Tektoniczne wygiêcie ³uku Karpat zewnêtrznych w œwietle analizy ciosu w
p³aszczowinie œl¹skiej
Leonard Mastella*, Andrzej Konon*
Tectonic beding of the Outer Carpathians in the light of joints analysis in the Silesian Nappe.Prz. Geol., 50: 541–550.
S u m m a r y. The joint network in the flysch strata of the Silesian Nappe is composed of a shear system (diagonal sets — SR, SL) — strik-ing in the present position at high angles to map-scale fold axes, a sstrik-ingle extension set T — strikstrik-ing sub-perpendicular to these axes, fold–parallel joints L and L’ striking parallel or at small angles to map–scale fold axes. Due to their usefulness (Mastella & Zuchiewicz, 2000) for palaeostress reconstructions penetrative SR, SLand T joint sets were analysed from 197 outcrops. In the palaeostress analysis the angular difference between the ó1 directions calculated from shear (SR, SL) and extension T joints is notable. The angular difference between these ó1 directions suggests that it is a result of a slight tectonic bending of the investigated Silesian Nappe arc, which took place between the nappe thrusting phase and the proceeding uplift phase of this part of the Outer Carpathians Arc.
Key words: tectonic bending of the orogen, palaeostress, shear and extensional joints, Silesian Nappe, Outer Carpathianss
Celem tego artyku³u jest ogólna charakterystyka i okre-œlenie genezy sieci spêkañ ciosowych w polskiej czêœci p³aszczowiny œl¹skiej (ryc. 1A) oraz próba rekonstrukcji paleonaprê¿eñ odpowiedzialnych za powstanie tej sieci. Opracowanie wpisuje siê w cykl badañ (m.in.: Ksi¹¿kie-wicz, 1968; Mastella, 1972; Tokarski, 1975; Henkiel & Zuchiewicz, 1988; Aleksandrowski, 1989; Mardal, 1995; Mastella i in., 1997; Rubinkiewicz, 1998; Mastella & Zuchiewicz, 2000; Zuchiewicz, 1997a, b; Zuchiewicz, 1998; Zuchiewicz & Henkiel, 1995) dotycz¹cych ciosu w polskiej czêœci ³uku Karpat zewnêtrznych, których prekur-sorem by³ Ksi¹¿kiewicz (1968).
Opracowaniem objêto wystêpuj¹ce seryjnie, penetra-tywne spêkania systematyczne, przecinaj¹ce pojedyncze ³awice bez przemieszczeñ, b¹dŸ jedynie z zaznaczon¹ ten-dencj¹ do ruchu przesuwczego, prostopadle do u³awicenia w odstêpach w przybli¿eniu równych mi¹¿szoœci przecina-nej ³awicy (Mastella, 1972). Odpowiadaj¹ one w pe³ni defi-nicjom spêkañ ciosowych (Jaroszewski, 1972; Dadlez & Jaroszewski, 1994; Dunne & Hancock, 1994).
Zarys budowy geologicznej
Polski fragment p³aszczowiny œl¹skiej ma dobrze roz-poznan¹ budowê geologiczn¹ (Ksi¹¿kiewicz, 1977; Œl¹czka, 1971) udokumentowan¹ zarówno szczegó³owymi mapami w skali 1:50 000 (Instrukcja, 1996), jak i mapami przegl¹dowymi w skali 1: 20 000 (Œwidziñski, 1958a; Soko³owski, 1959a; Burtan i in., 1981; Golonka i in., 1978; Nieœcieruk i in., 1992; Œl¹czka & ¯ytko, 1978; Oszczypko & Œl¹czka, 1989). Jak wynika z cytowanych wy¿ej prac p³aszczowina œl¹ska sk³ada siê z mocno sfa³dowanych, z³uskowanych i pociêtych uskokami ³upkowo-piaskowco-wych warstw fliszu wieku od kredy do miocenu (ryc. 2, 3)
Metodyka
Obserwacje spêkañ ciosowych dokonano w pojedyn-czych du¿ych ods³oniêciach lub zespo³ach ods³oniêæ roz-mieszczonych g³ównie w dnach potoków, rzadziej w kamienio³omach. Pomiary wykonano w ró¿nego wieku
oraz ró¿nej mi¹¿szoœci i litologii ³awicach piaskowców i mu³owców. Opracowano wy³¹cznie w³asne pomiary z 197 ods³oniêæ z p³aszczowiny œl¹skiej. Czêœæ z nich by³a rzystana wczeœniej (Mastella i in., 1997). Pomiary
wyko-nywano z dok³adnoœci¹ ± 2o. W ka¿dym ods³oniêciu
mierzono od 50 do 120 powierzchni spêkañ ciosowych, co jak wynika z wczeœniejszych prac (Mastella, 1988; Zuchie-wicz, 1997b; RubinkieZuchie-wicz, 1998) stanowi próbkê staty-stycznie reprezentatywn¹ dla opracowañ ciosu.
Autorzy przyjêli za Price (1959, 1966), Ksi¹¿kiewi-czem (1968) i Jaroszewskim (1972) grawitacyjno-odprê-¿eniow¹, przedfa³dow¹ (Sheperd & Huntington, 1981) w ini-cjalnej fazie, genezê wiêkszoœci zespo³ów ciosowych. Na tak¹ genezê wskazuje fakt, ¿e spêkania pojedynczego zespo³u o ró¿nych biegach, w obu skrzyd³ach fa³du, po rotacji osi fa³du do poziomu, a nastêpnie rotacji warstw w obu skrzyd³ach równie¿ do poziomu, ale wokó³ linii biegu, przyjmuj¹ ten sam kierunek. Na tak¹ genezê wskazuje rów-nie¿ powstawanie ciosu w s³abo zdiagenezowanych, poziomych warstwach (Mastella, 1988) oraz przesuwanie czêœci spêkañ ciosowych posuwem fa³dowym (Mastella & Ozimkowski, 1979).
Przyjêcie takiej genezy ciosu spowodowa³o, ¿e oprócz standardowego opracowania statystycznego pomiarów ciosu (diagramów konturowych w projekcji normalnych do powierzchni ciosu na doln¹ pó³kulê siatki Schmidta) wykonano podobnie, jak np. Murray (1967), Ksi¹¿kiewicz (1968) czy Hancock & Al Kadhi (1982), dodatkowo dia-gramy z pomiarów po rotacji warstw do poziomu. W efek-cie, wykonuj¹c pomiary ciosu w skomplikowanych strukturach tektonicznych (ryc. 4A), na diagramach uzy-skano znaczne ujednolicenie kierunków poszczególnych zespo³ów, z bardziej skoncentrowanymi i wy¿szymi pro-centowo dominantami (ryc. 4B, C). Stanowi³y one, po
wykreœleniu azymutów dominant poszczególnych
zespo³ów ciosowych (ryc. 4D), podstawê do dalszych obliczeñ (ryc. 4E), prowadz¹cych do okreœlenia orientacji pola naprê¿eñ w fazach zak³adania zespo³ów ciosu.
Charakterystyka sieci spêkañ ciosowych
W skali regionalnej, sieæ spêkañ ciosowych sk³ada siê z piêciu zespo³ów (ryc. 4, 5). Jednak w pojedynczych ods³oniêciach rzadko wystêpuj¹ wszystkie zespo³y. Zwy-kle wykszta³cone s¹ dwa lub trzy z nich (ryc. 6c, 7). Poszczególne zespo³y wykazuj¹ du¿¹ sta³oœæ orientacji
bie-*Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa
gów wzglêdem rozci¹g³oœci regionalnych struktur fa³dowych.
W obecnym po³o¿eniu dwa z nich (SRi SL) s¹ skoœne (ryc.
5, 6C, 7A, B), a zespó³ T niemal prostopad³y do regionalnej rozci¹g³oœci struktur fa³dowych, w obrêbie których
wystê-puj¹, a pozosta³e dwa zespo³y: L i L’s¹ (w ró¿nym stopniu)
równoleg³e do nich (ryc. 5, 7A, B). Zespo³y o takiej samej orientacji regionalnej wykazuj¹ du¿e podobieñstwa w wykszta³ceniu powierzchni spêkañ i œladów przeciêcia z powierzchniami u³awicenia.
Ze wzglêdu na przydatnoœæ do rekonstrukcji paleona-prê¿eñ (Mastella i in., 1997; Mastella & Zuchiewicz, 2000), g³ówny nacisk po³o¿ono na opracowanie ciosu zespo³ów SR, SL i T .
Zespo³y SR i SLsystemu skoœnego
Spêkania obu zespo³ów wykazuj¹ du¿e podobieñstwa morfologiczne. Ich powierzchnie sporadycznie i tylko w nieznacznym stopniu odbiegaj¹ od prostopad³oœci do u³awicenia. Szczeliny o rozwarciu rzêdu milimetrów, na ogó³ s¹ wype³nione kalcytem. Z rzadka szczelina ciosowa jest wype³niona materia³em ze ska³y otaczaj¹cej lub mate-ria³ ten jest równomiernie rozproszony w kalcycie wype³niaj¹cym szczelinê. Obie powierzchnie pojedyncze-go niezmineralizowanepojedyncze-go spêkania ciosowepojedyncze-go w wiêkszo-œci przypadków maj¹ siê do siebie jak „forma-odlew” lub wystêpuj¹ na nich struktury pierzaste, zawsze o osiach
równoleg³ych do krawêdzi przeciêcia powierzchni spêka-nia z powierzchni¹ ³awicy. Ostre zakoñczespêka-nia struktur pie-rzastych s¹ nawet na powierzchniach ciosowych tego samego zespo³u, ró¿nie zorientowane.
Œlady przeciêcia z stropem i sp¹giem ³awic s¹ w wiêk-szoœci prostoliniowe (ryc. 7A, B). Lokalnie, zamiast œladu liniowego wystêpuje szereg kulisowy z³o¿ony ze spêkañ,
tworz¹cych k¹t wzglêdem œladu do 30o, daj¹cych siê
ziden-tyfikowaæ jako niskok¹towe œciêcia riedlowskie (termino-logia wed³ug Riedela, 1929, Bartletta i in., 1981), czêsto przechodz¹cych w ci¹g³e spêkania (ryc. 6C, 8B). Tam gdzie one wystêpuj¹ s¹ prawdopodobnie inicjalnymi for-mami tworzenia siê ci¹g³ych spêkañ ciosowych opisywa-nego systemu. Wchodz¹ce w sk³ad szeregu kulisowego spêkania riedlowskie penetruj¹ ³awice jedynie na g³êbo-koœæ rzêdu milimetrów. Je¿eli odspojenie spêkania nast¹pi³o wzd³u¿ szeregu kulisowego, to na powierzchni spêkania, w s¹siedztwie powierzchni u³awicenia wystê-puj¹ r¹bki tektoniczne. Wszystko to wskazuje, ¿e wzd³u¿ tych spêkañ istnia³a tendencja do ruchu przesuwczego.
Oba zespo³y, mimo ró¿nej orientacji w poszczególnych ods³oniêciach, przecinaj¹ siê pod k¹tem ostrym, z
regio-naln¹ dominant¹ rzêdu 55–70o(tab. 1; ryc. 4, 6–8A, 9),
któ-rego dwusieczna ma w przybli¿eniu kierunek od NW–SE
do SW–NE (ryc.4, 6–8A, C). WyraŸnie mniejsze ostre k¹ty
przeciêcia siê spêkañ tego systemu (ok. 45o) obserwuje siê
w œrodkowej czêœci ³uku p³aszczowiny œl¹skiej (tab. 1, ryc. 8C). Kraków ¯ywiec Biecz Baligród Myczkowce Rymanów Wis³a Wis³a Sk awa W is ³ok a Dunaj ec Raba San Rzeszów Przemyœl Zakopane
S £ O W A C J A
P O L S K A
p³aszczowina magurska Magura Nappe p³aszczowina dukielska Dukla Nappe Tatry Tatra Mountainspieniñski pas ska³kowy
Pieniny Klippen Belt
niecka podhalañska
Podhale Basin
jednostki w oknach tektonicznych
Window Units p³aszczowina œl¹ska Silesian Nappe p³aszczowina skolska Skole Nappe p³aszczowina podœl¹ska Subsilesian Nappe zapadlisko przedkarpackie Carpathian Foredeep 0 50km Mszana Dolna Gdów
A
N przekroje geologiczne geological cross-sections badane ods³oniêcia studied localitiesIII
II
I
Ryc. 6C Ryc. 4A Ryc. 8A Ryc. 8C Ryc. 7A Ryc. 6B Ryc. 6A, 7B Ryc. 7C Ryc. 8BI
Inner CarpathiansKarpaty Wewnêtrzne Kraków Basen transylwañski Transylvanian Basin Apuseni Zew nêtrzn e Karpa ty 0 200km Platforma Europejska European Platform Basen Pannoñski Pannonian Basin ALCAPA TISZA Ryc. 9 A
B
B C Outer Carpath iansRyc. 1. A — Szkic tektoniczny polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych (na podstawie Ksi¹¿kiewicza, 1972 — uproszczony); B — szkic strukturalny regionu karpacko-panoñskiego (na podstawie Linzer, 1996). Gwiazdkami zaznaczono lokalizacjê rycin
Fig. 1. A — Tectonic sketch of the Polish part of the Outer Carpathians (after Ksi¹¿kiewicz 1972 — simplified); B — tectonic sketch of the Carpathian–Pannonian region (after Linzer, 1996). Location of the figures marked by asterisks
Zespó³ T
Spêkania ciosowe tego zespo³u wyraŸnie odró¿niaj¹ siê od spêkañ œciêciowego systemu diagonalnego. Powierzch-nie spêkañ s¹ w wiêkszoœci Powierzch-niemal pionowe, Powierzch-nie zacho-wuj¹c przy tym lokalnie prostopad³oœci do u³awicenia. Œlady ich przeciêcia z powierzchniami u³awicenia s¹
nie-regularne, rzadko prostolinijne, bez spêkañ opie-rzaj¹cych i kulisowych. Rozwarcie szczelin jest wiêksze ni¿ spêkañ pozosta³ych zespo³ów (ryc. 7) Rzadziej s¹ równie¿ wype³nione kalcytem, który bywa pokruszony (ryc. 7C; Tokarski i in., 1999). Powierzchnie spêkañ s¹ nierówne. Brak jest na nich r¹bków tektonicznych. Znacznie bogatszy jest natomiast inwentarz struktur spêkaniowych. S¹ to g³ównie struktury pierzaste i miotlaste. Przewa¿aj¹ struktury pierzaste typu S (Engelder, 1985) o osiach poziomych, a jedynie lokalnie pionowych.
Spêkania z takimi strukturami zwykle koñcz¹ siê na spêkaniach innych zespo³ów, zaœ bez struk-tur spêkaniowych na ogó³ przecinaj¹ spêkania pozosta³ych zespo³ów. Od regu³y tej odbiegaj¹ kontakty opisywanego zespo³u z zespo³em L. Spê-kania obu tych zespo³ów przemiennie koñcz¹ siê na sobie.
Zespo³y L, L’
Spêkania ciosowe L, L’ s¹ w przybli¿eniu rów-noleg³e do rozci¹g³oœci regionalnych struktur fa³dowych na ca³ym ³uku p³aszczowiny œl¹skiej. Spêkania te uk³adaj¹ siê w dwa zespo³y o wyraŸnie odmiennych kierunkach: zespó³ L bli¿szy równo-leg³oœci do rozci¹g³oœci regionalnych struktur
fa³dowych i zespó³ L’odchylony o ok. 20ood zespo³u L.
Oba zespo³y wykazuj¹ du¿e podobieñstwo
wykszta³cenia œladów przeciêcia z powierzchniami u³awi-cenia oraz powierzchni spêkañ. Zwykle œlady te s¹ krzywo-liniowe, zanikaj¹ce, poprzerywane i ponak³adane na siebie (ryc. 6C, 7B). Rozwarcie ich szczelin jest rzêdu milime-trów i rzadko s¹ one wype³nione kalcytem. Powierzchnie pojedynczego spêkania maj¹ siê do siebie jak
„for-warstwy istebniañskie Istebna Beds piaskowce ciê¿kowickie Ciê¿kowice Sandstones warstwy hieroglifowe Hieroglyphic Beds margle Globigerinowe Globigerina Marls warstwy menilitowe Menilite Beds warstwy kroœnieñskie Krosno Beds jura kr ed a gó rn a do ln a pa le o ce n eo ce n ol ig o ce n miocen warstwy cieszyñskie Cieszyn Beds warstwy grodziskie Grodziszcze Beds warstwy wierzowskie Veøovice Beds warstwy lgockie Lgota Beds warstwy godulskie Godula Beds pstre ³upki Variegated Shales 1 0 0 0 m piaskowce sandstones ³upki shales 90 7 1 13 8 29 5 17 6 4 2 15 Ryc. 2. Uproszczony profil litostratygraficzny p³aszczowiny œl¹skiej w polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych na podsta-wie Unruga (1969), ¯ytki, (1973), Œl¹czki i Kamiñskiego (1998). W kó³kach podano liczbê ods³oniêæ z pomiarami w danych warstwach Fig. 2. Lithostratigra-phic column of the Sile-sian Nappe in the Polish part of the Outer Carpa-thians (after Unrug 1969; ¯ytko, 1973; Œl¹czka & Kamiñski, 1998 — sim-plified). Number of stu-died localities for particular lithostratigra-phic beds are given in circles p³aszczowina magurska Magura Nappe 0 0 0 0 0 p³aszczowina podœl¹ska p³aszczowina p odœl¹ska p³aszczowina podœl¹ska Subsilesian Nappe p³aszczowina dukielska Dukla
Nappe p³aszczowinaskolska
Skola Nappe Baligród Stró¿a Czupel ¯ywiec Gdów Æwilin Myczkowce Uherce Strefa przeddukielska Fore-Dukla Zone Depresja Centralno-Karpacka
Central Carpathians Depression p³aszczowina œl¹ska Silesian Nappe p³aszczowina œl¹ska Silesian Nappe p³aszczowina œl¹ska Silesian Nappe SE NW SW
I
II
NE S N 2000 2000 2000 2000 2000 -2000 -2000 -2000 -2000 -2000 m n.p.m. m n.p.m. m n.p.m. m n.p.m. m n.p.m.III
miocen Miocene pod³o¿e basement warstwy lgockie-cieszyñskieCieszyn and Lgota Beds
warstwy godulskie Godula Beds warstwy istebniañskie Istebna Beds warstwy hieroglifowe Hieroglyphic Beds warstwy menilitowe Menilite Beds w ar st w y kr oœ ni eñ sk ie K ro sn oB ed s piaskowce sandstones ³upki shales 10 km 0 2000 -2000 m n.p.m. Subsilesi an Napp e p³aszczowina magurska Magura Nappe Subsilesian Nappe
Ryc. 3. Przekroje geologiczne przez p³aszczowinê œl¹sk¹ (uproszczone) na podstawie Soko³owskiego (1959b) I Œwidziñskiego (1958b). Lokalizacja na ryc. 1
ma–odlew” lub wystêpuj¹ na nich struktury pierzaste. Szczególnie licznie wystêpuj¹ na znakomitej wiêkszoœci
powierzchniach spêkañ zespo³u L’. Zwraca uwagê ich
spo-radyczne wystêpowanie w zespole L. NajwyraŸniej jest widoczne to w obszarach przegubowych du¿ych form fa³dowych, gdzie spêkania te maj¹ niemal podrêcznikowe cechy spêkañ radialnych (Jaroszewski, 1980; Price & Cos-grove, 1990).
Geneza sieci spêkañ ciosowych System skoœny
Opisane wy¿ej cechy spêkañ obu zespo³ów wskazuj¹, ¿e w fazie zak³adania ciosu (Price, 1959, 1966; Jaroszew-ski, 1972; Price & Cosgrove, 1990), w jeszcze poziomych ³awicach, tworzy³y siê one jako inicjalne powierzchnie œciêæ. Wystêpowanie natomiast na ich powierzchniach struktur pierzastych wskazuje na ekstensyjne rozwieranie siê spêkañ (Bankwitz, 1965, 1966; Engelder, 1985). Orien-tacja ostrych zakoñczeñ struktur pierzastych oraz ich osi Azymuty Wis³a W granica Wis³a– Skawa Skawa– Raba Mszana Raba– Dunajec Dunajec Wis³oka Wis³oka– Os³awa Os³awa E granica SR 270–284 285–299 320–334 335–349 340–354 355–4 0–9 10–19 SL 335–349 350–4 20–34 20–34 30–44 45–54 60–69 75–84 2Θ 65 65 60 45 50 55 60 65 F1(SR, SL) 310 325 357 2 12 27 35 47 F1 (T) 320 330 0 357 8 20 25 35 )* –10 –5 –3 +5 +4 +7 +10 +12
)* — wielkoœæ k¹towej ró¿nicy kierunków miêdzy F1(SR, SL) i F1 (T)
Tab. 1. Zmiennoœæ parametrów ciosu Table 1. Changeable of joint parameters
2% 3% 4% 5% 6% 7% 3% 4% 5% 6% 7% 8% 10% 12% NW
A
B
C
D
E
SE 120/25S 117/60S 2θ σ1 168 56 68 16 22 6 SR SL T ∆ N=102 N N=102 L T SR SR L’ L’ SL SL L N L T 110° 133 ° 168 ° 2θ =68° SL SR L’ 56° 16°σ
1 N TRyc. 4. Schemat przedstawiaj¹cy metodê wyznaczania domi-nuj¹cych kierunków oraz parametrów sieci ciosu na przyk³adzie pomiarów z fa³du obalonego z warstw kroœnieñskich w kamie-nio³omie w Bieczu A — Diagramy konturowe po³o¿enia powierzchni spêkañ ciosowych (N — liczba pomiarów ciosu): B — przed rotacj¹ warstw do poziomu, C — po rotacji warstw do poziomu, D — kierunki zespo³ów ciosowych (system œciêciowy: SR— prawoskrêtny, SL— lewoskrêtny; T — zespó³ poprzeczny; L i L’ — zespo³y pod³u¿ne) wyznaczone z dominant diagramu C (przy liniach wyznaczaj¹cych dominuj¹ce kierunki zespo³ów podano ich azymuty, strza³kami zaznaczono tendencje przemiesz-czeñ wzd³u¿ ciosu systemu skoœnego. E — Wybrane parametry sieci ciosu: 21 — podwójny k¹t œciêcia, ó1— oœ najwiêkszego naprê¿enia g³ównego. Pozosta³e objaœnienia w tekœcie
Fig. 4. Scheme showing the method of determining the domina-ting directions and parameters of the joint network based on measurements in a recumbent fold from the Krosno Beds in the Biecz quarry (A). Diagrams with contours of joint planes (N — number of measurements): B — before back tilting of beds to horizontal, C — after back tilting of beds to horizontal, D — directions of join sets (shear system: SR— dextral, SL— sinistral; T — transversal; L and L’ — longitudinal sets) inferred from dominants of Fig. 4C (values of azimuths of the dominating direc-tions of sets are given; the arrows indicate offset along the diago-nal system). E — Selected parameters of the joint network: double value of the shear angle 21, ó1— axis of principal stress. For other explanations see text
wskazuje (Parker, 1942), ¿e przy nieuporz¹dkowanym zwrocie inicjalnej propagacji spêkañ przy ich rozwieraniu, otwieranie nastêpowa³o zawsze równolegle do u³awicenia. Tak wiêc ujawnianie siê spêkañ tego systemu nastêpowa³o ju¿ ekstensyjnie i przy udziale zachowanych naprê¿eñ szcz¹tkowych z okresu zak³adania ciosu (porównaj Price, 1959, 1966; Ksi¹¿kiewicz, 1968; Jaroszewski, 1972;
Engelder, 1985; Mastella & Zuchiewicz, 2000).
Wyj¹tkiem s¹ tu nieliczne spêkania, wype³nione mate-ria³em ze ska³y otaczaj¹cej lub kalcytem „zanieczyszczo-nych” tym materia³em. Wskazuje to (porównaj Beach & Jack, 1982; Mastella, 1988), ¿e otwiera³y siê one w skale s³abo zdiagenezowanej, a wiêc jednoczeœnie z etapem zak³adania ciosu.
Z uk³adu spêkañ kulisowych i opierzaj¹cych wynika,
¿e zespó³ SRzachowa³ tendencjê œciêæ prawoskrêtnych, a
zespó³ SL — lewoskrêtnych (ryc. 6C, 8A, B).
Przechodzenie jednego zespo³u w drugi (ryc. 8A, C) wskazuje (Jaroszewski, 1972), na ich równoczesne powstanie. W tej sytuacji k¹t ostry pod jakim przecinaj¹ siê
oba zespo³y jest podwójnym k¹t œciêcia (21) o typowej (np. Handin i in., 1963; Hancock, 1985, Mastella &
Zuchiewicz, 2000) jego wartoœci ok. 65o.
Bior¹c dodatkowo pod uwagê:
1) sta³¹ obecnoœæ, w ca³ym badanym fragmencie p³asz-czowiny œl¹skiej, tendencji do œcinania zaznaczon¹ w obu zespo³ach,
2) sta³y kierunek dwusiecznej k¹ta ostrego pod jakim siê one przecinaj¹,
3) oraz identyczn¹ ich tendencjê regionalnej zmienno-œci kierunków, nale¿y uznaæ (porównaj Mandl, 1988, Engelder, 1989), ¿e oba zespo³y tworz¹ system sprzê¿ony za³o¿ony w trójosiowym, œciêciowym polu naprê¿eñ
(F1>F2>F3; ryc. 10, 6C, 7A, 8A). Jest to zgodne z
wczeœniejszymi obserwacjami z tej jednostki (Mastella i in., 1997), a tak¿e z jednostki dukielskiej (Mastella & Zuchiewicz, 2000).
Jedynie miejscami, w czêœci œrodkowej badanego frag-mentu jednostki œl¹skiej, tam gdzie podwójny k¹t œciêcia
(21) wynosi ok. 45o(tab. 1, ryc. 8C) omawiany system by³
zak³adany w polu naprê¿eñ z ujemn¹ wartoœci¹ F3
(F1>F2>–F3; ryc. 10, 8C). Prawdopodobnie jest to
zwi¹zane, podobnie jak i w s¹siaduj¹cej od po³udnia czêœci p³aszczowiny magurskiej — Konon (2001), z wystêpowa-niem rozci¹gania w miejscu najwiêkszego wygiêcia ³uku jednostki œl¹skiej.
Zespó³ poprzeczny T
Powszechnoœæ struktur spêkaniowych, wskazuj¹cych (Bankwitz, 1965, 1966) na ekstensyjn¹ rozwój tych spê-kañ, charakter szczelin i ich wype³nienia, przy braku jakichkolwiek œladów œcinania wskazuje, ¿e równie¿ na badanym terenie omawiany zespó³, tak jak to sugeruje sze-reg prac (Ksi¹¿kiewicz, 1968; Jaroszewski, 1972; Aleksan-drowski, 1989; Tokarski i in., 1999; Mastella & Zuchiewicz, 2000), rozwija³ siê ekstensyjnie. Uwzglêd-niaj¹c prostopad³oœæ do osi fa³dów regionalnych, opieraj¹c siê na teoretycznych (Price, 1959, 1966; Jaroszewski, 1972) i regionalnych opracowaniach (Aleksandrowski, 1989; Zuchiewicz, 1998; Mastella i in., 1997; Mastella & Szynkaruk, 1999; Mastella & Zuchiewicz, 2000) nale¿y s¹dziæ, ¿e ujawnianie siê spêkania zespo³u T rozpoczê³o siê prawdopodobnie, przy jeszcze wystêpuj¹cej, ale ju¿ stopniowo zanikaj¹cej poziomej kompresji równoleg³ej do kierunku oma-wianego zespo³u i rozci¹ganiu prostopad³ym do tego kierunku (ryc. 10, 7C), a po jej zanikniêciu przy nadal istniej¹cym roz-ci¹ganiu i jednoczesnym wypiê-trzaniu Karpat zewnêtrznych.
Opisane wczeœniej wzajemne geometryczne zale¿noœci miêdzy spêkaniami zespo³u T, a innymi zespo³ami wskazuj¹, ¿e s¹ one, mo¿e z wyj¹tkiem zespo³u L, m³odsze od pozosta³ych — tak jak to z ró¿nych miejsc polskiej czêœci Karpat opisywali Ksi¹¿kie-wicz (1968), Aleksandrowski (1989), Mastella & Zuchiewicz (2000). Natomiast regionalna L T L’ L SL SL T SR
Ryc. 5. Schemat obecnego uk³adu sieci spêkañ ciosowych w sfa³dowanej ³awicy piaskowca (za Ksi¹¿kiewiczem, 1968, zmo-dyfikowany). Objaœnienia na ryc. 4
Fig. 5. Scheme of the present–day joints pattern in a folded sand-stone bed (after Ksi¹¿kiewicz, 1968 — modified). For explanations see Fig. 4
N 24° 10cm
A
B
C
SR SL L N N N 2θ L L’ SR SL T σ1T σ1S σ N=102 N=57 SR SL T L SL T L SR 105° 80° SR N=68Ryc. 6. Przyk³adowe diagramy rozetowe spêkañ ciosowych w czêœci: A — zachodniej (rejon Wis³y), B — œrodkowej (rzeka Raba) C — wschodniej ( potok Rabski), rysunek przedstawia fragment p³yty piaskowca ze spêkaniami ciosowymi w tym potoku. Inne objaœnienia na ryc. 4. Lokalizacja diagramów na ryc. 1A
Fig. 6. Examplary rose diagrams of joints: A — western part (Wis³a region), B — middle part (Raba River) C — eastern part (Rabski Stream); the sketch displays a sandstone bed with joints in this stream, for other explanations see Fig. 4. For location of diagrams see Fig. 1A
tendencja do zachowania, niezale¿nie od biegu i upadu ³awic, pionowego po³o¿enia powierzchni ciosu T wraz z strukturami spêkaniowymi, wskazuje na póŸne, pofa³dowe powstanie tych spêkañ.
Zespo³y L, L’
Uwzglêdniaj¹c tensyjny charakter spêkañ L oraz ich zwi¹zek ze strefami przegubowymi fa³dów regionalnych mo¿na, za Ksi¹¿kiewiczem (1968) i Aleksandrowskim (1989), postawiæ hipotezê, ¿e ich powstanie jest zwi¹zane z wczesnym fa³dowym wyginaniem warstw jako regional-nych spêkañ o charakterze radialnym. Pozosta³a natomiast
czêœæ spêkañ — zespó³ L’ma wyraŸnie
ekstensyjno-odprê-¿eniow¹ genezê. Przemienne wzajemnie koñczenie siê,
b¹dŸ przerywanie spêkañ obu zespo³ów T i L’mo¿e
œwiad-czyæ (porównaj Price, 1959, 1966; Hancock, 1985; Dunne & North, 1990) o jednoczesnym tworzeniu siê tych spêkañ w naprzemiennych epizodach odprê¿eniowych zwi¹zanych z wypiêtrzaniem.
Kierunki wspó³czeœnie powstaj¹cych spêkañ cioso-wych w œwie¿o ods³anianych progach skalnych w dnach potoków, skarpach dolin oraz w kamienio³omach, jak wyni-ka obserwacji w³asnych oraz innych autorów (np. Boretti-O-nyszkiewicz, 1968a, b; Mastella & Zuchiewicz, 2000) zwykle odtwarzaj¹ kierunki istniej¹cej sieci ciosu. WyraŸnie liczniej ujawniaj¹ siê spêkania ciosowe o kierunkach, w któ-rych masywy skalne mog¹ siê odprê¿aæ np.: rozci¹g³oœci progów skalnych, œcian kamienio³omów, osi dolin.
Regionalna zmiennoœæ kierunków systemu skoœnego (SR, SL) i poprzecznego (T)
Wszystkie opisane zespo³y ciosu przy niewielkiej
zmiennoœci kierunków w obrêbie poszczególnych
ods³oniêæ wykazuj¹ ich du¿¹ zmiennoœæ regionaln¹. I tak w
zespole SR systemu skoœnego na krañcach zachodnich
przewa¿aj¹ spêkania niemal W–E (klasa dominanty: 270
–284o; tab. 1; ryc. 6A; 7B, C) stopniowo zmieniaj¹ce siê do
320–334o w rejonie miêdzy rzekami Skaw¹ a Rab¹ (ryc.
6B) by, dalej na wschód, osi¹gn¹æ niemal po³udnikowy kierunek (ryc. 4D; 7A; 8A, C) i NNE–SSW (klasa
domi-nanty: 10–19o) na krañcach wschodnich terenu (ryc. 6C, 9).
Podobnie zmieniaj¹ siê azymuty spêkañ zespo³u SLod 335
–349o na krañcach zachodnich, N–S miêdzy Wis³¹ a
Skaw¹, NW–SE miêdzy Rab¹ a Wis³ok¹ do niemal
równole-¿nikowych (klasa dominanty: 75–84o) na krañcach.
wschod-nich (tab. 1). Tak wiêc oba zespo³y zmieniaj¹ swój azymut od
krañców zachodnich po wschodnie w przedziale ok. 100o.
Spêkania zespo³u T zmieniaj¹ swoje azymuty w
mniej-szym przedziale ok. 75o. Od ok. 320o w czêœci zachodniej
do ok. 0o w czêœci œrodkowej, 20–25ona wschód od
Dunaj-ca i ok. 35ona krañcach wschodnich (tab. 1).
Rekonstrukcja ciosotwórczych pól naprê¿eñ
Jak wynika z przedstawionego opisu poszczególne zespo³y i systemy regionalnej sieci spêkañ ciosowych, maj¹ ró¿n¹ genezê. Zwi¹zane s¹ wiêc z ró¿nymi polami naprê¿eñ (ryc. 10) i powstawa³y w dwóch ró¿noczaso-wych etapach. Rodzaj i orientacja tych pól jest niejako „zapisana” w spêkaniach ciosowych i jak wynika z licz-nych prac (Price, 1959, 1966; Jaroszewski, 1972; Engelder, 1985), w tym równie¿ z obszaru polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych (Ksi¹¿kiewicz, 1968; Zuchiewicz, 1997, 1998; Mastella i in., 1997; Mastella & Zuchiewicz, 2000; Rubinkiewicz, 1998) istnieje mo¿liwoœæ odtworzenia
takiego zapisu, zw³aszcza z systemu skoœnego (SR, SL) i
zespo³u poprzecznego T. E W 30 cm
N
A
10S
RS
LL
L
B
NE 40 cmN
SW 40L’
S
LS
RS
LS
RL
C
25 cmσ
3 NS
LS
Rσ
3T
Ryc. 7. Spêkania ciosowe w p³ycie piaskowca: A — w rejonie Mszany Dolnej (potok Mszanka), warstwy kroœnieñskie; B–w rejonie Cieszyna, warstwy cieszyñskie. C — w rejonie ¯ywca, warstwy istebniañskie. Lokalizacja na ryc. 1A. Inne objaœnienia na ryc. 4
Fig. 7. Joints in a sandstone bed — A in the Mszana Dolna region (Mszanka Stream), Krosno Beds; B — near Cieszyn, Cieszyn Beds; C — ¯ywiec region, Istebna Beds. For location see Fig. 1. For other explanations see Fig. 4
System skoœny SR, SL
Najstarszy system skoœny zosta³ za³o¿ony w œciêcio-wym, trójosiowym polu naprê¿eñ przy dodatnich osiach F1>F2>F3w jeszcze poziomych warstwach. Orientacjê tego pola naprê¿eñ odtworzono po rotacji warstw do poziomu
wyznaczaj¹c oœ g³ównego naprê¿enia F1 — oznaczon¹
jako F1 (SR, SL), klasycznie (Bucher, 1920,
1921; Ramsay & Huber, 1987) jako dwusieczn¹ podwójnego k¹ta œciêcia 21 (ryc. 4D). Jej kie-runek wykazuje wyraŸn¹ regionalna zmiennoœæ wzd³u¿ ³uku p³aszczowiny œl¹skiej (Mastella i in., 1997). Na krañcach zachodnich zgenerali-zowany, regionalny kierunek F1(SR, SL) wynosi
310oi zmienia siê poprzez po³udnikowe
po³o¿e-nia w czêœci œrodkowej do 35ow czêœci
wschod-niej i 47o na krañcach wschodnich (tab. 1).
Tworzy to wachlarzowaty, o k¹cie rozwarcia ok. 100ouk³ad trajektorii F
1(SR, SL; ryc. 11, 12) prostopad³ych do wygiêcia ³uku fa³dowego p³aszczowiny œl¹skiej (Mastella i in., 1997). Dok³adnie taki jaki podaj¹ dla tej czêœci Karpat zewnêtrznych (Fodor i in.,1999) w dolnymi œrodkowym miocenie (ryc. 5b, c)
Taki uk³ad trajektorii naprê¿eñ wyni-kaj¹cych z kompresji jest typowy dla orogenów kolizyjnych, np. na przedpolu Alp (Laubscher, 1972), we wschodniej Azji (Tapponier & Mol-nar, 1976) czy na Tajwanie (Angelier i in., 1986; Huchon i in., 1986).
Zespó³ poprzeczny T
Zespó³ T m³odszy od systemu œciêciowego i zespo³u L,
ale prawdopodobnie równoczesny z zespo³em L’(lub tylko
miejscami starszy od niego), powstawa³ w polu naprê¿eñ F1>F2> –F3 przy horyzontalnych osiach — F3i zanikaj¹cej
F1. Kierunki takich spêkañ, jak wynika z wielu opracowañ
(Price, 1959; Jaroszewski, 1972; Hancock & Bevan, 1987)
wyznaczaj¹ kierunek osi F1,oznaczonej tutaj jako F1(T).
Kierunek tej osi na krañcach zachodnich badanego obszaru
ma azymut ok. 320oi w kierunku wschodnim zmienia siê
stopniowo na w przybli¿eniu po³udnikowy miêdzy Skaw¹ ,
a Dunajcem do ok. 35o na krañcach wschodnich (tab. 1;
Mastella i in., 1997). Podobnie wiêc jak w systemie skoœnym
i tutaj trajektorie F1 (T)tworz¹ uk³ad wachlarzowaty, ale o
mniejszym (ok. 70o) , k¹cie rozwarcia (ryc. 12) oraz w
mniejszym stopniu zachowuj¹ prostopad³oœæ do ³uku fa³dów jednostki œl¹skiej. Taki uk³ad tych trajektorii jest podawany dla Karpat wewnêtrznych od póŸnego miocenu do czwartorzêdu (Fodor i in., 1999 — ryc. 6) oraz wspó³czeœnie w polskiej czêœci Karpat zewnêtrznych (Jarosiñski, 1998). Przy analizie paleonaprê¿eñ uwzglêdniano odchylenie k¹towe (tab. 1) miêdzy kierunkami osi g³ównego naprê¿e-nia F1ciosu skoœnego — F1(SR, SL) i poprzecznego — F1(T). Na krañcach zachodnich wystêpuje tendencja do odchylenia F1(SR, SL) od F1(T)o ok. 10ow kierunku zachod-nim. Tendencja ta stopniowo maleje w kierunku wschod-nim i mniej wiêcej na po³udniku Krakowa nastêpuje
zmiana kierunku jej odchylania na wschodni a¿ do ok. 12o,
przy wschodniej granicy Polski (tab.1, ryc. 11). Identyczna
tendencja do odchylenia F1(SR, SL) w kierunku wschodnim
w stosunku do F1(T)wystêpuje równie¿ w polskim
fragmen-cie p³aszczowiny dukielskiej (Mastella & Zuchiewicz, 2000). Odchy³ki takiej natomiast nie stwierdzono dalej na wschód, w strefie brze¿nej w rejonie Skola na Ukrainie i w rejonach Gura Humorolui oraz Bacau w Rumuni (ryc. 1B, 12) Tam, jak wynika z wykonanych pomiarów (ryc. 9) kie-runki F1(SR, SL) i F1(T)pokrywaj¹ siê i s¹ prostopad³e do wygiêcia ³uku Karpat w tych rejonach (ryc. 12).
A
B
C
N N N L SR SL T N=89 N=71 L SL T SR N=54 L T SR SLRyc. 9. Diagramy rozetowe spêkañ ciosowych z ods³oniêæ: A — w rzece Opór (Skole–Ukraina), warstwy inoceramowe; B — w poto-ku Caèica (Góra Humorolui–Rumunia); C — dop³yw rzeki Bistriti (Bacau–Rumunia). Lokalizacja na ryc. 1A. Inne objaœnienia na ryc. 4
Fig. 9. Rose diagrams of joints from outcrops: A — in the Opór River region (Skole–Ukraine), Inoceramian Beds; B — in the Caè-ica Stream region (Humorolui Mt.–Romania); C — in tributary of the Bistriti River region (Bacau–Romania). For location see Fig. 1A. Other explanations as in Fig. 4.
+τ
+σ
−σ
2θ Ryc.7C Ryc.8C Ryc.6C, 7A, 8A σ1 σ3 σ3 σ1 σ1 σ3 σ3Ryc. 10. Diagram Mohra (za Dadlezem & Jaroszewskim, 1994, zmodyfikowany). Inne objaœnienia na ryc. 4 oraz w tekœcie Fig. 10. Mohr’s diagram (after Dadlez & Jaroszewski, 1994, modified). Other explanations as in Fig 4 and in text
N 2 cm
A
SR SL 5 cm SR NB
SR 5 cm Nσ
1C
σ
3σ
3 SR SLRyc. 8. Spêkania ciosowe systemu diagonalnego w ³awicach piaskowców: A — w rejonie Rymanowa, B–okaz z rzeki San w miejscowoœci Dwernik, C— rzeka Sêkówka. Lokalizacja na ryc. 1A. Inne objaœnienia jak na ryc. 4
Fig. 8. Diagonal system of joints in a sandstone bed: A — in the Rymanów region, B — in the Dwernik, San River region, C — in the Sêkówka River region. For location see Fig. 1A. Other explanations as in Fig. 4
Etapy rozwoju spêkañ ciosowych
Sieci spêkañ ciosowych w badanym fragmencie p³asz-czowiny œl¹skiej powstawa³a w kilku etapach, o ró¿nej orientacji pola naprê¿eñ:
1. Pocz¹tek powstawania spêkañ ciosowych nale¿y wi¹zaæ z momentem, gdy ska³y fliszowe Karpat zewnêtrz-nych, bêd¹ce jeszcze w poziomym po³o¿eniu, by³y ju¿ na tyle zdiagenezowane, ¿e mog³y kumulowaæ naprê¿enia wynikaj¹ce z regionalnej kompresji zwi¹zanej z konwer-gencji p³yty euroazjatyckiej z mikrop³yt¹ (fragmentem pó³nocnej Pannonii — Royden, 1988; Alcapy — Oszczyp-ko & Œl¹czka, 1989; Csontos i in., 1992; Plašienka i in., 1998; Zoetemeijer i in., 1999; Fodor i in., 1999).
Panowa³o wówczas trójosiowe pole naprê¿eñ F1>F2> F3 z horyzontaln¹, generalnie po³udnikowo skierunkowan¹ w tym fragmencie ³uku Karpat (Tapponier, 1977; Fodor i in.,
1999), osi¹ F1oraz pionow¹ osi¹ F2i prostopad³¹ do nich
osi¹ F3. W takim polu naprê¿eñ, w zalegaj¹cych wówczas
jeszcze po³ogo warstwach, by³ zak³adany system
œciêcio-wy ciosu. Ju¿ wówczas, tam gdzie w ska³ach (równie¿ s³abo zdiagenezowanych) zosta³a przekroczona odpornoœæ
na œcinanie, otwiera³y siê spêkania SL i SRtego systemu.
Etap ten, jak wynika z prac Pescatore & Œl¹czka (1984), Mastella (1988), w p³aszczowinie œl¹skiej rozpocz¹³ siê ju¿ w oligocenie.
2. Wraz z postêpuj¹cym wzrostem po³udnikowej kom-presji horyzontalnej o nadal generalnym kierunku N–S roz-poczê³o siê fa³dowanie w póŸnym burdygale (Oszczypko, 1997, 1998). W szerokich partiach przegubowych pocz¹tkowo wielkopromiennych fa³dów pojawiaj¹ siê ten-syjne spêkania ciosowe L o biegach zgodnych z osiami tych fa³dów i cechach spêkañ radialnych. Jednoczeœnie, wraz z stopniowym wypiêtrzaniem fa³dowanych warstw, zaczyna ujawniaæ siê, w wyniku relaksacji naprê¿eñ
szcz¹tkowych zespo³y ciosu SLi SR, jako spêkania
eksten-syjne o kierunkach zgodnych z orientacj¹ œciêciowego pola naprê¿eñ, w którym by³y zak³adane. Taki rozwój spêkañ ciosowych trwa³ przez ca³y okres nasuwania siê p³aszczo-win.
3. W póŸnym miocenie, ju¿ po ustaleniu siê czo³a nasuniêcia p³aszczowiny œl¹skiej rozpoczê³o siê postkinematyczne wypiêtrza-nie Karpat (Ksi¹¿kiewicz, 1972; Fodor i in., 1999; ¯ytko i in., 1999).Wówczas to, przy stopnio-wo s³abn¹cej horyzontalnej kom-presji (oœ ó1), prostopad³a do niej,
równie¿ horyzontalna oœ ó3
przy-jê³a wartoœæ ujemn¹, co dopro-wadzi³o do powstania spêkañ ciosowych T w strefie ekstensji subrównoleg³ej do tego fragmen-tu ³uku p³aszczowiny œl¹skiej, co jest powszechn¹ cech¹ w kolizyj-nych pasach orogeniczkolizyj-nych oraz ich przedpolach (np. Hancock & Bevan, 1987; Julivert & Arbo-leya, 1984; Dietrich, 1989; Doglioni, 1995; Nemèok i in., 1998a, b; Konon, 2001).
4. Zmiennoœæ kierunków
ó1(SR, SL) i ó1(T)sugeruje, ¿e jest to wynik niewielkiego dogiêcia polskiego fragmentu ³uku p³asz-czowiny œl¹skiej miêdzy etapem
200 km
Kraków Platforma Wschodnioeuropejska
East-European Platform Moesian Platform Platforma Zachodnioeuropejska West-European Platform Masyw Czeski Bohemian Massif Antyklinorium Œrodkowopolskie Mid-Polish Anticlinorium Alcapa Tisza Lwów I etap II etap
obecny kszta³t Karpat Zewnêtrznych present shape of the Outer Carpathians pozycja osi wygiêcia p³aszczowiny œl¹skiej: positions of the bending axis of the Silesian Nappe: I–hipotetycznahypothetical II–obecnapresent trajektorieσ na podstawie: σ 1 1trajectories from: ciosu T extension joints T
œciêciowego systemu ciosu (S ,S )R L shear joints system (S ,S )R L
Ryc. 12. Ewolucja kierunku osi naprê¿eñ ó1 szacowanej z systemu ciosu œciêciowego (SLi SR) i
ciosu zespo³u poprzecznego (T) w polskiej czêœci jednostki œl¹skiej i w wybranych fragmentach ukraiñskiej i rumuñskiej czêœci Karpat
Fig. 12. Evolution of ó1 trajectories in the Silesian Unit and selected parts of the Ukrainian and Romanian Carpathians — based on the SL and SRshear joint system and the T extension
joint set Kraków W is ³a Skawa W is³oka Dunaj ec Raba San Rzeszów -6,0 6,0 6,0 4,0 -4 ,0 4,0 -2 ,0 0 2,0 -8,0 8,0 10,0 12,0 14,0 -10,0 12,0 10,0 8,0 10,0 8,0 N Mszana Dolna 10,0 -1 0,0 0
izolinie k¹towej ró¿nicy∆ ∆
isolines of angular difference
0 50km
p³aszczowina magurska Magura Nappe p³aszczowina dukielska Dukla Nappe
p³aszczowina œl¹ska i jednostki okienne Silesian Nappe and Window Units p³aszczowina skolska Skole Nappe p³aszczowina podœl¹ska Subsilesian Nappe zapadlisko przedkarpackie Carpathian Foredeep
Ryc. 11. Mapa k¹towej ró¿nicy kierunków mie-dzy ó1(SR, SL) i ó1(T)w polskiej czêœci
p³asz-czowiny œl¹skiej po zastosowaniu analizy powierzchni trendu wielomianem 1 stopnia Fig. 11. Map of angular difference between ó1
(SR, SL) and ó1(T) directions based on the 1st
order polynomial trend surface analysis in the Polish part of the Silesian Nappe
nasuwania siê p³aszczowin, a etapem postkinematycznego wypiêtrzania.
Systematyczna tendencja do zwiêkszania wartoœci odchy³ki D na wschód i zachód od osi najwiêkszego wygiê-cia ³uku p³aszczowiny œl¹skiej (mniej wiêcej na po³udniku Krakowa — ryc. 11) jest prawdopodobnie efektem wciska-nia siê sztywnego intendera (Alcapy), pomiêdzy Masyw Czeski i platformê wschodnioeuropejsk¹.
Tektoniczne wygiêcie p³aszczowiny œl¹skiej w koñco-wej fazie jej deformacji potwierdzaj¹ obecnoœæ mechani-zmu zginania w czasie powstawania tego fragmentu ³uku polskich Karpat, co wynika równie¿ z danych struktural-nych Birkenmajer (1985), Nemèok & Nemèok (1994); Marko (1993), Nemèok i in. (1998a), Mastella & Szynka-ruk (1998), Mastella & Zuchiewicz (2000), Konon (2001).
Brak takiej odchy³ki natomiast w bardziej wschodniej czêœci Karpat, gdzie kontaktuj¹ one bezpoœrednio ze wschod-nioeuropejsk¹ platform¹ wzd³u¿ linii Teysseiyre’a-Tornqvista mo¿e wskazywaæ, ¿e wzd³u¿ tego kontaktu wyginanie siê ³uku Karpat nie zachodzi³o.
Ró¿nice w uk³adzie trajektorii maksymalnych
naprê-¿eñ dla ciosu SL i SR oraz T sugeruj¹ brak wiêkszego
odzwierciedlenia w badanym fragmencie ³uku Karpat zew-nêtrznych, zmiany kierunków naprê¿eñ w zwi¹zku z relo-kacj¹ strefy subdukcji w kierunku Karpat Wschodnich w wyniku mechanizmu typu roll–back strefy subdukcji (e.g. Burchfiel & Royden, 1982; Nemèok i in. 1998a, b; Fodor i in., 1999), wynikaj¹cej z lateralnej ucieczki czêœci Wchod-nich Alp w kierunku wschodnim (Ratschbacher i in., 1989; Ratschbacher i in., 1991) jak równie¿ i Karpat (Nemèok, 1993).
Autorzy bardzo dziêkuj¹ anonimowemu Rezenzentowi za cenne uwagi, pozwalaj¹ce na znacznie lepsze ujêcie tematu. Dziêkujemy Piotrowi Nieœcierukowi za pokazanie licznych ods³oniêæ w zachodniej czêœci terenu. Jesteœmy wdziêczni Jacko-wi RubinkieJacko-wiczoJacko-wi oraz RyszardoJacko-wi Szczêsnemu za pomoc w badaniach terenowych.
Literatura
ALEKSANDROWSKI P. 1989 — Geologia strukturalna p³aszczowiny magurskiej w rejonie Babiej Góry. Stud. Geol. Pol., 46: 7–140. ANGELIER J., BARRIER E. & HAO TSU CHU 1986 — Plate colli-sion and paleostress trajectories in a fold-thrust belt: the foothills of Taiwan. Tectonophysics, 125: 161–178.
BANKWITZ P. 1965 — Über Klüfte, I — Beobachtungen im Thüring-ischen Schiefergebirge, Geologie, 14: 241–253.
BANKWITZ P. 1966 — Über Klüfte, II–Die Bildung der Kluftfläche une eine Systematik ihrer Strukturen, Geologie, 15: 896–941. BARTLETT W., FRIEDMAN M. & LOGAN J. M. 1981 — Experi-mental folding and faulting of rocks in limestone layers, Tectonophysi-cs, 79: 255–277.
BEACH A. & JACK S. 1982 — Syntectonic vein development in a thrust sheet fro the external French Alps. Tectonophysics, 81: 67–84. BIRKENMAJER K. 1985 — Major strike-slip faults of the Pieniny Klippen Belt and the Tertiary rotation of the Carpathians. Publ. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc., A–16, 175: 101–115.
BORETTI-ONYSZKIEWICZ W. 1968a — Cios we fliszu zachodniego Podhala, Acta Geol. Pol., 18: 101–152.
BORETTI-ONYSZKIEWICZ W. 1968b — Anizotropia ciosowa pia-skowców fliszowych Podhala zachodniego w œwietle badañ wytrzy-ma³oœciowych, Biul. Geol. UW, 10: 115–152.
BUCHER W.H. 1920 — The Mechanical Interpretation of joints, Pt.1. J. Geol., 28: 1–28.
BUCHER W.H. 1921 — The mechanical interpretation of joints, pt. 2. J. Geol., 29: 1–28.
BURCHFIEL B.C. & ROYDEN L.H. 1982 — Carpathian foreland fold and thrust belt and its relation to Pannonian and other basins. AAPG. Bull., 66: 1179–1195.
BURTAN J., GOLONKA J., OSZCZYPKO N., PAUL Z. & ŒL¥CZKA A. 1981 — Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 200 000, arkusz Nowy S¹cz. Inst. Geol., Warszawa.
CSONTOS L., NAGYMAROSY A., HORVATH F. & KOVÁÈ M. 1992 — Tertiary evolution of the Intracarpathian area: a model. Tecto-nophysics, 208: 221–241.
DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. PWN. DIETRICH D. 1989 — Fold-axis parallel extension in an arcuate fold-and thrust belt: the case of the Helvetic Nappes. Tectonophysics, 170: 183–212.
DOGLIONI C. 1995 — Geological remarks on the relationships betwe-en extbetwe-ension and convergbetwe-ent geodynamic settings. Tectonophysics, 252: 253–267.
DUNNE W.M. & NORTH C.P., 1990 — Orthogonal fracture systems at the limits of thrusting: an example from southwestern Wales, J. Struct. Geol., 12: 207–215.
DUNNE W. M. & HANCOCK P. L. 1994 — Paleostress analysis of smallscale brittle structures.[In:] P. L. Hancock (ed.) — Continental Deformation, Pergamon Press. Cambridge: 101–120.
ENGELDER T. 1985 — Loading paths to joint propagation during a tectonic cycle: an example from the Appalachian Plateau, USA, J. Struct. Geol., 7: 459–476.
ENGELDER T. 1989 — Joints and shear fractures in rock, [In:] B.K. Atkinson (ed.) — Fracture mechanics of rock, Acad. Press., London: 27–65.
FODOR L., CONTOS L., BADA G., GYÖRFI I. & BENKOVICS L. 1999 — Tertiary Tectonic evolution of the Panonian basin system and neighbouring orogens: a new synthesis of palaeostress data. [In:] Durand B., Jolivet L., Horvath F., Seranni M. (eds) — The Mediterra-nean Basins: Tertiary Extension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. London. Spec. Publ., 156: 295–334.
GOLONKA J., BORYS£AWSKI A., PAUL Z. & RY£KO W. 1979 — Mapa Geologiczna Polski w skali 1:200 000, arkusz Bielsko-Bia³a. Inst. Geol. Warszawa.
HANCOCK P. L. 1985 — Brittle microtectonics: principles and practi-ce. J. Struct. Geol., 7: 437–457.
HANCOCK P.L. & AL-KADHI A. 1982 — Significance of arcuate joint sets connecting oblique grabens in central Arabia. Mitteilungen aus dem Geologischen Institut der Eidgen. Techn. Hochschule und der Universität Zürich. Neue Folge 329a: 128–131.
HANCKOCK P.L. & BEVAN T.G. 1987 — Britlle modes of foreland extension. [w:] Continental Extensional Tectonics. Coward M.P., Dewey J.F. & Hanckock P.L. (eds). Geol. Soc. Spec. Pub., 28: 127– 137.
HANDIN J., HAGER R., FRIEDMAN M. & FEATHER J. N. 1963 — Experimental deformation of sedimentary rocks under confining pres-sure: pore pressure tests. Bull. Geol. Soc. Am., 47: 717–755.
HENKIEL A. & ZUCHIEWICZ W. 1988 — On jointing in eastern part of the Silesian Unit, Low Bieszczady Mts., Polish Carpathians. Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sc., 36: 56–66.
HUCHON P., BARRIER E., DE BREMAECKER J-C. & ANGELIER J. 1986 — Collision and stress trajectories in Taiwan: a finite element model. Tectonophysics, 125: 179–191.
Instrukcja 1996 — Instukcja opracowania i wydania Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50000. Inst. Geol.
JAROSIÑSKI M. 1998 — Contemporary stress field distortion in the polish part of the Western Outer Carpathians and their basement. Tecto-nophysics, 297: 91–119.
JAROSZEWSKI W. 1972 — Drobnostrukturalne kryteria tektoniki obszarów nieorogenicznych na przyk³adzie pó³nocno-wschodniego obrze¿enia mezozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich (Mesoscopic structu-ral criteria of tectonics of non-orogenic areas: an example from the nor-th-eastern Mesozoic margin of the Œwiêtokrzyskie Moutains), Stud. Geol. Pol., 38: 1–210.
JAROSZEWSKI W.1980 — Tektonika uskoków i fa³dów, Wyd. Geol. JULIVERT M. & ARBOLEYA M.L. 1984 — A geometrical and kine-matical approach to the nappes structure in an arcuate fold belt: the Cantabrian nappes (Hercynian chain, NW Spain). J. Struct. Geol., 6: 499–519.
KONON A. 2001 — Tectonics of the Beskid Wyspowy Mountains (Outer Carpathians, Poland). Geol. Quarter., 45: 179–204. KSI¥¯KIEWICZ M. 1968 — Spostrze¿enia nad rozwojem ciosu w Karpatach fliszowych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: 335–384.
KSI¥¯KIEWICZ M. 1977 — The tectonics of the Carpathians [In:] W. Po¿aryski (ed.) — Tectonics. Geology of Poland, 4: 476–618. Inst. Geol. Warszawa.
LAUBSCHER H.P. 1972 — Some overall aspects of Jura dynamics. Am. J. Sci., 272: 293–304.
LINZER H. G. 1996 — Kinematics of retreating subduction along the Carpathian arc, Romania. Geology, 24: 167–170.
MANDL G. 1988 — Mechanics of tectonic faulting: Models and Basic Concepts. Developments in structural geology, Elsevier.
MARDAL T. 1995 — Joints in the outer flysh Carpathians, Southern Poland. In: Mechanics of Jointed and Faulted Rocks (ed. H. –P. Ross-manith) A. A. Balkema. Rotterdam: 279–283.
MARKO F. 1993 — Kinematics of Muráò fault between Hrabušice and Tuhár village. [In:] Rakus M., Vozar J. (eds) — Geodynamický model a hlbinná stavba Západných Karpát. Konferencie. Sympóziá. Semináre. GUDŠ Bratislava: 253–261.
MASTELLA L. 1972 — Interdependence of joint density and thickness of layers in the Podhale Flysch. Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sci. de la Terre, 20: 187–196.
MASTELLA L. 1988. — Budowa i ewolucja strukturalna okna tekto-nicznego Mszany Dolnej, polskie Karpaty zewnêtrzne Ann. Soc. Geol. Pol., 58: 53–173.
MASTELLA L. & OZIMKOWSKI W. 1979 — Tektonika po³udnio-wo-wschodniej czêœci Podhala. Prz. Geol., 27: 387–392.
MASTELLA L., ZUCHIEWICZ W., TOKARSKI A.K.,
RUBINKIEWICZ J., LEONOWICZ P., SZCZÊSNY R. 1997 — Apli-cation of joint analysis for paleostress reconstructions in structurally complicated settings: case study from Silesian nappe, Outer Carpa-thians (Poland), Prz. Geol., 45: 1064–1066.
MASTELLA L., SZYNKARUK E. 1998 — Analysis of the pattern in selected areas of the Polish Carpathians, Geol. Quater., 42: 263–276. MASTELLA L. & ZUCHIEWICZ W. 2000 — Jointing in the Dukla Nappe (Outer Carpathians, Poland): an attempt at palaeostress recon-struction. Geol. Quater., 44: 377–390.
MURRAY F. N. 1967 — Jointing in sedimentary rocks along the Grand Hogback Monocline, Colorado, J. Geol. 75: 340–350.
NEMÈOK M. 1993 — Transition from convergence to escape: field evidence from the West Carpathians. Tectonophysics, 217: 117–142. NEMÈOK M. & NEMÈOK J. 1994 — Late Cretaceous deformation of the Pieniny Klippen Belt, West Carpathians. Tectonophysics, 239: 81– 109.
NEMÈOK M., HÓK. J., KOVÁÈ M., MARKO F., COWARD M.P., MADARÁS J., HOUGHTON J.J. & BEZAK V. 1998a — Tertiary extension development and extension/compression interplay in the West Carpathians mountain belt. Tectonophysics, 290: 137–167. NEMÈOK M., POSPIŠIL L., LEXA J., DONELICK R.A. 1998b — Tertiary subduction and slab break–off model of the Carpathian–Pan-nonian region. Tectonophysics, 295: 307–340.
NIEŒCIERUK P., PAUL Z., SZYMAKOWSKA F., WÓJCIK A., ¯YTKO K. — 1992 Mapa Geologiczna Polski 1: 200 000, ark. Jas³o. Inst. Geol. Warszawa.
OSZCZYPKO N., ŒL¥CZKA A. 1989 — The evolution of the Mioce-ne Basin in the Polish Outer Carpathians and their foreland. Geol. Car-pathica, 40: 23–36.
OSZCZYPKO N.1997 — The Early–Middle Miocene Carpathian peri-pheral foreland basin (Western Carpathians, Poland). Prz. Geol., 45: 1054–1063.
OSZCZYPKO N. 1998 — The Western Carpathian Foredeep — Deve-lopment of the foreland basin in front of the accretionary wedge and its burial history (Poland). Geol. Carpath., 49: 415–431.
PARKER J. M. 1942 — Regional systematic jointing in slightly defor-med sedimentary rocks, Bull. Geol. Soc. Am., 53: 381–408.
PESCATORE T. & ŒL¥CZKA A. 1984 — Evolution models of two flysch basins; the northern Carpathians and the Southern Apennines. Tectonophysics. 106: 49–70.
PLAŠIENKA D., GRECULA P., PUTIŠ M., KOVÁÈ M. &
HOVORKA D. 1997 — Evolution and structure of the Western Carpa-thians: an overview. Geological evolution of the Western Carpathians. P. Grecula., D. Hovorka & M. Putiš (eds) Mineralia Slovaca–Mono-graph, Bratislava.
PRICE N. J. 1959 — Mechanics of jointing in rocks, Geol. Mag., 96: 149–167.
PRICE N.J. 1966 — Fault and Joint Development in Brittle and semi–brittle Rock, Pergamon Press: 176.
PRICE N.J., COSGROVE J.W. 1990 — Analysis of geological struc-tures. 502. Cambridge University Press: 502.
RAMSAY J.G. & HUBER M.I. 1987 — The techniques of modern structural geology. Academic press Brace Jovanovich Publishers, 1–2. RATSCHBACHER L., FRISCH W., SCHMID S.M. & NEUGEBAUER J. 1989 — Extension in compressional orogenic belts: The eastern Alps. Geo-logy, 17: 404–407.
RATSCHBACHER L., FRISCH W. & LINZER H–G. & MERLE O. 1991 — Lateral extrusion in the Eastern Alps. Part 2. Structural analy-sis. Tectonics, 10: 257–271.
RIEDEL W. 1929 — Zur Mechanik geologischer Brucherscheinungen, Centralbl. Min. Geol. Pal. Abt. B.
RUBINKIEWICZ J. 1998 — Rozwój spêkañ ciosowych w p³aszczowi-nie œl¹skiej w okolicach Baligrodu (Bieszczady Zachodp³aszczowi-nie–Karpaty zewnêtrzne). Prz. Geol., 46: 820–826.
ROYDEN L.H. 1988 — Late Cenozoic tectonics of the Pannonian Basin System. [In:] The Pannonian basin — A study in basin evolution (ed. by Royden L.H. & Horvath F.) AAPG Memoir, 45: 27–48. SHEPERD J. & HUNTINGTON J. F. 1981 — Geological fracture mapping in coalfields and the stress fields of the Sydney Basin. J. Geol. Soc. Australia, 28: 299–309.
SOKO£OWSKI S. 1959A — Mapa geologiczna Karpat Polskich (czêœæ zachodnia) w skali 1: 200 000. Wyd. Geol.
SOKO£OWSKI S. 1959b — Przekroje geologiczne przez Karpaty miê-dzy Dunajcem a Wis³¹ w skali 1 : 200 000. Wyd. Geol.
ŒL¥CZKA A. 1971 — Geologia jednostki dukielskiej. Pr. Inst. Geol. 1. ŒL¥CZKA A. & ¯YTKO K. 1979 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000, A, B, sheet £upków. Inst. Geol. Warszawa.
ŒL¥CZKA A. & KAMIÑSKI M. A. 1998 — A Guidebook to excur-sions in the Polish Flysch Carpathians. Spec. Publications No 6 Grzy-bowski Foundation: 171.
ŒWIDZIÑSKI H. 1958A — Mapa geologiczna Karpat Polskich (czêœæ wschodnia) w skali 1: 200 000. Wyd. Geol.
ŒWIDZIÑSKI H. 1958B — Przekroje geologiczne przez Karpaty fli-szowe miêdzy Dunajcem a Sanem w skali 1: 200 000. Wyd. Geol. TAPPONIER P. 1977 — Evolution tectonique du system alpin en Méditeranée: pionçonnement et écrasement ridige plastique, Bull. Soc. Geol. France, 19: 437–460.
TAPPONNIER P. & MOLNAR P. 1976 — Slip–line field theory and large scale continental tectonics. Nature, 264: 319–324.
TOKARSKI A.K. 1975 — Structural analysis of the Magura Unit between Kroœcienko and Zabrze¿ (Polish Flysch Carpathians). Rocz. Pol. Tow. Geol., 45: 327–359.
TOKARSKI A.K., ZUCHIEWICZ W. & ŒWIERCZEWSKA A. 1999 — The influence of early joints on structural development of thru-st–and-fold belts: A case study from the Outer Carpathians (Poland). Geologica Carpathica Spec. Issue 50: 178–180.
UNRUG R. (ed.) 1969 — Przewodnik geologiczny po zachodnich Kar-patach fliszowych. Wyd. Geol. 260.
ZOETEMEIJER R., TOMEK È. & CLOETINGH S. 1999 — Flexural expression of European continental lithosphere under the western outer Carpathians. Tectonics, 18: 843–861.
ZUCHIEWICZ W. 1997a — Reorientacja pola naprê¿eñ w polskich karpatach zewnêtrznych w œwietle wstêpnych wyników analizy ciosu. Prz. Geol., 45: 105–109.
ZUCHIEWICZ W. 1997b — Rozk³ady spêkañ ciosowych w p³aszczo-winie magurskiej polskich Karpat zewnêtrznych w œwietle analizy sta-tystycznej. Prz. Geol., 45: 634–638.
ZUCHIEWICZ W. 1998 — Cenozoic stress field and jointing in the Outer Carpathians, Poland. J. Geodyn., 26: 57– 68.
ZUCHIEWICZ W. & HENKIEL A. 1993 — Orientacja póŸnokenozo-icznych naprê¿eñ tektonpóŸnokenozo-icznych w œwietle analizy pomiarów spêkañ ciosowych w SE czêœci Karpat Polskich. Ann.Univ. M. Curie-Sk³odo-wska, Lublin, Polonia, 23B: 311–348.
¯YTKO K. 1973 — Przewodnik geologiczny po wschodnich Karpa-tach fliszowych. Wyd. Geol.
¯YTKO K. 1999 — Symmetrical pattern of the late Alpine features of the northern Carpathian basement, their foreland and hinterland; oro-gen and craton suture. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 168: 165–194.
