impuls ter-miczny (Frenkel, 1955; Lauterborn, 1974). Choæ zasiêg

oddzia³ywania zarówno fali uderzeniowej, jak i wysokiej temperatury jest bardzo ma³y, to chmura pêkaj¹cych tu¿ przy powierzchni uskoku b¹bli mog³a powodowaæ erozjê ska³ w strefie tektonicznej (Jurewicz i in., 2007). W³aœnie takie zjawisko odpowiada za korozjê stali w turbinach wodnych, a ska³y wykazuj¹ znacznie wiêksz¹ wra¿liwoœæ na ten rodzaj erozji, ni¿ stal. Wp³yw pêkaj¹cych b¹bli kawitacyjnych na ciœnienie i temperaturê móg³ powodo-waæ pojawienie siê w strefie œcinania lokalnych, niestabil-nych warunków deformacji, ró¿ni¹cych siê znacznie od standardowych warunków œrodowiska wynikaj¹cych z mi¹¿szoœci nadk³adu i stopnia geotermicznego. Wskazuje na to porównanie wyników badañ inkluzji ciek³o-gazo-wych wykonanych dla pochodz¹cych z etapu nasuniêæ p³aszczowinowych powierzchni œcinania w trzonie krysta-licznym z wynikami badañ ze sp¹gu nasuniêcia p³aszczo-winy Murania w Silicum (Milovský i in., 2003). Uzyskane dla trzonu krystalicznego dane wskazuj¹ na podobne war-toœci ciœnienia i temperatury: 212–254°C i 145–170 MPa (Jurewicz & Koz³owski, 2003), a wiêc na wyrównane warunki deformacji. Dane ze ska³ osadowych maj¹ du¿y rozrzut: 213–471o

C i 20–540 MPa (Milovský i in., 2003), co mo¿na by wyjaœniæ wp³ywem wspomnianego wy¿ej zja-wiska kawitacji, które wzd³u¿ p³askich i g³adkich powierzchni œciêæ w ska³ach krystalicznych nie mog³o zaistnieæ (Jurewicz, 2006).

PODSUMOWANIE

Rola wody w procesie nasuniêæ p³aszczowinowch w Tatrach polega³a nie tylko na selektywnej erozji zachodz¹cej wzd³u¿ powierzchni nasuniêæ, prowadz¹cej do znacz¹cych ubytków masy oraz stopniowego wzrostu nierównoœci powierzchni przemieszczenia, ale równie¿ na u³atwieniu w ich pokonywaniu. Uwolniona do strefy œcina-nia znacznej objêtoœci woda powodowa³a tak¿e zmniejsze-nie tarcia, jak rówzmniejsze-nie¿ dzia³a³a jak „poduszka hydrau-liczna”, która na krótk¹ „chwilê” ruchu pozwala³a unieœæ siê p³aszczowinie i pokonaæ nierównoœci pod³o¿a. Po epi-zodzie przemieszczenia woda odp³ywa³a zgodnie z gra-dientem hydraulicznym w stronê ni¿szych ciœnieñ, a ruch p³aszczowiny na d³ugo zamiera³. Podsumowuj¹c, mo¿na stwierdziæ, ¿e nasuniêcia p³aszczowinowe w Tatrach nie by³y wynikiem ani jednorazowego aktu, ani jednostajnego procesu, lecz odbywa³y siê na skutek wielokrotnie powta-rzanych krótkich epizodów ruchu oddzielonych d³ugimi etapami spokoju tektonicznego. Nastêpstwo zdarzeñ w przebiegu procesów nasuniêæ p³aszczowinowych by³o takie, ¿e najpierw dosz³o do nasuniêcia p³aszczowiny cho-czañskiej na kri¿niañska, a pod nie zosta³y podsuniête p³aszczowiny wierchowe. Nastêpstwo to, w zestawieniu z kontrakcyjnym charakterem struktur tektonicznych, jak równie¿ orientacj¹ powierzchni nasuniêæ z etapu poprze-dzaj¹cego rotacyjne wypiêtrzenie Tatr w neogenie, œwiad-czy przeciwko zeœlizgom grawitacyjnym jako zasadni-czemu mechanizmowi transportu poziomego p³aszczowin tatrzañskich. Na rzecz kontrakcyjnego charakteru nasuniêæ p³aszczowinowych, wynikaj¹cego ze znacznego skrócenia poziomego zachodz¹cego w ich pod³o¿u, przemawia fakt, ¿e wczeœniejsze odk³ucia i nasuniêcia mia³y miejsce w po³udniowej, g³êbszej czêœci basenu oraz ¿e wiek osadów wchodz¹cych w sk³ad coraz ni¿szych, po³o¿onych dalej na Ryc. 6. Cyklicznoœæ i wieloetapowoœæ procesu nasuniêæ

p³aszczowinowych oraz rola „poduszki wodnej” w sp¹gu nasuwaj¹cej siê jednostki. A – faza kumulacji naprê¿eñ – wzrost naprê¿eñ œcinaj¹cych stowarzyszony jest ze wzrostem ciœnienia porowego, co prowadzi do powstania powierzchni zniszczenia; B – faza ruchu – uwolniona wskutek pêkania hydraulicznego (np. z porów w dolomitach komórkowych) oraz zasysana na zasadzie pompy hydrotektonicznej woda (bia³e strza³ki) tworzy „poduszkê” wodn¹ w sp¹gu nasuwaj¹cej siê p³aszczowiny, co u³atwia przemieszczenie po nierównej powierzchni; C – faza postoju – woda migruje w stronê ni¿szych ciœnieñ, a powierzchnia odk³ucia zabliŸnia siê poprzez wytr¹canie siê i krystalizacjê minera³ów obecnych w roztworach. Ca³y cykl wraca do punktu wyjœcia i mo¿e rozpocz¹æ siê od nowa

Fig. 6. Cyclic and multistage character of thrusting processes and role of the "water pillow" at the base of advancing nappe. A – stage of stress accumulation; increasing shear stress is associated with pore fluid pressure resulting in brittle failure; B – stage of motion and growth of water pillow; water (white arrows), released due to hydraulic fracturing (e.g. from pores of cellular dolomites) facilitates the motion of nappes; C – stage of arrest – fluids migrate due to hydraulic gradient and decollement surface seals up due to precipitation and crystallization of new minerals from fluids. At this moment a new cycle can start

pó³nocy jednostek strukturalnych, by³ coraz m³odszy. Za re¿imem kontrakcyjnym przemawiaj¹ równie¿: charakter powierzchni nasuniêæ, udokumentowane podwy¿szone wartoœci ciœnienia i temperatury w ich sp¹gu, przejawy s³abego dynamometamorfizmu w strefach œcinania, obec-noœæ mylonitów, tekstur elongacyjnych, cieni ciœnienia, œladów pêkania hydraulicznego wynikaj¹cego z ciœnieñ nadkrytycznych w p³ynach porowych, powszechnoœæ struktur z rozpuszczania pod ciœnieniem, znacz¹ce ubytki masy, wreszcie obecnoœæ ska³ krystalicznych z pod³o¿a jednostek wierchowych. Wiêkszoœæ struktur opisanych ze sp¹gu nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach, szczególnie powsta³ych z udzia³em wody, nie utworzy³aby siê w warunkach zeœlizgów grawitacyjnych. Po³¹czenie szcze-gólnych cech petrofizycznych przemieszczanych mas skal-nych, stowarzyszone z opisanymi powy¿ej z³o¿onymi procesami hydrotektonicznymi prowadz¹cymi do znacz¹cych ubytków masy, jest odpowiedzialne za brak charakterystycznej dla klasycznych dupleksów geometrii struktur p³aszczowinowych w Tatrach i wyjaœnia ich skom-plikowan¹ budowê. Ten geometryczny nieporz¹dek spra-wia, ¿e Tatry s¹ trudnym obiektem do konwencjonalnej analizy strukturalnej, ale to dziêki temu maj¹ tak unikato-wy charakter, zarówno pod wzglêdem tektonicznym, jak i estetycznym.

Autorka dziêkuje dr. hab. Paw³owi Aleksandrowskiemu i dr. hab. Jackowi Grabowskiemu za konstruktywn¹ dyskusjê oraz Dyrekcji Tatrzañskiego Parku Narodowego za umo¿liwienie pro-wadzenia wieloletnich badañ.

LITERATURA

ANDRUSOV D. 1950 – Tektonická stavba masívu Širokej, Vysoké Tatry. Geologicky Sbornik, 1: 19–30.

ANDRUSOV D. 1965 – Aperçu générale sur la géologie des Carpathes occidentales. Bulletin de la Société Géologique de la France, 7: 1029–1062.

BAC-MOSZASZWILI M., BURCHART J., G£AZEK J., IWANOW, A., JAROSZEWSKI W. KOTAÑSKI Z., LEFELD J., MASTELLA L., OZIMKOWSKI,W., RONIEWICZ P., SKUPIÑSKI A. &

WESTFALEWICZ-MOGILSKA E. 1979 – Mapa geologiczna Tatr Pol-skich, skala 1 : 30 000. Instytut Geologiczny, Warszawa.

BAC-MOSZASZWILI M., GAMKERLIDZE I. P., JAROSZEWSKI W., SCHROEDER E., STOJANOV S. & TZANKOV T.V. 1981 – Thrust zone of the Krína Nappe at Sto³y in Tatra Mts (Poland). Stud. Geol. Pol., 68: 61–73.

BAC-MOSZASZWILI M., JAROSZEWSKI W. & PASSENDORFER E. 1984 – On the tectonics of Czerwone Wierchy and Giewont area in the Tatra Mts., Poland (in Polish, English summary). Ann. Soc. Geol. Pol., 52: 67–88.

BAUMGART-KOTARBA M. & KRÁL J. 2002 – Young tectonic uplift of the Tatra Mts (fission track data and geomorphological arguments). Geol. Carpath., 53, Special Issue.

BIRKENMAJER K. & DUDZIAK J. 1991 – Middle to Late Palaeoce-ne Nannoplankton ZoPalaeoce-nes in the Jarmuta Formation, Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Bull. Pol. Ac. Earth Sc., Earth Sciences, 39: 47–52. BOYER S.E. & ELLIOT D. 1982 – Thrust systems. American Associa-tion of Petroleum Geologist Bulletin, 66: 1196–1230.

BURCHART J. 1963 – Remarks on the directions of the slickensides and fault striae in the crystalline rocks of the Goryczkowa "crystalline island" in the Tatra Mts. Acta Geol. Pol., 13, 27–40.

BURCHART J. 1968 – Rubidium-strontium isochron ages of the cry-stalline core of the Tatra Mts., Poland. Amer. J. Sc., 266, 895–907. BURCHART J. 1972 – Fission-track age determination of accessory apatite from the Tatra Mts., Poland. Earth Planetary Sc. Lett., 15, 418–422.

CSONTOS L. & VÖRÖS A. 2004 – Mesozoic plate tectonic recon-struction of the Carpathian region. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Pala-eoecol., 210, 1– 56.

DUMONT T., WIECZOREK J. & BOULLIN J.P. 1996 – Inverted Mesozoic rift structures in the Polish Western Carpathians (High-Tatric

units). Comparision with similar features in the Western Alps. Eclogae Geol. Helv., 89, 181–202.

ENGELEN G.B. 1963 – Gravity tectonic in the NW Dolomites (North Italy). Geologica Ultraiectina, 13: 1–189.

ERNST T., JANKOWSKI J., SEMENOV V., ADAM A., HVOZDARA M., JÓîWIAK W., LEFELD J., PAWLISZYN J., SZARKA L. &

WESZTERGOM V. 1997 – Electromagnetic Soundings across the Tatra Mountains. Acta Geoph. Pol., 45: 33–44.

FRENKEL J. 1955 – Kinetic theory of liquids, Dover, New York. FROITZHEIM N., PLAŠIENKA D. & SCHUSTER R. 2008 – Alpine tectonics of the Alps and Western Carpathians. [W]: McCann T. (red.): The Geology of Central Europe. Volume 2: Mesozoic and Cenozoic. Geological Society Publishing House, London: 1141–1232.

GAWÊDA A. 1995 – Geochemistry and Rb/Sr isochron age of pegma-tites from the Western Tatra Mts. Geol. Carpath., 46, 95–99.

GAîDZICKI A. & MICHALIK J. 1980 – Uppermost Triassic sequen-ce (Choè nappe of the Str<ñowska Hornatina and the Tatra Mts (west Carpathians). Acta Geol. Pol., 30: 61–76.

G¥SIENICA-SZOSTAK M. 1973 – Budowa geologiczna pó³nocnego zbocza Doliny Ma³ej £¹ki (praca magisterska). Arch. Wydz. Geol. UW. GOREK A. & VEIZER J. 1965 – Der Character der alpinen Tektonik in der Hohen Tatra. Geol. Sb. Slov. Akad. Vied, 16: 265–272. GRABOWSKI J., MICHALÍK J., SZANIAWSKI R. & GROTEK I. 2009 – Synthrusting remagnetization of the Krína nappe: high resolu-tion palaeo- and rock magnetic study in the Stráovce section, Stráovské vrchy Mts, Central West Carpathians (Slovakia). Acta Geol. Pol., 59: 137–155.

GRABOWSKI J. & PSZCZÓ£KOWSKI A. – 2006. Górny tyton i berias w p³aszczowinie reglowej dolnej Tatr Zachodnich w œwietle danych lito-, bio- i magnetostratygraficznych. Prz. Geol., 54, 870–877. GRECULA P. & ROTH Z. 1978 – Kinematic model of the West Carpa-thians. Sbornik Geologickych Vd, Geologie, 32: 49–73.

GUZIK K. & KOTAÑSKI Z. 1963 – Tektonika regli zakopiañskich. Acta Geol. Pol., 13: 387–412.

HALICKI B. 1955 – O przebiegu jednostek reglowych w dorzeczu Suchej Wody w Tatrach. Acta Geol. Pol., 5: 81–97.

HORVÁTH F., VÖRÖS A. & ONOUHA K.M. 1977 – Plate tectonics of the Western Carpatho-Pannonian Region: a working hypothesis. Acta Geologica Academiae Hungaricae, 21: 207–221.

IWANOW A. & WIECZOREK J. 1987 – Problem najwy¿szych jedno-stek tektonicznych w Tatrach. Prz. Geol., 35: 525–528.

JAGLARZ P. & SZULC J. 2003 – Middle Triassic evolution of the Tatricum sedimentary basin: an attempt of sequence stratigraphy to the Wierchowa Unit in the Polish Tatra Mountains. Ann. Soc. Geol. Pol., 73, 169–182

JAROSZEWSKI W. 1982 – Hydrotectonic phenomena at the base of the Krína nappe, Tatra Mts. In: M. Mahel' ed.: Alpine structural ele-ments: Carpathian-Balkan-Caucasus-Pamir orogene zone. Veda, Bratis-lava: 137–148.

JUREWICZ E. 2000a – Próba rekonstrukcji pola naprê¿eñ z etapu fa³dowañ p³aszczowinowych w Tatrach na podstawie analizy struktur œlizgowych w trzonie granitoidowym. Prz. Geol., 48: 239–246. JUREWICZ E. 2000b – Próba korelacji wyników analizy strukturalnej trzonu granitoidowego Tatr Wysokich i jednostek p³aszczowinowych. Prz. Geol., 48: 1014–1018.

JUREWICZ E. 2002 – Geometric analysis of steep dipping dislocations within the granitoid core in the Polish part of the Tatra Mts. Ann. Soc. Geol. Pol., 72, 89–98.

JUREWICZ E. 2003 – Multistage evolution of the shear zone at the base of the Giewont Unit, Polish Tatra Mts. Geol. Carpath., 54: 337–351.

JUREWICZ E. 2005 – Geodynamic evolution of the Tatra Mts. and the Pieniny Klippen Belt (Western Carpathians): problems and comments. Acta Geol. Pol., 55: 295–338.

JUREWICZ E. 2006 – Petrophysical control on the mode of shearing in sedimentary rocks and granitoid core of the Tatra Mts. during Late Cretaceous nappe-thrusting and folding, Carpathians, Poland. Acta Geol. Pol., 57: 159–170.

JUREWICZ E. GIREÑ B. & STELLER J. 2007 – Cavitation erosion – a possible cause of the mass loss within thrust zones in the Tatra Mts., Poland. Acta Geol. Pol., 57: 305–323.

JUREWICZ E. & KOZ£OWSKI A. 2003 – Formation conditions of quartz mineralisation in the mylonitic zones and on the slickenside fault planes in the High Tatra granitoids. Arch. Miner., 54: 65–75. JUREWICZ E. & S£ABY E. 2004 – The Zadnie Kamienne "ravenous" shear zone (High-Tatric nappe) – conditions of deformation. Geol. Quart., 48, 371–382.

KAO H. AND CHEN W. P. 2000 – The Chi-Chi earthquake sequence: Active out-of-sequence thrust faulting in Taiwan. Science, 288: 2346–2349.

KASIÑSKI J. 1981 – Dolomity komórkowe w triasie wierchowym w Tatrach. Prz. Geol., 10: 524–529.

KENNEDY L.A. & LOGAN J.M. 1997 – The role of veining and dis-solution in the evolution of fine-grained mylonites: the McConnell thrust, Alberta. J. Struct. Geol., 19, 785–797.

KOPF R. W. 1982 – Hydrotectonics: Principles and Relevance: U.S. Geological Survey Open-File Report, 82–307: 30 p.

KOPF R. W. 2003 – The hydrotectonic hypothesis: a tectonically-ac-tivated hydraulic system. Unpublished manuscript donated to the U.S. Geological Survey, 38 p.

KOTAÑSKI Z. 1956 – Kampil wierchowy w Tatrach. Acta Geol. Pol., 6: 65–73.

KOTAÑSKI Z. 1959 – Profile stratygraficzne serii wierchowych Tatr Polskich. Biul. Inst. Geol., 139: 1–139.

KOTAÑSKI Z. 1961 – Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 187–467. KOTAÑSKI Z. 1963 – Nowe elementy budowy masywu Czerwonych Wierchów. Acta Geol. Pol., 13: 149–198.

KOTAÑSKI Z. 1965 – Budowa geologiczna pasma reglowego miêdzy Dolin¹ Ma³ej £¹ki i Dolin¹ Koœcielisk¹. Acta Geol. Pol., 15: 257–330. KOTAÑSKI Z. 1973 – Upper and Middle Subtatric nappe in the Tatra Mts. Bull. Acad. Pol. Sc. Sér. Sc. Terre, 21: 75–83.

KOTAÑSKI Z. 1986a – Jeszcze raz o p³aszczowinie stra¿owskiej w Tatrach – czêœæ I. Prz. Geol., 33: 547–552.

KOTAÑSKI Z. 1986b – Jeszcze raz o p³aszczowinie stra¿owskiej w Tatrach – czêœæ II. Prz. Geol., 34: 621–628.

KRAJEWSKI K. 2003 – Facies development and lithostratigraphy of the Hightatric mid-Cretaceous (Zabijak Formation) in the Polish Tatra Mountains. Stud. Geol. Pol., 121: 81–158.

KRÁL J. 1977 – Fission track ages of apatites from some granitoid rocks in West Carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 28 (2): 269–276.

KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 – Budowa geologiczna Polski, IV Tektoni-ka, 3 – Karpaty, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 228 p. LAUTERBORN W. 1974 – Kavitation durch Laserlicht, Acustica, 31: 51–78.

LEFELD J. 2009 – Alpejskie fazy orogeniczne w Tatrach. Prz. Geol., 57: 669–673.

LEFELD J. & JANKOWSKI J. 1985 – Model of deep structure of the Polish Central Carpathias. Publ. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc., A-16, 175, 593–614.

LUGEON M. 1903 – Les nappes recouvrement de la Tatra et l"origine des klippes des Carpathes. Bull. Lab. Géol. Univ. Lausanne, t. 4. £UCZYÑSKI P. 2001a – Development history of Middle Jurassic nep-tunian dykes in the High-Tatric series, Tatra Mountains, Poland. Acta Geol. Pol., 51: 237–252.

£UCZYÑSKI P. 2001b – Pressure-solution and compaction of conden-sed Middle Jurassic deposits, High Tatric series, Tatra Mts. Geol. Carpath., 52: 91–102.

MAHEL M. 1986 – Geologická stavba èeskoslovenských Karpat. (1) Paleoalpínske jednotky, p. 503. VEDA, Bratislava.

MARUYAMA T., IEMURA K., AZUMA T., YOSHIOKAT. A, SATO M., MIYAWAKI R. 2007 – Paleoseismological evidence for non-characte-ristic behavior of surface rupture associated with the 2004 Mid-Niigata Prefecture earthquake, central Japan. Tectonophysics, 429: 45–60. McCLAY K.R. 1992 – Glossary of thrust tectonics terms, [W]: K.R. McClay (red.). Thrust tectonics: London, Chapman & Hall: 419–433. MICHALIK A. 1955 – Tektonika serii wierchowej na obszarze Lilio-wego i Ma³ej Koszystej. Biul. Inst. Geol., 96: 5–35.

MILOVSKÝ R., HURAI V., PLAŠIENKA D. & BIROÒ A. 2003 – Hydrotectonic regime at soles of overthrust sheets: textural and fluid inclusion evidence from basal cataclasites of the Muráò nappe (Western Carpathians, Slovakia). Geodinamica Acta, 16: 1–20. NEMÈOK M. & KANTOR J. 1990 – Pohybová štúdia vybranej oblasti jednotky Velkého Boku. Regionálna Geológia Západných Karpát: Spr-ávy o vyskumoch. GÚDŠ, Bratislava: 75–83.

NEMÈOK M., POSPÍŠIL L., LEXA J. & DONELICK R.A. 1998 – Tertiary subduction and slab break-off model of the Carpathian-Panno-nian region. Tectonophysics, 295: 307–340.

PASSENDORFER E. 1978 – Rozwój pogl¹dów na budowê geolo-giczn¹ Tatr w okresie powojennym. Pr. Muz. Ziemi, 28: 3–33. PIOTROWSKI, J. 1978 – Mesostructural analysis of the main tectonic units of the Tatra Mts.(in Polish, with English summary). Stud. Geol. Pol., 55, 1–80.

RABOWSKI F. 1925 – Budowa Tatr. Budowa pasma wierchowego. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 6. Kraków.

PHINNEY E.J., MANN P., COFFIN M.F. & SHIPLEY T.H. 2004 – Sequence stratigraphy, structural style, and age of deformation of the Malaita accretionary prism (Solomon arc-Ontong Java Plateau conver-gent zone). Tectonophysics, 389: 221–246.

PLAŠIENKA D. 1997 – Cretaceous tectonochronology of the Central Western Carpathians, Slovakia. Geol. Carpath., 48: 99–111.

PLAŠIENKA D. & PROKEŠOVÁ R. 1996 – Towards an evolutionary tectonic model of Krina cover nappe (Western Carpathians, Slovakia). Slovak Geol. Mag., 3–4: 279–286.

PLAŠIENKA D. & SOTÁK J. 1996 – Rauwackized carbonate tectonic breccias in the West Carpathian nappe edifice: introductory remarks and preliminary results. Slovak Geol. Mag., 3–4: 287–291. PLAŠIENKA D., GRECULA P., PUTIŠ M., KOVÁÈ M. & HOVORKA D. 1997 – Evolution and structure of the Western Carpa-thians: an overview. in: Grecula P., Putiš M. & Hovorka D. (red.): Geo-logical evolution of the Western Carpathians. Min. Slov.: 1–24. POLLER U., JANÁK M., KOHÚT M., TODT W. 2000 – Early Variscan magmatism in the Western Carpathians: U-Pb zircon data from granitoids and orthogneisses of the Tatra Mountains (Slovakia). Int. J. Earth Sci., 89: 336–349.

PREECE C.M. 1979 – Cavitation Erosion. In: Treatise on Materials Science and Technology, 16 "Erosion", p.249, Academic Press, New York 1979.

PROKEŠOVÁ R, PLAŠIENKA D. & MILOVSKÝ R. 2012 – Structu-ral pattern and emplacement mechanisms of the Krína cover nappe (Central Western Carpathians). Geol. Carpath., 63, 13–32. OSZCZYPKO N., OSZCZYPKO-CLOWES M., GOLONKA J. & MARKO F. 2005 – Oligocene-Lower Miocene sequences of the Pieni-ny Klippen Belt and adjacent Magura Nappe between the Jarabina and Orlov – their tectonic position and paleogeographic implications. Geol. Quart.. 49: 379–402.

RAKUS M. & MARSCHALKO R. 1997 – Position of the Manin, Drie-toma and Klappe units at the boundary of the Central and Outer Carpa-thians. in: Alpine evolution of the Western Carpathians and related areas, Bratislava: 79–97.

RUBINKIEWICZ J. & LUDWINIAK M. 2005 – Fracture and fault development in Werfenian quartzitic sandstones – a case study from the autochthonous cover of the Tatra Mts. (Poland). Ann. Soc. Geol. Pol., 75: 171–187.

SCHEIBNER E. 1968 – The Klippen Belt of Carpathians. In: Regional geology of Czechoslovakia, II: The West Carpathians (M. Mahel`, T. Buday i in.): 304–371. Academia. Praha.

SIBSON R.H., MOOR J.M. & RANKIN A.H. 1975 – Seismic pumping – a hydrothermal fluid transport system. J. Geol. Soc. London, 131: 653–659.

SOKO£OWSKI S. 1959 – Zdjêcie geologiczne eocenu numulitowego wzd³u¿ pó³nocnego brzegu Tatr Polskich. Biul. Inst. Geol., 149: 197–212.

SPERNER B. 1996 – Computer programs for the kinematic analysis of brittle deformation structures and the Tertiary tectonic evolution of the Western Carpathians (Slovakia). PhD Thesis, Tübinger Geowiss. Arbe-iten A27: 1–120.

SPERNER B., RATSCHBACHER L. & NEMÈOK M. 2002 – Interplay between subduction retreatand lateral extrusion: tectonics of the Western Carpathians. Tectonics, 21: 1051–1075.

SPÖTL C. & HASENHÜTTL C. 1998 – Thermal history of the evapo-ritic Haselgebirge melange in the Northern Calcareous Alps (Austria). Geol. Rundsch., 87: 449–460.

SZULC J. 2000 – Middle Triassic evolution of the northern Peri-Tethys area as influenced by early opening of the Tethys Ocean. Ann. Soc. Geol. Polon., 70: 1–48.

ŒMIGIELSKI M., STUART F., PERSANO C., KRZYWIEC P., SINCLAIR H., ALEKSANDROWSKI P. & PISANIEC K. 2012 – Sub-sequent Exhumation of the Tatr Mountains constrained by low tempe-rature thermochronology. Min. Slov., 44: 105.

TOMEK È. 1993 – Deep crustal structure beneath the Central and Inner West Carpathians. Tectonophysics, 226: 417–431.

TEIXELL A., DURNEY D.W. & ARBOLEYA M.L. 2000 – Stress and fluid on décollement within competent limestone. J. Struct. Geol., 22: 349–371.

UHLIG V. 1899 – Die Geologie des Tatragebirges. Theil II–IV. Denks-chr. Math.-Naturwiss. Cl., Acad. Wiss. Wien. Bande, 68: 43–140. Praca wp³ynê³a do redakcji 4.11.2011 r.

stref œcinania zaznaczaj¹cych siê w morfologii œcian stromymi ¿lebami (zob. Jurewicz, str. 432). Fot. E. Jurewicz

Cover photo: View from Mt. Rysy to Mieguszowieckie Szczyty Peaks in the High Tatra Mts. Well visible shear zones within granitoid rocks – steeply dipping couloirs (see Jurewicz, p. 432). Photo by E. Jurewicz

Procesy nasuniêæ p³aszczowinowych w Tatrach (patrz str. 432)

Nappe-thrusting processes in the Tatra Mts. (see p. 432)

Ryc. 7. A i B – Przyk³ady deformacji ze strefy nasuniêcia jednostki Giewontu na jednostkê Czerwonych Wierchów w Tatrach pod Siad³¹ Turni¹. Widoczne dolnotriasowe ska³y – tzw. „rauwaki” – tektono-sedymentacyjne brekcje powsta³e ze ska³ ewaporatowych, stanowi¹ce horyzont odk³uæ p³aszczowinowych, m.in. w Tatrach i w Alpach

Fig. 7. A and B – Examples of deformation from a thrust zone in the Tatra Mts. between the Giewont and Czerwone Wierchy units. (Siad³a Turnia Mt). Visible are the Lower Triassic rocks – so-called "rauhwacke" – tectono-sedimentary breccia originated from evaporitic rocks.These rocks are usually the nappe decollement horizon, e.g. in the Tatra Mts. and Alps