• Nie Znaleziono Wyników

Uwagi o wpływie struktury przedpola na formowanie się frontu nasunięć płaszczowinowych

N/A
N/A
Protected

Academic year: 2021

Share "Uwagi o wpływie struktury przedpola na formowanie się frontu nasunięć płaszczowinowych"

Copied!
5
0
0

Pełen tekst

(1)

Uwagi o wp³ywie struktury przedpola

na formowanie siê frontu nasuniêæ p³aszczowinowych

Orest Stupka*, W³odzimierz Mizerski**

Some remarks on the influence of the foreland structure on the formation of a frontal nappe thrust. Prz. Geol., 54: 430–434.

S u m m a r y . In this paper we describe relations between geological structure, shape and relief of the crystalline basement of the Precambrian cratons, and between rigid elements in Variscan orogens and the width of the younger fold belts in their foreland. The relations can be seen between the Baltic shield and Alpine belts. In places, where the fold belt is thrust over uplifted part of the craton’s fundament, the fold belt and its marginal foredeep are tight and the fold belt is very high. In places, where the fold belt is thrust over deep part of the fundament, the fold belt and its marginal foredeep are broad. Similar relations can be seen between the East European craton and Variscan fold belts.

Key words: geotectonics, orogen, marginal foredeep, craton

Niniejszy komunikat jest prób¹ zwrócenia uwagi na wa¿ne zagadnienie szerokoœci ³añcuchów górskich ró¿ne-go wieku i ich rowów przedgórskich. Analiza czêœci pasm fa³dowych w Europie, Azji, Ameryce Pó³nocnej i Po³udnio-wej, jak równie¿ przegl¹d literatury upowa¿ni³y autorów do poczynienia sugestii, i¿ szerokoœæ pasma fa³dowego, jak równie¿ szerokoœæ rowu przedgórskiego mog¹ byæ zwi¹zane z ukszta³towaniem fundamentu obszarów krato-nicznych, na który nasuwaj¹ siê struktury fa³dowe oroge-nu. Oznaczaæ to mo¿e, ¿e wp³yw g³êbokiego pod³o¿a na skalê nasuniêæ p³aszczowinowych, przynajmniej w niektó-rych ³añcuchach górskich, mo¿e byæ znaczny i warunko-waæ wielkoœæ nasuniêcia i szerokoœæ rowu przedgórskiego. Nie pretenduj¹c do przes¹dzania o planetarnej skali tej pra-wid³owoœci, autorzy pragn¹ zwróciæ uwagê na zaobserwo-wane przez siebie zale¿noœci.

W klasycznym schemacie ewolucji p³aszczowinowo-fa³-dowych struktur Alp, Karpat, Dobrud¿y, Krymu i Kaukazu zak³adano ich istnienie jako poszczególnych elementów œródziemnomorskiej strefy fa³dowej, które w procesie swe-go rozwoju zosta³y przewa¿nie odkorzenione od poprzed-niego pod³o¿a i nasuniête na przedpole, a w koñcowym etapie wykszta³ci³y na swoim przedpolu szersze lub wê¿-sze zapadliska i rowy przedgórskie. Platformy by³y przy tym traktowane jako sztywne, pasywne elementy geostruk-turalne, które tylko ogranicza³y zasiêg tych systemów, lecz nie wp³ywa³y na ich geotektoniczn¹ ewolucjê. Nie zwraca-no zbytniej uwagi na formê kratonu, na jego budowê i kszta³t, tj. na te elementy, które s¹ bardzo wa¿ne dla roz-strzygniêcia wzajemnych relacji miêdzy platform¹ a syste-mami fa³dowymi. Nie brano pod uwagê, ¿e s¹siaduj¹ce z ³añcuchem górskim struktury przedpola wp³ywaj¹ na for-mowanie siê struktury systemu fa³dowego i jego rowu przedgórskiego. A przecie¿ ju¿ Haug (1900) wypowiedzia³ pogl¹d, ¿e teoria górotwórczoœci powinna w sposób prze-konuj¹cy objaœniaæ nie tylko przyczyny powstawania

defor-macji tektonicznych, ale i lokalizacjê procesów fa³dowych zachodz¹cych w poszczególnych systemach górskich. Na zwi¹zki miêdzy ostateczn¹ konfiguracj¹ orogenu a ukszta³-towaniem brze¿nej strefy kontynentu, do której przylega orogen, zwraca³ równie¿ uwagê Thomas (1977). Skierowa-ne w stronê kontySkierowa-nentu wypuk³oœci orogenu mia³yby wype³-niaæ zatoki dawnej, pasywnej platformy, a wklês³e odcinki orogenu mia³yby odpowiadaæ dawnym przyl¹dkom czy pó³wyspom platformy. W takim ujêciu zak³adano bierne dostosowanie siê orogenu do kszta³tu krawêdzi pasywnej platformy (Dadlez & Jaroszewski, 1994).

Na wp³yw kszta³tu krawêdzi dwóch bloków kontynen-talnych ulegaj¹cych kolizji zwraca³ te¿ uwagê Tapponnier (1977). Gdy jeden blok kontynentalny wbija siê klinem w drugi i powstaje przy tym pasmo fa³dowe, nastêpuje orokli-nalne wygiêcie orogenu i rozsuniêcie bloków skorupo-wych znajduj¹cych siê po obu stronach wciskaj¹cego siê klina. Tapponnier wskazywa³ przy tym na wgniecenie brzegu Europy przez blok adriatycko-apulijski, a tak¿e przez blok anatolijski (p³ytê arabsk¹). Klasyczny przyk³ad dotyczy p³yty adriatycko-apulijskiej, która wciskaj¹c siê od po³udnia klinem w Europê spowodowa³a zjawisko tzw. tektoniki ucieczki (Tapponnier, 1977) — rozepchniêcie na boki bloków s¹siednich, w konsekwencji czego powsta³ ³uk Karpat na wschodzie i ³uk Alp Zachodnich na zacho-dzie.

Wp³yw nierównej krawêdzi jednej p³yty na rozwój gra-nicy konwergentnej miêdzy p³ytami podkreœlali te¿ Dewey i Burke (1974), twierdz¹c, i¿ czo³a nasuniêæ mog¹ wype³niaæ zatoki subdukowanej p³yty.

Bazuj¹ce na klasycznych koncepcjach, tradycyjne pogl¹dy o p³aszczowinowo-fa³dowych systemach Alp, Karpat, œrodkowej Dobrud¿y, po³udniowego Krymu i Wielkiego Kaukazu, funkcjonuj¹cych jako oddzielne ogni-wa jednego, wielkiego systemu, nie wyjaœni¹ ca³ej z³o¿onoœci ich geologicznej ewolucji, etapów deformacji tektonicznych, a przede wszystkim — genezy, wieku i intensywnoœci deformacji fa³dowych w tych, a nie innych rejonach. Rozpatrywane systemy fa³dowe ró¿ni¹ siê od sie-bie. Ka¿dy z nich, rozwijaj¹c siê zgodnie z ogólnymi dla tej czêœci alpejskiej strefy fa³dowej prawid³owoœciami tekto-nicznej historii, ma swój charakterystyczny inwentarz ska³, *Institute of Geology and Geochemistry of Combustible

Matertials, National Academy of Siences of Ukraine, Naukowa Str. 3a, 79053 Lviv, Ukraine

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

W. Mizerski O. Stupka

(2)

budowê i ewolucjê, które by³y uwarunkowane budow¹ sko-rupy ziemskiej i specyfik¹ strukturaln¹ jej górnej czêœci.

Wp³yw budowy, kszta³tu i przebiegu granic jednostek tektonicznych w brze¿nych czêœciach starych platform na rodzaj i ewolucjê s¹siaduj¹cych z nimi stref fa³dowych jest bardzo wyraŸnie widoczny zarówno w skali globalnej, jak i skali regionalnej. Potwierdzaj¹ siê funkcjonuj¹ce od cza-sów Arganda (1924) i Stauba (1924) pogl¹dy o tym, ¿e wielostrefowe deformacje pasma œródziemnomorsko-hi-malajskiego s¹ zwi¹zane z kolizj¹ litosfery Europy z trzema gondwañskimi blokami krystalicznymi: adriatyckim, arab-skim i indyjarab-skim (ryc. 1). Na skutek ka¿dej z tych kolizji powstawa³o w Eurazji charakterystyczne pole naprê¿eñ i pole struktur deformacyjnych. Jedno z nich powsta³o pod wp³ywem nacisku p³yty arabskiej, która miêdzy uskokiem lewantyjskim a uskokiem Zagrosu wchodzi klinem w bar-dziej plastyczne ska³y p³yty euroazjatyckiej. Poziomy ruch p³yty arabskiej spowodowa³ powstanie z³o¿onej, struktu-ralnej sytuacji w anatolijsko-irañskim segmencie strefy œródziemnomorsko-himalajskiej. Dalej na pó³noc, a tak¿e na wschód, w kierunku zapadliska nadkaspijskiego, subpo³udnikowa kompresja wywo³a³a subrównole¿nikow¹ tensjê, w wyniku której uformowa³y siê strefy podobne do ryftu jeziora Bajka³ czy ryftu Renu (Kopp, 2000). Skut-kiem dynamicznego oddzia³ywania p³yty arabskiej jest wspó³czesna, tektoniczna aktywnoœæ w tym regionie. Wdzieranie siê arabskiego klina na terytorium Kaukazu powoduje wiêkszoœæ silnych i g³êbokoogniskowych trzê-sieñ ziemi. Trzeba zauwa¿yæ, ¿e w³aœnie na terytorium le¿¹cym na pó³noc od Pamiru i Indii, a na pó³nocny wschód od p³yty arabskiej, nast¹pi³o g³ówne skrócenie skorupy

ziemskiej w ci¹gu ostatnich 10 mln lat — oszacowane na 150–250 km (Sborszczikow i in., 1981).

W zachodniej Europie mo¿na natomiast przeœledziæ wp³yw kszta³tu p³yty adriatyckiej na przebieg ³añcucha alpidów. P³yta adriatycka ma skorupê kontynentaln¹, a na jej brzegach znajduj¹ siê struktury kolizyjne. Jako element p³yty afrykañskiej (po³¹czony z ni¹ „mostem” kalabryj-sko-sycylijskim o œcienionej skorupie kontynentalnej), przemieszcza³a siê wraz z ni¹ pocz¹wszy od wczesnego mezozoiku. Wêglanowe ska³y mezozoiku regionu pery-adriatyckiego bardzo ró¿ni¹ siê sk³adem materia³u teryge-nicznego od jednowiekowych, wêglanowych ska³ pozosta³ej czêœci Europy i s¹ facjami typowymi dla po³udniowego skraju Tetydy. W eocenie kolizja p³yty adriatyckiej z kon-tynentem europejskim spowodowa³a powstanie alpejskie-go ³añcucha fa³dowealpejskie-go — od Gór Betyckich przez Alpy, Karpaty i Dynarydy, po Hellenidy.

Wp³yw budowy przedpola na strukturê i rozwój przy-leg³ej do niej alpejskiej strefy fa³dowej jest wyraŸnie widoczny, zarówno w obrêbie pasma alpejsko-karpackie-go, jak i przedalpejskich i przedkarpackich zapadlisk mola-sowych (Ziegler, 1987; Stupka & Mizerski, 2006).

Alpy Zachodnie charakteryzuj¹ siê najwy¿szymi wyso-koœciami i nieznaczn¹ szerokoœci¹ (50–60 km). To gigan-tyczny zespó³ p³aszczowin. Ich tektoniczne przemieszczenie nast¹pi³o w wyniku regionalnej, poziomej kompresji, zorientowanej prostopadle do kierunku rozci¹g³oœci Alp Zachodnich, która spowodowa³a tektoniczne rozwarstwie-nie skorupy ziemskiej na ró¿nych g³êbokoœciach. Jest to dobrze widoczne w po³udniowej czêœci Alp Penniñskich, sk³adaj¹cej siê z ³usek p³aszczowinowych nachylonych na

P£YTA DEKAÑSKA P£YTA ARABSKA P£YTA ADRIATYCKA ADRIATIC PLATE ARABIAN PLATE DECCAN PLATE platformy prekambryjskie Precambrian platforms

front nasuniêæ p³aszczowinowych i strefy subdukcji

front of the fold belts and subduction zones

uskoki przesuwcze i inne strefy roz³amowe

strike-slip and other faults

alpejskie pasma fa³dowe

Alpine fold belts

kierunek ruchu kontynentalnych p³yt litosfery w kenozoiku

direction of motion of the continental plates during Cenozoic

osie spredingu

axis of spreading

strefy o konsolidacji paleozoicznej lub kimeryjskiej przykryte miejscami osadami platformowymi

zones of the Palaeozoic and Cimmerian consolidation with platform sedimentary cover

MASYW CZESKI BOHEMIAN MASSIF MASYW TARYMSKI TARIM MASSIF GÓR YSKANDYNA WSKIE SCANDINAVIAN MOUNTAINS

Ryc. 1. Elementy strukturalne œródziemnomorsko-himalajskiej strefy fa³dowej (wg Stupki, 2004, zmodyfikowany) Fig. 1. Structural sheet of Mediterranean-Himalayan fold belt (after Stupka, 2004, modified)

(3)

po³udnie, zbudowanych z lercolitów, metabazytów i gra-nulitów. Metabazyty i granulity odpowiadaj¹ ni¿szej czêœ-ci skorupy kontynentalnej, a lercolity — fragmentom p³asz-cza. Na powierzchni znajduje siê pakiet ultrazasadowych ska³, który pogr¹¿aj¹c siê pod Nizinê Padañsk¹ ³¹czy siê z geofizycznie wyznaczon¹ powierzchni¹ Moho. Mo¿na go uwa¿aæ za wyciœniêty fragment p³aszcza. W³aœnie w Alpach Zachodnich nast¹pi³o najwiêksze skrócenie skorupy ziem-skiej. Ten segment Alp jest oddzielony od zachodnioeuro-pejskich waryscydów w¹skim rowem przedalpejskim.

Budowa Alp Zachodnich zdecydowanie ró¿ni siê od budowy Alp Wschodnich, znacznie szerszych i ni¿szych. Przedalpejski rów molasowy ma tu maksymaln¹ szerokoœæ i szybko zwê¿a siê w kierunku po³udniowej granicy Masy-wu Czeskiego.

W zachodnich i wschodnich Karpatach mo¿na wyró¿-niæ trzy sektory. Pierwszy z nich, do po³udnika Krakowa, ma szerokoœæ 60–100 km, a przed jego czo³em znajduje siê w¹ski rów przedgórski. Drugi ci¹gnie siê od po³udnika Krakowa do równole¿nika Czerniowców. Tutaj Karpaty fli-szowe i zapadlisko przedkarpackie s¹ najszersze (350 km), a ich ³uk jest skierowany ku NE. Specyficzn¹ cech¹ tego segmentu jest anomalna budowa skorupy. Jej asymetrycz-na strefa korzeniowa, zasymetrycz-najduj¹ca siê pod stref¹ skibow¹ i wewnêtrzn¹ czêœci¹ zapadliska przedkarpackiego, jest przemieszczona ku NE ze œrodkowej czêœci Karpat. Odci-nek o anomalnej budowie skorupy tworzy w planie pas sze-rokoœci 60–80 km. Jest on równoleg³y do brzegu kratonu wschodnioeuropejskiego. Granica Moho le¿y tu na najwiêk-szej g³êbokoœci — 60–67 km. Powy¿ej niej znajduje siê

warstwa, przez któr¹ fale sejsmiczne przechodz¹ z prêdkoœ-ci¹ 7,6–7,7 km/s. Przykrywa j¹ gruba seria ska³ (do 30 km) o szybkoœciach fal sejsmicznych 6,8–7,0 km/s. W³aœnie z tym fragmentem pokrywa siê regionalne minimum si³y ciê¿-koœci. Tu te¿ wystêpuj¹ najwiêksze z³o¿a wêglowodorów zarówno w Karpatach, jak i w zapadlisku przedkarpackim. W trzecim sektorze, po³o¿onym na po³udnie od równole¿-nika Czerniowców, nastêpuje silne zwê¿enie zapadliska i Karpat zewnêtrznych (30–50 km), ³añcuch jest wysoki, a jego tektonika jest bardzo skomplikowana.

Te cechy Alp i Karpat bardzo dobrze koresponduj¹ z budow¹ ich przedpola. Alpy Zachodnie, z ich w¹skim rowem przedgórskim, opieraj¹ siê o Masyw Centralny. Alpy Wschodnie natomiast i ich szeroki rów przedgórski wkraczaj¹ na niezdeformowan¹ p³ytê niemieck¹, gdzie w obrêbie rowu wystêpuj¹ z³o¿a ropy i gazu. Najszersza stre-fa Karpat i ich zapadliska przedgórskiego pokrywa siê z obszarem obni¿onego fundamentu platformy prekambryj-skiej oraz z przebiegiem paleoryftu wo³yñsko-orszañskie-go, a najwê¿sza — opiera siê o po³udniowo-zachodni stok tarczy ukraiñskiej oraz bêd¹ce jego kontynuacj¹ ku SW wyniesienie bukowiñskie, które pocz¹wszy od neoprotero-zoiku, charakteryzowa³o siê ci¹g³ymi ruchami wypiêtrza-j¹cymi. W³aœnie naprzeciw niego znajduje siê masyw mar-maroski i nastêpuje maksymalne zbli¿enie tarczy ukraiñ-skiej i wyniesienia bukowiñskiego z Karpatami (ryc. 2) oraz przegiêcie ³uku Karpat, które s¹ tu silnie wypiêtrzone.

Ró¿na szerokoœæ pasma fa³dowego Karpat Zachodnich i Karpat Wschodnich, jak równie¿ i odmienna szerokoœæ zapadliska przedkarpackiego przed czo³em Karpat

Zachod-100 500 1000 2000 2500 3000 3500 500 1000 1500 2000 100 300 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 Katowice Kraków MASYW MARMAROSKI MARMAROSA MASSIF MASYW CZESKI TARCZA UKRAIÑSKA ? BOHEMIAN MASSIF UKRAINIAN SHIELD

masywy Karpat wewnêtrznych

Inner Carpathians Massif

pieniñski pas ska³kowy

Pieniny Klippen Belt

blok górnoœl¹ski

Upper Silesian Block

Karpaty zewnêtrzne

Outer Carpathians

trzon paleozoiczny Gór Œwiêtokrzyskich

Palaeozoic core of Holy Cross Mountains

front fa³dowañ waryscyjskich

front of the Variscan folding

nasuniêcia w obrêbie pokrywy platformy prekambryjskiej

overthrusts within the Precambrian platform cover

front nasuniêcia Karpat

front of the Carpathians overthrust

uskoki

faults

izohipsy stropu fundamentu platformy wschodnioeuropejskiej [m]

isohypses of the East European Platform basement [m]

fragment platformy bêd¹cy elementem „zaporowym” wobec nasuwaj¹cego siê orogenu

platform fragment resisting the orogen advance

100 200km 0

Ryc. 2. Front nasuniêæ waryscyjskich i alpejskich w Europie œrodkowej w nawi¹zaniu do struktur tektonicznych przedpola Fig. 2. Variscan and Alpine fronts in central Europe in the context of the tectonic structure of their foreland

(4)

nich i Karpat Wschodnich nie znajduj¹ jednak istotne-go odzwierciedlenia w strukturze skorupy ziemskiej przedpola Karpat, rozpoznanej za pomoc¹ g³êbokich sondowañ sejsmicznych (Guterch & Grad, 2006). Mog³oby to sugerowaæ, ¿e skala nasuniêæ p³aszczowi-nowych i szerokoœæ zapadliska przedkarpackiego by³y uzale¿nione nie tyle od wewnêtrznej budowy skorupy, ile od skali wypiêtrzenia lub obni¿enia elementów przedpola Karpat w trakcie zak³adania zapadliska przedgórskiego i nasuwania siê p³aszczowin. Sugestiê tê mo¿na potwierdziæ tym, ¿e na obszarze po³udnio-wo-wschodniej Polski powierzchnia Moho obni¿a siê w kierunku NE, podczas gdy na po³udniku Krakowa — podnosi siê, uzyskuj¹c minimum w osi niecki mie-chowskiej (Guterch & Grad, 2006).

Relacje miêdzy ukszta³towaniem powierzchni Moho a skal¹ nasuniêæ p³aszczowinowych Karpat i szerokoœ-ci¹ zapadliska przedkarpackiego nie id¹ jednak w parze z ukszta³towaniem pod³o¿a skonsolidowanego. Zarów-no na zachodzie, jak i wschodzie polskiego segmentu Karpat i ich przedpola pod³o¿e skonsolidowane pod Karpatami podnosi siê ku pó³nocy (Oszczypko, 2006). WyraŸne ugiêcie tego pod³o¿a (o ile za takie mo¿na uznaæ neoproterozoiczno-dolnokambryjskie ska³y bloku ma³opolskiego) obserwujemy jedynie pod wschodni¹ czêœci¹ zapadliska przedkarpackiego.

Podobne do wystêpuj¹cych w paœmie alpejskim przyk³ady zale¿noœci przebiegu i budowy pasm fa³dowych od struktur przedpola mo¿na znaleŸæ na innych kontynen-tach. Tak¹ sytuacjê mo¿na przeœledziæ na SE skraju platfor-my pó³nocnoamerykañskiej, gdzie tektoniczny styl ³añcucha górskiego Appalachów i Ouachita pod wieloma wzglêdami podlega wp³ywowi wystaj¹cych elementów platformy, w pod³o¿u których znajduj¹ siê odpowiednio wyniesienie Cinncinati i wyniesienie Ozark. Z kolei kaledoñskie pasmo Gór Skandynawskich nie mog³o wykszta³ciæ przed swym czo³em rowu przedgórskiego, poniewa¿ p³aszczowiny kaledoñskie tworz¹ce siê w koñcowej fazie likwidacji oce-anu Iapetus nasuwa³y siê na wyniesiony, bardzo sztywny fundament kratonu Baltiki, nie przykryty tam pokryw¹ osadow¹ b¹dŸ o pokrywie znikomej mi¹¿szoœci. Podobne zale¿noœci miêdzy pasmami fa³dowymi a ich przedpolem obserwuje siê m.in. w fa³dowym systemie Wielkiego Kau-kazu, Uralu i na skraju platformy syberyjskiej. Zale¿noœæ miêdzy morfologi¹ ska³ prekambryjskiego fundamentu kratonów a szerokoœci¹ nasuniêtego na ich skraj pasma fa³dowego i zapadliska przedgórskiego jest równie¿ dobrze widoczna w budowie geologicznej kontynentu po³udnio-woamerykañskiego (ryc. 3). Innymi s³owy, zale¿noœæ ta to nie przypadkowe zjawisko w strukturze skorupy ziemskiej, a raczej globalna prawid³owoœæ.

Struktura peryferycznej czêœci kratonu wschodnioeu-ropejskiego oraz kszta³t jego granic znajduj¹ odzwiercie-dlenie w budowie i ewolucji strukturalnej przylegaj¹cego ³añcucha Karpat; najwiêksze komplikacje w budowie Kar-pat wystêpuj¹ tam, gdzie strukturalne elementy kratonu s¹ wysoko wyniesione lub klinem wdzieraj¹ siê w strefê fa³dow¹.

Wp³yw kszta³tu kratonu na strukturê przylegaj¹cej do niego strefy fa³dowej daje siê ³atwo wyt³umaczyæ, szcze-gólnie z pozycji mobilistycznych koncepcji tektogenezy. J. Dewey i J. Bird (1970) napisali na ten temat: Stopieñ

spajania kontynentów w rezultacie ich kolizji wzd³u¿ szwu kolizyjnego, skala i czas deformacji zale¿¹ od kszta³tu zde-rzaj¹cych siê kontynentów. W przypadku bardzo urozma-iconych stref brze¿nych, najwczeœniejsze i najsilniejsze deformacje w obrêbie pasma fa³dowego obejmuj¹ strefy, które jako pierwsze ulegaj¹ kolizji.

Wniosek ogólny o zale¿noœci szerokoœci pasma fa³dowego, skali jego nasuniêcia na przedpole i szerokoœci zapadliska przedgórskiego od struktury skorupy ziemskiej przedpola znajduje te¿ swoje odzwierciedlenie w przebie-gu europejskich waryscydów, które tym dalej nasunê³y siê na przedpole, im bardziej obni¿ony by³ skraj obszaru skon-solidowanego. Widaæ to wyraŸnie na obszarze Polski, gdzie front nasuniêæ waryscyjskich tworzy sigmoidê w miejscu, gdzie nie móg³ pokonaæ sztywnego bloku górno-œl¹skiego (ryc. 2). Stwarza to mo¿liwoœæ uznania wniosku za uniwersalny — dotycz¹cy ewolucji i budowy pasm fa³dowych ró¿nego wieku. W najbli¿szych miesi¹cach zostan¹ opublikowane wyniki analizy ró¿nowiekowych pasm fa³dowych pod tym w³aœnie k¹tem.

Na marginesie tych rozwa¿añ mo¿na równie¿ wyci¹-gaæ ostro¿ne wnioski o szerszym znaczeniu regionalnym, m.in. o przebiegu frontu nasuniêæ europejskich waryscy-dów. Na podstawie uk³adu struktur tektonicznych na ich przedpolu mo¿na przypuszczaæ, ¿e czo³o waryscydów, le¿¹ce wzd³u¿ masywu Brunovistulikum, na po³udnie od niego powinno ponownie odchyliæ siê ku wschodowi, bieg-n¹æ w kierunku WNW-ESE, by nastêpnie przybraæ kieru-nek NW-SE i ci¹gn¹æ siê po Dobrud¿ê, gdzie wszystkie g³ówne elementy tektoniczne maj¹ kierunek NW-SE i s¹ równoleg³e do skraju platformy (Misar, 1987). Potwierdze-niem tego mog¹ byæ kierunki waryscyjskich (choæ nie oro-genicznych) struktur tektonicznych na obszarze œwiêto-krzyskim (WNW-ESE) i w obrêbie paleozoicznego rowu

TA R C Z A G U J A Ñ S K A S Y N EK L I Z A A M A ZO N K I TA R C Z A B R A Z Y L I J S K A SYNEKLIZA PARANY ANDY G U I A N A S H I E L D B R A Z I L I A N S H I E L D ANDES A M A ZO N S Y N E CL I S E PARANA SYNECLISE PACYFIK PACIFIC 1000 2000km 0 fragment platformy bêd¹cy elementem „zaporowym” wobec nasuwaj¹cego siê orogenu

platform fragment resisting the orogen advance

Ryc. 3. Stosunek pó³nocnej czêœci orogenu andyjskiego i zapadliska

przedandyjskiego do jednostek kratonicznych Ameryki Po³udniowej

Fig. 3. Relation of northern part of Andean orogen and Andean foredeep

(5)

lwowskiego (NW-SE) na skraju platformy prekambryj-skiej (Mizerski & Stupka, 2005).

Autorzy zdaj¹ sobie sprawê z tego, ¿e zauwa¿one przez nich prawid³owoœci nie musz¹ mieæ zastosowania do wszystkich orogenów nasuniêtych na obszar kratoniczny. Bêd¹ wiêc wdziêczni Czytelnikom za podjêcie dyskusji na poruszony w komunikacie temat.

Sk³adamy podziêkowania mgr Katarzynie Skurczyñskiej-Gar-woliñskiej za wykonanie ilustracji.

Literatura

AGRAND E. 1924 — La tectonique de l’Asie. C.R. XIII Congr. Géol. Int. Belgique, 5: 171–372.

DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. Wyd. Nauk PWN, Warszawa.

DEWEY J.F. & BIRD J.M. 1970 — Mountain belts the new global tectonics. Journ. Geophys. Res., 75 (14): 2615–2647.

DEWEY J.F. & BURKE K. 1974 — Hotspots and continental bre-ak-up: implications for collisional orogeny. Geology, 2: 57–60. GUTERCH A. & GRAD M. 2006 — Lithospheric structure of the TESZ in Poland based on modern seismic experiments. Geol. Quart., 50 (1): 23–32.

HAUG E. 1900 — Les géosynclinaux et les aires continentales. Conti-bution a l’étude des regressions et de transgressions marines. Bull. Soc. Géol. Fr., XXVIII (3): 617–711.

LEONOV I.G. 1995 — Napria¿enia w litosfere i wnutriplitnaia tektoni-ka. Geotektonika, 6: 3–21.

KOPP M.L. 2000 — Novejszie deformacii Ckifskoj i juga Wosvocz-noevropejskoj platmorm kak rezultat dawlenia Arabijskoj plity. Geo-tektonika, 2: 26–42.

MISAR Z. 1987 — Regionalni geologie sveta. Academia Praha. MIZERSKI W. & STUPKA O. 2005 — Zachodni i po³udniowy zasiêg kratonu wschodnioeuropejskiego. Prz. Geol., 53: 1030–1039. OSZCZYPKO N. 2006 — Late-Jurassic-Miocene evolution of the Outer Carpathian fold-and-thrust belt and its foredeep basin (Western Carpathians, Poland), Geol. Quart, 50: 169–194.

SBORSZCZIKOV I.M., SAROSTIN L.A. & ZONENSHAIN J.P. 1981 — Strukturnaia evolucia wostocznoj czasti Alpijskogo pojasa Evrazii (sovremiennaia kinematika). Geotektonika, 6: 92–108.

STAUB R. 1924 — Der Bau der Alpen, Versuch einer Synthese. Beitr. Geol. Karte Schweiz, N.F., Lief., 52.

STUPKA O. 1986 — Geodinamicheskaia evolucia i struktura zemnoi kory iuga evropeiskoi chasti SSSR v dokembrii. Nauk. Dumka, Kiev. STUPKA O. 2001 — Peculiarities of the Alpine-Carpathian region and its dependence on marginal forland structure. Biul. Panstw. Inst. Geol., 396.

STUPKA O. 2004 — Wpliv kraivih struktur forlandu na osobliwosti i razvitok Alpijsko-Karpatskoi i Krimsko-Kavkazkoi skladchatikh sistem. Prac. Nauk. Tov. im. Szevczenka, Lviv, 12: 16–27.

STUPKA O. & MIZERSKI W. 2006 — Wp³yw struktury przedpola na formowanie siê frontu nasuniêæ karpackich. Prz. Geol., 54: 852–853. TAPPONNIER P. 1977 — Évolution tectonique du systéme alpin en Méditereranée: poinçonnement et écrasement rigide-plastique. Bull. Soc. Géol. Fr., 7, XIX: 437–460.

THOMAS A.W. 1977 — Evolution of Appalachian-Ouachita salients and recesses from reetrants and promontories in the Continental mar-gins. A. Jour. Soc., 277: 1233–1278.

ZIEGLER P.A. (red.) 1987 — Compressional intra-plate deformations in the Alpine foreland. Tectonophysics, 137: 389–420.

Praca wp³ynê³a do redakcji 15.11.2006 r. Akceptowano do druku 23.03.2007 r.

Cytaty

Powiązane dokumenty

Jednak to, czy dana instytucja kultury będzie pełnić rolę rze- czywistego ogniwa dystrybucji miejskich produktów marketingowych uzależ- nione jest głównie od

W wyniku przeprowadzonej analizy dotyczącej przyczyn migracji Polaków w Unii Europejskiej po 1 maja 2004 roku, autorka potwierdza postawioną hipotezę, że wciąż

[r]

Wybór pomiaru typu Głębokość, czyli odległości punktu od płaszczyzny zdefiniowanej przez trzy punkty pomiarowe jest tutaj jedynym, właściwym

W kręgu zainteresowania tej szkoły znalazły się zarówno problem y socjologii m iasta w dzisiejszym jej rozumieniu, jak i problem y socjologii zawodów, uwarstwienia

Radwański 1959), odznaczają się charakterystycmymi rysami tekstural- nymi. W przypadiku rozważanych utworów litoralnych zachowane są nie-.. TRANSGRESJA DOLNEGO TORTONU NA

Krystaliczne przerosty złota oraz charakterystyczne ba- nieczkowate lub drobnorobaczkowe skupienia Au (często w paragenezie z minerałami ilastymi), które zrastając się

The motions of a vertical body of revolution, which is floating in the presence of waves, present a problem of interest in several connections.. The naotions of a spar buoy, of