Index of /rozprawy2/10979

Pełen tekst

(1)Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki. Rozprawa doktorska. Rozwój tektoniczny dewońsko – karbońskich basenów załukowych w obrębie Masywu Czeskiego i obszarów przyległych. Jan Barmuta Promotor: prof. dr hab. inż. Jan Golonka. Kraków 2015.

(2) Chciałbym serdecznie podziękować prof. dr hab. inż. Janowi Golonce za wprowadzenie do zagadnień tektoniki płyt i rekonstrukcji paleogeograficznych, jak również za wszelkie, cenne dyskusje, wyjazdy terenowe i wykazaną cierpliwość. Praca ta nie powstałaby bez pomocy Rodziny, której jestem wdzięczny za wyrozumiałość i wsparcie.. 1.

(3) Spis treści 1 2. Cel pracy ............................................................................................................. 4 Hipoteza, założenia i metodyka pracy................................................................. 4 2.1 2.2. Teoria tektoniki płyt – założenia i konsekwencję ........................................ 5 Metodyka rekonstrukcji wędrówki kontynentów ...................................... 13. 2.2.1 Podstawy matematyczne ........................................................................ 13 2.2.2 Układ odniesienia ................................................................................... 15 2.2.3 Wybrane geologiczne i geofizyczne nośniki informacji paleogeograficznej ....................................................................................................... 16 2.2.4 Komputerowe metody rekonstrukcji – program GPlates ....................... 21 2.3 3. Nazewnictwo ............................................................................................. 23. Geologia obszaru badań .................................................................................... 25 3.1 3.2 3.3 3.4. Awalonia (Av) ........................................................................................... 25 Blok małopolski (MB) ............................................................................... 25 Terran Brunovistulicum (Brunowistulia) (Bv) .......................................... 26 Masyw Czeski ............................................................................................ 29. 3.4.1 Saksoturyngia (Sx) ................................................................................. 30 3.4.2 Tepla - Barrandian (TB) ......................................................................... 32 3.4.3 Jednostka moldanubska (Moldanubicum) (Mo) .................................... 33 3.5. Sudety ........................................................................................................ 34. 3.5.1 Masyw łużycki i pasmo łupków ze Zgorzelca ....................................... 37 3.5.2 Jednostka kaczawska .............................................................................. 37 3.5.3 Masyw karkonosko – izerski .................................................................. 39 3.5.4 Ofiolit śródsudecki ................................................................................. 40 3.5.5 Blok Gór Sowich (BGS) ........................................................................ 40 3.5.6 Jednostka Świebodzic ............................................................................ 41 3.5.7 Jednostka bardzka .................................................................................. 42 3.5.8 Metamorfik kłodzki ................................................................................ 42 3.5.9 Masyw orlicko – śnieżnicki (kopuła orlicko – śnieżnicka) (TOS)......... 43 3.5.10 Strefa ścinania Niemczy i Skrzynki ..................................................... 43 3.5.11 Pasmo Nowego Mesta .......................................................................... 44 3.5.12 Pasmo Starego Mesta i masyw amfibolitowy Niedźwiedzia ............... 44 3.5.13 Basen śródsudecki ................................................................................ 44 3.5.14 Sudety Wschodnie: płaszczowina Wielkiego Vrbna’a, jedn. Brannej, płaszczowina Keprnika i kopuła Desny ...................................................................... 45 3.5.15 Masyw Strzelina ................................................................................... 46 4 5 6. Globalne ramy paleogeograficzne ..................................................................... 47 Dotychczasowe proponowane modele rozwoju Europy Centralnej ................. 49 Stanowiska geologiczne .................................................................................... 52 6.1. Srebrna Góra, Żdanów, droga Wilcza – Żdanów (stanowiska nr. 1,2, 3) .. 53 2.

(4) 6.2 6.3 6.4 6.5 6.6 6.7 7. Odsłonięcie na wzgórzu Goliniec (Święcko) (stanowisko nr. 4)............... 54 Masyw Nowej Rudy (stanowisko nr. 5) .................................................... 54 Jeziorko Daisy (stanowisko nr. 6) .............................................................. 54 Wąwóz Myśliborski (stanowisko nr. 6) ..................................................... 55 Wystąpienia wapieni wojcieszowskich w rejonie Podgórki – Lipa - Mysłów ................................................................................................................... 56 Melanże jednostki kaczawskiej – odsłonięcia w miejscowości Rzeszówek . ................................................................................................................... 56. Modelowanie ..................................................................................................... 64 7.1. Konstrukcja modelu ................................................................................... 64. 7.1.1 Globalne ramy modelu, wydzielenie jednostek Europy Centralnej ....... 64 7.2 8. Interpretacja budowy geologicznej ............................................................ 68. Omówienie i weryfikacja modelu ..................................................................... 71 8.1 8.2 8.3 8.4 8.5 8.6 8.7. 9 10 11 12. Mapa 1, Przekrój 1 ..................................................................................... 71 Mapa 2, Przekrój 2 ..................................................................................... 71 Mapa 3, Przekrój 3 ..................................................................................... 72 Mapa 4, Przekrój 4 ..................................................................................... 73 Mapa 5, Przekrój 5 ..................................................................................... 73 Mapa 6, Przekrój 6 ..................................................................................... 74 Analiza prędkości ...................................................................................... 75. Dyskusja wyników i propozycje rozwinięcia prac ............................................ 80 Podsumowanie .................................................................................................. 84 Spis tabel i figur ................................................................................................ 98 Cytowane prace ............................................................................................... 102. 3.

(5) 1 Cel pracy Celem pracy było stworzenie modelu tektoniki płyt opisującego historię jednostek budujących Masyw Czeski w Europie Centralnej w interwale czasowym 420 – 305 Ma, to jest od późnego syluru po późny karbon, to jest w okresie powstawania orogenu waryscyjskiego. Istotna rolę w finalnym kształcie orogenu miały baseny załukowe oraz terrany budujące łuki wysp, powstałe wzdłuż aktywnej krawędzi Laurosji. Praca składa się z trzech część. Pierwsza z nich opisuje założenia, podstawy teoretyczne, narzędzia oraz metodykę pracy. W części drugiej opisano geologię obszaru badań oraz przedstawiono poglądy na temat ewolucji tego rejonu. Część trzecia zawiera opis tworzenia modelu w programie GPlates na podstawie interpretacji danych geologicznych przedstawionych w poprzedniej części. Część ta zawiera również wybrane wyniki prac terenowych oraz efekt modelowania w postaci map i przekrojów dla wybranych cięć czasowych opatrzonych komentarzem. W ostatnim rozdziale zawarto dyskusję wyników oraz propozycję rozbudowy i udoskonalenia procesu modelowania tektoniki płyt jak i samego modelu tworzenia się waryscydów europejskich.. 2 Hipoteza, założenia i metodyka pracy Problemem towarzyszącym rekonstrukcjom tektoniki płyt Masywu Czeskiego w okresie orogenezy waryscyjskiej, jest przede wszystkim wybiórczo zachowany zapis informacji geologicznej, wynikający z jej zatarcia się na wskutek powaryscyjskich procesów geologicznych. Liczne opublikowane modele w większości postulują istnienie wielu domen oceaniczych oraz licznych stref kolizji (np.: Crowley i inni, 2000; Stampfli i inni, 2002; Lewandowski, 2003; Mazur i inni, 2010; Stampfli i inni, 2013). W związku z tym, w poniższej pracy podjęto próbę rekonstrukcji, przy założeniu istnienia jedynie dwóch, dobrze udokumentowanych domen oceanicznych, to jest Oceanu Rei oraz basenu załukowego powstałego wzdłuż południowej krawędzi Laurosji na wskutek subdukcji skorupy oceanicznej Oceanu Rei (Golonka i Gawęda, 2012). W celu rozszyfrowania kolejnych etapów powstania waryscyjskiego cokołu Europy Środkowej oparto się na teorii tektoniki płyt – dominującej obecnie teorii geotektonicznej. Model stworzono w dedykowanym do tego typu zagadnień programie GPlates. Dodatkowo, do przygotowanie map wykorzystano program ArcGIS.. 4.

(6) 2.1 Teoria tektoniki płyt – założenia i konsekwencję Ponieważ budowa wnętrza Ziemi ma znaczące znaczenie dla podstaw teorii tektoniki płyt poniżej przedstawiono podstawowe informację na temat wgłębnej budowy globu (Fig. 1, Fig. 2): . Jądro Ziemi – dzieli się na wewnętrzne, mające charakter ciała stałego, oraz zewnętrzne, które charakteryzująca się monotonnym wzrostem prędkości fali P i brakiem fali S, co świadczy o jego płynnym stanie skupienia. Ze względu na duże gęstości z zakresu 9,9 g/cm3 – 13,09 g/cm3 wg. modelu PREM (Dziewoński i Anderson, 1981), jądro zewnętrzne zawiera najprawdopodobniej dużą zawartość żelaza.. . Płaszcz dolny – rozciąga się ponad jądrem, od którego oddzielony jest tak zwaną warstwa D” (lub nieciągłością Gutenberga). Warstwa D” może mieć nawet do 200 km grubości i charakteryzuje się bardzo nieregularnym kształtem. Ostatnie badania wskazują na istnienie obszarów o obniżonych wartościach prędkości fali S na granicy jądra i płaszcza - tak zwanych LSVP (Low Shear Velocity Provinces), których kontury, według najnowszych poglądów, są miejscem powstawania plam gorąca (Burke i inni., 2008; Steinberg i Torsvik, 2012). Największe obszary o anomalnych wartościach prędkości fali poprzecznej, czyli LLSVP (Large Low Shear Velocity Provinces) są odpowiedzialne również za pozytywne anomalie geoidy (Burke i inni, 2008). Obszary te mają najprawdopodobniej niezmienną pozycją przez co najmniej cały fanerozoik. Płaszcz dolny charakteryzuje się wzrostem prędkości fali P i S wraz z głębokością oraz niewielkim gradientem gęstości w przedziale od 4,4 g/cm3 do 5,4 g/cm3 (Dziewoński i Anderson, 1981).. . Płaszcz górny – rozciąga się od głębokości 660 km, zaznaczającej się wyraźnym skokiem. w. prędkości. fali. P,. aż. do. nieciągłości. Moho.. Przedział głębokości od 410 km do 660 km nazywany jest strefą przejściową, ze względu na przemiany fazowe minerałów: oliwinu w wadsleyit (głębokość 410 km), wadsleyitu w ringwoodyt (520 km) oraz ringwoodytu w perowskit i magnesiowustit (660 km) (Kearey i inni, 2009). . Litosfera – strefa obejmująca zarówno skorupę ziemska jak również najpłytszą część górnego płaszcza (Fig. 2). Charakteryzuje się podatnością na kruche deformacje oraz miąższością w granicach od 50 do 300 kilometrów. W jej spągu występuje niezwykle istotna dla tektoniki płyt strefa małych prędkości 5.

(7) (LVZ - low-velocity zone), która jest miejscem odspajania się płyt tektonicznych (Fig. 1, Fig. 2) (Kearey i inni, 2009). Poniżej strefy LVZ znajduje się astenosfera (zaliczana do płaszcza górnego), która zbudowana jest z częściowo przetopionych skał, dzięki czemu, w odróżnieniu od litosfery, zachowuje właściwości plastyczne. . Skorupa ziemska – jest najbardziej zewnętrzną strefą Ziemi cechującą się dużą sztywnością. Jej grubości zmienia się w zakresie od 3 do nawet 70 kilometrów. Ze względu na różnice składu chemicznego, wyróżnia się trzy podstawowe typy skorupy. ziemskiej:. kontynentalną,. oceaniczną,. oraz. przejściową.. Skorupa kontynentalna zbudowana jest ze skał o stosunkowo dużej zawartości krzemionki, dzięki czemu jej gęstość wynosi średnio 2,7 g/cm3. Z kolei skorupa oceaniczna, o średniej gęstości około 2,9 g/cm3, zbudowana jest ze znacznie cięższych skał zasadowych - bazaltów typu MORB (mid-ocean ridge basalts), gabr i perydotytów, które są z reguły przykryte stosunkowo cienką pokrywą drobnookruchowych skał osadowych. Grubość płyty oceanicznej wynosi średnio 6-7 km, podczas gdy miąższość płyty kontynentalnej może sięgać nawet 70. kilometrów. (średnio. 40. km). w. strefach. młodych. orogenów. (Kearey i inni, 2009).. Fig. 1 Uproszczony schemat rozkładu prędkości fali P i S wraz z głębokością. Vp – prędkość fali P, Vs – prędkość fali S (na podstawie: Condie, 1997). 6.

(8) Fig. 2 Schemat budowy wnętrza Ziemi (nie zachowano skali pionowej). 7.

(9) Jednym z podstawowych założeń teorii tektoniki płyt jest wydzielenie w zewnętrznej części Ziemi sztywnej litosfery oraz plastycznej astenosfery (Fig. 2). Litosfera podzielona jest na fragmenty - czyli płyty tektoniczne, które stale przemieszczają się po powierzchni globu. Przypuszcza się, że czynnikiem odpowiedzialnym za ruch płyt są komórki konwekcyjne istniejące w płaszczu ziemskim, aczkolwiek, jak wykazują modelowania, aż do 90 - 95% siły odpowiedzialnej za ruch płyty może być związane z pogrążaniem się skorupy oceanicznej w płaszczu w strefach subdukcji (Stern, 2002; Stern, 2004; Kearey i inni, 2009). Pozostała część sił odpowiedzialnych za ruch płyt, poza wcześniej wspomnianymi komórkami konwekcyjnymi, związana jest między innymi z rozszerzaniem się skorupy oceanicznej w strefach ryftowych. W zależności od tego, czy ruch płyt względem siebie jest zbieżny, rozbieżny czy przesuwczy wyróżnia się odpowiednio trzy typy granic pomiędzy nimi: granicę konwergentną, czyli strefę subdukcji, reprezentowaną w topografii przez rowy oceaniczne i strefy kolizji kontynentów, granicę dywergentną czyli ryfty, oraz granicę konserwatywną zdominowaną przez uskoki transformujące. Strefa subdukcji powstaje w miejscu gdzie płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę kontynentalną lub oceaniczną i zagłębia w płaszczu. Strefa ta charakteryzuje się silnym wulkanizmem oraz licznymi, mocnymi trzęsieniami ziemi związanymi z pogrążaniem się fragmentu płyty w płaszczu. Hipocentra trzęsień zlokalizowane są wzdłuż pogrążanego fragmentu skorupy oceanicznej – jest to tak zwana strefa Wadati - Benioff’a. Maksymalna głębokość do jakich sięgają subdukowaney fragmenty może wynosić nawet 660 km (np. typ Mariański), z kolei kąt zapadania, może wahać się średnio od 30 do 90 stopni. Sam moment powstania nowej strefy subdukcji nie został jeszcze dostatecznie wyjaśniony. Siła wynikająca z dużej gęstości schłodzonej płyty oceanicznej jest zdecydowanie zbyt mała, żeby zainicjować powstanie subdukcji (Kearey i inni, 2009). Ponieważ. w. strefach. subdukcji. skorupa. oceaniczna. jest. konsumowana,. obecnie najstarszy fragment in situ skorupy oceanicznej znajdujący się w jońskim fragmencie Morza Śródziemnego ma wiek od 270 do 230 Ma (późny perm – środkowy trias) (Müller i inni, 2008). W topografii dna oceanicznego strefa subdukcji manifestuje się głębokim rowem oceanicznym (np. rów Mariański, rów Chilijski) o głębokości znacznie większej niż średnia głębokość równi abysalnych (tj.: około 4 - 6 tys. metrów). Największą głębokość, tj.: 10911 m, odnotowano w rowie Mariańskim w tak zwanej Głębi Challenger’a. 8.

(10) Szerokość rowów oceanicznych waha się przeważnie od 50 – 100 km, a ich zbocza tworzą niesymetryczną V kształtną dolinę (Kearey i inni, 2009). W zależności od erozji i transportu, rów oceaniczny może być wypełniony osadami, tworzącymi tak zwaną pryzmę akrecyjną. Spotykane są również strefy subdukcji gdzie cała pokrywa osadowa zdeponowana na płycie oceanicznej jest wraz z nią pogrążana w płaszczu (Kearey i inni, 2009). Kształt strefy subdukcji oraz cały zespół procesów związanych z pogrążaniem się płyty oceanicznej zdeterminowany jest przez kilka czynników, takich jak prędkość płyt, wiek subdukowanej płyty czy ilość osadów na niej się znajdujących. W zależności od kąta zapadania subdukowanego elementu, powstają dwa podstawowe typy stref subdukcji. W przypadku niskich wartości kąta (10⁰ do 45⁰), powstaje „chilijski” (andyjski) typ strefy subdukcji, cechujący się reżimem kompresyjnym skorupy znajdującej się ponad subdukowanym elementem. Ten typ występuje gdy pogrążana płyta oceaniczna jest relatywnie młoda i w związku z tym jest niewychłodzona i lekka. W przypadku starszych elementów skorupy oceanicznej, kąt zapadanie jest znacznie większy - nawet do 90⁰. W takim przypadku ponad subdukowanym fragmentem występuje reżim ekstensyjny, który może doprowadzić do powstania basenu załukowego oddzielonego od rowu oceanicznego łukiem wysp wulkanicznych (typ mariański) lub oderwanym fragmentem kontynentu (typ japoński) (Stern, 2002; Sdrolias i Müller, 2006; Kearey i inni, 2009). Sekwencja osadowa wypełniająca basen załukowy uwarunkowana jest zarówno przez obszary źródłowe jak i fazy rozwoju basenu (Ingersoll, 1988). Pierwsza faza rozwoju związana. z. ekstensją. załukową. cechuje. się. znacznym. udziałem. osadów. wulkanoklastycznych. Poszerzaniu basenu towarzyszy zwykle powstanie stożków osadów spływów grawitacyjnych głównie od strony aktywnego łuku wysp. Dojrzały basen załukowy charakteryzuje się z kolei zwiększeniem udziału osadów pelagicznych i hemipelagicznych w profilu. Zamykaniu się basenu towarzyszy depozycja synorogenicznych utworów o cechach fliszu (Carey i Sigurdsson, 1984; Ingersoll, 1988). Niezależnie od typu, ponad subdukowanym fragmentem skorupy oceanicznej zlokalizowane są liczne wulkany usytuowane wzdłuż krawędzi kontynentu (np. Andy), lub występujące w formie łuku wysp (np.: Antyle czy Aleuty).. 9.

(11) Fig. 3 Schemat strefy subdukcji z basenem załukowym (na podstawie: Stern, 2002). Strefy ryftowe powstają w przypadku rozbieżnego ruchu płyt. W miejscu tym, na. wskutek. magmatyzmu. zasadowego. tworzy się. nowa. skorupa. oceaniczna.. W morfologii dna oceanicznego strefy ryftowe tworzą grzbiet oceaniczny, zwykle o wysokości 2-3 km i szerokości 1000 - 4000 km. W osi grzbietu znajduje się głęboka i wąska dolina ryftowa o głębokości do 2,5 km i szerokości 30-50 km (Kearey i inni, 2009). Kształt grzbietu oceanicznego uzależniony jest w dużej mierze od tempa rozsuwania się płyt – im większe tempo tym elementy ryftu są słabiej zarysowany w topografii (Kearey i inni, 2009; Macdonald, 1982). Badania geofizyczne przeprowadzone ponad grzbietami oceanicznymi, wskazują na istnienie w górnym płaszczu ciała o obniżonej gęstości, którego geneza nie została na razie jednoznacznie wyjaśniona (Kearey i inni, 2009). W zależności od stadium rozwoju, ryfty można podzielić na kontynentalne (np. ryft afrykański) lub oceaniczne (np. ryft atlantycki). Strefy te charakteryzują się płytkimi i stosunkowo słabymi trzęsieniami ziemi oraz, w przypadku ryftów oceanicznych, charakterystycznym wulkanizmem zasadowym, w którego efekcie tworzą się między innymi bazalty typu MORB. Powstanie ryftu tłumaczy się między innymi aktywnością plam gorąca, ponad którymi powstają systemy trójzłączy typu ryft – ryft – ryft. Z układu trzech protoryftów część rozwija się tworząc aktywny ryft, a część zamiera tworząc tak zwane aulakogeny (Frisch i inni, 2011). 10.

(12) Uskoki transformujące umożliwiają przesuwanie się płyt względem siebie. W odróżnieniu od uskoku przesuwczego, końce uskoku transformującego wygaszają się w strefie subdukcji lub strefie ryftu (Wilson, 1965; Kearey i inni, 2009). Na wskutek akumulacji naprężeń, wzdłuż uskoku dochodzi do powstania trzęsień ziemi, czego najbardziej znanym przykładem jest uskok San Andreas w Kalifornii, stanowiący granicę pomiędzy oceaniczną płytą pacyficzną a kontynentalną płytą północnoamerykańską. Kolejnym elementem wynikającym z tektoniki płyt są trójzłącza, które powstają w miejscu gdzie trzy płyty stykają się ze sobą (Fig. 4). Spośród teoretycznie możliwych 16 trójzłączy, obecnie jedynie 6 jest powszechnie spotykanych (Kearey i inni, 2009). W zależności od geometrii oraz rozkładu prędkości poszczególnych płyt, trójzłącze może być stabilne i jego kształt nie ulegnie zmianie, lub niestabilne - w takim wypadku będzie dążyło do uzyskania reżimu stabilnego. Możliwe są przypadki gdzie więcej niż 3 płyty stykają się ze sobą, powstają wtedy czterozłącza, które jednak są bardzo niestabilne i natychmiast ewoluują do pary trójzłączy (Kearey i inni, 2009).. Fig. 4 Przykładowe trójzłącza. Typ R-R-R (a), R-r-r (b) i T-r-r (c), gdzie R - ryft, r - rów oceaniczny, T uskok transformujący. Konsekwencją wędrówki płyt jest rozpad i tworzenie się nowych kontynentów. Pełny cykl rozpadu i utworzenia się nowego kontynentu opisuje cykl Wilsona (Wilson, 1966; Dewey i Burke, 1974). Modelowy cykl Wilsona obejmuje dziewięć etapów (Whitmeyer i inni, 2007): 1. Stabilny kraton kontynentalny 2. Początek tworzenia się ryftu kontynentalnego na wskutek aktywności plam gorąca 11.

(13) 3. Tworzenie się wczesnej domeny oceanicznej 4. Dojrzały ocean z pełni wykształconymi pasywnymi krawędziami po obu stronach 5. Inicjacja subdukcji i powstanie łuku wysp wulkanicznych 6. Kolizja łuku wysp z kontynentem 7. Tworzenie się łańcucha górskiego 8. Kolizja typu kontynent – kontynent, połączona z tworzeniem się orogenu i całkowitym zamknięciem domen oceanicznych 9. Penelpenizacja nowego kontynentu Rozwinięciem cyklu Wilsona jest cykl superkontynentalny (supercontinental cycle lub continental supercycle) opisujący długookresowy cykl łączenia się kontynentów w jeden superkontynent i następnie jego rozpadu. Obecne położenie kontynentów jest efektem rozpadu ostatniego superkontynentu Pangei, uformowanego pod koniec ery paleozoicznej. Na podstawie danych geologicznych i geofizycznych stwierdzono istnienie w przeszłości kilku superkontynentów (np.: Rodinia, Pannocja) (np.: Golonka, 2007).. 12.

(14) 2.2 Metodyka rekonstrukcji wędrówki kontynentów 2.2.1 Podstawy matematyczne Matematyczne podstawy opisu ruchu na sferze zostały opisane przez Euler’a, który udowodnił, że dowolne przemieszczenie punktu po powierzchni sfery może być odwzorowane jako jego obrót wokół osi przechodzącej przez środek kuli, a której przecięcie się. z. powierzchnią. sfery. nazywane. jest. biegunem. Eulera. (Fig.. 5).. W związku z tym, przy założeniu, że płyty tektoniczne zachowują swój kształt podczas swojej wędrówki, każde przemieszczenie można opisać przy pomocy powyżej opisanego twierdzenia (Greiner, 1999). Współrzędne bieguna Eulera [E] oraz wartość kąta obrotu [φ] (mierzonego zwykle przeciwnie do ruchu wskazówek zegara) definiują rotację Eulera: rotacja Eulera = ROT[E, φ] W związku z tym, przemieszczenie punktu A do pozycji A’, może być opisane wzorem: 𝐴′ = 𝑀𝐴 gdzie: A – pierwotne położenie punktu, A’ – położenie punktu po rotacji, M – macierz rotacji,. 13.

(15) Fig. 5 Położenie punktu w układzie kartezjańskim i geograficznym. Rotacja punktu A do położenia A' względem bieguna E.. gdzie, macierz M może być rozłożona na trzy osobne rotacje: . T – transformację układu x, y, z w x’, y’, z’ w taki sposób, że biegun Eulera jest wektorem jednostkowym na osi z’ (Fig. 5),. . R – rotację wokół osi z’ o zadany kąt φ,. . T-1 – powrót do wyjściowego układu współrzędnych,. w związku z czym: 𝑀 = 𝑇𝑅𝑇 −1 Możliwość wykorzystania twierdzenie Eulera w rekonstrukcji wędrówki kontynentów została wykazana już w latach 60-tych XX wieku (Bullard i inni, 1965), i była rozwijana w latach późniejszych (Pitman i Talwani, 1972). W tektonice płyt operuje się dwom typami. 14.

(16) biegunów Eulera (obrotu). Pierwszy z nich - całkowity biegun rotacji (finite rotation pole), odnosi się do całkowitego względnego obrotu opisującego przemieszczenie dwóch płyt względem siebie. Z kolei drugi typ – chwilowy biegun rotacji (stage rotation pole), opisuje względne przemieszczenie dwóch płyt względem siebie w okresie o stałej rotacji (Greiner, 1999). Wynika z tego zależność, że suma chwilowych biegunów rotacji jest równa całkowitemu biegunowi rotacji. 2.2.2 Układ odniesienia Na podstawie danych geologicznych i geofizycznych przeważnie możliwe jest odtworzenie jedynie względnego przemieszczenia się płyt. W związku z tym, podczas rekonstrukcji zwykle jedna płyta stanowi punkt odniesienia i względem niej opisuje się rotację pozostałych elementów. Z wielu względów, między innymi na potrzeby modelowania konwekcji w płaszczu ziemskim, rekonstrukcji cyrkulacji prądów oceanicznych czy określenia paleodługości geograficznej, istnieje potrzeba określenia bezwzględnego układu odniesienia (Torsvik i inni, 2008). Przyjmuje się, że absolutny układ odniesienia. powinien. opisywać. ruch. litosfery. względem. dolnego. płaszcza. (Kearey i inni, 2009). Powszechnie stosowane bezwzględne ramy odniesienia bazują głównie na plamach gorąca (z ang.: hot spot), jednak ze względu na wiek skorupy oceanicznej metoda ta ma ograniczony zasięg czasowy (Golonka i Bocharova, 2000). Wszelkie rekonstrukcje wcześniejszych ruchów kontynentów są obarczone błędem ze względu na brak możliwości określenia paleodługości geograficznej (Greiner, 1999; Torsvik i inni, 2008). Układ odniesienia bazujący na plamach gorąca opiera się na obserwacji łańcuchów oceanicznych wysp wulkanicznych, które są efektem przesuwania się płyty ponad plamą gorąca. W efekcie powstaje szereg wysp wulkanicznych, z których najstarsze są najbardziej odległe od pióropusza magmy. Klasycznym przykładem tego typu wysp są Wyspy Hawajskie. W podstawowym wariancie tej metody zakłada się niezmienne położenie „hot spotów” w czasie, aczkolwiek szczegółowe obserwacje wskazują na ich nieznaczne przemieszczenia. W związku z tym opracowywane są bardziej złożone modele uwzględniające kwazistacjonarność „hot spot’ów” (Torsvik i inni, 2008). Ostatnie badania wskazują na możliwość wykorzystania LSVP jako bezwzględnego układu odniesienia. Metoda ta opiera się na obserwacji, że krawędzie LSVP, tak zwane „PGZ” od ang.: Plume Generation Zones, są miejscem generowania pióropuszy magmy, które na powierzchni Ziemi mogą być obserwowane jako plamy gorąca (hot spot’y), pokrywy lawowe (w skrócie LIP, od ang.: Large Igneous Province) czy kimberlity. 15.

(17) Obserwacje te, w połączeniu z niezmiennym położeniem LSVP przynajmniej w okresie ostatnich 300 milionów lat, pozwalają na bezwzględne określenie zarówno paleoszerokości jak i paleodługości geograficznej. Potwierdzenie przypuszczenia o stabilności LSVP w okresie całego fanerozoiku pozwoliło by na weryfikację i uściślenie rekonstrukcji wędrówek kontynentów (Torsvik i Cocks, 2012). Osobnym problemem jest prędkość całej litosfery względem dolnego płaszcza. Przy założeniu jednorodnej grubości i lepkości litosfery wraz z astenosferą, suma wszystkich prędkości powinna znosić się do zera (Kearey i inni, 2009).. 2.2.3 Wybrane geologiczne i geofizyczne nośniki informacji paleogeograficznej 2.2.3.1 Paleomagnetyzm Jednym z podstawowych narzędzi służących do odtworzenia położenia płyt są dane paleomagnetyczne. Z uwagi na fakt, że oś dipola ziemskiego pola magnetycznego w przybliżeniu pokrywa się z osią obrotu Ziemi oraz, że większość skał zachowuje informację w postaci pierwotnej naturalnej pozostałości magnetycznej, obserwując różnice w kierunku wektora namagnesowania próbki a współczesnym polem magnetycznym, można odtworzyć położenie skały w czasie jej powstania. Dzięki tej metodzie, ze względu na symetrię osiową ziemskiego pola magnetycznego można odtworzyć jedynie szerokość geograficzną (paleoszerokość) (Mortimer, 2004). Innym przykładem wykorzystania informacji magnetycznej są pasmowe anomalie magnetyczne. Anomalie te powstają wzdłuż ryftów w obrębie skorupy oceanicznej na wskutek cyklicznych przebiegunowań ziemskiego pola magnetycznego. Wylewająca się magma podczas zastygania namagnesowuje się zgodnie z panującym w danym momencie polem magnetycznym. Anomalie pasmowe dostarczają bezwzględną informację na temat tempa rozrostu dna oceanicznego, dzięki czemu są niezwykle ważnym nośnikiem informacji. Ponieważ większość skorupy oceanicznej uległa subdukcji, zastosowanie pasmowych anomalii magnetycznych ma zastosowanie ograniczone do rekonstrukcji nie starszych niż mezozoik (Mortimer, 2004; Müller i inni, 2008). Innym. zastosowaniem. inwersji. ziemskiego. pola. magnetycznego. jest. magnetostratygrafia, wydzielająca epoki o jednorodnym okresie polaryzacji pola, dzięki czemu możliwa jest globalna korelacja stratygraficzna (Mortimer, 2004).. 16.

(18) 2.2.3.2 Inne metody geofizyczne Zastosowanie metod geofizycznych w rekonstrukcjach tektoniki płyt i paleogeografii jest bardzo szerokim zagadnieniem. W uproszczeniu, metody geofizyczne polegają na pomiarze pól fizycznych i na podstawie ich zmienności wnioskowaniu na temat budowy Ziemi. Pola fizyczne mogą być pochodzenia naturalnego (np.: pole siły ciężkości, pole magnetyczne ziemskie) lub sztucznego (np.: fala akustyczna czy elektromagnetyczna). W przypadku na przykład badań sejsmicznych wykorzystuje się, zarówno fale wzbudzane jak również pochodzenia naturalnego (trzęsienia ziemi). Poniżej, w dużym skrócie przedstawiono wybrane metody (Mortimer, 2004). Metody sejsmiczne – analiza przebiegu fal akustycznych jest jedną z najważniejszych metod rozpoznania budowy Ziemi. Wyróżnić można metody bazujące na źródle naturalnym w postaci trzęsień ziemi, bądź na źródle sztucznie generowanym. W pierwszym przypadku analiza przebiegu fal sejsmicznych generowanych przez trzęsienia ziemi dostarcza informacji o wnętrzu ziemi, między innymi o własnościach sprężystych kolejnych stref (tj.: jądro, płaszcz, skorupa). Dzięki tomografii sejsmicznej możliwe jest umożliwia również obrazowanie stref subdukcji, niejednorodności płaszcza czy określenie zasięgu LSVP. Metody przy użycia źródła wzbudzanego sztucznie, dostarczają, w zależności od zastosowanej technologii i mocy źródła, informację z płytszych stref, obrazując głównie pokrywę osadową, jak również skorupę ziemską, zasięg strefy Moho oraz najpłytszą część górnego płaszcza. Metody pomiaru pola grawitacyjnego i geomagnetycznego – metody polegają na pomiarze rozkłady wartości siły grawitacji oraz wartości natężenia pola magnetycznego w czasie i przestrzeni i na tej podstawie wnioskowania o budowie wgłębnej Ziemi. Metody te stosuje się między innymi do rozpoznania dużych stref tektonicznych, granic jednostek tektonicznych czy ciał magmowych, jak również anomalii w obrębie płaszcza. 2.2.3.3 Uskoki transformujące Analiza uskoków transformujących do rekonstrukcji wędrówki kontynentów była opracowana jako jedna z pierwszych metod określania względnego bieguna obrotu. Biorąc pod uwagę, że uskoki transformujące zlokalizowane wzdłuż jednego ryftu, stanowią fragmenty kół małych o wspólnym środku będącym biegunem obrotu, możliwe jest jego znalezienie poprzez konstrukcję kół wielkich prostopadłych do uskoków transformujących. Biegun obrotu będzie wyznaczony poprzez przecięcie się kół wielkich (Kearey i inni, 2009).. 17.

(19) Metoda ta ma znaczne ograniczenia, wynikające między innymi z wieku współczesnej skorupy oceanicznej oraz dokładności mapowania uskoków transformujących. 2.2.3.4 Skały jako nośnik informacji paleogeograficznej Podstawowym nośnikiem informacji na temat rozwoju geotektonicznego dostarczają kompleksy skalne interpretowane pod kątem paleogeograficznym. Poniżej przedstawiono wybrane przykłady. Osady pelagiczne – są to głównie różnego typu mułowce i iłowce ze śladowa ilością materiału terygenicznego oraz niewielką zawartością grubszych frakcji. Do tej grupy zalicza się głównie droboziarniste osady krzemionkowe i węglanowe tworzące się poprzez depozycje. fragmentów. organizmów. nektonicznych. i. bentonicznych.. Cechą. charakterystyczną tych osadów jest ciągła i jednostajna depozycja w długim interwale czasu (Hunke i Mulder, 2011). Pomijając rolę osadów pelagicznych jako wskaźnika batymetrycznego, szczególnie ważne dla rekonstrukcji paleogeograficznych są należące do tej grupy radiolaryty, które zwykle są pierwszym osadem przykrywającym skorupę oceaniczną, w związku z czym często współwystępują one z sekwencjami ofiolitowymi umożliwiając ich proste datowanie (Condie, 1997; De Wever i inni, 2001). Pryzmy akrecyjne – tworzą się poprzez fałdowanie osadów wypełniających rowy oceaniczne. Najczęściej są to osady o charakterze turbidytów, oraz podrzędnie pelagiczne osady pokrywające skorupę oceaniczną. Na wskutek ciągłego podsuwania się skorupy oceanicznej pod kontynent lub łuk wysp wulkanicznych, osady zdeponowane na dolnej płycie są z niej „zdzierane” i przyłączane do płyty górnej. Na wskutek postępującej subdukcji osady formowane są w serię nasunięć, z których najmłodsze zlokalizowane są najbliżej rowu oceanicznego. Na wskutek erozji nasunięć i recykling materiału skalnego powstają osady chaotyczne złożone z różnego typu skał osadowych, metamorficznych i magmowych (Kearey i inni, 2009). Granitoidy – geochemiczna klasyfikacja granitoidów wyróżnia cztery podstawowe typy granitów: „S”, „I”, „A” i „M”. W roku 1974 Chappel i White (Chappell i White, 1974) wyróżnili dwie podstawowe odmiany granitów: typ S i typ I. Typ S powstaje na wskutek przetopienia skał osadowych lub suprakrustalnych. Granity typu I tworzone są poprzez magmy pochodzące z przetopienie infrakrustalych skał wulkanicznych. Wyróżnione w 1979 roku (Loiselle i Wones, 1979) granity typu A odnoszą się głównie alkaicznych granitów pochodzenia anorogenicznego. Typ A nie ma jednoznacznie zdefiniowanego źródła magmy. A-granity powstają zwykle w obrębie stabilnych kratonów w reżimie tensyjnym i formują 18.

(20) niewielkie ciała, w porównaniu z I- i S-granitami. Zwykle też postdatują wcześniejsze intruzje granitowe odmiennego typu (Clemens i inni, 1986). Granity typu M powstają na wskutek frakcjonalnej krystalizacji magmy. Cechują się podwyższoną zawartością plagioklazów, często współwystępują z gabrami i tonalitami. Klasyfikacja geotektonicza dzieli granitoidy na trzy grupy: granity orogeniczne, anorogeniczne i przejściowe (Pitcher, 1997). Granity orogeniczne powstają a środowiskach oceanicznych łuków wysp, aktywnych krawędzi kontynentalnych oraz w strefach kolizji kontynentalnych. W strefach aktywnych krawędzi dominują tonality i granodioryty, z kolei w przypadku stref kolizji kontynentów występują głównie migmatyty i leukogranity. Granity anorogeniczne są typowe dla ryftów kontynentalnych (granity, sjenity typu A w klasyfikacji geochemicznej) i oceanicznych (plagiogranity typu M). Granity przejściowe są to granitoidy związane postorogenicznym wynoszeniem i kolapsem. Reprezentowane są one przez bimodalne granodioryty typu I, S i A. Bazalty – podobnie jak granity wykazują duże zróżnicowanie, które może być wiązane między innymi z różnym środowiskiem geotektonicznym ich tworzenia. Kryterium geotektoniczne pozwala wyróżnić następujące główne typy bazaltów: bazalty grzbietów śródoceanicznych (nazywane w skrócie „MORB” od Mid-Ocean Ridge Basalts, bazalty wysp oceanicznych (OIB – Ocean Island Basalts), bazalty łuków wysp oceanicznych (IAB – Island Arc Basalts), oraz bazalty pokryw lawowych (LIP – Large Igneous Provinces). Bazalty typu MORB dzielą się na podtyp „N”, czyli normalne, „E” (z ang. enriched) wzbogacone o składniki z głębokiego płaszcza, oraz „T” (z ang. transitional) czyli przejściowe. Bazalty N-MORB związane są przetapianiem górnego płaszcza. Z kolei bazalty E-MORB, nazywane również niekiedy P-MORB (od ang. plumes, czyli pióropusza magmy), łączone są głównie z obszarami aktywnych plam gorąca i pióropuszy magmy. Ponieważ źródło magmy dla tego typu bazaltów znajduje się w dolnym płaszczu, są one wzbogacone o pierwiastki niekompatybilne, w tym pierwiastki lekkich ziem rzadkich (LREE). Bazalty typu T-MORB mają charakterystykę przejściową i powstają poprzez wymieszanie magm typu N-MORB i E-MORB. Istnieje również silna korelacja pomiędzy chemizmem bazaltów typu MORB a prędkością rozsuwania się płyt w strefie ryftu. Bazalty ryftów charakteryzujących się bardzo niskimi prędkościami mają niższe zawartości sodu i żelaza w porównaniu do ryftów o szybkim tempie rozrostu (Kearey i inni, 2009). Bazalty wysp oceanicznych (OIB) powstają na wskutek przesuwania się płyty oceanicznej ponad stabilną plamą gorąca. Efektem tego procesu są wyspy wulkaniczne położone wzdłuż linii obrazującej ruch płyty oceanicznej (np.: Wyspy Hawajskie, 19.

(21) czy Wyspy Kanaryjskie). Chemizm bazaltów OIB również jest zróżnicowany ze względu głównie na grubość skorupy oceanicznej (Humphreys i Niu, 2009), jednak za źródło magmy uważa się dolny płaszcz, na co wskazują podwyższone zawartości pierwiastków ziem rzadkich (REE). Bazalty związane z nadsubdukcyjnymi łukami wysp oceanicznych (IAB) powstają na wskutek przetopieniu w płaszczu pogrążanej skorupy oceanicznej wraz z jej pokrywą osadowa. IAB wykazują podobieństwo do bazaltów N-MORB, jednak w stosunku do nich charakteryzują się podwyższonymi zawartościami pierwiastków z grupy LILE (large ion lithophile elements). Podobieństwo geochemiczne bazaltów IAB i N-MORB wskazuje na podobne źródło magmy (to jest górny płaszcz). Bazaltom łuków wysp wulkanicznych towarzysza zwykle również andezyty (Perfit i inni, 1980; Kearey i inni, 2009). Kolejna grupą są bazalty związane z pokrywami lawowymi (LIP). Pokrywy lawowe to duże obszary o powierzchni do kilku milionów kilometrów kwadratowych, występujące zarówno w obszarach skorupy kontynentalnej jak i oceanicznej. Przykładami tego typu formacji mogą być pokrywy bazaltowe Dekanu czy Syberii, lub, w wypadku skorupy oceanicznej, Wyniesienie Kergueleńskie. W grupie tej można wydzielić kilka podtypów: kontynentalne pokrywy bazaltowe (CFB od ang.: Continental Flood Basalts), pokrywy bazaltowe basenów oceanicznych (OBFB od ang.: Ocean Basin Flood Basalts), gór podmorskich (SMT od ang.: seamount), plateau oceaniczne (OP od ang.: Oceanic Plateau), grzbiety podmorskie (SR od ang.: Submarine Ridge) (Coffin i Eldholm, 1994). Bazalty związane z LIP są zróżnicowane w składzie, aczkolwiek ich powstanie związane jest najprawdopodobniej z aktywnością plam gorąca i strefami PGZ (Burke i inni, 2008; Torsvik i Cocks, 2012). Powstanie pokryw lawowych jest procesem gwałtownym – przypuszcza się, że formują się one w przeciągu kilku milionów lat (Kearey i inni, 2009). Ofiolity – są to zachowane fragmenty skorupy oceanicznej, które nie uległy subdukcji i zostały nasunięte na skorupę kontynentalną w procesie obdukcji w strefach kolizji (Condie, 1997). Typowy profil sekwencji ofiolitowej składa się z najniżej leżących skał ultramaficznych (w tym harzburgity, dunity i gabra), powyżej występują perydotyty i gabra warstwowane (kumulaty), gabra izotropowe z ciałami plagiogranitów, które przykryte są kompleksem dajek i żył pokładowych. Najwyższym fragmentem sekwencji ofiolitowej są bazaltowe lawy poduszkowe przykryte osadami głębokomorskimi osadami klastycznymi (np. radiolaryty) (Condie, 1997; Kearey i inni, 2009). Badania wskazują, że środowiskiem powstania ofiolitów są głównie baseny załukowe (Stern, 2002). Fakt nasunięcia się ciężkiej skorupy oceanicznej na lżejszą kontynentalną nie został również do tej pory jednoznacznie 20.

(22) wyjaśniony – obecnie rozważane jest kilka możliwych mechanizmów obdukcji (Condie, 1997; Wakabayashi i Dilek, 2003; Stern, 2004; Kearey i inni, 2009). 2.2.4 Komputerowe metody rekonstrukcji – program GPlates Program GPlates został stworzony ramach projektu EarthByte Project realizowanym na Uniwersytecie w Sydney, przy współpracy z Kalifornijskim Instytutem Technologicznym (CalTech), oraz norweskimi służbami geologicznymi (NGS). GPlates daje możliwość bardzo intuicyjnej pracy nad zagadnieniem ruchu płyt litosfery. Możliwość importowania różnego typy danych (graficznych, wektorowych i liczbowych), różne sposoby wizualizacji oraz interaktywny tryb pracy, dają użytkownikowi nowe możliwości i narzędzia. Program działa w systemach Windows, Linux oraz MacOS X i jest oprogramowaniem darmowym, rozpowszechnianym na podstawie licencji GNU GPL. Podstawowym, stworzonym dla potrzeb GPlates, formatem plików, w jakim mogą być zapisywane wszystkie obiekty, jest format .gpml, bazujący na języku XML. Jednak każdy element może być importowany lub eksportowany do popularnych formatów takich jak: .shp, .dat, .plates czy .xy. Dzięki tej opcji GPlates może wymieniać dane z innymi programami służącymi do analizy i wizualizacji danych geograficznych (ArcGis, GMT, itp.) oraz jest kompatybilny z wcześniejszymi programami do rekonstrukcji paleogeografii (np.: Plates,). W GPlates obiekty obrazujące różnego typu elementy geotektoniczne lub abstrakcyjne mogą być zarówno tworzone bezpośrednio w programie lub importowane z splików, których format jest rozpoznawany przez GPlates. Jak już wcześniej nadmieniono, obiektami w programie mogą być zarówno elementy budowy strukturalnej (plamy gorąca, strefy subdukcji, szwy tektoniczne, granice kontynentów, ryfty, uskoki, etc.), oraz elementy abstrakcyjne, jak na przykład różnego typu izolinie. W programie każdy obiekt opisany jest przy pomocy atrybutów, które są tożsame z atrybutami plików shapefile. Najważniejszymi atrybutami obiektów są: . FeatureType (typ obiektu). . Name (nazwa). . Description (opis). . PlateID (numer identyfikujący element). . ValidTime. (opisuje. moment. pojawienia. i. zaniku. danego. elementu). 21.

(23) Dodatkowo, w celu dokładniejszego opisu elementów, w programie zostały stworzone różne typy obiektów, które posiadają dodatkowe, charakterystyczne atrybuty. Takimi typami są m. in.: . Transform (uskok transformujący). . SubductionZone (strefa subdukcji). . HotSpot (plama gorąca). . IslandArc (łuk wysp). . Craton (kraton). . Isochrone (izochrona). . ContinentalRift (ryft kontynentalny). . MidOceanRidge (ryft oceaniczny). Dla przykładu, obiekty zakwalifikowanym jako ryft kontynentalny lub oceaniczny (ContinentalRift, MidOceanRidge) może mieć przypisaną dodatkowo informację czy dany ryft jest aktywny czy nie (isActive=True lub isActive=False). Kolejną podstawową funkcją jest możliwość importowania oraz eksportowania plików do rastrów w popularnych formatach (np.: jpg, bmp). Program umożliwia również tworzenie czasowych sekwencji z bitmap (time-dependent raster), co oznacza, że obrazy wyświetlane podczas. rekonstrukcji. przypisane. są. do. określonego. interwału. czasowego.. Należy zaznaczyć, że w GPlates każdy plik widziany jest jako warstwa na podkładzie w postaci globu. Podstawowym zagadnieniem geotektoniki jest rekonstrukcja przemieszczenia się elementów tektonicznych na sferze. W programie, do opisania przemieszczeń, wykorzystuję się twierdzenie Eulera, mówiące że ruch dowolnego elementu na sferze może być opisany jako. obrót. tego. elementu. względem. osi. przechodzącej. przez. środek. kuli.. W celu przeprowadzenia rekonstrukcji przemieszczeń w GPlates, niezbędny jest plik tekstowy, w którym zapisana jest informacja o współrzędnych bieguna obrotu w zadanym interwale czasowym, prędkości kątowej, oraz hierarchia płyt. Konstrukcja pliku wygląda następująco:. 302. 515.0. -15.55. 147.52. 148.78. 000. !. 302. 545.0. -10.74. 140.13. 137.38. 000. !. Tab. 1 Fragment pliku ASCII z sekwencją biegunów Eulera dla płyty 302 (kraton Bałtyki). 22.

(24) Gdzie w pierwszej kolumnie znajduje się numer płyty (PlateID), a w drugiej wiek w milionach lat. Kolejne trzy kolumny to odpowiednio szerokość i długość geograficzna bieguna obrotu oraz kąt obrotu. W następnej kolumnie znajduje się numer płyty względem, której odbywa się ruch. Po znaku wykrzyknika zwykle następuje komentarz. W programie, dzięki narzędziu służącemu do interaktywnego określania położenia obiektu (Modify Reconstruction Pole), użytkownik ma możliwość przesunąć dowolny obiekt na wybrane miejsce na globie w wybranym czasie geologicznym. Program, na podstawie przemieszczenia, samodzielnie wylicza współrzędne bezwzględnego bieguna obrotu oraz prędkość kątową, a następnie, po akceptacji użytkownika, automatycznie generuje wpis do pliku rotacyjnego. Z uwagi na fakt, że informacje na temat ruchów płyt kontynentalnych w dużej mierze pochodzą z badań paleomagnetycznych, w programie umieszczony został moduł umożliwiający wykorzystanie tego typu informacji podczas rekonstrukcji ruchu płyt. GPlates posiada dużą ilość narzędzi ułatwiających pracę nad zagadnieniami rekonstrukcji. Warto podkreślić że, poza klasyczną metodą bazującą na rotacji elementów o stałych kształtach, w programie wbudowany jest algorytm „Continuously Closing Plates Algorithm”. W tym podejściu, każdy poligon, reprezentujący na przykład płytę tektoniczną lub domenę oceaniczną, zdefiniowany jest przez skończoną ilość linii lub punktów, z których każdy posiada własną sekwencję biegunów Eulera. Poligony w ten sposób zdefiniowane (dynamiczne), mają stale zamknięty obwód w funkcji czasu przy zmieniającym się kształcie (Gurnis i inni, 2012). Dodatkowo, poza geometrycznymi możliwościami rekonstrukcji położenia, program ułatwia również analizę ilościową i jakościową stworzonych modeli.. 2.3 Nazewnictwo Zgodnie z przyjętą zasadą nazwy jednostek geologicznych pisano z małej litery, opierając się głównie na systematyce zawartej w „Regionalizacji Tektonicznej Polski” (Żelaźniewicz i inni, 2011). Jednak w przypadku gdy człon nazwy jednostki geologicznej odpowiada jednostce geograficznej, na przykład „masyw Gór Sowich”, uznaje się przedstawioną pisownie za poprawną. Z uwagi na fakt, że obecnie większość artykułów wydawanych jest w języku angielskim, niejednokrotnie brak jest polskich odpowiedników nazw jednostek geologicznych. Problematyczna też jest kwestia polskiej pisowni i odmiany nazw zagranicznych. W przypadku nazw własnych obcojęzycznych starano się zachować 23.

(25) pisownie możliwie bliską oryginału (np.: „pasmo Starego Mesta”, zamiast „pasmo Starego Miasta”, czy „kompleks Mariánske Lázne” zamiast „kompleks Mariańskich Łaźni”), chyba, że w literaturze polskojęzycznej dana jednostka ma już powszechnie przyjętą nazwę. W związku z tym, że w rekonstrukcjach paleogeograficznych operuje się nazwami nieistniejących już obszarów geograficznych (np.: kontynentów czy oceanów), uznano za zasadne pisać ich nazwy z wielkiej litery, tak jak jest to powszechnie przyjęte w odniesieniu do współczesnych nazw geograficznych (na przykład: Gondwana, Bałtyka, Laurosja, Ocean Rei czy Ocean Iapetus).. 24.

(26) 3 Geologia obszaru badań W poniższym rozdziale scharakteryzowano jednostki tektoniczne Europy Centralnej ze szczególnym uwzględnieniem Masywu Czeskiego. Przedstawione informację stanowiły podstawę do stworzenia modelu. W nawiasach podano skróty, które dla uproszczenia będą używane na mapach oraz w dalszej części pracy.. 3.1 Awalonia (Av) Awalonia jako osobny kontynent istniała w ordowiku. Był on jednym z pierwszych mikrokontynentów zaliczanych do terranów perygondwańskich, który wraz z innymi jednostkami, oderwał się od Gondwany ok. 485 Ma, np.: (Winchester i inni, 2002; Golonka, 2007; Stampfli i inni, 2013). Na przełomie ordowiku i syluru, Awalonia na wskutek dwuetapowej kolizji, początkowo z Bałtyką (około 440Ma), a następnie z Laurencją (około 425 Ma), utworzyła kontynent Laurosji (Ziegler, 1989; Golonka, 2007). Efektem kolizji Awalonii z Bałtyką była orogeneza kaledońska, której efekty w obszarze Polski są słabo widoczne – zaznaczają się głównie w zachodniopomorskiej części kratonu wschodnioeuropejskiego (Mizerskii inni, 2012). Granice Awalonii w Europie wyznaczają od północnego - wschodu szew oceanu Tornquista, szew o. Iapetus od północnego – zachodu, oraz szew oceanu Rei od południa (Winchester i inni, 2002). Geograficznie, w Europie z elementów Wschodniej Awalonii zbudowana jest skrajnie południowa część Anglii (przylądek Dover), większa część Niemiec, fragment północno - wschodniej Francji oraz północno - zachodnia Polska. W Ameryce Północnej, fragment Zachodniej Awalonii buduje Nową Szkocję i Nową Funlandię.. 3.2 Blok małopolski (MB) Blok (terran) małopolski należy prawdopodobnie do pierwszych terranów oderwanych od Gondwany i przyłączonych do Bałtyki już w środkowym kambrze (Malinowskii inni, 2005). Na uwagę zasługuje fakt zgodności pozornych ścieżek wędrówek bieguna dla MB i Bałtyki dla wczesnego i środkowego kambru i ich rozbieżność we wczesnym ordowiku (Nawrocki i Poprawa, 2006). Niektóre, starsze badania paleomagnetyczne wskazują na wielkoskalowe przemieszczanie się bloku małopolskiego wzdłuż południowo wschodniej krawędzi Bałtyki na przełomie dewonu i karbonu (Lewandowski, 1993), aczkolwiek nowe badania wskazują na stałą pozycję MB względem Bałtyki co najmniej od wizenu (Szaniawski, 2008). 25.

(27) Granice tej jednostki stanowią dwie regionalne dyslokacje: strefa uskokowa Kraków – Lubliniec i dyslokacja świętokrzyska (Fig. 6). Skały krystaliczne bloku małopolskiego nie zostały rozpoznane żadnymi wierceniami. Na podstawie refrakcyjnych profili sejsmicznych (projekt CELEBRATION) głębokość do ich stropu szacuje się na około 10 km (Malinowski i inni, 2005). Skały krystaliczne przykryte są słabozmetamorfizowanymi skałami ediakaru o cechach fliszu. Paleozoiczna pokrywa, zbudowana ze skał od kambru po karbon, ma charakter mozaikowy, będący wynikiem licznych etapów erozji oraz zrębową budową tektoniczną. Wyjątek stanowi rejon dyslokacji świętokrzyskiej, gdzie dominuje fałdowy styl tektoniczny (Buła i inni, 2008).. 3.3 Terran Brunovistulicum (Brunowistulia) (Bv) Jednostka Brunovistulicum z geograficznego punktu widzenia zlokalizowana jest głównie na terenie południowej Polski i wschodnich Czech. Niewielki jej fragment zajmuje obszar skrajnie północnej Słowacji. Północno - wschodnia granica jednostki przebiega wzdłuż strefy uskokowej Kraków - Lubliniec, odgraniczając ją od bloku małopolskiego. Strefa ta stanowi prawdopodobnie przedłużenie strefy uskokowej Kraków – Hamburg (Buła i inni, 2008). Od zachodu Brunovistulicum graniczy z jednostką moldanubską Masywu Czeskiego. Dokładny przebieg tej granicy utożsamiany jest ze śląsko - morawską strefą uskokową i ze względu na waryscyjską pokrywę płaszczowinową jej dokładny przebieg jest trudny do wyznaczenia (Pharaoh, 1999; Buła i inni, 2008). Z kolei miąższa pokrywa mezozoiczno - kenozoiczna Karpat utrudnia określenia południowego zasięgu jednostki. Tradycyjnie uważa się, że stanowi ją uskok perypieniński rozgraniczający Karpaty Zewnętrzne od Wewnętrznych (Buła i inni, 2008). Terran Brunowistulii zbudowany jest z dwóch podrzędnych jednostek tektonicznych: bloku Brna i bloku górnośląskiego (Buła i inni, 2008) (Fig. 6). Ze względu na niejednoznaczne dane paleomagnetyczne i paleontologiczne lokalizacja tej jednostki w późnym proterozoiku i w kambrze nie jest jednoznacznie określona (Fig. 7) (Kalvoda i inni, 2008). Wyniki głębokich badań sejsmicznych eksperymentów POLONAISE 97 i CELEBRATION 2000 wskazują na podobieństwo skorupy podłoża Brunovistulicum do skorupy Wschodniej Awalonii i strefy istambulskiej. na. wschodzie. (Fingeri. inni,. 2000;. Malinowski,. et. al,. 2005;. Kalvoda et al., 2008). Świadczyć to może o jego gondwańskim - okołoawalońskim pochodzeniu. Za tą teorią przemawiają również dane paleomagnetyczne, geochemiczne oraz geochronologiczne, jednak ze względu na podobieństwo kambryjskich trylobitów, wysuwane były również teorie na temat perybałtyckiego pochodzenia tego terranu 26.

(28) (Nawrockii inni, 2004). Najnowsze poglądy starają się pogodzić rozbieżności danych geofizycznych i paleontologicznych, sugerując oderwanie się bloku Brunovistulicum we wczesnym kambrze i jego transport wzdłuż obecnej zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego w środkowym ordowiku, o czym może świadczyć brak zgodności pozornej wędrówki biegunów magnetycznych dla Bałtyki i Brunowistulii w kambrze (Winchester i inni, 2002; Nawrockii inni, 2004; Kalvoda i inni, 2008).. Fig. 6 Uproszczony szkic strukturalny powierzchni podpermskiej Polski południowej (na podstawie Buła i inni, 2008). Najstarszymi skałami udokumentowanymi na obszarze Brunowistulii są skały krystaliczne wieku archaicznego udokumentowane w okolicy Krakowa (wiek powstania około 2,8 – 2,6 mld lat temu), powyżej których znajdują się skały krystaliczne wieku od 1020 do około 520 mln lat (Buła i inni, 2008). Na podstawie wierceń lokalnie stwierdzono występowanie zmetamorfizowanych oraz silnie zdeformowanych tektonicznie osadów fliszowych oraz zlepieńców polimiktycznych należących do ediakaru (Buła i Żaba, 2005). Kambr dolny i środkowy, nawiercony jedynie w południowej części jednostki, reprezentowany jest przez osady klastyczne. Osady ordowiku rozpoznane w północnej części bloku górnośląskiego zbudowane są zarówno z osadów klastycznych jak i węglanów. Sylur reprezentowany jest przez allochtoniczne, ciemne łupki graptolitowe, które zostały opisane jedynie na bloku Brna (Buła i Jachowicz, 1996). Skały dolonopaleozoiczne lub prekambryjskie przykryte są niezgodnie przez osady dewońsko - karbońskie. W części zachodniej jednostki metawulkaniczno – osadowe utwory dewonu uległy 27.

(29) metamorfizmowi. na. wskutek. waryscyjskich. procesów. tektonometamorficznych. (Schulmann i Gayer, 2000). W części wschodniej i południowej dewon dolny reprezentowany jest przez osady typu old red, a środkowy i górny przez osady platformy węglanowej, na których zalegają dolnokarbońskie osady węglanowe (Narkiewicz, 2007). Następnie na wskutek zmian warunków sedymentacji doszło do powstania miąższych osadów kulmu, czyli synorogenicznych osadów o cechach fliszu, oraz powstania rozległej platformy węglanowej wzdłuż południowej granicy Laurosji. Granica pomiędzy osadami węglanowymi, nazywanym ogólnie wapieniem węglowym, a kulmem jest trudna do uchwycenia i wykształcona jest w formie kalciturbidytów przewarstwianych osadami kulmu (McCanni inni, 2008). W części zachodniej utwory kulmu były deponowane już na przełomie dewonu i karbonu, z kolei w części południowej i południowo - wschodniej dopiero w wizenie (Buła i inni, 2008). Początek namuru związany jest z początkiem węglonośnej sedymentacji molasowej, która trwała aż po najniższy westfal, czego efektem jest powstanie nagromadzeń węgla kamiennego w Górnośląskim Zagłębiu Węglowym. Silna późnokarbońska aktywność tektoniczna, będąca efektem kolizji Brunovistulicum oraz Masywu Czeskiego, zaskutkowała pofałdowaniem osadów paleozoicznych w zachodniej części jednostki. W części wschodniej osady te wykazują blokowy styl tektoniczny (Buła i inni, 2008).. 28.

(30) Fig. 7 Możliwe położenie terranu Brunovistulicum w kambrze (na podstawie Kalvoda i inni, 2008). 3.4 Masyw Czeski Masyw Czeski jest jednym z kilku dużych zlokalizowanych w Europie elementów reprezentujących waryscyjski etap rozwoju tektonicznego. W klasycznej pracy z 1927 roku (Kossmat, 1927) wyróżniono w jego obrębie dwie główne jednostki: saksoturyńską w części północnej, oraz moldanubską, która obejmuje zarówno obszar terranu Tepla-Barrandian jak również Moldanubicum sensu stricto. Od północy i północnego wschodu Masyw Czeski, poprzez wyniesienie środkowoniemieckie (Mid-German Crystaline High) oraz strefę renohercyńską, graniczy z mikrokontynentem Wschodniej Awalonii. Strefa renohercyńska oraz wyniesienie środkowoniemieckie utożsamiane jest ze szwem powstałym na wskutek zamknięcia się oceanu Rei podczas orogenezy waryscyjskiej (np.: Franke, 2000; Zeh i Gerdes, 2010). W części południowo – wschodniej granicę stanowi śląsko – morawska. 29.

(31) strefa uskokowa, za którą znajduję się Brunovistulicum (Fig. 8, Fig. 6). Południowa część strefy moldanubskiej graniczy z północną granicą orogenu alpejskiego. Na wskutek skomplikowanej historii geologicznej, Masyw Czeski jest nieustannym przedmiotem badań i kontrowersji. Obecnie większość badaczy uznaje, że wszystkie jednostki tektoniczne budujące Masyw Czeski należą do grupy terranów armorykańskich (Armorican Terrane Assemblage,), które na wskutek wieloetapowej orogenezy waryscyjskiej przyłączyły się do Laurosji, np.: (Crowley i inni, 2000; Stampfli i inni, 2002; Lewandowski, 2003; Mazur i inni, 2010; Stampfli inni, 2013; Kroner i Romer, 2013). Wysuwane były jednak hipotezy, że przynajmniej część jednostek, to jest na przykład Blok Gór Sowich czy Tepla – Barrandian, mogą mieć bałtycko – awalońskie pochodzenie (Cymerman, 1998; Golonka i Gawęda, 2012).. Fig. 8 Uproszczona mapa Masywu Czeskiego (na podstawie: Nance i inni, 2010, zmienione). 3.4.1 Saksoturyngia (Sx) Terran saksoturyngii jest jednym z terranów należących do grupy terranów armorykańskich (z ang.: Armorican Terrane Assembly – w skrócie ATA) (Tait i inni, 1997; Matte, 2001). O jego przynależności do tej grupy terranów świadczą między innymi kopalne górnoordowickie osady lodowcowe (tyllity) niespotykane na obszarze Awalonii, informacje biogeograficzne, jak również dane paleomagnetyczne rozbieżne z pozorną wędrówką 30.

(32) biegunów Awalonii, sugerujące okołogondwańskie położenie Saksoturyngii we wczesnym paleozoiku (Steiner i Falk, 1981; Pharaoh, 1999). Południową granicę tego terranu wyznacza prawdopodobnie linia łącząca kompleks ofiolitowy Mariánske Lázne z jednostką Leszczyńca – dokładny przebieg nie może być śledzony na powierzchni, aczkolwiek wyraźnie zaznacza się on w pomiarach geofizycznych. (Guy i inni, 2011).. Północną i północno zachodnią granicę tworzy strefa środkowoniemieckiego wyniesienia krystalicznego. Od północnego – wschodu za granicę przyjęto uskok śródsudecki, w związku z czym do strefy saksoturyńskiej należy również zaliczyć przynajmniej fragment Sudetów Zachodnich, tj.: masyw karkonosko – izerski, jak i masyw łużycki (Fig. 9). Niektórzy autorzy sugerują, że elementem terranu saksoturyńskiego może być również kopuła orlicko - śnieżnicka (Chopin i inni, 2012). W 2007 roku zaproponowano podział terranu saksoturyngii na trzy jednostki: autochtoniczną, strefę nasuwczo przesuwczą i allochtoniczną (Kroner i inni, 2007; Kroner i inni, 2008). Jednostka autochtoniczna charakteryzuje się ciągłą sedymentacją od ordowiku po środkowy karbon włącznie. Wapienie dolno- i środkowokambryjskie zachowały się wyłącznie lokalnie ze względu na późnokambryjski epizod erozyjny. Dolny ordowik reprezentowany jest przez miąższe (do 3000 m) utwory silikoklastyczne szelfu wewnętrznego, przechodzące w osady pelitowe głębszego szelfu. Z kolei, późnoordowickie zlodowacenie pozostawiło po sobie tyllity. Sekwencja kambryjsko-ordowicka reprezentuje etap ekstensji związanej powstawaniem oceanu Rei. Z kolei osady sylursko – środkowodewońskie reprezentowane są przez czarne łupki, czerty i głębokowodne wapienie. Podwyższona aktywność tektoniczna w późnym dewonie spowodowała depozycję osadów turbidytowych. Na przełomie wczesnego i środkowego karbonu nastąpiła diachroniczna sedymentacja dystalnych turbidytów w części centralnej, południowowschodniej i północno-zachodniej jednostki. Etap ten był poprzedzony depozycją środkowoturnejskich czarnych łupków. Strefa nasuwczo - przesuwcza do dewonu środkowego ma wykształcenie podobne do jednostki autochtonicznej. We wczesnym franie epizod wzmożonej aktywności wulkanicznej i tektonicznej doprowadził do zuskokowania obszaru oraz do powstania licznych intruzji magmowych o początkowo kwaśnym charakterze, który w późniejszym etapie przybrał charakter zasadowy (Gehmlich i inni, 2000). Zuskokowanie obszaru doprowadziło do zróżnicowania reliefu dna basenu, co przejawia się lukami w sedymentacji i dużą zmiennością facjalną górnodewońskich osadów. Z kolei głębokomorskie osady turneju związane są propagacją orogenu waryscyjskiego. 31.

(33) Jednostka allochtoniczna nosi ślady ultrawysokich ciśnień i temperatur wskazujących na zaangażowanie początkowo w proces subdukcji, a następnie szybko ekshumowane. Eklogity Münchbergu. wskazują. na. dewoński. metamorfizm. wysokociśnieniowo. –. wysokotemperaturowy. Z kolei, w kompleksie Erzgebirge metamorfizm o podobnym charakterze miał miejsce w dolnym karbonie. Ekshumacja miała charakter diachroniczny i obejmowała okres od 400 do 340 Ma.. Fig. 9 Szkic geologiczny jednostki saksoturyńskiej (na podstawie: Kroner i inni, 2008). 1 – kompleks Műnchenberg, 2 – kompleks Erzgebirge (część zachodnia), 3 – kompleks Erzgebirge (cześć wschodnia). 3.4.2 Tepla - Barrandian (TB) Tepla – Barrandian jest jednostką położoną w centralnej części Masywu Czeskiego. Od północy graniczy ona z terranem saksoturyńskim, a od południa ze strefą moldanubską sensu stricto. Stanowi on osobną jednostkę tektoniczną, której podłoże zostało uformowane podczas orogenezy kadomskiej. W odróżnieniu od otaczających go jednostek, to jest saksoturyńskiej i moldanubskiej, TB uległ jedynie słabym przeobrażeniom podczas orogenzy waryscyjskiej (Kroner i inni, 2008). Wyjątek stanowią części brzeżne, o wyższym stopniu metamorfizmu. W ujęciu regionalnym w profilu TB można wyróżnić dwa piętra: kadomskie podłoże oraz kambryjsko - dewońską pokrywę osadowa. Protolitem skał podłoża kadomskiego były ediakarańskie osady głębokomorskie oraz kwaśne i zasadowe skały. 32.

(34) wulkaniczne. Środowisko powstania tych skał określa się na kontynentalny lub oceaniczny łuk wulkaniczny . Istotnym epizodem w paleozoicznym rozwoju tej jednostki była późnodewońska kolizja typu kontynent - kontynent z terranem saksoturyńskim, będąca efektem zapoczątkowanej w sylurze subdukcji skorupy oceanicznej (Schulmann i inni, 2009). 3.4.3 Jednostka moldanubska (Moldanubicum) (Mo) Jednostka moldanubska, zajmuje południową część Masywu Czeskiego. Graniczny on od północy zarówno z terranem Saksoturyngii jak i terranem Tepla – Barrandianu, z kolei od strony wschodniej z Brunovistulicum. Południowa cześć przykryta jest osadami fliszowymi Alp Wschodnich. Jednostka ta reprezentuje najbardziej zerodowane fragmenty „korzeni” orogenu waryscyjskiego. Ze względu na skomplikowaną budowę wyróżniono trzy enigmatyczne piętra strukturalne: Ostrong (również nazywane piętrem monotonicznym), Drosendorf (piętro zróżnicowane) i Gföhl. Najniższe z nich - Ostrong cechuje się jednostajną litologią i zbudowane jest głównie z paragnejsów i migmatytów, dla których protolitem były górnoproterozoiczno – ordowickie szarogłazy skaleniowo – potasowe. Podrzędnie występują ciała ortognejsów, amfibolitów, kwarcytów i eklogitów (Kroner i inni, 2008). Powyżej jednostki Ostrong, znajduje się jednostka Drosendorf o zróżnicowanej litologii. W jej skład wchodzą przede wszystkim paragnejsy, jak również kwarcyty, granitognejsy, marmury, kwaśne i zasadowe skały metawulkaniczne (amfibolity, metagabra i podrzędnie eklogity) (O'Brien i Vrana, 1995; Racek i inni, 2006; Kroner i inni, 2008). Najwyżej położona jednostka Gföhl również wykazuje duże zróżnicowanie litologiczne. Dla tej jednostki charakterystyczne są, zmetamorfizowane w warunkach wysokich ciśnień i temperatur, skały ultrazasadowe płaszcza (piroksenity i perydotyty) i eklogity, tworzące ciała w obrębie skał bardziej bogatych w krzemionkę, jak granitognejsy migmatytowe, metagranity i granulity (Štípská i Powell, 2005; Kroner i inni, 2008). Dewońsko – karboński relacje pomiędzy jednostką moldanubską a pozostałymi jednostkami Masywu Czeskiego nie są do końca wyjaśnione. Niewątpliwie w tym czasie nastąpiła ekshumacja, połączona z migmatyzacją i silnymi procesami plutonicznymi, powodującymi powstanie dużych syn- i postorogenicznym intruzji granitoidowych (Schulmann i inni, 2009). Ostatnio zaproponowany geodynamiczny model waryscyjskiej ewolucji Masywu Czeskiego, a w szczególności jednostki moldanubskiej, wskazuje, że jednostka ta powstała 33.

(35) na wskutek deformacji strefy moldanubskiej (moldanubskiego basenu załukowego) na wskutek niestabilności gęstości oraz emisji ciepła, pogrążonej skorupy oceanicznej, która w formie diapirów była wyciskana ku górze (Schulmann i inni, 2009; Lexa i inni, 2011; Maierová i inni, 2012; Maierová i inni, 2014).. 3.5 Sudety Sudety stanowią północno – wschodnie obrzeżenie Masywu Czeskiego. Podział fizykogeograficzny wyróżnia Sudety Zachodnie, Środkowe i Wschodnie (Kondracki, 1964). Z kolei w geologii tradycyjnie wydzielane były jedynie Sudety Zachodnie i Wschodnie, jednakże ostatnio niektórzy autorzy postulują konieczność wydzielenia części Sudetów Zachodnich jako Sudetów Centralnych (Aleksandrowski i Mazur, 2002) - według tego podziału wyróżnia się następujące jednostki: 1. Sudety Zachodnie: . masyw łużycki i pasmo łupków ze Zgorzelca. . jednostkę kaczawską. . masyw karkonosko izerski. 2. Sudety Centralne: . masyw gór sowich. . ofiolit śródsudecki. . basen świebodzic. . basen bardzki. . metamorfik kłodzki. . masyw orlicko-śnieżnicki. . pasmo Nowego Mesta. . strefa Niemczy i Skrzynki. . pasmo Starego Mesta. . masyw amfibolitowy Niedźwiedzia. . basen śródsudecki. 3. Sudety Wschodnie . płaszczowina Wielkiego Vrbna. . jednostka Brannej i płaszczowina Keprnika. . kopuła Desny. . masyw Strzelina 34.

(36) W uogólnieniu, w budowie Sudetów można wyróżnić następujące kompleksy skalne (Mazur i inni, 2010): 1. Neoproterozoiczne niemetamorficzne lub przeobrażone skały magmowe oraz kompleksy osadowo – wulkaniczne 2. Górnokambryjskie granity zmetamorfizowane podczas orogenezy waryscyjskiej 3. Zmetamorfizowane sekwencje wieku ordowicko – sylurskiego; głównie wulkaniczno – osadowe kompleksy ekstensyjnych basenów sedymentacyjnych 4. Sylursko – dewońskie skały zasadowe, stanowiące fragmenty kompleksu ofiolitowego 5. Dewońskie i dolnokarbońskie sekwencje osadowe zarówno pasywnych jak i aktywnych krawędzi kontynentalnych 6. Wypełnienia górnopaleozoicznych basenów śródgórskich. 7. Karbońskie syn- i postorogeniczne intruzje granitoidowe Skały neoproterozoiczne reprezentują wydarzenia zachodzące na aktywnej krawędzi Gondwany związane z orogenezą kadomską. Do tych jednostek zalicza się metamorfik kłodzki, masyw łużycki, masyw karkonosko – izerski oraz masyw orlicko – śnieżnicki. Granitoidy górnokambryjskie łączone są z inicjacją ryftu kontynentalnegow obrębie Gondwany. Ten typ granitu widoczny jest w masywie karkonosko – izerskim (granit rumburski) (Żelaźniewicz i inni, 2003). Ordowicko – sylurskie skały osadowe deponowane były w warunkach postępującej ekstensji w basenie podścielonym skorupą oceaniczną. Występują one głównie w jednostce południowych Karkonoszy oraz w jednostce kaczawskiej. Sylursko – dewońskie skały zasadowe stanowią rozczłonkowany fragment kompleksy ofiolitowego. Wiek protolitu został określony na 420 – 400 Ma (Dubińska i inni, 2004, Kryza i Pin, 2010). Ofiolit Sudecki występuje w formie kilku odosobnionych ciał. Skały zasadowe o podobnej charakterystyce znajdują się również w jednostce kaczawskiej (Aleksandrowski i Mazur, 2002). Wypełnienia górnopaleozoicznych basenów śródgórskich obejmują dewońsko – karbońskie sekwencje osadowe. Późnodewońska, przeważnie węglanowa sedymentacja dewońska, poprzedzona lokalnie zidentyfikowanymi osadami zlepieńca podstawowego, na wskutek gwałtownych ruchów wypiętrzających przechodzi w karbonie w osady fliszowe, chaotyczne lub, w przypadku basenu Świebodzic w osady deltowe (Porębski S. J., 1997).. 35.

(37) Karbońskie granitoidy można podzielić na dwie grupy. Do pierwszej z nich należą synorogeniczne intruzje powstałe w okresie od 340 do 330 Ma. Związane są one z głównym etapem płaszczowinowania w obszarze polskiej części Masywu Czeskiego. Do tej grupy należą między innymi następujące ciała granitoidowe: intruzja kłodzko – złotostocka, granity Niemczy i Jawornika, czy tonality Starego Mesta. Intruzje te charakteryzują się niewielkimi rozmiarami i często występującymi deformacjami. Druga grupa to postorogeniczne intruzje granitoidowe, tworzące znacznej wielkości plutony. Zalicza się do nich pluton karkonoski, Strzelina, Żelaźniaka i Strzegomia Sobótki. Ich cechą charakterystyczną są szerokie aureole kontaktowe. Ciała te powstały w okresie 320 – 300 Ma na wskutek intruzji magm w wychłodzoną skorupę kontynentalną podczas pokolizyjnej ekstensji orogenu (Mazur i inni, 2007).. Fig. 10 Mapa geologiczna Sudetów (na podstawie: Aleksandrowski, Mazur, 2002; zmienione). 36.

(38) 3.5.1 Masyw łużycki i pasmo łupków ze Zgorzelca Masyw łużycki stanowi wschodnią część terranu saksoturyńskiego. Na obszarze tej jednostki odsłaniają się prekambryjskie szarogłazy powstałe na wskutek depozycji osadów z prądów grawitacyjnych oraz dwie generacje granodiorytów powstałych w środowisku kontynentalnego łuku wulkanicznego datowanych na 587 – 560 Ma i 540 – 530 Ma (Żelaźniewicz i inni, 2003). Kambryjsko – ordowicki wulkanizm związany z oderwaniem się Bałtyki od Gondwany przejawia się głównie w kompleksów skał granitowych typu S. Skały dewońskie reprezentowane są przez metabazyty występujące w rejonie Wrzeszczyna, Leśnej i Jeleniej Góry, których protolitem były różnego typu bazalty od wewnątrzpłytowych poprzez, sugerujące środowisko ryftowe bazalty typu MORB, jak również bazalty nadsubdykcyjne (Żelaźniewicz i inni, 2003). Według niektórych autorów, dane te są dowodem istnienia oceanu saksoturyńskiego oddzielającego terran saksoturyński od innych terranów należących do grupy terranów armorykańskich zlokalizowanych się na południe od niego (np.: Żelaźniewicz i inni, 2003). Pasmo łupków ze Zgorzelca budują fragmenty skał wieku od dolnego kambru po dolny karbon, które tworzą różnej wielkości olistolity w dolnokarbońskich osadach fliszowych. Pogląd, sugerujący, że ekwiwalentem pasma łupków ze Zgorzelca może być jednostka kaczawska, został zakwestionowany między innymi na podstawie inwentarzu skalnego oraz stopnia metamorfizmu (Aleksandrowski i Mazur, 2002). 3.5.2 Jednostka kaczawska Jednostka kaczawska zlokalizowana jest na NE obrzeżeniu masywu karkonoskiego i zbudowana jest z kilku nasunięć – płaszczowin, przykrytych powaryscyjską molasą (Aleksandrowski i Mazur, 2002). W dotychczasowych opracowaniach w kompleksie kaczawskim wydziela się trzy wyraźne sukcesje (Kryza i inni, 2007) (Fig. 11). Dolna zbudowana jest z kambro – ordowickich metawulkanitów z lawami poduszkowymi typu MORB oraz słabo zmetamorfizowanych. terygeniczno-. tufitowych. i. węglanowych. skał. osadowych. (w tym: formacja piaskowców z Gackowej, łupki radzimowickie i wapienie wojcieszowskie). Sukcesja ta najlepiej odsłania się w południowej części jednostki kaczawskiej (jednostki Świerzawy i Bolkowa) i jest interpretowana jako początkowy etap powstawania ryftu kontynentalnego związanego z rozpadem Gondwany. Piaskowce z Gackowej reprezentują płytkomorskie środowisko sedymentacji, do niedawna uznawana jako osady kambryjsko – ordowickie, obecnie uznawane są za górnoproterozoiczne (Kryza 37.