Próba rekonstrukcji pola naprê¿eñ z etapu fa³dowañ p³aszczowinowych w
Tatrach na podstawie analizy struktur œlizgowych w trzonie granitoidowym
Edyta Jurewicz*
Rekonstrukcja alpejskiego pola naprê¿eñ w Tatrach na podstawie struktur wystêpuj¹cych w jednostkach p³aszczowinowych jest trudna, poniewa¿ w wiêkszoœci powierzchnie uskoków s¹ s³abo czytelne i nie s¹ p³aszczyznami. W przeciwieñstwie do nasuniêtych jednostek, granitoidowy trzon Tatr Wysokich jest wzglêdnie izotropowy i nadaje siê do geometrycznej analizy mezostruktur. Do rekonstrukcji osi naprê¿eñ z zastosowaniem programu TectonicsFP wybrano p³askie uskoki, o kruchej genezie i z mineralizacj¹ epidotow¹. Aby dokonaæ rekonstrukcji alpejskiego pola naprê¿eñ blok tatrzañski nale¿a³o zrotowaæ do pozycji przedeoceñskiej o 40o ku po³udniowi oraz (uwzglêdniaj¹c dane paleomagnetyczne) o 23ow lewo do pozycji sprzed 90 mln lat. Po pierwszej rotacji danych oœ naprê¿enia g³ównego (s1) przyjê³a po³o¿enie 355/10 (z m³odszego etapu kompresji alpejskiej o kierunku N–S), a po drugiej rotacji 335/10 (ze starszego etapu o kierunku NNW–SSE).
S³owa kluczowe: Tatry, kompresja alpejska, osie naprê¿eñ, uskoki, lustra tektoniczne
Edyta Jurewicz —Tentantive reconstruction of the stress axes from the thrust-folding stage in the Tatra Mts on the basis of
slickensides in the granitoid core (southern Poland). Prz. Geol., 48: 239–245.
Summary. The reconstruction of the alpine stress axes in the Tatra Mts based on structures in nappe units is difficult because most of the fault surface is not flat and unmeasurable. In contrast to overthrusted nappes, the granitoid massif of High Tatra Mts is more iso-tropic and mesostructure populations are suitable to geometrical analysis. Only flat dipping, brittle origin slickensided faults, coated with greenish epidote have been selected to reconstruction of stress axes with TectonicFP programme. Before the stress reconstruction the Tatra Mts block should be rotated about 40osouthward to pre-Eocene position and based on the paleomagnetical results about 23o counterclockwise to position older than 90 Ma. After first rotation of datasets the principal stress axe (s1) was found in position 355/10 (the younger stage of alpine contraction during nappes folding and overthrusting — N–S direction) and after second one — 355/10 (the older stage of contraction — NNW–SSE direction).
Key words: Tatra Mts, alpine contraction, stress axes, faults, slickensides
Procesy powstawania i nasuwania siê p³aszczowin w Tatrach s¹ trudne do rekonstrukcji klasycznymi metodami analizy strukturalnej. W jednostkach p³aszczowinowych wystêpuje niewielka iloœæ uskoków o mo¿liwych do pomie-rzenia i opisania parametrach geometrycznych. Nie s¹ one czytelne jako p³aszczyzny i brak jest na nich œladów tektogli-fów. Tam, gdzie powierzchnie nasuniêæ s¹ dobrze ods³oniête, jak np. na Hali Sto³y, pochodzenie struktur im towa-rzysz¹cych budzi w¹tpliwoœci (Bac-Moszaszwili i in., 1981). Niemo¿noœæ przeœledzenia powierzchni uskoków nie wynika z ich braku, lecz z charakteru, który zawdziêczaj¹ procesom rozpuszczania pod ciœnieniem (Jaroszewski, 1982). Czêsto, jak np. w wapiennych ogniwach fa³du Giewontu, obserwuje siê skoœne dochodzenie powierzchni ³awic do siebie, które jest zauwa¿alne z pewnej odleg³oœci od œciany ods³oniêcia, lecz niemo¿liwe do bezpoœredniego zlokalizowania jako kon-kretna powierzchnia czy p³aszczyzna. Trudno jest wiêc wnio-skowaæ o geometrii nasuniêæ p³aszczowinowych „na oko“.
Nadzieje na dostarczenie danych do analizy struktur zwi¹zanych z alpejskimi nasuniêciami p³aszczowinowymi rokuj¹ prace na terenie trzonu granitoidowego Tatr, który w tym czasie równie¿ podlega³ odkszta³ceniom (Putiš, 1992; Plašienka, 1996). W przeciwieñstwie do zró¿nicowanej litologicznie pokrywy osadowej, granitoidy Tatr Wysokich stanowi³y wzglêdnie izotropowy blok, st¹d iloœæ czynni-ków kszta³tuj¹cych lokalne, odbiegaj¹ce od regionalnego pole naprê¿eñ by³a mniejsza. Pozostaje „tylko“ problem oddzielenia deformacji alpejskich odpowiedzialnych za nasuniêcia p³aszczowinowe od starszych, waryscyjskich, oraz m³odszych, trzeciorzêdowych (Putiš, 1992).
Niniejsze opracowanie stanowi wstêpne zestawienie wyników rekonstrukcji alpejskiego pola naprê¿eñ uzy-skanej z zastosowaniem ró¿nych procedur obliczeniowych wykorzystanych w programie komputerowym TectonicsFP, bez szczegó³owej analizy aparatu matematycznego i
uwarunkowañ poszczególnych metod. G³êbsza analiza
metodologiczna bêdzie mo¿liwa do przeprowadzenia po uzyskaniu wyników z wiêkszych zbiorów pomiarów i z wiê-kszego obszaru, np. z Tatr S³owackich, oraz po przeprowa-dzeniu bardziej wnikliwej analizy mezostrukturalnej, nie ograniczaj¹cej siê do badania populacji struktur œlizgowych.
Metodyka badañ
Spoœród pomierzonych na terenie polskiej czêœci Tatr Wysokich (ryc. 1A), wyodrêbniono grupê uskoków pos³uguj¹c siê kryterium geometrycznym i genetycznym. Wybrane zosta³y uskoki o cechach wskazuj¹cych na œciê-ciow¹ genezê, kruche warunki powstania i orientacjê wykazuj¹c¹ zwi¹zek z alpejskim nasuniêciami p³aszczowi-nowymi. Do tej grupy (ryc. 1B) zaliczono uskoki spe³niaj¹ce nastêpuj¹ce warunki:
a) p³askie i g³adkie powierzchnie uskokowe,
b) obecnoœæ mineralizacji epidotowej (niekiedy tak¿e chlorytowej lub/i kwarcowej),
c) dobrze czytelne rysy œlizgowe i zadziory pozwa-laj¹ce na interpretacjê kierunku i zwrotu przemieszczenia, d) po³ogie nachylenie powierzchni uskokowej (tj. upad mniejszy od 45o).
Po³ogie nachylenia uskoków wybrano wychodz¹c z za³o¿enia, ¿e tak zorientowane powierzchnie œciêæ powstawa³y w polu naprê¿eñ odpowiedzialnym za znacz-ne skrócenia poziome (oœ s1 — pozioma), a wiêc w trakcie
alpejskich nasuniêæ p³aszczowinowych. Wiele spoœród
*Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: edytaj@geo.uw.edu.pl
pomierzonych uskoków wykazuje równoleg³oœæ do powierzchni nasuniêæ jednostek p³aszczowinowych (ryc. 1 C–D, E–F). Pochodz¹ one najczêœciej z rejonu kontaktu krystaliniku z pokryw¹ osadow¹ oraz z jego górnej, zew-nêtrznej strefy, np. z podszczytowych partii Orlej Perci, Koœcielca, Rysów, Mnicha, rzadziej z ni¿ej po³o¿onych obszarów, np. z progu Czarnego Stawu nad Morskim Okiem. Geometryczne wyeliminowanie uskoków o stro-mych upadach zubo¿y³o dane i uczyni³o je mniej zró¿nico-wanymi, co mog³o wp³yn¹æ na dok³adnoœæ uzyskanych wyników, ale mia³o s³u¿yæ zapewnieniu wzglêdnej homo-genicznoœci zbioru. Obecne w trzonie granitoidowym
uskoki strome powsta³e w polu grawitacyjnym (oœ s1 —
pionowa) mog¹ byæ zarówno wieku przedszaria¿owego, jak np. uskoki odpowiedzialne za istnienie undulacji (ele-wacji i depresji — Kotañski, 1961; Jaroszewski, 1965), jak i poszaria¿owego, zwi¹zane z m³odotrzeciorzêdowym rotacyjnym wypiêtrzaniem bloku tatrzañskiego (Piotrow-ski, 1978; Kováè i in., 1994; Bac-Moszaszwili, 1995; Sperner, 1996). Szczegó³ow¹ charakterystykê wyodrêb-nionych na terenie Tatr Wysokich pionowych stref usko-kowych podaje Grochocka-Piotrowska (1970). Ich interpretacjê wiekow¹ oraz kinematyczn¹ nale¿a³oby prze-prowadziæ z zastosowaniem metod petrotektonicznych.
Nie brano pod uwagê pomiarów ze stref uskokowych, gdzie mo¿na siê spodziewaæ uskoków podrzêdnych, opie-rzaj¹cych, a wiêc powsta³ych w lokalnym polu naprê¿eñ. Wyeliminowane te¿ zosta³y uskoki bêd¹ce kilkumetrowej
szerokoœci strefami uskokowymi brekcji i mylonitów, rza-dziej równoleg³ych do siebie luster tektonicznych, które mog³y powstaæ przy udziale czynników dynamometamor-ficznych (Jaroszewski, 1961). Na tej podstawie nie brano pod uwagê uwa¿anego za alpejskie tzw. nasuniêcia Kazal-nicy (Piotrowska, 1997). Strefom takim towarzysz¹ czêsto deformacje o typie fa³dków ci¹gnionych, daje siê te¿ w nich obserwowaæ makroskopowo tekstury kierunkowe (równoleg³e do powierzchni uskoku ustawienia minera³ów blaszkowych), wskazuj¹ce na wzglêdnie podatne warunki odkszta³cenia (por. Simpson, 1986; Dadlez & Jaroszewski, 1994, s. 109). Uskoki te mog³y powstaæ przy znacznych wartoœciach ciœnienia i temperatury, i nale¿a³oby je raczej wi¹zaæ z waryscyjskim etapem tektonicznym (por. Putiš, 1992). Wed³ug szacunków Lefelda (1997) temperatura w dobie ruchów p³aszczowinowych na granicy trzonu krysta-licznego i pokrywy osadowej nie przekroczy³a 200oC, wed³ug
Putiša (1992) maksymalnie osi¹gnê³a 300oC na g³êb. 6–8
km, a wed³ug Janáka (1994) maksymalne temperatury dla ska³ krystalicznych nie przekroczy³y 300–350o. Niskie
tem-peratury podaje równie¿ Grabowski i in. (1999) dla
najwy¿-szych jednostek reglowych (50–80o), co wskazuje, ¿e
fa³dowania odbywa³y siê w re¿imie zimnym.
W polskiej czêœci Tatr Wysokich pomierzono ok. 200 powierzchni uskokowych, z których 95 spe³ni³o powy¿sze kryteria i zosta³o zaakceptowanych przez program Tectoni-csFP. Odnotowano orientacjê p³aszczyzny lustra, po³o¿e-nie rys œlizgowych i zwrot ruchu górnego skrzyd³a
NW SE 1,5 2,0 2,5 km n.p.m. 2,5 2,0 1,5 km n.p.m. 2,5 2,0 1,5 km n.p.m. SE 0 1 2km C D F E Tatry Wysokie Tatry Zachodnie S³owacja paleogen Palaeogene jednostki p³aszczowinowe Hightatric and Subtatric Units pokrywa osadowa trzonu krystalicznego sedimentary cover of crystalline core gnejsy
gneiss
granity i gnejsy wyspy Goryczkowej granite and gneiss of Goryczkowa island granity trzonu krystalicznego (=teren badañ)
granite of crystalline core (= investigated area) uskokifaults
A
E
F
1,5 km n.p.m. NWD
C
2% 5% 8% 12% 15%B
5 km WARSZAWA 2 0° 50°Ryc.1A — szkic tektoniczny wschodniej czêœci Tatr Polskich (wg Bac-Moszaszwili i in., 1979); B — diagram po³o¿enia
opracowywa-nego zbioru luster tektonicznych sporz¹dzony w programie StereoNet (dolna pó³kula, normalne do p³aszczyzn, 95 pomiarów); C–D, E–F, schematyczne przekroje geologiczne z lokalizacj¹ po³ogich luster tektonicznych i zaznaczonym kierunkiem transportu tektonicz-nego (strza³ka)
Fig. 1A — Tectonic sketch of the East part of the Tatra Mts in Poland (after Bac-Moszaszwili et al. 1979); B — diagram of faults
(Ste-reoNet programme, lower hemisphere, pole to planes); C–D, E–F, schematic cross-section with slow-dipping faults (arrow — direction of the tectonic transport)
Max. value: 11.5% at: 000 / 11 Fault lineations Contours at: 1.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.0
c
d
Hoeppner plot Max. value: 11.3% at: 180 / 31 Fault lineations Contours at: 1.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.0c
d
Hoeppner plot Max. value: 11.0% at: 154 / 31 Fault lineations Contours at: 1.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.0c
d
Hoeppner plote
A
Angelier plote
B
Angelier plote
C
Angelier plot max = 11.58% 0 90 180 270 0 90 180 270 90 0 90 0Fault planes Lineations
a
b
max = 47.37% max = 12.63% max = 38.95%
0 90 180 270 90 0 0 90 180 270 90 0
Fault planes Lineations
a
b
max = 17.89% max = 24.21% max = 17.89% max = 25.26%
0 90 180 270 90 0 0 90 180 270 90 0
Fault planes Lineations
a
b
max = 16.84% max = 24.21% max = 18.95% max = 25.26%
Ryc. 2. A — diagramy dla obecnych po³o¿eñ luster tektonicznych; B — diagramy dla po³o¿eñ luster tektonicznych po rotacji o k¹t 40o
ku po³udniowi wokó³ osi 90/0; C — diagramy dla po³o¿eñ luster tektonicznych po rotacji o k¹t 23oprzeciwnie do ruchu wskazówek
zegara wokó³ osi pionowej; A–C: a — rozeta biegów i upadów powierzchni uskokowych; b — rozeta biegów i upadów lineacji; c — diagram konturowy lineacji; d) diagram Hoeppnera; e) diagram Angeliera
Fig. 2. A — diagrams of faults in recent; B — diagrams of faults after first, vertical rotation (40osouthwards); C — diagrams of faults
after second, horizontal rotation (23ocounterclockwise); A–C: a — rose of strike direction and dip angle of fault planes; b — rose of
interpretowany „z pr¹dem” na podstawie zadziorów „z oderwania” (Dadlez & Jaroszewski 1996, str. 90) wystê-puj¹cych na zmineralizowanej powierzchni.
Dokonuj¹c rekonstrukcji pola naprê¿eñ na podstawie obecnych po³o¿eñ luster tektonicznych nale¿y uwzglêdniæ póŸnomioceñskie (datowane metod¹ trakow¹ — Burchart, 1972; Král, 1977) rotacyjne wychylenie bloku tatrzañskie-go. Wielkoœæ tej rotacji jaka mia³a miejsce wokó³ poziomej osi o przebiegu W–E mo¿na przyj¹æ na ok. 40o, a wynika ona m.in. z k¹ta
upadu osadów eocenu i upadów mezozoicznej pokrywy osadowej trzonu (Bac-Moszaszwili i in., 1984; Ozimkowski, 1991), z sza-cunków wielkoœci przemieszcze-nia na uskoku podtatrzañskim
(Sperner, 1996) oraz wielkoœci
erozji granitoidu tatrzañskiego (Burchart, 1972). Tej ostatniej war-toœci nie uwzglêdni³ w swoich wyli-czeniach Piotrowski (1978) i dlatego szacowany przez niego na ok. 20ok¹t
rotacji wydaje siê byæ zani¿ony. Kolejnym elementem, który móg³ mieæ wp³yw na orientacjê pola naprê¿eñ jest udokumento-wana badaniami paleomagnetycz-nymi rotacja pozioma bloku tatrzañskiego, jaka mia³a miejsce w górnej kredzie, pocz¹tkowo lokalizowana w czasie po dolnym apcie a przed koniakiem (ok. 119–88 mln lat temu — Grabow-ski, 1997a), a w wyniku dalszych badañ uœciœlona na ok. 90 mln lat (Grabowski, 1997b). Wielkoœæ ta zosta³a okreœlona po stwierdze-niu, ¿e deklinacja na obszarze para-autochtonicznej serii wier-chowej Tatr wykazuje 23o (±6o)
rotacji zgodnej z ruchem wskazó-wek zegara w stosunku do dekli-nacji kierunków kredowych z obszaru „stabilnej Europy”. Przyj-muj¹c pocz¹tek fa³dowañ
p³aszczo-3 2 1 a b c d 4 8 12 16 % 3 2 1 C o nt o u rs at : 0. 0 1 0. 0 3 0. 0 6 0. 0 9 0. 1 2 C o nt o u rs at : 0. 0 1 0. 0 3 0. 0 6 0. 0 9 0. 1 2 Ei ge nv al . S ig 1 00 1/ 65 0. 43 S ig 2 25 1/ 09 0. 33 S ig 3 15 7/ 23 0. 24 C o m p re ss iv e Te n si le C o m p re ss iv e Te n si le R = 0 .4 9 2 1 s t R = 0 .5 5 9 7 R = 0 .3 7 2 5 R = 0 .5 5 9 8 s3 s1 s t s 3 s1 s t s 3 s1 s t s 3 s1 D IR E C T IN V E R S IO N M oh r’ s ci rc le pl ot F lu ct ua ti on hi st og ra m M oh r’ s ci rc le pl ot F lu ct ua ti on hi st og ra m N U M E R IC A L D Y N A M IC A L A N A LY S IS P -B -T A X E S D IH E D R A P L O T cont ou r pl ot be ac hb al l D IR E C T IN V E R S IO N M oh r’ s ci rc le pl ot F lu ct ua ti on hi st og ra m M oh r’ s ci rc le pl ot F lu ct ua ti on hi st og ra m N U M E R IC A L D Y N A M IC A L A N A LY S IS P -B -T A X E S D IH E D R A P L O T cont ou r pl ot be ac hb al l a b c d 10 20 % 10 20 % M a x im u m : 2 1 % 10 20 30 % 0. 0 0. 2 0. 4 0. 6 0. 8 0° 15 ° 30 ° 45 °6 0° 1. 0 90° S in (E rr or ) Er ro r [ ]° 0. 0 0. 2 0. 4 0. 6 0. 8 0° 15 ° 30 ° 45 °6 0° 1. 0 90° S in (E rr or ) Er ro r [ ]° 0. 0 0. 2 0. 4 0. 6 0. 8 0° 15 ° 30 ° 45 °6 0° 1. 0 90° S in (E rr or ) Er ro r [ ]° 0. 0 0. 2 0. 4 0. 6 0. 8 0° 15 ° 30 ° 45 °6 0° 1. 0 90° S in (E rr or ) Er ro r [ ]° M a x im u m : 2 6 % P -A xe s B -A xe s T-A xe s M ea n ve ct . R P : 35 3 / 50 50 % B : 24 9 / 07 54 % T:15 3 / 55 54 % M ax .v al ue :0 .1 4% at : 01 0 / 66 S ig m a1 S ig m a2 S ig m a3 La m b d a1 La m b d a2 La m b d a3 Ei ge nv al . S ig 1 00 1/ 23 0. 43 S ig 2 26 5/ 15 0. 32 S ig 3 14 4/ 62 0. 23 P -A xe s B -A xe s T-A xe s M ax .v al ue :0 .1 3% at : 00 4 / 26 S ig m a1 S ig m a2 S ig m a3 La m b d a1 La m b d a2 La m b d a3 M a x im u m : 2 1 % M a x im u m : 1 6 % 3 2 1 b c d a 4 8 12 20% 16 C o nt o u rs at : 0. 0 1 0. 0 3 0. 0 6 0. 0 9 0. 1 2 C o m p re ss iv e Te n si le s t s 3 s1 s t s 3 s1 D IR E C T IN V E R S IO N M oh r’ s ci rc le pl ot F lu ct ua ti on hi st og ra m M oh r’ s ci rc le pl ot F lu ct ua ti on hi st og ra m N U M E R IC A L D Y N A M IC A L A N A LY S IS P -B -T A X E S D IH E D R A P L O T co nt ou r pl ot be ac hb al l 10 20 % 0. 0 0. 2 0. 4 0. 6 0. 8 0° 15 ° 30 ° 45 °6 0° 1. 0 90° S in (E rr or ) Er ro r [ ]° 0. 0 0. 2 0. 4 0. 6 0. 8 0° 15 ° 30 ° 45 °6 0° 1. 0 90° S in (E rr or ) Er ro r [ ]° Ei ge nv al . S ig 1 33 8/ 23 0. 44 S ig 2 24 2/ 16 0. 32 S ig 3 12 0/ 62 0. 23 P -A xe s B -A xe s T-A xe s M ea n ve ct . R P : 33 3 / 10 50 % B : 23 5 / 18 54 % T:04 0 / 73 54 % M ax .v al ue :0 .1 3% at : 34 0 / 26 S ig m a1 S ig m a2 S ig m a3 La m b d a1 La m b d a2 La m b d a3 M a x im u m : 2 1 % M a x im u m : 1 9 %
A
B
C
¬
Ryc. 3. Rekonstrukcje naprê¿eñ
prze-prowadzone z zastosowaniem progra-mu TectonicsFP; A — rekonstrukcja dla obecnych po³o¿eñ luster; B — rekonstrukcja dla po³o¿eñ luster
tekto-nicznych zrotowanych o k¹t 400 ku
po³udniowi wokó³ osi 90/0; C — rekonstrukcja dla po³o¿eñ luster
tekto-nicznych zrotowanych o k¹t 40ow
pio-nie (w wyniku poprzedpio-niej rotacji)
oraz o k¹t 23o przeciwnie do ruchu
wskazówek zegara wokó³ osi piono-wej; A–C: a — metoda inwersyjna, b — analiza numeryczno-dynamiczna, c — metoda P-B-T, d — metoda sekto-rów prostok¹tnych
Fig. 3. Stress reconstruction after
TectonicsFP: A — in recent; B — after
first, vertical rotation (40osouthwards);
C — after second, horizontal rotation
winowych na schy³ek turonu (Plašienka, 1996; Lefeld, 1997), aby powróciæ do przedfa³dowego namagnesowania ska³ nale¿a³oby dokonaæ rotacji w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara.
W celu dokonania rekonstrukcji pola naprê¿eñ z etapu fa³dowañ p³aszczowinowych, zbiór danych zrotowano o k¹t 40owokó³ osi 90/0 (równoleg³ej do pó³nocnego brzegu Tatr i
uskoku podtatrzañskiego) ku po³udniowi, otrzymuj¹c w ten sposób obraz sprzed poeoceñskiego rotacyjnego wypiêtrzenia bloku tatrzañskiego. Kolejnym krokiem by³a rotacja pozioma wynikaj¹ca z badañ paleomagnetycznych wokó³ osi pionowej o k¹t 23ow kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek
zega-ra, pozwalaj¹ca otrzymaæ obraz górnokredowego pola naprê-¿eñ. W celu odtworzenia ka¿dego etapu stosowano rotacje danych i na ich podstawie rekonstruowano uk³ady naprê¿eñ.
Wyniki uzyskane w programie TectonicsFPprzedsta-wiono oddzielnie dla ka¿dego etapu rekonstrukcji w postaci diagramów w projekcji na doln¹ pó³kulê siatki Lamberta, rozet i wykresów dla zbioru 95 pomiarów uskoków (ryc. 2–4). Do analizy danych wykorzystano 4 metody rekonstruk-cji pól naprê¿eñ zastosowane w programie TectonicsFP: inwersyjn¹, numeryczno-dynamiczn¹, P–B–T i sektorów prostok¹tnych.
Analiza uskoków i struktur œlizgowych Rozety biegów i upadów po³ogich p³aszczyzn uskoko-wych (ryc. 2Aa) oraz pomierzonych na nich rys
œlizgo-wych (ryc. 2Ab), a tak¿e diagram konturowy lineacji (ryc. 2Ac) wskazuj¹, ¿e obok wyraŸnie zarysowanego maksi-mum po³o¿enia rys œlizgowych o po³udnikowych biegach (0/11), pojawia siê s³abo zaznaczony kierunek o biegu ok.
100o. Do podobnych wniosków prowadzi (ryc. 2Ae)
dia-gram Angeliera (1979), na którym s¹ wykreœlone p³asz-czyzny luster, punkty przebicia rys œlizgowych i zwrot ruchu górnego skrzyd³a. Równie¿ diagram Hoeppenera (1955) pokazuje, ¿e mimo, i¿ bieguny luster z rysami s¹ wyraŸnie skoncentrowane, to pojawiaj¹ siê tak¿e po³o¿enia odbiegaj¹ce od œrednich (ryc. 2Ad). Z bezpoœrednich obserwacji terenowych wynika, ¿e na badanych uskokach oprócz rys wskazuj¹cych w niezrotowanym bloku tatrza-ñskim na pó³nocny kierunek transportu tektonicznego, wystêpuje mniej liczna, starsza (rozwiniêta bezpoœrednio na skale) populacja rys o kierunku WNW–ESE. Czêsto (np. na Zamar³ej Turni) na tych samych powierzchniach, na których wystêpuj¹ rysy i zadziory na skale o kierunku WNW–ESE pojawia siê m³odsza mineralizacja epidotowa z rysmi o kierunkach po³udnikowych. Podobn¹ orientacjê rys œlizgowych uzyska³ wczeœniej Burchart (1963) dla wyspy krystalicznej Goryczkowej oraz Grochocka-Pio-trowska (1970) dla trzonu granitoidowego.
Po zastosowaniu dwóch rotacji (40owokó³ osi
pozio-mej ku po³udniowi— ryc. 2B, i o 23owokó³ osi pionowej
przeciwnie do ruchu wskazówek zegara — ryc. 2C) zbioru danych (po³o¿eñ luster i rys œlizgowych) na podstawie
dia-A
In situ
B
Po rotacji danych o k¹t 40° ku S
C
Po rotacji danych o k¹t 23° w lewo Metoda inwersyjna 84/80 220/7 310/7 0,49 137/3 47/3 266/86 0,37 155/2 246/5 40/85 0,50 numeryczno-dynamiczna 347/45 25/6 155/44 0,56 352/6 260/17 100/72 0,56 329/6 237/17 77/72 0,56 P-B-T 353/50 249/7 153/53 – 356/10 258/18 63/73 – 333/10 235/18 40/73 – sektorów prostok¹tnych 1/65 251/9 157/23 – 1/23 265/15 144/62 – 338/23 242/15 120/62 –
A
NB
NC
N R s1 s2 s3 s1 s2 s3 R s1 s2 s3 RRyc. 4. Zestawienie wyników rekonstrukcji osi naprê¿eñ 4 metodami (inwersyjn¹, numeryczno-dynamiczn¹, P–B–T, i sektorów
pro-stok¹tnych): A — dla obecnych po³o¿eñ luster; B — dla po³o¿eñ luster tektonicznych zrotowanych o k¹t 40oku po³udniowi wokó³ osi
90/0; C — dla po³o¿eñ luster tektonicznych zrotowanych o k¹t 40ow pionie (w wyniku poprzedniej rotacji) oraz o poziom o k¹t 23o
przeciwnie do ruchu wskazówek zegara
Fig. 4. Confrontation of stress reconstruction arising from 4 analysis of TectonicFP Programme. A — in recent; B — after first,
gramu lineacji, i rozet biegów uskoków i azymutów rys œli-zgowych mo¿na wnioskowaæ, ¿e wzglêdnie rozrzucone biegi powierzchni uskokowych sta³y siê zdecydowanie równole¿nikowe (ryc. 2Ca), rysy œlizgowe zaœ wskazuj¹ na dominuj¹cy azymut transportu tektonicznego 330o–340o
(ryc. 2Cb, d, e). Na podkreœlenie zas³uguje fakt podnoszony w pracy Bac-Moszaszwili i in. (1984), ¿e p³aszczyzny usko-kowe, które przed rotacj¹ mia³y przewa¿nie pó³nocne upady (ryc. 1B, 2Ad,e), po rotacji zapadaj¹ na po³udnie pod k¹tem
30o–40o, staj¹c siê z uskoków normalnych uskokami
odwróconymi (ryc. 2Cd, e). Powstanie takich uskoków by³oby trudne do wyt³umaczenia przy za³o¿eniu sp³ywów grawitacyjnych na zapadniête przedpole w re¿imie eksten-syjnym (por. Kotañski, 1961; Plašienka, 1996).
Rekonstrukcja uk³adów naprê¿eñ z zastosowaniem programu TectonicsFP
Metoda inwersyjna (ryc. 3A–Ca) oblicza œredni ten-sor naprê¿eñ wed³ug procedury Angeliera i Goguela (1979), rozwiniêtej przez Sperner i in. (1993). Nie wyko-rzystuje informacji o zwrocie ruchu na powierzchni uskoku, jedynie sygnalizuje niezgodnoœæ miêdzy zwrotem okreœlo-nym przez program i stwierdzookreœlo-nym w terenie (Sperner, 1996). Daje dobre rezultaty tylko dla ró¿norodnie zoriento-wanych uskoków i rys. Pozwala na okreœlenie zale¿noœci naprê¿eñ normalnych i œcinaj¹cych na kole Mohra, liczonej dla ka¿dego uskoku wed³ug metody graficznej Wallace (1951), a jednoczeœnie na okreœlenie parametru R=(s2–s3)
:(s1–s3), wyra¿aj¹cego wzglêdny stosunek naprê¿eñ (przy
za³o¿eniu, ¿e s1=1), po³o¿onego na styku dwóch kó³
Mohra (ryc. 3A–Ca). Pozwala równie¿ na okreœlenie k¹ta b pomiêdzy wyliczonym wektorem naprê¿eñ a pomierzon¹ rys¹ dla ka¿dego uskoku oddzielnie. Wyniki s¹ przedsta-wiane na histogramie fluktuacji i nie powinny przekraczaæ dla k¹ta b wartoœci 30o, co mog³oby wskazywaæ na
hetero-genicznoœæ zbioru. W badanej populacji uskoków ok. 15% pomiarów wykazuje odchylenie rysy o k¹t b >30o, a dla
uskoków po rotacji iloœæ ta siêga ¼ zbioru (por. ryc. 3Aa i 3Ca). Ju¿ wy¿ej przeprowadzona analiza wizualna diagra-mów i rozet po³o¿enia rys i uskoków wskazywa³a na istnie-nie podrzêdnego zbioru, który by³by za ma³o liczny do samodzielnej analizy, jednak w dalszych badaniach i byæ mo¿e po znalezieniu kryteriów terenowych wydzielania go zas³uguje na oddzielne rozpatrzenie.
Analiza numeryczno-dynamiczna (ryc. 3A–Cb) zosta³a opracowana z przeznaczeniem dla lamelek bliŸnia-czych w kalcycie (Spang, 1972). Zak³ada, ¿e wielkoœæ naprê¿eñ œcinaj¹cych na ka¿dym uskoku wynosi 1, korelu-je l1z s1a l3z s3 i okreœla tensor naprê¿eñ dla ka¿dego
uskoku z rys¹ oddzielnie. Nastêpnie sumuje wszystkie ten-sory naprê¿eñ i dzieli je przez liczbê pomiarów, co daje œredni tensor naprê¿eñ. Wykreœla diagram Mohra (ryc. 3A–Cb) i zak³ada, ¿e wspó³czynnik R = ( l2- l3):( l1- l3) i
¿e l1+ l2 + l3=0. Pozwala równie¿ okreœliæ dla ka¿dego
uskoku k¹t b pomiêdzy wyliczonym kierunkiem maksy-malnego œcinania a pomierzon¹ rys¹, a wyniki przedstawia na histogramie fluktuacji. Histogramy te pokazuj¹ (podob-nie jak w metodzie inwersyjnej i z tych samych powodów), ¿e w ok. ¼ badanej populacji uskoków rysa jest odchylona
od kierunku maksymalnego œcinania o k¹t wiêkszy od 30o
(por. ryc. 3Ab i 3Cb).
Program ten, mimo i¿ k¹t œcinania q ma najczêœciej œredni¹ wartoœæ 30o (Jaeger & Cook, 1979), to pozwala
przyj¹æ dowoln¹ wielkoœæ z przedzia³u 10o<q<85o.
Przed-stawia równie¿ na wykresie wartoœæ optymaln¹ k¹ta œcina-nia. Dla opracowywanego zbioru pomiarów sugerowana przez program optymalna wartoœæ k¹ta œcinania q wynosi
80o, zosta³a jednak odrzucona jako nie maj¹ca ¿adnego
uzasadnienia, a powoduj¹ca wrêcz zamianê miejscami osi s1 i s3. Do rekonstrukcji przyjêto wartoœæ q najczêœciej
wystêpuj¹c¹ w przyrodzie, tj. 30o.
Metoda P–B–T (ryc. 3A–Cc) opracowana dla lamelek bliŸniaczych w kalcycie (Turner, 1953), konstruuje dla ka¿dej p³aszczyzny œcinania oœ P (kompresji) i T (eksten-sji), obie le¿¹ce w p³aszczyŸnie zawieraj¹cej rysê œlizgow¹ i normaln¹ do p³aszczyzny lustra. Oœ P tworzy k¹t 45o z
p³aszczyzn¹ lustra, oœ T jest do niej prostopad³a, a oœ B jest normaln¹ do obu. Na podstawie rekonstrukcji przeprowa-dzonej dla ka¿dego uskoku oddzielnie okreœla najczêstsze po³o¿enia osi P, B i T (interpretowanych odpowiednio jako s1, s2 i s3), wykreœlaj¹c dla ka¿dej z nich sto¿ek ufnoœci
(przez co osie P, B, T nie musz¹ byæ prostopad³e do siebie). Podobnie jak metoda numeryczno-dynamiczna, podaje policzony przez program optymalny k¹t œcinania (q=80o),
którego przyjêcie równie¿ nie znalaz³o uzasadnienia i tak jak w poprzednim przypadku za³o¿ono, ¿e k¹t q=30o.
Metoda sektorów prostok¹tnych (ryc. 3A–Cd) opraco-wana przez Angeliera i Mechlera (1977), Angeliera (1979), a literaturze polskiej spopularyzowana przez Aleksandrow-skiego (1987), wyznacza dla ka¿dego uskoku oddzielnie sek-tor kompresji zawarty miêdzy powierzchni¹ uskoku a prostopad³¹ do niej i do rys œlizgowych p³aszczyzn¹ pomoc-nicz¹ (teoretyczn¹ p³aszczyzn¹ „komplementarn¹” przy
za³o¿eniu, ¿e q=45o). Punktom zliczeniowym w sektorze
kompresji przypisywana jest wartoœæ 1, a w sektorze ekstensji 0. Po zsumowaniu wartoœci liczbowych na siatce wykreœlany jest diagram konturowy pozwalaj¹cy okreœliæ najbardziej prawdopodobne po³o¿enie osi naprê¿enia g³ównego. Wyniki mog¹ te¿ byæ prezentowane jako „pi³ka pla¿owa”. Metoda ta nie pozwala na okreœlenie wartoœci wspó³czynnika R.
Analiza wyników
Chocia¿ analizie poddano pomiary luster tektonicz-nych i struktur œlizgowych, wyselekcjonowatektonicz-nych w myœl z góry za³o¿onych kryteriów, zebranych ze wzglêdnie du¿e-go obszaru o wieloetapowej tektogenezie, to uzyskane z zastosowaniem 4 metod obliczeniowych wyniki rekon-strukcji pól naprê¿eñ s¹ zbli¿one do siebie i przystaj¹ce do realiów geologicznych. Po³o¿enia osi naprê¿eñ na poszczególnych etapach rekonstrukcji, przedstawione na zbiorczych diagramach i zestawione w tabelce (ryc. 4) pozwalaj¹ na sformu³owanie wstêpnych wniosków dotycz¹cych etapu fa³dowañ p³aszczowinowych.
Oœ naprê¿enia g³ównego s1 po zastosowaniu dwóch
rotacji (o 40owokó³ osi poziomej ku po³udniowi i o 23o
wokó³ osi pionowej przeciwnie do ruchu wskazówek zega-ra) przyjê³a po³o¿enie prawie poziome, a wiêc takie, jakie-go nale¿a³o siê spodziewaæ na etapie fa³dowañ
p³aszczowinowych. Uœrednione po³o¿enie osi s1 wynosi
ok. 335/10. Oœ naprê¿enia poœredniego s2przyjê³a prawie
identyczne po³o¿enia we wszystkich przypadkach — ok. 235/15, a oœ naprê¿enia najmniejszego s3wykazuj¹ca
naprê¿eñ po rotacjach jest bardziej zwarty ni¿ przed nimi, co w pewnym stopniu potwierdza ich prawid³owoœæ. Symetria zrekonstruowanego pola naprê¿eñ nie jest rom-bowa, lecz wykazuje odchylenie o ok. 15ozarówno od
pio-nu, jak i poziomu. Odchylenie od pionu jednej z osi naprê¿eñ g³ównych jest typowe dla warunków, w jakich powstaj¹ nasuniêcia i odpowiedzialne w zwi¹zku z tym za bardziej po³ogie po³o¿enia powierzchni nasuniêæ (Dadlez & Jaroszewski, 1994, s. 127). Angelier (1994) podaje, ¿e odchylenie od pionu w trakcie powstawania wielkoskalo-wych nasuniêæ jest na ogó³ ma³e i nie przekracza 10o.
Trój-skoœna symetria zrekonstruowanego pola naprê¿eñ mo¿e byæ albo pierwotna, albo wynikaæ z niedoskona³oœci meto-dy lub nieprecyzyjnie dobranych wartoœci k¹tów rotacji. Za wychylenie uk³adu naprê¿eñ na etapie fa³dowañ p³asz-czowinowych mog³a byæ odpowiedzialna sama obecnoœæ granitoidowego batolitu (por. Dadlez & Jaroszewski, 1996, s. 118) lub te¿ po³o¿onej na pó³nocny-zachód od analizo-wanego obszaru depresji Goryczkowej-Jawora (Kotañski, 1961), z któr¹ mog³yby wi¹zaæ siê lokalnie skoœne w
sto-sunku do zasadniczego (bardziej zachodnie) kierunki
transportu tektonicznego, a o których mo¿na wnioskowaæ m.in. na podstawie diagramów lineacji (ryc. 2Cb–e) czy rys œlizgowych na po³ogich lustrach wyspy Goryczkowej (Burchart, 1963). Innym czynnikiem odpowiedzialnym za wzglêdn¹ niejednorodnoœæ uzyskanych wyników, wyka-zan¹ na histogramach fluktuacji a najlepiej czyteln¹ w metodzie P–B–T (por. ryc. 3Bc i 3Cc), mo¿e byæ czêœcio-we zazêbianie siê w czasie nasuniêæ p³aszczowinowych i udokumentowanej badaniami paleomagnetycznymi rotacji poziomej. Jego potwierdzeniem móg³by byæ fakt, ¿e uœred-niony kierunek rys œlizgowych na zrotowanych lustrach (154o— ryc. 2Ca) nie jest prostopad³y do biegów uskoków
(90–100o— ryc. 2Cb), co mog³o by wskazywaæ na
nierów-noczesnoœæ powstania powierzchni zniszczenia i lineacji (powierzchnie starsze od rys — uskoki wtórne). Zak³adaj¹c nak³adanie siê w czasie fa³dowañ i rotacji mo¿na uznaæ, ¿e rekonstrukcja po dwóch rotacjach (ryc. 2C i 3C) odpowia-da³aby pocz¹tkowej fazie fa³dowañ, a po rotacji w p³aszczyŸnie pionowej — koñcowej (ryc. 2B i 3B). Mog³oby to oznaczaæ, ¿e kierunek kompresji alpejskiej w trakcie nasuniêæ p³aszczowi-nowych zmienia³ siê z NNW–SSE na N–S. W toku dalszych badañ nale¿a³oby wnikliwiej rozpatrzeæ wzajemn¹ zale¿noœæ fa³dowañ p³aszczowinowych i rotacji poziomej: czy zmienia³ siê kierunek kompresji, czy te¿ w sta³ym polu naprê¿eñ zacho-dzi³a rotacja pozioma bloku tatrzañskiego.
Literatura
ALEKSANDROWSKI P. 1987 — Od struktur œlizgowych do uk³adów naprê¿eñ: przegl¹d metod. Prz. Geol., 35: 521–524.
ANGELIER J. 1979 — Determination on the mean principal directions of stress for given fault population. Tectonophysics, 56: T17–T26. ANGELIER J. 1994 — Fault slip analysis and palaeostress reconstruc-tion. [In:] P.L. Hancock (ed.), Continental deformation: 53–100. ANGELIER J. & GOGUEL J. 1979 — Sur une méthode simple de dé-termination des axes principaux des contraintes pour une population de failles. C. R. Acad. Sc. Paris, 288: 307–310.
ANGELIER J. & MECHLER P. 1977 — Sur une méthode graphique de recherche des contraintes principales également utilisable en tecto-nique et enséismologie: la methode des diédres droits. Bull. Soc. Géol. France, VII, 19: 1309–1318.
BAC-MOSZASZWILI M. 1995 — Diversity of Neogene and Quaterna-ry tectonic movements in Tatra Mountains. Folia Quater., 66: 131–144. BAC-MOSZASZWILI M., BURCHARD 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 Polskich. Wyd. Geol.
BAC-MOSZASZWILI M., IRAKLI L. P., GAMKERLIDZE J.P., JAROSZEWSKI W., SCHROEDER E., STOJANOV S. & TZANKOV T. V. 1981 — Thrust zone of the Kriñna nappe at Sto³y in the Tatra Mts (Poland). Stud. Geol. Pol., 68: 61–71.
BAC-MOSZASZWILI M., JAROSZEWSKI W. & PASSENDORFER E. 1984 — W sprawie tektoniki Czerwonych Wierchów i Giewontu w Tatrach. Rocz. Pol. Tow. Geol., 52: 67–88.
BURCHART J. 1963 — Uwagi o kierunkach luster tektonicznych w obrê-bie ska³ krystalicznych wyspy Goryczkowej. Acta Geol. Pol., 13: 27–40. BURCHART J. 1972 — Fission-track age determination of accessory apatite from the Tatra Mts, Poland. Earth Planet. Sc. Lett., 15: 418–422. DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. Warszawa. GRABOWSKI J. 1997a — Paleomagnetic results from the cover (High-Tatric) units and nummulitic Eocene in the Tatra Mts (Central West Carpathians, Poland) and their tectonic implications. Ann. Soc. Geol. Pol., 67: 13–23.
GRABOWSKI J. 1997b — New paleomagnetic data from Fatricum and Hronicum in the Tatra Mts (Poland) further evidences for Cretaceous remagnetization in the Central West Carpathians. Prz. Geol., 45: 1074. GRABOWSKI J., NARKIEWICZ K. & POPRAWA P. 1999 — Pierw-sze wyniki badañ paleomagnetycznych i paleotermicznych (CAI) najwy¿-szych jednostek reglowych w Tatrach Polskich. Prz. Geol., 47: 153–158. GROCHOCKA-PIOTROWSKA K. 1979 — Fotointerpretacja struktur nieci¹g³ych w masywie granitoidowym polskiej czêœci Tatr Wysokich. Acta Geol. Pol., 20: 365–411.
HOEPPENER R. 1955 — Tektonik im Schiefergebirge. Geol. Rdsch., 44: 26–58.
JAEGER J.C. & N. W. COOK 1979 — Fundamentals of rocks mecha-nics. Science Paperbacks, London.
JANÁK M. 1994 — Variscan uplift of the crystalline basement, Tatra Mts, Central West Carpathians: evidence from40Ar/39Ar laser probe
dating of biotyt and P-T-t paths. Geol. Carpath., 45: 239–300. JAROSZEWSKI W. 1961 — Opracowanie krystalinikum Tatr. Biul. Geol. UW, 1: 120–139.
JAROSZEWSKI W. 1965 — Budowa geologiczna górnej czêœci Doli-ny Koœcieliskiej w Tatrach. Acta Geol. Pol., 15: 429–490.
JAROSZEWSKI W. 1982 — Hydrotectonic phenomena at the base of the Krina nappe, Tatra Mts. [In:] M. Mahel’ (ed.), Alpine structural elements: Carpathian-Balkan-Caucasus-Pamir orogene zone: 137–148. KRÁL J. 1977 —Fission track ages of apatites from some granitoid rocks in West Carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 28: 269–276. KOTAÑSKI Z. 1961 — Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 187–476. KOV{ M., KR{L J., MCRTONE E., PLAÒIENKA D. & UHER P. 1994 — Alpine uplift history of the Central Western Carpathians: geo-chronological, paleomagnetic sedimentary and structural data. Geol. Car-path., 45: 83–96.
LEFELD J. 1997 —Tektogeneza Tatr. Cykl alpejski. [In:] Lefeld J. & GaŸdzicki A. (red.), Przew. 68 Zjazdu Pol. Tow. Geol., Zakopane 2–4.11.1997: 16–21.
OZIMKOWSKI W. 1991 — Geologia fliszu podhalañskiego w ujêciu fotointerpretacyjnym. Biul. Geol. UW, 32: 93–120.
PIOTROWSKA K. 1997 — Cios, spêkania œciêciowe i uskoki w trzo-nie granitoidowym polskich Tatr Wysokich. Prz. Geol., 45: 904–907. PIOTROWSKI J. 1978 — Charakterystyka mezostrukturalna g³ównych jednostek tektonicznych w przekroju Doliny Koœcieliskiej. Stud. Geol. Pol., 55: 1–190.
PLAŠIENKA D. 1996 — Mid-Cretaceous (120–80 Ma) orogenic pro-cess in the Central Western Carpathians: brief review and interpretation of data. Slovak Geol. Mag., 3–4: 319–324.
PUTIŠ M. 1992 — Variscan and Alpidic nappe structures of the Western Carpathian crystalline basement. Geol. Carpathica, 43: 369–379. SIMPSON C. 1986 — Determination of movement sense in mylonites. Jour. Geol. Educatn., 34: 246–261.
SPANG J.H. 1972 — Numerical method for dynamic analysis of calci-te twin lamellae. Geol. Soc. Am. Bull., 83: 467–472.
SPERNER B., OTT R. & L. RATSCHBACHER 1993 — Fault-striae analysis: a turbo pascal program package for graphical presentation and redu-ced stress-tensor calculation. Computers & Geosciences, 19: 1361–1388. SPERNER B. 1996 — Computer programs for the kinematic analysis of brittle deformation structures and the Tertiary evolution of the Western Carpathians (Slovakia). Tübingen Geowiss. Arb., A, 27: 1–81.
TURNER F. J. 1953 — Nature and dynamic interpretation of deforma-tion lamellae in calcite of three marbles. Am. J. Sc., 251: 276–298. WALLACE R. E. 1951 — Geometry of shearing stress and relation to faulting. J. Geol., 59: 118–130.
