Paleomagnetyzm skał mezozoicznych i trzeciorzędowych Karpat Zachodnich

wykonanie diagramów rozetowych kierunków ¿y³ w prze-dzia³ach 200_{. W pierwszym przybli¿eniu uwzglêdniono} jedynie iloœæ ¿y³ w danym przedziale, dopiero póŸniej — tak¿e ich mi¹¿szoœæ, uznaj¹c, ¿e grubsze ¿y³y lepiej oddaj¹ orientacjê ekstensji na obszarze sedymentacji. Oba te typy diagramów z Babiny i Vršateca by³y ca³kowicie zgodne; na diagramach z Mesteèskiej skaly na drugim typie diagra-mów (przy uwzglêdnieniu mi¹¿szoœci) istotniejsze okaza³o siê mniejsze z 2 maksimów. W Bolešovskiej Dolinie nie-kompletne dane nie pozwoli³y na uwzglêdnienie mi¹¿szo-œci ¿y³. Ostatecznym celem by³a rotacja diagramów do pierwotnego kierunku N–S, obliczonego na podstawie danych paleomagnetycznych.

Wyniki i ich dyskusja

Pierwotna orientacja maksimów kierunków pomierzo-nych ¿y³ (ryc. 1) zmienia siê od N–S (Bolešovska Dolina), przez NE–SW (Mesteèska skala i Vršatec) do ENE–WSW (Babiná). Œrednio jest to zatem kierunek NE–SW. S¹ te¿ podrzêdne maksima, prostopad³e i skoœne do g³ównego kierunku. Mog¹ one byæ zinterpretowane jako krzy¿uj¹ce siê szeregi spêkañ kulisowych wzd³u¿ bocznych œcian wychylanych bloków. Kierunek ich otwierania siê by³ rów-noleg³y lub skoœny do przebiegu spêkania, tak wiêc nie osi¹gnê³y one takich mi¹¿szoœci jak ¿y³y o kierunku otwie-rania prostopad³ym do ich rozci¹g³oœci (równoleg³ym do g³ównego kierunku ekstensji). Œredni kierunek NE-SW, który maj¹ ¿y³y wieku œrodkowo- i górnojurajskiego, wskazuje, ¿e g³ównym kierunkiem ekstensji na obszarze czorsztyñskim by³ NW–SE. To zgadza siê z rekonstrukcj¹ kierunku ryftingu w oceanie Neotetydy i z rozwojem Kar-pat przedstawionym np. przez Michalika (1994, fig. 3). Jednostki pieniñskie by³y wiêc poddane ekstensji o tym samym kierunku jaki panowa³ w Zachodnich Karpatach wewnêtrznych. To jednak jest sprzeczne z niektórymi rekonstrukcjami, w których przebieg stref na tym obszarze okreœlono na NW–SE (np. Vašièek i in., 1994, fig. 3), co odpowiada ekstensji NE–SW.

Inklinacje magnetyczne dla œrodkowej i górnej jury stwierdzone na podstawie przedstawionych badañ by³y nastêpuj¹ce: Babiná = 30o_{, Mesteèska skala = 20}o_{, Vršatec} = 30o_{i Bolešovska Dolina = 33}o_{. Œrednia ich wartoœæ} wyno-si wiêc oko³o 30o_{, co — bior¹c pod uwagê rozproszenie}

danych — odpowiada szerokoœci paleogeograficznej 20– 30o_{w czasie powstania. To oznacza, ¿e obszar} sedymenta-cyjny serii czorsztyñskiej by³ po³o¿ony du¿o dalej na po³udnie w œrodkowej i górnej jurze ni¿ obecnie.

Autorzy dziêkuj¹ mgr J.Schlöglowi za pomoc przy pobieraniu próbek i pomiarach w terenie. Ten artyku³ powsta³ w ramach pro-jektu Tektogeneza i baseny sedymentacyjne Zachodnich Karpat Ministerstwa Œrodowiska Republiki S³owacji, kierowanego przez S³u¿bê Geologiczn¹ Republiki S³owacji. Dodatkowego wsparcia finansowego dostarczy³ grant No. 1/6169/99 agencji VEGA.

Literatura

AUBRECHT R. 1992 — Mesteèská skala klippe and its importance for stratigraphy of Czorsztyn Unit (Biele Karpaty Mts., Western Slovakia). Acta Geol. Geogr., Geol., 48: 55–64.

AUBRECHT R., MIŠÍK M. & SÝKORA M. 1997 — Jurassic synrift sedimentation on the Czorsztyn Swell of the Pieniny Klippen Belt in Western Slovakia. ALEWECA symp. Sept. 1997, Introduct. articles to the excursion, Bratislava: 53–64.

AUBRECHT R., MIŠÍK M., SÝKORA M. & ŠAMAJOVÁ E. 1998 — Kontroverzné bradlo èorštynskej jednotky v Bolešovskej doline medzi Nemšovou a Pruským na Považí. Miner. Slov., 30: 431–442.

MICHALÍK J. 1994 — Notes on the Paleogeography and Paleotectoni-cs of the Western Catrpathian area during the Mesozoic. Mitt. Österr. Geol. Ges., 86: 101–110.

MIŠÍK M. 1979 — Sedimentologické a mikrofaciálne štúdium jury bradla vršateckého hradu (neptunické dajky, biohermný vývoj oxfor-du). Západné Karpaty, Sér. Geol., 5: 7–56.

MIŠÍK M. 1993 — Vývoj èorštynskej submarinnej elevácie (pieninské bradlové pásmo) poèas strednej jury až spodnej kriedy. [In:] Rakús, M. & Vozár J. (eds.), Geodynamický model a hlbinná stavba Západných Karpát. Vyd. GÚDŠ: 87–93.

MIŠÍK M. 1994 — The Czorsztyn submarine ridge (Jurassic–Lower Cretaceous, Pieniny Klippen Belt): an example of a pelagic swell. Mitt. Österr. Geol. Ges., 86: 133–140.

MIŠÍK M., SIBLÍK M., SÝKORA M. & AUBRECHT R. 1994a — Jurassic brachiopods and sedimentological study of the Babiná klippe near Bohunice (Czorsztyn Unit, Pieniny Klippen belt). Miner. Slov., 26: 255–266.

MYCZYÑSKI R. & WIERZBOWSKI A. 1994 — The Ammonite Suc-cession in the Callovian, Oxfordian and Kimmeridgian of the Czorsz-tyn Limestone Formation, at Halka Klippe, Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Bull. Pol. Acad. Sc., Earth. Sc. 42: 156–163.

VAŠÍÈEK Z., MICHALÍK J. & REHÁKOVÁ D. 1994 — Early Creta-ceous stratigraphy, palaeogeography and life in the Western Carpa-thians. Beringeria, 10: 3–169.

WIERZBOWSKI A., JAWORSKA M. & KROBICKI M. 1999 — Stra-tigraphy, fauna, microfacies and sedimentation of the Upper Bajocian to Callovian limestones of the Ammonitico Rosso type in the Pieniny Klippen Belt in Poland. Carpathian Geology 2000 symp., Smolenice, 11th–14th Oct. 1999. Geol. Carpath., 50, Spec. Issue, 86–87.

Paleomagnetyzm ska³ mezozoicznych i trzeciorzêdowych

Karpat Zachodnich

Jacek Grabowski*

Karpat Zachodnich pochodz¹ przede wszystkim z trzech jednostek: Karpat zewnêtrznych, Karpat centralnych i Kar-pat wewnêtrznych. Bardzo nieliczne dane uzyskano w pie-niñskim pasie ska³kowym.

Ska³y trzeciorzêdowe wykazuj¹ podobny zapis paleo-deklinacji we wszystkich trzech g³ównych jednostkach

Zachodnich Karpat. Paleodeklinacje neogeñskich wulkani-tów i ska³ osadowych, m³odszych ni¿ 16 mln lat (baden) na ogó³ nie ró¿ni¹ siê od deklinacji wspó³czesnych. Oznacza to, ¿e wielkoskalowe rotacje tektoniczne nie mia³y ju¿ miejsca po powstaniu ³uku wulkanicznego. Prawie wszyst-kie ska³y trzeciorzêdowe starsze od badenu wykazuj¹ paleodeklinacje zrotowane lewoskrêtnie (przeciwnie do ruchu wskazówek zegara) o k¹t 30–90o_{. Chronologia}

rota-cji zosta³a wzorcowo opracowana na obszarze N Wêgier. Pierwsza faza rotacji obszaru pó³nocnopannoñskiego nast¹pi³a w ottnangu (o k¹t 40–60o_{), druga pomiêdzy}

kar-829

Przegl¹d Geologiczny, vol. 49, nr 9, 2001

*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa

patem i badenem o k¹t 30o_{. Podobne wielkoœci rotacji}

udo-kumentowano w basenach paleogeñskich i neogeñskich Karpat centralnych. Rotacje te powszechnie odnosi siê do rotacji tzw. terranu pó³nocnopannoñskiego, który obejmo-wa³ dzisiejszy obszar Karpat centralnych i wewnêtrznych, od lineamentu œrodkowowêgierskiego po pieniñski pas ska³kowy. Mechanizm rotacji nie jest jasny. Prawdopodob-nie czeœæ rotacji zosta³a zrealizowana jako obrót mikrop³yty, a pozosta³a czêœæ jako ruchy rotacyjne na uskokach przesuwczych ograniczaj¹cych baseny. Nielicz-ne lewoskrêtNielicz-ne rotacje uda³o siê wykazaæ paleomagNielicz-netycz- paleomagnetycz-nie w zachodpaleomagnetycz-niej czêœci Karpat zewnêtrznych (Bia³e Karpaty, Magura Orawska). S¹ one interpretowane jako rotacje w obrêbie pryzmy akrecyjnej na przedpolu terranu pó³nocnopannoñskiego. Mezozoiczne paleodeklinacje z zachodnich Karpat fliszowych (dane z Bia³ych Karpat i Beskidów Œl¹sko-Morawskich) nie ró¿ni¹ siê od paleode-klinacji trzeciorzêdowych. Oznacza to, ¿e w tej czêœci basenu Karpat zewnêtrznych od kredy po oligocen nie zachodzi³y znacz¹ce rotacje tektoniczne. Paleodeklinacje mezozoiczne ró¿ni¹ siê natomiast od trzeciorzêdowych na obszarze Karpat centralnych: dane z mezozoiku wykazuj¹ w wiêkszoœci niewielkie rotacje prawoskrêtne (zgodne z

ruchem wskazówek zegara) o wielkoœci od 0 do 70o_{. Jest to}

szczególnie dobrze udokumentowana na obszarze Tatr, gdzie zbadano niemal kompletny profil jednostek mezozo-icznych od autochtonu wierchowego po serie reglowe. Punktowe dane z jednostki reglowej dolnej na S³owacji oraz bardzo nieliczne dane z pieniñskiego pasa ska³kowego potwierdzaj¹ tê prawid³owoœæ. Po odjêciu efektów lewo-skrêtnych rotacji trzeciorzêdowych, mezozoiczne paleobie-guny z Karpat centralnych staj¹ siê podobne do równowiekowych paleobiegunów z Alp Wschodnich. Potwierdza to, wyra¿any od dawna pogl¹d, ¿e baseny mezo-zoiczne centralnych Karpat znajduj¹ swoje przed³u¿enie w jednostkach austroalpejskich. Wydaje siê, ¿e jednostki austroalpejskie i centralnokarpackie uleg³y przed eocenem du¿ej prawoskrêtnej rotacji o k¹t do 90o_{. WyraŸnie}

odmien-ny trend wykazuj¹ paleodeklinacje Karpat wewnêtrzodmien-nych, œwiadcz¹ce o lewoskrêtnych rotacjach w mezozoiku. Pozorna wêdrówka paleobieguna opracowana dla profilu mezozoiku Œredniogórza Wêgierskiego oraz jednostkowe dane z p³aszczowiny silickiej S³owackiego Krasu i S³owac-kiego Raju odpowiadaj¹ danym referencyjnym z obszarów p³yty adriatyckiej (Istria, Alpy Pd., Apulia) a nawet zachodniej Gondwany.

Tektoniczna ewolucja p³aszczowiny magurskiej w strefie maksymalnego

wygiêcia Zachodnich Karpat zewnêtrznych

Andrzej Konon*

fa³dów i uskoków zosta³a przeprowadzona we fragmencie p³aszczowiny magurskiej, w strefie maksymalnego wygiê-cia ³uku Zachodnich Karpat zewnêtrznych, na po³udniku Kraków–Zakopane. Badania objê³y g³ównie, wchodz¹c¹ w sk³ad p³aszczowiny magurskiej, podjednostkê Beskidu Wyspowego. Wystêpuje w niej, ograniczona od pó³nocy i po³udnia dwiema strefami dupleksów, strefa synklin, sk³adaj¹ca siê z du¿ych charakterystycznych synklin (Œnie-¿nica, Lubogoszcz, Szczebel, Klimas, £opieñ, Æwilin, Luboñ Wielki), dominuj¹cych w obrazie kartograficznym w postaci izolowanych „gór wyspowych”. Synkliny te sil-nie kontrastuj¹ z pasowym uk³adem fa³dów regionalnych, wystêpuj¹cym zarówno na wschód od nich, jak i na zachód. Te synklinalne masywy powsta³y na drodze stopniowej ewolucji. W pierwszej fazie nasuwania siê p³aszczowiny magurskiej, przy dominuj¹cej kompresji poziomej o kie-runku S–N, powsta³y du¿e, o kilkudziesiêciokilometrowej, lateralnej rozci¹g³oœci pasy fa³dów (Ksi¹¿kiewicz, 1972) sk³adaj¹ce siê z szerokich synklin oraz wê¿szych antyklin.

W wyniku wyhamowywania od czo³a nasuwaj¹cej siê p³aszczowiny magurskiej i ci¹g³ego nacisku nasuwaj¹cych siê jej partii po³udniowych dosz³o do powstania nasuniêæ rozdzielaj¹cych poszczególne podjednostki. W nastêpnym etapie rozwoju, przy trwaj¹cym nacisku horyzontalnym o

przybli¿onym kierunku S–N, powsta³y uskoki przesuwcze i nast¹pi³o wyginanie ³uku Karpat, co spowodowa³o roz-ci¹ganie w tym odcinku orogenu. Dosz³o do rozerwania pasa synklin w podjednostce Beskidu Wyspowego — usa-modzielnienia siê bloków. Rotacja bloków, obejmuj¹cych poszczególne synkliny, nast¹pi³a wzd³u¿ stref uskoków kartowalnych powierzchniowo, koreluj¹cych siê dobrze z uskokami wystêpuj¹cymi w pod³o¿u p³aszczowin (Nowo-tarski i in., 1994). Jak wynika z analizy kolejnoœci powsta-wania struktur 1 spêkañ ciosowych, fa³dów i uskoków przesuwczych oraz obecnych kierunków naprê¿eñ wyzna-czonych na ich podstawie, rotacja bloków mia³a charakter ci¹g³y od pocz¹tku powstawania fa³dów. Pod koniec tego etapu nast¹pi³a zmiana charakteru uskoków przesuwczych na zrzutowe, w zwi¹zku z wypiêtrzaniem tego fragmentu Karpat (Mastella, 1988). W trakcie tego etapu zaczê³a siê zaznaczaæ w badanym odcinku polskich Karpat zmiana kompresji z kierunku S–N na w przybli¿eniu kierunek SSW–NNE.

Literatura

KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 — Budowa geologiczna Polski. T. IV. Tek-tonika, cz. 3. Karpaty. Wyd. Geol.

MASTELLA L. 1988 — Budowa i ewolucja strukturalna okna tekto-nicznego Mszany Dolnej, Polskie Karpaty Zewnêtrzne. Ann. Soc. Geol. Pol., 58: 53–173.

NOWOTARSKI CZ., GARA A., OCHA£ J., GÓRECKA M., PREISNER R., JAB£OÑSKA B., ŒLUSARCZYK I., PRZYBY£O A., PACEK R., CIANCIARA K., KOWAL I. & £OBAZIEWICZ M. 1994 — Mapa strukturalna pod³o¿a miocenu przedgórza Karpat w skali 1 : 200 00. Lab. Geofizyki PGGN Kraków.

830

Przegl¹d Geologiczny, vol. 49, nr 9, 2001

*Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wir-ki