Index of /rozprawy2/11056

Pełen tekst

(1)Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki. Rozprawa doktorska. Procesy i zjawiska związane z tektoniką płyt w wybranych rejonach Polski Południowej i obszarów przyległych w aspekcie geoturystycznym.. Maria Barmuta Promotor: prof. dr hab. inż. Jan Golonka. Kraków 2015. 1.

(2) Chciałabym serdecznie podziękować prof. dr hab. inż. Janowi Golonce za wprowadzenie do zagadnień tektoniki płyt, wyjazdy terenowe, a także za wyrozumiałość i niewyczerpalne pokłady cierpliwości. Praca ta nie powstałaby bez pomocy Rodziny, której jestem wdzięczny za pomoc i wsparcie.. 2.

(3) Spis treści 1. Wprowadzenie ............................................................................................................ 6 1.1. Cel i zakres pracy .................................................................................................. 6. 1.2. Metodyka .............................................................................................................. 7. 1.2.1. Geoturystyka - definicja i podstawowe założenia............................................ 7. 1.2.1.1 Funkcje geoturystyki ................................................................................. 9 1.2.1.2 Pozycja geoturystyki w systemie nauk .................................................... 10 1.2.2. Geoturystyka jako narzędzie edukacyjne ...................................................... 11. 1.2.2.1 Założenia programowe edukacji geologii na różnych poziomach kształcenia ............................................................................................................... 11 1.2.2.2 Geoturystyczne pomoce edukacyjna ....................................................... 12 1.3. Tektonika płyt ..................................................................................................... 15. 1.3.1. Historia badań – początki teorii .................................................................... 16. 1.3.2. Typy granic międzypłytowych ..................................................................... 17. 1.3.2.1 Strefa subdukcji ...................................................................................... 17 1.3.2.2 Strefa ryftowa ......................................................................................... 21 1.3.2.3 Uskoki transformujące ............................................................................ 24 1.3.2.4 Trójzłącza płyt ........................................................................................ 26 1.3.3 2. Cykl Wilsona ............................................................................................... 26. Budowa geologiczna obszaru badań .......................................................................... 29 2.1. Makrojednostki Europy i globalne ramy paleogeograficzn................................... 29. 2.2. Sudety ................................................................................................................. 32. 2.2.1. Sudety Zachodnie ......................................................................................... 34. 2.2.2. Sudety Środkowe ......................................................................................... 37. 2.2.3. Sudety Wschodnie ........................................................................................ 42. 2.3. Karpaty ............................................................................................................... 44. 2.3.1. Basen pienińsko - magurski .......................................................................... 45. 2.3.2. Grzbiet śląski ............................................................................................... 51. 2.3.3. Basen protoślaski i śląski .............................................................................. 52. 2.3.4. Fałdowanie i nasunięcie Karpat .................................................................... 56 3.

(4) 3. Badania terenowe ...................................................................................................... 57 3.1. Zakres badań terenowych .................................................................................... 57. 3.2. Dokumentacja geoturystyczna najlepszych pod względem dydaktycznym stanowisk. geoturystycznym ............................................................................................................... 61 3.2.1. Kamieniołom Gruszka .................................................................................. 64. 3.2.2. Nýznerovské vodopády ................................................................................ 67. 3.2.3. Wapienica .................................................................................................... 67. 3.2.4. Jaskinie Na Pomezí i Na Špičáku ................................................................. 70. 3.2.5. Ślęża ............................................................................................................ 73. 3.2.6. Geologiczny park edukacyjny Szklary – propozycja rewitalizacji obiektu. pogórniczego. ................................................................................................................ 75 3.2.6.1 Budowa geologiczna obiektu .................................................................. 75 3.2.6.2 Rys historyczny górnictwa w Szklarach .................................................. 77 3.2.6.3 Znaczenie dydaktyczne ........................................................................... 79 3.2.6.4 Propozycje wykorzystania lokalnych zasobów – atrakcje parku .............. 79 3.2.7. Przełęcz Srebrna Góra .................................................................................. 85. 3.2.8. Kamieniołom Vycpálek ................................................................................ 88. 3.2.9. Kaskady Wieprzówki ................................................................................... 89. 3.2.10. Skałka bazaltowa i rezerwat Białej Wody ................................................. 91. 3.2.11. Mosorny potok, Zawoja ............................................................................ 93. 3.3. Etapy cyklu Wilsona w Sudetach ......................................................................... 94. 3.3.1. Stabilny kraton oraz tworzenie się ryftu kontynentalnego ............................. 94. 3.3.2. Tworzenie się wczesnej domeny oceanicznej ............................................... 95. 3.3.3. Dojrzały ocean z pełni wykształconymi pasywnymi krawędziami kontynentu 100. 3.3.4. Inicjacja subdukcji i powstanie łuku wysp wulkanicznych .......................... 102. 3.3.5. Kolizja łuku wysp z kontynentem ............................................................... 105. 3.3.6. Tworzenie się łańcucha górskiego i kolizja typu kontynent – kontynent. .... 107. 3.3.7. Etap postorogeniczny ................................................................................. 109. 3.4. Etapy cyklu Wilsona w Karpatach ..................................................................... 112. 3.4.1. Powstanie Tetydy Alpejskiej ...................................................................... 112 4.

(5) 3.4.2. Ryft protośląski .......................................................................................... 112. 3.4.3. Formowanie się strefy subdukcji ................................................................ 114. 3.4.4. Tworzenie się pryzmy akrecyjnej ............................................................... 117. 3.4.5. Kolizja ....................................................................................................... 119. 4. Dyskusja i podsumowanie ....................................................................................... 122. 5. Wnioski ................................................................................................................... 124. 6. Spis rycin i tabel ...................................................................................................... 125. 7. Bibliografia ............................................................................................................. 128. 5.

(6) 1 Wprowadzenie 1.1 Cel i zakres pracy Celem niniejszej pracy jest przybliżenie teorii tektoniki płyt i wskazanie możliwości wykorzystania jej do celów edukacyjnych i turystycznych. Praca została podzielona na pięć głównych części. Pierwsza z nich jest wprowadzeniem do tematu rozprawy. Przedstawiono w nim podstawy teoretyczne dotyczące geoturystyki, a następnie skupiono się na funkcji edukacyjnej tej dziedziny. Po analizie ministerialnych programów nauczania na różnych szczeblach edukacji obrano za grupę docelową licealistów i w oparciu o nich realizowano kolejne etapy pracy. Poza tym, rozdział ten jest również wprowadzeniem do głównych zagadnień związanych z tektoniką płyt. Omówiono zatem podstawowe jej elementy ze szczególnym uwzględnieniem cyklu Wilsona. W. drugiej. części. przedstawiono. budowę. geologiczna. wybranych. regionów.. Zawarty w temacie obszar tj.: „Polska południowa i tereny przyległe”, ze względu na swój rozmiar nie mógł w całości zostać szczegółowo opisany, w związku z czym przedstawiono jedynie globalne ramy budowy geologicznej, a wybrane, najistotniejsze według autora obszary, przedstawiono bardziej szczegółowo. Budowa geologiczna Sudetów została opisana w aspekcie tektoniki płyt, w związku z czym autor starał się skupić przede wszystkim na wskazaniu i interpretacji poszczególnych jednostek w kontekście tej teorii. Pod pojęciem tereny przyległe rozumie się obszar graniczny obejmujący czeska stronę Sudetów, to jest Góry Rychlebskie oraz Jeseniki. Z kolei, budowa geologiczna Karpat opisana jest w sposób bardzo ogólny, z wyjątkiem jednostki śląskiej, magurskiej oraz Pienińskiego Pasa Skałkowego, co jest uzasadnione poprzez dobór punktów terenowych. Trzecią część stanowi przedstawienie efektów prac terenowych. Przedstawiono w nim zestawienie najważniejszych stanowisk geologicznych zinwentaryzowanych w trakcie prac terenowych. W kolejnym etapie prac wytypowano stanowiska o największym potencjale geoturystycznym i edukacyjnym, a następnie przygotowano ich opis geologiczny oraz interpretację w kontekście teorii tektoniki płyt. Jednemu z obiektów autor poświęcił szczególną uwagę widząc jego ogromny potencjał geoturystyczny. Ostatnim etapem tej części pracy było opisanie na bazie przeprowadzonych badań Ponieważ w Sudetach. synorogeniczne. terenowych pełnego cyklu Wilsona.. osady typu. fliszowego nie. zachowały się 6.

(7) w wystarczającym stopniu, obszar badań poszerzono o zewnętrzne Karpaty fliszowe, dzięki czemu w lepszym stopniu przedstawiono takie elementy jak olistolity, olistostromy czy osady prądów turbidytowych. Czwarty i piąty rozdział jest dyskusją i przedstawieniem wniosków płynących z badań terenowych i prac literaturowych.. 1.2 Metodyka 1.2.1 Geoturystyka - definicja i podstawowe założenia Pojęcie geoturystyka zostało zdefiniowane w literaturze dopiero w 1995 r. przez Hose’a. W jego myśl geoturystyka to: „…zapewnienie takich środków i usług, które umożliwiałyby turystom rozwijanie wiedzy i zrozumienie geologii i geomorfologii odwiedzanego miejsca (włączając jego wkład w rozwój nauk o Ziemi), oraz wykraczałyby poza poziom zwykłych doznań estetycznych” (Hose 1995). Z początkiem XXI w pojawiły się nowe definicje tego pojęcia (Dowling & Newsome 2006; Sandry 2009; Hose 2012). Definicją najbardziej trafną w kontekście niniejszej pracy wydaje się być formuła zaproponowana przez Dowling’a i Newsome’a. Brzmi ona następująco: „…forma turystyki w obszarach naturalnych skupiająca uwagę na krajobrazie i geologii. Skupia się na edukacji przez promocję geostanowisk, georóżnorodności, zrozumieniu nauk o ziemi. Idea nauki, poznawania geologii jest realizowana przez odwiedzanie ciekawych geologicznie miejsc, wyznaczonym trasami, punktami geologicznymi” (Dowling & Newsome 2010). Geoturystyka jest również formą propagowania geoochrony (Pforr & Megerle 2006) (zob. str. 9) Należy jednak podkreślić fakt, że choć w niniejszej pracy przedrostek „geo” tyczy się głównej mierze geologii, to wielu definicjach geoturystyki odnosi się on ogólnie do nauk o ziemi (geomorfologii, geografii, górnictwa) (Migoń, 2012) (Zagożdżon & Zagożdzon, 2010). W Polsce propagowanie geoturystyki rozpoczęli naukowcy z AGH w Krakowie otwierając w 2000 r. na wydziale Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska specjalność Geoturystyka.. 7.

(8) Tab. 1 Obszar zainteresowań geoturystyki. W kręgu zainteresowań geoturystyki mieszczą się zarówno elementy geologiczne związane z krajobrazem naturalnym, jak np. stożki wulkaniczne, wodospady, kaniony, przełomy rzeczne, odsłonięcia naturalne, jaskinie, jak również elementy antropogeniczne, które z kolei można je podzielić na obiekty typowo związane z górnictwem i geologią jak i związane pośrednio (Miśkiewicz et al., 2007) (Tab. 1). Do pierwszej grupy zaliczają się kopalnie głębinowe i odkrywkowe. (kamieniołomy).. Najczęściej. wykorzystuje. się. obiekty. nieczynne 8.

(9) (w szczególności w przypadku kopalń głębinowych), po uprzednim przygotowaniu do użytku turystycznego. Zdarza się również wykorzystanie do celów geoturystycznych czynnych obiektów górniczych. Drugą grupa obiektów antropogenicznych są obiekty związane z kamieniem wykorzystanym w architekturze (budownictwo sakralne, mosty, wiadukty, itd.). Inną grupę stanowią miejsca związane z kolekcjonerstwem minerałów i skał. Umiejscowienie obiektów kulturowych (antropogenicznych) w kręgu zainteresowań związanych z geoturystyką świadczy o przynależności geoturystyki nie tylko do turystyki przyrodniczej ale również turystyki kulturowej (Kowalczyk 2010). Konieczność rozwoju i popularyzacji geoturystyki wynika z założeń polityki prowadzonej przez. ministerstwo. środowiska. mającej. na. celu. ochronę. georóżnorodności. (Dziekan-Kamieńska, 2006). Ochrona ta jest usankcjonowana w ustawie o ochronie przyrody z dnia 16 kwietnia 2004 r. (Dz.U. Nr 92, poz. 880 2004 r. z późniejszymi zmianami).. 1.2.1.1 Funkcje geoturystyki W myśl wcześniejszych definicji geoturystyka w swoim założeniu pełni szereg funkcji:. - funkcja edukacyjna, - funkcja krajoznawcza, - funkcja rekreacyjno - wypoczynkowa - funkcja ochronna (przyrody w szczególności nieożywionej), - funkcja naukowa, - funkcja estetyczna, - funkcja ekonomiczno-społeczna. Do najbardziej istotnych w kontekście pracy należy funkcja edukacyjna i ochronna, ponieważ w myśl definicji Dowlinga i Newsoma (2010) to one w pełni uzasadniają potrzebę istnienia geoturystyki. Środowisko naturalne stanowi podstawę geoturystyki, w związku z tym oczywistym wydaje się być konieczność jego ochrony. Ochrona georóżnorodności jest warunkiem rozwoju geoturystyki (Alexandrowicz 2003; Dombay & Hadnagy 2011). Pod pojęciem georóżnorodność mieszczą się takie składowe przyrody nieożywionej jak: elementy rzeźby krajobrazu, naturalne 9.

(10) i sztuczne odsłonięcia, wody powierzchniowe i podziemne oraz procesy geologiczne i geomorfologiczne zachodzące w ich obrębie. (Kozłowski. 1994; Kozłowski,1997;. Alexandrowicz & Poprawa 2000; Kozłowski et al., 2004). W myśl ustawy o ochronie przyrody z dnia 16 kwietnia 2004 r. z późniejszymi zmianami, w Polsce wyodrębnia się dziesięć różnych form ochrony, z czego w trzech przypadkach (rezerwaty, pomniki przyrody i stanowiska dokumentacyjne) cechy budowy geologicznej mogą być wystarczającym uzasadnieniem do objęcia ochroną danego miejsca. W większych powierzchniowo formach ochrony jak parki narodowe, krajobrazowe i obszary chronionego krajobrazu dziedzictwo Ziemi jest jedną ze składowych ochrony. Odrębną forma ochrony jest geopark. Ta forma mimo, że nie mieści się w ramach ustawy o ochronie przyrody z dnia 16 kwietnia 2004, ma na celu połączenie geoochrony z możliwością wykorzystania jej walorów do rozwoju społeczno-gospodarczego regionu (Alexandrowicz 2006). Istotnym celem geoparku i geoturystyki, w myśl polityki zrównoważonego rozwoju, jest poprawa sytuacji ekonomicznej obszarów na których jest rozwijana (Dombay & Hadnagy 2011). Poprawa ta następuje w wyniku tworzenia nowych miejsc pracy i nowych form działalności gospodarczej, w szczególności w regionach wiejskim, które potrzebują dodatkowych źródeł dochodu (Keever et al., 2006).. 1.2.1.2 Pozycja geoturystyki w systemie nauk W myśl Uchwały Centralnej Komisji do Spraw Stopni i Tytułów z dnia 24 października 2005 r. w sprawie obszarów wiedzy, dziedzin nauki i sztuki oraz dyscyplin naukowych i artystycznych (M. P. z 2005, Nr 79, poz. 1120 ze zmianą w M. P. z 2008 r. Nr 97, poz. 843 z 2010 r. Nr 46, poz. 636 oraz z 2011r. Nr 14, poz.149) geoturystyka nie została wymieniona jako samodzielna dyscyplina naukowa. Według autora należy ją traktować jako interdyscyplinarny twór spełniający ważną rolę w procesie kształtowania wrażliwości człowieka na otaczającą przyrodę. Fundamentem naukowym na jakim zbudowana jest geoturystyka jest obszar nauk przyrodniczych, głównie nauk o ziemi, a w szczególności geologii stosownej (Komoo 1997; Alexandrowicz & Alexandrowicz 2002).. 10.

(11) 1.2.2 Geoturystyka jako narzędzie edukacyjne Wycieczki terenowe w miejsca atrakcyjne pod względem geologicznym zdają się być idealnym narzędziem mającym na celu przedstawienie procesów zachodzących w przyrodzie, które są. omawiane. w trakcie. zajęć lekcyjnych. (Hughes. &. Ballantyne. 2010).. Umiejętne wyznaczenie trasy wycieczki geologicznej (w zależności od zamieszkiwanego rejonu) pozwala na pokazanie powszechności występowania omawianych na lekcjach zagadnień. W następnych rozdziałach pracy wybrano punkty terenowe umożliwiające wyznaczenie kilku tras geoturystycznych w obrębie Karpat Zachodnich oraz Sudetów, pozwalających na przestawienie kwestii związanych z tektoniką płyt zawartych w programie nauczania na poziomie licealnym.. 1.2.2.1 Założenia programowe edukacji geologii na różnych poziomach kształcenia Zagadnienia geologiczne omawiane są w ramach przedmiotu przyroda (w szkołach podstawowych i gimnazjach) oraz geografia (licea, technika). W ramach I i II stopnia nauczania geologia potraktowana jest marginalnie. Zagadnienia związane z naukami o ziemi bardziej szczegółowo omawiane są w liceach i technikach w klasach gdzie geografia jest przedmiotem rozszerzonym. Na przykładzie I LO im. Władysława Orkana w Limanowej przeanalizowano zakres tematyczny obejmujący dziedzinę geologii. Numer zagadnienia. Temat Lekcji. 1. Budowa wnętrza Ziemi. 2. Minerały i ich typy, Typy genetyczne skał. 3. Odtwarzanie i datowanie dziejów Ziemi. 4. Kronika dziejów Ziemi. 5. Tektonika płyt litosfery. 6. Ruchy górotwórcze. Wybrane zagadnienia związane z tematyką pracy - metody badań wnętrza Ziemi -skorupa ziemska - minerały jako składniki skorupy ziemskiej - skały i ich podział - podział dziejów Ziemi - analiza profilu geologicznego - wydarzenia geologiczne, przyrodnicze i klimatyczne z dziejach Ziemi - teoria tektoniki płyt litosfery - etapy rozwoju ryftu - procesy zachodzące w strefie spreadingu i subdukcji - ruchy górotwórcze (orogenezy) - obszary fałdowań -rodzaje procesów endogenicznych. Ilość godzin 1 3 1 1. 1. 1. 11.

(12) 7. Deformacje tektoniczne i typy genetyczne gór. 8. Plutonizm i wulkanizm. 9. Trzęsienia ziemi. 10. Ruchy epejrogeniczne oraz izostatyczne. 11. Wielkie formy ukształtowania lądów. 12. Wielkie formy ukształtowania oceanów. 13. Wody podziemne. - deformacje tektoniczne - typy genetyczne gór - plutonizm - typy intruzji magmatycznych - wulkanizm - typy i rozmieszczenie wulkanów - skutki erupcji wulkanicznych - powstanie trzęsień ziemi - rozmieszczenie trzęsień ziemi -skutki trzęsień ziemi - przyczynie powstawania ruchów epejrogenicznych - skutki procesów epejrogenicznych - ruchy izostatyczne - ukształtowanie poziome - ukształtowanie pionowe - formy dna oceanicznego - rozmieszczenie form ukształtowania dna oceanicznego -pochodzenie, rodzaje wód podziemnych. 1. 2. 1. 1. 1 1 1. Tab. 2 Wybrane zagadnienia programowe dotyczące geologii realizowane w ramach lekcji geografii w I LO w Limanowej. Po. konsultacjach. przeprowadzonych. z. nauczycielem. geografii. w. I. Liceum. Ogólnokształcącym w Limanowej sporządzono tabelę (Tab. 2) zawierającą zagadnienia związane z geologią. Podane w tabeli tematy są zgodne z podstawą programową z przedmiotu geografia ustaloną przez ministerstwo edukacji (http://www.bip.men.gov.pl). Z tabeli wynika, że nauczyciel geografii przeznacza 16 h na tematykę geologiczną. Większość wymienionych zagadnień odpowiada lub przynajmniej nawiązuje do tematyki związanej z niniejszą rozprawą. Znaczna część zagadnień możliwa jest do pokazania w terenie. W tym wypadku wycieczki geoturystyczne wydają się być dobrą formą edukacyjną mającą na celu utrwalenie, uprzystępnienie. i. poszerzenie. wiedzy. zdobytej. w. trakcie. zajęć. lekcyjnych.. Dodatkową korzyścią takiej formy zajęć jest rozwijanie świadomości ekologicznej, a także zachęcanie do propagowania ochrony przyrody ożywionej jak i nieożywionej. Zajęcia terenowe to aktywna forma poznawania swojego regionu, kształtowanie odpowiednich zachowań, oraz czerpanie przyjemności ze zdobywania wiedzy na świeżym powietrzu (Stawiński 2006).. 1.2.2.2 Geoturystyczne pomoce edukacyjna Tablice edukacyjne Tablica informacyjna zawierająca treści geologiczne jest narzędziem szczególnie ważnym dla turystów indywidualnych (to jest nie korzystających z usług przewodników). Choć w powszechnym wyobrażeniu skonstruowanie tablicy geoturystycznej wydaje się być. 12.

(13) proste, trudno podać wiele przykładów dobrych rozwiązań z obszaru Polski. Według Hughes i Ballantyne (2010) ważne jest aby podczas projektowania sprecyzować: - grupę docelową dla której sporządzana jest tablica, tak aby dostosować treść do poziomu intelektualnego odbiorcy, - co stanowi o atrakcyjności geologicznej miejsca i to podkreślić, - w jaki sposób i w jakim miejscu ustawić tablicę żeby zachować warunki bezpieczeństwa oraz komfort dla korzystających z tablicy.. Foldery, przewodniki, witryny internetowe, czasopisma, mapy Wzrost popularności geoturystyki można obserwować na podstawie wzrostu oferty wydawnictw specjalizujących się w tej tematyce. Do czasopisma naukowego „Geoturystyka” wydawanego od drugiej połowy 2004 r. przez Akademię Górniczo - Hutniczą (od 2010 r. przez Wydawnictwa AGH) oraz Stowarzyszenie Naukowe im. Stanisława Staszica, dołączyły inne istotne publikacje. W 2006 r. ukazał się „Katalog obiektów geoturystycznych w Polsce” (obejmuje wybrane geologiczne stanowiska dokumentacyjne) (Słomka et al., 2006). Pierwsze tego typu wydawnictwo w Polsce (podobnie jak czasopismo „Geoturystyka”) powstałe na zlecenie Ministerstwa Środowiska skierowane jest do odbiorcy posiadającego już sporą wiedzę geologiczną. Kilka lat później wydano drugą część katalogu. Tym razem obejmuje on obiekty znajdujące się w obrębie rezerwatów i pomników przyrody (Słomka 2012). Na rynku wydawniczym coraz częściej ukazują się również przewodniki geoturystyczne. Szczególnie zasobny w tego typu opracowania jest region Sudetów. Poza przewodnikami samochodowymi (Cwojdziński & Kozdrój 2007; Stachowiak 2013) popularnością cieszy się geoturystyka propagowana w parkach narodowych (Wojewoda 2011; Knapik 2011; Knapik & Migoń 2011). Nie sposób wymienić obecnie dostępnych na rynki geoturystycznych map, czy folderów. Wśród wielu portalów internetowych szczególną uwagę przykuwają dwa projekty, to jest. Geostrada. Sudecka. (http://www.kgos.agh.edu.pl/geostrada). i. GeoKarpaty. (http://geokarpaty.net). Oba źródła są cennym wkładem w rozwój geoturystyki.. Centra edukacyjne. Do tradycyjnych miejsc gdzie można zdobywać wiedzę geologiczna jak muzea geologiczne dołączają coraz to bardziej nowoczesne centra edukacyjne nastawiane na poszerzanie wiedzy 13.

(14) geologicznej. Pierwszy tego typu obiekt powstał w Kielcach i poświęcony jest głównie geologii Gór Świętokrzyskich. Kolejne obiekt, czyli Europejskie Centrum Edukacji Geologicznej zorganizowano w Chęcinach. Tematyka przedstawiana w niniejszej pracy poruszana jest w Sudeckiej Zagrodzie Edukacyjnej w Dobkowie. Można tam obejrzeć wystawę poświęconą w głównej mierze Sudetom, ale również obejrzeć na sferycznym projektorze ruch płyt litosfery, sprawdzić na platformie wibracyjnej jak odczuwalne są trzęsienia ziemi o różnym stopniu natężeń. Szczegółowo pokazano również różne typy wulkanizmu. Odwiedzający mogą wziąć udział w różnych. warsztatach. tematycznych. związanych. z. zagadnieniami. geologicznymi. i ekologicznymi.. 14.

(15) 1.3 Tektonika płyt Spośród wielu teorii wyjaśniających budowę Ziemi w tym rozmieszczenie lądów i mórz, teoria tektoniki płyt posiada najwięcej zwolenników. Zakłada ona, że najbardziej zewnętrzna część Ziemi tj. litosfera zbudowana jest z dwóch rodzajów sztywnych płyt poruszających się względem siebie. Pierwszy rodzaj to grube (ok. 30-80 km) płyty kontynentalne zbudowane z minerałów kwaśnych (przede wszystkim kwarcu, łyszczyków, skaleni), drugi rodzaj to znacznie cieńsze (do 8 km grubości) płyty oceaniczne o chemizmie zasadowym (pirokseny, oliwiny, zasadowe plagioklazy, amfibole). Płyty poruszają się z prędkością przeważnie nieprzekraczającą ~10 cm/rok (Zahirovic et al., 2015), aczkolwiek badania wskazują, że nawet duże kratony (Bałtyka, Laurencja) mogły osiągać prędkości nawet ponad 20 cm/rok (Gurnis & Torsvik 1994). Motorem będącym odpowiedzialnym za ruch płyty jest przede wszystkim siła wynikająca z pogrążania się skorupy oceanicznej w strefach subdukcji (slab pull) – stanowi ona około 90-95% całkowitej siły odpowiedzialnej za ruch płyt. Pozostałymi składowymi są siły wynikające z aktywności komór konwekcyjnych w płaszczu, czy siła powstająca na wskutek rozrastania się skorupy oceanicznej w strefach ryftu (ridge push) (Kearey et al., 2007; Allen & Allen 2004).. 15.

(16) Rys. 1 Główne elementy tektoniki płyt; a – grzbiet śródoceaniczny, b – dolina ryftowa, c – uskok transformujący, d – rów oceaniczny; e – pogrążany element skorupy oceanicznej, f – łuk wulkaniczny, g – komora magmowa. 1.3.1 Historia badań – początki teorii Teoria tektoniki płyt jest teorią mobilistyczną (neomobilistyczną) nawiązującą do Wegenerowskiego dryfu kontynentów. Została ona sformułowana w latach 1967-1969. Pomimo, że opiera się ona na tezach i wynikach badań opublikowanych w pięciu artykułach: Wilsona (1965), McKenzie i Parkera (1967), Morgana (1968), Le Pichona (1968) i Isacksa, Olivera i Sykesa (1968), podstawą do jej sformułowania był szybki rozwój badań dotyczących obserwacji dna oceanicznego i sformułowanie hipotezy spreadingu (Dietz 1961; Hess 1962). Na podstawie badań magnetycznych dna oceanicznego, zbudowanego głównie ze skał typu bazaltów, Matthews i Vine jednoznacznie udowodnili istnienie strefy spredingu poprzez zidentyfikowanie pasowych anomalii magnetycznych w obrębie skorupy oceanicznej, które są symetryczne względem osi grzbietu śródoceanicznego (Vine & Matthews 1963). Kolejnym krokiem było zdefiniowanie i opisanie uskoku trasformującego stanowiącego jeden z trzech typów granic pomiędzy płytami i umożliwiającego ich wzajemny ruch 16.

(17) (Wilson 1965). Odkrycie to pozwoliło zarysować granice głównych płyt i określić ich charakter jako tensyjny bądź kompresyjny. Dalszy etap badań polegał na dostosowaniu wyników obserwacji poprzednika do reguł geometrii kuli (McKenzie & Parker 1967) i ścisłym określeniu granic płyt głównych i podrzędnych (Morgan 1968). Już w tym czasie udało się obliczyć obecną prędkość płyt i dokonać rekonstrukcji ruchu płyt (Le Pichon 1968). Potwierdzenie słuszności tez znaleziono w aspekcie sejsmologicznym zagadnienia. Zwieńczeniem prac nad formułowaniem nowej teorii było użycie po raz pierwszy terminu „nowej teorii globu” (Isacks et al., 1968).. 1.3.2 Typy granic międzypłytowych Tektonika płyt wymaga istnienia trzech typów granic dzielącymi sztywną litosferę na płyty (Rys. 1). W poniższym rozdziale zostały one krótko scharakteryzowane – starano się podkreślić najistotniejsze cechy i właściwości każdej z granic.. 1.3.2.1 Strefa subdukcji Strefa subdukcji to miejsce gdzie następuje „konsumpcja” płyt, to jest płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę kontynentalną lub oceaniczną i pogrąża się w płaszczu ziemskim. W efekcie powstaje charakterystyczna struktura w morfologii dna oceanicznego nazywana się rowem oceanicznym. Strefom subdukcji towarzyszy wzmożona aktywnością sejsmiczna i wulkaniczna. Ogniska trzęsień ziemi usytuowane są w tak zwanej strefie Wadati – Benioffa, która w przybliżeniu utożsamiana jest z pogrążanym fragmentem skorupy oceanicznej. Wyróżnia się trzy podstawowe typy subdukcji: - andyjski, gdzie płyta oceaniczna podsuwana jest pod płytę kontynentalną, a w wyniku kolizji tworzy się kontynentalny łuk wulkaniczny - młode pasmo gór fałdowych (Andy). Ten typ subdukcji powstaje gdy pogrążany fragment skorupy oceanicznej zapada pod stosunkowo niewielkim kątem, co skutkuje powstaniem reżimu kompresyjnego w skorupie kontynentalnej ponad subdukowanym fragmentem (Rys. 2).. 17.

(18) Rys. 2 "Andyjski" typ strefy subdukcji; a - pryzma akrecyjna, b - obszar kompresji ponad subdukowanym elementem, c pogrążana skorupa oceaniczna, d - skorupa kontynentalna. - japoński, gdzie podobnie płyta oceaniczna podsuwana jest pod płytę kontynentalną w wyniku czego powstaje łuk wysp wulkanicznych oddzielonych od kontynentu morzem marginalnym (Japonia, Filipiny). W odróżnieniu od typu andyjskiego, kąt subdukowanego fragmentu jest bardzo duży, nawet do 90 stopni, skutkiem czego jest reżim ekstensyjny, a efektem jego jest powstanie basenów załukowych (Rys. 3). -mariański, gdzie subdukowana płyta podsuwana jest pod płytę oceaniczną, a jednocześnie następuje kolizja dwóch łuków wyspowych, lub łuku wyspowego i grzbietu podmorskiego.. Rys. 3 "Japoński" typ strefy subdukcji; a - pryzma akrecyjna, b - obszar ekstensji załukowej, c - pogrążany fragment skorupy oceanicznej, d - skorupa kontynentalna. 18.

(19) Kąt zapadania pogrążanego fragmentu skorupy oceanicznej jest silnie uzależniony od jej wieku (Sdrolias & Müller 2006). Stare, wychłodzone płyty oceaniczne tworzą stromo zapadające strefy subdukcji, w przeciwieństwie do młodych, które maja tendencję do stosunkowo połogiego zapadania. Osobnym typem kolizji płyt jest sytuacja kiedy płyta kontynentalna zderza się z płytą kontynentalną czego wynikiem jest powstawanie wysokich, mocno zdeformowanych pasm górskich. Przykładem takiej kolizji płyt kontynentalnych jest zderzenie się Indii z Azją i utworzenie się na granicy tych dwóch płyt Himalajów. Z badań sejsmicznych wynika, że strefy wulkaniczne tworzą się gdy strefa Wadatti - Benioffa, będąca linią ścierania się dwóch płyt wzdłuż której ulokowane są hipocentra, jest na głębokości co najmniej 100 km (Czechowski 1994). Skład lawy wulkanicznej zależy od głębokości z jakiej pochodzi i od wieku płyty oceanicznej. W strefie młodych łuków wyspowych tworzą się skały niskopotasowej serii toleitowej zdominowanej przez lawę bazaltową do bazaltów oliwinowych zawierających małą ilość krzemionki. W strefie gdzie występują bardziej dojrzałe łuki wyspowe (strefa Benioffa sięga większych głębokości) stwierdzono serie wapniowo-alkaiczne zdominowane przez andezyty wzbogacone w potas. Zaobserwowano, że zawartość potasu zwiększa się wraz z pogłębianiem strefy Benioffa (Ollier 1987). Najstarsze łuki wulkaniczne zbudowane są z serii alkaicznych i materiału piroklastycznego. Typowym przejawem wulkanizmu stref subdukcji łuku wyspowego i kontynentalnego jest stratowulkan. Charakteryzuje się on występowaniem gęstej, lepkiej, szybko zastygającej lawy, która buduje strome stożki. Erupcja związana jest w wyrzucaniem dużej ilości materiału piroklastycznego. Łuki wyspowe oddzielone są od kontynentalnych morzem marginalny (basenem załukowym). Wypełnienie basenu załukowego uzależnione jest zarówno od obszarów alimentacyjnych jak i fazy rozwoju. W początkowej fazie ekstensji załukowej powstają osady ze znacznym udziałem materiału wulkanoklastycznego. W dojrzałym stadium basen załukowy wypełniany jest przez osady spływów grawitacyjnych przechodzące w osady pelagiczne i hemipelagiczne. Etap zamykania się basenu zaznacza się poprzez depozycję osadów synorogenicznych o cechach fliszu (Ingersoll 1988).. 19.

(20) W strefie subdukcji mogą występować baseny przedłukowe zasilane materiałem pochodzącym z erozji górnej płyty kontynentalnej, łuku wulkanicznego, pryzmy akrecyjnej i osadami produkowanymi przez ocean. W idealnym profilu basenu przedłukowego występują iły głębokowodne z tufitami i drobnoziarnistymi turbidytami przechodzącymi ku górze w turbidyty o coraz to większej frakcji i klastyki szelfowe i deltowe. Na obrzeżach mogą również powstawać budowle rafowe. W obrębie strefy przedłukowej mogą tworzyć się znacznie mniejsze baseny. Basen akrecyjny zlokalizowany na wewnętrznym stoku rowu na pryzmie zasilany materiałem pochodzącym z jej erozji. Dobrze wykształcone pryzmy akrecyjne występują na przykład w antylskim czy aleuckim łuku wyspowym. Powstają one na brzegu płyty górnej na wskutek deformowania osadów wypełniających rów oceaniczny. Należy jednak podkreślić, że akrecji nie podlega cały kompleks osadów rowu. Kompleks ten jest podzielony na dwie części: dolną, subdukowaną wraz z płytą dolną i górną podlegającą akrecji. Granicę stanowi główna płaszczyzna odkłucia powstająca w miejscu gdzie skały cechują się najwyższym kontrastem parametrów takich jak gęstość, porowatość i ciśnienie płynów porowych. Najczęściej granicę stanowi przejście osadów pelagicznych, silnie zlityfikowanych w osady hemipelagiczne i hemiterygeniczne (Dadlez & Jaroszewski 1994; Kearey et al., 2007). Pryzmy akrecyjne stanowią zespoły łusek tektonicznych oddzielonych od siebie nasunięciami skierowanymi w stronę rowu oceanicznego. Nachylenie łusek wzrasta w miarę rozwijania się pryzmy akrecyjnej, a powstające nowe powierzchnie odkłucia zlokalizowane są u jej czoła (Dadlez & Jaroszewski 1994). Osady pryzmy akrecyjnej pochodzą z erozji łuku wulkanicznego jak również ze zdarcia głębokomorskich. utworów. zdeponowanych. na. subdukowanej. płycie. oceanicznej.. Charakterystyczne jest wstępowanie fragmentów skorupy oceanicznej w postaci sekwencji ofiolitowej, melanży tektonicznych, spływów podmorskich w postaci olistostrom, diapirów iłowych, a także produktów działalności wulkanów błotnych. W głębszych poziomach strukturalnych skały te ulegają metamorfizmowi i recyclingowi. W 1961 r. japoński geolog Akiho Miyashiro , odkrył istnienie trzech równowiekowych stref metamorficznych różniących się od siebie typem. Pierwsza strefa cechuje się metamorfizmem wysokich ciśnień i niskich temperatur, druga metamorfizmem umiarkowanych ciśnień i umiarkowanych. temperatur,. a. trzecia. niskich. ciśnień. i. wysokich. temperatur. (Dadlez & Jaroszewski 1994). Dwa skrajne typy tworzą parzyste masy metamorfizmu 20.

(21) (Brown 2009). Warunki wysokiego ciśnienia i niskich temperatur występują w wzdłuż rowu oceanicznego, a przeciwne (niskiego ciśnienia i wysokich temperatur) w obrębie łuków (Kearey et al., 2007). Parzyste pasma metamorficzne są wynikiem metamorfizmu i późniejszej ekshumacji pogrążonych skał skorupy (Brown 2009). W ostatnich latach postęp wiedzy o procesach zachodzących wzdłuż konwergentnych granic spowodował sceptyczne podejście do tego uproszczonego modelu. Obserwacje wskazują, że granice dywergentne wykazują zwykle również przemieszczenia skośne, co implikuje możliwość, że pasma metamorficzne mogą być formowane w różnych strefach tej samej strefy subdukcji (Brown 2009). Kontrastujące ze sobą zespoły metamorficzne mogą powstawać w odległych środowiskach. Co więcej, pasma metamorfizmu nie powstają w reżimie jednego gradientu geotermalnego, co sugeruje znacznie bardziej skomplikowany mechanizm (Kearey et al., 2007).. 1.3.2.2 Strefa ryftowa Strefy ryftowe są to miejsca w których dochodzi do produkcji nowej skorupy oceanicznej na wskutek wylewów law bazaltowych. Strefy ryftowe zaznaczają się w morfologii dna oceanicznego poprzez system wzniesień, tj. grzbiety śródoceaniczne. W zapisie geofizycznym w strefie osiowej grzbietów śródoceanicznych odnotowuje się podwyższony strumień cieplny oraz ujemną anomalię grawitacyjną. Strefę wyznacza pas aktywności wulkanicznej i sejsmicznej.. Trzęsienia. ziemi. występujące. wzdłuż. grzbietów. śródoceanicznych. charakteryzują się płytkimi ogniskami (do 70 km) i małą magnitudą. Tempo spreadingu wacha się od 1 do 17 cm/rok (Kearey et al., 2007). W zależności od szybkości przyrostu skorupy oceanicznej wprowadzono podział na grzbiety o spreadingu powolnym, nie osiągającym 6 cm/rok, pośrednim (6-12 cm/rok) i szybkim o przyroście powyżej 12 cm/rok (Rys. 4) (Fox & Gallo 1984).. 21.

(22) Rys. 4 Morfologia grzbietu oceanicznego w zależności od tempa rozrostu; a - szybkie tempo rozrostu, b - wolne tempo rozrostu (wg. Kearey et al. 2009, zmienione). W miejscu gdzie tempo spreadingu jest powolne, wzdłuż osi powstaje dolina ryftowa. Jej szerokość może wynosić od 30 do 130 km, a głębokość do 2 km (Dadlez & Jaroszewski 1994). Poprzecinana jest ona licznymi uskokami transformującymi. Z dwóch stron ograniczają ją uskoki o charakterze normalnym, szuflowym tworzące zespoły skarp. Na dnie doliny mają miejsce przejawy aktywności hydrotermalnej, a w jej osiowej części często występuje strefa neowulkaniczna. Grzbiety o szybkim tempie rozrostu cechują się słabiej wykształcona morfologią bez wyraźnej doliny ryftowej. Uskoki transformujące są płytsze i rzadsze w porównaniu do stref powolnego spreadingu. Strefa neowulkaniczna występuje w obrębie wypiętrzenia centralnego, pod którym istnieją rozległe komory magmowe, które zostały stwierdzone przy pomocy badań sejsmicznych (Burnett et al., 1989). Pełny profil skorupy oceanicznej można obserwować na dnie oceanów lub na kontynentach w postaci sekwencji ofiolitowych, czyli fragmentów skorupy oceanicznej nasuniętych na płytę kontynentalna w procesie obdukcji. Schematyczny profil sekwencji ofiolitowej przedstawia Rys. 5. 22.

(23) Rys. 5 Uproszczony schemat sekwencji ofiolitowej. 1 - osady głębokomorskie, 2 - lawy poduszkowe, 3 – doleryty i dioryty, 4 – gabra kumulatowe i izotropowe, 5 – perydotyty kumulatowe dajki i sille piroksenitów, 6 – dajki i sille dolerytowe, 7 – perydotyty i harzburgity (wg. Dadlez & Jaroszewski, 1994, zmienione). Pomiędzy grzbietem śródoceanicznym, a krawędzią kontynentu tworzą się równie abisalne. Obszary te znajdują się na głębokości 5 - 6 km. W ich obrębie, na skorupie oceanicznej odkładają się bezwęglanowe utwory głębokomorskie. Od strony krawędzi pasywnych kontynentów mogą pojawić się utwory dystalnych partii podmorskich stożków napływowych i stożki prądów zawiesinowych. Obszary równi abisalnych cechują się stosunkowo prostą (w porównaniu do granic płyt) tektoniką. Mogą tam jednak występować strefy spękań. Często obserwowane są podmorskie wulkany, skupiska wysp wulkanicznych, wygasłe centra spreadingu, podmorskie płaskowyże.. 23.

(24) 1.3.2.3 Uskoki transformujące Pojęcie uskoku transformującego (transformacyjnego) zostało wprowadzone przez Wilsona (1965). Jest to rodzaj uskoku przesuwczego powstałego w wyniku poziomych przemieszczeń płyt w przeciwnym kierunku. Z miejscami powstawania uskoków transformujących związane jest występowanie płytkich ognisk trzęsień ziemi (Ollier 1987). Istnieje kilka rodzajów uskoków transformujących. W zależności od połączonych ze sobą elementów strukturalnych wyróżniono trzy podstawowe typy (Le Pichon et al., 1973) (Rys. 6): - uskoki łączące dwie osie spredingu (R-R), - kolizja osi spredingu i strefy subdukcji (R-T), - kolizja dwóch stref subdukcji (T-T). W poszczególnych typach przedstawiono wybrane możliwe kombinacje (Rys. 6) (Dadlez & Jaroszewski, 1994). Pierwszy typ (R-R) występuje najczęściej. Przykładem uskoku transformującego łączącego dwie osie spreadingu jest uskok Romanche biegnący od Ameryki Południowej po Afrykę, gdzie długość aktywnego uskoku przekracza 500 km, a całego rozłamu 5000 km. Kontrast wiekowy skał przekracza 50 mln lat. W obszarze wysp Królowej Charlotte występuję uskok typu R-T. Uskok alpejski przecinający Nową Zelandię ma typ T-T. Strefa uskoków transformujących charakteryzuje się występowaniem silnych deformacji i procesów związanych z przemieszczaniem płyt takich jak: mylonityzacja, kataklazy, brekcjonowanie tektoniczne, metamorfizm kontaktowy, serpentynizacji. Wszystkie te procesy mogą być zachowane w trakcie dalszego transportu płyty litosferycznej i występować w sekwencjach ofiolitowych (Karson & Dewey 1978).. 24.

(25) Rys. 6 Wybrane kombinacje uskoków transformujących (wg. Dadlez & Jaroszewski 1994, zmienione). 25.

(26) 1.3.2.4 Trójzłącza płyt Bardziej złożonym przykładem układów między granicami płyt są sytuacje gdy stykają się trzy płyty. Powstają wtedy tak zwane trójzłącza . Istnieje kilkanaście możliwych konfiguracji trójzłączy. Stosując użyte wcześniej skróty (dodając dla uskoku transformującego symbol F) można je zapisać jako: RRR, TTT (centralna Japonia), FFF, RRT, RRF, TTR, TTF (przecięcie rowu Peru- Chile i grzbietu Chile), FFR, FFT (uskok Św. Andrzeja i strefa Mendocino) , RTF (ujście Zatoki Kalifornijskiej) (McKenzie & Morgan 1969). Część z tych kombinacji posiada jeszcze oddzielne warianty wynikające z prawo- lub lewoskrętności uskoków transformujących. Niektóre z wymienionych zostały od razu odrzucone w rozważaniach jako nie możliwe lub nietrwałe (McKenzie & Morgan 1969). W zależności od tego czy wektory prędkości stykających się płyt się znoszą bądź nie, trójzłącza dzieli się na stabilne i niestabilne. Teoretycznie możliwe jest występowanie czterozłączy, jednak są one wyjątkowo nietrwałe – ewoluują do pary trójzłączy (Kearey et al., 2007).. 1.3.3 Cykl Wilsona Cykl Wilsona jest to uproszczony schemat obrazujący ewolucję ruchu płyt litosfery. Pierwotnie w ramach cyklu wyróżniono 6 etapów. Pierwszy to etap embrionalny, w którym dochodzi do inicjacji strefy ryftowej w obrębie płyty kontynentalnej. Powodem powstania ryftu może być zaburzenie równowagi izostatycznej na wskutek działania plam gorąca, będących konsekwencją pióropuszy magmy. W efekcie działalności „hot spotów” powstaje rozległa kopuła o średnicy kilkuset kilometrów i wysokości rzędu 1 -2 km. Następnie kopuła zaczyna pękać. W modelowej sytuacji występują trzy główne, radialne strefy rozłamów ułożone pod kątem 120 stopni względem siebie, z których każda może rozwinąć się ryft. W przypadku gdy jedno z ramion przestaje się rozwijać mówi się o aulakogenach. W przeciwieństwie do ryftów są one nieczynne geologicznie, to znaczy nie zaznacza się podwyższony gradient termiczny czy aktywność sejsmiczna. Aulakogeny wypełnione są głównie klastycznymi osadami pochodzenia lądowego oraz podrzędnie osadami płytkomorskimi. Typowymi skałami dla tego etapu są: -skały magmowe typu: bazalty śródpłytowe -skały osadowe rzeczne i jeziorne (zlepieńce, fanglomeraty) 26.

(27) Stadium młodociane obejmuje tworzenie się skorupy oceanicznej na wskutek zasadowego magmatyzmu podmorskiego. Jest on efektem podnoszenia się ultramaficznej magmy pierwotnej z płaszcza, która ulega frakcjonalnemu przetapianiu tworząc skorupę oceaniczną. Ryft poszerza się, a następnie rozpoczyna się proces rozrostu skorupy oceanicznej. Produkowana magma szuka ujścia na powierzchnię. Początkowo tworzą się intruzje w postaci dajek, silli, lakkolitow porozdzielane skałami otoczenia. Część lawy wydostaje się na powierzchnię tworząc wulkany lub pokrywy lawowe. Zwierceń i danych geofizycznych wynika, że skorupa oceaniczna podzielona jest na trzy strefy. Dwie z nich zostały przewiercone (warstwa druga tylko częściowo) co umożliwiło ich pełniejsze zbadanie (Maxwell 1994). Z badań wynika, że pierwszą (górną) warstwę stanowią skały osadowe. Poniżej występują bazalty i skały intruzywne przy czym część górna warstwy stanowią lawy poduszkowe i masywne potoki lawowe. Warstwę trzecia budują skały typu gabr. W etapie dojrzałym dochodzi do utworzenia się szerokiej domeny oceanicznej, oraz pełnego wykształcenia się pasywnych krawędzi kontynentalnych. Krawędzie pasywne stanowią strefę przejściową pomiędzy skorupa oceaniczną a kontynentalna. W morfologii krawędzi pasywnych wyróżnia się szelf kontynentalny, skłon kontynentalny, podniesienie kontynentalne i równię abysalna. W obszarach tych deponowane są różnorodne skały osadowe: terygeniczne, biogeniczne i ewaporaty. Ze względu na charakter sedymentacji wyróżnia się dwa podstawowe typy krawędzi pasywnych: węglanowy i klastyczny. Wzdłuż krawędzi pasywnych często obserwuje się deformacje związane z halokinezą czy diapiryzmem osadów ilastych. W przypadku krawędzi zdominowanej przez sedymentacje klastyczną obszar szelfu zdominowany jest przez sedymentacje środowisk deltowych i płytkomorskich. Z kolei ze skłonu kontynentalnego materiał w postaci prądów zawiesinowych transportowany jest do głębszych partii zbiornika. W obszarze szelfu węglanowego tworzą się bariery węglanowe, które dzielą obszar na dwie części - przedbarierową i zabarierowe. Strefa zabarierowa obejmuje obszar od brzegu morskiego do szczytu bariery i charakteryzuje się spokojniejsza sedymentacją. Powstają tutaj np. maty glonowe, biohermy, biostromy czy stromatolity. Natomiast strefa przedbarierowa składa się z osadów pochodzących z niszczenia raf (bariery). W etapie schyłkowym tworzy się strefa subdukcji. Przynajmniej jedna z krawędzi pasywnych zamienia się w aktywną, co, w zależności od typu subdukcji, może doprowadzić do powstania łuku wysp wulkanicznych lub łuku wulkanicznego na obszarze kontynentu. 27.

(28) Strefa subdukcji może powstać w obrębie dwóch płyt oceanicznych, wtedy tworzy się łuk wysp, lub wzdłuż krawędzi kontynentu. W obu wypadkach ma miejsce wzmożony wulkanizm. Fragment płyty zanurzającej się początkowo jest zimny, jednak wraz ze wzrostem głębokości ciepło płynące z wnętrza ziemi podgrzewa skorupę. Podsuwająca się w strefie subdukcji skorupa oceaniczna ulega dehydratacji na głębokości ok. 120 km, wskutek czego następuje frakcjonalne przetopienie materiału płaszcza znajdującego się ponad subdukujacym fragmentem skorupy oceanicznej. Ze względu na temperatury tworzy się magma o charakterze obojętnym, która intruduje w wyżej ległą skorupę kontynentalną. Nieprzetopione ultramaficzne pozostałości ulegają dalszemu pogrążeniu gdzie ulegają metamorfizmowi wysokich ciśnień i wysokich temperatur (facja eklogitowa). Powstawanie łuku wysp wulkanicznych jest skutkiem działalności wulkanicznej w obrębie dwóch płyt oceanicznych. Początkowo wydobywająca się lawa tworzy pokrywy i potoki. Grubość pokrywy lawowej stopniowo wzrasta aż utworzą się wyspy wystające ponad powierzchnię wody. Łuk wysp wulkanicznych rozdziela dwa zbiorniki sedymentacyjne tj. basen zaułkowy i przedłukowy. Materiał pochodzący z niszczenia wyspy dostaje się do obu zbiorników przy pomocy prądów przy czym w przypadku basenu przedłukowego w efekcie wielokrotnej redepozycji i wciąż aktywnej subdukcji powstaje pryzma akrecyjna z licznymi melanżami. Panujące na skłonie kontynentalnym warunki związane z siłami tarcia prowadzą do przeobrażania się skał. Materiał pochodzący z erozji łuku wulkanicznego transportowany jest do rowu oceanicznego gdzie na wskutek pogrążania ulega on metamorfizmowi wysokociśnieniowemu, niskotemperaturowemu facji łupków glaukofanowych. Efektem erozji luków wulkanicznych są osady piaskowców litycznych, których skład uzależniony jest od skał obszaru źródłowego. Osady te często tworzą stożki podmorskie otaczające luk wulkaniczny. W etapie terminalnym osady wypełniające basen załukowy i rów oceaniczny ulegają intensywnemu zafałdowaniu tworząc system płaszczowin. Na wskutek obdukcji fragmentów skorupy oceanicznej tworzą się ofiolity W ostatnim etapie, pokolizyjnym następuje wypiętrzenie się orogenu oraz powstanie szwu oceanicznego.. Dochodzi. również do uformowanie się licznych intruzji. granitów. postorogenicznych, jak również intensyfikacji procesów denudacyjnych.. 28.

(29) 2 Budowa geologiczna obszaru badań 2.1 Makrojednostki Europy i globalne ramy paleogeograficzn Obszar Europy Centralnej zbudowany jest z kilku głównych jednostek tektonicznych: Awalonii, Bloku Małopolskiego, Brunovistulicum i Masywu Czeski (Rys. 7). Masyw Czeski dzieli się na trzy podjednostki, to jest Saxothuringia, Tepla-Barrandian i Moldanubicum (Rys. 8). Uległy one konsolidacji u schyłku orogenezy waryscyjskiej. Północną i północno zachodnią granicę terranu Saxotrhuringii stanowi strefa środkowoniemieckiego wyniesienia krystalicznego, północno – wschodnią zaś uskok śródsudecki. Takie wytyczenie granicy jednoznacznie świadczy o przynależności masywu łużyckiego i karkonosko – izerskiego do wspomnianego terranu. Południową granicę strefy saxothurinskiej przeprowadzono wzdłuż linii łączącej ofiolitowy kompleks Mariánske Láznie z jednostką Leszczyńca (Guya et al., 2011). Na południe od terranu saxothurinskiego znajduje się jednostka Tepla – Barrandian stanowiącej środkową część Masywu Czeskiego. Południowa część Masywu Czeskiego zajmuje z kolei jednostak moldanubska. Od wschodu z Masyw Czeski poprzez system nasunięć morawsko – orlickich graniczy z terranem Brunovistulicum, który zbudowany jest z bloku Brna i bloku górnośląskiego. Podłoże terranu Brunovistulicum wskazuje podobieństwo do skorupy Wschodniej Awalonii i strefy istambułskiej (Finger et al., 2000). Dalej na wschód znajduje się niewielka jednostka bloku małopolskiego granicząca z Brunovistulicum poprzez strefę uskokową Kraków – Lubliniec, stanowiącej przedłużenie strefy uskokowej Kraków- Hamburg (Buła et al., 2008).. 29.

(30) Rys. 7 Uproszczona mapa jednostek tektonicznych Europy Centralnej. Północną granicę Masywu Czeskiego stanowi strefa renohercyńska interpretowana jako szew oceaniczny powstały na wskutek zamknięcia się oceanu Rei. Na północ od tej strefy znajduje się wschodnia część kontynentu awalońskiego. Powyższe jednostki budują tak zwaną platformę europejską, która od wschodu poprzez strefę T-T graniczy z kontynentem Bałtyki. Południowa część Masywu Czeskiego, Brunovistulicum i bloku małopolskiego zajęta jest przez fałdowo nasuwcze pasmo Karpat należących do orogenu alpejskiego. Powyżej. wymienione. jednostki. powstały. podczas. paleozoicznego. cyklu. superkontynentalnego związanego z kambryjskim rozpadem Pannocji i karbońską amalgamacją superkontynentu Pangei. Superkontynent Pannocja uległ podzieleniu na mniejsze kontynenty tj.: Laurencję, Bałtykę, Syberię oraz Gondwanę na wskutek kambryjskiego epizodu ryftowania, który doprowadził również do powstania oceanu Iapetus. Szacuje się, że ocean ten we wczesnym ordowiku miał nawet 5000 km szerokości (Kent & van der Voo 1990). W wyniku powstania strefy subdukcji wzdłuż krawędzi Gondwany utworzył się ryft czego wynikiem było oderwanie się fragmentu kontynentu. Odłączyła się wówczas Awalonia wraz z mniejszymi fragmentami tworząc łuk wysp (Golonka 2007). Pomiędzy Awalonią a Gondwaną zaczął rozwijać się nowy ocean – Ocean Rei. Awalonia zaczęła się przemieszczać w kierunki północno – wschodnim. Na przełomie ordowiku i syluru uległa ona zderzeniu z Bałtyką, 30.

(31) a następnie Laurencją. Wynikiem tychże kolizji było utworzenie się nowego kontynentu Laurosji (Ziegler 1989; Golonka 2007). Kolejnym istotnym etap było zamykanie się oceanu Rei, który to swoją maksymalną szerokość osiągnął w sylurze. Zamykanie to było wynikiem powstania strefy subdukcji wzdłuż krawędzi bałtycko – awalońskiej i fragmentu północnej krawędzi Gondwany (Nance et al., 2010). W wyniku postępującej subdukcji we wczesnym dewonie nastąpiła kolizja Laurosji i Gondwany skutkiem czego było powstanie nowego, bardzo nietrwałego superkontynentu Oldredia. Jego rozpad miał miejsce w dewonie środkowym (Ford & Golonka 2003). W wyniku postępującego zamykania się o. Rei doszło do wieloetapowej kolizja Gondwany z awalońsko – bałtyckim łukiem wysp wulkanicznych (Krӧner & Romer 2013; Stampfli et al., 2013), skutkiem czego w karbonie nastąpiło ostateczne uformowanie się superkontynentu Pangei. Kontynent ten otoczony był z trzech stron wszechoceanem Panthalassa. Na wschodzie utworzył się ocean Tetydy, który początkowo tworzył zatokę, a dopiero po rozpadzie Pangei u schyłku ery paleozoicznej Tetyda rozdzielała Laurazję od Gondwany. Z początkiem paleogenu nastąpił dalszy podział kontynentów. We wczesnej jurze, w wyniku powstania ryftu atlantyckiego z Laurazji wyodrębniła się Euroazja i Ameryka Północna. Ich ostateczny podział nastąpił w kredzie. Z Gondwany wyodrębniły się pozostałe obecnie istniejące kontynenty. Zamkniecie oceanu Tetydy miało miejsce z początkiem neogenu i było wynikiem kolizji Euroazji i Afryką skutkującej orogenezą alpejską.. 31.

(32) Rys. 8 Uproszczona mapa geologiczna Masywu Czeskiego (wg. Nance et al. 2010, zmieniona). 2.2 Sudety Sudety. charakteryzują. się. skomplikowaną. budową. geologiczną. wynikającą. z wieloetapowego procesu ich powstawania (Rys. 8Błąd! Nie można odnaleźć źródła odwołania.). W uproszczeniu, zbudowane są one z elementów skonsolidowanych podczas orogenezy kadomskiej, które uległy rozczłonkowaniu i ponownej konsolidacji podczas tworzenia się orogenu waryscyjskiego w górnym paleozoiku. Na pograniczu kambru i ordowiku nastąpiło oderwanie się od Gondwany mikrokontynentu Awalonii i otwarcie Oceanu Rei. We wczesnym sylurze mikrokontynent kolidował początkowo z Bałtyką a następnie Laurencją tworząc Laurosję. W uogólnieniu, efektem tej kolizji była orogeneza kaledońska. Następnie, na przełomie późnego dewonu i wczesnego karbonu miały miejsce liczne i skomplikowane kolizje terranów zarówno perygondwańskich jak i wywodzących od Laurosji. Ostatnim epizodem orogenezy waryscyjskiej są liczne masywy granitoidowe. W okresie od późnej kredy po 32.

(33) kenozoik pasmo to (wraz z całym Masywem Czeskim) zostało poddane wynoszeniu blokowemu. Proces zachodził w wyniku pól naprężeń związanych z kolejnymi etapami kolizji alpejskiej, a następnie ekstensji pokolizyjnej i otwierania się północnego Atlantyku (Ziegler & Dezes 2005) Sudety obejmują strefę morawsko - śląską i północno-wschodni fragment Masywu Czeskiego. Ograniczone są dwoma regionalnych rozmiarów dyslokacjami: od północnego wschodu strefą uskokową Odry, od południowego zachodu strefa uskokową górnej Łaby. W ich obrębie wyróżnić można dwa bloki: blok sudecki i blok przedsudecki. Obie te struktury podzielone są Sudeckim Uskokiem Brzeżnym - głęboką dyslokacją karbońską powstałą u schyłku orogenezy waryscyjskiej, reaktywowaną w późnej kredzie i paleogenie, a następnie w neogenie (Aleksandrowski et al., 1997; Badura et al., 2003). Ze względu na zmienność litologiczną, tektoniczną i strukturalną Sudety dzieli się na Zachodnie, Środkowe i Wschodnie (Aleksandrowski & Mazur 2002) (Rys. 9a).. 33.

(34) 2.2.1 Sudety Zachodnie Obejmują one wschodnią część masywu łużyckiego, masyw karkonosko - izerski, jednostkę metamorfiku kaczawskiego, oraz zgorzeleckie pasmo łupkowe. Tylko niewielki fragment masywu łużyckiego leży po stronie polskiej. Od strony N- NE oddzielony jest od pasma zgorzeleckiego uskokiem śródłużyckim, a dalej głównym uskokiem śródsudeckim. Od strony SE masyw ten przechodzi w masyw izersko-karkonoski bez wyraźnej granicy tektonicznej, stąd struktury te opisywane są jako masyw łużycko-izerski niezależnie od przynależności geograficznej (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). Masyw łużycko-izerski stanowi pasywne obrzeżenie terranu saxothurinskiego (Mazur & Aleksandrowski 2001; Franke & Żelaźniewicz 2002). Masyw łużycki zbudowany jest z górnoproterozoicznych szarogłazów łużyckich osadzonych w strefie szelfowej zbiornika 590-560 mln lat temu, w które w późnym kambrze (545-530 mln lat) intrudowały granitoidy łużyckie (Krӧner et al., 1994). Część badaczy (Pin et al., 2007; Oberec - Dziedzic,et al., 2005; Mazur, et al., 2010) uważa, że granitoidy te intrudowały w strefę ryftu kontynentalnego podczas oderwania się terranu saksoturyńskiego od krawędzi Gondwany. Odmienny pogląd przedstawia Golonka (Golonka & Gawęda 2012) wątpiąc jakoby takie oderwanie miało miejsce, a intruzje związane są z magmatyzmem nadsubdukcyjnym przy aktywnej krawędzi kontynentu (Krӧner et al., 2001). Podczas orogenezy waryscyjskiej granitoidy łużyckie uległy zgnejsowaniu. Górnoproterozoiczne skały masywu izersko - karkonoskiego w S części Karkonoszy przykryte są utworami ordowicko-dewońskiej sukcesji osadowej będącej osadem basenów ekstensyjnych założonych w strefie inicjalnego ryftu kontynentalnego (Mazur et al., 2010). W jednostce Leszczyńca obserwuje się utwory o charakterze ofiolitu korelowane z ofiolitem Marianskich Łaźni (Aleksandrowski & Mazur 2002). Sekwencja ta została w późnym karbonie zaburzona. intruzjami plutonicznymi. i subwulkanicznymi. W obrębie jednostki Jěstěd i południowych Karkonoszy występuje szew tektoniczny (Mazur & Aleksandrowski 2001). W czasie 328-310 Ma obrębie centralnej części masywu karkonosko-izerskiego intrudował granit karkonoski rozdzielając północną gnejsową część. od. południowej,. zdominowanej. przez. zmetamorfizowane. utwory osadowo-. wulkanogeniczne (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). Masyw łużycki od N sąsiaduje ze zgorzeleckim pasmem łupkowym stanowiącym paraautochtoniczne podłoże płaszczowin kaczawskich (Aleksandrowski & Mazur 2002). Pasmo. 34.

(35) zgorzeleckie obejmuje interwał czasowy od kambru po wczesny karbon włącznie. Utwory kambru reprezentowane są głównie przez węglany i piaskowce, rzadko skały wulkaniczne. Powyżej występują silikoklasyczne utwory ordowiku. Utwory sylurskie stanowią pokrywę wulkaniczno-osadowych skał terranu saxothurinskiego zdeponowanych w otwartym zbiorniku morskim (Mazur et al., 2010). Dewońskie sekwencje osadowe deponowane były na obrzeżach kontynentalnych. W utworach karbonu wykształconego jako dziki flisz znajdują się różnych rozmiarów ciała olistolitowe.. Rys. 9 Uproszczona mapa geologiczna Sudetów (wg. Aleksandrowski & Mazur, 2002; zmienione). 35.

(36) Zgorzeleckie pasmo łupkowe stopniowo, bez wyraźnych granic przechodzi w pasmo kaczawskie, które zbudowane jest z dwóch (Baranowski 1988), lub trzech pięter strukturalnych (Kryza & Zalasiewicz 2008). Wg Baranowskiego dolne piętro strukturalne zbudowane jest z silnie zmetamorfizowane i zdeformowane tektonicznie skał osadowych i wulkanicznych obejmujących interwał czasowy od kambru po późny karbon (wizen) włącznie. Najstarsze, fliszoidowe utwory jednostki Świerzawy, czyli fyllity i łupki zawierające wkładki detrytycznego kwarcu świadczą o bliskości obszaru źródłowego, a więc deponowane były na krawędzi kontynentu. Ordowicko- dewońskie sukcesje osadowo- wulkaniczne są osadem basenów ekstensyjnych zlokalizowanych w strefie inicjalnego ryftu kontynentalnego. Pod względem chemicznym skały magmowe zaklasyfikowane są do bazaltów typu MORB. Pomimo, że pozycja paleotektoniczna nie jest jednoznacznie określona przyjmuje się, że jest to wulkanizm płytkomorski reprezentujący środowisko wysp oceanicznych (Baranowski 1988). Wyżej opisywane utwory ujęte są w zespół płaszczowin nasuniętych ku NW (Mazur & Kryza 1996). Płaszczowiny te wywodzą się z waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej czego dowodem jest obecność melanży, zapis metamorfizmu wysokociśnieniowego facji niebieskich łupków, zmetamorfizowane skały magmowe o chemizmie typu MORB (Mazur et al., 2010). Górne piętro strukturalne jest niezmetamorfizowane i słabo zaburzone tektonicznie. Osady górnego pietra stanowią molasę wypełniającą depresję śródsudecką, zapadliska i rowy tektoniczne (Rys. 10).. 36.

(37) Rys. 10 Profil litostratygraficzny jednostki kaczawskiej (wg. Kryza, et al 2008, zmienione). 2.2.2 Sudety Środkowe W obrębie Sudetów Środkowych wyróżnia się następujące duże jednostki geologiczne: blok Gór Sowich wraz z ofiolitem śródsudeckim, strefa Niemczy, pluton Strzegomia-Sobódki, metamorfik kłodzki, kopuła orlicko- śnieżnicka, pasmo Starego i Nowego Mesta. Jednostki te przykryte są osadami wypełniającymi baseny śródgórskie, lub ocalałymi przed erozją fragmentami w postaci struktury Świebodzic bądź struktury bardzkiej. Blok Gór Sowich (BGS) – trójkątny w zarysie blok jest zbudowany z paragnejsów i migmatytów. Protolitem gnejsów były głównie szarogłazy i pelity osadzające się w basenie neoproterozoiczno-kambryjskim różnowiekowego. (Mazur. metamorfizmu. et. (402Ma,. al.,. 2006).. BGS. migmatyzacja. nosi 384Ma. wyraźne –. ślady. 370Ma).. Datowanie radiometryczne wskazuje, że wypiętrzanie się bloku sowiogórskiego przypada na 37.

(38) 370Ma – 360Ma. Blok Gór Sowich był interpretowany jako fragment Gondwany lub jako niewielki element (terran) pochodzący z Bałtyki (Cymerman 1998). Blok Gór Sowich otoczony jest przez zasadowe i ultrazasadowe skały ofiolitu śródsudeckigo. Największy element ofiolitu stanowi serpentynitowo gabrowy masyw Ślęży po północnowschodniej stronie bloku. Pozostałe fragmenty ofiolitu budują gabrowo serpentynitowy masyw Braszowic - Brzeźnicy, serpentynitowy masyw Szklar i gabrowo diabazowy masyw Nowej Rudy - Słupca. Skały budujące ofiolit są wieku dewońskiego (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008) i stanowią pozostałość po wąskim basenie załukowym. Usytuowanie masywu Nowej Rudy pomiędzy karbońskimi skałami osadowymi, sugerować może, że ten fragment ofiolitu może być rozpatrywany jako olistolit oderwany od podłoża i przeniesiony ponad blokiem Gór Sowich wraz z materiałem osadowym wypełniający basen w kierunku zachodnim podczas zamykania się basenu załukowego, o czym mogą świadczyć fragmenty skał maficznych (gabr) w osadach karbońskich na wzgórzu Wapienica. Od południowego zachodu oraz od północy bloku Gór Sowich znajdują się odpowiednio jednostka Bardzka i Świebodzic – są to typowe pre- lub synorogeniczne osady głębokomorskie świadczące o wzmożonej aktywności tektonicznej. W licznych odsłonięciach można wyróżnić typowe dla tego typu osadów spływy kohezyjne, sekwencje Boumy czy różnej wielkości olistolity. W przypadku osadów jednostki Bardzkiej przeważają późnopaleozoiczne skały osadowe (Oberc 1972). Przypuszcza się, że początkowo osady te były deponowane w zbiorniku znajdującym się pomiędzy kontynentem Bałtycko-Awalońskim a blokiem sowiogórskim. Następnie na wskutek zamykania się basenu we wczesnym karbonie, uległy one pofałdowaniu i przemieszczeniu w formie płaszczowin ponad blokiem Gór Sowich. Świadczą o tym osady karbońskie zlokalizowane w obniżeniach morfologicznych bloku sowiogórskiego (Cymerman 2004), oraz wyniki otworu Żdanów IG1, w którym opisano odwrócone zaleganie warstw karbońskich, które leżą niezgodnie na krystalicznym podłożu bloku sowiogórskiego (Chorowska et al., 1987). Część północna jednostki bardzkiej została podgrzana przez późnokarbońską intruzję granitoidów kłodzko-złotostockich (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008). Na północ od BGS występuje masyw Strzegomia-Sobótki. Jest on efektem magmatyzmu związanego z końcową fazą orogenezy waryscyjskiej. W Sudetach zjawiska magmatyczne (kończące orogenezę) odbywały się w dwóch etapach: 340-330 Ma i 320-300 Ma. Pierwszy 38.

(39) etap związany jest ze wzrostem temperatury w dolnej i środkowej części skorupy spowodowanej rozpadem pierwiastków promieniotwórczych w strefie korzeniowej orogenu (Mazur et al., 2010). W pierwszym etapie intrudował granitowy pluton kłodzko-złotostocki, granitoidowy pluton Kudowej i pluton Niemczy (Skrzypczak 2010). Druga faza związana jest z wzrostem przepływu ciepła z litosferycznego płaszcza do skorupy ziemi. Powodem takiego zjawiska mogła być regionalna ekstensja lub delaminacja litosferycznego płaszcza pogrubionego pod Masywem Czeskim (Skrzypczak 2010). Z tą fazą związany jest pluton Karkonoszy i wschodniosudeckie plutony Strzelińca. Pluton Strzegomia-Sobótki intrudował 318-327 Ma (Mazur et al., 2007). Od NE Bloku Gór Sowich sąsiaduje ze strefą Niemczy i Skrzynki. Strefa Niemczy, utworzona w karbonie zbudowana jest ze zmetamorfizowanych szarogłazów i kwarcytów z fragmentami ofiolitu i zmylonityzowanych gnejsów pochodzących z BGS. Utwory tej strefy wykazują silną mylonityzację. W strefę tą intrudowały granitoidy niemczańskie. Z kolei strefa Skrzynki, sąsiadująca ze strukturą bardzką, zbudowana jest z blastomylonitów, mylonitów, kataklazytów, gnejsów i łupków. Do strefy Niemczy przylega pasmo metamorficzne Kamieńca Ząbkowickiego. Pasmo to budują łupki łyszczykowe, będące elementem serii suprakrustalnej reprezentującej osady basenów śródkontynentalnych lub stref szelfowych, z przeławiceniami leptynitytów, amfibolitów, marmurów, orto- i paragnejsów zmetamorfizowanych w facji amfibolitowej (Żelaźniewicz & Aleksandrowski 2008).. 39.

(40) Rys. 11 Profil litostratygraficzny metamorfiku kłodzkiego (wg. Aleksandrowski & Mazur, 2002; zmieniony). Na południe od BGS występuje metamorfik kłodzki (Rys. 11). Zbudowany jest sześciu mniejszych jednostek tektonicznych (Mazur et al., 2006). Są to zmetamorfizowane skały plutoniczne i wulkaniczno - osadowe o charakterystyce typowej dla łuków magmowych oraz basenów załukowych. Kolejne jednostki nasunięte są w formie płaszczowin na ofiolitowe ciało masywu Nowej Rudy. Jednostka Małego Bożkowa, Łączany i Bierkowic zbudowana jest z utworów osadowo- wulkanicznych deponowanych od późnego dewonu na pasywnej krawędzi kontynentu. Z kolei jednostki Ścinawki, Orla-Głogowy i Kłodzka reprezentowane są przez 40.

(41) neoproterozoiczne sekwencje, nasunięte na młodsze skały paleozoiczne wraz z waryscyjskimi płaszczowinami. Sekwencja neoproterozoiczna ma charakter wapniowo-zasadowej asocjacji metawulkanitów z metagabrami i kumulatami wykazującymi podobieństwo do N-MORB, co może wskazywać na ich nadsubdukcyjne środowisko powstania (Kryza et al., 2003). Neoproterozoiczny epizod magmatyzmu interpretowany jest jako dowód na prekadomską subdukcję typu oceanicznego pod aktywną krawędź Gondwany (Nance et al., 2010) Skały powyższych jednostek uległy metamorfizmowi regionalnemu głównie facji zieleńcowej (jedynie utwory w części zachodniej i północnej zostały zmetamorfizowane w facji almandytowo-albitowej (Skrzypczak 2010). Następnie utwory te uległy kataklatyzacji i mylonityzacji. W sąsiedztwie metamorfiku kłodzkiego występuje kopuła orlicko- śnieżnicka. Jednostka ta zlokalizowana w SE części masywu łużyckiego zbudowana jest z późnoproterozoicznej sekwencji metafliszowej i dolnopaleozoicznych migmatytów i intruzji granitowych (Żelaźniewicz et al., 2003). Skały tej jednostki noszą wyraźne śladu kilku waryscyjskich faz metamorficznych. Na zachód od kopuły orlicko-śnieżnickiej znajduje się jednostka Novego Mesta. Jednostka ta zbudowana jest z fylitów, zieleńców, łupków, gnejsów i amfibolitów. Od wschodu kopuła Orlicko-Śnieżnicka sąsiaduje z najbardziej wysuniętym na wschód zespołem nasunięć pasma fałdowego Starego Mesta stanowiącego granicę między Sudetami Środkowymi a Wschodnimi. Jednostka Starego Mesta, zbudowana z górnoproterozoicznokambryjskich zmetamorfizownych skał zasadowych i ultrazasadowych. Strefa ta jest interpretowana jako rozczłonkowana sekwencja ofiolitowa reprezentująca pozostałości po młodocianym stadium ryftu kontynentalnego (Krӧner et al., 2000). Skały występujące w tej jednostce noszą zapis metamorfizmu niskociśnieniowego facji granulitowej właściwej dla stref ścienionej skorupy (Krӧner et al., 2000). Pasmo Starego Mesta jest typowym przykładem szwu oceanicznego. Powstanie szwu było połączone z ekshumacja wcześniej subdukowanych fragmentów skorupy. Najprawdopodobniej obecne położenie jednostki Starego Mesta nie koniecznie musi odzwierciedlać oryginalną geometrię kolidujących ternarów. Ramy czasowe i polaryzacja strefy subdukcji nie są jednoznacznie określone. Schulmann i Gayer (2000) postulują wczesnokarboński wiek i wskazują na istnienie aktywnej krawędzi terranu środkowosudeckiego, co implikuję zanurzającą się na zachód strefę subdukcji. Prawdopodobna 41.

(42) kontynuacja jednostki Starego Mesta w kierunku północnym w rejon Masywu Niedźwiedzia jest problematyczna ze względu na małą ilość odsłonięć (Aleksandrowski & Mazur 2002). Duże podobieństwo do jednostki Starego Mesta wykazuje amfibolitowy masyw Niedźwiedzia (Mazur et al., 2006). Zbudowany jest on w głównej mierze z 1,5 km grubości sukcesji skał amfibolitowych o chemizmie typu MORB i metagabra (Awdankiewicz 2001). Skały te zostały poddane średniemu i wysokiemu stopniowi metamorfizmu, co doprowadziło do częściowego przetopienia metabazaltów.. 2.2.3 Sudety Wschodnie Obejmują one północno - wschodnią część strefy morawsko - śląskiej rozciągającą się wzdłuż wschodniej krawędzi Masywu Czeskiego. Strefa ta stanowi pozostałość szwu będącego wynikiem kolizji kształtujących się struktur Sudetów Wschodnich i strefy moldanubskiej ze sztywnym terranem Brunovistulicum (Żaba et al., 2005; Mazur et al., 2010). W wyniku tego zderzenia powstał szereg płaszczowin zbudowanych ze skał pierwotnie należących do podłoża terrenu brunovistulicum i jego pokrywy osadowej. Głównymi jednostkami tektonicznymi Sudetów Wschodnich są: Jednostka Desny, Płaszczowiny Wielkiego Vrbna, jednostka Branny i płaszczowina Keprnika, masyw Strzelińca. Jednostkę Desny, stanowi fragment kadomskiego łuku magmowego. Trzon krystaliczny tej jednostki zbudowany jest z górnoproterozoicznych gnejsów - 684.5+/-0.9Ma (Krӧner et al., 2000) oraz intruzji granitowych o wieku z przedziału od 570 do 590 Ma. (Finger et al., 2000). Jednostka Desny dzieli się wzdłuż uskoku o przebiegu NE-SW na masyw Keprnika i masyw Desny. Pokrywę osadową tych jednostek stanowią zmetamorfizowane, głównie sylursko – dewońskie jednostki allochtoniczne i para-autochtoniczne reprezentowane przez metazlepieńce podstawowe, marmury i metapelity (Hanžl 2007). Zalicza się do nich na przykład grupę Vrbna, interpretowaną jako sukcesja osadowo - wulkniczna wypełnienia dewońsko-karbońskiego basenu załukowego (Mazur et al., 2010). Płaszczowiny Wielkiego Vrbna od zachodu sąsiaduja z jednostką Starego Mesta. Jednostka ta zbudowana jest z ortognejsów oraz metasedymentów zmetamorfizowanych w warunkach facji amfibolitowej (Mazur et al., 2006). Obecność reliktów eklogitowych wskazuje na starszy etap metamorfizmu wysokich ciśnień i niskich temperatur (HP/LT). Wiek gnejsów określany jest na 574 Ma (Krӧner et al., 2000). Za protolit serii suprakrustalnej uważa się 42.